Ciclo de aguas profundas
Movimiento del agua en las profundidades de la Tierra
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El ciclo del agua profunda , o ciclo geológico del agua , implica el intercambio de agua con el manto , con agua transportada hacia abajo por las placas oceánicas en subducción y regresando a través de la actividad volcánica, a diferencia del proceso del ciclo del agua que ocurre sobre la superficie de la Tierra. [1] Parte del agua llega hasta el manto inferior e incluso puede alcanzar el núcleo externo . Los experimentos de física de minerales muestran que los minerales hidratados pueden transportar agua a las profundidades del manto en placas más frías e incluso los "minerales nominalmente anhidros" pueden almacenar agua equivalente a varios océanos.

El proceso de reciclado de aguas profundas implica que el agua que entra al manto es arrastrada hacia abajo por las placas oceánicas en subducción (un proceso conocido como regasificación) y que se equilibra con la liberación de agua en las dorsales oceánicas (desgasificación). [1] Este es un concepto central para comprender el intercambio de agua a largo plazo entre el interior de la Tierra y la exosfera y el transporte de agua ligada a minerales hidratados. [2]

Introducción

En la visión convencional del ciclo del agua (también conocido como ciclo hidrológico ), el agua se mueve entre los reservorios en la atmósfera y la superficie de la Tierra o cerca de la superficie (incluidos el océano , los ríos y lagos , los glaciares y los casquetes polares , la biosfera y las aguas subterráneas ). Sin embargo, además del ciclo de la superficie, el agua también juega un papel importante en los procesos geológicos que llegan hasta la corteza y el manto . El contenido de agua en el magma determina qué tan explosiva es una erupción volcánica; el agua caliente es el conducto principal para que los minerales económicamente importantes se concentren en depósitos minerales hidrotermales ; y el agua juega un papel importante en la formación y migración del petróleo . [3]

Esquema de los límites de las placas tectónicas. En el texto se analizan una placa en subducción (5), un arco insular (15) que recubre una cuña del manto, una dorsal oceánica (12) y un punto caliente (3).

El agua no solo está presente como una fase separada en el suelo. El agua de mar se filtra en la corteza oceánica e hidrata rocas ígneas como el olivino y el piroxeno , transformándolas en minerales hidratados como serpentinas , talco y brucita . [4] En esta forma, el agua es transportada hacia abajo hasta el manto. En el manto superior , el calor y la presión deshidratan estos minerales, liberando gran parte de ellos a la cuña del manto suprayacente , lo que desencadena la fusión de la roca que se eleva para formar arcos volcánicos . [5] Sin embargo, algunos de los "minerales nominalmente anhidros" que son estables más profundamente en el manto pueden almacenar pequeñas concentraciones de agua en forma de hidroxilo (OH − ), [6] y debido a que ocupan grandes volúmenes de la Tierra, son capaces de almacenar al menos tanto como los océanos del mundo. [3]

La visión convencional del origen del océano es que se llenó por desgasificación del manto en el Arcaico temprano y el manto ha permanecido deshidratado desde entonces. [7] Sin embargo, la subducción arrastra agua hacia abajo a un ritmo que vaciaría el océano en 1-2 mil millones de años. A pesar de esto, los cambios en el nivel global del mar durante los últimos 3-4 mil millones de años solo han sido de unos pocos cientos de metros, mucho más pequeños que la profundidad promedio del océano de 4 kilómetros. Por lo tanto, se espera que los flujos de agua dentro y fuera del manto estén aproximadamente equilibrados y el contenido de agua del manto sea estable. El agua transportada al manto eventualmente regresa a la superficie en erupciones en las dorsales oceánicas y puntos calientes . [8] Esta circulación de agua hacia el manto y de regreso se conoce como el ciclo de agua profunda o el ciclo geológico del agua . [9] [10] [11] [5]

Se estima que la cantidad de agua en el manto varía entre 1 ⁄ 4 y 4 veces la cantidad de agua en el océano. [12] Hay 1,37×10 18 m 3 de agua en los mares, por lo tanto, esto sugeriría que hay entre 3,4×10 17 y 5,5×10 18 m 3 de agua en el manto. Las restricciones sobre el agua en el manto provienen de la mineralogía del manto, muestras de roca del manto y sondas geofísicas.

Capacidad de almacenamiento

Dependencia de la temperatura con la profundidad en los 500 kilómetros superiores de la Tierra (curva negra).

Se puede obtener un límite superior para la cantidad de agua en el manto considerando la cantidad de agua que pueden transportar sus minerales (su capacidad de almacenamiento ). Esto depende de la temperatura y la presión. Existe un gradiente de temperatura pronunciado en la litosfera donde el calor viaja por conducción, pero en el manto la roca se agita por convección y la temperatura aumenta más lentamente (ver figura). [13] Las placas descendentes tienen temperaturas más frías que el promedio.

Transformaciones de fase del olivino al desplazarse por el manto superior , la zona de transición y el manto inferior. En el núcleo, el agua podría estar almacenada en forma de hidrógeno unido al hierro.

El manto se puede dividir en el manto superior (por encima de los 410 km de profundidad), la zona de transición (entre los 410 km y los 660 km) y el manto inferior (por debajo de los 660 km). Gran parte del manto está formado por olivino y sus polimorfos de alta presión . En la parte superior de la zona de transición, sufre una transición de fase a wadsleyita , y a unos 520 km de profundidad, la wadsleyita se transforma en ringwoodita , que tiene la estructura de espinela . En la parte superior del manto inferior, la ringwoodita se descompone en bridgmanita y ferropericlasa . [14]

El mineral más común en el manto superior es el olivino. Para una profundidad de 410 km, una estimación inicial de 0,13  por ciento de agua en peso (wt%) se revisó al alza a 0,4 por ciento en peso y luego a 1 por ciento en peso. [12] [15] Sin embargo, la capacidad de carga disminuye drásticamente hacia la parte superior del manto. Otro mineral común, el piroxeno, también tiene una capacidad estimada de 1 por ciento en peso cerca de los 410 km. [12]

En la zona de transición, el agua es transportada por la wadsleyita y la ringwoodita; en las condiciones relativamente frías de una losa descendente, pueden transportar hasta un 3 % en peso, mientras que en las temperaturas más cálidas del manto circundante su capacidad de almacenamiento es de aproximadamente el 0,5 % en peso. [16] La zona de transición también está compuesta por al menos un 40 % de majorita , una fase de alta presión del granate ; [17] esta solo tiene una capacidad de 0,1 % en peso o menos. [18]

La capacidad de almacenamiento del manto inferior es un tema de controversia, con estimaciones que van desde el equivalente a tres veces hasta menos del 3% de la del océano. Los experimentos se han limitado a las presiones encontradas en los 100 km superiores del manto y son difíciles de realizar. Los resultados pueden estar sesgados hacia arriba por inclusiones minerales hidratadas y hacia abajo por un fallo en el mantenimiento de la saturación de fluidos. [19]

A altas presiones, el agua puede interactuar con el hierro puro para formar FeH y FeO. Los modelos del núcleo externo predicen que podría contener hasta 100 océanos de agua en esta forma, y ​​esta reacción puede haber secado el manto inferior en la historia temprana de la Tierra. [20]

Agua del manto

La capacidad de carga del manto es sólo un límite superior, y no hay ninguna razón convincente para suponer que el manto está saturado. [21] Otras restricciones sobre la cantidad y distribución de agua en el manto provienen de un análisis geoquímico de basaltos y xenolitos erupcionados del manto.

Basaltos

Los basaltos formados en las dorsales oceánicas y en los puntos calientes se originan en el manto y se utilizan para proporcionar información sobre la composición del manto. El magma que asciende a la superficie puede sufrir una cristalización fraccionada en la que los componentes con puntos de fusión más altos se sedimentan primero y las masas fundidas resultantes pueden tener contenidos de agua muy variables; pero cuando se ha producido una pequeña separación, el contenido de agua oscila entre el 0,07 y el 0,6 % en peso (en comparación, los basaltos en las cuencas de trasarco alrededor de los arcos volcánicos tienen entre el 1 % y el 2,9 % en peso debido al agua que sale de la placa en subducción). [20]

Los basaltos de dorsales oceánicas (MORB) se clasifican comúnmente por la abundancia de elementos traza que son incompatibles con los minerales que habitan. Se dividen en MORB "normales" o N-MORB, con abundancias relativamente bajas de estos elementos, y E-MORB enriquecidos. [22] El enriquecimiento de agua se correlaciona bien con el de estos elementos. En N-MORB, se infiere que el contenido de agua del manto fuente es de 0,08 a 0,18 % en peso, mientras que en E-MORB es de 0,2 a 0,95 % en peso. [20]

Otra clasificación común, basada en análisis de MORB y basaltos de islas oceánicas (OIB) de puntos calientes, identifica cinco componentes. El basalto de la zona focal (FOZO) se considera el más cercano a la composición original del manto. Se cree que dos miembros finales enriquecidos (EM-1 y EM-2) surgen del reciclaje de sedimentos oceánicos y OIB. HIMU significa "alto-μ", donde μ es una relación de isótopos de uranio y plomo ( μ = 238 U/ 204 Pb ). El quinto componente es MORB empobrecido (DMM). [23] Debido a que el comportamiento del agua es muy similar al del elemento cesio , las relaciones de agua a cesio se utilizan a menudo para estimar la concentración de agua en regiones que son fuentes de los componentes. [12] Múltiples estudios sitúan el contenido de agua de FOZO en alrededor de 0,075 % en peso, y gran parte de esta agua es probablemente agua "juvenil" adquirida durante la acreción de la Tierra. El DMM tiene sólo 60 ppm de agua. [9] Si estas fuentes toman muestras de todas las regiones del manto, el agua total depende de su proporción; incluidas las incertidumbres, las estimaciones varían de 0,2 a 2,3 océanos. [12]

Inclusiones de diamantes

Un diamante de Juína, Brasil, con inclusiones de ringwoodita sugiere la presencia de agua en la zona de transición. [24]

Las muestras minerales de la zona de transición y el manto inferior provienen de inclusiones encontradas en diamantes . Los investigadores han descubierto recientemente inclusiones de diamantes de hielo VII en la zona de transición. El hielo VII es agua en un estado de alta presión. La presencia de diamantes que se formaron en la zona de transición y que contienen inclusiones de hielo VII sugiere que hay agua presente en la zona de transición y en la parte superior del manto inferior. De las trece instancias de hielo VII encontradas, ocho tienen presiones de alrededor de 8-12 GPa, lo que rastrea la formación de inclusiones a 400-550 km. Dos inclusiones tienen presiones entre 24 y 25 GPa, lo que indica la formación de inclusiones a 610-800 km. [25] Las presiones de las inclusiones de hielo VII proporcionan evidencia de que el agua debe haber estado presente en el momento en que se formaron los diamantes en la zona de transición para haber quedado atrapada como inclusiones. Los investigadores también sugieren que el rango de presiones en el que se formaron las inclusiones implica que las inclusiones existían como fluidos en lugar de sólidos. [25] [24]

Se encontró otro diamante con inclusiones de ringwoodita. Mediante técnicas como la espectroscopia infrarroja , la espectroscopia Raman y la difracción de rayos X , los científicos descubrieron que el contenido de agua de la ringwoodita era del 1,4 % en peso y dedujeron que el contenido de agua a granel del manto es de aproximadamente el 1 % en peso. [26]

Evidencia geofísica

Sísmico

Tanto las disminuciones repentinas de la actividad sísmica como de la conducción eléctrica indican que la zona de transición es capaz de producir ringwoodita hidratada. El experimento sísmico USArray es un proyecto a largo plazo que utiliza sismómetros para trazar un mapa del manto que se encuentra debajo de los Estados Unidos. Utilizando datos de este proyecto, las mediciones del sismómetro muestran evidencia correspondiente de fusión en la parte inferior de la zona de transición. [27] La ​​fusión en la zona de transición se puede visualizar a través de mediciones de velocidad sísmica a medida que la velocidad disminuye bruscamente en el manto inferior causada por la subducción de losas a través de la zona de transición. La disminución medida en las velocidades sísmicas se correlaciona con precisión con la presencia prevista de 1 % en peso de fusión de H 2 O. [28]

Se han descubierto zonas de velocidad ultrabaja (ULVZ) justo por encima del límite núcleo-manto (CMB). Los experimentos que destacan la presencia de peróxido de hierro que contiene hidrógeno (FeO 2 H x ) coinciden con las expectativas de las ULVZ. Los investigadores creen que el hierro y el agua podrían reaccionar para formar FeO 2 H x en estas ULVZ en el CMB. Esta reacción sería posible con la interacción de la subducción de minerales que contienen agua y el amplio suministro de hierro en el núcleo externo de la Tierra. Investigaciones anteriores han sugerido la presencia de fusión parcial en ULVZ, pero la formación de fusión en el área que rodea al CMB sigue siendo controvertida. [29]

Subducción

A medida que una placa oceánica desciende hacia el manto superior, sus minerales tienden a perder agua. La cantidad de agua que se pierde y cuándo depende de la presión, la temperatura y la mineralogía. El agua es transportada por una variedad de minerales que combinan varias proporciones de óxido de magnesio (MgO), dióxido de silicio (SiO 2 ) y agua. [30] A bajas presiones (por debajo de 5 GPa), estos incluyen antigorita , una forma de serpentina, y clinocloro (ambos transportan 13% en peso de agua); talco (4,8% en peso) y algunos otros minerales con una capacidad menor. A presión moderada (5-7 GPa) los minerales incluyen flogopita (4,8% en peso), la fase 10Å (un producto de alta presión de talco y agua, [31] 10-13% en peso) y lawsonita (11,5% en peso). A presiones superiores a 7 GPa, hay una fase topacio-OH (Al2SiO4 ( OH ) 2 , 10% en peso), una fase huevo (AlSiO3 ( OH), 11–18% en peso) y una colección de fases de silicato de magnesio hidratado denso (DHMS) o "alfabeto", como la fase A (12% en peso), D (10% en peso) y E (11% en peso). [32] [30]

El destino del agua depende de si estas fases pueden mantener una serie ininterrumpida a medida que la placa desciende. A una profundidad de unos 180 km, donde la presión es de unos 6 gigapascales (GPa) y la temperatura de unos 600 °C, existe un posible "punto de estrangulamiento" en el que las regiones de estabilidad se encuentran. Las placas más calientes perderán toda su agua, mientras que las placas más frías la pasarán a las fases DHMS. [16] En las placas más frías, parte del agua liberada también puede ser estable como Hielo VII. [33] [34]

Se ha propuesto que un desequilibrio en el reciclaje de aguas profundas es un mecanismo que puede afectar los niveles globales del mar. [1]

Véase también

Referencias

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Lectura adicional

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