Изотопы азота свидетельствуют о гетерогенной аккреции летучих веществ на Земле

Nature Communications, том 13, номер статьи: 4769 (2022) Цитировать эту статью

3982 Доступа

5 цитат

8 Альтметрика

Подробности о метриках

Происхождение основных летучих веществ: азота, углерода, водорода и серы на планетах имеет решающее значение для понимания планетарной аккреции, дифференциации и обитаемости. Однако подробный процесс происхождения основных летучих веществ на Земле остается нерешенным. Азот демонстрирует большие изотопные фракции среди геохимических и космохимических резервуаров, что можно использовать для жесткого ограничения процесса летучей аккреции на Земле. Здесь мы экспериментально определяем N-разделение и -изотопное фракционирование между ядрами планет и силикатной мантией. Мы показываем, что коэффициенты фракционирования N-изотопов ядра/мантии в диапазоне от -4 ‰ до +10 ‰ строго контролируются фугитивностью кислорода, а N-разделение ядра/мантии представляет собой многофункциональную функцию фугитивности кислорода, температуры и давления. и состав ядра и мантии. После применения N-распределения и -изотопного фракционирования в модели планетарной аккреции и дифференциации ядра и мантии мы обнаружили, что N-бюджет и -изотопный состав земной коры, а также атмосферы, силикатной мантии и мантийного источника базальтов океанических островов являются лучшими. объясняется ранней аккрецией на Земле энстатитовых хондритоподобных ударников, за которой последовала аккреция все более окисленных ударников и хондритоподобных материалов с минимальным содержанием CI до и во время гигантского удара, образовавшего Луну. Такой гетерогенный процесс аккреции также может объяснить баланс углерода, водорода и серы в массиве силикатной Земли. Таким образом, Земля, возможно, приобрела свой основной запас летучих веществ гетерогенно во время основной фазы аккреции.

Как динамические модели1,2, так и данные наблюдений3,4 указывают на доставку летучих веществ астероидами, богатыми летучими веществами, во внутреннюю часть Солнечной системы; однако механизм аккреции основных летучих веществ Земли (N–C–H–S) остается невыясненным5,6,7,8. Некоторые утверждали, что Земля аккрецировала свои летучие вещества из углеродистых хондритоподобных материалов (типа CI) в форме недифференцированного «позднего шпона» после прекращения формирования ядра9,10, о чем свидетельствуют соотношения S, Se и Te в хондритоподобных CI. и изотопы Se в объеме силиката Земли (BSE)11,12. Однако некоторые утверждали, что Земля аккрецировала свои летучие вещества из окисленных хондритических материалов на полной или поздней стадиях аккреции, на которых летучие вещества участвовали в формировании ядра Земли в магматическом океане2,13,14,15,16. Некоторые модели также предполагают, что Земля получила свои летучие вещества от одного гигантского ударного элемента, такого как ударный элемент, образующий Луну17,18,19. Хотя некоторые7,16,17,18 из этих предыдущих моделей пытались объяснить баланс и соотношения основных летучих веществ на BSE, остается неизвестным, согласуются ли такие модели с наблюдаемыми изотопами основных летучих веществ на BSE.

N-изотопы (14N и 15N) являются отличными индикаторами при отслеживании источников летучих веществ, аккрецированных на планетах земной группы4,5,20,21 из-за их большого фракционирования среди геохимических и космохимических резервуаров, как показано на рис. 1. Значения δ15N Мантия Земли (δ15N = [(15N/14N)образец/(15N/14N)стандарт – 1)] × 1000, где стандартом является атмосферный N2), выведенная по волокнистым алмазам и базальтам срединно-океанических хребтов, в основном находится между — 10 ‰ и 0 ‰ и сходятся к глобально однородному значению −5 ‰ (ссылка 22). Более отрицательные значения δ15N до -20 ‰ и -40 ‰ наблюдались в алмазах из глубокой мантии Земли, которые были интерпретированы как реликтовый первичный N и использовались в качестве аргумента в пользу энстатит-хондрита (EC) происхождения земного N23,24,25. , поскольку EC δ15N составляют от -45‰ до -15‰ (ссылка 26). Среднее значение δ15N поверхности Земли (кора + атмосфера) составляет примерно +3‰ (ссылки 22,27), а дисбаланс δ15N между мантией Земли и поверхностью представляет собой давнюю неразрешимую загадку22. δ15N базальтов океанических островов (OIB) в целом положительны (от -2‰ до +6‰), что обычно интерпретируется как результат рециркулированных отложений в мантийном источнике OIB28,29. Однако такие положительные значения δ15N, скорее всего, являются первичными признаками из-за неэффективности глубокой N-субдукции30. Большинство популяций алмазов архейского возраста также имеют мантию δ15N, равную -5‰ (ссылка 31); соответственно, N-изотопная характеристика различных резервуаров Земли могла быть установлена до архея.

IW), N dissolves physically and mainly as N2; however, the other N-species such as CN-, NH3 and/or N3- dissolve chemically in reduced silicate melt and become dominant at fO2 IW−2 could be caused by the much stronger triple bond of N2 in silicate melt than the Fe–N bond in metallic melt, because heavy isotopes tend to be concentrated in species with strong bonds44. In contrast, the positive ∆15 Nmetal-silicate at fO2 Si–N (470 kJ/mol) >Fe–N (398 kJ/mol) >N–H (390 kJ/mol), which supports our explanations for the ∆15 Nmetal-silicate variation. However, the relative bond energy of Fe–N and Si–N in metallic melt and N–H and N3-–cation in silicate melt at the present experimental P–T conditions cannot be evaluated because of the lack of relevant data./p>24 h before loading into graphite capsules, zirconia-lined Pt95Rh05 capsules, or graphite-lined Pt95Rh05 capsules for high-pressure experiments./p>IW−1), the main C species is carbonate89. For C solubility in silicate melt (SC-silicate) at fO2 < IW−1, we used the model from ref. 89 as:/p>IW−1, we used the model from ref. 90, which is more valid for peridotitic melt. For S solubility in silicate melt (SS-silicate), we used a recent model of ref. 77:/p>