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Composición isotópica dependiente de la presión de aleaciones de hierro

isótopos de hierro restringen la química del núcleo

La composición general del núcleo de la Tierra es una restricción importante en la química y la evolución del interior de nuestro planeta. Un problema de larga data ha sido determinar la contribución de elementos menores a su aleación predominantemente de hierro y níquel. Sobre la base del fraccionamiento de isótopos de hierro de varias aleaciones de hierro con presión, Shahar et al. encontrar que el carbono y el hidrógeno probablemente no son componentes primarios del núcleo. El fraccionamiento ocurre a altas presiones de la formación del núcleo, lo que sugiere que las proporciones estables de isótopos de hierro de la Tierra son una restricción nueva e independiente de la composición del núcleo.

Ciencia, este número p. 580

Resumen

Nuestra comprensión actual de la formación del núcleo de la Tierra está limitada por el hecho de que este profundo evento está lejos de nosotros física y temporalmente. La composición del metal de hierro en el núcleo fue el resultado de las condiciones de su formación, lo que tiene importantes implicaciones para la evolución geoquímica y la historia física de nuestro planeta. Presentamos evidencia experimental y teórica del efecto de la presión sobre la composición isotópica del hierro, que encontramos que varía de acuerdo con la aleación probada (FeO, FeHx o Fe3C versus Fe pura). Estos resultados sugieren que el hidrógeno o el carbono no es el principal componente de elemento ligero en el núcleo. La dependencia de la presión de la composición isotópica de hierro proporciona una restricción independiente en la composición del núcleo de la Tierra.

La separación del hierro metal del silicato para formar el núcleo de la Tierra representa un proceso fundamental de diferenciación física y química en la historia de nuestro planeta. La diferenciación de planetas y asteroides en general se basa en la temperatura, la presión (o el tamaño del cuerpo), la fugacidad del oxígeno y el historial de impactos. En la Tierra, la formación de núcleos dejó muchas pistas en forma de patrones de elementos siderófilos, observaciones sísmicas y proporciones de isótopos radiogénicos que permiten realizar estudios sobre cómo y cuándo se produjo la diferenciación. Los datos sísmicos muestran una diferencia de densidad entre el hierro puro y la densidad inferida a partir de las velocidades de las ondas sísmicas dentro del interior de la Tierra. Esta discrepancia implica que hay elementos de «luz» distintos del hierro dentro del núcleo de la Tierra. Sin embargo, debido a que el muestreo directo del núcleo es imposible, su composición sigue siendo un tema muy debatido . Durante el proceso de diferenciación, el metal de hierro fundido se aliará con otros elementos en su ruta hacia el centro del cuerpo planetario. Los elementos con los que se vincula serán una función de las condiciones que asisten a la formación del núcleo. Para entender la historia de nuestro planeta (o de cualquier cuerpo planetario que haya experimentado la formación del núcleo), debemos restringir este elemento de luz en el núcleo.

El principio de usar isótopos estables para sondear la composición química a granel de los planetas se basa en comprender el fraccionamiento de isótopos durante el secuestro de elementos en reservorios invisibles, como el núcleo. El fraccionamiento de isótopos existirá entre fases con distintos ambientes de unión (por ejemplo, el núcleo y el manto de la Tierra), y la separación de elementos entre reservorios manifiesta este fraccionamiento. Muchas variables influyen en el fraccionamiento, incluyendo la temperatura, la fugacidad del oxígeno y la composición. Por ejemplo, se demostró que la partición isotópica entre el metal y el silicato aumentaba cuando se agregaban cantidades crecientes de azufre al hierro metálico (2). Sin embargo, esos experimentos se realizaron en condiciones de baja presión (1 GPa) en relación con las supuestas condiciones de formación de núcleos (~60 GPa), y la presión no se consideró una variable crítica para afectar el fraccionamiento de isótopos. Joy y Libby (3) calcularon el efecto de la presión sobre el fraccionamiento de isótopos y sugirieron que el fraccionamiento de isótopos de oxígeno podría depender de la presión a bajas temperaturas. Sin embargo, al año siguiente, un estudio (4) examinó experimentalmente el efecto de la presión y no observó ningún efecto de presión en la partición de isótopos de oxígeno entre el agua y el bicarbonato. Más tarde, Clayton y sus compañeros de trabajo (5-7) no encontraron ningún efecto de presión en el fraccionamiento de agua mineral en un rango de presiones (hasta 2 GPa) y temperaturas (hasta 1000 K). Como resultado de estos estudios iniciales, se ha supuesto que el efecto de la presión sobre el fraccionamiento de isótopos es insignificante para todos los elementos. En otro trabajo teórico se sugirió un efecto de presión sobre el fraccionamiento de isótopos (8) y se confirmó experimentalmente para el hidrógeno (9), pero no para elementos más pesados y presiones más altas (10). Sin embargo, una mejor instrumentación puede eventualmente resolver efectos de fraccionamiento muy pequeños, y las presiones más altas pueden iluminar el fraccionamiento predicho (11, 12).

Para probar si el elemento ligero unido con hierro altera el fraccionamiento de isótopos de hierro entre metal y silicato, realizamos experimentos de dispersión de rayos X inelástica resonante nuclear (NRIXS) en FeO, FeHx, Fe3C y Fe de 2 a 40 GPa. Polyakov y compañeros de trabajo (11, 13, 14) fueron pioneros en el uso de datos NRIXS de sincrotrón para obtener propiedades vibracionales de minerales para calcular factores de fraccionamiento isotópico. Podemos usar datos NRIXS para derivar ratios de función de partición reducida (factores β), a partir de los cuales podemos determinar factores de fraccionamiento isotópico de equilibrio: δA-δB = 1000 × (ln ßA – ln ßB), donde A y B son dos fases diferentes de interés. Dauphas et al. (15) proporcionó una excelente introducción a esta técnica y su aplicabilidad a la geoquímica isotópica. Un beneficio importante de los experimentos de NRIXS es que podemos probar las propiedades vibratorias de una fase a la vez. Los métodos más tradicionales utilizados para medir el fraccionamiento de isótopos requieren tener dos fases en equilibrio que luego deben separarse y analizarse para determinar sus relaciones isotópicas.

Realizamos experimentos NRIXS de alta presión en el sector 16-ID-D (HPCAT) de la Fuente de Fotones Avanzados en el Laboratorio Nacional Argonne. Se obtuvieron espectros de energía de -120 MeV a +150 MeV en pasos de 0,5 MeV con una resolución de energía de 2 MeV. El tiempo de conteo varió entre 6 y 7 s por punto, con cada escaneo NRIXS durando aproximadamente 1 hora y con 19 a 50 escaneos por punto de presión. El polvo 57FeO, 57Fe3C o 57Fe enriquecido al cien por cien isotópicamente se cargó en una cámara de muestra perforada en una junta de berilio en una celda de yunque de diamante panorámico. Para el hidruro, la cámara se cargó con 57Fe puro y fluido H2, que reaccionó para formar FeHx. La presión se calibró utilizando la escala ruby en HPCAT (16). También calculamos los factores β teóricos a partir de los niveles vibratorios de diferentes estructuras portadoras de isótopos. Los calculamos utilizando la teoría de perturbaciones funcionales de densidad (17) en la implementación de ABINIT y Quantum Espresso (18, 19) con ondas planas y pseudopotenciales, de las que obtuvimos la densidad fonónica teórica de estados (20).

Encontramos relaciones lineales con la presión para Fe, Fe3C, FeHx y FeO que mostraron una excelente concordancia con nuestros cálculos teóricos de factores β (Fig. 1). Cada fase muestra un aumento del factor β con la presión; además, las pendientes de cada línea son diferentes. El fraccionamiento isotópico entre cada fase y el metal Fe puro muestra diferentes pendientes e intercepciones indicativas de diferentes dependencias de presión (Fig. 2). Podemos explicar esto por las diferencias esperadas en la unión entre el hierro y sus diferentes elementos de aleación.

Fig. 1 Dependencia de la presión del factor β 57 / 54Fe para las diferentes fases de hierro investigadas.

Se puede observar una clara dependencia de la presión del factor β para todas las fases analizadas. A) El factor β en función de la presión para Fe puro. Los cuadrados grises son datos experimentales; los círculos verdes son cálculos teóricos. (B) El factor β en función de la presión para Fe3C. Los cuadrados negros son datos experimentales; los círculos verdes son cálculos teóricos. C) El factor β en función de la presión para FeHx. Los cuadrados azules son datos experimentales; los círculos verdes son cálculos teóricos. D) El factor β en función de la presión para FeO. Los cuadrados rojos son datos experimentales. Cada punto de presión se midió al menos 19 veces y hasta 40 veces. Los errores en los datos experimentales son ±2 DE.

Fig. 2 Diferencia en las relaciones de isótopos de hierro de la aleación con respecto al Fe puro en función de la presión.

La línea roja es la diferencia de relación de isótopos de FeO-Fe, la línea azul es FeHx-Fe, y la línea negra es Fe3C – Fe. Donde las líneas cruzan 0 en el eje y representa la presión donde no hay fraccionamiento de isótopos entre las fases y el Fe puro. Se puede ver que el fraccionamiento de isótopos de hierro cambia con la presión. δ57aleación – Fe = δ57aleación-δ57FeFe = 103 × (ln ßaleación57/54Fe-ln ßFe57 / 54Fe).

En equilibrio, el fraccionamiento isotópico es un efecto mecánico cuántico causado por diferencias en la energía libre de estructuras pobladas por diferentes isótopos. Las dependencias de presión isotópica pueden ser el resultado de efectos isotópicos sobre el volumen molar o pueden ser causadas por el endurecimiento constante de la fuerza a medida que las estructuras se contraen. El efecto de isótopos de volumen molar se ha discutido ampliamente y ocurre cuando los isótopos pesados hacen enlaces ligeramente más cortos y, por lo tanto, se empaquetan más apretados que los ligeros. Estudios teóricos y experimentales de los efectos isotópicos en los volúmenes molares de elementos con números atómicos que abarcan hierro (p. ej., carbono y germanio) indican que los efectos isotópicos sobre el volumen son muy pequeños a temperatura y presión estándar (menos de una parte en 10-3 para 13C versus 12C en diamante, ~10-5 para 74Ge versus germanio natural). Además, los efectos de volumen molar se desvanecen a medida que aumenta la temperatura más allá de la temperatura de Debye (21, 22) y también a medida que aumenta la presión (22). Por lo tanto, esperamos que este efecto sea insignificante para el fraccionamiento de isótopos de hierro a presiones y temperaturas relevantes para la segregación del núcleo. La misma conclusión se llegó en un estudio teórico previo del fraccionamiento de isótopos de hierro a alta presión (11). Nuestros cálculos teóricos apuntan al aumento de las constantes de fuerza y las frecuencias vibratorias correspondientes debido al endurecimiento de la unión bajo compresión.

Encontramos que la presión tiene un efecto claro en el fraccionamiento de isótopos entre fases sólidas, y que este efecto es diferente para las diferentes aleaciones(Figs. 1 y 2). En particular, encontramos que las aleaciones de hierro que estudiamos no concentran los isótopos de hierro en el mismo grado. Como el carbono, el hidrógeno y el oxígeno son todos abundantes cosmoquímicamente y se han propuesto como posibles candidatos para el elemento de luz principal en núcleos planetarios, el fraccionamiento de isótopos de hierro puede ser un trazador de composiciones de elementos de luz en núcleos planetarios. La aleación de hierro e hidrógeno y la aleación de hierro y carbono tienen el fraccionamiento más grande en relación con el hierro puro en un entorno típico de magma oceánico a ~60 GPa (23). El contenido de hidrógeno en el núcleo está poco limitado, con estimaciones que van desde insignificantes hasta el equivalente de 100 hidrosferas (24). Las estimaciones para el contenido de carbono del núcleo son inferiores a ~1 por ciento de peso (25, 26). Debido a que nuestros datos se recogieron a temperatura ambiente, calculamos el efecto de la temperatura en el fraccionamiento de bridgmanita (27) en relación con las fases de hierro (Fig. 3) (18). A 3500 K, el fraccionamiento para Fe puro es ~0.03 por mil (‰) y el para FeHx es ~0.07‰.

Fig. 3 Fraccionamiento de isótopos de hierro entre las fases de bridgmanita y hierro en función de la temperatura.

La línea roja es la diferencia de relación de isótopos de bridgmanita-FeO, la línea gris es bridgmanita-Fe, la línea negra es bridgmanita – Fe3C, y la línea azul es bridgmanita – FeHx. En las condiciones de formación del núcleo, se puede ver un fraccionamiento pequeño pero resoluble en todas las aleaciones, con el de Fe3C y FeHx mucho mayor que el de Fe y FeO. Δ57Febridgmanita-Fe = δ57Febridgmanita-δ57FeFe.

El trabajo inicial de isótopos de hierro en muestras naturales determinó que» Tierra » (es decir, rocas derivadas del manto) era ~0.1‰ más pesado en δ57 / 54 que las rocas de Marte y Vesta (28). Las predicciones (11) concluyeron que la diferenciación núcleo-manto dejaría una huella en la firma isotópica de hierro de la Tierra debido a la diferencia de estado de valencia de Fe entre los minerales portadores de Fe2+del manto inferior y el metal Fe0 en el límite núcleo-manto. Ese estudio sugirió que el enriquecimiento de basaltos terrestres y lunares en isótopos de hierro pesado en relación con los de Marte o Vesta se debe al fraccionamiento de isótopos de hierro en equilibrio durante la formación del núcleo de la Tierra. Explicaciones posteriores, sin embargo, argumentaron que la Tierra de silicato en masa es condrítica y que son los basaltos terrestres los anómalos (29). El modelo sugiere que la composición isotópica de hierro de los basaltos era diferente de la de la roca de origen de la que provenían; es decir, el fraccionamiento de los isótopos de hierro ocurre durante la fusión parcial. Por lo tanto, si la Tierra de silicato a granel es condrítica en sus proporciones de isótopos de hierro, debe tener un δ57/54 de 0‰. Si ese es el caso, entonces cualquier elemento ligero que cause un fraccionamiento lo suficientemente grande a alta presión y temperatura para desviarse de ese valor no puede ser un componente principal del núcleo. Una advertencia es que si se encontrara que la Tierra de silicato a granel no es hipocondrítica, entonces el elemento ligero que causa un fraccionamiento lo suficientemente grande como para ser visto, como el hidrógeno, sería el candidato más probable para el elemento ligero en el núcleo.

Nuestros resultados sugieren que la formación de núcleos podría dejar una huella isotópica en la porción de silicato de la Tierra incluso a las presiones y temperaturas más altas. Además, la adición de diferentes elementos de luz modulará esta impresión. En particular, nuestros resultados indican que si se usara hidrógeno o carbono para explicar el déficit de densidad en el núcleo de la Tierra, esperaríamos una firma isotópica impresa en las rocas del manto, que no se ve en el registro de rocas. La falta de evidencia de esta firma sugiere que el hidrógeno y el carbono deberían excluirse como el principal elemento de luz en el núcleo de la Tierra (Fig. 4). Ha habido un desacuerdo sustancial en la literatura sobre si el carbono y/o el hidrógeno son probablemente los principales constituyentes del núcleo, sobre la base de otras pruebas , por lo que este estudio proporciona una restricción independiente. En contraste, encontramos que el oxígeno no deja una huella en el manto de silicato, lo que implica que al menos para las fases que hemos analizado, el oxígeno es un posible elemento ligero en el núcleo (1). Es intrigante que el elemento ligero cambie las proporciones de isótopos con estas composiciones de miembros finales. Es necesario investigar los efectos de otros elementos ligeros (como el silicio y el azufre) en las relaciones de isótopos de hierro, así como los efectos del níquel y las transiciones de estructura inducida por presión, electrónicas y magnéticas. Sin embargo, ahora está claro que la presión no puede ser ignorada cuando se discute el fraccionamiento de isótopos estables en equilibrio en la Tierra profunda.

Fig. 4 Un esquema de las implicaciones de este estudio con respecto a las proporciones de isótopos de hierro del manto actual.

A) Sección transversal de la Tierra que muestra la relación de isótopos de hierro del manto después de la formación del núcleo si el Fe fuera el único elemento en el núcleo. (B a D) Lo mismo que (A) si el hidrógeno (B), el oxígeno (C) o el carbono (D) estaban presentes. Los valores de 57Femantle en (A) y (C) no se pueden resolver con las capacidades tecnológicas actuales, pero los valores en (B) y (D) son muy resolubles

Materiales complementarios

www.sciencemag.org/content/352/6285/580/suppl/DC1

Materiales y métodos

Texto suplementario

Figs. Referencias de S1 a S7

(33-43)

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Reconocimientos: Con el apoyo de una Beca Blaustein de la Universidad de Stanford, durante la cual se desarrolló este proyecto, y la beca EAR1321858 (A. S.) de la NSF; la beca EAR1464008 (A. S. y W. M.) de la NSF; la beca EAR1530306 (E. A. S.) de la NSF; y la beca Carmelts y eDARI/CINES x2015106368 de la CNRS PICS para recursos computacionales (R. C.). Las tablas de datos completas para este estudio se pueden encontrar en www.gl.ciw.edu/static/users/ashahar/shahar_nrixs/. Agradecemos a cuatro revisores anónimos por proporcionar comentarios y sugerencias muy útiles.

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