Idi na sadržaj

Ciklus duboke vode

Nepregledano
S Wikipedije, slobodne enciklopedije

Ciklus dubokih voda ili geološki ciklus vode, uključuje izmjenu vode s plaštom, pri čemu vodu nose okeanske ploče i vraćaju kroz vulkansku aktivnost, što se razlikuje od procesa kruženja vode koji se odvija iznad i na površini Zemlje.[1] Dio vode stiže sve do donjeg plašta, a može čak i dosegnuti vanjsko jezgro. Eksperimenti mineralne fizike pokazuju da hidratizirani minerali mogu prenositi vodu duboko u plašt u hladnijim pločama, pa čak i "nominalno bezvodni minerali" mogu pohraniti vodu u količini nekoliko okeana.

Proces recikliranja duboke vode uključuje vodu koja ulazi u plašt, tako što je nosi subdukcijom okeanskih ploča (proces poznat kao regasacija), a uravnotežuje se vodom koja se oslobađa na srednjookeanskim grebenima (degasacija).[1] Ovo je centralni koncept u razumijevanju dugoročne razmjene vode između Zemljine unutrašnjosti i egzosfere i transporta vode vezane u hidratiziranim mineralima.[2]

Pregled

[uredi | uredi izvor]

U konvencionalnom pogledu na ciklus vode u prirodi (također poznat kao hidrološki ciklus), voda se kreće između rezervoara u atmosferi i Zemljinoj površini ili blizu površine (uključujući okean, rijeke i jezera, glečere i polarne ledene kape, biosferu i podzemne vode). Međutim, pored površinskog ciklusa, voda također ima važnu ulogu u geološkim procesima koji dosežu do kore i plašta. Sadržaj vode u magmi određuje koliko je vulkanska erupcija eksplozivna; vruća voda je glavni kanal za koncentraciju ekonomski važnih minerala u hidrotermalnim mineralnim ležištima; a voda ima važnu ulogu u formiranju i migraciji nafte.[3]

Shematski prikaz granica tektonskih ploča. U tekstu se razmatraju subdukcijska ploča (5); otočni luk (15) koji prekriva klin plašta; srednjookeanski greben (12); i vruća tačka (3).

Voda nije prisutna samo kao zasebna faza u tlu. Morska voda prodire u okeansku koru i hidrati magmatske stijene poput olivin ai piroksena, transformirajući ih u hidratizirane minerale poput serpentina, talka i brucita.[4] U ovom obliku, voda se prenosi u plašt. U gornjem plaštu, toplota i pritisak dehidriraju ove minerale, oslobađajući veći dio u gornji sloj plašta, što izaziva topljenje stijena koje se uzdižu i formiraju vulkanske lukove.[5] Međutim, neki od "nominalno bezvodnih minerala" koji su stabilni dublje u plaštu mogu skladištiti male koncentracije vode u obliku hidroksila (OH−),[6] i budući da zauzimaju velike površine Zemlje, sposobni su pohraniti barem onoliko koliko i svjetski okeani.[3]

Konvencionalno mišljenje o porijeklu okeana je da je ispunjen ispuštanjem gasova iz plašta u ranom arhejskom periodu, te da je plašt od tada ostao dehidriran.[7] Međutim, subdukcija nosi vodu prema dolje brzinom koja bi ispraznila okean za 1–2 milijarde godina. Uprkos tome, promjene u globalnom nivou mora u protekle 3–4 milijarde godina bile su samo nekoliko stotina metara, mnogo manje od prosječne dubine okeana od četiri kilometra. Stoga se očekuje da će tokovi vode u i iz plašta biti otprilike uravnoteženi, a sadržaj vode u plaštu stabilan. Voda unesena u plašt na kraju se vraća na površinu u erupcijama na srednjookeanskim grebenima i vrućim tačkama.[8] Ova cirkulacija vode u plašt i nazad poznata je kao „duboki ciklus vode“ ili „geološki ciklus vode“.[9][10][11][5]

Procjene količine vode u plaštu kreću se od 1⁄4 do četiri puta više vode nego u okeanu.[12] U morima se nalazi 1,37×1018 m3 vode, stoga bi to sugeriralo da se u plaštu nalazi između 3,4×1017 i 5,5×1018 m3 vode. Ograničenja vode u plaštu potiču iz mineralogije plašta, uzoraka stijena iz plašta i geofizičkih sondi.

Kapacitet skladištenja

[uredi | uredi izvor]
Ovisnost temperature o dubini u gornjih 500 kilometara Zemljine površine (crna krivulja).

Gornja granica količine vode u plaštu može se dobiti uzimajući u obzir količinu vode koju mogu prenijeti njegovi minerali (njihov kapacitet skladištenja). To ovisi o temperaturi i pritisku. Postoji strmi temperaturni gradijent u litosferi gdje toplina putuje kondukcijom, ali u plaštu stijena se miješa konvekcijom i temperatura raste sporije (vidi sliku).[13] Spuštajuće ploče imaju niže temperature od prosječnih.

Fazne transformacije olivina koje se kreću kroz gornji plašt, prelaznu zonu i donji plašt. U jezgru, voda bi mogla biti uskladištena kao vodik vezan za željezo.

Plašt se može podijeliti na gornji plašt (iznad 410 km dubine), prelaznu zonu (između 410 km i 660 km) i donji plašt (ispod 660 km). Veliki dio plašta sastoji se od olivina i njegovih polimorfa visokog pritiska podložnih oblika. Na vrhu prelazne zone, prolazi kroz fazni prelaz u vadsleit, a na oko 520 km dubine, vadsleit se transformiše u ringvudit, koji ima strukturu spinela. Na vrhu donjeg plašta, ringwoodit se raspada na bridgemanit i feroperiklas.[14]

Najčešći mineral u gornjem plaštu je olivin. Za dubinu od 410 km, rana procjena od 0,13 postotak vode po težini (težinski %) revidirana je naviše na 0,4 težinska %, a zatim na 1 wt%.[12][15] Međutim, kapacitet nosivosti dramatično se smanjuje prema vrhu plašta. Drugi uobičajeni mineral, piroksen, također ima procijenjeni kapacitet od 1 težinski% blizu 410 km.[12]

U prelaznoj zoni, vodu nose wadslejit i ringvudit; u relativno hladnim uvjetima silazne ploče, oni mogu nositi do 3 wt%, dok je na toplijim temperaturama okolnog plašta njihov kapacitet skladištenja oko 0,5 wt%.[16] Prelazna zona se također sastoji od najmanje 40% majorita, faze visokog pritiska granata;[17] ovo ima kapacitet od samo 0,1 težinskih % ili manje.[18]

Kapacitet skladištenja donjeg plašta je predmet kontroverzi, s procjenama koje se kreću od ekvivalenta tri puta većeg od okeana do manje od 3%. Eksperimenti su ograničeni na pritiske pronađene u gornjih 100 km plašta i izazovni su za izvođenje. Rezultati mogu biti pristrasni naviše zbog inkluzija minerala s vodom, a naniže zbog neuspjeha u održavanju zasićenosti fluidom.[19]

Pri visokim pritiscima, voda može reagovati sa čistim željezom i dobiti FeH i FeO. Modeli vanjskog jezgra predviđaju da bi ono moglo sadržavati čak 100 okeana vode u ovom obliku, a ova reakcija je možda isušila donji plašt u ranoj historiji Zemlje.[20]

Voda iz plašta

[uredi | uredi izvor]

Nosivost plašta je samo gornja granica i ne postoji uvjerljiv razlog za pretpostavku da je plašt zasićen.[21] Daljnja ograničenja količine i distribucije vode u plaštu proizlaze iz geohemijske analize eruptiranih bazalta i ksenolita iz plašta.

Bazalti

[uredi | uredi izvor]

Bazalti formirani na srednjookeanskim grebenima i vrućim tačkama potiču iz plašta i koriste se za pružanje informacija o sastavu plašta. Magma koja se diže na površinu može proći kroz frakcionu kristalizaciju u kojoj se komponente s višim tačkama topljenja prvo talože, a rezultirajuće taline mogu imati široko varirajući sadržaj vode; ali kada je došlo do malog odvajanja, sadržaj vode je između oko 0,07–0,6 težinskih %. (Poređenja radi, bazalti u bazenima zadnjeg luka oko vulkanskih lukova imaju između 1 wt% i 2,9 wt% zbog vode koja dolazi sa subdukcijske ploče).[20]

Bazalti srednjeokeanskog grebena (MORB) se obično klasifikuju prema količini elemenata u tragovima koji su nekompatibilni sa mineralima koje naseljavaju. Dijele se na "normalne" MORB ili N-MORB, sa relativno niskom količinom ovih elemenata, i obogaćene E-MORB.[22] Obogaćivanje vode dobro korelira s obogaćivanjem ovih elemenata. Kod N-MORB-a, sadržaj vode u izvornom plaštu procjenjuje se na 0,08–0,18 težinskih %, dok je kod E-MORB-a 0,2–0,95 težinskih %.[20]

Druga uobičajena klasifikacija, zasnovana na analizama MORB-ova i bazalta okeanskih ostrva (OIB) iz vrućih tačaka, identificira pet komponenti. Bazalt fokusne zone (FOZO) smatraju se najbližim originalnom sastavu plašta. Smatra se da dva obogaćena krajnja člana (EM-1 i EM-2) nastaju recikliranjem okeanskih sedimenata i OIB-ova. HIMU označava "high-μ", gdje je μ omjer izotopa urana i olova (μ = 238U/204Pb). Peta komponenta je osiromašeni MORB (DMM).[23] Budući da je ponašanje vode vrlo slično ponašanju elementa cezij, omjeri vode i cezija često se koriste za procjenu koncentracije vode u regijama koje su izvori tih komponenti.[12] Višestruke studije pokazuju da je sadržaj vode u FOZO oko 0,075 težinskih %, a veliki dio ove vode je vjerovatno "juvenilna" voda stečena tokom akrecije Zemlje. DMM ima samo 60 ppm vode.[9] Ako ovi izvori uzorkuju sve regije plašta, ukupna količina vode zavisi od njihovog udjela; uključujući nesigurnosti, procjene se kreću od 0,2 do 2,3 okeana.[12]

Inkluzije dijamanata

[uredi | uredi izvor]
Dijamant iz Juíne, Brazil, s inkluzijama ringwoodita ukazuje na prisustvo vode u prelaznoj zoni.[24]

Uzorci minerala iz prelazne zone i donjeg plašta potiču od inkluzija pronađenih u dijamantima. Nedavno su otkrivene inkluzije dijamanata ice-VII u prelaznoj zoni. Led-VII je voda u stanju visokog pritiska. Prisustvo dijamanata koji su se formirali u prelaznoj zoni i sadrže inkluzije leda-VII ukazuje na to da je voda prisutna u prelaznoj zoni i na vrhu donjeg plašta. Od trinaest pronađenih primjeraka leda-VII, osam ima pritiske oko 8-12 GPa, što prati formiranje inkluzija na 400–550 km. Dvije inkluzije imaju pritiske između 24 i 25 GPa, što ukazuje na formiranje inkluzija na 610–800 km.[25] Pritisci inkluzija leda VII pružaju dokaze da je voda morala biti prisutna u vrijeme formiranja dijamanata u prelaznoj zoni kako bi se zarobila kao inkluzije. Istraživači također sugeriraju da raspon pritisaka pri kojima su se inkluzije formirale implicira da su inkluzije postojale kao tekućine, a ne kao čvrste tvari.[25][24]

Još jedan dijamant je pronađen s inkluzijama ringwudita. Koristeći tehnike koje uključuju infracrvenu spektroskopiju, Ramanovu spektroskopiju i rendgensku difrakciju, otkriveno je da je sadržaj vode u ringwuditu bio 1,4 težinska % i zaključili da je ukupni sadržaj vode u plaštu oko 1 wt%.[26]

Geofizički dokazi

[uredi | uredi izvor]

Seizmički

[uredi | uredi izvor]

Nagli pad seizmičke aktivnosti i provodljivosti električne energije ukazuju na to da je prelazna zona u stanju da proizvede hidratizirani ringwoodit. Seizmički eksperiment USArray je dugoročni projekat koji koristi seizmometre za mapiranje plašta ispod Sjedinjenih Američkih Država. Koristeći podatke iz ovog projekta, mjerenja seizmometra pokazuju odgovarajuće dokaze topljenja na dnu prelazne zone.[27] Taloženje u prelaznoj zoni može se vizualizirati mjerenjima seizmičke brzine, jer se brzina naglo smanjuje na donjem plaštu, što je uzrokovano subdukcijom ploča kroz prelaznu zonu. Izmjereno smanjenje seizmičkih brzina precizno se korelira s predviđenim prisustvom 1 težinskog % taloženja H2O.[28]

Zone ultra niske brzine (ULVZ) otkrivene su odmah iznad granice jezgra i plašta (CMB). Eksperimenti koji ističu prisustvo željezo-peroksida koji sadrži vodik (FeO2Hx) poklapaju se s očekivanjima vezanim za ULVZ. Vjeruje se da bi željezo i voda mogli reagirati formirajući FeO2Hx u ovim ULVZ-ima na CMB-u. Ova reakcija bi bila moguća interakcijom subdukcije minerala koji sadrže vodu i opsežne zalihe željeza u vanjskom jezgru Zemlje. Prethodna istraživanja sugerirala su prisustvo djelimičnog topljenja u ULVZ-ima, ali formiranje topljenja u području oko CMB-a ostaje sporno.[29]

Subdukcija

[uredi | uredi izvor]

Kako se okeanska ploča spušta u gornji plašt, njeni minerali imaju tendenciju da gube vodu. Koliko vode se gubi i kada zavisi od pritiska, temperature i mineralogije. Voda se prenosi raznim mineralima koji kombinuju različite proporcije magnezij-oksid a (MgO), silicij-dioksida (SiO2) i vode.[30] Pri niskim pritiscima (ispod 5 GPa), to uključuje antigorit, oblik serpentina, i klinohlor (oba sadrže 13 težinskih % vode); talk (4,8 težinskih %) i neke druge minerale sa nižim kapacitetom. Pri umjerenom pritisku (5–7 GPa) minerali uključuju flogopit (4,8 težinskih %), fazu 10Å (proizvod talka i vode pod visokim pritiskom,[31] 10–13 wt%) i lavsonit (11,5 tež.%). Pri pritiscima iznad 7 GPa, prisutan je topaz-OH (Al2SiO4(OH)2, 10 tež.%), faza Egg (AlSiO3(OH), 11–18 tež.%) i skup gustih hidratiziranih magnezijum silikata (DHMS) ili "abeceda" faza kao što su faza A (12 tež.%), D (10 tež.%) i E (11 tež.%).[32][30]

Sudbina vode zavisi od toga da li ove faze mogu održati neprekinuti niz kako se ploča spušta. Na dubini od oko 180 km, gdje je pritisak oko 6 gigapascala (GPa) i temperatura oko 600°C, postoji moguća "tačka gušenja" gdje se područja stabilnosti upravo susreću. Toplije ploče će izgubiti svu svoju vodu, dok hladnije ploče prenose vodu na DHMS faze.[16] U hladnijim pločama, dio oslobođene vode može biti stabilan i kao led VII.[33][34]

Neravnoteža u recikliranju duboke vode predložena je kao jedan od mehanizama koji može utjecati na globalni nivo mora.[1]

Također pogledajte

[uredi | uredi izvor]

Reference

[uredi | uredi izvor]
  1. 1 2 3 Rüpke, Lars; Phipps Morgan, Jason; Eaby Dixon, Jacqueline (2013-03-19), Jacobsen, Steven D.; Van Der Lee, Suzan (ured.), "Implications of Subduction Rehydration for Earth's Deep Water Cycle", Geophysical Monograph Series, Washington, D. C.: American Geophysical Union, str. 263–276, doi:10.1029/168gm20, ISBN 978-1-118-66648-7, pristupljeno 2021-10-21
  2. ↑ Magni, Valentina; Bouilhol, Pierre; Hunen, Jeroen van (2014). "Deep water recycling through time". Geochemistry, Geophysics, Geosystems (jezik: engleski). 15 (11): 4203–4216. Bibcode:2014GGG....15.4203M. doi:10.1002/2014GC005525. ISSN 1525-2027. PMC 4548132. PMID 26321881.
  3. 1 2 Bodnar, R.J.; Azbej, T.; Becker, S.P.; Cannatelli, C.; Fall, A.; Severs, M.J. (2013). "Whole Earth geohydrologic cycle, from the clouds to the core: The distribution of water in the dynamic Earth system" (PDF). u M.E., Bickford (ured.). The Web of Geological Sciences: Advances, Impacts, and Interactions: Geological Society of America Special Paper 500. The Geological Society of America. str. 431–461. doi:10.1130/2013.2500(13). ISBN 9780813725000. Pristupljeno 19 April 2019.
  4. ↑ Peacock, Simon M.; Hyndman, Roy D. (15 August 1999). "Hydrous minerals in the mantle wedge and the maximum depth of subduction thrust earthquakes". Geophysical Research Letters. 26 (16): 2517–2520. Bibcode:1999GeoRL..26.2517P. doi:10.1029/1999GL900558.
  5. 1 2 Rüpke, L; Morgan, Jason Phipps; Hort, Matthias; Connolly, James A. D. (June 2004). "Serpentine and the subduction zone water cycle". Earth and Planetary Science Letters. 223 (1–2): 17–34. Bibcode:2004E&PSL.223...17R. doi:10.1016/j.epsl.2004.04.018.
  6. ↑ Bell, D. R.; Rossman, G. R. (13 March 1992). "Water in Earth's Mantle: The Role of Nominally Anhydrous Minerals". Science. 255 (5050): 1391–1397. Bibcode:1992Sci...255.1391B. doi:10.1126/science.255.5050.1391. PMID 17801227. S2CID 26482929. Pristupljeno 23 April 2019.
  7. ↑ Keppler, Hans (2013). "Volatiles under high pressure". u Karato, Shun-ichiro; Karato, Shun'ichirō (ured.). Physics and chemistry of the deep Earth. John Wiley & Sons. str. 22–23. doi:10.1002/9781118529492.ch1. ISBN 9780470659144.
  8. ↑ Hirschmann 2006, str. 646
  9. 1 2 Rüpke, Lars; Morgan, Jason Phipps; Dixon, Jacqueline Eaby (2013). "Implications of Subduction Rehydration for Earth's Deep Water Cycle" (PDF). Earth's Deep Water Cycle (PDF). Geophysical Monograph Series. str. 263–276. doi:10.1029/168GM20. ISBN 9781118666487. Pristupljeno 20 April 2019. In Jacobsen i Van Der Lee 2006, str. 263–276.
  10. ↑ Magni, Valentina; Bouilhol, Pierre; van Hunen, Jeroen (November 2014). "Deep water recycling through time". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 15 (11): 4203–4216. Bibcode:2014GGG....15.4203M. doi:10.1002/2014GC005525. PMC 4548132. PMID 26321881.
  11. ↑ Korenaga, J. (10 December 2011). "Thermal evolution with a hydrating mantle and the initiation of plate tectonics in the early Earth". Journal of Geophysical Research. 116 (B12). Bibcode:2011JGRB..11612403K. doi:10.1029/2011JB008410. S2CID 40490409.
  12. 1 2 3 4 5 Hirschmann 2006, str. 630–634
  13. ↑ Turcotte, Donald L.; Schubert, Gerald (2002). "4-28 Mantle geotherms and adiabats". Geodynamics (2nd izd.). Cambridge University Press. str. 185–188. ISBN 978-0-521-66624-4.
  14. ↑ Christensen, U.R. (1995). "Effects of phase transitions on mantle convection". Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 23: 65–87. Bibcode:1995AREPS..23...65C. doi:10.1146/annurev.ea.23.050195.000433.
  15. ↑ Smyth, Joseph R.; Jacobsen, Steven D. (2013). "Nominally anhydrous minerals and Earth's deep water cycle". Earth's Deep Water Cycle. Geophysical Monograph Series. str. 1–11. doi:10.1029/168GM02. ISBN 9781118666487. S2CID 8066681. In Jacobsen i Van Der Lee 2006, str. 1–12.
  16. 1 2 Ohtani, Eiji; Litasov, Konstantin; Hosoya, Tomofumi; Kubo, Tomoaki; Kondo, Tadashi (June 2004). "Water transport into the deep mantle and formation of a hydrous transition zone". Physics of the Earth and Planetary Interiors. 143–144: 255–269. Bibcode:2004PEPI..143..255O. doi:10.1016/j.pepi.2003.09.015.
  17. ↑ Thomas, Sylvia-Monique; Wilson, Kathryn; Koch-Müller, Monika; Hauri, Erik H.; McCammon, Catherine; Jacobsen, Steven D.; Lazarz, John; Rhede, Dieter; Ren, Minghua; Blair, Neal; Lenz, Stephan (12 May 2015). "Quantification of water in majoritic garnet". American Mineralogist. 100 (5–6): 1084–1092. Bibcode:2015AmMin.100.1084T. doi:10.2138/am-2015-5136. OSTI 1335511. S2CID 101667119.
  18. ↑ Bolfan-Casanova, Nathalie; McCammon, Catherine A.; Mackwell, Stephen J. (2013). "Water in Transition Zone and Lower Mantle Minerals". Earth's Deep Water Cycle. Geophysical Monograph Series. str. 57–68. doi:10.1029/168GM06. ISBN 9781118666487. Referenca sadrži prazan nepoznati parametar: |1= (pomoć)
  19. ↑ Hirschmann 2006, str. 644
  20. 1 2 3 Williams, Quentin; Hemley, Russell J. (May 2001). "Hydrogen in the Deep Earth". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 29 (1): 365–418. Bibcode:2001AREPS..29..365W. doi:10.1146/annurev.earth.29.1.365. Pristupljeno 23 April 2019.
  21. ↑ Karato, Shun-ichiro (January 2011). "Water distribution across the mantle transition zone and its implications for global material circulation". Earth and Planetary Science Letters. 301 (3–4): 413–423. Bibcode:2011E&PSL.301..413K. doi:10.1016/j.epsl.2010.11.038. S2CID 46386661.
  22. ↑ Ulrich, Marc; Hémond, Christophe; Nonnotte, Philippe; Jochum, Klaus Peter (June 2012). "OIB/seamount recycling as a possible process for E-MORB genesis" (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 13 (6): Q0AC19. Bibcode:2012GGG....13.AC19U. doi:10.1029/2012GC004078. S2CID 53517109.
  23. ↑ Stracke, Andreas; Hofmann, Albrecht W.; Hart, Stan R. (May 2005). "FOZO, HIMU, and the rest of the mantle zoo" (PDF). Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 6 (5): n/a. Bibcode:2005GGG.....6.5007S. doi:10.1029/2004GC000824. hdl:1912/451. S2CID 59354360.
  24. 1 2 Pearson, D. G.; Brenker, F. E.; Nestola, F.; McNeill, J.; Nasdala, L.; Hutchison, M. T.; Matveev, S.; Mather, K.; Silversmit, G.; Schmitz, S.; Vekemans, B.; Vincze, L. (2014). "Hydrous mantle transition zone indicated by ringwoodite included within diamond" (PDF). Nature. 507 (7491): 221–4. Bibcode:2014Natur.507..221P. doi:10.1038/nature13080. PMID 24622201. S2CID 205237822.
  25. 1 2 Tschauner, O; Huang, S; Greenberg, E; Prakapenka, VB; Ma, C; Rossman, GR; Shen, AH; Zhang, D; Newville, M; Lanzirotti, A; Tait, K (9 March 2018). "Ice-VII inclusions in diamonds: Evidence for aqueous fluid in Earth's deep mantle". Science. 359 (6380): 1136–1139. Bibcode:2018Sci...359.1136T. doi:10.1126/science.aao3030. PMID 29590042.
  26. ↑ "Water in Earth's transition zone directly measured". Deep Carbon Observatory. 13 March 2014. Arhivirano s originala, 3 December 2020. Pristupljeno 24 April 2019.
  27. ↑ Alden, Andrew (12 June 2014). "New Evidence of Earth's Deep Water Cycle Reveals A Virtual Buried Ocean". KQED. Pristupljeno 24 April 2019.
  28. ↑ Schmandt, B.; Jacobsen, S. D.; Becker, T. W.; Liu, Z.; Dueker, K. G. (2014). "Dehydration melting at the top of the lower mantle". Science. 344 (6189): 1265–8. Bibcode:2014Sci...344.1265S. doi:10.1126/science.1253358. PMID 24926016. S2CID 206556921.
  29. ↑ Liu, Jin; Hu, Qingyang; Young Kim, Duck; Wu, Zhongqing; Wang, Wenzhong; Xiao, Yuming; Chow, Paul; Meng, Yue; Prakapenka, Vitali B.; Mao, Ho-Kwang; Mao, Wendy L. (2017). "Hydrogen-bearing iron peroxide and the origin of ultralow-velocity zones". Nature. 551 (7681): 494–497. Bibcode:2017Natur.551..494L. doi:10.1038/nature24461. OSTI 1423460. PMID 29168804. S2CID 4463870.
  30. 1 2 Kawamoto, T. (1 January 2006). "Hydrous Phases and Water Transport in the Subducting Slab". Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 62 (1): 273–289. Bibcode:2006RvMG...62..273K. doi:10.2138/rmg.2006.62.12.
  31. ↑ Webb, Graham A. (2003). Annual reports on NMR spectroscopy. Volume 56. Elsevier Academic Press. str. 324. ISBN 9780124079052.
  32. ↑ Mainprice, David; Ildefonse, Benoit (2009). "Seismic Anisotropy of Subduction Zone Minerals–Contribution of Hydrous Phases". u Lallemand, Serge; Funiciello, Francesca (ured.). Subduction zone geodynamics. Springer Science & Business Media. str. 65–67. doi:10.1007/978-3-540-87974-9_4. ISBN 9783540879749. Pristupljeno 24 April 2019.
  33. ↑ Bina, Craig R.; Navrotsky, Alexandra (December 2000). "Possible presence of high-pressure ice in cold subducting slabs". Nature. 408 (6814): 844–847. Bibcode:2000Natur.408..844B. doi:10.1038/35048555. PMID 11130720. S2CID 4324205.
  34. ↑ Ivanov, Alexei V.; Litasov, Konstantin D. (30 July 2013). "The deep water cycle and flood basalt volcanism". International Geology Review. 56 (1): 1–14. doi:10.1080/00206814.2013.817567. S2CID 129158587.

Dodatni izvori

[uredi | uredi izvor]
Preuzeto iz "https://bs.wikipedia.org/w/index.php?title=Ciklus_duboke_vode&oldid=3930588"