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Ciclo de aguas profundas

El ciclo del agua profunda , o ciclo geológico del agua , implica el intercambio de agua con el manto , donde el agua es transportada hacia abajo por las placas oceánicas en sub...

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El ciclo del agua profunda , o ciclo geológico del agua , implica el intercambio de agua con el manto , donde el agua es transportada hacia abajo por las placas oceánicas en subducción y regresa 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 . Experimentos de física mineral muestran que los minerales hidratados pueden transportar agua a las profundidades del manto en las placas más frías, e incluso los "minerales nominalmente anhidros" pueden almacenar el agua equivalente a varios océanos.

El proceso de reciclaje de aguas profundas implica que el agua que ingresa al manto al ser transportada hacia abajo por las placas oceánicas en subducción (un proceso conocido como regasificación) se equilibra con el agua liberada 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 , así como 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 depósitos en la atmósfera y la superficie terrestre o cerca de ella (incluidos el océano , los ríos y lagos , los glaciares y los casquetes polares , la biosfera y las aguas subterráneas ). Sin embargo, además del ciclo superficial, el agua también desempeña un papel importante en los procesos geológicos que llegan hasta la corteza y el manto . El contenido de agua en el magma determina la explosividad de una erupción volcánica; el agua caliente es el principal conducto para que los minerales de importancia económica se concentren en depósitos minerales hidrotermales ; y el agua desempeña 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 de islas (15) que se superpone a 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 el manto. En el manto superior , el calor y la presión deshidratan estos minerales, liberando gran parte de ella a la cuña del manto suprayacente , lo que desencadena la fusión de la roca que asciende para formar arcos volcánicos . [ 5 ] Sin embargo, algunos de los "minerales nominalmente anhidros" que son estables en las profundidades del 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 la desgasificación del manto a principios del Arcaico y que el manto ha permanecido deshidratado desde entonces. [ 7 ] Sin embargo, la subducción transporta agua hacia abajo a una velocidad 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 han sido de solo unos cientos de metros, mucho menores que la profundidad media del océano de 4 kilómetros. Por lo tanto, se espera que los flujos de agua hacia y desde el manto estén aproximadamente equilibrados y que el contenido de agua del manto sea constante. El agua transportada al manto finalmente regresa a la superficie en erupciones en las dorsales oceánicas y los puntos calientes . [ 8 ] Esta circulación de agua hacia el manto y de regreso se conoce como el ciclo del agua profunda o el ciclo geológico del agua . [ 1 ]

Las estimaciones de la cantidad de agua en el manto varían entre 1/4 y 4 veces la cantidad de agua en el océano. [ 8 ] Hay 1,37 × 10¹⁸ m³ de agua en los mares; por lo tanto, esto sugeriría que hay entre 3,4 × 10¹⁷ y 5,5 × 10¹⁸ m³ de agua en el manto. Las limitaciones 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 primeros 500  kilómetros 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 fuerte gradiente de temperatura en la litosfera, donde el calor se transmite por conducción, pero en el manto la roca se agita por convección y la temperatura aumenta más lentamente (véase la figura). [ 9 ] Las placas descendentes tienen temperaturas más frías que el promedio.

Transformaciones de fase de la olivina a través del manto superior , la zona de transición y el manto inferior. En el núcleo, el agua podría almacenarse como hidrógeno unido al hierro.

El manto se puede dividir en manto superior (por encima de los 410  km de profundidad), zona de transición (entre 410  km y 660  km) y manto inferior (por debajo de los 660  km). Gran parte del manto está compuesto de olivino y sus polimorfos de alta presión . En la parte superior de la zona de transición, experimenta 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 . [ 10 ]

El mineral más común en el manto superior es el olivino. Para una profundidad de 410  km, una estimación inicial de 0,13 % de agua en peso (wt%) se revisó al alza hasta 0,4 wt% y luego hasta 1 wt%. [ 8 ] [ 11 ] 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 wt% cerca de los 410 km. [ 8 ]    

En la zona de transición, el agua es transportada por wadsleyita y ringwoodita; en las condiciones relativamente frías de una placa 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 un 0,5  % en peso. [ 12 ] La zona de transición también está compuesta por al menos un 40 % de majorita , una fase de granate de alta presión ; [ 13 ] esta solo tiene una capacidad de 0,1  % en peso o menos. [ 14 ]

La capacidad de almacenamiento del manto inferior es objeto de controversia, con estimaciones que van desde el equivalente a tres veces hasta menos del 3 % del océano. Los experimentos se han limitado a las presiones encontradas en los primeros 100  km del manto y son difíciles de realizar. Los resultados pueden estar sesgados al alza por inclusiones minerales hidratadas y a la baja por la imposibilidad de mantener la saturación de fluidos. [ 8 ] A altas presiones, el agua puede interactuar con 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 podría haber secado el manto inferior en la historia temprana de la Tierra. [ 15 ]

Agua del manto

La capacidad de carga del manto es solo un límite superior, y no hay ninguna razón convincente para suponer que el manto esté saturado. [ 16 ] Otras restricciones sobre la cantidad y distribución del agua en el manto provienen de un análisis geoquímico de basaltos erupcionados y xenolitos del manto.

Basaltos

Los basaltos formados en dorsales oceánicas y puntos calientes tienen su origen en el manto y se utilizan para obtener información sobre su composición. El magma que asciende a la superficie puede experimentar una cristalización fraccionada en la que los componentes con puntos de fusión más altos se sedimentan primero, y los fundidos resultantes pueden tener contenidos de agua muy variables; pero cuando la separación es mínima, el contenido de agua oscila entre aproximadamente el 0,07 % y el 0,6  % en peso. (En comparación, los basaltos de las cuencas de trasarco alrededor de arcos volcánicos tienen entre el 1  % y el 2,9  % en peso debido al agua que proviene de la placa subducida). [ 15 ]

Los basaltos de dorsal oceánica (MORB) se clasifican comúnmente según la abundancia de oligoelementos incompatibles con los minerales que contienen. Se dividen en MORB "normales" o N-MORB, con abundancias relativamente bajas de estos elementos, y E-MORB enriquecidos. [ 17 ] 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 0,08–0,18  % en peso, mientras que en E-MORB es de 0,2–0,95  % en peso. [ 15 ]

Otra clasificación común, basada en análisis de MORB y basaltos de islas oceánicas (OIB) de puntos calientes, identifica cinco componentes. El basalto de zona focal (FOZO) se considera el más cercano a la composición original del manto. Se cree que dos miembros extremos 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). [ 18 ] 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. [ 8 ] 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. DMM tiene solo 60  ppm de agua. [ 1 ] Si estas fuentes muestrean todas las regiones del manto, el agua total depende de su proporción; incluyendo incertidumbres, las estimaciones varían de 0,2 a 2,3 océanos. [ 8 ]

inclusiones de diamante

Diamante de Juína, Brasil, con inclusiones de ringwoodita sugiere la presencia de agua en la zona de transición. [ 19 ]

Las muestras minerales de la zona de transición y el manto inferior provienen de inclusiones encontradas en diamantes . Recientemente, los investigadores descubrieron inclusiones de hielo-VII en diamantes de la zona de transición. El hielo-VII es agua en un estado de alta presión. La presencia de diamantes formados en la zona de transición 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 los trece casos de hielo-VII encontrados, ocho tienen presiones de alrededor de 8–12 GPa, lo que sitúa la formación de inclusiones entre 400 y 550  km. Dos inclusiones tienen presiones entre 24 y 25 GPa, lo que indica la formación de inclusiones entre 610 y 800  km. [ 20 ] Las presiones de las inclusiones de hielo-VII proporcionan evidencia de que el agua debió haber estado presente en el momento en que se formaron los diamantes en la zona de transición para que quedara atrapada como inclusiones. Los investigadores también sugieren que el rango de presiones en el que se formaron las inclusiones implica que estas existían como fluidos en lugar de sólidos. [ 20 ] [ 19 ]

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 determinaron que el contenido de agua de la ringwoodita era del 1,4  % en peso e infirieron que el contenido total de agua del manto es de aproximadamente el 1  % en peso. [ 21 ]

evidencia geofísica

Sísmico

Tanto las disminuciones repentinas en la actividad sísmica como en 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 cartografiar el manto subyacente a los Estados Unidos. Utilizando datos de este proyecto, las mediciones de los sismómetros muestran evidencia correspondiente de fusión en la parte inferior de la zona de transición. [ 22 ] La fusión en la zona de transición se puede visualizar mediante mediciones de velocidad sísmica como disminuciones bruscas de velocidad en el manto inferior causadas por la subducción de placas a través de la zona de transición. La disminución medida en las velocidades sísmicas se correlaciona con precisión con la presencia predicha de un 1  % en peso de fusión de H₂O . [ 23 ]

Se han descubierto zonas de velocidad ultrabaja (ZVUL) justo encima del límite núcleo-manto (CMB). Los experimentos que evidencian la presencia de peróxido de hierro con hidrógeno (FeO₂Hₓ ) concuerdan con las expectativas sobre las ZVUL. Los investigadores creen que el hierro y el agua podrían reaccionar para formar FeO₂Hₓ en estas ZVUL en el CMB. Esta reacción sería posible gracias a 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 las ZVUL, pero la formación de material fundido en el área que rodea el CMB sigue siendo objeto de debate. [ 24 ]

Subducción

A medida que una placa oceánica desciende hacia el manto superior, sus minerales tienden a perder agua. La cantidad y el momento de la pérdida dependen de la presión, la temperatura y la mineralogía. El agua es transportada por diversos minerales que combinan diferentes proporciones de óxido de magnesio (MgO), dióxido de silicio (SiO₂ ) y agua. [ 25 ] A bajas presiones (inferiores a 5 GPa), estos incluyen antigorita , una forma de serpentina, y clinocloro (ambos con un 13  % en peso de agua); talco (4,8  % en peso) y otros minerales con menor capacidad. A presiones moderadas (5-7  GPa), los minerales incluyen flogopita (4,8  % en peso), la fase de 10 Å (un producto de alta presión de talco y agua, [ 26 ] 10-13  % en peso) y lawsonita (11,5  % en peso). A presiones superiores a 7  GPa, se encuentra la fase topacio-OH (Al₂SiO₄ ( OH) ₂ , 10  % en peso), la fase huevo (AlSiO₃ ( OH), 11–18  % en peso) y una colección de fases densas de silicato de magnesio hidratado (DHMS) o fases "alfabéticas" como la fase A (12  % en peso), D (10  % en peso) y E (11  % en peso). [ 27 ] [ 25 ]

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 alrededor de 600  °C, existe un posible "punto de estrangulamiento" donde las regiones de estabilidad se encuentran. Las placas más calientes perderán toda su agua, mientras que las placas más frías la transferirán a las fases DHMS. [ 12 ] En las placas más frías, parte del agua liberada también puede ser estable como Hielo VII. [ 28 ] [ 29 ]

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

Véase también

Referencias

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Lecturas adicionales

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