深水循環

深水循环（），或称地质水循环（），是指与地幔之间的水交换过程：水通过俯冲的海洋板块被带入地球深处，随后通过火山活动返回地表。这与发生在地球表面及上方的常规水循环过程截然不同。部分水能够一路抵达下地幔，甚至可能到达外核。矿物物理学实验表明，在温度较低的板块中，含水矿物可以将水输送到地幔深处，而即使是“名义上的无水矿物”，也能储存相当于海洋水量数倍的水。

深水循环的过程涉及水通过俯冲的海洋板块进入地幔（这一过程称为再气化），与在大洋中脊处释放水的过程（去气化）达到平衡。这是理解地球内部与外部圈层之间长期的水交换，以及含水矿物中所结合的水的运移的核心概念。
简介

在传统的水循环（也称为水文循环）概念中，水在大气层与地球表面或近地表（包括海洋、河流与湖泊、冰川与极地冰帽、生物圈及地下水）的各个储库之间移动。然而，除了地表循环之外，水在地质过程中也扮演着重要角色，这些过程深入至地壳和地幔。岩浆中的含水量决定了火山喷发的猛烈程度；热水是经济价值重要的矿物在中富集的主要媒介；并且水在石油的形成与运移中也发挥着重要作用。
水不只以独立的相态存在于地下。海水渗入大洋地壳，使橄榄石、辉石等火成岩发生水合作用，将其转变为蛇纹石、滑石、水镁石等含水矿物。水便以这种形态被带入地幔。在上地幔中，热量和压力使这些矿物脱水，将其中大部分水释放到上覆的地幔楔中，从而触发岩石熔化，上升形成火山弧。然而，一些在地幔更深处保持稳定的“名义上的无水矿物”，能够以羟基（-OH）的形式储存少量的水。由于这些矿物在地球内部占据巨大体积，它们的储水总量至少相当于全球海洋的水量。

传统观点认为，海洋的起源是在太古宙早期由地幔脱气作用形成的，并且自那以后地幔一直保持着失水状态。然而，俯冲作用将水带入地下的速率，足以在10到20亿年内使海洋干涸。尽管如此，在过去30到40亿年间，全球海平面的变化幅度仅为几百米，远小于平均4千米的海洋深度。因此，进入地幔和从地幔释放的水量预计大致平衡，地幔中的含水量也保持稳定。被带入地幔的水最终会通过大洋中脊和热点的火山喷发返回地表。这种水进入地幔并返回的循环过程，即被称为深水循环或地质水循环。 In .

对地幔水量的估算范围在海洋水量的四分之一到四倍之间。海洋中的水量为1.37×1018立方米，因此，这意味着地幔中的水量在3.4×1017至5.5×1018立方米之间。对地幔水量的限定依据来自地幔矿物学、地幔岩石样本以及地球物理探测。

储水能力

要估算地幔水量的上限，可以考虑其矿物所能携带的水量（即矿物的储水能力）。这取决于温度和压力。在岩石圈中，热量通过传导方式传输，存在陡峭的温度梯度；但在地幔中，岩石通过对流搅动，温度随深度增加得较为缓慢（见图）。俯冲板块的温度则低于平均水平。
alt=|thumb|橄榄石在上地幔、过渡带和下地幔中的相变。在地核中，水可能以氢与铁结合的形式储存。
地幔可分为上地幔（410千米深度以上）、过渡带（410—660千米之间）和下地幔（660千米以下）。地幔的大部分由橄榄石及其高压同质异形体构成。在过渡带顶部，橄榄石会相变为瓦兹利石；在大约520千米深处，瓦兹利石转变为具有尖晶石结构的林伍德石。在下地幔顶部，林伍德石分解为布里奇曼石和铁方镁石。

上地幔中最常见的矿物是橄榄石。对于410千米深度，其含水量早期的估算值为0.13%（质量分数），后来向上修正为0.4%，进而又修正为1%。 In .然而，越接近地幔顶部，其储水能力显著下降。另一种常见矿物辉石，在410千米深度附近，其估算含水量也约为1%。

在过渡带中，水由瓦兹利石和林伍德石携带；在俯冲板块相对低温的条件下，它们能携带高达3%（质量分数）的水，而在周围地幔温度较高时，它们的储水能力约为0.5%。过渡带还至少由40%的镁质石榴子石——一种石榴石的高压相——构成；这种矿物的储水能力仅为0.1%或更低。

下地幔的储水能力是一个存在争议的话题，估算范围从相当于海洋水量的三倍到不足3%不等。相关实验仅限于地幔顶部100千米深度内的压力条件，且实验操作极具挑战性。结果可能因含水矿物包裹体的存在而被高估，也可能因未能维持流体饱和状态而被低估。

在高压下，水可以与纯铁反应生成FeH和FeO。对外核的模型推测表明，它可能以这种形式储存多达100倍海洋的水量，而这一反应可能在地球早期历史中导致了下地幔的失水。
来自地幔的水
地幔的储水能力只是一个上限，并无充分理由认为地幔已处于饱和状态。要获得地幔中水的实际含量与分布的进一步限定，还需依据对喷发玄武岩和来自地幔的捕虏岩的地球化学分析。
玄武岩
在大洋中脊和热点处形成的玄武岩源自地幔，因此常被用来获取地幔成分的信息。上升至地表的岩浆可能发生分离结晶作用，其中熔点较高的组分先结晶析出，导致最终熔体的含水量变化范围很大；但在分异程度较低的情况下，其含水量大约在0.07%至0.6%（质量分数）之间。（相比之下，火山弧周围的弧后盆地中的玄武岩，由于受到俯冲板块释放水的影响，其含水量在1%至2.9%之间。）

大洋中脊玄武岩（MORB）通常根据其所含的、与寄主矿物不相容的稀有元素的丰度进行分类。它们被分为这些元素丰度相对较低的“正常型”大洋中脊玄武岩（N-MORB）和富集型的大洋中脊玄武岩（E-MORB）。水的富集程度与这些元素的富集程度有很好的相关性。据推断，在N-MORB中，其源区地幔的含水量为0.08–0.18%（质量分数），而在E-MORB中则为0.2–0.95%。

另一种常见的分类基于对大洋中脊玄武岩和来自热点的大洋岛屿玄武岩（OIB）的分析，划分出五种组分。焦点区（FOZO）玄武岩被认为最接近地幔的原始成分。两个富集端元（EM-1和EM-2）被认为源于海洋沉积物和OIB的再循环。HIMU代表“高μ值”，其中μ是铀和铅同位素的比值（）。第五种组分是亏损型MORB地幔（DMM）。由于水的活动性与铯元素非常相似，水与铯的比值常被用来估算作为这些组分源区区域的水的浓度。多项研究将FOZO的含水量定为约0.075%（质量分数），这些水很可能大部分是地球增生过程中获取的“原生水”。DMM的含水量仅为60 ppm。如果这些源区采样到了地幔的所有区域，那么总水量就取决于它们所占的比例；考虑到不确定性，估算范围从0.2到2.3倍海洋水量。
金刚石包裹体
alt=|thumb|来自巴西朱伊纳的金刚石中含有林伍德石包裹体，这表明过渡带中存在水。
来自过渡带和下地幔的矿物样本，主要源于金刚石中的包裹体。研究人员最近在过渡带的金刚石中发现了包裹体。冰-VII是水在高压状态下的一种形式。这些形成于过渡带并含有冰-VII包裹体的金刚石的存在，表明水存在于过渡带以及下地幔顶部。在发现的十三个冰-VII实例中，有八个的压力在8到12GPa左右，表明包裹体形成于400—550千米深度。有两个包裹体的压力在24至25GPa之间，表明其形成于610—800千米深度。冰-VII包裹体的压力数据证明，在金刚石形成于过渡带时，水必定已经存在，从而才能被捕获成为包裹体。研究人员还指出，包裹体形成的压力范围意味着它们当时是以流体而非固体的形式存在的。

另一颗金刚石被发现含有林伍德石包裹体。科学家利用红外光谱法、拉曼光谱法和X射线衍射等技术，发现该林伍德石包裹体的含水量为1.4%（质量分数），并据此推断地幔的整体含水量约为1%。
地球物理学证据
地震
地震波速的突然降低以及电导率的测量结果均表明，过渡带能够产生含水的林伍德石。地震实验是一项长期项目，利用地震仪绘制美国下方地幔的结构图。利用该项目的数据，地震仪测量结果显示过渡带底部存在熔融的相应证据。过渡带中的熔融可以通过地震波速测量得以呈现，表现为由板块俯冲穿过过渡带所导致的下地幔地震波速急剧降低。实测的地震波速降低与预测的含有1%（质量分数）的水熔融情况精确对应。

在核幔边界正上方发现了。实验证实了含氢过氧化铁（FeO_2H_x）的存在，这与对超低速带的预期相符。研究人员认为，在这些核幔边界的超低速带中，铁和水可能发生反应生成FeO_2H_x。这一反应可能通过含水矿物的俯冲作用与地球外核大量铁供应的相互作用而实现。过去的研究曾提出超低速带存在部分熔融，但关于核幔边界周边区域熔融的形成机制仍存在争议。
俯冲
当大洋板块俯冲进入上地幔时，其矿物往往会失去水分。水分流失的多少以及发生的时间，取决于压力、温度和矿物组成。水由多种矿物携带，这些矿物含有不同比例的氧化镁（MgO）、二氧化硅（SiO2）和水。在低压（低于5GPa）下，这些矿物包括反蛇纹石、斜绿泥石（两者均携带质量分数13%的水）、滑石（4.8%）以及其他一些储水能力较低的矿物。在中压条件（5—7GPa）下，矿物包括金云母（4.8%）、10埃相（滑石与水在高压作用下的产物，含水10-13%）和硬柱石（11.5%）。在压力高于7GPa时，则有含羟基p黄玉（Al2SiO4(OH)2，含水10%）、蛋相（AlSiO3(OH)，含水11-18%）以及一系列致密含水硅酸镁或称“字母相”，例如A相（12%）、D相（10%）和E相（11%）。

水的最终去向取决于当板块持续俯冲时，这些矿物相能否维持一个不间断的稳定系列。在约180千米深处，压力约为6GPa，温度约为600°C时，存在一个可能的关键节点，各种矿物的稳定区域在此刚好交汇。温度较高的板块将会失去其所有的水分，而温度较低的板块则能将水分传递至致密含水硅酸镁相。在温度较低的板块中，部分释放出的水也可能以冰-VII的形式稳定存在。

深水循环的不平衡被认为是可能影响全球海平面的机制之一。
参考文献

延伸阅读

Category:地质作用Category:水