Cyklus hluboké vody - Deep water cycle

Část série na
Biogeochemické cykly
Skalní cyklus nps. PNG
Koloběh vody
Uhlíkový cyklus
Cyklus živin
Rockový cyklus
Mořský cyklus
Metanový cyklus
Jiné cykly
související témata
Výzkumné skupiny

Hlubinné cyklus , nebo geologický koloběh vody , zahrnuje výměnu vody s pláštěm , s vodou, provádí se podle subducting oceánských desek a vrací přes vulkanické aktivity, odlišný od vodního cyklu proces, který probíhá nad a na povrchu Země. Část vody se dostane až do spodního pláště a může se dostat i do vnějšího jádra . Experimenty z minerální fyziky ukazují, že vodné minerály mohou nést vodu hluboko do pláště v chladnějších deskách a dokonce i „nominálně bezvodé minerály“ mohou uchovávat vodu v hodnotě několika oceánů.

Úvod

Hlavní článek: Koloběh vody

V konvenčním pohledu na vodní cyklus (také známý jako hydrologický cyklus ) se voda pohybuje mezi nádržemi v atmosféře a povrchem Země nebo blízkým povrchem (včetně oceánu , řek a jezer , ledovců a polárních ledovců , biosféry a podzemních vod ). Kromě povrchového cyklu však hraje voda také důležitou roli v geologických procesech sahajících až do kůry a pláště . Obsah vody v magmatu určuje, jak výbušná je sopečná erupce; horká voda je hlavním potrubím pro koncentraci ekonomicky důležitých minerálů v hydrotermálních ložiscích nerostů ; a voda hraje důležitou roli při tvorbě a migraci ropy .

Schéma hranic tektonických desek. V textu jsou diskutovány subdukční deska (5); ostrůvkový oblouk (15) překrývající plášťový klín; středooceánský hřbet (12); a hotspot (3).

Voda není přítomna pouze jako samostatná fáze v zemi. Mořská voda prosakuje do oceánské kůry a hydratuje vyvřelé horniny, jako je olivín a pyroxen , a přeměňuje je na vodní minerály, jako jsou serpentiny , mastek a brucit . V této formě je voda nesena dolů do pláště. V horním plášti teplo a tlak dehydratují tyto minerály a uvolňují velkou část do překrývajícího se pláště pláště , což způsobuje tání horniny, která stoupá a vytváří vulkanické oblouky . Některé „nominálně bezvodé minerály“, které jsou stabilní hlouběji v plášti, však mohou ukládat malé koncentrace vody ve formě hydroxylu (OH - ), a protože zabírají velké objemy Země, jsou schopny uchovávat alespoň stejně jako světové oceány.

Konvenční pohled na původ oceánu je ten, že byl vyplněn odplyněním z pláště v raném archeanu a plášť od té doby zůstal dehydrovaný. Subdukce však přenáší vodu rychlostí, která by oceán vyprázdnila za 1–2 miliardy let. Navzdory tomu byly změny v globální hladině moře za poslední 3–4 miliardy let jen několik set metrů, mnohem menší než průměrná hloubka oceánu 4 kilometry. Očekává se tedy, že toky vody dovnitř a ven z pláště budou zhruba vyvážené a obsah vody v plášti stabilní. Voda nesená do pláště se nakonec v erupcích vrací na hřebeny a hotspoty uprostřed oceánu . Tato cirkulace vody do pláště a zpět je známá jako cyklus hluboké vody nebo geologický koloběh vody .

Odhady množství vody v plášti rozmezí od 1 / 4 až 4 krát vody v oceánu. V mořích je 1,37 × 10 18 m 3 vody, což by naznačovalo, že v plášti je mezi 3,4 × 10 17 a 5,5 × 10 18 m 3 vody. Omezení vody v plášti pochází z mineralogie pláště, vzorků hornin z pláště a geofyzikálních sond.

Kapacita skladu

Viz také: Minerální fyzika
Závislost teploty na hloubce v horních 500 kilometrech Země (černá křivka).

Horní hranici množství vody v plášti lze získat zvážením množství vody, kterou mohou její minerály nést (jejich skladovací kapacita ). To závisí na teplotě a tlaku. V litosféře je strmý teplotní gradient, kde se teplo šíří vedením, ale v plášti se hornina míchá konvekcí a teplota se zvyšuje pomaleji (viz obrázek). Klesající desky mají chladnější než průměrné teploty.

Fázové transformace olivínu pohybujícího se horním pláštěm , přechodovou zónou a dolním pláštěm. V jádru může být voda uložena jako vodík vázaný na železo.

Plášť lze rozdělit na horní plášť (hloubka nad 410 km), přechodovou zónu (mezi 410 km a 660 km) a spodní plášť (pod 660 km). Velká část pláště se skládá z olivinu a jeho vysokotlakých polymorfů . V horní části přechodové zóny prochází fázovým přechodem na wadsleyit a v hloubce asi 520 km se wadsleyit transformuje na ringwoodit , který má strukturu spinelu . V horní části spodního pláště se ringwoodit rozkládá na bridgmanit a ferroperiklasu .

Nejběžnějším minerálem v horním plášti je olivín. Pro hloubku 410 km byl předběžný odhad 0,13  procenta hmotnosti vody (hmotn.%) Revidován směrem nahoru na 0,4%hmotn. A poté na 1%hmotn. Směrem k vrcholu pláště se však nosnost dramaticky snižuje. Další běžný minerál, pyroxen, má také odhadovanou kapacitu 1% hmotnostní poblíž 410 km.

V přechodové zóně nese vodu wadsleyit a ringwoodit; v relativně chladných podmínkách klesající desky mohou nést až 3%hmotn., zatímco v teplejších teplotách okolního pláště je jejich skladovací kapacita asi 0,5%hmotn. Přechodová zóna je také složena z nejméně 40% majoritu , vysokotlaké fáze granátu ; toto má pouze kapacitu 0,1% hmotn. nebo méně.

Skladovací kapacita spodního pláště je předmětem kontroverzí, přičemž odhady se pohybují od ekvivalentu 3krát po méně než 3% oceánu. Experimenty byly omezeny na tlaky zjištěné v horních 100 km pláště a je náročné je provádět. Výsledky mohou být zkresleny směrem vzhůru vodnými minerálními vměstky a směrem dolů v důsledku nedodržení saturace tekutin.

Při vysokých tlacích může voda interagovat s čistým železem a získat FeH a FeO. Modely vnějšího jádra předpovídají, že by mohlo pojmout až 100 oceánů vody v této formě, a tato reakce mohla v rané historii Země vysušit spodní plášť.

Voda z pláště

Nosnost pláště je pouze horní mezí a neexistuje žádný pádný důvod předpokládat, že je plášť nasycený. Další omezení množství a distribuce vody v plášti pochází z geochemické analýzy vybuchlých čedičů a xenolitů z pláště.

Čediče

Čediče vytvořené na středooceánských hřebenech a hotspotech pocházejí z pláště a slouží k poskytování informací o složení pláště. Magma stoupající na povrch může podstoupit frakční krystalizaci, při které se nejprve usadí složky s vyššími teplotami tání a výsledné taveniny mohou mít značně proměnlivé obsahy vody; ale když došlo k malé separaci, obsah vody je mezi asi 0,07 až 0,6%hmotn. (Pro srovnání, čediče v zpětných obloukových pánvích kolem sopečných oblouků mají mezi 1 hmotn.% A 2,9 hmotn.% Kvůli vodě vycházející z subdukční desky.)

Středooceánské hřbetní čediče (MORB) jsou běžně klasifikovány množstvím stopových prvků, které jsou nekompatibilní s minerály, které obývají. Dělí se na „normální“ MORB nebo N-MORB s relativně nízkým výskytem těchto prvků a obohacují E-MORB. Obohacení vody dobře koreluje s obohacením těchto prvků. U N-MORB je obsah vody ve zdrojovém plášti odvozen od 0,08–0,18%hmotn., Zatímco u E-MORB je 0,2–0,95%hmotn.

Další společná klasifikace založená na analýzách MORB a čedičů oceánských ostrovů (OIB) z hotspotů identifikuje pět složek. Čedič fokální zóny (FOZO) je považován za nejblíže původnímu složení pláště. Předpokládá se, že dva obohacené koncové členy (EM-1 a EM-2) pocházejí z recyklace oceánských sedimentů a OIB. H1MU znamená „high-μ“, kde μ je poměr izotopů uranu a olova ( μ = 238 U/ 234 Pb ). Pátou komponentou je vyčerpaný MORB (DMM). Vzhledem k tomu, že chování vody je velmi podobné chování prvku cesia , jsou poměry vody k cesiu často používány k odhadu koncentrace vody v regionech, které jsou zdrojem složek. Několik studií uvádí obsah vody ve FOZO kolem 0,075%hmotnostních a velká část této vody je pravděpodobně „mladistvou“ vodou získanou během narůstání Země. DMM má pouze 60 ppm vody. Pokud tyto zdroje odeberou vzorky ze všech oblastí pláště, závisí celková voda na jejich podílu; včetně nejistot se odhady pohybují od 0,2 do 2,3 oceánů.

Diamantové inkluze

Diamant z brazilské Juíny s prstencovými inkluzi naznačuje přítomnost vody v přechodové zóně.

Vzorky minerálů z přechodové zóny a spodního pláště pocházejí z inkluzí nalezených v diamantech . Vědci nedávno objevili diamantové inkluze ledu VII v přechodové zóně. Ice-VII je voda ve vysokotlakém stavu. Přítomnost diamantů, které se vytvořily v přechodové zóně a obsahují inkluze ledu VII, naznačuje, že v přechodové zóně a v horní části dolního pláště je přítomna voda. Ze třinácti nalezených případů ledu-VII má osm tlaky kolem 8–12 GPa, což sleduje tvorbu inkluzí na 400–550 km. Dvě inkluze mají tlaky mezi 24 a 25 GPa, což naznačuje tvorbu inkluzí na 610–800 km. Tlaky inkluzí ledu VII poskytují důkaz, že v době, kdy se diamanty vytvořily v přechodové zóně, musela být přítomna voda, aby se mohly zachytit jako inkluze. Výzkumníci také naznačují, že rozsah tlaků, při kterých se vytvářejí vměstky, naznačuje, že vměstky existovaly spíše jako tekutiny než pevné látky.

Byl nalezen další diamant s vměstky ringwooditu. Pomocí technik zahrnujících infračervenou spektroskopii , Ramanovu spektroskopii a rentgenovou difrakci vědci zjistili, že obsah vody v ringwooditu je 1,4% hmotn. A odvodili, že objemový obsah vody v plášti je asi 1% hmotn.

Geofyzikální důkaz

Seismické

Náhlé poklesy seismické aktivity a vedení elektřiny naznačují, že přechodová zóna je schopna produkovat hydratovaný ringwoodit. USArray seismický experiment je dlouhodobý projekt pomocí seismometers zmapovat plášť je základem Spojené státy. Pomocí dat z tohoto projektu ukazují měření seismometru odpovídající důkazy o tavenině ve spodní části přechodové zóny. Tavení v přechodové zóně lze vizualizovat pomocí měření seismické rychlosti, protože ostrá rychlost klesá v dolním plášti způsobená subdukcí desek přechodovou zónou. Naměřená Pokles seismických rychlostí koreluje přesně s předpokládanou přítomnosti 1% hmotnostních taveniny H 2 O.

Zóny ultra nízké rychlosti (ULVZ) byly objeveny přímo nad hranicí jádra-pláště (CMB). Experimenty zdůrazňující přítomnost peroxidu železa obsahujícího vodík (FeO 2 H x ) jsou v souladu s očekáváními ULVZ. Vědci se domnívají, že železo a voda mohou v těchto ULVZ v CMB reagovat za vzniku FeO 2 H x . Tato reakce by byla možná interakcí subdukce minerálů obsahujících vodu a rozsáhlých zásob železa ve vnějším jádru Země. Minulý výzkum naznačoval přítomnost částečného tavení v ULVZ, ale tvorba taveniny v oblasti obklopující CMB zůstává sporná.

Subdukce

Jak oceánská deska klesá do horního pláště, její minerály mají tendenci ztrácet vodu. Kolik vody se ztratí a kdy, závisí na tlaku, teplotě a mineralogii. Voda je nesena různými minerály, které kombinují různé podíly oxidu hořečnatého (MgO), oxidu křemičitého (SiO 2 ) a vody. Při nízkých tlacích (pod 5 GPa) mezi ně patří antigorit , forma serpentinu a klinochlor (oba nesou 13% hmotn. Vody); mastek (4,8 hm.%) a některé další minerály s nižší kapacitou. Při mírném tlaku (5–7 GPa) minerály zahrnují flogopit (4,8%hmotnostních), fázi 10Å (vysokotlaký produkt mastku a vody, 10–13%hmotnostních) a lawsonit (11,5%hmotnostních). Při tlacích nad 7 GPa existuje topaz-OH (Al 2 SiO 4 (OH) 2 , 10%hmotn.), Fázové vejce (AlSiO 3 (OH), 11–18%hmotn.) A sbírka hustého vodnatého křemičitanu hořečnatého ( DHMS) nebo „abecední“ fáze, jako je fáze A (12%hmotnostních), D (10%hmotnostních) a E (11%hmotnostních).

Osud vody závisí na tom, zda tyto fáze dokážou udržet neporušenou sérii, když deska klesá. V hloubce asi 180 km, kde je tlak asi 6 gigapascalů (GPa) a teplota kolem 600 ° C, existuje možný „bod škrcení“, kde se oblasti stability právě setkávají. Teplejší desky ztratí veškerou vodu, zatímco chladnější desky předávají vodu do fází DHMS. V chladnějších deskách může být část uvolněné vody také stabilní jako Ice VII.

Viz také

Reference

Další čtení