深水循環

深水循環（deep water cycle），或稱地質水循環（geologic water cycle），是指與地幔之間的水交換過程：水通過俯衝的海洋板塊被帶入地球深處，隨後通過火山活動返回地表。這與發生在地球表面及上方的常規水循環過程截然不同。部分水能夠一路抵達下地幔，甚至可能到達外核。礦物物理學實驗表明，在溫度較低的板塊中，含水礦物可以將水輸送到地幔深處，而即使是「名義上的無水礦物」，也能儲存相當於海洋水量數倍的水。

深水循環的過程涉及水通過俯衝的海洋板塊進入地幔（這一過程稱為再氣化），與在大洋中脊處釋放水的過程（去氣化）達到平衡。這是理解地球內部與外部圈層之間長期的水交換，以及含水礦物中所結合的水的運移的核心概念。

## 簡介

在傳統的水循環（也稱為水文循環）概念中，水在大氣層與地球表面或近地表（包括海洋、河流與湖泊、冰川與極地冰帽、生物圈及地下水）的各個儲庫之間移動。然而，除了地表循環之外，水在地質過程中也扮演著重要角色，這些過程深入至地殼和地幔。岩漿中的含水量決定了火山噴發的猛烈程度；熱水是經濟價值重要的礦物在熱液礦床中富集的主要媒介；並且水在石油的形成與運移中也發揮著重要作用。

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水不只以獨立的相態存在於地下。海水滲入大洋地殼，使橄欖石、輝石等火成岩發生水合作用，將其轉變為蛇紋石、滑石、水鎂石等含水礦物。水便以這種形態被帶入地幔。在上地幔中，熱量和壓力使這些礦物脫水，將其中大部分水釋放到上覆的地幔楔中，從而觸發岩石熔化，上升形成火山弧。然而，一些在地幔更深處保持穩定的「名義上的無水礦物」，能夠以羥基（$-OH$）的形式儲存少量的水。由於這些礦物在地球內部占據巨大體積，它們的儲水總量至少相當於全球海洋的水量。

傳統觀點認為，海洋的起源是在太古宙早期由地幔脫氣作用形成的，並且自那以後地幔一直保持著失水狀態。然而，俯衝作用將水帶入地下的速率，足以在10到20億年內使海洋乾涸。儘管如此，在過去30到40億年間，全球海平面的變化幅度僅為幾百米，遠小於平均4千米的海洋深度。因此，進入地幔和從地幔釋放的水量預計大致平衡，地幔中的含水量也保持穩定。被帶入地幔的水最終會通過大洋中脊和熱點的火山噴發返回地表。這種水進入地幔並返回的循環過程，即被稱為深水循環或地質水循環。

對地幔水量的估算範圍在海洋水量的四分之一到四倍之間。海洋中的水量為1.37×1018立方米，因此，這意味著地幔中的水量在3.4×1017至5.5×1018立方米之間。對地幔水量的限定依據來自地幔礦物學、地幔岩石樣本以及地球物理探測。

## 儲水能力

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要估算地幔水量的上限，可以考慮其礦物所能攜帶的水量（即礦物的儲水能力）。這取決於溫度和壓力。在岩石圈中，熱量通過傳導方式傳輸，存在陡峭的溫度梯度；但在地幔中，岩石通過對流攪動，溫度隨深度增加得較為緩慢（見圖）。俯衝板塊的溫度則低於平均水平。

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地幔可分為上地幔（410千米深度以上）、過渡帶（410—660千米之間）和下地幔（660千米以下）。地幔的大部分由橄欖石及其高壓同質異形體構成。在過渡帶頂部，橄欖石會相變為瓦茲利石；在大約520千米深處，瓦茲利石轉變為具有尖晶石結構的林伍德石。在下地幔頂部，林伍德石分解為布里奇曼石和鐵方鎂石。

上地幔中最常見的礦物是橄欖石。對於410千米深度，其含水量早期的估算值為0.13%（質量分數），後來向上修正為0.4%，進而又修正為1%。然而，越接近地幔頂部，其儲水能力顯著下降。另一種常見礦物輝石，在410千米深度附近，其估算含水量也約為1%。

在過渡帶中，水由瓦茲利石和林伍德石攜帶；在俯衝板塊相對低溫的條件下，它們能攜帶高達3%（質量分數）的水，而在周圍地幔溫度較高時，它們的儲水能力約為0.5%。過渡帶還至少由40%的鎂質石榴子石——一種石榴石的高壓相——構成；這種礦物的儲水能力僅為0.1%或更低。

下地幔的儲水能力是一個存在爭議的話題，估算範圍從相當於海洋水量的三倍到不足3%不等。相關實驗僅限於地幔頂部100千米深度內的壓力條件，且實驗操作極具挑戰性。結果可能因含水礦物包裹體的存在而被高估，也可能因未能維持流體飽和狀態而被低估。

在高壓下，水可以與純鐵反應生成FeH和FeO。對外核的模型推測表明，它可能以這種形式儲存多達100倍海洋的水量，而這一反應可能在地球早期歷史中導致了下地幔的失水。

## 來自地幔的水

地幔的儲水能力只是一個上限，並無充分理由認為地幔已處於飽和狀態。要獲得地幔中水的實際含量與分布的進一步限定，還需依據對噴發玄武岩和來自地幔的捕虜岩的地球化學分析。

### 玄武岩

在大洋中脊和熱點處形成的玄武岩源自地幔，因此常被用來獲取地幔成分的資訊。上升至地表的岩漿可能發生分離結晶作用，其中熔點較高的組分先結晶析出，導致最終熔體的含水量變化範圍很大；但在分異程度較低的情況下，其含水量大約在0.07%至0.6%（質量分數）之間。（相比之下，火山弧周圍的弧後盆地中的玄武岩，由於受到俯衝板塊釋放水的影響，其含水量在1%至2.9%之間。）

大洋中脊玄武岩（MORB）通常根據其所含的、與寄主礦物不相容的稀有元素的豐度進行分類。它們被分為這些元素豐度相對較低的「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）。水的富集程度與這些元素的富集程度有很好的相關性。據推斷，在N-MORB中，其源區地幔的含水量為0.08–0.18%（質量分數），而在E-MORB中則為0.2–0.95%。

另一種常見的分類基於對大洋中脊玄武岩和來自熱點的大洋島嶼玄武岩（OIB）的分析，劃分出五種組分。焦點區（FOZO）玄武岩被認為最接近地幔的原始成分。兩個富集端元（EM-1和EM-2）被認為源於海洋沉積物和OIB的再循環。HIMU代表「高μ值」，其中μ是鈾和鉛同位素的比值（μ = 238U/204Pb）。第五種組分是虧損型MORB地幔（DMM）。由於水的活動性與銫元素非常相似，水與銫的比值常被用來估算作為這些組分源區區域的水的濃度。多項研究將FOZO的含水量定為約0.075%（質量分數），這些水很可能大部分是地球增生過程中獲取的「原生水」。DMM的含水量僅為60 ppm。如果這些源區採樣到了地幔的所有區域，那麼總水量就取決於它們所占的比例；考慮到不確定性，估算範圍從0.2到2.3倍海洋水量。

### 金剛石包裹體

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來自過渡帶和下地幔的礦物樣本，主要源於金剛石中的包裹體。研究人員最近在過渡帶的金剛石中發現了冰的相包裹體。冰-VII是水在高壓狀態下的一種形式。這些形成於過渡帶並含有冰-VII包裹體的金剛石的存在，表明水存在於過渡帶以及下地幔頂部。在發現的十三個冰-VII實例中，有八個的壓力在8到12GPa左右，表明包裹體形成於400—550千米深度。有兩個包裹體的壓力在24至25GPa之間，表明其形成於610—800千米深度。冰-VII包裹體的壓力數據證明，在金剛石形成於過渡帶時，水必定已經存在，從而才能被捕獲成為包裹體。研究人員還指出，包裹體形成的壓力範圍意味著它們當時是以流體而非固體的形式存在的。

另一顆金剛石被發現含有林伍德石包裹體。科學家利用紅外光譜法、拉曼光譜法和X射線衍射等技術，發現該林伍德石包裹體的含水量為1.4%（質量分數），並據此推斷地幔的整體含水量約為1%。

## 地球物理學證據

### 地震

地震波速的突然降低以及電導率的測量結果均表明，過渡帶能夠產生含水的林伍德石。USArray地震實驗是一項長期項目，利用地震儀繪製美國下方地幔的結構圖。利用該項目的數據，地震儀測量結果顯示過渡帶底部存在熔融的相應證據。過渡帶中的熔融可以通過地震波速測量得以呈現，表現為由板塊俯衝穿過過渡帶所導致的下地幔地震波速急劇降低。實測的地震波速降低與預測的含有1%（質量分數）的水熔融情況精確對應。

在核幔邊界正上方發現了超低速帶。實驗證實了含氫過氧化鐵（$FeO_2H_x$）的存在，這與對超低速帶的預期相符。研究人員認為，在這些核幔邊界的超低速帶中，鐵和水可能發生反應生成$FeO_2H_x$。這一反應可能通過含水礦物的俯衝作用與地球外核大量鐵供應的相互作用而實現。過去的研究曾提出超低速帶存在部分熔融，但關於核幔邊界周邊區域熔融的形成機制仍存在爭議。

## 俯衝

當大洋板塊俯衝進入上地幔時，其礦物往往會失去水分。水分流失的多少以及發生的時間，取決於壓力、溫度和礦物組成。水由多種礦物攜帶，這些礦物含有不同比例的氧化鎂（$MgO$）、二氧化矽（$SiO2$）和水。在低壓（低於5GPa）下，這些礦物包括反蛇紋石、斜綠泥石（兩者均攜帶質量分數13%的水）、滑石（4.8%）以及其他一些儲水能力較低的礦物。在中壓條件（5—7GPa）下，礦物包括金雲母（4.8%）、10埃相（滑石與水在高壓作用下的產物，含水10-13%）和硬柱石（11.5%）。在壓力高於7GPa時，則有含羥基p黃玉（$Al2SiO4(OH)2$，含水10%）、蛋相（$AlSiO3(OH)$，含水11-18%）以及一系列緻密含水矽酸鎂或稱「字母相」，例如A相（12%）、D相（10%）和E相（11%）。

水的最終去向取決於當板塊持續俯衝時，這些礦物相能否維持一個不間斷的穩定系列。在約180千米深處，壓力約為6GPa，溫度約為600°C時，存在一個可能的關鍵節點，各種礦物的穩定區域在此剛好交匯。溫度較高的板塊將會失去其所有的水分，而溫度較低的板塊則能將水分傳遞至緻密含水矽酸鎂相。在溫度較低的板塊中，部分釋放出的水也可能以冰-VII的形式穩定存在。

深水循環的不平衡被認為是可能影響全球海平面的機制之一。