La variación en el tamaño del grano de bridgmanita explica la mitad

Apr 20, 2024

Nature volumen 620, páginas 794–799 (2023)Cite este artículo

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Un salto de viscosidad de uno a dos órdenes de magnitud en el manto inferior de la Tierra a una profundidad de 800 a 1200 km se infiere a partir de las inversiones de los geoides y las velocidades de subducción de las losas. Este salto se conoce como salto de viscosidad en la mitad del manto1,2. El salto de viscosidad en el manto medio es un componente clave de la dinámica y la evolución del manto inferior porque desacelera la subducción de la losa3, acelera el ascenso del penacho4 e inhibe la mezcla química5. Sin embargo, debido a que las transiciones de fase de los principales minerales del manto inferior no ocurren a esta profundidad, el origen del salto de viscosidad sigue siendo desconocido. Aquí mostramos que las rocas enriquecidas con bridgmanita en el manto inferior profundo tienen un tamaño de grano que es más de un orden de magnitud mayor y una viscosidad que es al menos un orden de magnitud mayor que la de las rocas pirolíticas suprayacentes. Este contraste es suficiente para explicar el salto de viscosidad en la mitad del manto1,2. El rápido crecimiento de rocas enriquecidas con bridgmanita en las primeras etapas de la historia de la Tierra y la alta viscosidad resultante explican su preservación contra la convección del manto5,6,7. La alta relación Mg:Si del manto superior en relación con las condritas8, las relaciones isotópicas anómalas 142Nd:144Nd, 182W:184W y 3He:4He en magmas de puntos calientes9,10, la deflexión de la pluma4 y el estancamiento de la losa en el manto medio3 también ya que las escasas observaciones de anisotropía sísmica11,12 pueden explicarse por la preservación a largo plazo de rocas enriquecidas con bridgmanita en el manto inferior profundo promovida por su rápido crecimiento de grano.

El manto inferior de la Tierra está formado por bridgmanita como fase mineral más abundante, seguida de ferropericlasa y davemaoita como segunda y tercera fase, respectivamente. Los experimentos de fusión y solidificación de silicatos13,14 demuestran que la bridgmanita es la primera fase que cristaliza de un océano de magma en las primeras etapas de la historia de la Tierra. Debido a la cristalización fraccionada15, se formaron rocas enriquecidas en bridgmanita con una baja proporción de ferropericlasa (Xfpc <5–10%) a más de 1.000 km de profundidad, evolucionando hacia rocas pirolíticas (o peridotíticas) con un Xfpc relativamente alto (≈20%) en a profundidades menores, mientras que el contenido de davemaoita es menor que el de ferropericlasa o incluso ausente en el manto inferior profundo16. Las rocas enriquecidas con bridgmanita podrían conservarse hasta el día de hoy sin mezclarse por convección del manto5,6,7,17 ​​como lo demuestran los perfiles sísmicos y de densidad actuales del manto, los cuales concuerdan bien con las composiciones pirolíticas en el manto inferior poco profundo y con bridgmanita. rocas enriquecidas en las regiones más profundas18,19,20,21. Un manto inferior profundo enriquecido con bridgmanita también está respaldado por el cruce de densidad entre bridgmanita y ferropericlasa; es decir, las rocas enriquecidas con bridgmanita son más densas que las rocas pirolíticas en el manto medio20.

Anteriormente se consideraba que la bridgmanita es reológicamente más fuerte que la ferropericlasa22,23,24. Por lo tanto, las rocas enriquecidas con bridgmanita pueden tener una viscosidad más alta que las de las rocas pirolíticas, lo que puede conducir a un aumento de la viscosidad con la profundidad. El aumento de la resistencia de la ferropericlasa con la presión23,25 y la transición del espín del hierro26 también pueden provocar un aumento de la viscosidad. Sin embargo, utilizar estos escenarios para explicar un aumento en la viscosidad de uno o dos órdenes de magnitud requiere un marco interconectado de ferropericlasa (reología del manto inferior controlada por ferropericlasa)5,22, lo cual es poco probable porque la conductividad eléctrica del manto inferior es comparable a el de la bridgmanita27,28, pero tres órdenes de magnitud menor que el de la ferropericlasa27. En particular, modelos atómicos recientes29 muestran que la periclasa tiene una velocidad de fluencia más lenta que la de la bridgmanita en condiciones del manto, mientras que los experimentos de deformación30 sugieren que la bridgmanita tiene una velocidad de fluencia idéntica a la de la post-espinela (70% bridgmanita + 30% ferropericlasa); Ambos hallazgos indican una reología del manto inferior controlada por bridgmanita. Además, se ha propuesto que las vacantes de oxígeno en la bridgmanita formadas por las sustituciones de Si4+ por Al3+ y Fe3+ causan un aumento en la resistencia de la bridgmanita con la profundidad31,32,33. Sin embargo, es más probable que Al3+ y Fe3+ formen FeAlO3 en bridgmanita34. Además, la contribución de la davemaoita a la reología del manto inferior también debería ser limitada debido a su baja fracción de volumen (y por lo tanto, sin interconexión)16, aunque la davemaoita es reológicamente más débil que la bridgmanita35.

Debido a que la viscosidad (η) de los agregados policristalinos tiene una fuerte dependencia del tamaño de grano (d) (η ∝ d2 ~ d3) en el régimen de fluencia por difusión, que puede desempeñar un papel esencial en la reología del manto inferior11, las limitaciones en el tamaño de grano y -La tasa de crecimiento de la bridgmanita es crucial para comprender la viscosidad del manto inferior36. Sin embargo, hasta ahora el tamaño del grano y la tasa de crecimiento del grano solo se han investigado experimentalmente con un Xfpc fijo del 30% (refs. 37, 38). Como el manto inferior está formado tanto por rocas pirolíticas con alto Xfpc como por rocas enriquecidas con bridgmanita con bajo Xfpc, como se analizó anteriormente 5,6,7,17,18,19, es necesario investigar la influencia de la proporción de ferropericlasa en la tasa de crecimiento de bridgmanita.

Aquí investigamos la cinética de crecimiento de grano de bridgmanita en función de Xfpc mediante experimentos de alta presión con múltiples yunques. Se presintetizaron agregados de bridgmanita con diferente Xfpc (aproximadamente 0–60%) a partir de olivino de San Carlos, ortopiroxeno (opx), silicatos derivados de gelificación en solución (sol-gel) y vidrios de silicato templados en fusión (Tabla de datos ampliados 1). y recocido a 27 GPa y 2200 K durante 1,5 a 1000 minutos para el crecimiento del grano (Tabla de datos ampliados 2). Los tamaños de grano se obtuvieron a partir de imágenes de electrones retrodispersados ​​de las muestras recuperadas (Fig. 1), a partir de las cuales se calculó la constante de tasa de crecimiento. Los detalles del experimento se proporcionan en los Métodos.

a – d, Imágenes de electrones retrodispersados ​​(oscuros, bridgmanita; brillantes, ferropericlasa) y distribución del tamaño de grano. n, número de granos analizados; \(\bar{d}\), tamaño de grano promedio obtenido a partir del log(d) medio, que disminuye con el aumento de Xfpc. Barras de escala, 10 μm (a), 5 μm (b) y 2 μm (c y d).

Datos fuente

Las muestras recuperadas muestran que la distribución del tamaño de grano en unidades logarítmicas (log(d)) sigue una distribución gaussiana (Fig. 1). Como se esperaba, el tamaño medio de grano aumenta con un aumento en la duración del recocido tanto para agregados monofásicos (Xfpc = 0%) como para agregados bifásicos (Fig. 2). Después del recocido a 2200 K durante 1,5 a 1000 minutos, el tamaño de grano de las muestras con Xfpc = 0% es 0,7 a 1,0 órdenes de magnitud mayor que aquellas con Xfpc = 30% (Fig. 2). Las muestras presintetizadas a partir de diferentes materiales de partida (olivino, opx, sol-gel y vidrios) muestran resultados consistentes (Fig. 3a-c).

Después del recocido a 27 GPa y 2200 K, durante el tiempo de recocido indicado, el tamaño de grano de bridgmanita en el sistema monofásico (Xfpc = 0%, de opx) es significativamente mayor que los agregados con 30% de ferropericlasa (Xfpc = 30 %, de olivino). El exponente del tamaño de grano n es menor cuando Xfpc = 0%, lo que indica una evolución más rápida del tamaño de grano a lo largo del tiempo.

Datos fuente

a – c, Tamaños de grano después del recocido a 27 GPa, 2200 K durante 100 min (a), 10 min (b) y 1,5 min (c). Las muestras sintetizadas a partir de diferentes materiales de partida (olivino, opx, sol-gel y vidrios) muestran resultados consistentes. d, Exponente del tamaño de grano n. e, Constante de la tasa de crecimiento k. La línea sólida en d se obtiene asumiendo que n aumenta continuamente con un aumento en Xfpc siguiendo la ecuación empírica \(n={A}^{{\prime} }\exp \left({X}_{{\rm{ fpc}}}/{B}^{{\prime} }\right)+{C}^{{\prime} }\), mientras que la línea discontinua representa un cambio discontinuo de n con Xfpc, es decir, n = 2,9 en Xfpc < 3% y n = 5,2 en Xfpc > 3%. En consecuencia, las líneas continua y discontinua en e son curvas ajustadas de k a la ecuación \(\log (k)={A}^{{\prime\prime} }\exp \left({X}_{{\rm {fpc}}}/{B}^{{\prime\prime} }\right)+{C}^{{\prime\prime} }\)(k en unidades de μmn s−1) basado en el continuo y discontinuo n, respectivamente. Los parámetros de ajuste se muestran en la figura. Las líneas continuas y discontinuas en a–c se calculan a partir de las relaciones n–Xfpc y k–Xfpc en d y e.

Datos fuente

El crecimiento de grano de agregados policristalinos sigue una ley de potencia que puede aproximarse mediante

donde d denota el tamaño de grano después de un experimento de crecimiento de duración t, d0 es el tamaño de grano inicial, k es la constante de tasa de crecimiento y n es el exponente del tamaño de grano (exponente de engrosamiento). Para nuestras duraciones de recocido, d excede d0 en más de un factor de tres (Datos ampliados, figura 1); por lo tanto, d0 puede despreciarse en la ecuación (1). Por lo tanto, log(d) aumenta aproximadamente linealmente al aumentar log(t) (Fig. 2). Las pendientes de las líneas de ajuste representan 1/n en la ecuación (1).

El ajuste de mínimos cuadrados de nuestros datos arroja n = 2,9 ± 0,2 y 5,2 ± 0,3 para Xfpc = 0% y 30%, respectivamente37 (Fig. 2). Estos dos valores de n concuerdan bien con los obtenidos a partir de modelos teóricos, es decir, n = 2–3 para el crecimiento del grano controlado por difusión en el límite del grano en un sistema monofásico y n = 4–5 para un sistema bifásico39. 40, y son comparables a los reportados para otros minerales como olivino, wadsleyita y ringwoodita (una sola fase)41,42,43 así como agregados de olivino-piroxeno y forsterita-níquel (dos fases)44,45. Para Xfpc intermedio, el tamaño del grano también aumenta al aumentar la duración (Fig. 3a-c). Sin embargo, n varía de 3,1 a 6,2 debido a la dispersión de los puntos de datos (Fig. 3d).

Se encuentra que la tasa de crecimiento de bridgmanita se reduce significativamente por la presencia de ferropericlasa. Después del recocido durante 1,5 a 100 minutos, el tamaño de grano de las muestras con Xfpc ≈ 10% es menor entre 0,5 y 0,8 órdenes de magnitud que para Xfpc = 0%, pero a Xfpc más alto (hasta aproximadamente 60%) la proporción de ferropericlasa tiene un efecto menor (Fig. 3a – c). Esta disminución en el tamaño de grano al aumentar Xfpc no puede atribuirse a diferencias en el contenido de Fe por dos razones. Primero, nuestras muestras no mostraron una gran variación en el contenido de Fe (Tabla de datos ampliados 3). En segundo lugar, la bridgmanita sintetizada a partir de olivino (Fe/(Mg + Fe) ≈ 10%) y de forsterita libre de Fe muestra solo una diferencia en el tamaño de grano de 0,1 unidades logarítmicas37.

Como se muestra arriba, aunque los exponentes n para Xfpc = 0% y 30% están bien restringidos (Fig. 2), la relación n-Xfpc se desconoce debido a la dispersión de los puntos de datos para Xfpc intermedio (Fig. 3d). El exponente n puede cambiar con Xfpc de forma continua o discontinua. Por lo tanto, ajustamos los puntos de datos a los modelos n –Xfpc continuos y discontinuos en la Fig. 3d. En cualquier caso, la constante de la tasa de crecimiento k = dn/t (k en unidades de μmn s−1) disminuye al aumentar Xfpc. Las curvas de ajuste de k – Xfpc basadas en los dos modelos n – Xfpc son esencialmente las mismas (Fig. 3e).

El crecimiento del grano en un sistema de dos fases está controlado por el crecimiento de la matriz (bridgmanita) y el engrosamiento de la segunda fase (ferropericlasa) mediante la maduración de Ostwald. Si no se produce un engrosamiento de ferropericlasa, el tamaño de grano de bridgmanita debe estar limitado por un valor constante del espaciado entre partículas de ferropericlasa (\(\bar{r}\), la distancia promedio entre granos de ferropericlasa adyacentes). Para comprender si se produce o no un engrosamiento de la ferropericlasa, se examinan los cambios en \(\bar{r}\) y dfpc (tamaño de grano de la ferropericlasa) a lo largo del tiempo. Se encuentra que dfpc aumenta con el tiempo tanto en muestras de Xfpc bajo (aproximadamente 3–3,5%) como de Xfpc alto (aproximadamente 18,5%) con tasas similares a las de bridgmanita, mientras que \(\bar{r}\) aumenta sistemáticamente con el tiempo. y es linealmente proporcional al tamaño de grano de bridgmanita (Datos ampliados, figuras 2 y 3). Por lo tanto, tanto dfpc como \(\bar{r}\) indican engrosamiento simultáneo de ferropericlasa y crecimiento de bridgmanita. La tasa de crecimiento de la bridgmanita se ve afectada por la ferropericlasa incluso con Xfpc bajo (por ejemplo, alrededor del 3%) (Fig. 3), lo cual es característico de los sistemas de dos fases en general44,46.

Nuestros resultados experimentales indican que la tasa de crecimiento de grano de las rocas enriquecidas con bridgmanita debería ser mucho más rápida (dos o tres órdenes de magnitud mayor en k como se muestra en la Fig. 3d) que la de las rocas pirolíticas. El contraste de la tasa de crecimiento debería causar fácilmente un contraste de tamaño de grano y este contraste de tamaño de grano aumenta aún más con el tiempo geológico (Fig. 2). En una breve escala de tiempo de 10 millones de años (es decir, poco después de la cristalización del océano de magma) a una temperatura de 2200 K (temperaturas típicas del medio manto47), el tamaño de grano de las rocas enriquecidas con bridgmanita ya excede al de las rocas pirolíticas en aproximadamente dos órdenes de magnitud. magnitud. En una escala de tiempo de 4,5 Gyr (es decir, toda la historia de la Tierra), la diferencia de tamaño de grano alcanza alrededor de 2,5 órdenes de magnitud (Fig. 4a).

a, Tamaño de grano de bridgmanita calculado para el crecimiento en escalas de tiempo geológicas de 10 Myr a 4,5 Gyr a 2200 K. b, Tasas de fluencia simuladas a 2200 K suponiendo una tensión de 0,5 MPa y un tamaño de grano después del crecimiento durante 4,5 Gyr. c, Viscosidad relativa a 2200 K con tensiones de 0,1 a 1 MPa (donde σ denota tensión) y tamaño de grano después de 4,5 Gyr. d, Variación en el tamaño de grano con la profundidad a lo largo de una geotermia del manto inferior47 después de 4,5 Gyr asumiendo Xfpc = 5% en rocas enriquecidas con bridgmanita y Xfpc = 20% en rocas pirolíticas. e, Comparación de la viscosidad relativa basada en observaciones geofísicas1 (curva gris gruesa) y cálculos con tamaño de grano de d a una tensión de 1,0 MPa (curvas rojas) y 0,5 MPa (curvas azules). Las líneas continuas y discontinuas representan cálculos basados ​​en las variaciones continuas y discontinuas en n con Xfpc dadas en la Fig. 3d, respectivamente. Tenga en cuenta que los perfiles de viscosidad en la figura representan solo los cambios relativos con la profundidad.

Datos fuente

Para inferir el contraste de viscosidad de rocas con Xfpc variable, las tasas de fluencia por difusión y dislocación se calculan en función de Xfpc en función de la tasa de crecimiento de bridgmanita determinada en este estudio y la difusividad del Si determinada en estudios previos que figuran en la Tabla de datos ampliada. 4 (para detalles de cálculo y análisis de incertidumbre, consulte Métodos y datos ampliados, figuras 4 y 5). Debido a la relación de potencia inversa, un contraste de tamaño de grano de dos órdenes de magnitud provoca que la tasa de difusión-fluencia de las rocas pirolíticas sea más de cuatro órdenes de magnitud mayor que la de las rocas enriquecidas con bridgmanita (Fig. 4b). Por el contrario, la tasa de fluencia de la dislocación es independiente del tamaño del grano. Como resultado, la tasa de fluencia total de las rocas pirolíticas sigue siendo uno o dos órdenes de magnitud mayor (Fig. 4b) y, por lo tanto, la viscosidad es, en consecuencia, menor que la de las rocas enriquecidas con bridgmanita (Fig. 4c). Aunque la magnitud del contraste de viscosidad depende de las condiciones de tensión debido a la contribución de la fluencia de dislocación (Fig. 4c), se estima que la tensión no hidrostática en la mayor parte del manto de la Tierra es ≤1,0 MPa (ref. 48) o incluso ≤0,3 MPa (ref. 24). En este caso, el contraste del tamaño de grano siempre causa un contraste de viscosidad significativo incluso si la fluencia de dislocación domina en las rocas enriquecidas con bridgmanita (Fig. 4c y Métodos).

Nuestros resultados proporcionan una explicación para la preservación a largo plazo de rocas enriquecidas con bridgmanita en el manto inferior profundo, como lo indican las limitaciones geofísicas y geodinámicas5,6,7,18,19,20. Se espera que las rocas enriquecidas con bridgmanita formadas en el manto inferior profundo en las primeras etapas de la historia de la Tierra debido a la cristalización del océano de magma13,14,15 hayan desarrollado tamaños de grano que son más de dos órdenes de magnitud más grandes y, por lo tanto, tienen un tamaño mucho mayor. viscosidad más alta que las rocas pirolíticas suprayacentes en alrededor de 100 Myr o menos (Fig. 4a, c). La alta viscosidad de estas rocas enriquecidas con bridgmanita de desarrollo temprano debería evitar que se mezclen con rocas pirolíticas a lo largo de la edad de la Tierra, lo que llevaría a su preservación en escalas de tiempo geológicas5,6,7. Por el contrario, las rocas pirolíticas son gravitacionalmente estables en las capas superior e inferior del manto inferior20. Por lo tanto, estas rocas pueden circular alrededor de las rocas enriquecidas con bridgmanita a través de canales estrechos y reológicamente débiles5,7.

Por lo tanto, el salto de viscosidad en la mitad del manto puede explicarse por el contraste del tamaño de grano entre las rocas enriquecidas con bridgmanita y la pirolita suprayacente. A lo largo de una geotermia típica47, el tamaño de grano de bridgmanita en cada roca aumenta continuamente con la profundidad a medida que aumenta la temperatura, y se produce un aumento del tamaño de grano de aproximadamente un orden de magnitud (basado en la n continua en la Fig. 3d) entre 800 y 1200- km de profundidad debido a la transición de rocas enriquecidas con pirolítica a bridgmanita con profundidad (Fig. 4d). En consecuencia, se mantiene un aumento de la viscosidad de aproximadamente un orden de magnitud (para una tensión de 1,0 MPa), lo que concuerda con el salto de viscosidad geofísicamente restringido en la mitad del manto (Fig. 4e). Para tensiones más bajas, el aumento de la viscosidad sería aún mayor, es decir, aproximadamente 1,3 órdenes de magnitud para una tensión de 0,5 MPa (Fig. 4e). Aunque el aumento de la viscosidad a 800-1200 km de profundidad es menor utilizando el modelo n discontinuo (Fig. 3d), todavía es de aproximadamente un orden de magnitud para una tensión de aproximadamente 0,5 MPa (Fig. 4e). Tenga en cuenta que las condiciones de presión experimentales en este estudio se limitaron a 27 GPa, correspondientes a una profundidad de 800 km. Considerando una dependencia negativa de la presión en el crecimiento del grano43, el tamaño del grano y la viscosidad de las rocas pirolíticas disminuyen con la profundidad. Por el contrario, la viscosidad de las rocas enriquecidas con bridgmanita es independiente del tamaño del grano debido al predominio de la fluencia por dislocación. Por lo tanto, se espera que el contraste de viscosidad entre las rocas enriquecidas con pirolítica y bridgmanita sea aún mayor.

Nuestro principal hallazgo de que la tasa de crecimiento de granos aumenta drásticamente con el enriquecimiento de bridgmanita proporciona una explicación unificada para la preservación de rocas antiguas enriquecidas con bridgmanita en escalas de tiempo geológicas5,7 y el salto de viscosidad actual en el manto medio1 (Fig. 4e). . Aunque el aumento del tamaño de grano con la profundidad puede no ocurrir globalmente a una profundidad de 800 a 1200 km, debería ser suficiente para afectar una amplia gama de procesos geofísicos y geoquímicos. Por ejemplo, el hundimiento de las losas puede ralentizarse en las regiones en las que se encuentran con rocas enriquecidas con bridgmanita de alta viscosidad, lo que lleva al estancamiento de las losas a unos 1.000 km de profundidad, como lo indican las observaciones sísmicas3. Las columnas ascienden verticalmente a través del manto inferior profundo enriquecido con bridgmanita4, pero pueden desviarse a unos 1.000 km de profundidad debido al flujo horizontal promovido en las rocas pirolíticas justo por encima del salto de viscosidad, como lo muestra la tomografía sísmica de forma de onda completa4. Además, las rocas enriquecidas con bridgmanita pueden albergar reflectores sísmicos generalizados49, albergar anomalías geoquímicas primordiales (por ejemplo, 142Nd, 182W y 3He) en el manto profundo9,10 y equilibrar la discrepancia en la relación Mg:Si entre las rocas del manto superior (Mg: Si ≈ 1,3) y los componentes básicos de la Tierra8 (condritas, Mg:Si ≈ 1,05).

La estructura reológica del manto inferior predicha por nuestro modelo de tamaño de grano puede explicar aún más la falta de anisotropía sísmica observada. En el manto inferior pirolítico poco profundo, la fluencia por difusión domina debido a los tamaños de grano pequeños (Fig. 4b), lo que lleva a la ausencia de anisotropía sísmica11. A su vez, debido a la alta viscosidad, el manto inferior profundo enriquecido con bridgmanita puede acumular poca tensión y, por lo tanto, ninguna anisotropía debido a la alta viscosidad 5,6,7, a pesar del predominio de la fluencia de dislocación (Fig. 4b). Por lo tanto, la anisotropía en el manto inferior está restringida a regiones con altas tensiones y tensiones significativamente acumuladas, como las losas cercanas a la subducción, lo que lleva a una anisotropía sísmica localmente mejorada12.

En este estudio se utilizaron cuatro tipos de material de partida: (1) polvo de olivino con una composición de (Mg,Fe)2SiO4; (2) polvo de opx con una composición de (Mg,Fe)SiO3; (3) polvos de silicato derivados de sol-gel con composiciones a granel de (Mg,Fe)1,5SiO3,5, (Mg,Fe)1,25SiO3,25 y (Mg,Fe)1,125SiO3,125; (4) polvos de vidrio de silicato con composiciones a granel de (Mg,Fe)xSiO2+x (x = 1,5, 1,4, 1,3, 1,2, 1,1, 1,05 y 1,02). Las relaciones atómicas Mg:Fe en todos los polvos fueron aproximadamente 9:1.

El material 1 se preparó moliendo monocristales de olivino de San Carlos seleccionados a mano. El material 2 se preparó a partir de óxidos de MgO, FeO y SiO2. Ambos materiales 1 y 2 fueron utilizados en un estudio previo50. El material 3 se preparó a partir de ortosilicato de tetraetilo y Mg y Fe metálicos disueltos en ácido nítrico diluido siguiendo el procedimiento informado en la ref. 51. Los polvos tienen composiciones entre las de los materiales 1 y 2 para rastrear la cinética de crecimiento de grano en función de Xfpc. Sin embargo, se encontró que los productos del material 3 después de la síntesis a alta presión tenían distribuciones de ferropericlasa no homogéneas como se describe en la sección siguiente (Datos ampliados, figura 1). Por lo tanto, los vidrios de silicato (material 4) se prepararon enfriando los óxidos fundidos con composiciones a granel de (Mg,Fe)xSiO2+x (x como se describió anteriormente) desde aproximadamente 2500 K (estimado con un pirómetro óptico) hasta temperatura ambiente en un ambiente aerodinámico. levitador equipado con un sistema de calentamiento de dos láseres de CO252. Los productos del material 4 después de la síntesis a alta presión tienen distribuciones uniformes de ferropericlasa (Datos ampliados, figura 1). Los polvos de los materiales 3 y 4 se recocieron a 1100 K durante 24 h en un horno de mezcla de gases CO-CO2 a presión ambiente con presión parcial de oxígeno controlada a aproximadamente 0,5 unidades logarítmicas por encima del tampón hierro-wüstita para reducir el hierro férrico a un estado ferroso. Todos los polvos se almacenaron en un horno de vacío a 400 K antes de su uso.

Se sintetizó bridgmanita con diversas fracciones de ferropericlasa a partir de los materiales de partida mencionados anteriormente utilizando una prensa de yunque múltiple. Los procedimientos de síntesis detallados se han descrito previamente37. En resumen, se cargaron múltiples capas de materiales de partida separados por láminas de Fe en cápsulas de Pt con diámetros exterior e interior de 1,0 y 0,8 mm, respectivamente. El espesor de cada capa fue de aproximadamente 0,15 mm. Se cargaron pequeñas cantidades de polvo de Fe-FeO junto a las láminas de Fe para amortiguar la fugacidad del oxígeno. Los experimentos de alta presión se realizaron mediante la técnica de yunques múltiples utilizando un medio de presión octaédrico de MgO dopado con Cr2O3 con una longitud de borde de 7 mm con un horno de LaCrO3 y yunques de carburo de tungsteno con una longitud de borde truncado de 3 mm (ensamblaje de 7/3). . Las condiciones de presión y temperatura fueron 27 GPa y 1.700 K, respectivamente. La duración del calentamiento fue de 5 min. Las condiciones de ejecución y los productos se resumen en la Tabla de datos ampliados 1.

Se sintetizaron mezclas de bridgmanita-ferropericlasa distribuidas homogéneamente con un tamaño de grano mucho menor que 0,1 μm (post-espinela) y bridgmanita monofásica con un tamaño de grano de aproximadamente 0,42 μm (opx-bridgmanita) a partir de los materiales 1 y 2, respectivamente (Datos ampliados). Figuras 1a,b). Las muestras sintetizadas a partir del material 3 tienen una distribución no homogénea (localmente homogénea) de granos de bridgmanita y ferropericlasa (Datos ampliados, figura 1c), probablemente debido a una distribución no homogénea de Si durante la gelificación. El tamaño del grano es de aproximadamente 0,15 µm. Las muestras sintetizadas a partir del material 4 parecían homogéneas, con un tamaño de grano de aproximadamente 0,2 μm (Datos ampliados, figura 1d).

Todos los agregados sintetizados se rompieron mecánicamente en trozos pequeños (cada uno de 100 a 200 μm de tamaño). Se incluyeron múltiples piezas en polvo de CsCl presecado en cápsulas de Pt, lo que proporcionó condiciones cuasi hidrostáticas50,53. Se cargó un polvo de Fe-FeO en los dos extremos de las cápsulas de Pt para amortiguar la fugacidad del oxígeno (\({f}_{{{\rm{O}}}_{2}}\)). Las cápsulas se cargaron en los conjuntos de celdas de yunque múltiple 7/3 y se comprimieron a 27 GPa, seguido de calentamiento a 2200 K durante 1,5 a 1000 min (Tabla de datos ampliados 2). Debido a las velocidades de calentamiento y enfriamiento relativamente rápidas (2 a 3 min para calentar de 1700 a 2200 K y menos de 1 s para enfriar de 2200 K a menos de 1700 K), el crecimiento durante el calentamiento y el enfriamiento es insignificante.

Las muestras recuperadas se separaron del CsCl mediante disolución en agua, se pulieron y se observaron mediante un microscopio electrónico de barrido con voltajes de aceleración de 5 a 20 kV. Los granos de bridgmanita y ferropericlasa se distinguieron por el contraste de brillo en las imágenes de electrones retrodispersados ​​(BSE) (Fig. 1). La fracción de volumen de ferropericlasa se obtuvo de las imágenes de BSE. El área de cada grano de bridgmanita se determinó utilizando un software de procesamiento de imágenes (ImageJ). El tamaño de grano (d) de cada grano se obtuvo a partir del diámetro del círculo equivalente de área. El tamaño de grano en unidades logarítmicas (log(d)) mostró una distribución gaussiana (Fig. 1); por lo tanto, los tamaños medios de grano (\(\bar{d}\)) se calcularon a partir del log(d) medio basado en la distribución gaussiana37.

Los granos de bridgmanita y ferropericlasa se distribuyeron homogéneamente en las muestras de post-espinela, opx-bridgmanita y vidrio. Se analizaron más de 130 granos de bridgmanita para cada muestra (Tabla de datos ampliados 2). En las muestras de sol-gel, las imágenes de EEB se tomaron en áreas localmente homogéneas. Cada punto de datos de las muestras de sol-gel (Fig. 3a) representa el tamaño de grano y Xfpc en una imagen BSE individual. Como se mencionó anteriormente, la heterogeneidad se produjo durante el procedimiento de síntesis de la muestra, después del cual los granos ya alcanzaron una textura equilibrada (unión triple de 120 °, datos ampliados, figura 1c). Por lo tanto, el crecimiento del grano en cada área localmente homogénea durante el experimento de recocido no debería verse afectado. Esto se confirma con los resultados consistentes obtenidos en las muestras de sol-gel, vidrio, opx-bridgmanita y post-espinela. También se espera que algunas partículas de hierro metálico que aparecieron localmente en las muestras de sol-gel (Figuras complementarias 49 a 53) tengan un efecto insignificante en la relación log(d)-Xfpc debido a su pequeña fracción de volumen en comparación con la ferropericlasa.

El espaciado medio entre partículas (\(\bar{r}=1/{\rho }^{1/2}\)) se calculó a partir de la densidad bidimensional de la ferropericlasa (donde ρ es el número de partículas de ferropericlasa por μm2) . Tenga en cuenta que \(\bar{r}\) deja de ser válido para Xfpc = 0% y se vuelve inapropiado para las muestras con alto Xfpc (más de aproximadamente 30%) en las que los granos de ferropericlasa están significativa o completamente interconectados (Tabla de datos ampliados 2).

Las composiciones químicas de bridgmanita después del crecimiento del grano se analizaron utilizando un microanalizador de sonda electrónica (EPMA). Se utilizó un voltaje de aceleración de 15 kV y una corriente de haz de 5 nA. El tiempo de conteo fue de 20 s para cada análisis de puntos. Se utilizaron un cristal de enstatita y hierro metálico como estándares para Mg, Si y Fe, respectivamente. Los resultados del análisis EPMA se enumeran en la Tabla de datos ampliados 3.

El arrastre de difusión (\({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}\)) y el arrastre de dislocación (\({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{dis }}}\)) las tasas se calculan utilizando las leyes de flujo de la fluencia por difusión de Coble y Nabarro-Herring54,55 y de la fluencia por dislocación controlada por ascenso puro56,57, respectivamente, en función del tamaño de grano de bridgmanita determinado en este estudio y los coeficientes de difusión de Si. de estudios previos58,59,60:

donde A es una constante (A = 16/3); G es el módulo de corte (aproximadamente 210 GPa); Vm es el volumen molar (25,5 cm3 mol-1); b es el vector de Burgers (0,5 nm); Dlat y Dgb son los coeficientes de difusión de red y de límite de grano de las especies más lentas (Si), respectivamente; δ es la anchura del límite de grano; σ es la tensión; R es la constante del gas; y T es la temperatura55. La tasa de fluencia total se obtiene por \({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{total}}}={\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}+{\dot {\varepsilon }}_{{\rm{dis}}}\), mientras que η se calcula a partir de \(\eta =\sigma /{\dot{\varepsilon }}_{{\rm{total}}}\ ). Las dependencias de la temperatura de Dlat y δDgb en bridgmanita se toman de la ref. 58 (el Dlat obtenido en las referencias 59,60 es esencialmente el mismo que el de la referencia 58, mientras que el δDgb se mide sistemáticamente solo como una función de la temperatura en la referencia 58; los parámetros detallados se proporcionan en la Tabla de datos ampliados 4). Se desconocen sus dependencias de la presión y, por lo tanto, se supone que son las mismas que las del olivino (1,7 y 4,0 cm3 mol-1, respectivamente)61,62.

Las ecuaciones (2) y (3) son principios bien establecidos para la fluencia por difusión y la fluencia por dislocación, respectivamente, en materiales cerámicos y se usan comúnmente para simular las velocidades de fluencia en minerales, especialmente para bridgmanita24,56,57,59. La validez de la ecuación (3) se demuestra mediante experimentos recientes de deformación en bridgmanita en el régimen de dislocación-fluencia, es decir, la tasa de dislocación-fluencia simulada por la ecuación (3) está dentro de la incertidumbre, lo cual es consistente con los obtenidos en los experimentos de deformación24 ( Datos ampliados Fig. 4a). Además, aunque los experimentos de deformación con bridgmanita en el régimen de fluencia por difusión no son prácticos en la actualidad, la validez de la ecuación (2) para la fluencia por difusión se prueba experimentalmente con otros minerales como el olivino (figura 14 de la ref. 63 y figura 9 de la ref. 51). ) y piroxeno (Datos ampliados, figura 4b).

Aquí evaluamos la incertidumbre del contraste de viscosidad entre rocas pirolíticas y enriquecidas con bridgmanita mediante los cálculos anteriores. El contraste de viscosidad es la relación de tasas de fluencia entre rocas pirolíticas y enriquecidas con bridgmanita. Las ecuaciones (2) y (3) sugieren que las principales incertidumbres en el cálculo provienen de las incertidumbres de Dlat y δDgb. Debido a que Dlat ≫ δDgb/d, ​​en el cual d ≫ aproximadamente 1 μm (ref. 58), tanto \({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}\) como \({\dot{ \varepsilon }}_{{\rm{dis}}}\) se vuelve linealmente proporcional a Dlat como se muestra en las ecuaciones (2) y (3). La deformación de las rocas pirolíticas está dominada por la fluencia por difusión, mientras que la de las rocas enriquecidas con bridgmanita está dominada por la fluencia por difusión o dislocación (dependiendo de Xfpc y σ) (Fig. 4b). Si la fluencia por dislocación domina en las rocas enriquecidas con bridgmanita, la relación de tasas de fluencia entre las rocas pirolíticas y enriquecidas con bridgmanita se convierte en \({\left(\frac{1}{d\sigma }\right)}^{2}\frac {{\rm{\pi }}{\rm{A}}{{\rm{G}}}^{2}{\rm{ln}}\left(4{\rm{G}}/{\ rm{\pi }}\sigma \right)}{{\rm{b}}}\). Si domina la fluencia por difusión, la relación es (1/d)2. Por lo tanto, en ambos casos las razones de las tasas de fluencia son independientes de Dlat y δDgb. Las incertidumbres de Dlat y δDgb (así como sus dependencias de presión y temperatura) afectan solo los valores absolutos de la velocidad de fluencia simulada y la viscosidad, pero no afectan el contraste de viscosidad entre las rocas pirolíticas y enriquecidas con bridgmanita. Como las incertidumbres del vector de Burgers by el módulo de corte G son insignificantes en comparación con la incertidumbre del contraste de viscosidad, la relación de las tasas de fluencia solo está controlada significativamente por d y σ. La σ en el área general del manto de la Tierra es pequeña, es decir, 0,1–1,0 MPa estimada a partir de las velocidades de los flujos ascendentes y descendentes48 y 0,02–0,3 MPa según los experimentos de deformación de bridgmanita24. Con σ ≤ 1,0 MPa y Xfpc ≤ 5% en rocas enriquecidas con bridgmanita, el contraste de tamaño de grano siempre da como resultado un contraste de viscosidad de más de un orden de magnitud (Fig. 4c).

Las dependencias de presión de Dlat y δDgb, que se desconocen, pueden afectar la variación de η con la profundidad. Por lo tanto, además de los cálculos en la Fig. 4e en los que se supone que el volumen de activación para Dlat (ΔV) es el mismo que el del olivino, η también se calcula asumiendo diferentes valores de ΔV para Dlat (ΔV para δDgb tiene un valor insignificante efecto porque Dlat ≪ δDgb/d). Como se muestra en la Fig. 5 de datos ampliados, ΔV afecta la pendiente del perfil η–profundidad, es decir, η disminuye ligeramente al aumentar la profundidad cuando ΔV es 0–1 cm3 mol−1 y aumenta con la profundidad cuando ΔV es 1–3 cm3 moles-1. Sin embargo, no afecta el salto de viscosidad a alrededor de 1000 km de profundidad, lo cual es razonable porque en el caso de ΔV grande o pequeño, Dlat varía continuamente con la profundidad porque la presión y la temperatura aumentan continuamente con la profundidad. Por el contrario, ΔV > 3 cm3 mol-1 es poco probable porque η aumentaría en más de tres órdenes de magnitud con una profundidad de 660 a 2000 km, lo que no concuerda con el perfil de viscosidad del manto estimado a partir de observaciones de geoides (Datos ampliados, figura 5d).

Los datos de este manuscrito están disponibles en https://doi.org/10.5281/zenodo.7804779. Los datos originales se proporcionan con este documento.

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Descargar referencias

Este trabajo cuenta con el apoyo de la Subvención Avanzada del Consejo Europeo de Investigación (ERC) en el marco del programa de investigación e innovación Horizonte 2020 de la Unión Europea (n° 787527) y la subvención de investigación de Deutsche Forschungsgemeinschaft (DFG) (KA3434/19-1). a TK, el presupuesto anual del Bayerisches Geoinstitut y la financiación inicial de la Universidad de Zhejiang a HF y la subvención NSF (NSF-EAR 2125895) a UF Agradecemos a A. Zandonà (CEMHTI) por presentar la instalación de levitador para fabricar vidrios de silicato.

Financiamiento de acceso abierto proporcionado por la Universität Bayreuth.

Geoinstituto Bávaro, Universidad de Bayreuth, Bayreuth, Alemania

Hongzhan Fei y Tomoo Katsura

Laboratorio clave de macrodatos de geociencia y recursos profundos de la provincia de Zhejiang, Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zhejiang, Hangzhou, China

Hongzhan Fei

Departamento de Ciencias de la Tierra, University College London, Londres, Reino Unido

Maxim D. Ballmer

Ciencias Planetarias y Atmosféricas de la Tierra, Instituto Tecnológico de Massachusetts, Cambridge, MA, EE. UU.

Ulrich Faul

Centro Heinz Maier-Leibnitz (MLZ), Universidad Técnica de Munich, Garching, Alemania

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weiwei cao

Centro de Investigación Avanzada en Ciencia y Tecnología de Alta Presión, Beijing, China

Tomoo Katsura

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HF diseñó los experimentos, preparó los materiales de partida y realizó experimentos de alta presión, observaciones con microscopio electrónico de barrido, análisis EPMA e interpretación de datos. WC y HF fabricaron los vasos de silicato. HF inicializó las implicaciones geofísicas y escribió el artículo con comentarios de TK, MDB, NW y UF; TK planificó y organizó este proyecto; La UF también planificó el proyecto de forma independiente y realizó algunos experimentos preliminares.

Correspondencia a Hongzhan Fei.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Nature agradece a los revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo. Los informes de los revisores pares están disponibles.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

(a) Post-espinela sintetizada a partir de olivino. El tamaño medio de grano es <<0,1 µm. (b) Fase única de bridgmanita a partir de ortopiroxeno. El tamaño medio de grano es de 0,42 µm. (c) Bridgmanita + ferropericlasa de polvo sol-gel. El tamaño medio de grano es de aproximadamente 0,15 µm. Insertar: la vista completa de esta muestra. La distribución de ferropericlasa no es homogénea en la muestra sol-gel. La muestra consta de diferentes dominios con varios Xfpc, pero el Xfpc en cada dominio es homogéneo. (d) Bridgmanita + ferropericlasa sintetizada a partir de vidrio con un tamaño de grano de aproximadamente 0,2 μm. Debido a la amorfización de la bridgmanita, no es posible tomar imágenes de gran aumento y alta resolución para (a), pero los tamaños de grano son claramente mucho más pequeños (más de tres veces) que aquellos después de las ejecuciones de crecimiento de grano (Tabla de datos ampliados 1). ) y, por lo tanto, d0 es insignificante en la ecuación. (1).

Al aumentar la duración de 1,5 a 100 min, el tamaño del grano de ferropericlasa aumenta en un factor de ~1,6 (de 0,38 a 0,60 μm) y 1,8 (de 0,46 a 0,85 μm), respectivamente, para Xfpc = 3 – 3,5% y Xfpc = ~18,5% de muestras. Estas tasas son ligeramente más bajas pero con un error comparable al de la bridgmanita, que aumenta en un factor de ~1,9 (de 1,55 a 2,98 μm y de 0,67 a 1,30 μm como se indica en la Tabla de datos ampliados 2).

Datos fuente

(a) El log d aumenta al aumentar \(\bar{r}\). (b) el \(\bar{r}\) es inversamente proporcional a Xfpc. El aumento de \(\bar{r}\) con la duración indica el engrosamiento de la ferropericlasa, mientras que la correlación entre logd y \(\bar{r}\) indica la maduración Ostwald simultánea de la ferropericlasa y el crecimiento de bridgmanita. Se trazan todos los datos con \(\bar{r}\) significativos de la Tabla de datos extendidos 2.

Datos fuente

(a) Tasa de fluencia de dislocación en bridgmanita de la ecuación. (3) y de experimentos de Tsujino et al. 24 (b) Fluencia de difusión en piroxeno de la ecuación. (2) y de experimentos de Ghosh et al. (diópsido)64 y Tasaka et al. (enstatita) 65 ajustado a una tensión de 30 MPa y un tamaño de grano de 1 μm (equivalente a las condiciones experimentales en las referencias 64,65). Los datos de difusión de Si para los cálculos provienen de Xu et al. (DSilat en bridgmanita)59, Fisler et al. (DSigb en enstatita)66, y Bejina y Jaoul (DSilat en diópsido)67. Tenga en cuenta que Ghosh et al. 64. concluyeron la inconsistencia de las tasas de fluencia de difusión entre cálculos y experimentos en diópsido; sin embargo, no consideraron el régimen de fluencia de Coble, que no es despreciable en sus muestras de tamaño de grano pequeño (~ 1 μm). Además, la consistencia en olivino ya está demostrada previamente (Fig. 14 en ref. 63. y Fig. 9 en ref. 51).

Datos fuente

Las curvas roja y azul representan la viscosidad de los cálculos y del análisis de geoide1, respectivamente. La viscosidad calculada se basa en la ecuación. 2 y la ecuación. 3 con variación del tamaño de grano con la profundidad a lo largo de una geotermia del manto inferior47 después de 4,5 Gyr y una condición de tensión de 1,0 MPa. Tenga en cuenta que los perfiles de viscosidad en la figura solo representan los cambios relativos de viscosidad con la profundidad, pero no el valor absoluto de la viscosidad en el manto inferior.

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Reimpresiones y permisos

Fei, H., Ballmer, MD, Faul, U. et al. La variación en el tamaño del grano de bridgmanita explica el salto de viscosidad en la mitad del manto. Naturaleza 620, 794–799 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-06215-0

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Recibido: 25 de marzo de 2021

Aceptado: 12 de mayo de 2023

Publicado: 05 de julio de 2023

Fecha de emisión: 24 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41586-023-06215-0

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