วัฏจักรน้ำลึกหรือวัฏจักรน้ำทางธรณีวิทยาเกี่ยวข้องกับการแลกเปลี่ยนน้ำกับเนื้อโลกโดยน้ำจะถูกนำลงไปโดยแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรที่มุดตัวลง และกลับคืนมาผ่านกิจกรรมภูเขาไฟ ซึ่งแตกต่างจากกระบวนการ วัฏจักรน้ำที่เกิดขึ้นเหนือและบนพื้นผิวโลก^{[ 1 ]}น้ำบางส่วนสามารถเดินทางไปถึงเนื้อโลกชั้นล่างและอาจไปถึงแก่นโลกชั้นนอกได้ การทดลองทางฟิสิกส์ของแร่แสดงให้เห็นว่าแร่ที่มีน้ำสามารถนำน้ำลงไปลึกถึงเนื้อโลกในแผ่นเปลือกโลกที่เย็นกว่า และแม้แต่ "แร่ที่ไม่มีน้ำ" ก็สามารถกักเก็บน้ำได้เทียบเท่ากับมหาสมุทรหลายแห่ง

กระบวนการหมุนเวียนน้ำลึกเกี่ยวข้องกับน้ำที่เข้าสู่เนื้อโลกโดยถูกพัดพาลงไปโดยแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรที่มุดตัวลง (กระบวนการที่เรียกว่าการเติมก๊าซ) ซึ่งสมดุลกับน้ำที่ถูกปล่อยออกมาที่สันกลางมหาสมุทร (การปล่อยก๊าซ) ^{[ 1 ]}นี่เป็นแนวคิดหลักในการทำความเข้าใจการแลกเปลี่ยนน้ำในระยะยาวระหว่างภายในโลกและชั้นบรรยากาศภายนอกและการขนส่งน้ำที่ถูกกักไว้ในแร่ธาตุไฮดรัส^{[ 2 ]}

ในมุมมองแบบดั้งเดิมของวัฏจักรน้ำ (หรือที่เรียกว่าวัฏจักรอุทกวิทยา ) น้ำจะเคลื่อนที่ระหว่างแหล่งกักเก็บในชั้นบรรยากาศและพื้นผิวโลกหรือใกล้พื้นผิว (รวมถึงมหาสมุทรแม่น้ำและทะเลสาบธารน้ำแข็งและแผ่นน้ำแข็งขั้วโลกชีวมณฑลและน้ำใต้ดิน ) อย่างไรก็ตาม นอกเหนือจากวัฏจักรบนพื้นผิวแล้ว น้ำยังมีบทบาทสำคัญในกระบวนการทางธรณีวิทยาที่ลงไปถึงเปลือกโลกและเนื้อโลกปริมาณน้ำในแมกมาเป็นตัวกำหนดความรุนแรงของการระเบิดของภูเขาไฟ น้ำร้อนเป็นช่องทางหลักสำหรับแร่ธาตุที่มีความสำคัญทางเศรษฐกิจในการรวมตัวกันในแหล่งแร่ไฮโดรเทอร์ มอ ล และน้ำมีบทบาทสำคัญในการก่อตัวและการเคลื่อนย้ายของปิโตรเลียม^{[ 3 ]}

น้ำไม่ได้มีอยู่เพียงในรูปของเฟสแยกต่างหากในพื้นดิน น้ำทะเลซึมเข้าไปในเปลือกโลกใต้มหาสมุทรและทำให้หินอัคนี เช่นโอลิวีนและไพรอกซีน เกิดการ ไฮเดรต เปลี่ยนเป็นแร่ธาตุที่มีน้ำ เช่นเซอร์เพนไทน์ทัลก์และบรูไซต์[ ^{4 ] ใน}รูปแบบนี้ น้ำจะถูกนำลงไปสู่ชั้นแมนเทิล ในชั้นแมนเทิลส่วนบนความร้อนและความดันจะทำให้แร่ธาตุเหล่านี้สูญเสียน้ำ ปล่อยน้ำส่วนใหญ่ไปยังชั้นแมน เทิลส่วนบน ทำให้เกิดการหลอมละลายของหินที่ลอยขึ้นมาก่อตัวเป็นแนวภูเขาไฟ^{[ 5 ]}อย่างไรก็ตาม แร่ธาตุบางชนิดที่ "ไม่มีน้ำ" ซึ่งมีความเสถียรในระดับที่ลึกกว่าในชั้นแมนเทิล สามารถกักเก็บน้ำในปริมาณเล็กน้อยในรูปของไฮดรอกซิล (OH− ⁾ [ ^{6 ] และ}เนื่องจากแร่ธาตุเหล่านี้มีปริมาตรมากในโลก จึงสามารถกักเก็บน้ำได้มากอย่างน้อยเท่ากับมหาสมุทรของโลก^{[ 3 ]}

มุมมองทั่วไปเกี่ยวกับต้นกำเนิดของมหาสมุทรคือมันถูกเติมเต็มด้วยการปล่อยก๊าซจากเนื้อโลกในช่วงต้นยุคอาร์เคียนและเนื้อโลกก็ยังคงขาดน้ำนับตั้งแต่นั้นเป็นต้นมา^{[ 7 ]}อย่างไรก็ตาม การมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกนำพาน้ำลงไปในอัตราที่จะทำให้มหาสมุทรแห้งเหือดภายใน 1-2 พันล้านปี แม้จะเป็นเช่นนั้น การเปลี่ยนแปลงของระดับน้ำทะเลทั่วโลกในช่วง 3-4 พันล้านปีที่ผ่านมามีเพียงไม่กี่ร้อยเมตร ซึ่งน้อยกว่าความลึกเฉลี่ยของมหาสมุทรที่ 4 กิโลเมตรมาก ดังนั้น คาดว่าการไหลของน้ำเข้าและออกจากเนื้อโลกจะสมดุลกันโดยประมาณ และปริมาณน้ำในเนื้อโลกจะคงที่ น้ำที่ถูกนำเข้าไปในเนื้อโลกในที่สุดก็จะกลับคืนสู่พื้นผิวในรูปของการปะทุที่สันกลางมหาสมุทรและจุดร้อน [ ^{8 ] การ}หมุนเวียนของน้ำเข้าสู่เนื้อโลกและกลับขึ้นมานี้เรียกว่าวัฏจักรน้ำลึกหรือวัฏจักรน้ำทางธรณีวิทยา^{[ 1 ]}

การประมาณปริมาณน้ำในเนื้อโลกมีตั้งแต่1/4 ถึง 4 เท่า ของน้ำในมหาสมุทร ^{[ 8 ]} มีน้ำ 1.37×10 18 ^m 3 ^ในทะเล ดังนั้นจึงอาจบ่งชี้ว่ามีน้ำอยู่ระหว่าง 3.4×10 ¹⁷ถึง 5.5×10 ¹⁸ m ³ในเนื้อโลก ข้อจำกัดเกี่ยวกับน้ำในเนื้อโลกมาจากการศึกษาแร่ธาตุในเนื้อโลก ตัวอย่างหินจากเนื้อโลก และการสำรวจทางธรณีฟิสิกส์

สามารถหาค่าขอบเขตบนของปริมาณน้ำในเนื้อโลกได้โดยพิจารณาจากปริมาณน้ำที่แร่ธาตุในเนื้อโลกสามารถกักเก็บได้ ( ความสามารถในการกักเก็บ ) ซึ่งขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและความดัน มีการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอย่างรวดเร็วในชั้นธรณีภาคซึ่งความร้อนเดินทางโดยการนำความร้อน แต่ในเนื้อโลก หินจะถูกกวนด้วยการพาความร้อนและอุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นช้ากว่า (ดูรูป) ^{[ 9 ]}แผ่นเปลือกโลกที่จมลงจะมีอุณหภูมิต่ำกว่าค่าเฉลี่ย

เนื้อโลกสามารถแบ่งออกเป็นเนื้อโลกส่วนบน (เหนือระดับความลึก 410 กม.) เขตเปลี่ยนผ่าน (ระหว่าง 410 กม. และ 660 กม.) และเนื้อโลกส่วนล่าง (ต่ำกว่า 660 กม.) เนื้อโลกส่วนใหญ่ประกอบด้วยโอลิวีนและพอลิมอร์ฟ ความดันสูงของมัน ที่ส่วนบนสุดของเขตเปลี่ยนผ่าน มันจะเกิดการเปลี่ยนเฟสเป็นวาดสลีย์ไอต์และที่ระดับความลึกประมาณ 520 กม. วาดสลีย์ไอต์จะเปลี่ยนเป็นริงวูดไอต์ซึ่งมี โครงสร้าง สปิเนล ที่ส่วนบนสุดของเนื้อโลกส่วนล่าง ริงวูดไอต์จะสลายตัวเป็นบริดจ์แมนไนต์และเฟอร์โรเพอริเค ล ส^{[ 10 ]}

แร่ที่พบมากที่สุดในเนื้อโลกชั้นบนคือโอลิวีน สำหรับความลึก 410 กม. การประมาณค่าเบื้องต้น  ของน้ำร้อยละ 0.13 โดยน้ำหนัก (wt%) ได้รับการแก้ไขเพิ่มขึ้นเป็นร้อยละ 0.4 โดยน้ำหนัก และจากนั้นเป็นร้อยละ 1 โดยน้ำหนัก^{[ 8 ] [ 11 ]}อย่างไรก็ตาม ความสามารถในการขนส่งลดลงอย่างมากเมื่อเข้าใกล้ส่วนบนของเนื้อโลก แร่ที่พบได้ทั่วไปอีกชนิดหนึ่งคือไพรอกซีน ก็มีความสามารถในการขนส่งโดยประมาณร้อยละ 1 โดยน้ำหนักที่ระดับความลึกประมาณ 410 กม. ^{[ 8 ]}

ในเขตเปลี่ยนผ่าน น้ำจะถูกลำเลียงโดยแวดสลีย์ไอต์และริงวูดไอต์ ในสภาวะที่ค่อนข้างเย็นของแผ่นเปลือกโลกที่กำลังจมลง พวกมันสามารถลำเลียงน้ำได้ถึง 3% โดยน้ำหนัก ในขณะที่ในอุณหภูมิที่อุ่นกว่าของเนื้อโลกโดยรอบ ความสามารถในการกักเก็บน้ำของพวกมันจะอยู่ที่ประมาณ 0.5% โดยน้ำหนัก^{[ 12 ]}เขตเปลี่ยนผ่านยังประกอบด้วยเมเจอร์ไอต์ อย่างน้อย 40% ซึ่งเป็นเฟสความดันสูงของแร่การ์เนต [ ^{13 ] ซึ่ง}มีความสามารถในการกักเก็บน้ำเพียง 0.1% โดยน้ำหนักหรือน้อยกว่า^{[ 14 ]}

ความจุในการกักเก็บของเนื้อโลกชั้นล่างเป็นหัวข้อที่มีการถกเถียงกัน โดยมีการประมาณการที่แตกต่างกันไป ตั้งแต่เทียบเท่ากับสามเท่าไปจนถึงน้อยกว่า 3% ของมหาสมุทร การทดลองถูกจำกัดไว้ที่ความดันที่พบในเนื้อโลกชั้นบนสุด 100 กิโลเมตร และการดำเนินการก็ทำได้ยาก ผลลัพธ์อาจมีอคติสูงขึ้นเนื่องจากแร่ธาตุที่มีน้ำเป็นส่วนประกอบ และอาจมีอคติต่ำลงเนื่องจากความล้มเหลวในการรักษาความอิ่มตัวของของเหลว^{[ 8 ]}ที่ความดันสูง น้ำสามารถทำปฏิกิริยากับเหล็กบริสุทธิ์เพื่อให้ได้ FeH และ FeO แบบจำลองของแกนโลกชั้นนอกคาดการณ์ว่าสามารถกักเก็บน้ำได้มากถึง 100 มหาสมุทรในรูปแบบนี้ และปฏิกิริยานี้อาจทำให้เนื้อโลกชั้นล่างแห้งเหือดไปในช่วงต้นประวัติศาสตร์ของโลก^{[ 15 ]}

ความสามารถในการรับน้ำหนักของเนื้อโลกเป็นเพียงขีดจำกัดบน และไม่มีเหตุผลที่น่าเชื่อถือใดๆ ที่จะสันนิษฐานว่าเนื้อโลกอิ่มตัว^{[ 16 ]}ข้อจำกัดเพิ่มเติมเกี่ยวกับปริมาณและการกระจายตัวของน้ำในเนื้อโลกมาจากการวิเคราะห์ทางเคมีของหินบะซอลต์ที่ปะทุออกมาและหินต่างถิ่นจากเนื้อโลก

หินบะซอลต์ที่ก่อตัวขึ้นที่สันกลางมหาสมุทรและจุดร้อนมีต้นกำเนิดมาจากเนื้อโลกและใช้เพื่อให้ข้อมูลเกี่ยวกับองค์ประกอบของเนื้อโลก แมกมาที่ไหลขึ้นสู่พื้นผิวอาจเกิดการตกผลึกแบบเศษส่วนซึ่งส่วนประกอบที่มีจุดหลอมเหลวสูงกว่าจะตกตะกอนก่อน และของเหลวที่ได้จะมีปริมาณน้ำที่แตกต่างกันอย่างมาก แต่เมื่อการแยกตัวเกิดขึ้นน้อย ปริมาณน้ำจะอยู่ระหว่างประมาณ 0.07–0.6 wt% (เมื่อเปรียบเทียบกันแล้ว หินบะซอลต์ในแอ่งหลังแนวโค้งรอบแนวโค้งภูเขาไฟจะมีปริมาณน้ำระหว่าง 1 wt% ถึง 2.9 wt% เนื่องจากน้ำที่มาจากแผ่นเปลือกโลกที่มุดตัวลง) ^{[ 15 ]}

หินบะซอลต์สันกลางมหาสมุทร (MORB) มักถูกจัดประเภทตามความอุดมสมบูรณ์ของธาตุติดตามที่ไม่เข้ากันกับแร่ธาตุที่มันอาศัยอยู่ โดยแบ่งออกเป็น MORB "ปกติ" หรือ N-MORB ซึ่งมีความอุดมสมบูรณ์ของธาตุเหล่านี้ค่อนข้างต่ำ และ E-MORB ที่มีความอุดมสมบูรณ์สูง^{[ 17 ]}ความอุดมสมบูรณ์ของน้ำมีความสัมพันธ์ที่ดีกับความอุดมสมบูรณ์ของธาตุเหล่านี้ ใน N-MORB ปริมาณน้ำของเนื้อโลกต้นกำเนิดคาดว่าจะอยู่ที่ 0.08–0.18 wt% ในขณะที่ใน E-MORB อยู่ที่ 0.2–0.95 wt% ^{[ 15 ]}

การจำแนกประเภททั่วไปอีกแบบหนึ่ง ซึ่งอิงจากการวิเคราะห์ MORB และหินบะซอลต์เกาะมหาสมุทร (OIB) จากฮอตสปอต ระบุส่วนประกอบห้าส่วน หินบะซอลต์โซนโฟกัส (FOZO) ถือว่าใกล้เคียงกับองค์ประกอบดั้งเดิมของเนื้อโลกมากที่สุด สมาชิกปลายสุดที่อุดมสมบูรณ์สองชนิด (EM-1 และ EM-2) เชื่อว่าเกิดจากการรีไซเคิลตะกอนมหาสมุทรและ OIB HIMU ย่อมาจาก "high-μ" โดยที่ μ คืออัตราส่วนของไอโซโทปยูเรเนียมและตะกั่ว ( μ = ²³⁸ U/ ²⁰⁴ Pb ) ส่วนประกอบที่ห้าคือ MORB ที่พร่อง (DMM) ^{[ 18 ]}เนื่องจากพฤติกรรมของน้ำคล้ายคลึงกับธาตุซีเซียม มาก อัตราส่วนของน้ำต่อซีเซียมจึงมักถูกใช้เพื่อประมาณความเข้มข้นของน้ำในภูมิภาคที่เป็นแหล่งกำเนิดของส่วนประกอบต่างๆ^{[ 8 ]}การศึกษาหลายชิ้นระบุว่าปริมาณน้ำใน FOZO อยู่ที่ประมาณ 0.075 wt% และน้ำส่วนใหญ่น่าจะเป็นน้ำ "ใหม่" ที่ได้รับมาในระหว่างการก่อตัวของโลก DMM มีน้ำเพียง 60 ppm ^{[ 1 ]}หากแหล่งข้อมูลเหล่านี้สุ่มตัวอย่างทุกภูมิภาคของเนื้อโลก ปริมาณน้ำทั้งหมดจะขึ้นอยู่กับสัดส่วนของแหล่งข้อมูลเหล่านั้น ซึ่งรวมถึงความไม่แน่นอนด้วย การประมาณการมีตั้งแต่ 0.2 ถึง 2.3 มหาสมุทร^{[ 8 ]}

ตัวอย่างแร่จากเขตเปลี่ยนผ่านและเนื้อโลกชั้นล่างมาจากสิ่งเจือปนที่พบในเพชรนักวิจัยเพิ่งค้นพบสิ่งเจือปนของน้ำแข็ง VII ในเพชร ในเขตเปลี่ยนผ่าน น้ำแข็ง VII คือน้ำในสถานะความดันสูง การมีอยู่ของเพชรที่ก่อตัวในเขตเปลี่ยนผ่านและมีสิ่งเจือปนน้ำแข็ง VII บ่งชี้ว่ามีน้ำอยู่ในเขตเปลี่ยนผ่านและที่ส่วนบนของเนื้อโลกชั้นล่าง จากสิ่งเจือปนน้ำแข็ง VII ที่พบ 13 ตัวอย่าง มี 8 ตัวอย่างที่มีความดันประมาณ 8–12 GPa ซึ่งบ่งชี้ว่าการก่อตัวของสิ่งเจือปนเกิดขึ้นที่ระดับความลึก 400–550 กม. สิ่งเจือปน 2 ตัวอย่างมีความดันระหว่าง 24 ถึง 25 GPa ซึ่งบ่งชี้ว่าการก่อตัวของสิ่งเจือปนเกิดขึ้นที่ระดับความลึก 610–800 กม. ^{[ 20 ]}ความดันของสิ่งเจือปนน้ำแข็ง VII เป็นหลักฐานที่แสดงว่าต้องมีน้ำอยู่ ณ เวลาที่เพชรก่อตัวในเขตเปลี่ยนผ่านเพื่อที่จะถูกดักจับเป็นสิ่งเจือปน นักวิจัยยังแนะนำว่าช่วงความดันที่ทำให้เกิดการรวมตัวบ่งชี้ว่าการรวมตัวมีอยู่เป็นของเหลวมากกว่าของแข็ง^{[ 20 ] [ 19 ]}

พบเพชรอีกเม็ดหนึ่งที่มีริงวูดไดต์เป็นส่วนประกอบ โดยใช้เทคนิคต่างๆ เช่นสเปกโทรสโกปีอินฟราเรดสเปกโทรสโกปีรา มาน และ การเลี้ยวเบน ของรังสีเอกซ์ นักวิทยาศาสตร์พบว่าปริมาณน้ำในริงวูดไดต์อยู่ที่ 1.4% โดยน้ำหนัก และอนุมานได้ว่าปริมาณน้ำโดยรวมของเนื้อโลกอยู่ที่ประมาณ 1% โดยน้ำหนัก^{[ 21 ]}

ทั้งการลดลงอย่างฉับพลันของกิจกรรมแผ่นดินไหวและการนำไฟฟ้าบ่งชี้ว่าเขตเปลี่ยนผ่านสามารถผลิตริงวูดไดต์ไฮเดรตได้ การทดลองแผ่นดินไหว USArrayเป็นโครงการระยะยาวที่ใช้เครื่องวัดแผ่นดินไหวเพื่อทำแผนที่เนื้อโลกใต้สหรัฐอเมริกา การใช้ข้อมูลจากโครงการนี้ การวัดด้วยเครื่องวัดแผ่นดินไหวแสดงให้เห็นหลักฐานที่สอดคล้องกันของการหลอมเหลวที่ด้านล่างของเขตเปลี่ยนผ่าน^{[ 22 ]}การหลอมเหลวในเขตเปลี่ยนผ่านสามารถมองเห็นได้ผ่านการวัดความเร็วแผ่นดินไหวเป็นการลดลงของความเร็วอย่างรวดเร็วที่เนื้อโลกส่วนล่างซึ่งเกิดจากการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกผ่านเขตเปลี่ยนผ่าน การลดลงของความเร็วแผ่นดินไหวที่วัดได้มีความสัมพันธ์อย่างแม่นยำกับการคาดการณ์การมีอยู่ของการหลอมเหลวของ H2O 1% _โดยน้ำหนัก^{[ 23 ]}

โซนความเร็วต่ำมาก (ULVZs) ถูกค้นพบเหนือขอบเขตแกนโลก-เนื้อโลก (CMB) การทดลองที่เน้นการมีอยู่ของเหล็กเปอร์ออกไซด์ที่มีไฮโดรเจน (FeO ₂ H _x ) สอดคล้องกับความคาดหวังของ ULVZs นักวิจัยเชื่อว่าเหล็กและน้ำอาจทำปฏิกิริยากันเพื่อสร้าง FeO ₂ H _xใน ULVZs เหล่านี้ที่ CMB ปฏิกิริยานี้จะเป็นไปได้ด้วยปฏิสัมพันธ์ของการจมตัวของแร่ธาตุที่มีน้ำและการจัดหาเหล็กจำนวนมากในแกนโลกชั้นนอก การวิจัยในอดีตได้ชี้ให้เห็นถึงการหลอมเหลวบางส่วนใน ULVZs แต่การก่อตัวของของเหลวหลอมเหลวในบริเวณรอบ CMB ยังคงเป็นที่ถกเถียงกันอยู่^{[ 24 ]}

เมื่อแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรจมลงสู่ชั้นแมนเทิลตอนบน แร่ธาตุต่างๆ มักจะสูญเสียน้ำ ปริมาณน้ำที่สูญเสียไปและช่วงเวลาที่สูญเสียไปนั้นขึ้นอยู่กับความดัน อุณหภูมิ และองค์ประกอบทางแร่ น้ำถูกพาไปโดยแร่ธาตุหลายชนิดที่ประกอบด้วยแมกนีเซียมออกไซด์ (MgO) ซิลิคอนไดออกไซด์ (SiO2 ₎และน้ำ ในสัดส่วนต่างๆ กัน ^{[ 25 ]}ที่ความดันต่ำ (ต่ำกว่า 5 GPa) แร่ธาตุเหล่านี้ได้แก่แอนติโกไรต์ซึ่งเป็นรูปแบบหนึ่งของเซอร์เพนไทน์ และคลิโนคลอไรต์ (ทั้งสองชนิดมีน้ำ 13% โดยน้ำหนัก) ทัลก์ (4.8% โดยน้ำหนัก) และแร่ธาตุอื่นๆ ที่มีความสามารถในการพาน้ำต่ำกว่า ที่ความดันปานกลาง (5–7 GPa) แร่ธาตุเหล่านี้ได้แก่ฟลอโกไพต์ (4.8% โดยน้ำหนัก) เฟส 10Å (ผลิตภัณฑ์ความดันสูงของทัลก์และน้ำ^{[ 26 ]} 10–13% โดยน้ำหนัก) และลอว์โซไนต์ (11.5% โดยน้ำหนัก) ที่ความดันสูงกว่า 7 GPa จะมีโทปาซ-OH (Al ₂ SiO ₄ (OH) ₂ , 10 wt%), เฟส Egg (AlSiO ₃ (OH), 11–18 wt%) และกลุ่มของแมกนีเซียมซิลิเกตไฮดรัสหนาแน่น (DHMS) หรือเฟส "ตัวอักษร" เช่น เฟส A (12 wt%), D (10 wt%) และ E (11 wt%) ^{[ 27 ] [ 25 ]}

ชะตากรรมของน้ำขึ้นอยู่กับว่าเฟสเหล่านี้สามารถรักษาชุดที่ไม่ขาดตอนได้หรือไม่ในขณะที่แผ่นเปลือกโลกเคลื่อนตัวลง ที่ระดับความลึกประมาณ 180 กม. ซึ่งมีความดันประมาณ 6 กิกะปาสคาล (GPa) และอุณหภูมิประมาณ 600 °C อาจมี "จุดคอขวด" ที่บริเวณเสถียรภาพมาบรรจบกัน แผ่นเปลือกโลกที่ร้อนกว่าจะสูญเสียน้ำทั้งหมด ในขณะที่แผ่นเปลือกโลกที่เย็นกว่าจะส่งน้ำต่อไปยังเฟส DHMS ^{[ 12 ]}ในแผ่นเปลือกโลกที่เย็นกว่า น้ำที่ปล่อยออกมาบางส่วนอาจมีเสถียรภาพเป็นน้ำแข็ง VII ได้เช่นกัน^{[ 28 ] [ 29 ]}

ความไม่สมดุลในการหมุนเวียนน้ำลึกได้รับการเสนอให้เป็นกลไกหนึ่งที่สามารถส่งผลกระทบต่อระดับน้ำทะเลทั่วโลกได้^{[ 1 ]}

• ส่วนประกอบที่มีน้ำในแร่ธาตุที่โดยทั่วไปแล้วไม่มีน้ำ
• แร่ธาตุที่มีน้ำเป็นองค์ประกอบในแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวลง