Cykl głębokiej wody

Obieg głębokiej wody lub geologiczny obieg wody obejmuje wymianę wody z płaszczem , przy czym woda jest przenoszona przez subdukcję płyt oceanicznych i powraca w wyniku aktywności wulkanicznej, co różni się od procesu obiegu wody , który zachodzi nad i na powierzchni Ziemi. Część wody dociera aż do dolnego płaszcza i może nawet dotrzeć do zewnętrznego rdzenia . Eksperymenty fizyki minerałów pokazują, że uwodnione minerały mogą przenosić wodę w głąb płaszcza w zimniejszych płytach, a nawet „minerały nominalnie bezwodne” mogą przechowywać wodę o wartości kilku oceanów.

Proces głębokiego recyklingu wody polega na przedostawaniu się wody do płaszcza, która jest przenoszona w dół przez subdukcję płyt oceanicznych (proces znany jako regazowanie) i jest równoważona przez uwalnianie wody na grzbietach śródoceanicznych (odgazowanie). Jest to centralna koncepcja w zrozumieniu długoterminowej wymiany wody między wnętrzem Ziemi a egzosferą oraz transportu wody związanej w uwodnionych minerałach.

Wstęp

W konwencjonalnym ujęciu cyklu wodnego (znanego również jako cykl hydrologiczny ), woda przemieszcza się między zbiornikami w atmosferze a powierzchnią lub przy powierzchni Ziemi (w tym oceanem , rzekami i jeziorami , lodowcami i polarnymi czapami lodowymi , biosferą i wodami gruntowymi ). Jednak oprócz cyklu powierzchniowego woda odgrywa również ważną rolę w procesach geologicznych sięgających do skorupy i płaszcza . Zawartość wody w magmie określa, jak wybuchowa jest erupcja wulkanu; gorąca woda jest głównym kanałem, przez który ważne gospodarczo minerały gromadzą się w hydrotermalnych złożach mineralnych ; a woda odgrywa ważną rolę w powstawaniu i migracji ropy naftowej .

Schemat granic płyt tektonicznych. W tekście omówiono płytkę subdukcyjną (5); łuk wyspowy (15) zachodzący na klin płaszcza; grzbiet śródoceaniczny (12); i hotspot (3).

Woda występuje nie tylko jako oddzielna faza w ziemi. Woda morska przenika do skorupy oceanicznej i nawilża skały magmowe, takie jak oliwin i piroksen , przekształcając je w uwodnione minerały, takie jak serpentyny , talk i brucyt . W tej postaci woda jest przenoszona do płaszcza. W górnym płaszczu ciepło i ciśnienie odwadniają te minerały, uwalniając większość z nich do leżącego powyżej klina płaszcza , powodując topnienie skał, które wznoszą się, tworząc łuki wulkaniczne . Jednak niektóre z „nominalnie bezwodnych minerałów”, które są stabilne głębiej w płaszczu, mogą magazynować niewielkie ilości wody w postaci hydroksylu (OH ⁻ ), a ponieważ zajmują duże objętości Ziemi, są w stanie magazynować co najmniej tyle, co oceany świata.

Konwencjonalny pogląd na pochodzenie oceanu jest taki, że został on wypełniony przez odgazowanie z płaszcza we wczesnym archaiku i od tego czasu płaszcz pozostaje odwodniony. Jednak subdukcja przenosi wodę w dół w tempie, które opróżniłoby ocean w ciągu 1–2 miliardów lat. Mimo to zmiany globalnego poziomu mórz w ciągu ostatnich 3–4 miliardów lat wyniosły zaledwie kilkaset metrów, znacznie mniej niż średnia głębokość oceanu wynosząca 4 kilometry. W związku z tym oczekuje się, że przepływy wody do iz płaszcza będą z grubsza zrównoważone, a zawartość wody w płaszczu będzie stała. Woda przenoszona do płaszcza ostatecznie powraca na powierzchnię w postaci erupcji na grzbietach śródoceanicznych i gorących punktach . Ten obieg wody w płaszczu iz powrotem jest znany jako obieg głębokiej wody lub geologiczny obieg wody .

Szacunki dotyczące ilości wody w płaszczu wahają się od 1 ⁄ 4 do 4 razy większej niż woda w oceanie. W morzach jest 1,37×10 ¹⁸ m ³ wody, więc sugerowałoby to, że w płaszczu jest od 3,4×10 ¹⁷ do 5,5×10 ¹⁸ m ^{3 wody.} Ograniczenia dotyczące wody w płaszczu wynikają z mineralogii płaszcza, próbek skał z płaszcza i sond geofizycznych.

Pojemność przechowywania

Zależność temperatury od głębokości w górnych 500 kilometrach Ziemi (czarna krzywa).

Górną granicę ilości wody w płaszczu można uzyskać, biorąc pod uwagę ilość wody, którą mogą przenosić jego minerały (ich zdolność magazynowania ). Zależy to od temperatury i ciśnienia. W litosferze występuje stromy gradient temperatury, gdzie ciepło przemieszcza się przez przewodzenie, ale w płaszczu skała jest mieszana przez konwekcję, a temperatura rośnie wolniej (patrz rysunek). Opadające płyty mają niższe niż średnie temperatury.

Przemiany fazowe oliwinu przechodzącego przez płaszcz górny , strefę przejściową i płaszcz dolny. W rdzeniu woda może być magazynowana w postaci wodoru związanego z żelazem.

Płaszcz można podzielić na płaszcz górny (powyżej 410 km głębokości), strefę przejściową (między 410 km a 660 km) oraz płaszcz dolny (poniżej 660 km). Znaczna część płaszcza składa się z oliwinu i jego wysokociśnieniowych odmian polimorficznych . Na szczycie strefy przejściowej przechodzi przemianę fazową w wadsleyit , a na głębokości około 520 km wadsleyit przekształca się w ringwoodyt , który ma strukturę spinelu . Na szczycie dolnego płaszcza ringwoodyt rozkłada się na brydgmanit i ferroperyklazę .

Najczęstszym minerałem w górnym płaszczu jest oliwin. Dla głębokości 410 km wczesne oszacowanie 0,13 procenta masy wody (% wag.) zostało skorygowane w górę do 0,4% wag., a następnie do 1% wag. Jednak nośność spada dramatycznie w kierunku szczytu płaszcza. Inny powszechny minerał, piroksen, również ma szacunkową pojemność 1% wag. w pobliżu 410 km .

W strefie przejściowej wodę przenoszą wadsleyyt i ringwoodyt; w stosunkowo zimnych warunkach opadającej płyty mogą przenosić do 3% wag., podczas gdy w cieplejszych temperaturach otaczającego płaszcza ich pojemność magazynowa wynosi około 0,5% wag. Strefa przejściowa składa się również z co najmniej 40% większości , wysokociśnieniowej fazy granatu ; ma to tylko pojemność 0,1% wag. lub mniej.

Pojemność magazynowa dolnego płaszcza jest przedmiotem kontrowersji, a szacunki wahają się od równowartości 3-krotności do mniej niż 3% oceanu. Eksperymenty zostały ograniczone do ciśnień występujących w górnych 100 km płaszcza i są trudne do przeprowadzenia. Wyniki mogą być zafałszowane w górę przez uwodnione wtrącenia mineralne i w dół przez brak utrzymania nasycenia płynem.

Przy wysokim ciśnieniu woda może oddziaływać z czystym żelazem, tworząc FeH i FeO. Modele zewnętrznego jądra przewidują, że w tej formie może pomieścić nawet 100 oceanów wody, a ta reakcja mogła wysuszyć dolny płaszcz we wczesnej historii Ziemi.

Woda z płaszcza

Nośność płaszcza jest tylko górną granicą i nie ma przekonującego powodu, by przypuszczać, że płaszcz jest nasycony. Dalsze ograniczenia dotyczące ilości i dystrybucji wody w płaszczu pochodzą z analizy geochemicznej bazaltów i ksenolitów, które wybuchły w płaszczu.

Bazalty

Bazalty utworzone na grzbietach śródoceanicznych i gorących punktach pochodzą z płaszcza i są wykorzystywane do dostarczania informacji na temat składu płaszcza. Magma unosząca się na powierzchnię może ulegać krystalizacji frakcyjnej , w której składniki o wyższych temperaturach topnienia osadzają się jako pierwsze, a powstałe wytopy mogą mieć bardzo zmienną zawartość wody; ale gdy nastąpiło niewielkie oddzielenie, zawartość wody wynosi około 0,07–0,6% wag. (Dla porównania, bazalty w basenach z łukiem tylnym wokół łuków wulkanicznych mają od 1% wag. do 2,9% wag. Z powodu wody spływającej z płyty subdukcyjnej).

Bazalty grzbietów śródoceanicznych (MORB) są powszechnie klasyfikowane na podstawie obfitości pierwiastków śladowych , które są niezgodne z minerałami, w których żyją. Dzielą się one na „normalne” MORB lub N-MORB, charakteryzujące się stosunkowo niską zawartością tych pierwiastków oraz wzbogacone E-MORB. Wzbogacenie wody dobrze koreluje z zawartością tych pierwiastków. W przypadku N-MORB zawartość wody w płaszczu źródłowym wynosi 0,08–0,18% wag., podczas gdy w E-MORB 0,2–0,95% wag.

Inna powszechna klasyfikacja, oparta na analizach MORB i bazaltów wysp oceanicznych (OIB) z gorących punktów, identyfikuje pięć składników. Bazalt strefy ogniskowej (FOZO) jest uważany za najbliższy pierwotnemu składowi płaszcza. Uważa się, że dwa wzbogacone elementy końcowe (EM-1 i EM-2) powstają w wyniku recyklingu osadów oceanicznych i OIB. HIMU oznacza „high-μ”, gdzie μ to stosunek izotopów uranu i ołowiu ( $μ = 238 U/ 204 Pb$ ). Piąty składnik to wyczerpany MORB (DMM). Ponieważ zachowanie wody jest bardzo podobne do zachowania pierwiastka cezu , stosunki wody do cezu są często używane do oszacowania stężenia wody w regionach, które są źródłami składników. Wiele badań wykazało, że zawartość wody w FOZO wynosi około 0,075% wag., a większość tej wody to prawdopodobnie woda „młodociana” nabyta podczas akrecji Ziemi. DMM ma tylko 60 ppm wody. Jeśli te źródła pobierają próbki ze wszystkich regionów płaszcza, całkowita ilość wody zależy od ich proporcji; uwzględniając niepewności, szacunki wahają się od 0,2 do 2,3 oceanów.

Inkluzje diamentowe

Diament z Juíny w Brazylii z inkluzjami ringwoodytu sugeruje obecność wody w strefie przejściowej.

Próbki minerałów ze strefy przejściowej i dolnego płaszcza pochodzą z inkluzji znalezionych w diamentach . Naukowcy odkryli niedawno inkluzje diamentowe lodu-VII w strefie przejściowej. Lód-VII to woda w stanie wysokiego ciśnienia. Obecność diamentów, które powstały w strefie przejściowej i zawierają inkluzje lodu-VII, sugeruje, że woda jest obecna w strefie przejściowej i na szczycie dolnego płaszcza. Spośród trzynastu znalezionych przypadków lodu-VII osiem ma ciśnienie około 8–12 GPa, śledząc powstawanie inkluzji do 400–550 km. Dwie inkluzje mają ciśnienia między 24 a 25 GPa, co wskazuje na powstawanie inkluzji na 610–800 km. Ciśnienia inkluzji lodu-VII dostarczają dowodów na to, że woda musiała być obecna w czasie, gdy diamenty tworzyły się w strefie przejściowej, aby mogły zostać uwięzione jako inkluzje. Naukowcy sugerują również, że zakres ciśnień, przy których tworzyły się inkluzje, sugeruje, że inkluzje istniały jako płyny, a nie ciała stałe.

Znaleziono kolejny diament z inkluzjami ringwoodytu. Wykorzystując techniki, w tym spektroskopię w podczerwieni , spektroskopię Ramana i dyfrakcję rentgenowską , naukowcy odkryli, że zawartość wody w ringwoodycie wynosiła 1,4% wag. i wywnioskowali, że całkowita zawartość wody w płaszczu wynosi około 1% wag.

Dowody geofizyczne

Sejsmiczny

Zarówno nagłe spadki aktywności sejsmicznej, jak i przewodnictwa elektrycznego wskazują, że strefa przejściowa jest w stanie wytworzyć uwodniony ringwoodyt. Eksperyment USArray to długoterminowy projekt wykorzystujący sejsmometry do sporządzenia mapy płaszcza leżącego u podstaw Stanów Zjednoczonych. Korzystając z danych z tego projektu, pomiary sejsmologiczne pokazują odpowiednie dowody topnienia na dnie strefy przejściowej. Topienie w strefie przejściowej można zwizualizować za pomocą pomiarów prędkości sejsmicznej, ponieważ gwałtownie spada prędkość w dolnym płaszczu, spowodowana subdukcją płyt przez strefę przejściową. Zmierzony spadek prędkości sejsmicznych dokładnie koreluje z przewidywaną obecnością 1% wagowego stopionej _H2O .

Strefy ultra niskiej prędkości (ULVZ) zostały odkryte tuż nad granicą jądro-płaszcz (CMB). Eksperymenty podkreślające obecność nadtlenku żelaza zawierającego wodór (FeO ₂ H _x ) są zgodne z oczekiwaniami ULVZ. Naukowcy uważają, że żelazo i woda mogą reagować, tworząc FeO ₂ H _x w tych ULVZ w CMB. Reakcja ta byłaby możliwa przy interakcji subdukcji minerałów zawierających wodę i rozległej podaży żelaza w zewnętrznym jądrze Ziemi. Wcześniejsze badania sugerowały obecność częściowego topnienia w ULVZ, ale powstawanie stopu w obszarze otaczającym KMPT pozostaje kwestionowane.

Subdukcja

Gdy płyta oceaniczna schodzi do górnego płaszcza, jej minerały mają tendencję do utraty wody. Ile i kiedy traci się wodę, zależy od ciśnienia, temperatury i mineralogii. Woda jest przenoszona przez różne minerały, które łączą różne proporcje tlenku magnezu (MgO), dwutlenku krzemu (SiO ₂ ) i wody. Przy niskich ciśnieniach (poniżej 5 GPa) obejmują one antygoryt , postać serpentyny i klinochlor (oba zawierają 13% wag. wody); talk (4,8% wag.) i niektóre inne minerały o mniejszej pojemności. Przy umiarkowanym ciśnieniu (5–7 GPa) minerały obejmują flogopit (4,8% wag.), fazę 10Å (wysokociśnieniowy produkt talku i wody, 10–13% wag.) i lawsonit (11,5% wag.). Przy ciśnieniach powyżej 7 GPa występuje topaz-OH (Al ₂ SiO ₄ (OH) ₂ , 10 wt%), faza Egg (AlSiO ₃ (OH), 11–18 wt%) oraz zbiór gęstych uwodnionych krzemianów magnezu ( DHMS) lub fazy „alfabetyczne”, takie jak faza A (12% wagowych), D (10% wagowych) i E (11% wagowych).

Los wody zależy od tego, czy fazy te utrzymają nieprzerwaną serię w miarę opadania płyty. Na głębokości około 180 km, gdzie ciśnienie wynosi około 6 gigapaskali (GPa) i temperatura około 600 ° C, możliwe jest „przewężenie”, w którym spotykają się obszary stabilności. Cieplejsze płyty stracą całą swoją wodę, podczas gdy chłodniejsze płyty przekażą wodę do faz DHMS. W chłodniejszych płytach część uwolnionej wody może być również stabilna jako lód VII.

Zaproponowano brak równowagi w recyklingu głębokich wód jako jeden mechanizm, który może wpływać na globalne poziomy mórz.

Zobacz też

Dalsza lektura

Cai, Chen; Wiens, Douglas A.; Shen, Weisen; Eimer, Melodia (2018). „Dopływ wody do strefy subdukcji Mariany oszacowany na podstawie danych sejsmicznych z dna oceanu”. Natura . 563 (7731): 389–392. Bibcode : 2018Natur.563..389C . doi : 10.1038/s41586-018-0655-4 . PMID 30429549 . S2CID 53302516 .
- „Badanie sejsmiczne ujawnia ogromną ilość wody wciągniętej do wnętrza Ziemi” . ScienceDaily (Informacja prasowa). 14 listopada 2018 r.
Condie, Kent C. (2015). Ziemia jako ewoluujący układ planetarny (wyd. 2). Elsevier/Academic Press. s. 114–115. ISBN 978-0-12-803709-6 .
Conrad, CP (28 czerwca 2013). „Wpływ stałej Ziemi na poziom morza” (PDF) . Biuletyn Amerykańskiego Towarzystwa Geologicznego . 125 (7–8): 1027–1052. Bibcode : 2013GSAB..125.1027C . doi : 10.1130/B30764.1 . Źródło 24 kwietnia 2019 r .
Faccenda, Manuele (luty 2014). „Woda w płycie: trylogia”. Tektofizyka . 614 : 1–30. Bibcode : 2014Tectp.614....1F . doi : 10.1016/j.tecto.2013.12.020 .
Harte, B. (5 lipca 2018). „Tworzenie diamentów w głębokim płaszczu: zapis inkluzji mineralnych i ich rozmieszczenie w odniesieniu do stref odwodnienia płaszcza” . Magazyn mineralogiczny . 74 (2): 189–215. doi : 10.1180/minmag.2010.074.2.189 . hdl : 20.500.11820/cf23e2df-beda-48b7-bcf1-d3c69f9a0f6f . S2CID 54867127 . Źródło 24 kwietnia 2019 r .
Hirschmann, Marc M. (2006). „Woda, topnienie i głęboki cykl ziemski H ₂ O” . Roczny przegląd nauk o Ziemi i planetarnych . 34 : 629-653. Bibcode : 2006AREPS..34..629H . doi : 10.1146/annurev.earth.34.031405.125211 . Źródło 17 kwietnia 2019 r .
Houser, C. (sierpień 2016). „Globalne dane sejsmiczne ujawniają niewielką ilość wody w strefie przejściowej płaszcza” . Listy dotyczące nauki o Ziemi i planetach . 448 : 94–101. Bibcode : 2016E&PSL.448...94H . doi : 10.1016/j.epsl.2016.04.018 .
Jacobsen, Steven D.; Van Der Lee, Suzan, wyd. (2006). Cykl głębokiej wody na Ziemi . Amerykańska Unia Geofizyczna. ISBN 9781118666487 .
Keppler, Hans; Smyth, Joseph R. (2006). Woda w minerałach nominalnie bezwodnych . Towarzystwo Mineralogiczne Ameryki. ISBN 978-0-939950-74-4 .
Khan, A.; Shankland, TJ (luty 2012). „Geofizyczne spojrzenie na zawartość i topnienie wody w płaszczu: Odwracanie danych z sondowania elektromagnetycznego przy użyciu laboratoryjnych profili przewodnictwa elektrycznego”. Listy dotyczące nauki o Ziemi i planetach . 317-318: 27-43. Bibcode : 2012E&PSL.317...27K . doi : 10.1016/j.epsl.2011.11.031 .
Nomura, R; Hirose, K; Uesugi, K; Ohishi, Y; Tsuchiyama, A; Mijake, A; Ueno, Y (31 stycznia 2014). „Niska temperatura na granicy rdzeń-płaszcz wywnioskowana z solidusu pirolitu”. nauka . 343 (6170): 522–5. Bibcode : 2014Sci...343..522N . doi : 10.1126/science.1248186 . PMID 24436185 . S2CID 19754865 .
Ohtani, Eiji; Amaike, Yohei; Kamada, Seiji; Ohira, Itaru; Mashino, Izumi (2016). „21. Stabilność uwodnionych minerałów i zbiorników wodnych we wnętrzu głębokiej ziemi”. W Terasaki, Hidenori; Fischer, Rebecca A. (red.). Głęboka ziemia: fizyka i chemia dolnego płaszcza i rdzenia . John Wiley & Synowie. doi : 10.1002/9781118992487.ch21 . ISBN 9781118992500 .
Roberts Jr., Glenn (15 marca 2018). „Diamenty z głębin: badanie sugeruje, że woda może istnieć w dolnym płaszczu Ziemi” . Centrum informacyjne (informacja prasowa). Laboratorium Berkeleya . Źródło 27 marca 2019 r .
Rollinson, Hugh R. (2009). Wczesne systemy ziemskie: podejście geochemiczne . John Wiley & Synowie. s. 177–180. ISBN 9781444308945 .
Smith, Evan M.; Shirey, Steven B.; Richardson, Stephen H.; Nestola, Fabrizio; Bullock, Emma S.; Wang, Jianhua; Wang, Wuyi (1 sierpnia 2018). „Niebieskie diamenty zawierające bor z dolnego płaszcza Ziemi” . Natura . 560 (7716): 84–87. Bibcode : 2018Natur.560...84S . doi : 10.1038/s41586-018-0334-5 . PMID 30068951 . S2CID 51893056 . Źródło 24 kwietnia 2019 r .
Suetsugu, D.; Steinberger, B.; Kogiso, T. (2013). „Płaszczowe pióropusze i gorące punkty” (PDF) . Moduł referencyjny w systemach ziemskich i naukach o środowisku . Elsevier. doi : 10.1016/b978-0-12-409548-9.02868-2 . ISBN 978-0-12-409548-9 . Źródło 24 kwietnia 2019 r .
University of California – Riverside (19 października 2010). „Obieg głębokiej wody na Ziemi wymaga rewizji, twierdzą geofizycy” . ScienceDaily (Informacja prasowa) . Źródło 27 marca 2019 r .
Yoshino, Takashi; Katsura, Tomoo (30 maja 2013). „Przewodność elektryczna minerałów płaszcza: rola wody w anomaliach przewodnictwa”. Roczny przegląd nauk o Ziemi i planetarnych . 41 (1): 605–628. Bibcode : 2013AREPS..41..605Y . doi : 10.1146/annurev-earth-050212-124022 .
Woo, Marcus (11 lipca 2018). „Polowanie na głęboko ukryte oceany Ziemi” . Magazyn Quanta . Źródło 27 marca 2019 r .