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Dépendance en température de la solubilité de l'azote dans la bridgmanite et évolution de la capacité de stockage de l'azote dans le manteau inférieur

May 14, 2024May 14, 2024

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 3537 (2023) Citer cet article

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L'abondance relative d'azote normalisée par les chondrites carbonées dans la masse silicatée de la Terre semble être épuisée par rapport aux autres éléments volatils. En particulier, le comportement de l’azote dans les parties profondes de la Terre, comme le manteau inférieur, n’est pas clairement compris. Ici, nous avons étudié expérimentalement la dépendance à la température de la solubilité de l'azote dans la bridgmanite qui occupe 75 % en poids du manteau inférieur. La température expérimentale variait de 1 400 à 1 700 °C à 28 GPa dans l'état rédox correspondant au manteau inférieur peu profond. La solubilité maximale de l'azote dans la bridgmanite (MgSiO3) a augmenté de 1,8 ± 0,4 à 5,7 ± 0,8 ppm avec l'augmentation de la température de 1 400 à 1 700 °C. La capacité de stockage d'azote de la bridgmanite à extrémité Mg dans les conditions de température actuelles est de 3,4 PAN (PAN : masse d'azote atmosphérique présent). De plus, la solubilité de l'azote de la bridgmanite augmente avec l'augmentation de la température, contrairement à la solubilité de l'azote du fer métallique. Ainsi, la capacité de stockage d’azote de la bridgmanite peut être supérieure à celle du fer métallique lors de la solidification de l’océan magmatique. Un tel réservoir d’azote « caché » formé par la bridgmanite dans le manteau inférieur pourrait avoir épuisé le taux d’abondance apparent d’azote dans la masse silicatée de la Terre.

Le comportement géochimique de l’azote dans les profondeurs de la Terre reste flou, alors que de nombreuses études sur le cycle de l’azote dans la biosphère ont été menées à ce jour1,2,3. Les abondances relatives d'azote, de carbone et de H2O dans l'ESB (Terre silicatée en vrac) normalisées par celles des chondrites carbonées sont respectivement de 0,11 %, 1,49 % et 2,27 %4. L'ESB, qui est censé être composé de l'atmosphère, du manteau appauvri et du manteau global, est appauvri en azote par rapport aux autres composants volatils4. Les concentrations de 14N, 12C et H2O dans la composition des chondrites carbonées utilisées pour estimer ces ratios d'abondance étaient respectivement de 1,09 × 10–4 mol/g, 2,94 × 10–3 mol/g et 6,60 × 10–3 mol/g5. ,6. Cet azote apparemment épuisé est appelé azote « manquant » ou azote « perdu »4,7,8. La teneur en azote de l'ESB a été estimée sur la base du rapport Ar/N2. Cependant, Zerkle et Mikhail9 ont fait valoir que l'estimation de l'abondance d'azote dans l'ESB à partir de la corrélation entre N2 et Ar dégazé rapportée par Marty10 n'est pas nécessairement exacte. Marty10 a supposé que l'azote dans tout le manteau existe sous forme de N2, qui se comporte comme un gaz rare, mais que la fugacité de l'oxygène dans le manteau profond est bien inférieure à celle du manteau peu profond, et que l'azote existe sous forme de NH3, NH4+ ou N3− plutôt que de N211,12. . Des expériences à haute pression ont montré que le NH4+ peut être incorporé dans les minéraux silicatés et les silicates fondus dans des conditions réduites13,14,15,16. Par conséquent, l’azote « manquant » peut également s’expliquer par l’existence de réservoirs d’azote dans le manteau profond réduit.

Lors de la solidification de l’océan magmatique, le dégazage de l’océan magmatique du manteau pourrait être inefficace car l’océan magmatique partiellement cristallisé se comportait comme un solide 17,18. Par conséquent, il est suggéré que la solidification de l’océan magmatique soit un processus important de formation de réservoirs d’azote dans les profondeurs de la Terre13,19. Li et al.13 ont déterminé que les solubilités de l'azote dans la forstérite et l'enstatite étaient respectivement d'environ 10 ppm et 100 ppm et ont suggéré que le manteau supérieur profond peut être un réservoir d'azote grâce à la solidification de l'océan magmatique. Yoshioka et al.19 ont déterminé expérimentalement les solubilités de l'azote dans la wadsleyite et la ringwoodite dans des conditions de haute pression et de haute température correspondant à la zone de transition du manteau. Les solubilités de l'azote dans la wadsleyite et la ringwoodite variaient respectivement de 8,0 à 204,9 ppm et de 12,0 à 283,0 ppm, et ces solubilités de l'azote augmentaient avec l'augmentation de la température. La solubilité du carbone dans ces minéraux du manteau a également été étudiée à partir d'expériences à haute pression et à haute température suivies d'une analyse par spectrométrie de masse d'ions secondaires (SIMS)20. Keppler et al.21 ont signalé que les solubilités du carbone dans l'olivine atteignaient 0,54 ppm et Shcheka et al.20 ont signalé que celles de la wadsleyite et de la ringwoodite étaient inférieures à la limite de détection SIMS (c'est-à-dire 30 à 200 ppb en poids). Ces minéraux du manteau, qui ont des rapports de solubilité N/C élevés, peuvent appauvrir l’azote par rapport au carbone de l’ESB et entraîner une « absence » d’azote. Yoshioka et al.19 ont mené des expériences à haute pression à l'aide d'un appareil multi-enclume dans des conditions réduites proches du tampon Fe – FeO et ont rapporté que la solubilité de l'azote dans la bridgmanite est de 21,5 ± 18,1 ppm. Cependant, leur étude a déterminé la solubilité de l'azote dans la bridgmanite uniquement dans des conditions uniques de 24 GPa et 1 600 °C, et la dépendance de la solubilité de l'azote sur la température et la composition chimique n'a pas été élucidée. Le comportement de l’azote, notamment dans les parties profondes de la Terre comme le manteau inférieur, reste flou. Même dans des études récentes22, la ségrégation profonde des substances volatiles provoquée par la solidification de l’océan magmatique reste libre. Dans cette étude, nous avons mené des expériences à haute pression et haute température à différentes températures dans l'état rédox correspondant au manteau inférieur pour étudier l'incorporation d'azote dans la bridgmanite. De plus, la dépendance de la solubilité de l'azote sur la teneur en aluminium de la bridgmanite a été étudiée dans les mêmes conditions.

 29) in considering 5.7 ppm nitrogen solubility of bridgmanite at 28 GPa and 1700 °C. The current nitrogen storage capacity in the Earth's present lower mantle is found to be 3.4 ± 0.5 PAN (PAN: Mass of present atmospheric nitrogen), given the same nitrogen solubility of 5.7 ± 0.8 ppm. If we attribute the cause of “missing” nitrogen solely to the lower mantle, the nitrogen storage capacity of the lower mantle should be at least 18 PAN (equivalent to 22.5 ppm nitrogen in the lower mantle). Consequently, the nitrogen storage capacity of the lower mantle estimated solely by the Mg-endmember bridgmanite (3.4 ± 0.5 PAN) cannot solve the “missing” nitrogen problem although this value is expected to be higher in the iron-bearing pyrolitic mantle. The nitrogen solubility in bridgmanite (MgSiO3) estimated in this study increased with increasing temperature. In this estimation, the pressure dependence is not considered and there can be a large uncertainty. The nitrogen solubility in bridgmanite is expected to increase with increasing pressure, similar to the nitrogen solubility of other mantle minerals such as olivine, wadsleyite, and ringwoodite13,19, but this is beyond the scope of our research. High-pressure experiments corresponding to the deeper part of the lower mantle are required to clarify pressure dependence in the future. Additionally, nitrogen solubility in ferropericlase, which occupies approximately 17 wt.% in the lower mantle29, should be investigated./p> 99.6%, SHOKO SCIENCE Corp.) was used as a nitrogen source to distinguish nitrogen contained in the mineral samples from the nitrogen contamination induced by the experimental procedures. Nitrogen contamination is thought to originate from atmospheric nitrogen during sampling or from the resin used to mount the sample. Contamination by atmospheric 15N is negligible because the natural abundance of 15N is more than two orders of magnitude lower than that of atmospheric 14N (15N/14N = 3.65 × 10–3). The starting materials and 15NH415NO3 were enclosed in a platinum capsule. The mass ratio of the starting materials to the nitrogen source was approximately 5:1 for each experiment (the molar ratio of the starting materials to the nitrogen source was also approximately 5:1). The starting material was separated from 15NH415NO3 using gold foil with a thickness of 30 μm in Run No. OS3083. In the other runs, the starting material and 15NH415NO3 were mixed./p> 80 µm) were considerably larger than the beam size (20 µm), avoiding grain boundaries. The 14N16O− signal was also monitored, and it was inferred that the concentration of 15N originating from atmospheric contamination was smaller than the analytical errors and negligible, considering the natural nitrogen isotopic ratio (15N:14N = 0.0036:0.9964)./p>