A desestabilização do manto oxidado profundo levou ao Grande Evento de Oxidação

Craig O'Neill https://orcid.org/0000-0002-6034-1881 e Sonja Aulbach

Science Advances • 18 de fevereiro de 2022 • Vol 8 , Edição 7 • DOI: 10.1126/sciadv.abg1626

Resumo

O aumento dos níveis atmosféricos de O ₂em ~ 2,4 Ga foi impulsionado por uma mudança entre fontes crescentes e sumidouros de oxigênio em declínio. Aqui, compilamos evidências recentes de que o manto mostra um aumento significativo no estado de oxidação levando ao Grande Evento de Oxidação (GOE), ligado à lenta mistura ascendente de uma camada oxidada primordial profunda. Simulamos esse cenário implementando um novo modelo reológico para este material viscoso enriquecido com bridgmanita e demonstramos a mistura lenta do manto em simulações do manto da Terra primitiva. A eventual homogeneização desta camada pode levar ~2 Ga, de acordo com o tempo do deslocamento redox do manto observado, e resultaria no aumento da oxidação do manto superior de >1 log( f O ₂) unidade. Tal mudança alteraria o estado redox dos produtos de desgaseificação vulcânica para espécies mais oxidadas, removendo um grande sumidouro de O ₂e permitindo que os níveis de oxigênio subissem em ~ 2,4 Ga.

INTRODUÇÃO

atmosférico ₂foi uma das maiores transições da história da Terra, alterando a mineralogia da superfície, transformando a biota em espécies mais resistentes ao oxigênio e facilitando a diversificação dos eucariotos ( 1 , 2 ). No entanto, o que causou o maior aumento de O ₂há 2,4 bilhões de anos (Ga) - conhecido como o Grande Evento de Oxidação (GOE) - permanece controverso. Uma infinidade de mecanismos tem sido sugerida ( 3 – 6 ). Particularmente intrigante é a defasagem entre o aparecimento, com base em proxies geoquímicos, de baixos níveis (“whiffs”) de O ₂durante pelo menos dois Eventos de Oxidação Arqueano e de produtores biológicos de O ₂em 3,5 Ga ou antes, e o GOE em ca . 2,4 Ga ( 7 ). Durante este tempo, evidências geológicas sugerem um ambiente geralmente anóxico, com pirita detrítica e uraninita superficial comum, e formações ferríferas bandadas indicativas de altas concentrações de Fe(II) dissolvido nos oceanos ( 2 , 8 ). Parte da solução para esse paradoxo pode estar em mudanças nos sumidouros disponíveis para O atmosférico ₂, particularmente mudanças no estado redox dos gases vulcânicos que são um sumidouro significativo de O ₂( 1 , 9 ).

O estado redox dos gases vulcânicos em fundidos derivados do manto é definido pelo da fonte do manto. Em contraste com as descobertas anteriores [por exemplo, ( 10 , 11 )], trabalhos recentes com foco em conjuntos de amostras cuidadosamente examinados, bem caracterizados e geograficamente amplamente distribuídos, abrangendo idades de ca. 3,5 Ga para recente, documentou mudanças resolúvel em f O ₂sobre o GOE, com um aumento médio de ~ 1,3 f O ₂unidades logarítmicas ( Fig. 1 ). Esta descoberta, embora debatida, é baseada em dois tipos de amostra diferentes (comatitos e xenólitos eclogíticos) e duas abordagens diferentes [particionamento do elemento redox-sensível V entre olivina e komatiito fundidos ( 12 , 13 ) e modelagem direta de V/Sc em fusão picrítica ( 14 , 15 )]. Os dados (incluindo valores discrepantes) exibem uma mudança estatisticamente significativa sobre o limite de 2,4 Ga: Um teste Kolmogorov-Smirnov de duas amostras realizado nas populações de dados >2,4 e <2,4 Ga retorna uma P estatística ⁻⁵, muito menor do que P = 0,01 e, portanto, as duas populações são estatisticamente diferentes com uma confiança de 99%. A magnitude do ƒO ₂mudança é suficiente para explicar o GOE ( 9 ), e seu andamento demonstrou também explicar o tempo do GOE ( 16 , 17 ). No entanto, as causas subjacentes para a mudança secular postulada do manto ƒO ₂e seu momento permanecem obscuros.

Fig. 1 . Mudanças documentadas no manto *faialita* O ₂-magnetita-quartzo (ΔFMQ).

A mudança observada no estado redox do manto pode ser impulsionada pela subducção do material oxidado da superfície ou pela mistura do manto oxidado profundo 3-5 ) . ( Um mecanismo de subducção requer a reciclagem de componentes oxidados da superfície, necessitando de uma atmosfera oxigenada existente devido, por exemplo, ao soterramento de carbono orgânico ou perda de H para o espaço ( 2 , 18 ). No entanto, o aumento no manto antecede O ₂a oxigenação da superfície, e a reciclagem do material oxidado da superfície levaria muito tempo (da ordem de bilhões de anos) para efetuar mudanças no manto ( 19 ) pelo GOE. O segundo mecanismo implica uma camada profunda do manto oxidado. Acredita-se que tal camada tenha se formado durante o estágio oceânico de magma da Terra, devido à desproporção de FeO durante a formação de bridgmanita e perda de Fe ⁰para o núcleo ( 20 ). Este mecanismo é favorecido pelo deslocamento redox do manto ( 13 , 15 ). O desafio para o mecanismo do manto oxidado profundo é o tempo; o reservatório se forma em um oceano de magma da Terra primitiva e ainda não se manifesta como uma mudança redox atmosférica até 2 Ga mais tarde. A convecção arqueana pode ter sido misturada lentamente devido à transição de fase bridgmanita ( 21 ), retardo no resfriamento oceânico do magma basal ( 22 ), ou taxas tectônicas lentas ( 23 ). Esse momento é a questão que abordamos quantitativamente aqui, implementando um novo modelo reológico dependente de composição para o manto inferior.

A desproporção de FeO para criar uma camada oxidada aumenta implicitamente a quantidade de bridgmanita na camada; seguindo Williams et al. ( 24 ), a reação simplificada prossegue como

3 Fe 2 + O + Al 2 O 3 = 2 Fe 3 + AlO 3 + Fe 0 (silicato) (Mg, Fe) (Si, Al) O 3 perovskita (metal)

(1)

Bridgmanita [(Mg,Fe)SiO ₃] é o principal mineral no manto inferior atual (~79%), seguido por ferropericlase/magnesiowüstite [(Fe,Mg)O]. A reação de desproporção mostrada na Eq. 1 esgotará o manto de FeO e aumentará a concentração de ³⁺bridgmanita contendo ⁰perdido para o núcleo no estágio oceânico de magma.

Variações no conjunto mineral afetam a densidade e a viscosidade e, portanto, diminuem o fluxo do manto. Gu et ai. ( 5 ) sugeriram que um material do manto inferior reduzido pode conter Al ₂O ₃e ser até 1,5% mais denso do que o manto oxidado, resultando em - problematicamente - rápida mistura precoce. No entanto, a bridgmanita é aproximadamente três ordens de magnitude mais forte que a ferropericlase ( 25 ), e variar a proporção desses minerais terá um grande efeito na viscosidade do manto. Ballmer et ai. ( 26 ) usaram variações de viscosidade simples impostas para argumentar a favor de domínios enriquecidos com bridgmanita de vida longa no manto inferior. Aqui, desenvolvemos essa ideia construindo um modelo de viscosidade do manto inferior autoconsistente, com base na física mineral restrita de bridgmanita e ferropericlase, e integramos isso com um modelo de mistura para calcular a viscosidade efetiva.

RESULTADOS

Adotando a abordagem de Yamazaki e Karato ( 25 ), usamos curvas solidus refinadas e restrições de física mineral atualizadas, para construir perfis de difusão para bridgmanita e ferropericlase, e usamos uma suposição de escala homóloga para calcular a viscosidade (consulte a seção S3 para detalhes). Em seguida, aplicamos leis de mistura restritas ao laboratório para calcular a viscosidade efetiva desse compósito com profundidade. Nossos resultados são mostrados na Fig. 2 .

Fig. 2 . Perfis de viscosidade homólogos calculados para bridgmanita [(Mg,Fe)SiO ₃] e ferropericlase/magnesiowuestita [(Mg,Fe)O].
A variação na viscosidade para esses minerais é superior a cinco ordens de magnitude no manto inferior. Mostramos os perfis de viscosidade efetivos (linhas tracejadas) para misturas de (direita para esquerda) 5, 10, 15, 20, 25 e 30% MgO, respectivamente. A torção nos perfis é devido a uma transição de spin de ferro documentada na mistura ferropericlásio/magnesiowuestita (onde MgO é 75% e FeO é 25%). As curvas de viscosidade observadas de Forte e Mitrovica ( 34 ) e Rudolph *et al.* ( 35 ) (o último modelo foi para Vs para fator de conversão de densidade R = 0,4, e graus harmônicos esféricos l = 2 a 3), com base em rebote glacial e restrições geóides, que documentam características semelhantes, também são mostrados.

Implementamos este modelo de viscosidade no código de convecção da comunidade Aspect ( 27 ) e exploramos a variação nas taxas de mistura de uma camada oxidada enriquecida com bridgmanita sob condições da Terra primitiva ( Fig. 3 ). As taxas de mistura na Terra primitiva foram sugeridas como sensíveis ao vigor convectivo, ou número de Rayleigh, do sistema, bem como ao estado tectônico. Para abranger essas sensibilidades, desenvolvemos condições iniciais equilibradas em diferentes momentos do início da história da Terra (4,5, 3,5 e 2,5 Ga), sob uma variedade de cenários tectônicos (velocidades médias de superfície de 0, 1 e 10 vezes os movimentos das placas presentes). Também variamos a espessura da camada enriquecida com bridgmanita (0 a 500 km), seu teor de bridgmanita (70 a 100%), a nitidez da transição composicional para o manto de fundo e o expoente da lei de mistura (que rege a suavidade do manto de fundo). mudanças de viscosidade com % de bridgmanite; detalhes para esses modelos são fornecidos nos Materiais Suplementares). Essa abordagem nos permite desenvolver experimentos controlados para determinar taxas de mistura sob condições relevantes para a Terra primitiva, com as ressalvas de que não estamos desenvolvendo modelos específicos de história da Terra e as taxas de mistura são conservadoras com base nas condições iniciais maduras. Os resultados para as taxas de mistura calculadas são mostrados em Fig. 4 .

Fig. 3 . Evolução da composição do manto ao longo do tempo para dois modelos de convecção do manto.
A linha superior ( A a C ) mostra 300 Ma de evolução do modelo para uma simulação com manto passivo, ou seja, a camada enriquecida com bridgmanita tem a mesma viscosidade do restante do manto. A segunda linha ( D a F ) mostra um modelo com uma camada de bridgmanita inicial, profunda e altamente viscosa, que se mistura mais lentamente e não atingiu o equilíbrio em 300 Ma. O estado térmico inicial é importado de uma simulação anterior (4,5 Ga/v = 0 caso; fig. S5), que equilibrou nestas condições. Concentrações equivalentes de bridgmanita (F) atingem 95% na camada enriquecida, que se nivela no manto de fundo (Bdg = 79%; observe que a barra de cores da condição inicial agora mostra o domínio do modelo). O manto superior é modelado por uma reologia de olivina, mas rastreamos Fe ³⁺/ΣFe como concentrações equivalentes de bridgmanita nos domínios enriquecidos. A distinção composicional é rastreada ao longo de todo o manto, mas afeta apenas o manto inferior reologicamente como um contraste modal de bridgmanita.

Fig. 4 . Evolução das tendências de mistura simuladas ao longo do tempo.
( A ) Curvas de mistura simuladas de dois modelos ( Fig. 3 ) mostrando inversões da camada inicial e tendências de mistura exponencial de longo prazo, sem aumento de viscosidade de bridgmanita (simulação passiva 2) ou um aumento na viscosidade com teor de bridgmanita (simulação 1) . As taxas médias de mistura são calculadas usando o ajuste de curva paramétrica de curvas exponenciais. ( B ) Taxas de mistura calculadas para uma variedade de modelos com diferentes estados e propriedades térmicas, escalas de velocidade de superfície (escala V, o multiplicador de velocidade nos movimentos da placa de superfície), enriquecimento de bridgmanita na camada oxidada e expoente da lei de mistura (consulte a eq. S5 ). A região sombreada em cinza claro encapsula a região de incerteza de nossos modelos; a linha tracejada central escura é uma curva através dos máximos de estimativa de densidade do kernel em cada tempo, ±1 SEM (preenchimento escuro). A caixa magenta é a taxa de mistura média inferida exigida pelo GOE em 2,4 Ga. Um conjunto de nossos modelos com alta viscosidade da camada de bridgmanita e condições térmicas moderadas satisfaz essa restrição de mistura. ( C ) Evolução do manto superior Δlog( f O ₂), calculado a partir das curvas de mistura delimitantes de cinza em (B). O tempo do GOE (vermelho) e o desvio do manto Δlog( f O ₂) inferido a partir de restrições geológicas ( Fig. 1 ) também são plotados. Nossas taxas de mistura de melhor estimativa calculadas a partir do conjunto de modelagem satisfazem as restrições Δlog( f O ₂) observadas e o início atrasado do GOE.

Para cada simulação, calculamos a taxa média de mistura da camada bridgmanita ao longo de sua evolução. O registro geológico sugere uma mudança geral f O ₂de ~ 1,3 ΔFMQ (fayalita-magnetita-quartzo) unidades logarítmicas ao longo da transição, mais do que suficiente para alterar a composição de voláteis vulcânicos para conduzir o GOE ( 9 ). Para avaliar o tempo necessário para aumentar a fugacidade média de oxigênio do manto superior em ~ 1,0 a 1,5 unidades log em cada simulação, avaliamos a mistura de material enriquecido com bridgmanita como um proxy para Fe ³⁺/ΣFe. Para isso, calculamos Fe ³⁺/ΣFe para a composição do nosso manto usando a abordagem de Williams et al. ( 24 ) (ver seção S8) e aplicou o método de Kress e Carmichael ( 28 ) para calcular a diferença em f O ₂do Fe ³⁺/Fe ²⁺. Considerando que a bridgmanita atual, constituindo ~79% do manto inferior, tem um Fe ³⁺/ΣFe de ~0,37 ( 3 , 24 ), isso implica que uma variação de 10% na abundância relativa da bridgmanita altera o log( f O ₂) por ~0,8. O intervalo total de Δlog( f O ₂) sobre nossos reservatórios primitivos (intervalo de 74 a 100% bridgmanite) é ~2,034.

A mistura de uma camada enriquecida com bridgmanita ( Fig. 3 ) ocorre em duas etapas: primeiro, a ruptura catastrófica da camada intacta, geralmente por plumas do manto, e segundo, a mistura progressiva desse material arrastado no manto. A concentração do reservatório oxidado no manto superior na fase de mistura progressiva geralmente segue uma relação logarítmica ao longo do tempo, e as taxas de mistura mostradas na Fig. 4 são uma média daquela acima de 2 Ga. As simulações realizadas em diferentes tempos mostrados tiveram diferentes condições, assim como simulações com diferentes velocidades superficiais, parte da razão para taxas de mistura moderadas nos casos de velocidade superficial rápida. As simulações também mostram uma queda significativa na taxa de mistura com o aumento do teor de bridgmanita da camada oxidada, o que torna a camada mais viscosa e resistente à mistura ( Fig. 2 ). A variação do expoente de mistura em nosso modelo, de −0,05 a −0,2, tem um efeito significativo; números mais negativos dão uma maior variação na viscosidade com o teor de bridgmanite e, portanto, mais estabilidade, e são mais apropriados para sistemas de contraste de grande viscosidade. 29 ).

A mudança mais significativa na taxa de mistura é a evolução do estado térmico do manto. Baixa produção de calor e temperaturas centrais em modelos de idades mais jovens resultam em números Rayleigh mais baixos e, portanto, mistura menos vigorosa. A partir de nossos cálculos, desenvolvemos curvas de taxa de mistura que encapsulam a faixa de respostas de mistura simuladas e seu decaimento ao longo do tempo e da incerteza, e integramos esses limites para calcular a proporção de manto oxidado e, portanto, Fe ³⁺/ΣFe e f O ₂. Isto é mostrado na Fig. 4C , que documenta o deslocamento no manto superior log( O2 ) _fcalculado para estas curvas de mistura. As curvas de mistura do limite inferior são capazes de replicar o tempo atrasado do GOE e a mudança no estado de oxidação do manto através desse limite.

DISCUSSÃO

Nossos resultados sugerem que a mistura de uma camada de bridgmanita altamente viscosa, oxidada e enriquecida pode ter impulsionado o GOE. Isso foi acompanhado por uma mudança secular no manto ƒO ₂de > 1 unidade logarítmica ( 12 – 15 ), suficiente para explicar a magnitude e o momento da oxigenação atmosférica ( 9 , 16 ). A história específica da transição provavelmente foi prolongada ( 7 ), e outros fatores podem ter contribuído. Por exemplo, a tectônica de placas é muito mais eficiente na mistura de longo prazo de reservatórios geoquímicos, e seu início pode ter promovido a desestabilização de um reservatório do manto profundo ( 3 , 23 ). Uma pausa na atividade vulcânica global em torno de 2,45 a 2,2 Ga ( 30 , 31 ), acompanhada por uma diminuição na desgaseificação vulcânica, pode ter resultado na perda de um dreno de oxigênio significativo, permitindo o aumento do O ₂durante o GOE. A grande mudança do vulcanismo principalmente submarino antes de 2,5 Ga para o vulcanismo predominantemente subaéreo, que geralmente é mais oxidante, no Proterozóico ( 32 ) pode ter reduzido ainda mais o sumidouro de gás vulcânico para O atmosférico ₂, deixando-o subir. Conforme discutido em ( 7 ), mudanças rápidas no O ₂, como o GOE, podem ocorrer quando os pontos de inflexão são cruzados, mesmo quando as mudanças de direção são graduais.

O GOE em 2,4 Ga parecia ter sido precedido por um longo aumento no manto de O ₂. Esta tendência reflete a mistura de um reservatório de manto oxidado profundo, que mudou a composição dos produtos de desgaseificação vulcânicos de redutores para mais oxidantes, permitindo que os níveis de oxigênio aumentassem. Tal camada teria sido enriquecida em bridgmanita, em relação ao manto ambiente, e nossos modelos reológicos e de convecção demonstram longos tempos de atraso no processamento deste material e elevação do manto superior de O ₂. O cenário é potencialmente testável; longos tempos de mistura foram inferidos anteriormente a partir da persistência de assinaturas anômalas de isótopos radiogênicos de vida curta no registro magmático que foram criados na história mais antiga da Terra ( 33 ), e o derretimento do manto superior enriquecido com enstatita tem implicações geoquímicas. O longo atraso na mistura de uma camada rica em bridgmanita oxidada pode explicar o longo atraso entre a oxidação ambiental de baixo nível começando em 2,8 e possivelmente até 3,8 Ga ( 7 ) e o eventual aumento do oxigênio atmosférico em 2,4 Ga.

MATERIAIS E MÉTODOS

Os conjuntos de dados utilizados neste trabalho estão publicados em ( 12 – 15 ). As simulações de convecção do manto apresentadas aqui foram desenvolvidas usando o código aberto da comunidade Aspect ( 27 ), que resolve as equações de convecção para conservação de massa, momento e energia, com a última incorporando aquecimento de cisalhamento, aquecimento adiabático e fontes de aquecimento radioativo em decomposição. Nossa geometria é um plano axissimétrico bidimensional e usamos o refinamento de malha adaptativa da malha computacional para resolver áreas de grandes gradientes de temperatura e limites externos próximos (por exemplo, a superfície), e nossa resolução nas camadas limite térmicas é de ~ 12 km .

Nossa reologia segue uma forma de Arrhenius para olivina no manto superior, e desenvolvemos uma abordagem de escala homóloga para bridgmanita e magnesiuwuestita no manto inferior. Para este último, a viscosidade do manto η é determinada a partir da difusão efetiva D _effe pela relação

1 η = 𝐴 Ω 𝑅𝑇 𝐷 eff 𝐺 2

(2)

Aqui, A e Ω são determinados experimentalmente, R é a constante do gás, G é o tamanho do grão e T é a temperatura. A própria difusão efetiva está relacionada com a curva de fusão do manto via

𝐷 (𝑃, 𝑇) = 𝐷 0 exp [- 𝑔 𝑇 𝑚 ( 𝑃 ) 𝑇]

(3)

Aqui, D ₀e g são, novamente, determinados experimentalmente para minerais individuais, e T _m( P )/ T é a razão entre o manto solidus e a temperatura real do manto, para diferentes pressões ( P ). Nossos valores para bridgmanita e magnesiowuestita no manto inferior são fornecidos na seção S3, assim como detalhes do solidus utilizado.

A mistura de bridgmanite e magnesiowuestite é determinada usando a relação de ( 29 ). Aqui, a viscosidade efetiva é dada como

η eff = (ϕ w η 𝐽 w + ϕ s η 𝐽 s) 1 𝐽 /

(4)

Aqui, os subscritos w e s referem-se às fases fraca e forte, respectivamente; ϕ é a fração de volume da fase; e η é a viscosidade. J é um parâmetro empírico, que, para um modelo tradicional de Voigt (tensão uniforme entre fases), seria J = 1,0 ou J = −1,0 para um modelo de Reuss (tensão uniforme entre fases). Adotamos J = −0,15 como padrão.

Codificamos nossa abordagem como um módulo para Aspect, e a fonte está disponível em github.org . Detalhes completos da implementação, bem como condições iniciais e de contorno, estão disponíveis nos Materiais Suplementares.

Para calcular f O ₂devido à composição da bridgmanita, em um sistema fechado constituído apenas de bridgmanita e ferropericlásio-magnesiowüstita (Mg,FeO), adotamos a abordagem de Kress e Carmichael ( 28 ) para estimar diferenças relativas de f O ₂, devido variando os teores de bridgmanita. Kress e Carmichael ( 28 ) apresentam a relação

ln (χ Fe 2 O 3 χ FeO) = 𝑎 . ln (𝑓 O 2) + 𝑏 𝑇 + 𝑐 + \sum 𝑖 𝑑 𝑖 χ 𝑖

(5)

Esta equação assume a pressão atmosférica, e a , b , c e d _isão calibrados experimentalmente. A soma é sobre os principais componentes do óxido (aqui, apenas FeO é considerado). Se assumirmos a fusão em lote a temperaturas constantes, então podemos calcular a diferença em f O ₂usando mudanças no volume de Fe ₂O ₃e FeO em nosso conjunto inicial de dois minerais. Neste caso, podemos usar

∆ ln (χ Fe 2 O 3 χ FeO) = 𝑎 . ∆ ln (𝑓 O 2) + 𝑑 ∆ χ FeO

(6)

Kress e Carmichael ( 28 ) dão a = 0,196 e d _FeO= -1,828. Outros parâmetros, benchmarking e aplicações são descritos na seção S8.

Agradecimentos

Revisões críticas de H. Williams, A. Anbar, J. Wade e dois revisores anônimos levaram a melhorias substanciais.

Financiamento: C.O'N. foi apoiado pelo ARC DP210102196 e reconhece o apoio de colegas do extinto Departamento de Ciências da Terra e Planetárias da Universidade Macquarie. SA foi apoiado pela Fundação Alemã de Pesquisa sob a concessão DFG AU356/11.

Contribuições dos autores: C.O'N. concebeu o estudo, realizou a modelagem numérica e redigiu o manuscrito. SA forneceu dados, análise e contribuições para o rascunho inicial e o manuscrito final.

Interesses concorrentes: Os autores declaram que não têm interesses concorrentes.

Disponibilidade de dados e materiais: Todos os dados necessários para avaliar as conclusões do artigo estão presentes no artigo, nos Materiais Suplementares e nas fontes referenciadas. O código-fonte está disponível em https://doi.org/10.5281/zenodo.5520115 .

Materiais Complementares

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Seções S1 a S8

Figs. S1 a S13

Tabelas S1 a S10

Referências

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REFERÊNCIAS E NOTAS

DC Catling, em Tratado de Geoquímica , HD Holland, KK Turekian, Eds. (Elsevier, ed. 2, 2014), vol. 6, pp. 177–195; http://dx.doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.01307-3 .

sábado, 19 de fevereiro de 2022