Die Variation der Bridgmanit-Korngröße ist für die Mitte verantwortlich

Apr 20, 2024

Nature Band 620, Seiten 794–799 (2023)Diesen Artikel zitieren

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Ein Viskositätssprung von ein bis zwei Größenordnungen im unteren Erdmantel in 800–1.200 km Tiefe wird aus Geoidinversionen und Geschwindigkeiten beim Abtauchen der Platte abgeleitet. Dieser Sprung ist als Viskositätssprung in der mittleren Mantelschicht bekannt1,2. Der Viskositätssprung im mittleren Mantel ist eine Schlüsselkomponente der Dynamik und Entwicklung im unteren Mantel, da er die Plattensubduktion3 verlangsamt, den Aufstieg der Wolke beschleunigt4 und die chemische Vermischung5 hemmt. Da in dieser Tiefe jedoch keine Phasenübergänge der wichtigsten Mineralien des unteren Erdmantels stattfinden, bleibt der Ursprung des Viskositätssprungs unbekannt. Hier zeigen wir, dass mit Bridgmanit angereicherte Gesteine ​​im tiefen unteren Erdmantel eine um mehr als eine Größenordnung größere Korngröße und eine mindestens eine Größenordnung höhere Viskosität aufweisen als die darüber liegenden Pyrolithgesteine. Dieser Kontrast reicht aus, um den Viskositätssprung in der Mitte des Mantels zu erklären1,2. Das schnelle Wachstum von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen in der frühen Phase der Erdgeschichte und die daraus resultierende hohe Viskosität sind für deren Schutz vor Mantelkonvektion verantwortlich5,6,7. Das hohe Mg:Si-Verhältnis des oberen Mantels im Vergleich zu Chondriten8, die anomalen 142Nd:144Nd-, 182W:184W- und 3He:4He-Isotopenverhältnisse in Hot-Spot-Magmen9,10, die Plume-Ablenkung4 und die Slab-Stagnation im mittleren Mantel3 da die spärlichen Beobachtungen der seismischen Anisotropie11,12 durch die langfristige Erhaltung von Bridgmanit-angereicherten Gesteinen im tiefen unteren Erdmantel erklärt werden können, was durch ihr schnelles Kornwachstum gefördert wird.

Der untere Erdmantel besteht aus Bridgmanit als der am häufigsten vorkommenden Mineralphase, gefolgt von Ferroperiklas und Davemaoit als zweiter bzw. dritter Phase. Experimente zum Schmelzen und Erstarren von Silikat13,14 zeigen, dass Bridgmanit die erste Phase ist, die in den frühen Stadien der Erdgeschichte aus einem Magma-Ozean kristallisiert. Aufgrund der fraktionierten Kristallisation15 bildeten sich in mehr als etwa 1.000 km Tiefe mit Bridgmanit angereicherte Gesteine ​​​​mit niedrigem Ferroperiklase-Anteil (Xfpc <5–10 %) und entwickelten sich zu pyrolitischen (oder peridotitischen) Gesteinen mit relativ hohem Xfpc (≈20 %). flachere Tiefen, wohingegen der Davemaoit-Gehalt geringer ist als der von Ferroperiklas oder im tiefen unteren Mantel sogar fehlt16. Die mit Bridgmanit angereicherten Gesteine ​​konnten bis zum heutigen Tag ohne Vermischung durch Mantelkonvektion5,6,7,17 ​​erhalten bleiben, wie die aktuellen seismischen und Dichteprofile des Mantels belegen, die beide gut mit den pyrolytischen Zusammensetzungen im flachen unteren Mantel und Bridgmanit-Gesteinen übereinstimmen. angereicherte Gesteine ​​in den tieferen Regionen18,19,20,21. Ein mit Bridgmanit angereicherter tiefer unterer Mantel wird auch durch den Dichteübergang zwischen Bridgmanit und Ferroperiklas gestützt – das heißt, mit Bridgmanit angereicherte Gesteine ​​sind dichter als pyrolitische Gesteine ​​im mittleren Mantel20.

Früher wurde angenommen, dass Bridgmanit rheologisch stärker ist als Ferropericlase22,23,24. Daher können mit Bridgmanit angereicherte Gesteine ​​eine höhere Viskosität aufweisen als pyrolytische Gesteine, was zu einem Anstieg der Viskosität mit der Tiefe führen kann. Der Anstieg der Festigkeit von Ferroperiklase mit dem Druck23,25 und dem Eisenspinübergang26 kann auch zu einem Anstieg der Viskosität führen. Die Verwendung dieser Szenarien zur Erklärung eines Anstiegs der Viskosität um ein bis zwei Größenordnungen erfordert jedoch ein miteinander verbundenes Gerüst aus Ferroperiklas (Ferroperiklas-kontrollierte Rheologie des unteren Mantels)5,22, was unwahrscheinlich ist, da die elektrische Leitfähigkeit des unteren Mantels vergleichbar ist mit das von Bridgmanit27,28, aber drei Größenordnungen kleiner als das von Ferroperiklas27. Insbesondere zeigen neuere Atommodelle29, dass Periklas unter Mantelbedingungen eine langsamere Kriechgeschwindigkeit als Bridgmanit aufweist, wohingegen Verformungsexperimente30 darauf hindeuten, dass Bridgmanit eine identische Kriechgeschwindigkeit wie Post-Spinell aufweist (70 % Bridgmanit + 30 % Ferroperiklas); Beide Befunde deuten auf eine Bridgmanit-kontrollierte Rheologie im unteren Mantel hin. Darüber hinaus wurde angenommen, dass die Sauerstofffehlstellen im Bridgmanit, die durch die Substitution von Si4+ mit Al3+ und Fe3+ entstehen, eine Zunahme der Bridgmanitfestigkeit mit der Tiefe bewirken31,32,33. Es ist jedoch wahrscheinlicher, dass Al3+ und Fe3+ in Bridgmanit FeAlO3 bilden34. Darüber hinaus sollte der Beitrag von Davemaoit zur Rheologie des unteren Mantels aufgrund seines geringen Volumenanteils (und somit keiner Verbindung) ebenfalls begrenzt sein16, obwohl Davemaoit rheologisch schwächer als Bridgmanit ist35.

Da die Viskosität (η) polykristalliner Aggregate im Diffusionskriechbereich stark von der Korngröße (d) abhängt (η ∝ d2 ~ d3), was möglicherweise eine wesentliche Rolle bei der Rheologie des unteren Mantels11 spielt, gelten Einschränkungen für Korngröße und Korn -Wachstumsrate von Bridgmanit sind entscheidend für das Verständnis der Viskosität des unteren Erdmantels36. Allerdings wurden die Korngröße und die Kornwachstumsrate bislang nur bei einem festen Xfpc von 30 % experimentell untersucht (Lit. 37,38). Da der untere Mantel sowohl aus pyrolitischem Gestein mit hohem Xfpc als auch aus mit Bridgmanit angereichertem Gestein mit niedrigem Xfpc besteht, wie oben erläutert5,6,7,17,18,19, muss der Einfluss des Ferroperiklase-Anteils auf die Bridgmanit-Wachstumsrate untersucht werden.

Hier untersuchten wir die Kornwachstumskinetik von Bridgmanit als Funktion von Xfpc durch Hochdruckexperimente mit mehreren Ambossen. Bridgmanit-Aggregate mit unterschiedlichem Xfpc (ca. 0–60 %) wurden aus San Carlos-Olivin, Orthopyroxen (opx), durch Lösungsgelierung gewonnenen Silikaten (Sol-Gel) und schmelzabgeschreckten Silikatgläsern vorsynthetisiert (erweiterte Datentabelle 1). und für das Kornwachstum 1,5–1.000 Minuten lang bei 27 GPa und 2.200 K getempert (erweiterte Datentabelle 2). Die Korngrößen wurden aus Rückstreuelektronenbildern der gewonnenen Proben ermittelt (Abb. 1), aus denen die Wachstumsratenkonstante berechnet wurde. Einzelheiten zum Experiment finden Sie in den Methoden.

a–d, Rückstreuelektronenbilder (dunkel, Bridgmanit; hell, Ferroperiklas) und Korngrößenverteilung. n, Anzahl der analysierten Körner; \(\bar{d}\), durchschnittliche Korngröße, ermittelt aus dem mittleren log(d), der mit zunehmendem Xfpc abnimmt. Maßstabsbalken, 10 μm (a), 5 μm (b) und 2 μm (c und d).

Quelldaten

Die entnommenen Proben zeigen, dass die Korngrößenverteilung in logarithmischen Einheiten (log(d)) einer Gaußschen Verteilung folgt (Abb. 1). Wie erwartet nimmt die mittlere Korngröße mit zunehmender Glühdauer sowohl für einphasige (Xfpc = 0 %) als auch für zweiphasige Aggregate zu (Abb. 2). Nach dem Glühen bei 2.200 K für 1,5–1.000 Minuten ist die Korngröße von Proben mit Xfpc = 0 % um 0,7–1,0 Größenordnungen größer als die von Proben mit Xfpc = 30 % (Abb. 2). Proben, die aus verschiedenen Ausgangsmaterialien (Olivin, Opx, Sol-Gel und Gläser) vorsynthetisiert wurden, zeigen konsistente Ergebnisse (Abb. 3a – c).

Nach dem Glühen bei 27 GPa und 2.200 K für die angegebene Glühzeit ist die Korngröße von Bridgmanit im einphasigen System (Xfpc = 0 %, aus opx) deutlich größer als die der Aggregate mit 30 % Ferroperiklas (Xfpc = 30). %, aus Olivin). Der Korngrößenexponent n ist kleiner, wenn Xfpc = 0 %, was auf eine schnellere Korngrößenentwicklung im Laufe der Zeit hinweist.

Quelldaten

a–c, Korngrößen nach Glühen bei 27 GPa, 2.200 K für 100 Minuten (a), 10 Minuten (b) und 1,5 Minuten (c). Proben, die aus verschiedenen Ausgangsmaterialien (Olivin, Opx, Sol-Gel und Gläser) synthetisiert wurden, zeigen konsistente Ergebnisse. d, Korngrößenexponent n. e, Wachstumsratenkonstante k. Die durchgezogene Linie in d wird erhalten, indem man annimmt, dass n mit einer Zunahme von fpc}}}/{B}^{{\prime} }\right)+{C}^{{\prime} }\), wohingegen die gestrichelte Linie eine diskontinuierliche Änderung von n mit Xfpc darstellt – das heißt, n = 2,9 bei Xfpc < 3 % und n = 5,2 bei Xfpc > 3 %. Dementsprechend sind die durchgezogenen und gestrichelten Linien in e Anpassungskurven von k an die Gleichung \(\log (k)={A}^{{\prime\prime} }\exp \left({X}_{{\rm {fpc}}}/{B}^{{\prime\prime} }\right)+{C}^{{\prime\prime} }\)(k in Einheiten von μmn s−1) basierend auf der Stetigkeit bzw. diskontinuierliches n. Die Anpassungsparameter sind in der Abbildung dargestellt. Die durchgezogenen und gestrichelten Linien in a–c werden aus den n–Xfpc- und k–Xfpc-Beziehungen in d und e berechnet.

Quelldaten

Das Kornwachstum polykristalliner Aggregate folgt einem Potenzgesetz, das durch angenähert werden kann

Dabei bezeichnet d die Korngröße nach einem Wachstumsexperiment der Dauer t, d0 die anfängliche Korngröße, k die Wachstumsratenkonstante und n den Korngrößenexponenten (Vergröberungsexponent). Für unsere Glühdauern übersteigt d d0 um mehr als den Faktor drei (Extended Data Abb. 1); daher kann d0 in Gleichung (1) vernachlässigt werden. Daher steigt log(d) annähernd linear mit zunehmendem log(t) (Abb. 2). Die Steigungen der Anpassungslinien repräsentieren 1/n in Gleichung (1).

Die Anpassung unserer Daten nach der Methode der kleinsten Quadrate ergibt n = 2,9 ± 0,2 und 5,2 ± 0,3 für Xfpc = 0 % bzw. 30 %37 (Abb. 2). Diese beiden Werte von n stimmen gut mit denen aus theoretischen Modellen überein, d. h. n = 2–3 für durch Korngrenzendiffusion gesteuertes Kornwachstum in einem Einphasensystem und n = 4–5 für ein Zweiphasensystem39. 40 und sind vergleichbar mit denen, die für andere Mineralien wie Olivin, Wadsleyit und Ringwoodit (einphasig)41,42,43 sowie Olivin-Pyroxen- und Forsterit-Nickel-Aggregate (zwei Phasen)44,45 berichtet wurden. Bei mittlerem Xfpc nimmt die Korngröße mit zunehmender Dauer ebenfalls zu (Abb. 3a – c). Aufgrund der Streuung der Datenpunkte liegt n jedoch im Bereich von 3,1 bis 6,2 (Abb. 3d).

Es wurde festgestellt, dass die Wachstumsrate von Bridgmanit durch die Anwesenheit von Ferroperiklase erheblich verringert wird. Nach einer Glühzeit von 1,5–100 Minuten ist die Korngröße von Proben mit Xfpc ≈ 10 % um 0,5–0,8 Größenordnungen kleiner als bei Xfpc = 0 %, bei höheren Xfpc (bis zu etwa 60 %) weist der Ferroperiklasanteil jedoch einen Wert auf geringer Effekt (Abb. 3a–c). Diese Abnahme der Korngröße mit zunehmendem Xfpc kann aus zwei Gründen nicht auf Unterschiede im Fe-Gehalt zurückgeführt werden. Erstens zeigten unsere Proben keine große Variation im Fe-Gehalt (erweiterte Datentabelle 3). Zweitens weisen aus Olivin (Fe/(Mg + Fe) ≈ 10 %) und aus Fe-freiem Forsterit synthetisierte Bridgmanite nur einen Unterschied in der Korngröße von 0,1 Log-Einheiten auf37.

Wie oben gezeigt, sind die Exponenten n für Der Exponent n kann sich mit Xfpc entweder kontinuierlich oder diskontinuierlich ändern. Daher passen wir die Datenpunkte sowohl an kontinuierliche als auch an diskontinuierliche n-Xfpc-Modelle in Abb. 3d an. In beiden Fällen nimmt die Wachstumsratenkonstante k = dn/t (k in Einheiten von μmn s−1) mit zunehmendem Xfpc ab. Die Anpassungskurven von k-Xfpc basierend auf den beiden n-Xfpc-Modellen sind im Wesentlichen gleich (Abb. 3e).

Das Kornwachstum in einem Zweiphasensystem wird durch das Wachstum der Matrix (Bridgmanit) und die Vergröberung der zweiten Phase (Ferroperiklas) durch Ostwald-Reifung gesteuert. Wenn keine Ferroperiklase-Vergröberung auftritt, sollte die Korngröße von Bridgmanit durch einen konstanten Wert des Zwischenpartikelabstands von Ferroperiklas (\(\bar{r}\), der durchschnittliche Abstand zwischen benachbarten Ferroperiklas-Körnern) begrenzt werden. Um zu verstehen, ob eine Ferroperiklase-Vergröberung auftritt oder nicht, werden die Änderungen von \(\bar{r}\) und dfpc (Korngröße von Ferroperiklas) im Laufe der Zeit untersucht. Es wurde festgestellt, dass dfpc mit der Zeit sowohl in Proben mit niedrigem Xfpc (ca. 3–3,5 %) als auch mit hohem Xfpc (ca. 18,5 %) mit ähnlichen Raten wie bei Bridgmanit zunimmt, wohingegen \(\bar{r}\) mit der Zeit systematisch zunimmt und ist linear proportional zur Korngröße von Bridgmanit (Extended Data Abb. 2 und 3). Daher deuten sowohl dfpc als auch \(\bar{r}\) auf eine gleichzeitige Ferroperiklase-Vergröberung und Bridgmanit-Wachstum hin. Die Wachstumsrate von Bridgmanit wird durch Ferroperiklase selbst bei niedrigem Xfpc (z. B. etwa 3 %) beeinflusst (Abb. 3), was für Zweiphasensysteme im Allgemeinen charakteristisch ist44,46.

Unsere experimentellen Ergebnisse deuten darauf hin, dass die Kornwachstumsrate von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen viel schneller sein sollte (zwei bis drei Größenordnungen größer in k, wie in Abb. 3d dargestellt) als die von pyrolitischen Gesteinen. Der Wachstumsratenkontrast sollte leicht einen Korngrößenkontrast hervorrufen, und dieser Korngrößenkontrast nimmt mit der geologischen Zeit weiter zu (Abb. 2). Über einen kurzen Zeitraum von 10 Myr (d. h. kurz nach der Magma-Ozean-Kristallisation) bei einer Temperatur von 2.200 K (typische Temperaturen im mittleren Erdmantel47) übersteigt die Korngröße von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen die von pyrolitischen Gesteinen bereits um etwa zwei Größenordnungen Größe. Über einen Zeitraum von 4,5 Gyr (also der gesamten Erdgeschichte) beträgt der Korngrößenunterschied etwa 2,5 Größenordnungen (Abb. 4a).

a, Korngröße von Bridgmanit, berechnet für Wachstum über geologische Zeitskalen von 10 Myr bis 4,5 Gyr bei 2.200 K. b, Simulierte Kriechraten bei 2.200 K unter der Annahme einer Spannung von 0,5 MPa und einer Korngröße nach Wachstum für 4,5 Gyr. c, Relative Viskosität bei 2.200 K bei Spannungen von 0,1–1 MPa (wobei σ die Spannung bezeichnet) und Korngröße nach 4,5 Gyr. d, Variation der Korngröße mit der Tiefe entlang einer Geotherme des unteren Mantels47 nach 4,5 Gyr unter der Annahme von Xfpc = 5 % in mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen und Xfpc = 20 % in pyrolitischen Gesteinen. e, Vergleich der relativen Viskosität basierend auf geophysikalischen Beobachtungen1 (dicke graue Kurve) und Berechnungen mit Korngröße aus d bei einer Spannung von 1,0 MPa (rote Kurven) und 0,5 MPa (blaue Kurven). Die durchgezogenen und gestrichelten Linien stellen Berechnungen dar, die auf den in Abb. 3d angegebenen kontinuierlichen und diskontinuierlichen Variationen von n mit Xfpc basieren. Beachten Sie, dass die Viskositätsprofile in der Abbildung nur die relativen Änderungen mit der Tiefe darstellen.

Quelldaten

Um den Viskositätskontrast von Gesteinen mit variablem Xfpc abzuleiten, werden die Diffusions- und Versetzungskriechgeschwindigkeiten als Funktion von 4 (Berechnungsdetails und Unsicherheitsanalyse siehe Methoden und erweiterte Daten, Abb. 4 und 5). Aufgrund der inversen Potenzbeziehung führt ein Korngrößenkontrast von zwei Größenordnungen dazu, dass die Diffusionskriechgeschwindigkeit von pyrolithischen Gesteinen um mehr als vier Größenordnungen höher ist als die von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen (Abb. 4b). Im Gegensatz dazu ist die Versetzungs-Kriechgeschwindigkeit unabhängig von der Korngröße. Dadurch bleibt die Gesamtkriechgeschwindigkeit pyrolithischer Gesteine ​​um ein bis zwei Größenordnungen höher (Abb. 4b) und daher ist die Viskosität entsprechend geringer als die von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen (Abb. 4c). Obwohl die Größe des Viskositätskontrasts aufgrund des Beitrags des Versetzungskriechens von den Spannungsbedingungen abhängt (Abb. 4c), wird die nichthydrostatische Spannung im größten Teil des Erdmantels auf ≤ 1,0 MPa (Lit. 48) oder geschätzt sogar ≤0,3 MPa (Lit. 24). In diesem Fall verursacht der Korngrößenkontrast immer einen signifikanten Viskositätskontrast, auch wenn in den mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen das Versetzungskriechen vorherrscht (Abb. 4c und Methoden).

Unsere Ergebnisse liefern eine Erklärung für die langfristige Erhaltung von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen im tiefen unteren Erdmantel, wie aus geophysikalischen und geodynamischen Einschränkungen hervorgeht5,6,7,18,19,20. Mit Bridgmanit angereicherte Gesteine, die sich in der frühen Phase der Erdgeschichte aufgrund der Kristallisation von Magma im Ozean bildeten,13,14,15 dürften Korngrößen entwickelt haben, die um mehr als zwei Größenordnungen größer sind, und haben daher eine viel größere Bedeutung höhere Viskosität als die darüber liegenden pyrolitischen Gesteine ​​in etwa 100 Myr oder weniger (Abb. 4a, c). Die hohe Viskosität dieser früh entwickelten, mit Bridgmanit angereicherten Gesteine ​​sollte verhindern, dass sie sich im Laufe des Erdalters mit pyrolitischen Gesteinen vermischen, was zu ihrer Erhaltung über geologische Zeitskalen hinweg führt5,6,7. Im Gegensatz dazu sind Pyrolithgesteine ​​in der obersten und untersten Schicht des unteren Erdmantels gravitativ stabil20. Daher können diese Gesteine ​​durch enge und rheologisch schwache Kanäle um die mit Bridgmanit angereicherten Gesteine ​​zirkulieren5,7.

Der Viskositätssprung in der Mitte des Mantels1 kann somit durch den Korngrößenkontrast zwischen mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen und dem darüber liegenden Pyrolith erklärt werden. Entlang einer typischen Geothermie47 nimmt die Korngröße von Bridgmanit in jedem Gestein mit steigender Temperatur kontinuierlich mit der Tiefe zu, und eine Korngrößenzunahme von etwa einer Größenordnung (basierend auf dem kontinuierlichen n in Abb. 3d) tritt bei 800–1.200 auf. km Tiefe aufgrund des Übergangs von pyrolytischen zu mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen mit zunehmender Tiefe (Abb. 4d). Dementsprechend wird ein Viskositätsanstieg um etwa eine Größenordnung aufrechterhalten (bei einer Spannung von 1,0 MPa), was mit dem geophysikalisch bedingten Viskositätssprung in der Mitte des Mantels übereinstimmt (Abb. 4e). Bei geringeren Spannungen wäre der Viskositätsanstieg sogar noch größer, nämlich etwa 1,3 Größenordnungen bei einer Spannung von 0,5 MPa (Abb. 4e). Obwohl der Viskositätsanstieg in 800–1.200 km Tiefe beim diskontinuierlichen n-Modell geringer ist (Abb. 3d), beträgt er bei einer Spannung von etwa 0, 5 MPa immer noch etwa eine Größenordnung (Abb. 4e). Beachten Sie, dass die experimentellen Druckbedingungen in dieser Studie auf 27 GPa begrenzt waren, was einer Tiefe von 800 km entspricht. Unter Berücksichtigung einer negativen Druckabhängigkeit des Kornwachstums43 nehmen sowohl die Korngröße als auch die Viskosität pyrolithischer Gesteine ​​mit der Tiefe ab. Im Gegensatz dazu ist die Viskosität von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen unabhängig von der Korngröße, da das Versetzungskriechen dominiert. Daher wird erwartet, dass der Viskositätskontrast zwischen pyrolitischen und mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen noch größer ist.

Unsere wichtigste Erkenntnis, dass die Kornwachstumsrate mit der Bridgmanit-Anreicherung stark zunimmt, liefert somit eine einheitliche Erklärung für die Erhaltung alter, mit Bridgmanit angereicherter Gesteine ​​über geologische Zeitskalen5,7 und den heutigen Viskositätssprung in der Mitte des Mantels1 (Abb. 4e). . Obwohl die Korngrößenzunahme mit der Tiefe möglicherweise nicht global in 800–1.200 km Tiefe auftritt, sollte sie ausreichen, um ein breites Spektrum geophysikalischer und geochemischer Prozesse zu beeinflussen. Beispielsweise kann das Absinken von Platten in den Regionen, in denen sie auf hochviskoses, mit Bridgmanit angereichertes Gestein treffen, verlangsamt werden, was zu einer Stagnation der Platten in etwa 1.000 km Tiefe führt, wie seismische Beobachtungen zeigen3. Die Fahnen steigen vertikal durch den mit Bridgmanit angereicherten tiefen unteren Mantel4 auf, können jedoch in einer Tiefe von etwa 1.000 km aufgrund der horizontalen Strömung abgelenkt werden, die in den pyrolithischen Gesteinen direkt oberhalb des Viskositätssprungs gefördert wird, wie die seismische Vollwellen-Tomographie zeigt4. Darüber hinaus können die mit Bridgmanit angereicherten Gesteine ​​ausgedehnte seismische Reflektoren tragen49, primordiale geochemische Anomalien (z. B. 142Nd, 182W und 3He) im tiefen Erdmantel beherbergen9,10 und die Diskrepanz im Mg:Si-Verhältnis zwischen Gesteinen des oberen Erdmantels ausgleichen (Mg: Si ≈ 1,3) und die Bausteine ​​der Erde8 (Chondrite, Mg:Si ≈ 1,05).

Die von unserem Korngrößenmodell vorhergesagte rheologische Struktur des unteren Mantels könnte das Fehlen der beobachteten seismischen Anisotropie weiter erklären. Im pyrolytischen flachen unteren Mantel dominiert Diffusionskriechen aufgrund der geringen Korngröße (Abb. 4b), was dazu führt, dass keine seismische Anisotropie vorliegt11. Aufgrund der hohen Viskosität wiederum kann der mit Bridgmanit angereicherte tiefe untere Mantel trotz der Dominanz des Versetzungskriechens nur eine geringe Spannung und somit keine Anisotropie aufgrund der hohen Viskosität ansammeln (Abb. 4b). Die Anisotropie im unteren Mantel ist daher auf Regionen mit hoher Spannung und erheblich akkumulierten Spannungen beschränkt, wie etwa in der Nähe von subduzierenden Platten, was zu einer lokal verstärkten seismischen Anisotropie führt12.

In dieser Studie wurden vier Arten von Ausgangsmaterial verwendet: (1) Olivinpulver mit einer Zusammensetzung von (Mg,Fe)2SiO4; (2) Opx-Pulver mit einer Zusammensetzung von (Mg,Fe)SiO3; (3) von Sol-Gel abgeleitete Silikatpulver mit Massenzusammensetzungen von (Mg,Fe)1,5SiO3,5, (Mg,Fe)1,25SiO3,25 und (Mg,Fe)1,125SiO3,125; (4) Silikatglaspulver mit Massenzusammensetzungen von (Mg,Fe)xSiO2+x (x = 1,5, 1,4, 1,3, 1,2, 1,1, 1,05 und 1,02). Die Mg:Fe-Atomverhältnisse in allen Pulvern betrugen etwa 9:1.

Material 1 wurde durch Mahlen handverlesener Einkristalle aus San Carlos-Olivin hergestellt. Material 2 wurde aus MgO-, FeO- und SiO2-Oxiden hergestellt. Beide Materialien 1 und 2 wurden in einer früheren Studie50 verwendet. Material 3 wurde aus Tetraethylorthosilikat und metallischem Mg und Fe, gelöst in verdünnter Salpetersäure, nach dem in Lit. angegebenen Verfahren hergestellt. 51. Die Zusammensetzung der Pulver liegt zwischen denen der Materialien 1 und 2, um die Kornwachstumskinetik als Funktion von Xfpc zu verfolgen. Es wurde jedoch festgestellt, dass die Produkte von Material 3 nach der Hochdrucksynthese inhomogene Ferroperiklase-Verteilungen aufwiesen, wie im folgenden Abschnitt beschrieben (Erweiterte Daten, Abb. 1). Daher wurden die Silikatgläser (Material 4) durch Abschrecken der Oxidschmelzen mit (Mg,Fe)xSiO2+x-Massenzusammensetzungen (x wie oben beschrieben) von etwa 2.500 K (geschätzt mit einem optischen Pyrometer) auf Raumtemperatur in einem aerodynamischen Verfahren hergestellt Levitator ausgestattet mit einem Zwei-CO2-Laser-Heizsystem52. Die Produkte von Material 4 nach der Hochdrucksynthese weisen gleichmäßige Ferroperiklase-Verteilungen auf (Extended Data Abb. 1). Die Pulver der Materialien 3 und 4 wurden 24 Stunden lang bei 1.100 K in einem CO-CO2-Gasmischofen bei Umgebungsdruck getempert, wobei der Sauerstoffpartialdruck auf etwa 0,5 Log-Einheiten über dem Eisen-Wüstit-Puffer kontrolliert wurde, um das Eisen (III) auf a zu reduzieren Eisenzustand. Alle Pulver wurden vor der Verwendung in einem Vakuumofen bei 400 K gelagert.

Bridgmanit mit verschiedenen Anteilen an Ferroperiklase wurde aus den oben genannten Ausgangsmaterialien unter Verwendung einer Multi-Amboss-Presse synthetisiert. Die detaillierten Syntheseverfahren wurden bereits zuvor beschrieben37. Kurz gesagt, mehrere durch Fe-Folien getrennte Schichten von Ausgangsmaterialien wurden in Pt-Kapseln mit Außen- und Innendurchmessern von 1,0 bzw. 0,8 mm geladen. Die Dicke jeder Schicht betrug etwa 0,15 mm. Kleine Mengen Fe-FeO-Pulver wurden neben die Fe-Folien geladen, um die Sauerstoffflüchtigkeit abzupuffern. Hochdruckexperimente wurden mit der Multi-Amboss-Technik unter Verwendung eines mit Cr2O3 dotierten oktaedrischen MgO-Druckmediums mit einer Kantenlänge von 7 mm mit einem LaCrO3-Ofen und Ambossen aus Wolframkarbid mit einer Kantenlänge von 3 mm (7/3-Anordnung) durchgeführt. . Die Druck- und Temperaturbedingungen betrugen 27 GPa bzw. 1.700 K. Die Heizdauer betrug 5 Minuten. Die Laufbedingungen und Produkte sind in der erweiterten Datentabelle 1 zusammengefasst.

Homogen verteilte Bridgmanit-Ferroperiklase-Mischungen mit einer Korngröße deutlich unter 0,1 μm (Post-Spinell) und einphasiger Bridgmanit mit einer Korngröße von etwa 0,42 μm (Opx-Bridgmanit) wurden aus den Materialien 1 bzw. 2 synthetisiert (Erweiterte Daten). Abb. 1a,b). Die aus Material 3 synthetisierten Proben weisen eine inhomogene Verteilung (lokal homogen) von Bridgmanit- und Ferroperiklaskörnern auf (Extended Data Abb. 1c), wahrscheinlich aufgrund einer inhomogenen Si-Verteilung während der Gelierung. Die Korngröße beträgt ca. 0,15 µm. Die aus Material 4 synthetisierten Proben schienen homogen zu sein, mit einer Korngröße von etwa 0,2 μm (Extended Data Abb. 1d).

Alle synthetisierten Aggregate wurden mechanisch in kleine Stücke (jeweils 100–200 μm groß) gebrochen. Mehrere Stücke wurden in vorgetrocknetes CsCl-Pulver in Pt-Kapseln eingebettet, was für quasi-hydrostatische Bedingungen sorgte50,53. Ein Fe-FeO-Pulver wurde an die beiden Enden der Pt-Kapseln geladen, um die Sauerstoffflüchtigkeit zu puffern (\({f}_{{{\rm{O}}}_{2}}\)). Die Kapseln wurden in die 7/3-Multi-Amboss-Zellenanordnungen geladen und auf 27 GPa komprimiert, gefolgt von einem Erhitzen auf 2.200 K für 1,5–1.000 Minuten (erweiterte Datentabelle 2). Aufgrund der relativ hohen Aufheiz- und Abkühlgeschwindigkeiten (2–3 Minuten für das Aufheizen von 1.700 auf 2.200 K und weniger als 1 s für das Abkühlen von 2.200 K auf unter 1.700 K) ist das Wachstum beim Aufheizen und Abkühlen vernachlässigbar.

Die gewonnenen Proben wurden durch Auflösen in Wasser von CsCl getrennt, poliert und unter Verwendung eines Rasterelektronenmikroskops mit Beschleunigungsspannungen von 5–20 kV beobachtet. Bridgmanit- und Ferroperiklaskörner unterschieden sich durch den Helligkeitskontrast in Rückstreuelektronenbildern (BSE) (Abb. 1). Der Volumenanteil von Ferroperiklase wurde aus den BSE-Bildern ermittelt. Die Fläche jedes Bridgmanitkorns wurde mit einer Bildverarbeitungssoftware (ImageJ) bestimmt. Die Korngröße (d) jedes Korns wurde aus dem Durchmesser des flächenäquivalenten Kreises ermittelt. Die Korngröße in logarithmischen Einheiten (log(d)) zeigte eine Gauß-Verteilung (Abb. 1); Daher wurden die mittleren Korngrößen (\(\bar{d}\)) aus dem mittleren log(d) basierend auf der Gaußschen Verteilung37 berechnet.

Die Bridgmanit- und Ferroperiklas-Körner waren in den Post-Spinell-, Opx-Bridgmanit- und Glasproben homogen verteilt. Für jede Probe wurden mehr als 130 Bridgmanitkörner analysiert (erweiterte Datentabelle 2). In den Sol-Gel-Proben wurden BSE-Bilder auf lokal homogenen Flächen aufgenommen. Jeder Datenpunkt der Sol-Gel-Proben (Abb. 3a) repräsentiert die Korngröße und Xfpc in einem einzelnen BSE-Bild. Wie oben erwähnt, war die Heterogenität während des Probensyntheseverfahrens aufgetreten, wonach die Körner bereits eine ausgeglichene Textur erreichten (120°-Dreifachverbindung, erweiterte Daten, Abb. 1c). Daher sollte das Kornwachstum in jedem lokal homogenen Bereich während des Glühexperiments nicht beeinträchtigt werden. Dies wird durch die konsistenten Ergebnisse der Sol-Gel-, Glas-, Opx-Bridgmanit- und Post-Spinell-Proben bestätigt. Es wird erwartet, dass einige metallische Eisenpartikel, die lokal in den Sol-Gel-Proben auftraten (ergänzende Abbildungen 49–53), aufgrund ihres im Vergleich zu Ferropericlase geringen Volumenanteils ebenfalls einen vernachlässigbaren Einfluss auf die log(d)-Xfpc-Beziehung haben.

Der mittlere Partikelabstand (\(\bar{r}=1/{\rho }^{1/2}\)) wurde aus der zweidimensionalen Dichte von Ferroperiklase berechnet (wobei ρ die Anzahl der Ferroperiklase-Partikel pro μm2 ist). . Beachten Sie, dass \(\bar{r}\) für Xfpc = 0 % ungültig wird und für Proben mit hohem Xfpc (mehr als etwa 30 %) ungeeignet wird, in denen Ferroperiklase-Körner signifikant oder vollständig miteinander verbunden sind (erweiterte Datentabelle 2).

Die chemischen Zusammensetzungen von Bridgmanit nach dem Kornwachstum wurden mit einem Elektronensonden-Mikroanalysegerät (EPMA) analysiert. Es wurden eine Beschleunigungsspannung von 15 kV und ein Strahlstrom von 5 nA verwendet. Die Zählzeit betrug für jede Punktanalyse 20 s. Als Standards für Mg, Si und Fe wurden ein Enstatitkristall und metallisches Eisen verwendet. Die Ergebnisse der EPMA-Analyse sind in der erweiterten Datentabelle 3 aufgeführt.

Das Diffusionskriechen (\({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}\)) und das Versetzungskriechen (\({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{dis }}}\)) Die Geschwindigkeiten werden unter Verwendung der Fließgesetze des Coble- und Nabarro-Herring-Diffusionskriechens54,55 bzw. des kontrollierten Versetzungskriechens durch reines Steigen56,57 berechnet, basierend auf der in dieser Studie ermittelten Korngröße von Bridgmanit und den Si-Diffusionskoeffizienten aus früheren Studien58,59,60:

wobei A eine Konstante ist (A = 16/3); G ist der Schermodul (ca. 210 GPa); Vm ist das Molvolumen (25,5 cm3 mol−1); b ist der Burgers-Vektor (0,5 nm); Dlat und Dgb sind die Gitter- bzw. Korngrenzendiffusionskoeffizienten der langsamsten Spezies (Si); δ ist die Korngrenzenbreite; σ ist die Spannung; R ist die Gaskonstante; und T ist die Temperatur55. Die Gesamtkriechgeschwindigkeit ergibt sich aus \({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{total}}}={\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}+{\dot {\varepsilon }}_{{\rm{dis}}}\), während η berechnet wird aus \(\eta =\sigma /{\dot{\varepsilon }}_{{\rm{total}}}\ ). Die Temperaturabhängigkeiten von Dlat und δDgb in Bridgmanit sind aus Lit. entnommen. 58 (der in Lit. 59,60 erhaltene Dlat ist im Wesentlichen derselbe wie der von Lit. 58, wohingegen δDgb in Lit. 58 systematisch nur als Funktion der Temperatur gemessen wird; detaillierte Parameter sind in der erweiterten Datentabelle 4 angegeben). Ihre Druckabhängigkeiten sind unbekannt und es wird daher angenommen, dass sie mit denen von Olivin (1,7 bzw. 4,0 cm3 mol−1) übereinstimmen61,62.

Die Gleichungen (2) und (3) sind gut etablierte Prinzipien für Diffusionskriechen bzw. Versetzungskriechen in Keramikmaterialien und werden häufig zur Simulation der Kriechraten in Mineralien, insbesondere für Bridgmanit, verwendet24,56,57,59. Die Gültigkeit von Gleichung (3) wird durch aktuelle Verformungsexperimente an Bridgmanit im Versetzungs-Kriech-Regime gezeigt – das heißt, die durch Gleichung (3) simulierte Versetzungs-Kriechrate liegt innerhalb einer Unsicherheit, die mit den in Verformungsexperimenten erhaltenen Werten übereinstimmt24 ( Erweiterte Daten Abb. 4a). Darüber hinaus sind Verformungsexperimente an Bridgmanit im Diffusionskriechbereich derzeit zwar unpraktisch, die Gültigkeit von Gleichung (2) für Diffusionskriechen wird jedoch experimentell an anderen Mineralien wie Olivin getestet (Abbildung 14 von Lit. 63 und Abbildung 9 von Lit. 51). ) und Pyroxen (Extended Data Abb. 4b).

Hier bewerten wir die Unsicherheit des Viskositätskontrasts zwischen mit Bridgmanit angereicherten und pyrolytischen Gesteinen anhand der obigen Berechnungen. Der Viskositätskontrast ist das Verhältnis der Kriechgeschwindigkeiten zwischen pyrolitischen und mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen. Die Gleichungen (2) und (3) legen nahe, dass die Hauptunsicherheiten in der Berechnung von den Unsicherheiten von Dlat und δDgb herrühren. Da Dlat ≫ δDgb/d, ​​wobei d ≫ etwa 1 μm (Lit. 58), sind sowohl \({\dot{\varepsilon }}_{{\rm{diff}}}\) als auch \({\dot{ \varepsilon }}_{{\rm{dis}}}\) werden linear proportional zu Dlat, wie in den Gleichungen (2) und (3) gezeigt. Die Verformung von Pyrolithgesteinen wird durch Diffusionskriechen dominiert, während die Verformung von mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen entweder durch Diffusions- oder Versetzungskriechen (abhängig von Xfpc und σ) dominiert wird (Abb. 4b). Wenn in den mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen das Versetzungskriechen vorherrscht, beträgt das Verhältnis der Kriechraten zwischen pyrolithischen und mit Bridgmanit angereicherten Gesteinen \({\left(\frac{1}{d\sigma }\right)}^{2}\frac {{\rm{\pi }}{\rm{A}}{{\rm{G}}}^{2}{\rm{ln}}\left(4{\rm{G}}/{\ rm{\pi }}\sigma \right)}{{\rm{b}}}\). Wenn Diffusionskriechen vorherrscht, beträgt das Verhältnis (1/d)2. Daher sind die Verhältnisse der Kriechgeschwindigkeiten in beiden Fällen unabhängig von Dlat und δDgb. Die Unsicherheiten von Dlat und δDgb (sowie ihre Druck- und Temperaturabhängigkeiten) beeinflussen daher nur die absoluten Werte der simulierten Kriechgeschwindigkeit und Viskosität, haben jedoch keinen Einfluss auf den Viskositätskontrast zwischen mit Bridgmanit angereicherten und pyrolytischen Gesteinen. Da die Unsicherheiten des Burgers-Vektors b und des Schermoduls G im Vergleich zur Unsicherheit des Viskositätskontrasts vernachlässigbar sind, wird das Verhältnis der Kriechraten nur durch d und σ maßgeblich gesteuert. Das σ im allgemeinen Bereich des Erdmantels ist klein – d. h. 0,1–1,0 MPa, geschätzt aus den Geschwindigkeiten der auf- und absteigenden Strömungen48 und 0,02–0,3 MPa basierend auf den Verformungsexperimenten von Bridgmanit24. Mit σ ≤ 1,0 MPa und Xfpc ≤ 5 % in Bridgmanit-angereicherten Gesteinen führt der Korngrößenkontrast immer zu einem Viskositätskontrast von mehr als einer Größenordnung (Abb. 4c).

Die unbekannten Druckabhängigkeiten von Dlat und δDgb können die Variation von η mit der Tiefe beeinflussen. Zusätzlich zu den Berechnungen in Abb. 4e, in denen angenommen wird, dass das Aktivierungsvolumen für Dlat (ΔV) das gleiche ist wie das von Olivin, wird η auch berechnet, indem unterschiedliche ΔV-Werte für Dlat angenommen werden (ΔV für δDgb ist vernachlässigbar). Effekt, weil Dlat ≪ δDgb/d). Wie in Abb. 5 der erweiterten Daten gezeigt, beeinflusst ΔV die Steigung des η-Tiefenprofils – das heißt, η nimmt mit zunehmender Tiefe leicht ab, wenn ΔV 0–1 cm3 mol−1 beträgt, und nimmt mit der Tiefe zu, wenn ΔV 1–3 cm3 beträgt mol−1. Dies hat jedoch keinen Einfluss auf den Viskositätssprung in etwa 1.000 km Tiefe, was sinnvoll ist, da Dlat bei großem oder kleinem ΔV kontinuierlich mit der Tiefe variiert, da Druck und Temperatur mit der Tiefe kontinuierlich zunehmen. Im Gegensatz dazu ist ΔV > 3 cm3 mol−1 unwahrscheinlich, da η mit der Tiefe von 660 bis 2.000 km um mehr als drei Größenordnungen ansteigen würde, was nicht mit dem aus Geoidbeobachtungen geschätzten Mantelviskositätsprofil übereinstimmt (Extended Data Abb. 5d).

Die Daten dieses Manuskripts sind unter https://doi.org/10.5281/zenodo.7804779 verfügbar. Quelldaten werden mit diesem Dokument bereitgestellt.

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Diese Arbeit wird durch den Advanced Grant des European Research Council (ERC) im Rahmen des Forschungs- und Innovationsprogramms Horizon 2020 der Europäischen Union (Nr. 787527) und das Forschungsstipendium der Deutschen Forschungsgemeinschaft (DFG) (KA3434/19-1) unterstützt. an TK, das Jahresbudget des Bayerischen Geoinstituts und die Anschubfinanzierung der Zhejiang-Universität an HF und den NSF-Zuschuss (NSF-EAR 2125895) an UF. Wir danken A. Zandonà (CEMHTI) für die Einführung der Levitatoranlage zur Herstellung von Silikatgläsern.

Open-Access-Förderung der Universität Bayreuth.

Bayerisches Geoinstitut, Universität Bayreuth, Bayreuth, Germany

Hongzhan Fei & Tomoo Katsura

Schlüssellabor für geowissenschaftliche Big Data und Deep Resource der Provinz Zhejiang, School of Earth Sciences, Zhejiang University, Hangzhou, China

Hongzhan Fei

Department of Earth Sciences, University College London, London, Großbritannien

Maxim D. Ballmer

Erdatmosphäre und Planetenwissenschaften, Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, MA, USA

Ulrich Faul

Heinz Maier-Leibnitz Zentrum (MLZ), Technische Universität München, Garching, Germany

Nicholas Walte

Extreme Bedingungen und Materialien: Hohe Temperatur und Bestrahlung (CEMHTI), Orléans, Frankreich

Weiwei Cao

Zentrum für fortgeschrittene Hochdruckforschung in Wissenschaft und Technologie, Peking, China

Tomoo Katsura

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HF entwarf die Experimente, bereitete die Ausgangsmaterialien vor und führte Hochdruckexperimente, Rasterelektronenmikroskopbeobachtungen, EPMA-Analysen und Dateninterpretation durch. WC und HF stellten die Silikatgläser her. HF initialisierte die geophysikalischen Implikationen und schrieb das Papier mit Kommentaren von TK, MDB, NW und UF; TK hat dieses Projekt geplant und organisiert; UF plante das Projekt auch eigenständig und führte einige Vorversuche durch.

Korrespondenz mit Hongzhan Fei.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Nature dankt den anonymen Gutachtern für ihren Beitrag zum Peer-Review dieser Arbeit. Peer-Reviewer-Berichte sind verfügbar.

Anmerkung des Herausgebers Springer Nature bleibt hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten neutral.

(a) Aus Olivin synthetisierter Postspinell. Die durchschnittliche Korngröße beträgt <<0,1 µm. (b) Einzelne Phase von Bridgmanit aus Orthopyroxen. Die durchschnittliche Korngröße beträgt 0,42 μm. (c) Bridgmanit + Ferroperiklase aus Sol-Gel-Pulver. Die durchschnittliche Korngröße beträgt etwa 0,15 µm. Einfügen: die gesamte Ansicht dieses Beispiels. Die Verteilung von Ferroperiklase in der Sol-Gel-Probe ist inhomogen. Die Stichprobe besteht aus verschiedenen Domänen mit unterschiedlichem Xfpc, aber der Xfpc in jeder Domäne ist homogen. (d) Bridgmanit + Ferroperiklase, synthetisiert aus Glas mit einer Korngröße von etwa 0,2 μm. Aufgrund der Bridgmanit-Amorphisierung ist es nicht möglich, Bilder mit hoher Vergrößerung und hoher Auflösung für (a) aufzunehmen, aber die Korngrößen sind eindeutig viel kleiner (mehr als dreimal) als diejenigen nach den Kornwachstumsläufen (erweiterte Datentabelle 1). ) und d0 ist daher in Gl. vernachlässigbar. (1).

Mit zunehmender Dauer von 1,5 auf 100 Minuten nimmt die Korngröße von Ferroperiklase um den Faktor ~1,6 (von 0,38 auf 0,60 μm) bzw. 1,8 (von 0,46 auf 0,85 μm) für Xfpc = 3 – 3,5 % und Xfpc zu = ~18,5 % Proben. Diese Raten sind etwas niedriger, liegen aber innerhalb eines Fehlerbereichs, der mit dem von Bridgmanit vergleichbar ist, der sich um den Faktor ~1,9 erhöht (von 1,55 auf 2,98 μm und von 0,67 auf 1,30 μm, wie in der erweiterten Datentabelle 2 angegeben).

Quelldaten

(a) Der log d nimmt mit zunehmendem \(\bar{r}\) zu. (b) \(\bar{r}\) ist umgekehrt proportional zu Xfpc. Der Anstieg von \(\bar{r}\) mit der Dauer weist auf die Vergröberung von Ferroperiklase hin, während die Korrelation zwischen logd und \(\bar{r}\) auf die gleichzeitige Ostwald-Reifung von Ferroperiklase und das Wachstum von Bridgmanit hinweist. Alle Daten mit aussagekräftigem \(\bar{r}\) aus der erweiterten Datentabelle 2 werden dargestellt.

Quelldaten

(a) Versetzungskriechrate in Bridgmanit aus Gl. (3) und aus Experimenten von Tsujino et al. 24 (b) Diffusionskriechen in Pyroxen aus Gl. (2) und aus Experimenten von Ghosh et al. (Diopsid)64 und Tasaka et al. (Enstatit)65 eingestellt auf eine Spannung von 30 MPa und eine Korngröße von 1 μm (entspricht den experimentellen Bedingungen in Lit. 64,65). Die Si-Diffusionsdaten für die Berechnungen stammen von Xu et al. (DSilat in Bridgmanit)59, Fisler et al. (DSigb in Enstatit)66 und Bejina und Jaoul (DSilat in Diopsid)67. Beachten Sie, dass Ghosh et al. 64. kamen zu dem Schluss, dass die Diffusionskriechgeschwindigkeiten zwischen Berechnungen und Experimenten in Diopsid inkonsistent sind, berücksichtigten jedoch nicht das Coble-Kriechregime, das in ihren Proben mit kleiner Korngröße (~1 μm) nicht vernachlässigbar ist. Darüber hinaus wurde die Konsistenz in Olivin bereits zuvor nachgewiesen (Abb. 14 in Lit. 63 und Abb. 9 in Lit. 51).

Quelldaten

Die roten und blauen Kurven stellen die Viskosität aus Berechnungen bzw. aus der Geoidanalyse1 dar. Die berechnete Viskosität basiert auf Gl. 2 und Gl. 3 mit Variation der Korngröße mit der Tiefe entlang einer Geothermie im unteren Erdmantel47 nach 4,5 Gyr und einem Spannungszustand von 1,0 MPa. Beachten Sie, dass die Viskositätsprofile in der Abbildung nur die relativen Änderungen der Viskosität mit der Tiefe darstellen, nicht jedoch den absoluten Wert der Viskosität im unteren Mantel.

Quelldaten

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Nachdrucke und Genehmigungen

Fei, H., Ballmer, MD, Faul, U. et al. Die Variation der Bridgmanit-Korngröße ist für den Viskositätssprung in der Mitte des Mantels verantwortlich. Natur 620, 794–799 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-06215-0

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Eingegangen: 25. März 2021

Angenommen: 12. Mai 2023

Veröffentlicht: 05. Juli 2023

Ausgabedatum: 24. August 2023

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

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