陈小丹，梁楚进*，董昌明

(1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室，浙江 杭州 310012；2. 国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；3. 南京信息工程大学 海洋科学学院，江苏 南京 210044；4. 地球与行星物理研究所，美国加州大学洛杉矶分校，美国 加利福尼亚州 洛杉矶 90095)



陈小丹1,2，梁楚进*1,2，董昌明3,4

(1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室，浙江 杭州 310012；2. 国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；3. 南京信息工程大学 海洋科学学院，江苏 南京 210044；4. 地球与行星物理研究所，美国加州大学洛杉矶分校，美国 加利福尼亚州 洛杉矶 90095)

摘要:热液流体在物理化学特征方面与周围海水存在较大差异，探测温度异常和浊度异常是寻找热液羽状流信号的重要手段。本文采用“大洋一号”科考船第20航次的拖曳CTD数据和浊度数据，以及21航次的定点CTD数据，研究了西南印度洋龙热液区的温度异常和浊度异常现象。研究表明热液区中性浮力层在水深2 550~2 650 m间，厚度约为100 m，温度异常达0.01 ℃；水深 2 750~2 800 m间亦有温度异常，最大可达0.08 ℃；温度异常水深处存在相应的浊度异常。深层背景海水位温和位密间存在简单线性关系。此外，经初步估计，热液活动区初始浮力通量为8.78×10-4m4/s3；通过中性浮力层估算热液热通量，约为130±43 MW。

关键词:西南印度洋；热液羽流；温度异常；浊度异常；热通量

0引言

海底热液活动是一种全球尺度的地质现象，人们对其的认识源于红海底层水体存在温盐异常的现象[1]。随着美国“发现者”号作进一步科学调查时发现热液成因的多金属软泥[2-3]，神秘的海底逐渐揭开面纱，打破人们的传统认识，众多领域的学者开始热衷探究海底热源相关事物。海底热液系统包含的学科亦越来越广，涉及地球化学、物理海洋学和海洋地质学等。尽管热液活动发现至今已有30多年，但是超慢速扩张洋中脊上的热液活动研究才刚刚兴起。西南印度洋中脊是超慢速扩张洋中脊的典型代表，由于位置偏远，直到2007年，人们才在该洋中脊上发现了正在活动的热液区。迄今为止，人们对西南印度洋中脊上的热液活动特征、热液引起的物理化学异常的空间分布特点等都知之甚少。开展该洋中脊上热液活动区的研究分析，将有助于深化对热液活动的认识。

热液喷口主要位于大洋中脊断裂带、峡谷以及部分海盆扩张区。热液流体喷出后，快速上升的同时与周围海水进行混合，因而热液组分的浓度迅速稀释，变为原有的10-4~10-5倍[4-5]。热液流体在热浮力的作用下可上升数百米，侧向扩散可达数千公里[5]。底层海流对热液羽状流的形状有一定影响，往往使其朝背景海水流动方向偏移。在不考虑底层流的情况下，热液柱由两部分组成，下部是上粗下细的热液颈，上部是呈透镜状的热液透镜[6]。热液流体在物理化学特征方面与周围海水形成较大差异，其具有较高的温度，较高的金属含量以及不同的化学组分等[7]。

1西南印度洋区域概况和数据来源

1.1西南印度洋地质条件

西南印度洋中脊(SWIR)是典型的超慢速扩张洋中脊，其沿南北向的半扩张速率仅为0.7~0.8 cm/a[10]。西南印度洋中脊从Rodrigues三联点(RTJ，25°20′S，70°00′E)到Bouvet三联点(BTJ，54°50′S，00°40′W)，共延伸7 700 km[11]，是全球大洋的一个主要板块边界。

图1　西南印度洋地形及相关测量站位(根据文献[16]改编)Fig.1　Topography and the related measuring stations in the Southwest Indian Ocean(adapted from reference[16])

1.2数据来源

海水的温度和颗粒物含量，是比较容易探测到的物理参数。热液羽状流从海底喷出，携带大量热能和颗粒物质，引起周围海水温度及浊度变化。本文主要通过水文和光学性质差异研究热液羽状流，采用的数据来源于“大洋一号”科考船第20和21航次。所用数据包括定点站位CTD观测数据，拖曳CTD数据和浊度数据。拖曳CTD和浊度计数据来自20航次，本次拖曳CTD采用美国SBE-BIRD公司的SBE 19plus CTD，其最大可测量深度为7 000 m。定点站位CTD数据来自21航次。以上数据具体信息如表1，表2以及图1所示。

矿石以细粒结构为主，均为粒状变晶结构，局部地段粒度较粗，矿石构造为条带状、条纹状构造。矿石中主要矿物成分为磁铁矿，次为赤铁矿，少量褐铁矿；脉石矿物主要为石英，次为角闪石，还有少量的石榴子石和黑云母。矿石自然类型为石英型和闪石型磁铁矿石。w(Tfe)在22.45%～36.00%之间，平均为30%。

表1　拖曳CTD数据基本信息

表2　CTD定点站位观测信息

2数据分析及结果

2.1西南印度洋水文概述

西南印度洋表层海水呈高温高盐，底层海水则呈低温相对高盐的分布特征。从图2中可以看出，海水在400~1 000 m左右存在温度跃层，2 000 m以下，温度变化很小，基本保持在2 ℃。盐度在1 300 m左右出现最低值，约为34.3。之后盐度随深度增加而逐渐升高，当水深超过2 000 m，盐度可达到34.7左右。利用T-S分布图(图3)，并与其他文献[17-18]比较可以看出，西南印度洋区域上层水与中南印度洋水团(South Indian Central Water，SICW)性质一致，中层与南极中层水水团(Antarctic Intermediate Water，AAIW)性质一致，具有低盐特性；其深层水与绕极深层水团(Circumpolar Deep Water，CDW)性质一致。

2.2温度异常

热液羽状流的物理化学组成和性质与背景海水不同，这为探测热液活动提供了有效条件。尤其是热液中性浮力层(即热液流体上升至其密度与周围海水密度相当后，侧向扩散形成的透镜状液体层)对科学家们寻找喷口位置起到了放大镜作用。水文示踪、化学示踪、光学示踪和声学示踪等都是研究热液羽状流的基本途径。本文主要讨论水文示踪(温度异常)和光学示踪(浊度异常)。

海水温度异常是探测羽流信号的一种指标。热液温度异常值的定义为：同一地区等密度层处热液温度与正常海水温度之间的差值[19]。本文采用王晓媛[19]提出的重采样法，自动化计算海水温度异常。值得注意的是，重采样法仅适用于一定水深范围的海底热液柱温度异常值计算，且需要范围内背景海水参数之间符合简单函数关系式。

图2　西南印度洋温度(a)和盐度(b)的垂向分布Fig.2　The vertical distributions of temperature (a) and salinity (b) in the Southwest Indian Ocean

图3　西南印度洋 T-S分布图Fig.3　T-S diagram in the Southwest Indian Ocean

图4　Line1测线上位温-位密关系图(a)和相应水深的温度异常(b)Fig.4　Potential temperature-potential density diagram (a) and the corresponding temperature anomalyat different depth (b) on Line1

图5　Line2测线上位温-位密关系图(a)和相应水深的温度异常(b)Fig.5　Potential temperature-potential density diagram (a) and the corresponding temperature anomalyat different depth (b) on Line2

图6　Line3测线上位温-位密关系图(a)和相应水深的温度异常(b)Fig.6　Potential temperature-potential density diagram (a) and the corresponding temperature anomalyat different depth (b) on Line3

图7　Line4测线上位温-位密关系图(a)和相应水深的温度异常(b)Fig.7　Potential temperature-potential density diagram (a) and the corresponding temperature anomalyat different depth (b) on Line4

表3　位温和位密相关关系式的截距和斜率

PT=137.949 5-4.896 7×(Pden-1 000)

(1)

浊度异常和温度异常是羽流探测最易识别的两个标记，相对于水文特征，光学特征是非保守的，水体中颗粒物质的含量决定着浊度的测量值[5]。BAKER et al[24]早在1985年就已经成功利用海水光学性质，多次探测到热液羽状流。光学示踪是热液调查中的可靠指示剂。

利用拖曳CTD的浊度数据，可发现Line1和Line3测线存在明显的浊度异常(图8)，温度异常水深处存在相应的浊度异常。但Line1测线在水深2 900~3 000 m间有显著的浊度异常，Line4测线在2 600 m以下也存在浊度异常，而同一深度都没有观测到温度异常，这可能因为水柱中的光学异常比水文异常更容易被检测。海水的背景浊度剖面在垂向上基本保持一致，热液羽状流的存在引起浊度异常值增大，距离热液喷口越远，光学信号越弱。对于海水温度，热液喷口附近温度异常值很大，但由于混合，随着距离增大，温度急剧下降，接近背景海水温度。BAKER et al[25]在其2001年所著的文章中就很好地展示了浊度异常和温度的分布剖面，喷口附近浊度明显高于背景浊度值，随着距离增加，浊度异常逐渐减小，而温度只存在分层现象，并没有明显的温度异常。

图8　4条测线的垂向浊度分布Fig.8　Vertical distribution of turbidity for the 4 measuring lines

3羽流初始浮力通量和热通量估算

3.1初始浮力通量估算

热液从海底喷出不断上升，直到与背景海水密度差缩小为0，垂向速度渐变为0，热液达到最大高度。热液柱的上升高度在不同区域存在差异，在Endeavor热液区，热液羽状流从2 200 m的海底喷口喷出，上升了200 m[4]。在TAG热液区，近350 ℃的热液上升了360 m[26]。羽流所能上升的最大高度由羽流的初始浮力通量和浮力频率函数共同决定[27]。对热液柱上升高度的估计，基于热液区的探测、实验室模拟等方法，许多学者得到一些经验公式，但因不同的海洋背景环境，考虑的影响因子不同，得到的经验公式有所差别，夏建新 等[28]在其文章中就对一些经验公式进行了总结。这里我们采用经验公式 (2)反推浮力通量B0[28]：

(2)

式中：浮力频率(N)是背景海水密度分层的量度，其定义为：

(3)

3.2热通量的估算

热液活动伴随着巨大的热量释放到海水中，这部分热量影响深海背景环境场，影响着深海生物的繁殖生长。估计热液热通量的方法有以下几种：(1)通过热液烟囱体及扩散流估算热通量[9]；(2)通过热液羽状体估计热通量[9]；(3)根据扩张洋脊热液柱覆盖率估计热通量[29]。本文采用第2种方法，通过热液中性浮力层估算。

中性浮力层是热液流体从喷口喷出进入海水后，快速上升形成的透镜状液体层，此时热液密度与周围海水相当，浮力为0。热液流体在中性浮力层上侧向扩散，中性浮力层厚度可达到几百米，水平扩张范围大多在1 km左右[30-31]。

通过中性浮力层估算热通量，其数学表达式为[28]：

H=ρ×cp×u×Δθ×Δx×Δz

(4)

式中：ρ为背景海水密度，cp为热液热容，u为中性浮力层横向流速，Δθ为中性浮力层与背景海水温差，Δx和Δz分别为中性浮力层的直径和厚度。根据上文分析，中性浮力层厚度Δz取为150±50 m，中性浮力层温度异常为0.01 ℃，比热为4. 2 kJ/(kg·℃)，ρ为1 027.76 kg/m3。朱健[32]在研究西南印度洋热液区时发现强浊度异常点均集中在2×2 km2的区间内，因此这里水平扩张范围取为2 000 m，并假设横向流速u为0.01 m/s[9]，则产生的热通量约为130±43 MW。

热通量计算依赖于热液系统中一些参数的准确测定，但是由于深水环境，测量手段等一些限制条件，本文只能作一些粗略的估计。

4结论

(2) 热液水柱中的光学数据较敏感，比水文数据更容易被检测。温度异常水深处存在相应的浊度异常，而水深2 900~3 000 m间有浊度异常，却未观测到明显温度异常。本文只给出了温度异常和浊度异常在垂向上的分布特征，由于缺少超短基线数据，并未对异常现象的水平分布进行分析。

(3) 西南印度洋2 700~2 900 m的浮力频率均值约为7×10-4Hz，通过羽流上升高度经验公式反推初始浮力通量为8.78×10-4m4/s3。从中性浮力层估算热通量，其值约为130±43 MW。热通量还可以通过热液烟囱体及低温热液扩散流进行估算，但由于缺少相关参数，没有进行估算。海底热液热通量非常可观，目前的估计方法都存在很多不确定性，需要研究者们深入了解热液系统，探寻其本质，找出更加合理的计算热通量方法。

参考文献(References)：

[1] JI Min. The analysis of the environmental characters of modern marine hydrothermal activity regions[D]. Qingdao: Ocean University of China,2004.

季敏.现代海底典型热液活动区环境特征分析[D].青岛：中国海洋大学，2004.

[2] SWALLOW J C, CREASE J. Hot salty water at the bottom of the Red Sea[J]. Nature,1965,205(4967):165-166.

[3] MILLER A R, DENSMORE C D, DEGENS E T, et al. Hot brines and recent iron deposits in deeps of the Red Sea[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta,1966,30(3):341-359.

[4] LUPTON J E, DELANEY J R, JOHNSON H P, et al. Entrainment and vertical transport of deep-ocean water by buoyant hydrothermal plumes[J]. Nature,1985,316(6029):621-623.

[5] YANG Zuo-sheng, FAN De-jiang, LI Yun-hai, et al. Advances in hydrothermal plumes study[J]. Advances in Earth Science,2006,21(10):999-1 007.

杨作升，范德江，李云海，等.热液羽状流研究进展[J].地球科学进展，2006,21(10):999-1 007.

[6] LUAN Xi-wu, ZHAO Yi-yang, QIN Yun-shan. A study on shape of hydrothermal plume[J]. Journal of Tropical Oceanography,2002,21(2):91-97.

栾锡武，赵一阳，秦蕴珊.热液柱的形态研究[J].热带海洋学报，2002,21(2):91-97.

[7] XIA Jian-xin, LI Chang, MA Yan-fang. Deep-sea hydrothermal activity: a hot research topic[J]. Journal of Geomechanics,2007,13(2):179-191,118.

夏建新,李畅,马彦芳.深海底热液活动研究热点[J].地质力学学报,2007,13(2):179-191,118.

[8] LOWELL R P，RONA P A，VON HERZEN R P. Seafloor hydrothermal systems[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth(1978-2012),1995,100(B1):327-352.

[9] ZHAI Shi-kui , WANG Xing-tao, YU Zeng-hui, et al. Heat and mass flux estimation of modern seafloor hydrothermal activity[J]. Acta Oceanologica Sinica,2005,27(2):115-121.

翟世奎，王兴涛，于增慧，等.现代海底热液活动的热和物质通量估算[J].海洋学报，2005,27(2):115-121.

[10] CAO Hong, CAO Zhi-min. Review of submarine hydrothermal activities in Southwest Indian Ridge[J]. Marine Geology and Quaternary Geology,2011,31(1):67-75.

曹红，曹志敏.西南印度洋中脊海底热液活动[J].海洋地质与第四纪地质，2011,31(1):67-75.

[11] ZHANG Tao, GAO Jin-yao. Characters of magmatic activity and tectonics on the ultraslow spreading ridge in Southwest Indian Ocean[J]. Advances in Marine Science,2011,29(3):314-322.

张涛，高金耀.西南印度洋中脊超慢速扩张的构造和岩浆活动特征[J].海洋科学进展，2011,29(3):314-322.

[12] LIN Jin, ZHANG Chuan-lun. The first collaborative China-international cruises to investigate mid-ocean ridge hydrothermal vents[J]. InterRidge News,2006,15:33-34.

[13] TAO Chun-hui, LIN Jian, GUO Shi-qin. Discovery of the first active hydrothermal vent field at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge[J]. InterRidge News,2007,16:25-26.

[14] HUANG Wei, TAO Chun-hui, DENG Xian-ming, et al. Discussion and the scientific significance of IODP drilling to study in the 49°39′E vent field in Southwest Indian Ridge[J]. Journal of Marine Sciences,2009,27(2):97-103.

黄威,陶春辉,邓显明，等.西南印度洋脊49°39′E热液活动区IODP钻探计划的科学意义[J].海洋学研究,2009,27(2):97-103.

[15] TAO Chun-hui, LIN Jian, GUO Shi-qin, et al. First active hydrothermal vents on an ultraslow-spreading center: Southwest Indian Ridge[J]. Geology,2012,40(1):47-50.

[16] TAO Chun-hui, LI Huai-ming, HUANG Wei, et al. Mineralogical and geochemical features of sulfide chimneys from the 49°39′E hydrothermal field on the Southwest Indian Ridge and their geological inferences[J]. Chinese Science Bulletin,2011,56(26):2 828-2 838.

陶春辉，李怀明，黄威，等.西南印度洋脊49°39′E热液区硫化物烟囱体的矿物学和地球化学特征及其地质意义[J].科学通报，2011,56(28-29)：2 413-2 423.

[17] LEBLOND P H. Temperature-Salinity analysis of world ocean waters[J]. Journal of the Fisheries Board of Canada,1976,33(6):1 471.

[18] EMERY W J, MEINCKE J. Global water masses-summary and review[J]. Oceanologica Acta,1986,9(4):383-391.

[19] WANG Xiao-yuan, WU Li, ZENG Zhi-gang, et al. Automatic calculation on the temperature anomaly of a marine hydrothermal plume[J]. Acta Oceanologica Sinica,2012,33(2)：185-191.

王晓媛,武力,曾志刚,等.海底热液柱温度异常自动化计算方法探讨[J].海洋学报,2012,33(2)：185-191.

[20] WANG Ting-ting. Constraints on crustal and lithospheric processes at slow-spreading ridges[D]. Beijing: Peking University,2011.

王婷婷.慢速扩张大洋中脊系统的海洋地壳和岩石圈演化研究[D].北京：北京大学,2011.

[21] MORTON B R, TAYLOR G, TURNER J S. Turbulent gravitational convection from maintained and instantaneous sources[C]// Mathematical and Physical Sciences. Proceedings of the Royal Society of London. Series A,1956,234(1196):1-23.

[22] MIDDLETON J M, THOMSON R E. Modelling the rise of hydrothermal plumes[R]∥Canadian technical report of hydrography and ocean science,1986.

[23] SPEER K G, RONA P A. A model of an Atlantic and Pacific hydrothermal plume[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans(1978-2012),1989,94(C5):6 213-6 220.

[24] BAKER E T, MASSOTH G J, FEELY R A. Cataclysmic hydrothermal venting on the Juan de Fuca Ridge[J]. Nature,1987,329(6135):149-151.

[25] BAKER E T, CORMIER M H, LANGMUIR C H, et al. Hydrothermal plumes along segments of contrasting magmatic influence, 15 20′-18 30′ N, East Pacific Rise: Influence of axial faulting[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems,2001,2(9):doi:10.1029/2000GC000165.

[26] RONA P A, SPEER K G. An Atlantic hydrothermal plume: Trans-Atlantic geotraverse (TAG) area, Mid-Atlantic Ridge crest near 26° N[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth (1978-2012),1989,94(B10):13 879-13 893.

[27] TURNER J S. Buoyancy effects in fluids[M]. Cambridge:Cambridge University Press,1973.

[28] XIA Jian-xin, HAN Ning, REN Hua-tang. Parameters and model analysis for the deep-sea hydrothermal plume[J]. Earth Science Frontiers,2009,16(6):48-54.

夏建新,韩凝,任华堂.深海热液活动环境场参数及模型分析[J].地学前缘,2009,16(6):48-54.

[29] LUAN Xi-wu, ZHAO Yi-yang, QIN Yun-shan, et al. Heat flux estimates from hydrothermal system to the ocean[J]. Acta Oceanologica Sinica,2002,24(6):59-66.

栾锡武，赵一阳，秦蕴珊,等.热液系统输向大洋的热通量估算[J].海洋学报，2002，24(6)：59-66.

[30] FISHER A T. Permeability within basaltic oceanic crust [J] .Review s of Geophysical,1998,26(2):143-182.

[31] HUMPHRIS S. Seafloor hydrothermal systems: Physical, biological and geological interactions[M]. Washington DC: American Geophysical Union,1995.

[32] ZHU Jian. A study of hydrothermal plumes in the ocean[D]. Beijing: Peking University,2008.

朱健.大洋中脊热液羽流研究[D].北京：北京大学，2008.

张胜军，高飞.第二岛链以东附近海域冬季水文要素特征分析[J].海洋学研究,2015,33(4):53-60,doi:10.3969/j.issn.1001-909X.2015.04.006.

ZHANG Sheng-jun，GAO Fei. Analysis on the characteristics of hydrological elements in the easterly ocean nearby the second island chain in winter[J]. Journal of Marine Sciences, 2015,33(4):53-60, doi:10.3969/j.issn.1001-909X.2015.04.006.

Detection and flux estimation of hydrothermal plumes in

the Longqi hydrothermal field in the Southwest Indian Ocean

CHEN Xiao-dan1,2, LIANG Chu-jin*1,2, DONG Chang-ming3,4

(1.StateKeyLaboratoryofSatelliteOceanEnvironmentDynamics,Hangzhou310012,China；

2.TheSecondInstituteofOceanography,SOA,Hangzhou310012,China； 3.SchoolofMarine

Sciences,NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology,Nanjing210044,China；

4.InstituteofGeophysicsandPlanetaryPhysics,UniversityofCalifornia,LosAngelesCA90095,USA)

Abstract:Compared with the surrounding seawater, hydrothermal fluid has big differences in both physical and chemical characteristics. Detecting abnormal temperature and turbidity are important means for finding hydrothermal plumes signal. The towing CTD and the turbidity data from leg 20 and the CTD station data from leg 21 of “DaYang Yi Hao” expedition ship were studied. A neutral buoyancy level at the depth of 2 550~2 650 meters with a temperature anomaly about 0.01 degree, and the thickness about 100 meters is found in a hydrothermal field at 49.65°E in the Southwest Indian Ocean. It also shows that temperature anomaly appears at the depth of 2 750~2 800 meters, with the maximum value to 0.08 degree. Accompanied by temperature anomaly, turbidity anomaly also occurres at the same water levels. The potential temperature of background water shows a linear correlation with the potential density in the deep sea. In addition, it is estimated that the initial buoyancy flux is 8.78×10-4m4/s3, and the estimation value of the hydrothermal area heat flux is about 130±43 MW calculated from the neutral buoyancy level.

Key words:Southwest Indian Ocean; hydrothermal plumes; temperature anomaly; turbidity anomaly; heat flux

作者简介:张胜军(1980-)，男，浙江台州市人，工程师，主要从事海洋水文方面的研究。E-mail:shengjun135@163.com

收稿日期:2014-12-04修回日期:2015-11-17

Doi:10.3969/j.issn.1001-909X.2015.04.005

中图分类号:P738.6

文献标识码:A

文章编号:1001-909X(2015)04-0043-10