7 Bilanca vode na Zemlji Mihael Brenč ič * Povzetek Zemlja je planet, katerega razvoj je v veliki meri vezan na pojavljanje vode. Ta je vplivala tako na razvoj življenja, kot tudi na geološki razvoj kontinentov in morskega dna. Voda na Zemlji neprestano kroži, vendar to kroženje ni vezano zgolj na kroženje na površju v hidrosferi, temveč prihaja tudi do izmenjave vode med površino in Zemljino notranjostjo. Na kratko sta opisana plitvi in globoki vodni krog Zemlje ter globalni krog, ki ga tvorita oba skupaj, hkrati s tem pa so podane njihove osnovne bilanč ni znač ilnosti in zadrževalni č asi vode v pomembnejših podsistemih globalnega vodnega kroga. Ključ ne besede: globalna vodna bilanca, plitvi vodni krog, globoki vodni krog Key words: global water balance, shallow water cycle, deep water cycle Uvod Voda je spojina, ki v veliki meri opredeljuje Zemljo, od nastanka in razvoja življenja na njej, pa vse do vpliva na geofizikalne procese. Prav tako je voda ključ na za preživetje č loveštva, pri tem igra številne pomembne vloge, od fizioloških, higienskih do socioekonomskih, č esar se kot družba premalo zavedamo. Zaradi pomena vode za številne segmente družbe z njo poiskušamo upravljati, da pa bi to lahko č im bolj uč inkovito poč eli, moramo poznati njene količ ine ter njeno pojavljanje v č asu in prostoru. Vse to lahko zajamemo s pojmom vodna bilanca, ki je eno od osrednjih zanimanj tako znanstvenih ved, ki se ukvarjajo z vodo, kot tudi inženirsko strok. Vodno bilanco, odvisno od potreb, izrač unavamo v različ nih č asovnih in prostorskih merilih. Tako poznamo globalno vodno bilanco, vodno bilanco na ravni posameznih politič nih in gospodarskih združenj ali pa na ravni držav ali celo pokrajin. Pri podrobnejših analizah se vodne bilance lotevamo tudi v posameznih poreč jih ali povodjih ali pa v posameznih prokrajinskih enotah. Toda vse te vodno bilanč ne izrač une temeljimo predvsem na tistem delu vodnega kroga, ki je viden, ki ga lahko merimo ali zaznavamo kako drugač e. To so na primer površinska vodna telesa, atmosferska voda ali voda v vodonosnikih. Zelo malo ali skoraj nič pa ne vemo o tem, kako je z vodo v globljih predelih Zemlje. Prav zaradi tega v zadnjem č asu v znanstveni literaturi naletimo na objave, ki se intenzivno ukvarjajo z vodno bilanco v globljih predelih Zemlje in s tem z vtokom in iztokom vode pri subdukcijskih ter divergentnih procesih tektonike plošč . Razumevanje teh procesov ima pomembne nasledke pri razumevanju razvoja in nastanka Zemlje, vse od nastanka z akrecijo pa do vzpostavitve delovanja tektonike plošč ter vseh posledic, ki izhajajo iz tega. Podroben premislek pokaže, da je globalni vodni krog sestavljen iz površinskega ali plitvega vodnega kroga, ki je obič ajno predmet raziskav v hidrologiji in globokega vodnega kroga, ki je vezan na tektoniko plošč , procese v plašč u in v jedru. Namen prispevka je na kratko prikazati vodno bilanč ne znač ilnosti globalnega vodnega kroga, ki ga razumemo kot vsoto plitvega in globokega vodnega kroga. Besedilo prispevka * Oddelek za geologijo, Naravoslovnotehniška fakulteta, Univerza v Ljubljani, Aškerč eva 12, 1000 Ljubljana, in Oddelek za hidrogeologijo, Geološki zavod Slovenije, Dimič eva ulica 14, 1000 Ljubljana 8 temelji na poznavanju literature in na samostojnih premislekih v zvezi z odprtimi vprašanji vezanimi na zgodovino vodnega kroga in na dolgo č asovno spremenljivost vodne bilance Zemlje. Struktura Zemlje Pri razumevanju globalnega vodnega kroga je pomembno poznavanje globalne strukture Zemlje in delovanje tektonike plošč . Zemlja je v notranjosti sestavljena iz treh glavnih delov, ki jih obravnavamo tudi kot lupine (Slika 1). V zgornjem delu imamo opraviti s skorjo, navzdol ji sledi plašč , nato pa jedro. Mase posameznih lupin so predstavljene v Preglednici 1. Ti trije glavni deli pa seveda niso homogeni. Slika 1. Shematski prikaz lupinaste strukture Zemlje (skica ni v merilu) Skorja predstavlja le 0,5% celotnega premera Zemlje, v primerjavi z globljimi predeli je najbolje preiskana, z razvojem geoloških znanosti pa smo dosegli tudi visoko stopnjo poznavanja geoloških procesov, ki jo preoblikujejo. Sestavljena je iz gostejše oceanske skorje, ki je debela od 5 do 10 km in nekoliko redkejše kontinentalne skorje, ki dosega več je globine, njena debelina znaša v povpreč ju 35 km, v predelih pod obsežnimi gorstvi pa sega tudi do 70 km globoko. Skorjo od toge litosfere loč i Mohorovič ič eva diskuntinuiteta. Pod skorjo sledi toga litosfera, ki že predstavlja del Zemljinega plašč a. Debelina litosfere je pod oceani 100 km, pod kontinenti pa je njena debelina v razponu od 100 do 200 km. Navzdol se litosfera nadaljuje v astenosfero. Skorjo in litosfero sestavlja 7 velikih plošč in številne makro in mikro plošč e. Vse plošč e se zaradi kroženja magme v plašč u premikajo v različ nih smereh in z različ nimi hitrostmi zaradi č esar se na njihovih stikih ustvarjajo kompleksne geološke razmere. Tako poznamo konvergentne stike, divergentne stike in zdrsne stike tektonskih plošč . Na konvergentnih stikih prihaja do podrivanja plošč e z več jo gostoto pod plošč o z nižjo gostoto, takemu stiku pravimo subdukcija. Na območ ju divergentnih stikov prihaja do razmikanja plošč . Več ina teh stikov se nahaja na oceanskem dnu in predstavlja obsežna območ ja srednjeoceanskih grebenov. Poleg podrivanja in razpiranja plošč prihaja tudi do zdrsa med plošč ami, najbolj znan primer je prelom Svetega Andreja na zahodu Združenih držav Amerike. 9 V primerjavi s skorjo plašč in jedro izgledata na videz bolj homogena, procesi, ki teč ejo v notranjosti pa monotonejši. Vendar je takšno gledanje na globoko Zemljino notranjost prej posledica pomanjkanja podatkov, kot pa enostavnosti procesov. Da temu verjetno ni tako, napeljuje kompleksnost skorje. Plašč razdelimo na tri glavne dele. Ta razdelitev je v prvi vrsti rezultat natanč nih seizmič nih meritev in fizikalno kemijskega modeliranja in eksperimentiranja. Ker nekaterih anomalij v plašč u ni mogoč e razložiti le na podlagi faznih sprememb, je v razlago potrebno vključ iti tudi mineraloške vzroke. Tako današnja tridelna razdelitev plašč a temelji na interpretaciji prehodov med različ nimi mineralni. Zgornji plašč se nahaja med Mohorovič ič evo diskontinuiteto in naslednjo prvo veliko seizmič no diskontinuiteto na globini okoli 410 km. Zgornji del plašč a je pretežno sestavljen iz kamnin, ki jih imenujemo peridotiti. V njihovi sestavi prevladujeta minerala olivin in piroksen. V manjši meri v tem predelu nastopajo tudi eklogiti, ki jih sestavlajajo minerali granati in pirokseni. (Koch, 2003) Nezveznost na globini 410 km je vezana na prehod z magnezijem bogatega olivina v mineral wadsleyit. Sprememba je vezana predsvem na tlač ne razmere. Prehod je postopen in se dogodi na intervalu dolžin od 4 km do 20 km in pri temperaturah, ki so ocenjene na interval od 1400 do 1700 o C. Pri prehodu iz olivina v wadsleyit se gostota poveč a za 8%. (Ringwood, 1991; Flanagan & Shearer, 1998). Pomembna ugotovitev mineraloških raziskav pri visokem tlaku je, da wadsleyit lahko vsebuje do 3,3 ut% vode, kar je več kot olivin. Preglednica 1. Mase posameznih lupin Zemlje (McDonough, 2004) Masa [kg] Delež mase [%] Skorja 1,55E+21 0,026 Plašč 4,04E+24 67,65 Zunanje jedro 1,84E+24 30,71 Notranje jedro 9,68E+22 1,62 Zemlja - skupaj 5,98E+24 Naslednja velika seizmič na nezveznost nastopa na globini 660 km. Območ je med obema nezveznostima imenujmo območ je prehoda. Območ je prehoda vsebuje tudi manjšo nezveznost na globini 520 km. Na tej globini in pri temperaturah okoli 1500 o C se wadsleyit pretvori v strukturo minerala špinel imenovano tudi γ -faza ali ringwoodit. Ta nezveznost je slabše izražena in se pojavlja na daljšem intervalu kot prva, v tem predelu gostota naraste za 2 % (Shearer, 1990, 1996). Nezveznost na globini 660 km je posledica disproporcionacijske reakcije med ringwooditom [(Fe,Mg) 2 SiO 4 ] v perovskit [(Mg,Fe)SiO 3 ] in (Mg,Fe)O periklaz pri temperaturi 1600 o C. Prehod na tej globini je oster, do sprememb pride le na dolžini 4 km, gostota pa naraste za 11%. (Ringwood, 1991) Spodnji del plašč a vsebuje najobsežnejši predel od globine 660 km pa vse do jedra. Zaradi nepravilne oblike Zemlje kot celote in procesov zgodnje diferenciacije po akreciji, je neenakomeren tudi prehod iz plašč a v jedro. Ta predel je v seizmologiji označ en tudi kot območ je D'' ali CMB (ang. core mantle boundary). Debelina tega območ ja se giblje od 200 do 250 km in je zelo nepravilna (Campbell & O'Neill, 2012). Območ je prehoda iz plašč a v jedro je vezano na prehod iz minerala perovskita v mineral posperovskit in je izrazito nehomogeno, kar se kaže v odboju seizmič nih valov. Meja med jedrom in plašč em se nahaja na globini 2891±5 km, kar pomeni, da je premer jedra 3483±5 km (Lister, 2008; Aubert et al., 2008). Tudi jedro ni homogeno, razdeljeno je na tri dele. Zunanji del jedra ima manjšo gostoto, kot je bi prič akovali na podlagi predpostavke, da je sestavljeno iz utekoč injenega niklja in železa. Ta razlika je verjetno posledica prisotnosti 10 lahkohlapnih elementov, vendar pa se ocene o njihovem deležu in kombinacijah zelo razlikujejo. Ta del jedra je pod vplivom magneto telurskih tokov v turbulentnem režimu, ki so odgovorni za zemljino magnetno polje (Lister, 2008; Aubert et al., 2008). Notranje jedro ima premer 1220±10 km. Novejši seizmič ni podatki kažejo, da je tudi notranje jedro nehomogeno. Sizmič ni modeli nakazujejo na razlike v mehanskih lastnostih med vzhodno in zahodno hemisfero jedra, do premera 600 km je vzhodna hemisfera plastovita, zahodna pa ne. Ta predel nekateri raziskovalci imenujejo tudi notranje notranje jedro (ang. inner inner core). Globalni vodni krog Kroženje vode na Zemlji razdelimo na plitev in na globok vodni krog, ki skupaj tvorita globalni vodni krog. Plitvi vodni krog je dobro poznan in njegov prikaz najdemo skoraj v vsakem splošnem geografskem in hidrološkem uč beniku. Zato plitvega vodnega kroga na tem mestu ne bomo opisovali podrobneje. Primer konceptualnega modela plitvega vodnega kroga je prikazan na Sliki 2. Plitvi vodni krog obravnavamo kot sistem, ki je sestavljen iz treh velikih podsistemov, to je podsistemov atmosferske, površinske in podzemne vode. V teh podsistemih so prisotne posamezne podkomponente, katerih opis in sistematizacija sta v veliki meri odvisna od koncepta in nač ina kako natanč no želimo obravnavati vodni krog. Osnovna znač ilnost plitvega vodnega kroga je ta, da so posamezni podsistemi in njihove komponente med seboj povezani v povratnih zankah, med katerimi poleg prenosa mase oziroma količ in vode, poteka tudi prenos energije. Slika 2. Shematski prikaz plitvega vodnega kroga V plitvem vodnem krogu si velja ogledati tudi količ ine po posameznih podkomponentah. Te so zbrane v Preglednici 2. Zaradi primerjave podatkov z vodo v notranjosti Zemlje, je poleg volumna podan tudi prerač un mase. Daleč največ jo maso predstavljajo oceani, ki predstavljajo kar 96,5% celotne mase vode v plitve vodnem krogu. Drug najpomembnejši rezervoar vode predstavljajo ledeniki, sledijo pa jim podzemne vode, v katere so zajete tako sladke podzemne vode, kot tudi slanice. Pri oceni slednje nastopa nekaj težav, saj ni jasno ali je to voda, ki bilanč no že pripada litosferi in s tem 11 plašč u, ali pa je to le voda, ki se nahaja v skorji. Celotna mase vode v plitvem vodnem krogu predstavlja le 0,23 ‰ celotne mase Zemlje. V vsakdanjem življenju in praksi najlažje zaznavamo površinske vodotoke in njihov pretok. Celotni volumen vode v rekah znaša le 2120 km 3 , celoten letni pretok pa je mnogo več ji in na globalni ravni za bilanč no obdobje od 1958 do 2001 znaša 36812 km 3 /leto (van Beek et al., 2011). Preglednica 2. Prikaz vodne bilance plitvega vodnega kroga (po Chow et al., 1988) Komponenta Volumen [km 3 ] Masa [kg] Oceani 1338000000 1,338E+21 Podzemna voda 12870000 1,287E+19 Vlaga v tleh 16500 1,650E+16 Ledeniki s stalnim ledom 24023500 2,402E+19 Led permafrosta 340600 3,406E+17 Voda v jezerih - sladka 91000 9,100E+16 Voda v jezerih - slana 85400 8,540E+16 Voda v moč virjih 11470 1,147E+16 Voda v rekah 2120 2,120E+15 Biološka voda 1120 1,120E+15 Atmosferska voda 12900 1,290E+16 Skupaj 1385984610 1,386E+21 Na podoben nač in kot plitev vodni krog lahko razdelimo tudi globoki in s tem tudi globalni vodni krog, katerega koncept v obliki sistema in podsistemov je prikazan na Sliki 3. Tudi v tem primeru imamo opraviti s kroženjem mase ali količ in vode ter energije. V tem primeru sta glavna podisistema plitev in globok vodni krog. Na Sliki 3 je poleg obeh podisistemov, iz razlogov, ki bodo podani v nadaljevanju, prikazan še podsistem vodnega kroga Zemljinega jedra. Slika 3. Shematski prikaz globokega vodnega kroga V oceanih na območ jih subdukcijskih con prihaja do velikega vrivanja vode v plašč . Voda skupaj s kamninami potuje v plašč , od koder se ponovno vrač a na površje. Ta pot navzgor poteka preko vulkanizma na srednjeoceanskih grebenih, preko otoč nega vulkanizma in s tem povezanimi vroč imi toč kami ali pa že med samo subdukcijo, kjer prihaja do dvigovanja z vodo bogate magme, ki se predvsem v obliki andezitnega vulkanizma razliva na površje skozi loč ne in zaloč ne vulkane (ang. arc in back-arc). Tako 12 se voda, ki je bila vtisnjena s subdukcijo, vrač a na površje in ponovno postaja del plitvega vodnega kroga. Še vedno ostaja odprto vprašanje vodnega kroga v jedru. Izrač uni kažejo, da je v zunanjem delu jedra prisoten deficit mase, ki bi ga lahko razložili tudi s prisotnostjo lahko hlapnih elementov in spojin, med njimi tudi vode. Prav tako novejše raziskave kažejo, da nekatere subducirane plošč e dokonč no razpadejo šele na meji plašč jedro. V zunanjem jedru imamo opraviti s turbulentnim režimom preko katerega prihaja do intenzivnega prenosa toplote v plašč in s tem posledič no do zelo izrazitega vpliva na njegovo konvekcijo. Prej opisani procesi nakazujejo na to, da je pri teh procesih udeležena tudi voda, s tem pa je tudi jedro udeleženo pri globokem vodnem krogu. Razumevanje izmenjave vode med plitvim vodnim krogom in plašč em je v veliki meri vezano na razumevanje porazdelitve vode v subduciranih plošč ah. Na teh območ jih transport vode poteka v obliki porne vode v sedimentih, ki so se odložili na dnu oceana ter v kamninah skorje ter litosfere, kjer je voda kemijsko vezana v sedimentih, oceanski skroji in serpentiniziranem delu litosfere. V subdukcijski coni se del vode pri visokih temperaturah in tlakih sprosti zaradi razpada mineralov, ki vsebujejo vodo. Ta voda povzroč a taljenje kamnin v akrecijski prizmi v zač etnem delu subdukcijskega območ ja in s tem nastanek magme, ki se dvigne na površje skozi loč ni (ang. arc) in zaloč ni (ang. back-arc) vulkanizem (Slika 4). Vsa vode, ki je ostala v subducirani plošč i tudi preko območ ja tvojenja magme predstavlja napajanje plašč a z vodo. Tej vodi pravimo postmagmatska voda. Do iztrazite magmatske aktivnosti prihaja tudi na območ ju srednje oceanskih grebenov, kjer nastajajo srednje oceanski bazalti (MORB – Mid Oceans Ridge Basalts). To so območ ja, ki jih masno bilanč no opredelimo kot območ ja obnavljanja. Tu se oceanska skorja razriva in nastaja nova. V tem procesu naj bi na plano prihajala tudi postmagmatska voda. Del mase skorje se obnavlja tudi skozi vulkanizem srednje oceanskih otokov na katerih nastajajo srednje oceanski bazalti (OIB – Ocean Islands Basalts). Ta območ ja so vezana na vroč e toč ke, katerih izvor naj bi bil v D'' območ ju (Campbell & O'Neill, 2012). OIB se od MORB razlikujejo tako po sestavi, kot tudi po vsebnosti vode. Globoka vodna bilanca V literaturi bomo zasledili zelo raznolike ocene količ in vode v plašč u ter posameznih delih plašč a. Prav tako bomo zasledili dokaj različ ne ocene vrivanja vode v plašč preko subdukcije. Ringwood (1975) je na podlagi pirolitskega modela plašč a ocenil, da znaša masa vode v plašč u od 4 do 21 mas današnjih oceanov, kar ustreza masi od 5,35x10 21 kg do 28,0x10 21 kg. Na podlagi kristalografskega modela minerala wadsleyita je Smyth (1994) ocenil, da lahko plašč vsebuje 5,35x10 21 kg vode. Na podlagi analize nodul iz plašč a je Wänke s sodelavci (1984) ocenil, da znaša masa vode v plašč u od 2,54x10 21 kg do 4,95x10 21 kg, model magmatskega oceana (Liu, 1988) podaja oceno 10 kratne mase današnjih oceanov, to je 13,38x10 21 kg, akrecijski model (Ahrens, 1989) podaja maso 2,68x10 21 kg in analiza na podlagi razmerja K 2 O/H 2 O podaja oceno v razponu od 2,14x10 21 kg do 7,22x10 21 kg (Jambon & Zimerman, 1990). Iwamori (2007) ocenjuje, da je v plašč u vode od 6,01x10 21 do 12,0x10 21 kg. Iz podatkov izhaja, da se masa vode v plašč u nahaja na intervalu od 2,14x10 21 kg do 28,0x10 21 kg, pri č emer je slednja ocena verjetno pretirana. Hacker (2008) je kot najbolj zanesljivo uporabil oceno Iwamorija (2007). Podobno različ ne so ocene vrivanja vode v subdukcijskih območ jih. Peacock (1990) je ocenil, da znaša subdukcija vode 8,7x10 11 kg/leto, Rea in Ruff (1996) sta na podlagi 13 geokemič nih izrač unov ocenila, da znaša pretok 9x10 11 kg/leto, Bebout (1996) je izrač unal vtok na interval med 9x10 11 do 19x10 11 kg/leto, Javoy (1998) ocenjuje na podlagi akrecijskega modela vrednost na 10x10 11 kg/leto, Maruyama (1999 v Bounama et al., 2001) na podlagi analize faznih diagramov podaja vrednost 11,2x10 11 kg/leto, Schmidt in Poli (1998) sta podala oceno na intervalu od 19,8x10 11 do 22,8x10 11 kg/leto, Jarrad (2003) je podal oceno 7,4x10 11 kg/leto, Rüpke in sodelavci (2004) so podali oceno na intervalu od 8,6x10 11 kg/leto do 18x10 11 kg/leto, Hacker (2008) je podal oceno 13,3x10 11 kg/leto ter van Keken in sodelavci (2011) oceno 10x10 11 kg/leto. Parai & Mukhopadhyay (2012) sta opravila analizo prej navedenih literaturnih podatkov in s pomoč jo verjetnostnega modeliranja z metodo Monte Carlo prišla do ocene, da znaša pretok vtoka vode skozi subdukcijska območ ja od 10,3x10 11 kg/leto do 11,7x10 11 kg/leto s povpreč no vrednostjo 10,8x10 11 kg/leto. Slika 4. Območ je subdukcije z vrisanim delom globoke vodne bilance po Parai & Mukhopadhyay (2012) Zelo pomembna je tudi ocena količ ine vode, ki se sprosti v loč nih vulkanih in postmagmatske vode, ki nadaljuje pot naprej v plašč ter vode, ki se sprosti na srednjeoceanskih grebenih in oceanskih otokih. Teh ocen je v literaturi manj, zato so zelo grobe in manj zanesljive. Peacock (1990) je ocenil, da se v loč nem vulkanizmu sprosti 1,4x10 11 kg/leto vode, na srednje oceanskih grebenih pa 0,6x10 11 kg/leto, po njegovem mnenju je tako postmagmatske vode 4,0x10 11 kg/leto. Po mneju Hackerja (2008) je postmagmatske vode 9,0x10 11 kg/leto. Parai & Mukhopadhyay (2012) za postmagmatsko vodo podajata oceno masnega pretoka na intervalu od 2,52x10 11 kg/leto do 4,32x10 11 kg/leto, s srednjo oceno 3,42 x10 11 kg/leto. Po njunih izrač unih je masni pretok vode skoz srednje oceanske grebene 1,35x10 11 kg/leto, skozi vulkanizem srednje oceanskih otokov pa 0,94x10 11 kg/leto. Iz bilanč nih razlik izhaja, da znaša pretok vode skozi loč ni vulkanizem 5,09 x10 11 kg/leto. Vodna bilanca po Parai & Mukhopadhyay (2012) je prikazana na Sliki 4. Pregled podane literature pokaže na velika razhajanja v metodologiji ocene globokega vodnega kroga na podlagi katere so podane ocene vtokov in iztokov vode v in iz Zemljine notranjosti. Velike težave nastopijo že pri medsebojni primerjavi rezultatov, ki so podani v 14 zelo raznolikih enotah in za različ no dolga č asovna obdobja. Pri marsikaterem modelu opazimo krišitev osnovnega nač ela vodne bilance, po katerem mora biti ta zaključ ena. Vodnobilanč na izhodišč a V izhodišč u vsi vodno bilanč ni izrač uni, ne glede na to kakšno je bilanč no območ je, bodisi da gre za plitev vodni krog bodisi za globok vodni krog, ali pa kar globalni vodni krog, temeljijo na preprosti enač bi, ki izhaja iz principa zveznosti: ( ) ( ) ( ) I t O t S t = – kjer so I(t) – vhodne količ ine vode, O(t) – izhodne količ ine vode in S(t) – uskladišč enje v (pod)sistemu. Osnovno nač elo, ki izhaja iz enač be, je da mora biti vodna bilanca zaključ ena. Ko obravnavamo kroženje vode skozi različ ne podsisteme globalnega vodnega kroga, nas pogosto zanima, kakšen je zadrževalni č as vode τ v posameznem podsistemu. Ta je definiran kot ( ) ( ) V t Q t t = kjer je V(t) – volumen ali masa vode v podsistemu, Q(t) pa masni ali volumski pretok skozi sistem. Preglednica 3. Pregled osnovnih komponent globalne masne bilance vode na Zemlji Masa [kg] Skupna masa vode na Zemlji 10,5x10 21 Masa vode v plašč u 9,1 x10 21 Masa vode v hidrosferi 1,4 x10 21 Kot izhodišč e za obravnavao vodne bilance povzemamo volumne in mase plitve vodne bilance, kot jo je podal Chow s sodelavci (1988), za globoko vodno bilanco, izhajamo iz masnih pretokov, ki sta jih podala Parai & Mukhopadhyay (2012) in iz srednje ocene količ ine vode, ki jo je za plašč podal Iwamori (2007). Ker so podatki o količ ini vode v jedru zelo skopi in nezanesljivi morebitno maso vode v jedru iz ocene izpušč amo. Ocena glavnih komponent globalne vodne bilance je podana v Preglednici 3. Iz podanih podatkov in ocen izhaja, da je skupna masa vode na Zemlji vsaj 10,5x10 21 kg, kar predstavlja 0,18 ‰ celotne mase Zemlje. Masa vode uskladišč ene v plašč u je vsaj 6,5 krat več ja kot je masa vode v plitvem vodnem krogu. Na podlagi pretokov in vtokov si je zanimivo ogledati tudi zadrževalne č asa v posameznih pomembnejših delih globalnega vodnega kroga. Č e izhajamo iz prej navedenih podatkov (Chow et al., 1988; van Beek et al., 2011) znaša v površinskih vodah povpreč ni zadrževalni č as 21 dni. V atmosferski vodi je zadrževalni č as še krajši in ob upoštevanja globalne količ ine padavin 5,02x10 5 km 3 /leto (Oki & Kanae, 2006) znaša le 9 dni. Č e izhajamo zgolj iz predpostavke, da je kroženje vode v oceanih vezano le na oceanske tokove in da voda tudi v najglobljih predelih oceana ne stagnira in glede na evaporacijo s proste vodne površine oceana, ki ustreza 4,38x10 5 km 3 /leto (Oki & Kanae, 2006), zadrževalni č as vode v oceanih znaša 3065 let. Oglejmo si sedaj še izrač un zadrževalnih č asov, ki izhajajo iz podatkov o globoki vodni bilanci. Celoten volumen oceanov se skozi loč ni vulkanizem v ozrač je povrne v 2,63 miljardah let. Č e izhajamo le iz količ in postmagmatske vode in ocenjenega volumna vode pa znaša zadrževalni č as v plašč u 26,2 miljarde let, kar pa je nesmiselen rezultat, saj znaša 15 starost Zemlje 4,56 miljarde let. Kljub temu ta rezultat nakazuje na to, da porazdelitev vode v plašč u bodisi ni homogena in da se preko srednje oceanskih grebenov in srednje oceanskih otokov zrač i le del plašč a, bodisi da voda na teh področ jih izhaja iz še ne prezrač enega diferenciranega materiala po akreciji Zemlje. Sklep Razumevanje globalnega vodnega kroga je pomembno z več vidikov. Porazdelitev vode v notranjosti Zemlje ima pomemben vpliv na potek taljenja plašč a, na reologijo plašč a in skorje, na nač ine konvekcije in na strukturo skorje, kroženje vode v globljih predelih Zemlje pa vpliva tudi na kroženje ostalih lahkohlapnih elementov in spojin. Poznavanje dinamike globokega vodnega kroga je seveda pomembno tudi zaradi razumevanja obnašanja plitvega vodnega kroga skozi daljša – geološka č asovna obdobja. Spremembe v tektoniki plošč in s tem v subdukciji ter razpiranju plošč imajo za posledico spremembe v transportu vode v notranjost Zemlje, s tem pa znatno vplivajo na evstatič na nihanja gladine oceanov. Poznavanje vpliva vode na subdukcijske procese je pomembno tudi s stališč a razumevanja Wilsonovega cikla. Zemlja je v svoji preteklosti šla skozi vsaj pet ciklov pri katerem je superkontinent razpadel v več manjših kontinentov, ti pa so se nato ponovno združili. Posamezen cikel od razpada do združitve kontinenta traja od 300 do 500 miljonov let. Sedanja globalna slika porazdelitve kontinentov je posledica razpada superkontinenta Pange. Ob nastanku superkontinenta se subdukcija upoč asni ali skoraj ustavi, to pa ima za posledico, da so v plašč u zadržane več je količ ine vode. Te nato povzroč ijo spremembe v konvekciji plašč a in nastanek razpornih jarkov, ki predstavljajo zač etek novega cikla tektonike plošč . In nenazadnje, poznavanje globalnega vodnega kroga je pomembno tudi za celovito razumevanje plitvega vodnega kroga, katerega uč inke neposredno spremljamo vsak dan. Hidrološki izrač uni vedno predpostavljajo, da je količ ina vode na površju konstantna. Kot lahko vidimo, takšne predpostavke držijo le v kratkem č asovnem obdobju, merjenem s č lovekovimi oč mi. Zahvala Prispevek je bil pripravljen v okviru aktivnosti programske skupine »Podzemne vode in geokemija – P1-0020«, ki deluje na Geološkem zavodu Slovenije in ki jo financira Javna agencija za raziskovalno dejavnost Republike Slovenije. Viri in literatura Ahrens, T.J., 1989: Water storage in the mantle. Nature 342, 122–123. Aubert, J., Amit, H., Hulot, G., Olson, P., 2008: Thermochemical flows couple the Earth's inner core growth to mantle heterogeneity. Nature 454, 758 – 761. Bebout, G.E., 1996: Volatile transfer and recycling at convergent margins: mass-balance and insights from high-p/t metamorphic rocks. Geophysical Monograph 96, 179–193. Bounama, C., Franck, S. & von Bloh, W., 2001: The fate of Earth’s ocean. Hydrology and Earth System Sciences 5, 569-575. Campbell, I.H. & O'Neill, H.S.C., 2012: Evidence against a chondritic Earth. Nature 483, 553-558. 16 Chow, V. T., Maidment, D. R. & Mays, L. W., 1988: Applied hydrology. McGraw-Hill Book Company, 572 pp., New York. Flanagan, M.P., Shearer, P.M., 1998: Global mapping of topography on transistion zone velocity discontinuites by stacking SS precursor. Journal of Geophysical Research 97, 4489- 4495. Hacker, B.R., 2008: H 2 O subduction beyond arcs. Geochemstry, Geophysics, Geosystems 9, Q03001. Iwamori, H., 1998: Transportation of H 2 O and melting in subduction zones: Earth and Planetary Science Letters,160, 65–80. Jambon, A., Zimmermann, J.L., 1990: Water in oceanic basalts: evidence for dehydration of recycled crust. Earth and Planetary Science Letters 101, 323–331. Jarrard, R.D., 2003: Subduction fluxes of water, carbon dioxide, chlorine, and potassium. Geochemstry, Geophysics, Geosystems 4, 8905 Javoy, M., 1998: The birth of the Earth’s atmosphere: the behaviour and fate of its major elements. Chemical Geology 147, 11–25. Koch, M., 2003: Phase relations and thermodynamic properties of sinelloid phases in the system Mg 2 SiO 4 – Fe 2 SiO 4 – Fe 3 O 4 at high temperatures and pressures. Dissertation – Ruperto – Carola University, Heidelberg, 85 pp. Lister, J., 2008: Structuring the inner core. Nature 454, 701 – 702. Liu, L.-G., 1988: Water in the terrestrial planets and the moon. Icarus 74, 98–107. Maruyama, S., 1999: Leaking water into the Earth. Abstract for the 1999 AGU Fall Meeting McDonough, W.F., 2004: Compositional model for the Earth's core. In: Carlson, R.W. (ed.), The Mantle and Core, Treatise on Geochemistry 2. Elsevier-Pergamon, Oxford, pp. 547–568. Ohtani, E.,2005: Water in the mantle. Elements 1, 25-30. Oki, T. & Kanae, S., 2006: Global hydrological cycles and world water resources. Science 313, 1068-1072. Parai, R., & Mukhopadhyay, S., 2012: How large is the subducted water flux? New constraints on mantle regassing rates. Earth and Planetary Science Letters 317 -318, 396-406. Peacock, S. M.,1990: Fluid processes in subduction zones. Science 248, 329-337. Rea, D.K., Ruff, L.J., 1996: Composition and mass flux of sediment entering the world’s subduction zones: implications for global sediment budgets, great earthquakes, and volcanism. Earth and Planetary Science Letters 140, 1–12. Ringwood, A.E., 1975: Composition and Petrology of the Earth’s Mantle. McGraw-Hill, New York, USA. Ringwood, A.E., 1991: Phase transformations and their bearing on the constitution and dynamics of the mantle. Geochim et Cosmochim Acta 55, 2083 – 21110. Rüpke, L.H., Morgan, J.P., Hort, M., Connolly, J.A.D., 2004: Serpentine and the subduction zone water cycle. Earth and Planetary Science Letters 223, 17–34. Shearer, P.M., 1990: Seismic imaging of upper mantle structure with new evidence for a 520 km discontinuity. Nature 344, 121 – 126. Shearer, P.M., 1996: Transistion zone velocity gradients and the 520 km discontinuity. Journal of Geophysical Research 101, 3053 – 3066. Schmidt, M.W., Poli, S., 1998: Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation. Earth and Planetary Science Letters 163, 361–379. Smyth, J. R., 1994: A crystallographic model for hydrous wadsleyit (β - Mg 2 SiO 4 ): An ocean in the Earth’s interior? American Mineralogist, 79, 1021 – 1024. van Beek, Wada, Y., Bierkens, F.P., 2011: Global monthly water stress: 1. Water balance and water availability. Water Resources Research 47, W07517, 25. van Keken, P.E., Hacker, B.R., Syracuse, E.M., Abers, G.A., 2011: Subduction factory: 4. Depth- dependent flux of H 2 O from subducting slabs worldwide. Journal of Geophysical Research - Solid Earth 116, B01401. Wänke, H., Dreibus, G., Jagouts, E., 1984: Mantle chemistry and accretion history of the Earth. In: Kröner, A. et al.(Eds.), Archean Geochemistry. Springer, Berlin/Heidelberg, 1-24.