El régimen geodinámico en evolución de la Tierra registrado por isótopos de titanio

Naturaleza (2023)Cita este artículo

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El manto de la Tierra tiene una estructura de dos capas, con los dominios del manto superior e inferior separados por una discontinuidad sísmica a unos 660 km (refs. 1,2). Sin embargo, no se comprende bien el alcance de la transferencia de masa entre estos dominios del manto a lo largo de la historia de la Tierra. La extracción de la corteza continental da como resultado un fraccionamiento isotópico estable de Ti, que produce residuos de fusión isotópicamente ligeros3,4,5,6,7. El reciclaje de estos componentes en el manto puede impartir una variabilidad de los isótopos de Ti que se puede rastrear en el tiempo. Informamos proporciones de 49Ti/47Ti de ultra alta precisión para condritas, lavas antiguas derivadas del manto terrestre que datan de hace 3.800 a 2.000 millones de años (Ga) y basaltos de islas oceánicas modernas (OIB). Nuestra nueva estimación de Ti silicato terrestre (BSE) basada en condritas es 0,052 ± 0,006 ‰ más pesada que el manto superior moderno muestreado por basaltos normales de dorsales oceánicas (N-MORB). La proporción 49Ti/47Ti del manto superior de la Tierra era condrítica antes de 3,5 Ga y evolucionó a una composición similar a N-MORB entre aproximadamente 3,5 y 2,7 Ga, estableciendo que se extrajo más corteza continental durante esta época. La compensación de +0,052 ± 0,006‰ entre BSE y N-MORB requiere que <30% del manto de la Tierra se equilibre con material de la corteza terrestre reciclado, lo que implica un intercambio de masa limitado entre el manto superior e inferior y, por lo tanto, la preservación de un reservorio primordial en el manto inferior para la mayor parte de la historia geológica de la Tierra. Los OIB modernos registran proporciones variables de 49Ti/47Ti que van desde composiciones condríticas hasta composiciones de N-MORB, lo que indica una alteración continua del manto primordial de la Tierra. Por lo tanto, la tectónica de placas de estilo moderno con una alta transferencia de masa entre el manto superior e inferior sólo representa una característica reciente de la historia de la Tierra.

La historia de acreción de los planetas terrestres está marcada por una etapa oceánica de magma global, que conduce a la diferenciación planetaria y al establecimiento de importantes reservorios, como el núcleo, el manto y la corteza. La posterior evolución y modificación de estos reservorios puede afectar sustancialmente a los regímenes térmicos y geodinámicos de los planetas. Sobre la base de la mineralogía, la reología y la velocidad sísmica, se ha establecido que la estructura del manto terrestre está estratificada con una discontinuidad sísmica principal a unos 660 km que separa los dominios del manto superior e inferior1,2. Sin embargo, el grado en que se produce la transferencia de masa dentro del manto a lo largo de la historia geológica sigue siendo muy debatido. Los datos de tomografía sísmica sugieren que losas subducidas pueden penetrar en el manto inferior y, al ritmo actual de intercambio de masa, no se prevé que el manto primordial de la Tierra sobreviva después de una convección prolongada a escala de todo el manto8,9,10. Mientras tanto, estudios basados en gases nobles11,12,13,14,15, así como en isótopos de tungsteno16 y neodimio17, han sugerido en cambio la existencia de dominios de manto primordiales en la Tierra profunda moderna. Aunque se debate la preservación de un reservorio primordial del manto inferior a lo largo de largas escalas de tiempo geológicas18,19, algunos modelos geodinámicos muestran que la preservación de dominios primordiales del manto puede ocurrir en un régimen de convección de todo el manto de estilo moderno caracterizado por una subducción profunda20. Además, tanto los modelos numéricos como las observaciones geológicas21,22,23,24,25 sugieren que el régimen de convección de la Tierra y, por tanto, el estilo de subducción de losa también pueden haber evolucionado considerablemente a lo largo del tiempo como consecuencia del cambio en el flujo y la transferencia de calor25. 26. Como tal, una posible solución al enigma es que la alta transferencia de masa entre el manto superior e inferior inferida de la tomografía sísmica es una característica relativamente reciente de la historia geológica de la Tierra, de modo que el reservorio primordial y menos desgasificado del manto inferior ha estado sufriendo perturbaciones pero aún no está completamente destruido27. Esta hipótesis no se ha evaluado completamente debido a la falta de una herramienta geoquímica inequívoca que pueda rastrear fielmente el intercambio de masa entre los reservorios del manto y la corteza en el tiempo profundo.

La geoquímica de isótopos estables del elemento litófilo refractario Ti es un nuevo trazador que potencialmente puede proporcionar un registro histórico de los procesos de intercambio de masa entre los reservorios del manto y la corteza. La corteza continental de la Tierra puede formarse mediante el derretimiento parcial de losas en subducción28 y/o corteza máfica engrosada29,30, lo que produce derretimientos félsicos. Dichos procesos magmáticos pueden dar como resultado un fraccionamiento isotópico de Ti notable entre los silicatos félsicos fundidos y el residuo de esta extracción en estado fundido, es decir, los residuos de fusión3,4,5,6,7. Por el contrario, la fusión parcial de las peridotitas del manto aparentemente no fracciona los isótopos de Ti3,4. En detalle, los valores de δ49Ti (es decir, la desviación por mil de la relación 49Ti/47Ti en relación con el estándar OL-Ti) de rocas arcaicas de tonalita-trondhjemita-granodiorita (TTG) y granitos fanerozoicos5,7, así como los de Las rocas volcánicas evolucionadas3,6,7,31,32, pueden ser hasta +2,0‰ más altas que las de las rocas máficas/ultramáficas subsaturadas de óxido3,4. Por lo tanto, se predice que el reciclaje de los residuos de fusión de la extracción de la corteza continental mediante delaminación o subducción generará reservorios del manto con δ49Ti heterogéneo (ref. 4). Además, la naturaleza en gran medida inmóvil del Ti permite una investigación exhaustiva de la composición de isótopos estables de Ti de las rocas derivadas del manto arcaico a pesar de la alteración y el metamorfismo. Sin embargo, la aplicación de isótopos estables de Ti para comprender la diferenciación manto-corteza y los procesos de reciclaje de la corteza se ve obstaculizada por la dispersión en los valores de δ49Ti de los meteoritos de condritas utilizados para definir el valor de referencia de la EEB33,34,35, lo que probablemente se deba a una combinación de factores, como la heterogeneidad de la muestra, los sesgos analíticos y las incertidumbres, así como la corrección imperfecta de los efectos nucleosintéticos independientes de la masa en 46Ti (Métodos).

Desarrollamos nuevos métodos analíticos para mediciones de isótopos de Ti de ultra alta precisión utilizando la próxima generación de espectrómetros de masas con fuente de plasma acoplado inductivamente multicolector (el Neoma Multicollector ICP-MS). Nuestro protocolo permite la determinación concomitante de la composición de isótopos estables de Ti independiente de la masa (±0,15 épsilon en la relación 50Ti/47Ti con polarización de masa corregida) y dependiente de la masa (±0,010‰ para δ49Ti) de muestras individuales con precisión ultraalta (ver detalles en Métodos). Utilizando este enfoque, analizamos 24 meteoritos de condritas que cubren todas las clases principales de condritas. A pesar de la variabilidad sustancial en los valores de ε50Ti (es decir, la desviación por diez mil de la relación 50Ti/47Ti corregida por sesgo de masa en relación con el estándar OL-Ti) entre las condritas analizadas, arrojan un rango restringido de valores de δ49Ti que definen un media ponderada de +0,053 ± 0,005‰ (2 se, n = 22), excluyendo un CV3 (NWA 2364) y un LL3 (Talbachat n'aït Isfoul) que probablemente estén sujetos a la heterogeneidad de la muestra (Métodos), lo que representa una mejora triple en precisión en relación con estimaciones anteriores33,34,35. La primera observación importante que surge de la nueva estimación de la EEB es que es distinta de la composición del manto empobrecido moderno muestreado por N-MORB3,4 (δ49Ti = +0,001 ± 0,004‰, 2 se, n = 12) que se cree para representar el 'manto MORB empobrecido'.

Para comprender mejor la importancia de la composición de isótopos de Ti, más livianos y no condríticos, de los modernos reservorios empobrecidos del manto MORB de la Tierra, analizamos un conjunto de muestras terrestres que incluyen 31 muestras bien caracterizadas del Arcaico al Proterozoico (una tonalítica y 30 máficas a ultramáficas) con cristalización. edades que oscilan entre aproximadamente 3,8 y aproximadamente 2,0 Ga y 21 OIB modernos que no han experimentado fraccionamiento de óxido de Fe-Ti. Las muestras del Arcaico al Proterozoico incluyen anfibolitas (aproximadamente 3,8 Ga), un gneis Amitsoq (3,8–3,7 Ga), diques Ameralik (aproximadamente 3,4 Ga) y diques Kangâmiut (aproximadamente 2,0 Ga) del suroeste de Groenlandia, así como komatiitas peridotíticas a basálticas y basaltos toleíticos del Cratón Kaapvaal (aproximadamente 3,48 Ga Formación Komati y aproximadamente 3,33 Ga Formación Kromberg) y Municipio de Munro del cinturón de piedra verde de Abitibi (aproximadamente 2,7 Ga). Los OIB modernos provienen de los puntos críticos de Islandia, Carolina y Samoa, que tienen composiciones de isótopos de Sr y Nd que abarcan la curva definida por el manto MORB empobrecido (DMM), el manto predominante (PREMA) y el manto enriquecido tipo II (EM-II). (Datos ampliados, figura 1a). Como se muestra en la Fig. 1, las primeras rocas derivadas del manto Arcaico tienen valores de δ49Ti indistinguibles de las condritas en masa, mientras que las muestras del Arcaico medio a tardío tienen composiciones progresivamente más ligeras que se extienden hacia los valores de δ49Ti de los N-MORB modernos. Por el contrario, los diques de Kangâmiut de aproximadamente 2,0 Ga y las muestras OIB modernas tienen valores de δ49Ti muy variables que van desde la composición condrítica hasta valores muy por debajo de los de los N-MORB modernos (Fig. 1). Una muestra tonalítica de aproximadamente 3,8 Ga (SD-2) de Isua registra un alto valor de δ49Ti de +0,205 ± 0,003 ‰, que es indistinguible de los valores de δ49Ti informados anteriormente para rocas TTG del Kaapvaal Craton y Acasta Gneis Complex (δ49Ti = +0,173 ± 0,030‰ a +0,570 ± 0,030‰)5,7 (Fig. 1).

Consulte el conjunto de datos completo en las tablas de datos ampliados 1 a 5. Tenga en cuenta que se identifica que todas las rocas derivadas del manto terrestre trazadas carecen de fraccionamiento de óxido de Fe-Ti. Las rocas derivadas del manto arcaico de este estudio y ref. 4 se han organizado en tres grupos según las edades de formación (aproximadamente 3,8–3,5 Ga, aproximadamente 3,4–3,3 Ga y aproximadamente 2,8–2,7 Ga), que muestran un enriquecimiento progresivo en los isótopos ligeros de Ti con la edad. Los datos de aproximadamente 2,0 Ga provienen de las muestras de los diques de Kangâmiut (suroeste de Groenlandia) en este estudio. También se muestran los datos de rocas TTG de aproximadamente 3,6 a 2,9 Ga de este estudio y referencias. 5,7 y el de los N-MORB modernos de las refs. 3,4. El cuadro de cada grupo de datos define los percentiles 25 a 75, con el valor medio marcado en el cuadro y los bigotes representan los percentiles 0 a 100, excluyendo los valores atípicos.

Nuestros datos de δ49Ti de alta precisión para rocas komatíticas a basálticas del Arcaico temprano nos permiten evaluar una inferencia anterior de que la fusión parcial de las peridotitas del manto en la Tierra produce solo un fraccionamiento isotópico de Ti menor dependiente de la masa3,4. Los magmas komatíticos se formaron por aproximadamente un 25-40% de fusión parcial de su fuente del manto36,37 y, como tal, se espera que hayan extraído >90% de Ti de sus fuentes. Por el contrario, los magmas basálticos que se forman a partir de grados inferiores de fusión parcial del manto (alrededor del 5-10%, por ejemplo, los metabasaltos con textura almohada de aproximadamente 3,8 Ga Isua o aproximadamente 3,48 Ga komatiitas basálticas de Barberton) extraen aproximadamente la mitad del Ti de sus fuentes. . Por lo tanto, se espera una diferencia resoluble en δ49Ti entre los dos tipos de magma si existe un fraccionamiento isotópico de Ti notable entre los silicatos fundidos y los residuos de fusión durante la fusión parcial de las peridotitas del manto. Sin embargo, los valores comparables de δ49Ti entre los metabasaltos de Isua de aproximadamente 3,8 Ga (+0,048 ± 0,005 ‰, 2 se, n = 5), las komatiitas de Barberton de aproximadamente 3,48 Ga (+0,044 ± 0,009 ‰, 2 se, n = 4) y los basaltos komatiitas (+0,048 ± 0,008‰, 2 se, n = 4) y meteoritos condritas (+0,053 ± 0,005‰, 2 se, n = 22) sugiere que, de acuerdo con inferencias previas basadas en varias líneas de evidencia3,4,38 ,39, El fraccionamiento isotópico del Ti entre fundidos y residuos de la fusión parcial del manto es insignificante. Por lo tanto, los valores cercanos a cero de Δ49Timelt-residuo inferidos aquí sugieren que la fusión saturada de metal con presencia de Ti3+ no es relevante para la generación de magmas máficos/ultramáficos terrestres40. Además, el fraccionamiento limitado de Ti procedente del derretimiento parcial del manto en la Tierra que implican nuestros resultados respalda la hipótesis de que las rocas estudiadas derivadas del manto registran fielmente la composición de δ49Ti de sus fuentes del manto. Como tal, nuestros datos sugieren que las fuentes de las rocas derivadas del manto estudiadas se caracterizaron por valores condríticos de δ49Ti (δ49Ti = +0,053 ± 0,005 ‰) alrededor de aproximadamente 3,8–3,5 Ga y evolucionaron hacia una composición moderna del manto MORB empobrecido (δ49Ti = +0,001 ± 0,005 ‰) por aproximadamente 2,7 Ga. Esta evolución secular se observa tanto en el suroeste de Groenlandia como en el Cratón Kaapvaal y está en línea con los valores más bajos de δ49Ti observados en las rocas derivadas del manto del Arcaico tardío de Belingwe, Yilgarn y Abitibi. En comparación, los diques de aproximadamente 2,0 Ga Kangâmiut y los OIB modernos se derivaron de fuentes del manto diferentes del moderno reservorio del manto MORB empobrecido.

Como lo indica la composición isotópica de Ti pesado de los TTG arcaicos, los granitos fanerozoicos y las rocas volcánicas diferenciadas3,5,6,7,31,32, la formación de una corteza continental félsica da como resultado la producción de un residuo de fusión de la corteza isotópicamente ligero. Por lo tanto, interpretamos el cambio secular observado en la composición isotópica de Ti del manto arcaico como evidencia del reciclaje progresivo de los residuos de fusión a través de la delaminación o subducción al manto terrestre después de la extracción de la corteza continental41,42, lo que requiere un equilibrio isotópico total entre el reservorio del manto y el residuos de fusión mezclados. En particular, el cambio observado hacia valores más bajos de δ49Ti en la fuente de rocas derivadas del manto arcaico entre aproximadamente 3,5 y 2,7 Ga coincide con la época principal de extracción de la corteza continental propuesta en estudios previos43,44 (Fig. 2). Adoptando la masa actual de la corteza continental (es decir, alrededor del 0,55% de la EEB), ni la convección de todo el manto ni la convección del manto en capas con transferencia de masa limitada entre el manto superior e inferior pueden reproducir el fraccionamiento de aproximadamente 0,052‰ en el manto por Reciclaje de residuos de fusión de la formación de la corteza continental (Fig. 2). Sin embargo, es posible generar el efecto δ49Ti de aproximadamente 0,052‰ a través de la convección del manto estratificado con transferencia de masa limitada entre el manto superior e inferior sólo si la masa de la corteza continental producida durante el tiempo geológico es mayor que la masa actual, es decir, aproximadamente 1,43% de la EEB. Una producción tan elevada de corteza continental a lo largo de la historia de la Tierra también se ha inferido en los recientes modelos de crecimiento de la corteza continental45, basados en la integración de varios sustitutos, como los isótopos de neodimio y hafnio. Esta coherencia entre los estudios que utilizan distintos trazadores geoquímicos sugiere que la masa de corteza continental producida en la historia de la Tierra probablemente excedió su valor actual, y una gran porción de esta corteza ha sido destruida y reciclada en el manto, lo que significa que una gran masa de antiguos La corteza continental se ha almacenado en el manto profundo. Un hallazgo importante de este trabajo es que sólo una pequeña fracción del manto de la Tierra (alrededor del 20%) se ha equilibrado con los residuos derretidos de la extracción de la corteza continental, lo que implica una transferencia de masa limitada entre el manto superior e inferior en el Arcaico. Independientemente de una aparente separación del manto inferior y superior, después del Arcaico, es probable que se haya producido algún afloramiento de material primordial del manto inferior desde el año 2 Ga, como lo demuestran los valores elevados de δ49Ti en algunos de los diques Kangâmiut estudiados de aproximadamente 2,0 Ga y OIB modernos (Fig. 2).

Las condritas y las rocas derivadas del manto terrestre se muestran en grupos como se define en la Fig. 1, con puntos de datos individuales representados como puntos grises. En el gráfico superior se muestran los modelos de crecimiento de la corteza continental de Taylor y McLennan43 y Dhuime et al.44. Se crearon modelos de reciclaje de la corteza terrestre para cuantificar los posibles efectos isotópicos del Ti en el manto a partir de la formación de la corteza continental, en los que f representa la fracción del manto de la Tierra que se equilibra con el reciclaje de los residuos del derretimiento de la corteza y k representa la masa total de la corteza continental jamás producida a lo largo de la geología. historia después de la normalización a su masa actual (es decir, alrededor del 0,55% de la EEB). Consulte las ecuaciones (13) y (14) y las descripciones relacionadas en Métodos para obtener detalles de los modelos. El cuadro de cada grupo de datos define los percentiles 25 a 75, con el valor medio marcado en el cuadro y los bigotes representan los percentiles 0 a 100, excluyendo los valores atípicos.

Los OIB modernos, que se cree que toman muestras de un reservorio del manto más profundo que los MORB46, brindan la oportunidad de explorar la posible supervivencia de un material primordial en el manto inferior. Aunque las fuentes de OIB modernas y MORB enriquecidas (E-MORB) registran una gran variabilidad de δ49Ti, la mayoría tiene valores de δ49Ti que son entre 0,030 y 0,045 ‰ más pesados que la composición del manto MORB empobrecido moderno muestreado por N-MORB (Fig. 3). . Dado que los sedimentos marinos desde el Arcaico registran constantemente valores altos de δ49Ti (+0,20 ‰ en promedio5,6), es posible que la elevada firma de δ49Ti de las fuentes OIB sea el resultado de la mezcla de sedimentos marinos subducidos o, alternativamente, de la corteza continental superior. material en un moderno depósito de manto MORB empobrecido. Sin embargo, aumentar el valor de δ49Ti de una fuente de manto híbrido entre 0,030 y 0,045 ‰ mediante este proceso también debería dar lugar a firmas isotópicas de Sr altamente radiogénicas de los sedimentos o de la corteza continental superior47 en las lavas OIB, lo que no se observa aquí, excepto en algunas lavas de el punto de acceso de Samoa que muestra relaciones 87Sr/86Sr que se extienden hacia EM-II (Datos ampliados, figura 1a). Por lo tanto, los valores predominantemente elevados de δ49Ti de los OIB modernos requieren el muestreo de una fuente del manto que no se equilibró con los residuos de fusión de la corteza reciclados, que inferimos que representan un reservorio primordial del manto inferior subyacente al moderno manto MORB empobrecido (Fig. 3). No obstante, existe heterogeneidad de δ49Ti dentro de las fuentes del manto de OIB. Los valores más bajos de δ49Ti en relación con la composición condrítica parecen proporcionar evidencia de la inyección no solo de sedimentos reciclados o de la corteza continental superior, sino también de residuos de fusión en el reservorio del manto primordial inferior. Observamos que se ha sugerido el reciclaje de restitas antiguas a partir de la extracción de protocorteza en las fuentes de algunos OIB sobre la base de isótopos de tungsteno42. Esta introducción de material reciclado en el manto inferior trazada por isótopos de Ti es consistente con la tomografía sísmica de la Tierra que sugiere una alta tasa de intercambio de masa entre el manto superior e inferior en los tiempos modernos8,9 y otras evidencias geoquímicas que indican la presencia de antiguos Litosfera oceánica subducida en las fuentes de OIB47,48,49,50. También se ha propuesto que las señales anómalas de isótopos de tungsteno y gases nobles en los OIB modernos pueden reflejar la interacción con el material del núcleo en lugar del muestreo de un reservorio del manto primordial51,52,53. La naturaleza refractaria y litófila del Ti hace que su composición de isótopos estables sea impermeable a la interacción con el material del núcleo. Por lo tanto, los datos de isótopos de Ti aquí presentados, junto con las señales de isótopos de gas noble y tungsteno identificadas en los OIB modernos11,12,13,14,15,16,54,55, son más consistentes con la supervivencia de un reservorio de manto primordial y menos desgasificado en la Tierra profunda moderna.

Datos de las muestras OIB de Cabo Verde y Azores en ref. 3 se muestran como círculos blancos. Las muestras N-MORB y E-MORB de las refs. 3,4, para las cuales se supone que las muestras de N-MORB sin datos de isótopos de Sr disponibles tienen 87Sr/86Sr = 0,7025. Las trayectorias punteadas de color rosa describen los efectos de mezclar en incrementos del 0,2% los sedimentos marinos antiguos o el material de la corteza continental con δ49Ti = +0,200‰ (refs. 5,6) y 87Sr/86Sr = 0,740 (ref. 47) en un moderno empobrecido. Fuente del manto MORB con 87Sr/86Sr = 0,7025 (ref. 63) y δ49Ti = +0,001‰ (refs. 3,4) o en una fuente del manto con 87Sr/86Sr = 0,7035 y un manto primordial δ49Ti de +0,052‰. La adición de residuos de fusión reciclados conduciría a valores más bajos de δ49Ti en N-MORB y algunos de los OIB.

Nuestros nuevos datos de isótopos de Ti, que requieren un intercambio de masa limitado entre el manto superior e inferior durante una parte sustancial de la historia geológica de la Tierra, proporcionan nuevos conocimientos sobre la evolución geodinámica de la Tierra. El valor de δ49Ti condrítico o manto primordial del manto superior de aproximadamente 3,8 a 3,5 Ga indica una producción limitada de corteza continental félsica y el reciclaje de residuos de fusión durante el Arcaico temprano, lo que apunta a una larga residencia de la corteza primordial en la superficie de la Tierra. Por el contrario, el enriquecimiento progresivo de isótopos ligeros de Ti en rocas derivadas del manto entre aproximadamente 3,5 y 2,7 Ga requiere una aceleración en el crecimiento de la corteza continental félsica y el reciclaje de los residuos de fusión en el manto. El aumento de la tasa de producción y reciclaje de la corteza sugiere la transición de la Tierra a un régimen geodinámico que permitió el reciclaje progresivo de los materiales de la corteza hacia el manto. Esto está en consonancia con la progresiva homogeneización de las variaciones de 142Nd conservadas en rocas del mismo período56,57. La corteza continental félsica puede generarse sin tectónica de placas mediante la fusión parcial de basaltos hidratados en la base de una corteza espesa29,30,41,58,59 o, alternativamente, asociada con un régimen tectónico que incluye la subducción activa de materiales superficiales28,60,61 . Independientemente, se entiende mejor que la evolución secular de δ49Ti registrada por las lavas derivadas del manto arcaico refleja una transición en el régimen geodinámico de la Tierra que promueve el reciclaje acelerado de la corteza alrededor de 3,5 Ga.

La masa del manto que se infiere que se ha equilibrado con los residuos de fusión reciclados (<30%) para explicar el cambio en la composición de isótopos de Ti en las rocas derivadas del manto es ampliamente consistente con la del manto ubicado sobre la discontinuidad sísmica a unos 660 km. lo que sugiere que la transición de fase asociada con esta discontinuidad puede haber impedido el intercambio masivo. Esta separación del manto es distinta de la tectónica de placas de estilo moderno, que se caracteriza por una profunda subducción de placas y la penetración de losas subducidas en el manto inferior. Esto puede indicar que, a diferencia del régimen de estilo moderno, la losa subducida puede tener destinos diferentes en el tiempo profundo, que pueden experimentar roturas frecuentes de la losa bajo las condiciones de temperatura, composición y H2O del manto superior arcaico25,26 o, alternativamente, acumularse en la zona de transición, en la que el contraste de densidad entre la losa subducida y el manto circundante se invierte notablemente62. Por lo tanto, antes de 2,7 Ga, el reciclaje y la mezcla de losas subducidas en el manto ambiental se limitaban a la región altamente convectiva del manto superior en lugar de penetrar a través de la zona de transición del manto. La coexistencia de señales δ49Ti primordiales y evolucionadas en los OIB y MORB modernos, respectivamente, requiere que la transición entre un régimen convectivo en capas y en todo el manto se haya producido tarde en la historia de la Tierra. Por lo tanto, estos resultados dan crédito a los modelos teóricos que sugieren que la tectónica de placas moderna con penetración profunda en losas representa una fase transitoria en la evolución de los planetas23,27.

Finalmente, mientras que las causas fundamentales de la aceleración del crecimiento y el reciclaje de la corteza continental entre 3,5 y 2,7 Ga siguen sin estar claras, nuestros nuevos datos de δ49Ti requieren un régimen de convección del manto con transferencia de masa limitada entre el manto superior e inferior durante una parte sustancial de la Tierra. historia. Una posibilidad es que esta época represente el inicio de un régimen tectónico que permita la subducción de placas o, alternativamente, un engrosamiento frecuente de la corteza terrestre, lo que, en ambos casos, resultará en una fusión parcial y extracción de la corteza continental félsica. Independientemente, nuestros datos requieren que el reciclaje y la homogeneización eficiente de los residuos de fusión de la generación de la corteza continental félsica se limiten al manto superior, lo que implica la preservación a largo plazo de un reservorio primordial del manto inferior. Sin embargo, las composiciones de isótopos de Ti altamente variables registradas por los OIB modernos sugieren que el reservorio primordial del manto inferior está sufriendo una alteración. Por lo tanto, la tectónica de placas de estilo moderno con convección a escala de todo el manto y penetración profunda de losas subducidas puede que sólo represente una característica transitoria y reciente de la historia de la Tierra.

Las muestras de condritas analizadas en este estudio incluyen una CI (Orgueil), dos CV (NWA 2364 y matriz libre de CAI de Allende), seis CM (Cold Bokkeveld, Murray, Murchison, Bells, Maribo y NWA 4428), dos CO (NWA 1232 y NWA 763), un CH (SaU 290), dos CK (NWA 1559 y NWA 1563), cuatro CR (NWA 530, NWA 1180, NWA 6043 y NWA 801), un EH (SaH 97159), tres L (NWA 5697 , Bovedy y Hedjaz) y dos LL (Ragland y Talbachat n'aït Isfoul).

También se estudiaron las muestras del Arcaico al Proterozoico de tres ubicaciones, que comprenden: (1) cinco muestras de metabasalto/metagabbro con textura de almohada de aproximadamente 3,8 Ga (PB-1, PB-2, PB-3, GB-1 y MG-1), un gneis Amitsoq de aproximadamente 3,8 Ga (SD-2), ocho muestras doleríticas de aproximadamente 3,4 Ga del enjambre de diques de Ameralik (AM-1, AM-2, AM-8, AM-9, AM-10, AM-12, AM- 14 y AM-16) y seis muestras de diques Kangâmiut de aproximadamente 2,0 Ga (430931, 430970, 430981, 430988, 432108 y 432122) del suroeste de Groenlandia, (2) dos komatiitas de aproximadamente 3,48 Ga (1973-543 y 1973-547) y cuatro aproximadamente 3,48 Ga muestras de komatiita basáltica (1973-544, 1973-545, 1973-546 y 1973-730) de la Formación Komati, así como tres muestras de basalto toleítico de aproximadamente 3,33 Ga (1973-549, 1973-555 y 1973-733 ) de la Formación Kromberg del Cratón Kaapvaal en Sudáfrica, y (3) tres muestras de komatiita de aproximadamente 2,7 Ga Pyke Hill (1990-63, 1990-65 y 1990-67) en Munro Township del cinturón de piedra verde de Abitibi en Canadá. Se ha demostrado que los metabasaltos de aproximadamente 3,8 Ga Isua y las muestras de diques de aproximadamente 3,45 Ga Ameralik tienen excesos positivos de 142Nd de +10,5 ± 0,7 y +4,9 ± 0,5, respectivamente57. Los reducidos excesos de 142Nd en las muestras del dique de Ameralik en relación con los metabasaltos más antiguos se han atribuido a un reciclaje de la corteza primordial de la Tierra en el manto superior57.

Además de las muestras de condritas y Arcaicas/Proterozoicas, seleccionamos 21 OIB modernos para su estudio, que comprenden: (1) ICE-14-16, ICE-14-18, ICE-12-27, ICE-14-29, ICE- 14-32A y 408616 del hotspot de Islandia54, (2) KOS-13-4 y KOS-13-19 del hotspot de Caroline64 y (3) OFU-04-05, OFU-05-01 y OFU-05-18 de Isla Ofu65, T16, T30, T33, T44 y T45 de la isla Ta'ū65 y AVON3-63-2, AVON3-70-9, AVON3-71-22, AVON3-73-1 y AVON3-77-1 de Vailulu' u Island66 desde el punto de acceso de Samoa. La mayoría de las muestras de OIB modernas analizadas se han caracterizado en la literatura para determinar sus composiciones tanto químicas (elementos principales y oligoelementos) como de isótopos radiogénicos (Sr-Nd-Pb-He-W)54,55,64,65,66. La mayoría de las muestras de OIB analizadas tienen proporciones de 3He/4He más altas (hasta 38,7 Ra, en las que Ra representa una normalización de la proporción de 3He/4He de la atmósfera) en comparación con las de N-MORB (aproximadamente 8 Ra)54,64,65 ,66. Estas muestras de OIB también tienen valores de u182W negativos resolubles de hasta −13,8 ± 3,3 ppm (refs. 16,55).

Aunque la cristalización fraccionada de óxidos de Fe-Ti puede conducir rápidamente a valores crecientes de δ49Ti para lavas máficas evolucionadas3,6,7,31,32, sostenemos que las rocas derivadas del manto en este estudio carecen de fraccionamiento de óxidos de Fe-Ti basado en dos observaciones: (1) aunque en el tampón de fayalita-magnetita-cuarzo los óxidos de Fe-Ti normalmente comienzan a cristalizar en la etapa tardía de la diferenciación del magma67 (MgO <5 en peso%), las muestras medidas tienen altos contenidos de MgO de >5,80% en peso, excepto la muestra ICE-14-16 con MgO = 5,02% en peso, y (2) las lavas de los mismos grupos de edad o de las mismas islas oceánicas no mostraron un aumento resoluble en δ49Ti con contenidos decrecientes de MgO (Datos ampliados, figura 1b). También observamos que algunas muestras de OIB contienen fenocristales de olivino cristalizados anteriores que conducirían a contenidos de MgO mucho más altos, lo que, sin embargo, debería tener efectos insignificantes en las composiciones isotópicas de Ti de las muestras estudiadas en una escala de roca completa debido a la baja Contenido de TiO2 en olivino.

Los polvos de las muestras se pesaron en vasos de precipitados Savillex previamente limpios y se disolvieron con mezclas de ácidos HF 22 M y HNO3 14 M en una proporción de volumen de 2:1. Los OIB modernos y cuatro materiales de referencia (es decir, BHVO-2, BCR-2, AGV-2 y BIR-1) se digirieron en una placa caliente a 120 °C durante cuatro días. Tenga en cuenta que todas las muestras de condrita y roca ultramáfica/máfica arcaica se digirieron en recipientes de bombas Parr a 220 °C durante tres días para garantizar la disolución completa de las fases refractarias. La disolución de las muestras secas en 5 a 10 ml de HCl 6 M a 120 ° C y la evaporación se llevaron a cabo varias veces para descomponer los fluoruros formados a partir de la digestión con HF hasta que se obtuvieron soluciones transparentes. Se tomó una alícuota de cada muestra y se añadió una doble punta preparada de 47Ti-49Ti para determinar de antemano la concentración de Ti utilizando un espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente iCAP RQ en el Centro de Formación de Estrellas y Planetas (StarPlan) de la Universidad de Copenhague. Posteriormente, se tomaron alícuotas que contenían 6 µg de Ti y se mezclaron con una doble punta de 47Ti-49Ti como se describió anteriormente en la ref. 34. Las mezclas secas se disolvieron con HCl 6 M a 120 °C durante la noche para asegurar el equilibrio entre la muestra y el pico.

El titanio se separó de los elementos de la matriz siguiendo un protocolo de purificación de tres pasos utilizando AG1x8 (200–400 mallas) y resinas DGA34,68, es decir, primero para separar el Fe con elución de HCl 6 M en columnas AG1x8, en segundo lugar para eliminar la mayor parte de los elementos principales. y oligoelementos a través de elución con HNO3 12 M y recolectar Ti con Milli-Q H2O en columnas DGA y tercero para purificar Ti de los elementos restantes de la matriz con limpieza con HF 4 M en columnas AG1x8. Se puede realizar un pase adicional de DGA para eliminar trazas de Ca y Cr en los cortes finales de Ti. Para destruir las partículas de resina y los compuestos orgánicos de la química de la columna, los cortes de Ti se trataron con HNO3 14 M a 120 °C antes del almacenamiento en HNO3 0,5 M + ácidos HF 0,01 M.

Las composiciones isotópicas de titanio de las muestras purificadas se midieron utilizando el ICP-MS ThermoFisher Scientific Neoma Multicollector. Se introdujeron soluciones de muestra con 500–800 ppb de Ti disuelto en HNO3 0,5 M + HF 0,01 M en el espectrómetro de masas con fuente de plasma acoplado inductivamente multicolector mediante un nebulizador desolvatante APEX HF de Elemental Scientific y se utilizó un inyector de zafiro en lugar del cuarzo. Inyector fabricado para reducir la producción de fluoruros de silicio por el uso de disolventes HF. Se añadió un componente de desolvatación de membrana enfriado activamente después del APEX para suprimir la formación de óxido y estabilizar las señales, y se añadió gas N2 a un caudal de unos pocos ml min-1 para mejorar la sensibilidad. Esta configuración normalmente proporciona una intensidad de alrededor de 15 V en 48Ti+ a una tasa de absorción de aproximadamente 50 μl min-1 para una solución de Ti de 600 ppb en un modo de resolución de masa media.

La mayor dispersión de masa del Neoma en comparación con los instrumentos de generaciones anteriores permite un monitoreo simultáneo de 43Ca+ (L5), 44Ca+ (L4), 46Ti+ (L3), 47Ti+ (L1), 48Ti+ (C), 49Ti+ (H1), 50Ti+. (H2), 51V+ (H3), 52Cr+ (H4) y 53Cr+ (H5) en una configuración de colector único. El modo de resolución de masa media en el Neoma (es decir, M/ΔM ≈ 7000) puede resolver las principales interferencias isobáricas moleculares en las masas medidas (por ejemplo, 28Si16O+ en 44Ca+, 28Si19F+ en 47Ti+ y 36Ar14N+ en 50Ti+). La medición de intensidades en 44Ca+, 51V+ y 53Cr+ con las de Ti permite una corrección de alta precisión de las interferencias isobáricas relacionadas. Para tener en cuenta el sesgo de masa instrumental en las mediciones de diferentes sesiones, se utilizó un estricto protocolo de bracketing de muestra estándar para todas las sesiones de espectrómetro de masas con fuente de plasma acoplado inductivamente multicolector en este estudio, es decir, para analizar la solución estándar OL-Ti antes y después de cada análisis de muestra. Cada análisis del estándar o de las muestras comprende 100 ciclos con un tiempo de integración de 8 s. Se midieron los ceros en el pico antes de cada análisis de muestra/estándar en la misma solución de HNO3 0,5 M + HF 0,01 M utilizada para disolver la muestra/estándar durante 75 ciclos con un tiempo de integración de 8 s. El fondo típico para las mediciones es de aproximadamente 2 a 4 mV en 48Ti+. Para evaluar la reproducibilidad de los datos, normalmente cada muestra se analizó entre 4 y 8 veces y se procesaron cuatro materiales de referencia (es decir, BHVO-2, BCR-2, AGV-2 y BIR-1) varias veces en paralelo con las muestras desconocidas. .

Una determinación precisa de la composición de isótopos estables de Ti en muestras de meteoritos mediante una técnica de doble pico requiere conocimiento de la composición nucleosintética de las muestras para su corrección. En el pasado, se necesitaba un protocolo separado para las mediciones de los componentes nucleosintéticos de Ti, es decir, para analizar las muestras purificadas sin introducir una púa68,69,70. Debido a que este enfoque requiere mucho tiempo, estudios previos de isótopos de Ti33,34 se han basado en valores bibliográficos de los mismos meteoritos o de los mismos grupos de meteoritos para su corrección. Sin embargo, esto no es ideal, ya que puede introducir artefactos en la composición del isótopo estable de Ti si existen discrepancias en el componente nucleosintético de Ti entre las nuevas alícuotas de digestión de meteoritos y las de la literatura.

Sin embargo, cabe destacar que, después de la normalización en la relación 49Ti/47Ti, los meteoritos en masa presentan anomalías principalmente en 46Ti y 50Ti (refs. 69,70), que se correlacionan siguiendo una relación de ε46Ti = (0,184 ± 0,007) × ε50Ti + (0,025 ± 0,009) (ref. 71), en el que se utiliza una notación épsilon para describir la magnitud de estas anomalías isotópicas. En este caso, es posible derivar tanto la composición de isótopos estables de Ti como el componente nucleosintético en muestras a partir de los resultados medidos de una mezcla muestra-pico mediante los siguientes procedimientos, con la composición estándar (es decir, \({ {\rm{R}}}_{{\rm{estándar}}}^{46/47}\), \({{\rm{R}}}_{{\rm{estándar}}}^{ 48/47}\), \({{\rm{R}}}_{{\rm{estándar}}}^{49/47}\) y \({{\rm{R}}}_{ {\rm{standard}}}^{50/47}\)) y la composición de doble pico 47Ti–49Ti (es decir, \({{\rm{R}}}_{{\rm{spike}} }^{46/47}\), \({{\rm{R}}}_{{\rm{spike}}}^{48/47}\), \({{\rm{R}} }_{{\rm{spike}}}^{49/47}\) y \({{\rm{R}}}_{{\rm{spike}}}^{50/47}\)) calibrado de antemano:

Las proporciones de 46Ti/47Ti, 48Ti/47Ti y 49Ti/47Ti corregidas por interferencia de un análisis de muestras estándar o desconocidas de OL-Ti se pueden utilizar para una inversión primaria de doble pico para obtener soluciones para las tres incógnitas λ (es decir, la proporción de 47Ti del doble pico 47Ti-49Ti en la mezcla muestra-pico), α (es decir, el factor de fraccionamiento de masa natural) y β (es decir, el factor de fraccionamiento de masa instrumental), como se define en un conjunto de tres ecuaciones no lineales72:

en el que n, my T representan el estándar, la mezcla muestra-pico y el doble pico de 47Ti-49Ti, respectivamente, y cada uno de ellos comprende además tres relaciones isotópicas de Ti conocidas o medidas (es decir, 46Ti/47Ti, 48Ti/47Ti y 49Ti/47Ti), y Pi representa un logaritmo natural de las masas atómicas incluidas en la relación de isótopos seleccionada i, por ejemplo, P1 = ln(45,9526316/46,9517631) para la relación 46Ti/47Ti.

La relación 50Ti/47Ti de la muestra (\({{\rm{R}}}_{{\rm{sample}}}^{50/47}\)) se puede derivar de la relación 50Ti/47Ti medida de la mezcla (\({{\rm{R}}}_{{\rm{mixture}}}^{50/47}\)) y la del doble pico 47Ti–49Ti (\({{\rm{ R}}}_{{\rm{spike}}}^{50/47}\)) usando los valores definidos de λ y β:

Posteriormente, en el caso de que el sesgo de masa instrumental siga la ley de fraccionamiento de masa exponencial como se asume en las ecuaciones (1) y (2), la desviación de la relación 50Ti/47Ti de la muestra (\({{\rm{R}}}_{ {\rm{muestra}}}^{50/47}\)) de la de la composición estándar (\({{\rm{R}}}_{{\rm{standard}}}^{50/47 }\)) sería un resultado combinado de la anomalía isotópica en 50Ti y el fraccionamiento isotópico dependiente de la masa de procesos naturales, para lo cual la magnitud de este último puede cuantificarse a partir del valor α de la muestra para su corrección. En este caso, la anomalía 50Ti de la muestra en notación épsilon (ε50Ti) sería la misma que los valores calculados preliminarmente (es decir, ε50Tiprelim):

en el que m47 y m50 representan las masas atómicas de 47Ti y 50Ti, respectivamente.

En el otro caso, en el que el sesgo de masa instrumental puede diferir ligeramente de la ley de fraccionamiento de masa exponencial, se crearían efectos isotópicos de Ti independientes de la masa a partir de la inversión de doble pico y, por lo tanto, sería necesaria una normalización secundaria en los estándares OL-Ti entre corchetes. para obtener las anomalías 50Ti correctas para muestras desconocidas, en las que se puede utilizar una spline con el valor de desviación ponderada cuadrática media mínima en los valores ε50Tiprelim del estándar OL-Ti para la normalización:

Sin embargo, es notable que la inversión primaria de doble pico no incluye ninguna corrección de la anomalía 46Ti. Siguiendo la ecuación (4), se puede obtener un valor de ε50Ti para una muestra desconocida promediando los resultados de mediciones duplicadas, después de lo cual se puede inferir un valor de ε46Ti sobre la base de la correlación entre ε46Ti y ε50Ti, es decir, ε46Ti = ( 0,184 ± 0,007) × ε50Ti + (0,025 ± 0,009) (ref. 71). Una forma ideal de corregir la anomalía 46Ti es crear un efecto equivalente en la composición estándar antes de la inversión de doble pico:

Como la corrección de la anomalía de 46Ti afectaría los valores calculados de λ, α y β a partir de la inversión de doble pico y luego los valores calculados de ε46Ti y ε50Ti, es necesario realizar una iteración de los procedimientos (1) a (4) utilizando la versión revisada. composición estándar, y los valores de ε50Ti para muestras desconocidas normalmente convergen después de cuatro o cinco iteraciones. Los fraccionamientos isotópicos de Ti preliminares dependientes de la masa (reportados como una notación delta en la relación 49Ti/47Ti en relación con la composición estándar) se pueden obtener de α:

en el que m47 y m49 representan las masas atómicas de 47Ti y 49Ti, respectivamente. En el caso de que el sesgo de fraccionamiento de masa instrumental no siguiera exactamente una ley de fraccionamiento de masa exponencial, es necesaria una normalización secundaria en el estándar OL-Ti entre corchetes para obtener los fraccionamientos isotópicos de Ti dependientes de la masa correctos para muestras desconocidas, en las que se utiliza un spline con el valor mínimo de desviación ponderada cuadrática media de los valores δ49Tiprelim del estándar OL-Ti se puede utilizar para la normalización:

Las incertidumbres derivadas de la derivación de las anomalías de 46Ti a partir de las anomalías de 50Ti medidas y la corrección posterior deben propagarse a los resultados. Las principales incertidumbres sobre las anomalías derivadas de 46Ti deben provenir de (1) incertidumbres sobre las mediciones de 50Ti y (2) incertidumbres de la relación supuesta entre ε46Ti y ε50Ti, es decir, ε46Ti = (0,184 ± 0,007) × ε50Ti + (0,025 ± 0,009). . Consideramos que el valor 2 se de los valores de ε50Tiprelim de mediciones duplicadas de cada muestra representa la incertidumbre en las mediciones de 50Ti para esta muestra, es decir, σ(ε50Tiprelim). La incertidumbre sobre la anomalía 46Ti inferida se puede aproximar a:

Los efectos de la corrección de 46Ti en los valores de δ49Ti y ε50Ti se pueden evaluar empíricamente asignando varios valores de ε46Ti para la corrección dentro del protocolo de procesamiento de datos descrito anteriormente, que sigue ecuaciones lineales del valor de ε46Ti asignado:

La incertidumbre sobre el valor de ε46Ti derivado de la ecuación (8) se puede propagar aún más a los resultados de δ49Ti y ε50Ti:

Tenga en cuenta que las incertidumbres agrupadas en los valores ε50Tiprelim y δ49Tiprelim de mediciones duplicadas son ±0,15 y ±0,010‰, respectivamente. La sustitución de estos valores en las ecuaciones (8), (11) y (12) muestra que las incertidumbres propagadas por la corrección de anomalías son insignificantes en relación con las incertidumbres en ε50Tiprelim y δ49Tiprelim.

Aunque la simulación muestra que el uso de un doble pico de 47Ti–49Ti proporciona errores óptimamente pequeños en los resultados para un rango de picos grande (fsample = 0,20–0,80, en el que fsample representa la fracción de muestra en la mezcla muestra-pico73), en la práctica , puede haber compensaciones sistemáticas en el valor calculado de δ49Ti cuando se adquieren datos con diferentes proporciones de adición, por ejemplo, compensaciones de hasta aproximadamente 0,18‰ para las alícuotas de Ti Alfa Aesar con púas que tienen valores de muestra entre 0,20 y 0,80 (ref. 35). A pesar de la magnitud de las compensaciones en diferentes proporciones de picos dependiendo de la calibración de la composición estándar y del pico doble 47Ti-49Ti usado en diferentes laboratorios, vale la pena examinar los efectos y, si es necesario, optimizar los valores de fmuestra entre las muestras y el estándar de bracketing. A excepción de la muestra de Cold Bokkeveld (fmuestra = 0,470), todas las muestras en este estudio tienen valores de fmuestra dentro de un rango pequeño (0,409–0,454), que coinciden estrechamente con los de las soluciones estándar de OL-Ti entre corchetes utilizadas (fmuestra = 0,43–0,44 ). Varias series de tres materiales de referencia (es decir, BHVO-2, BCR-2 y AGV-2) y dos condritas (Murchison y Murray) con diferentes proporciones de adición muestran que, dentro de un rango de muestra de 0,409 a 0,454, no hay compensación relativa sistemática. al estándar de bracketing OL-Ti (fmuestra = 0,43–0,44) se resolvió con una precisión de ±0,15 para ε50Ti y de ±0,010‰ para δ49Ti.

Varias series de materiales de referencia BHVO-2, BCR-2 y AGV-2 proporcionan valores de δ49Ti de +0,024 ± 0,010 ‰ (n = 9, 2 sd), +0,001 ± 0,006 ‰ (n = 8, 2 sd) y +0,097 ± 0,013 ‰ (n = 4, 2 sd), respectivamente. Estos están dentro de una incertidumbre idéntica a los valores recomendados previamente en la literatura3,4,32,34,35. Con respecto a las mediciones de anomalías, todas las series duplicadas de los materiales de referencia BHVO-2, BCR-2, AGV-2 y BIR-1 dan un valor medio de ε50Ti de −0,07 ± 0,14 (n = 19, 2 sd). La consistencia de los valores de δ49Ti y ε50Ti de varias series de las mismas muestras sugiere una precisión externa a largo plazo de ±0,010‰ y ±0,15, respectivamente, en los datos de δ49Ti y ε50Ti de este estudio. También es digno de mención que los valores de ε50Ti tanto de materiales de referencia terrestres como de meteoritos de condritas, incluidos Murchison, Orgueil, NWA 5697 y SaH 97159, son consistentes con los valores adquiridos previamente en las referencias. 69,70 utilizando un método sin picos (Datos ampliados, figura 2), que demuestra que los resultados de ε50Ti derivados de las mediciones de doble pico en este estudio son exactos con la precisión declarada.

Existe una notable dispersión de los datos de δ49Ti reportados para condritas de roca completa en la literatura, por ejemplo, un promedio de δ49Ti de +0,008 ± 0,039‰ (n = 16, 2 sd) de Greber et al.33, de +0,071 ± 0,085. ‰ (n = 22, 2 sd) de Deng et al.34 y de +0,047 ± 0,071 ‰ (n = 6, 2 sd) de Williams et al.35. Sin embargo, observamos que se observaron grandes compensaciones en δ49Ti (hasta 0,100 ‰) entre las digestiones de fusión de metaborato de litio de los mismos polvos de komatiita y eucrita (por ejemplo, 501-1, 501-8, M657, M663, M666, M712, Lakangaon e Ibitira; Datos extendidos Fig. 3a) en Greber et al.33, y los autores han atribuido la discrepancia a una falta de equilibrio de la muestra con el doble pico que resulta en valores más bajos de δ49Ti33.

Para los protocolos de digestión o adición que involucran ácidos HF, la formación de fluoruro dificulta la disolución completa de la muestra o el equilibrio entre la muestra y la adición. Aquí hemos llevado a cabo experimentos para evaluar los efectos potenciales de los fluoruros en los datos de δ49Ti en este estudio de la siguiente manera:

Se trituró un fragmento de meteorito NWA 5697 (L3) de aproximadamente 1.425 mg hasta obtener un polvo fino (NWA 5697-B) y seis alícuotas con masas de 83 a 99 mg (-01, -02, -03, -04, -05). y -06) se digirieron siguiendo el procedimiento típico de digestión con bomba de Parr. Se tomaron alícuotas que contenían aproximadamente 6 µg de Ti de las digestiones '-1' y '-2' y se agregaron HCl 6 M en una placa caliente a 120 °C, mientras que las otras cuatro digestiones completas se agregaron y se colocaron en una bomba Parr con 14 M ácidos HNO3 a 190 °C durante un día, condiciones en las que los fluoruros deberían descomponerse. Los seis experimentos proporcionan valores consistentes de δ49Ti (+0,032 ± 0,004 ‰, n = 6, 2 sd) que concuerdan con los resultados de una digestión de aproximadamente 2000 mg de NWA 5697 (-A) (+0,039 ± 0,001 ‰, n = 2 , 2 sd) (Datos ampliados, Fig. 3b). Esto confirma que el protocolo analítico utilizado en este estudio es suficiente para destruir los posibles fluoruros formados a partir de digestiones con HF.

La solidez del protocolo para eliminar fluoruros se puede probar más a fondo mediante una segunda serie de experimentos, en los que fracciones (12-14%) de las digestiones NWA 530, NWA 1232, NWA 4428 y NWA 1563 se enriquecieron y calentaron en HCl 6 M. en una placa caliente, mientras que las soluciones restantes se agregaron y se colocaron en una bomba Parr con ácidos HNO3 14 M a 190 °C durante un día. Las cuatro muestras tienen valores de δ49Ti idénticos entre los dos procedimientos dentro de una incertidumbre de ±0,010‰ (Datos ampliados, figura 3c).

Como existe heterogeneidad dentro de las condritas, por ejemplo, la gran variación de δ49Ti de −4‰ a +4‰ en inclusiones ricas en Ca y Al71, la adquisición de datos de isótopos de Ti dependientes de la masa para condritas de roca completa puede estar sujeto a un cierto grado de tal heterogeneidad. Esto puede corroborarse bien por la mayor dispersión en los datos publicados de δ49Ti para condritas de roca completa con masas de digestión decrecientes (Datos ampliados, Fig. 4). En este estudio, excluyendo Talbachat n'aït Isfoul (LL3) y NWA 2364 (CV3) que probablemente están sujetos a heterogeneidad de muestra y muestran valores elevados de δ49Ti, las 22 muestras de condritas restantes definen un δ49Ti promedio de +0,053 ± 0,024‰ (2 sd ) o ±0,005‰ (2 se) (Datos ampliados, Fig. 4). Nuestro nuevo promedio de condritas es idéntico al de Deng et al.34 (+0,071 ± 0,085 ‰, n = 22, 2 sd) y Williams et al.35 (+0,047 ± 0,071 ‰, n = 6, 2 sd), pero con una mejora triple en precisión. Teniendo en cuenta las grandes masas de digestión para la mayoría de las muestras de condritas en este estudio, nuestros nuevos datos de condritas deberían verse menos afectados por la heterogeneidad de la muestra. Se resuelve que el nuevo promedio de condritas es alrededor de 0,052 ‰ más alto que el de los N-MORB modernos, es decir, +0,001 ± 0,015 ‰ (2 sd) o ±0,004 ‰ (2 se) (refs. 3,4) (Datos ampliados Figura 4).

Observamos que también existe una compensación de datos entre laboratorios para los resultados de δ49Ti de komatiitas arcaicas, con valores de δ49Ti sustancialmente más bajos y más dispersos en Greber et al.33 que los de este estudio y Deng et al.4 (Datos ampliados, Fig. 5). . Destacamos que la presencia de discrepancia en los datos entre duplicados de digestión de los mismos polvos de komatiita en Greber et al.33 probablemente apunta a una mayor incertidumbre analítica en el conjunto de datos de δ49Ti reportado tanto para condritas de roca entera como para komatiitas arcaicas que la precisión afirmada de ±0,030. –0,034‰ (intervalo de confianza del 95%) para muestras individuales.

Suponiendo que la corteza continental (CC) en el momento ti y el manto equilibrado con los residuos de fusión de la corteza reciclados de la formación de la corteza continental (en adelante llamado manto contaminado, es decir, CM) juntos forman un reservorio del manto primitivo (PM) con respecto al TiO2. contenido y δ49Ti, la fracción de TiO2 de la corteza continental en la combinación CC-CM en el momento ti (es decir, \({{\rm{X}}}_{{{\rm{TiO}}}_{2}\ _{\rm{CC}}\_{t}_{i}}\)) debe ser:

en el que \({{\rm{C}}}_{{{\rm{TiO}}}_{2}}\) representa el contenido de TiO2 y m representa la masa. Observamos que \({q}_{{\rm{CC}}\_{{\rm{t}}}_{i}}\) define la fracción de la corteza continental total (mCC) que se ha producido hasta el momento ti, que se ha proporcionado en los modelos de crecimiento de la corteza continental de las refs. 43,44. La composición isotópica de Ti del manto contaminado en el momento ti debería ser aproximadamente la siguiente:

Asignando δ49TiPM = +0.053 ± 0.005‰ (este estudio) y el promedio de δ49Ti de TTG arcaicos como δ49TiCC (+0.381 ± 0.056‰, 2 se, n = 19; este estudio y refs. 5,7), \({{ \rm{\delta }}}^{49}{{\rm{Ti}}}_{{\rm{CM}}\_{t}_{i}}\) está controlado por \({{\ rm{X}}}_{{\rm{Ti}}{{\rm{O}}}_{2}\_{\rm{CC}}\_{t}_{i}}\). Como \({{\rm{C}}}_{{{\rm{TiO}}}_{2}\_{\rm{PM}}}\) y \({{\rm{C}} Se puede suponer razonablemente que }_{{{\rm{TiO}}}_{2}\_{\rm{CC}}}\) es 0,18 % en peso y 0,34 % en peso, respectivamente, \({{\rm {X}}}_{{\rm{Ti}}{{\rm{O}}}_{2}\_{\rm{CC}}\_{t}_{i}}\) está más lejos relacionado con dos parámetros libres, es decir, mCC y mCM en la ecuación (13). Aunque la masa de la corteza continental moderna tiene aproximadamente el 0,55% de la BSE (es decir, mCC_modern = 0,0055 × mBSE), la masa total de la corteza continental (mCC) jamás producida a lo largo de la historia de la Tierra sigue siendo menos clara. Para cuantificar \({{\rm{\delta }}}^{49}{{\rm{Ti}}}_{{\rm{CM}}\_{t}_{i}}\), puede traer dos parámetros libres, es decir, k que describe la masa total de la corteza continental jamás producida a lo largo de la historia de la Tierra después de una normalización a su masa moderna (k = mCC/mCC_modern) y f que representa la fracción del manto de la Tierra que se equilibra con la residuos de fusión reciclados, es decir, f = (mCC + mCM)/mBSE. Al asumir k y f, podemos obtener la evolución de δ49TiCM a lo largo del tiempo en la Fig. 2 según los modelos de crecimiento de la corteza continental de las referencias. 43,44.

Todos los datos están disponibles en EarthChem74. Los datos que respaldan los hallazgos de este estudio se proporcionan con el artículo (incluidos Métodos y Datos ampliados).

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Agradecemos a S. Tian y F. Moynier por proporcionar el doble pico 47Ti-49Ti. Agradecemos a C. Cloquet por compartir el estándar OL-Ti. Este proyecto cuenta con el apoyo de subvenciones de la Fundación Carlsberg (CF18-1105) y el Consejo Europeo de Investigación (Acuerdo de subvención avanzada ERC n.º 833275-DEEPTIME) para MB y subvenciones de Villum Fonden (n.º 00025333) y la Fundación Carlsberg (CF20_0209 ) a MSM-AM reconoce el apoyo de la subvención estándar NERC NE/R001332/1.

Centro para la Formación de Estrellas y Planetas, Instituto Globe, Universidad de Copenhague, Copenhague, Dinamarca

Zhengbin Deng, Martin Schiller, Lu Pan, Katrine Nikolajsen, Nikitha S. Saji y Martin Bizzarro

Laboratorio de Exploración del Espacio Profundo/Laboratorio Clave CAS de Materiales y Medios del Manto de la Corteza, Facultad de Ciencias de la Tierra y el Espacio, Universidad de Ciencia y Tecnología de China, Hefei (China)

Zhengbin Deng

Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de California, Santa Bárbara, Santa Bárbara, CA, EE. UU.

Mateo G. Jackson

Facultad de Ciencias de la Tierra y el Medio Ambiente, Universidad de Cardiff, Cardiff, Reino Unido

Marc-Alban Millet

Laboratorio de Exploración del Espacio Profundo/Laboratorio de Sismología y Física del Interior de la Tierra, Facultad de Ciencias de la Tierra y el Espacio, Universidad de Ciencia y Tecnología de China, Hefei (China)

Lu Pan

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Dongyang Huang

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Martín Bizzarro

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ZD, MB y MS concibieron la idea y diseñaron el proyecto. ZD, MS y LP contribuyeron a la metodología. ZD, MS, MGJ y MB seleccionaron las muestras para el estudio. ZD, KN y MS llevaron a cabo la investigación y analizaron los datos. ZD, MS, MGJ, M.-AM, LP, KN, NSS, DH y MB interpretaron los datos. ZD, MB, MS y LP escribieron el manuscrito, con aportaciones de todos los coautores.

Correspondencia a Zhengbin Deng.

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.

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

a, Datos de isótopos de estroncio y neodimio de las muestras de OIB modernas estudiadas. Los miembros del extremo del manto y los datos globales de OIB están adaptados de White46. b, Gráfico de δ49Ti frente a MgO para las rocas estudiadas derivadas del manto. Tenga en cuenta que se supone que los contenidos de MgO de las komatiitas Barberton de aproximadamente 3,5 Ga estudiadas y los de las komatiitas basálticas son 20% en peso y 10% en peso, respectivamente.

Las muestras de condritas Murchison, Orgueil, SaH 97159 y NWA 5697 se trazan sobre la base de los siguientes razonamientos: (1) previamente se demostró que las condritas de enstatita (por ejemplo, SaH 97159), Murchison y Orgueil tienen pequeñas variaciones en la anomalía de 50Ti entre varias digestiones. alícuotas, por lo que son adecuadas para comprobar la solidez de las mediciones de 50Ti en este estudio, y (2) NWA 5697 en este estudio se digirió con una gran masa de polvos (aproximadamente 2 g), que no debería verse muy afectada por la heterogeneidad dentro de la muestra. . Los valores de ε50Ti de SaH 97159 y NWA 5697 se comparan con los valores medios de los datos de la literatura para condritas de enstatita y condritas ordinarias69,70, respectivamente.

a, Resultados de mediciones duplicadas de muestras de komatiita y eucrita en Greber et al.33. b,c, Experimentos en condritas de roca entera que involucran dos procedimientos de adición diferentes: NWA 5697, NWA 530, NWA 1232, NWA 4428 y NWA 1563. Nuestro procedimiento analítico ha mejorado la reproducibilidad de los datos entre tres y cinco veces en relación con los reportados en Greber. et al.33 (a).

Las masas de digestión típicas para muestras de condritas individuales son aproximadamente de 50 a 100 mg en Greber et al.33, de 5,3 a 35 mg en Deng et al.34 y ≥100 mg en Williams et al.35. El método en este estudio ha mejorado tres veces las mediciones de los valores de δ49Ti para condritas de roca entera en comparación con los datos anteriores de la ref. 33 (triángulos), ref. 34 (diamantes) y ref. 35 (círculos). El valor del manto MORB agotado de las referencias. 3,4 se muestra a modo de comparación.

Los promedios de δ49Ti de condritas de roca entera de este estudio y las muestras de N-MORB de las referencias. 3,4 también se muestran a modo de comparación.

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Deng, Z., Schiller, M., Jackson, MG et al. El régimen geodinámico en evolución de la Tierra registrado por isótopos de titanio. Naturaleza (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-06304-0

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Recibido: 24 de junio de 2022

Aceptado: 09 de junio de 2023

Publicado: 26 de julio de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41586-023-06304-0

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