Газосиликатные блоки для перегородок размеры: Размеры газосиликатных блоков — таблица различных производителей

Есть потребность?
Получите лучшую цену

Согласование раздела металл-силикат и поздней аккреции на Земле

Исходный материал

Исходным силикатом, используемым в этом исследовании, был природный базальт Срединного хребта (MORB) с Восточно-Тихоокеанского возвышения, который был подвергнут микрообработке на маленькие диски. Его состав указан в дополнительной таблице 1. Базальтовый состав использовался в качестве заместителя для среднего состава магматического океана из-за его более низких кривых плавления по сравнению с перидотитовыми или пиролитическими стеклами ⁴² . Базальты плавятся при более низких температурах и образуют однородный силикат закалки. Кроме того, в предыдущих работах по разделению платины не сообщалось о значительном влиянии силикатного состава (например, ¹⁵ ).

Сплав (Fe, Pt) синтезирован на поршневом цилиндре.Эксперимент проводился в сверхликвидусных условиях, чтобы отделить металлический сгусток Fe – Pt от базальтового стекла. Металлические порошки Fe и Pt высокой чистоты смешивали в соотношении 1: 2 с порошкообразным натуральным MORB. Синтез проводили при 15 кбар и 1800 ° C с использованием стандартной сборки ячейки давления BaCO ₃ ½ дюйма, с графитовой печью и капсулой из MgO. Извлеченный металлический шарик диаметром около 1 мм был отполирован и проанализирован с помощью SEM-EDX при 15 кэВ. Состав, усредненный по нескольким областям, показал, что вес капли составлял примерно 50:50.% Fe: Pt. Текстуры закалки в сплаве указывали на неоднородности, и он содержал небольшие количества других компонентов, таких как S. Небольшие кусочки металла были поцарапаны из основного сплава и измельчены в агатовой ступке, а затем спрессованы в фольгу толщиной около 10 мкм для загрузки в алмазные ячейки.

Эксперименты с ячейкой с алмазной наковальней с лазерным нагревом

Для каждого эксперимента фольга из сплава Fe-Pt была зажата между двумя базальтовыми дисками толщиной 20 мкм и помещена в камеру для образца рения.Прокладки были предварительно вдавлены до толщины ~ 30 мкм, а камеры для образцов диаметром ~ 80 мкм были сделаны с помощью лазерного сверла. Затем сборку образца сжимали между двумя алмазами (диаметр кюлет 200 или 300 мкм), чтобы увеличить давление в камере для образца. Небольшой шарик из рубина, помещенный на один край каждой экспериментальной камеры, вдали от зоны нагрева, чтобы избежать загрязнения силикатного расплава Al ₂ O ₃ , использовали в качестве индикатора давления по флуоресценции рубина ⁴³ . Сдвиг рамановского пика алмаза (1334 см, ^-1, при 1 бар) также использовался для проверки давления. Двухсторонняя система лазерного нагрева с использованием инфракрасного лазера мощностью 200 Вт ( λ _max = 1070 нм) и размером пятна 10–20 мкм в диаметре фокусировалась на области контакта металла с силикатом и использовалась для нагрева. вверх и расплавить образец.

Спектры термоэмиссии получены с помощью объектива кассегрена без хроматических аберраций. Эти спектры снимались одновременно с каждой стороны ЦАП примерно каждые 2 с во время экспериментов.Их анализировали с помощью одноступенчатого монохроматора с ПЗС-детектором. Температуры определялись в ходе эксперимента путем подгонки спектра теплового излучения к функции Планка в диапазоне ~ 450–750 нм ⁴⁴ . Измеренные температуры были средними для центральных 5 микрон горячей точки. При условии, что излучательная способность не зависит от длины волны в функции излучения Планка, температурные погрешности составляют порядка ± 200 К. Температурные градиенты присутствовали во время экспериментов LHDAC.У нас не было возможности (система 4-цветного изображения) для количественной оценки этого градиента, но эти вариации вместо этого учитываются в неопределенностях для измерений температуры, которые включают разницу между измеренными температурами на двух сторонах образца, аналитическую неопределенность 100 K ⁴⁵ , и неопределенность, связанная с поправкой на осевые градиенты температуры ⁴⁶ . Образцы состоят из тонкой фольги из сплава (Fe, Pt), помещенной между двумя дисками силикатного стекла с контролируемой геометрией.Температурные градиенты сильны на очень тонком пограничном слое между частично расплавленным образцом и холодным окружающим стекловидным материалом, который действует как химическая и термическая изоляция. Осевые градиенты температуры нельзя избежать в пределах нагреваемой области, но они сильно минимизированы из-за сверхжидкостных условий экспериментов ^21,29,47 .

Указанные температуры соответствуют наивысшим средним температурам, достигнутым при плавлении с обеих сторон (например, дополнительный рис. 1). Эксперименты были быстро прекращены при самых высоких температурах путем отключения питания лазера. Горячая точка каждого образца оставалась в условиях сверхжидкости до минуты, обеспечивая химическое равновесие между металлической и силикатной фазами. Предыдущие работы определили, что шкала времени для уравновешивания во время экспериментов по разделению металл-силикат при гораздо более низкой температуре для больших образцов составляет порядка нескольких десятков секунд ^29,48 . Экстремальные температуры экспериментов LHDAC в сверхжидкостных условиях сильно способствуют химической диффузии.Например, ⁴⁹ , по оценкам, диффузионная длина Fe составляет ~ 40 мкм за 1 с в силикатном расплаве. Радиусы карманов расплава в наших экспериментах составляют около 15–20 мкм. В многочисленных предыдущих работах LHDAC ^{20,21,29,30,47,49,50} было показано, что химическое равновесие достигается за несколько секунд. Это хорошо подтверждается химической однородностью металлической и силикатной фаз в продуктах прогона этих экспериментов (где конечная T сохранялась более 10 с во всех экспериментах).

Давления были повторно измерены после закалки, и к рубину была применена поправка на тепловое давление и оценки давления комбинационного рассеяния ⁵¹ .Неопределенности давления отражают разницу в давлениях предварительного и последующего нагрева. Эксперименты проводились при давлениях от 43 до 111 ГПа и температурах от 3600 до 4300 К. Эксперименты, проведенные при более низких значениях P – T, не увенчались успехом из-за нестабильного нагрева и меньшей чувствительности ПЗС-детектора при низких температурах.

Подготовка и анализ образцов после прогона

После декомпрессии ламели размером ~ 5 × 20 × 30 мкм были извлечены из области каждого образца, который был расплавлен, с использованием сфокусированного ионного пучка Zeiss Cross-beam ( FIB) инструмент.Пучок Ga +, работающий при 30 кВ, был использован для получения поперечного сечения зоны закалки расплава. Каждую поверхность ламелей очищали при токе 2 нА и 200 пА для окончательной полировки поверхности. Каждую пластинку прикрепляли одним углом к ​​кончику иглы микроманипулятора с вольфрамом, а затем помещали плашмя на кремниевую пластину с использованием клея электронного отверждения от Kleindiek Nanotechnik (см. Рис. S2). Эта геометрия позволила перенести на другие аналитические инструменты.

Точный NanoSIMS-анализ образцов требовал размещения на плоской подложке, чтобы избежать артефактов сигнала от краевых эффектов (наблюдаемых, когда секции были приварены к медной сетке).Осаждение платины, которое часто используется для защиты нижележащего материала во время измельчения сфокусированными ионами, на этих образцах не применялось. Срезы были отполированы ионами с обеих сторон и имели одинаковую толщину по всей длине перед нанесением на пластину и прикреплением с помощью клея электронного отверждения. После размещения на кремниевой пластине углы образцов, прикрепленных к микроманипулятору, были вырезаны ионным фрезерованием. Плоскостность образца была подтверждена дальнейшими наблюдениями SEM перед измерениями NanoSIMS. Поверхность каждого образца снова очищалась при слабом токе (100–200 пА) для удаления любых загрязнений перед измерениями NanoSIMS. После анализа образцов с помощью NanoSIMS был проведен второй цикл FIB для секции, сначала извлеченной из цикла №1. Этот новый участок был приварен к медной сетке и отполирован при низком токе пучка Ga + до толщины менее 100 нм, что позволяет наблюдать и характеризовать наноструктуры закаленного образца с более высоким разрешением с помощью ПЭМ.

На изображениях образцов в отраженных электронах видны типичные текстуры закаленных жидкостей как для металлической, так и для силикатной фаз (рис.1). Общие аспекты результатов опытов были очень похожи на ранее описанные эксперименты по разделению закалочного металла и силиката, проведенные с LHDAC ^21,23,30,47 . Металлические жидкости имеют неоднородную текстуру из-за присутствия фаз, богатых Fe-Si-O-Pt, которые выделяются во время закалки (рис. 1). Такие особенности в металле часто наблюдались в экспериментах по разделению как на прессе большого объема ⁵² , так и в DAC ^21,30,53 . Небольшие размеры (<200 нм) этих распадов затрудняют их точное определение.Также наблюдались силикатные текстуры (более подробно обсуждаемые ниже в разделе ПЭМ), типичные для экспериментов с суперликвидом.

Анализ основных элементов

Состав основных элементов образцов был охарактеризован с помощью энергодисперсионного рентгеновского анализа на сканирующем электронном микроскопе с поперечной эмиссией Zeiss Cross-beam, работающем при 15 кВ. Перед анализом каждый образец был покрыт тонким слоем углерода (~ 20 нм). Металлическая и силикатная фазы продуктов опыта были достаточно большими (≥ нескольких мкм) для получения надежных результатов анализа EDX.Более того, большая толщина срезов FIB (≥3 мкм) наряду с геометрией образца обеих фаз сделали эти образцы пригодными для анализа EDX. Несколько спектров EDX от силикатной и металлической фаз были записаны в течение 60 с интегрирования и количественно определены стандартами. Средние составы металлов и силикатов, а также неопределенности приведены в дополнительных таблицах 1, S4. Силикатная и металлическая фазы каждого эксперимента однородны в масштабе EDX-анализа, что указывает на достижение химического равновесия в условиях наших экспериментов.Закаленный силикат типичен по составу, о котором сообщалось в предыдущих экспериментах по плавлению базальтовых стекол, проведенных в LHDAC, поскольку он так же обогащен FeO по сравнению с исходным силикатным материалом ^29,42 . Это обогащение FeO, вероятно, связано с разделением FeO в расплаве. Эксперименты по разделению расплава / твердого силиката сообщают о значениях от 2 до 3 для разделения Fe в пользу расплава (например, эксперименты по разделению расплав / Mg-перовскит ⁴⁹ , аналогичные отношениям обогащения FeO, наблюдаемым в наших экспериментах.Это привело к тому, что окислительно-восстановительные условия экспериментов были более окислительными, чем ожидалось (между ΔIW-1,26 и ΔIW-0,67). Закалочный металл состоял из железа в диапазоне от 30,45 до 71,68 мас.%, В то время как содержание платины варьировалось от 11,1 до 59,92 мас. %. Легкие элементы кремний (от 0,85 до 3,51 мас.%), Кислород (от 4,34 до 6,86 мас.%), Сера (от 0,64 до 8,4 мас.%) И следы Mn, Al, Mg, Ti, Na также присутствовали в металл. Различные количества S в металлической фазе возникают из-за неоднородного содержания S в исходном (Fe, Pt) сплаве, природный MORB также содержит несколько тысяч ppm S.Было оценено возможное присутствие углерода в сплавах (Fe, Pt) продуктов эксперимента LH-DAC. Аналогично предыдущим экспериментам по разделению ³⁰ измеренное содержание углерода в образцах из аналогичного набора экспериментов было ниже пределов обнаружения (оценивается около 1 вес.%) ²⁹ .

Анализ платины с помощью NanoSIMS

Концентрация платины в силикатной области каждого исследуемого продукта была измерена с помощью CAMECA NanoSIMS 50 в Национальном музее естественной истории в Париже.Пучок Cs ⁺ с энергией 16 кэВ использовался для определения содержания Pt через вторичные ионы ²⁸ Si ^—, ¹⁹⁴ Pt ^— и ²⁷ Al ¹⁶ O ^—. Точно сфокусированный первичный луч (с током 23–26 пА) удалял верхние слои материала образца (из областей с полем зрения ~ 9 × 9 мкм ² (карты высокого разрешения) или 30 × 30 мкм ² (карты с более низким разрешением)) для получения вторичных ионов, которые затем анализировались с помощью масс-спектрометра с двойной фокусировкой и множественным сбором с высоким разрешением ⁵⁴ .Перед каждым анализом использовался сильноточный пучок Cs ⁺ для предварительного распыления больших участков образцов в течение до 10 мин. Время интегрирования составляло от 30 до 90 минут, в течение которых было собрано несколько десятков кадров данных (до 60), в которых регистрировались накопленные подсчеты. Кадры данных были скорректированы и выровнены, чтобы составить карту общих подсчетов за все циклы для каждого вида. При точном растрировании поверхности образца были получены ионные карты с разрешением ~ 300 нм. Пространственное разрешение карт зависит от нескольких факторов, включая энергию ионизации измеряемых частиц, концентрацию частиц и ток пучка (например,г. , ⁵⁵ ). Из-за относительно высокой энергии ионизации и низкого содержания платины требовался высокий ток первичного пучка, что ухудшало пространственное разрешение измерений по сравнению с предыдущими измерениями серы с помощью NanoSIMS в аналогичных образцах ²³ . Карты NanoSIMS также выглядят немного искаженными по сравнению с электронными изображениями.

Чтобы определить концентрацию платины в силикате гашения на основе измерений NanoSIMS, во время каждого сеанса выполнялись стандартные калибровки по силикатным стандартам.Стандарты были предварительно определены количественно с помощью лазерной абляции ICPMS (см. Подраздел «Стандартизация» ниже) и калибровочной кривой, полученной в результате регрессионного анализа стандартных измерений (дополнительный рисунок 3). Обратную регрессию по методу ⁵⁶ использовали для определения концентрации платины в охлаждающем силикате в каждом опыте. Эта модель прогнозирования включает большие экстраполяции концентраций между стандартами и образцами в конвертах прогноза. Высокое разрешение ионных карт (~ 300 нм) позволяло измерять концентрацию платины в локализованных областях, тем самым избегая загрязнения артефактами или неоднородностями, видимыми на электронных изображениях.Загрязнения из-за подповерхностных артефактов также удалось избежать, поскольку NanoSIMS измеряет только верхние 100 нм образцов. Концентрации платины в силикатных частях каждого образца были усреднены от четырех до восьми областей интереса (ROI) в диапазоне от 0,5 до 1 мкм размером ² . Ошибки, указанные для концентраций платины в силикатах, основаны на стандартных отклонениях ROI.

Стандартизация

Сертифицированные стандарты NIST (NIST 612 и 610) ⁵⁷ использовались в качестве силикатных стандартов для анализа состава.Собственные стандарты силикатного стекла также были синтезированы путем добавления следовых количеств платины к натуральному MORB (NMORB) или синтетическому MORB (FMORB). Гомогенные смеси готовили в агатовой ступке и плавили либо с помощью гидродинамического газового лазерного левитационного устройства при температурах от 1873 до 2273 К, либо в конвекционной печи при температурах до 1973 К. Закаленные продукты этих синтезов восстанавливали, помещали в эпоксидную смолу и использовали. полировка для композиционного анализа. Состав основных элементов был получен с помощью микрозонда Cameca SX100.Типичные рабочие условия включали ускоряющее напряжение 15 кэВ при токе пучка 10 нА. Время интеграции составляло от 10 до 60 с, в среднем по нескольким интеграциям. Некоторыми из стандартов, используемых для основных элементов, были диопсид (Si, Mg Ca), Fe ₂ O ₃ (Fe), ортоклаз (K, Al), альбит (Na), MnTiO ₃ (Ti, Mn) , и Cr ₂ O ₃ (Cr).

Анализ содержания микроэлементов в силикатных стандартах был проведен с помощью масс-спектрометра с лазерной абляцией и индуктивно связанной плазмой (LA-ICPMS) в Нантском университете.Для абляции образцов использовался Nd-YAG-лазер, работающий на длине волны 213 нм в импульсном режиме. Для элементного анализа использовался масс-спектрометр с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) Thermo Scientific Element XR с высокой элементной чувствительностью и точностью. Рабочие условия во время анализа включали диаметр луча 85 мкм, частоту лазера 5 Гц и энергию 83 мДж. Были измерены изотопы ¹⁹⁵ Pt и ¹⁹⁴ Pt (NIST 612 использовался в качестве стандарта для этих измерений). Однородность платины в силикатных стандартах была проверена в масштабе измерений LA-ICPMS и NanoSIMS.Образцы, использованные в качестве стандартов, не показали всплесков концентрации платины вдоль профилей, что свидетельствовало об отсутствии включений наночастиц. Дополнительная таблица 2 суммирует содержание платины в силикатных стандартах, измеренное с помощью LA-ICPMS. На дополнительном рисунке 3 показано содержание платины в эталонах силикатного стекла, измеренное с помощью LA-ICPMS и NanoSIMS, а также модель, соответствующая этим данным. Обратите внимание, что силикатные стандарты, содержащие высокое содержание Pt, трудно синтезировать из-за выделения Pt и образования гранул в условиях P – T стандартных синтезов.Используемые стандарты содержали ~ 0–16,38 частей на миллион Pt.

Просвечивающая электронная микроскопия (ПЭМ)

ПЭМ JEOL 2100F, работающая при ускоряющем напряжении 200 кэВ, использовалась для анализа тонкого среза опыта №1 (рис. 1c – e). Пластинка была исследована с помощью изображения в темном поле с высоким углом для исследования текстуры закалки как в металле, так и в силикате. Основной металлический сгусток показал закалочные растворения (рис. 1c, d), скорее всего, из-за присутствия O и Si в металле в условиях экспериментов.Такие особенности металлической закалки наблюдались в других экспериментах по разделению LH-DAC ^21,29,30 . Также наблюдались мелкие металлические частицы (50–500 нм), диспергированные в закалочном силикатном расплаве. Общий вид и распределение этих частиц также очень похожи на те, которые наблюдались в предыдущих экспериментах по разделению LH-DAC (например, ^21,29 ) и, следовательно, не могут быть отнесены только к присутствию HSE. Как и в случае с этими работами, мы интерпретируем эти частицы как происходящие из распада во время закалки, а не как равновесные наночастицы платины.

Эта интерпретация подтверждается измерениями EDX и электронной дифракции, выполненными на этих небольших металлических пятнах в ПЭМ. Хотя было трудно назначить пространственную группу дифракционным картинам, полученным на этих включениях, из-за их малых размеров, дифракция, полученная от основного металлического пятна и небольших металлических включений, указывает на две разные структуры. Более того, EDX-анализы, выполненные с помощью ПЭМ на мелких металлических частицах, показывают очень разные составы (Fe / Pt ~ 12.5) от расплава центрального основного металлического расплава (Fe / Pt ~ 1,4) (рис. 1e и дополнительная таблица 6), чего не было бы, если бы частицы находились в равновесии с основной металлической каплей. Эти наблюдения убедительно свидетельствуют о том, что наночастицы, скорее всего, являются результатом закалки из-за высоких температур. Эти частицы также неравномерно расположены в образцах и, кажется, образуются на расстоянии более нескольких сотен нанометров от основного металлического пятна. {{met} / {sil}} \, = \, a \, + \, b \, + \, c \ frac {P} {T} \, + \, d \ varDelta {IW} \, + \, e {{\ rm {Log}}} ({1 \, — \, X} _ {S}) \, + \, f {\ rm {Log}} ({1 \, — \, X} _ {O}) \) (e.г., ¹⁵ ). Известно, что валентность платины в силикатном расплаве зависит от условий летучести кислорода в эксперименте ²⁴ . Мы предположили состояние с нулевой валентностью для Pt в силикатном расплаве в соответствии с недавними работами, которые показали, что при летучести кислорода, аналогичных текущим экспериментам (ΔIW от -1,26 до -0,67), платина, вероятно, присутствует в силикатном расплаве в состояние с нулевой валентностью ^15,24 . Более того, настоящий набор данных по разделению Pt не показывает какой-либо разрешимой зависимости с fO ₂ экспериментов, согласующихся с состоянием с нулевой валентностью для Pt в силикатном расплаве.Было высказано предположение, что Pt может образовывать анионные частицы, такие как PtC, в силикатных расплавах в аналогичных окислительно-восстановительных условиях ¹⁵ из экспериментов, проведенных в LVP, в которых образцы были заключены в графитовые капсулы. Хотя наш анализ не может исключить присутствие PtC и других анионных частиц в закалочном силикате, не было никаких указаний на измерения TEM EDX, подтверждающих присутствие анионных частиц.

Множественный линейный регрессионный анализ был проведен на наборе данных, который объединяет коэффициенты разделения, измеренные в этом исследовании, с коэффициентами из предыдущих работ ^4,15,24,26 .Набор данных был адаптирован к параметризации выше, чтобы определить константы a, b, c, d и т. Д. Некоторые термины не были статистически значимыми и были удалены, а данные повторно подогнаны до тех пор, пока не остались только статистически значимые термины. Было обнаружено, что температура является единственной статистически значимой переменной (т.е. давление, состав металлов и fO ₂ имеют неразрешимые эффекты на разделение Pt). Мы пришли к выводу, что температура, таким образом, оказывает доминирующее влияние на поведение разделения платины в диапазоне комбинированного набора данных (1–111 ГПа, 1700–4300 К).Это согласие убедительно указывает на то, что наши результаты согласуются с измерениями, полученными в экспериментах LVP, даже несмотря на то, что условия измерения не перекрываются напрямую. Этот результат также показывает, что измерения разделения из этой работы термодинамически согласуются с предыдущими работами, аргументирующими химическое равновесие и соответствующие измерения Pt из текущих экспериментов LHDAC.

В условиях наших экспериментов (т.е. при высоких температурах) имеется значительное количество легких элементов (т.е.е., O, Si, S) в металле. С помощью параметризации мы смоделировали потенциальные эффекты металлического состава (наличия легких элементов) на разбиение Pt. Однако, как сообщается в рукописи, обнаружено, что влияние O, Si и S на разделение Pt статистически незначительно. Недавняя работа ⁵⁸ сообщила о решаемом отрицательном влиянии серы на разделение Pt. Этот эффект был выведен из экспериментов, содержащих большое количество S в сплавах (Fe, S) (т.е. содержание S выше эвтектического состава в системе Fe – S и даже в стехиометрических жидкостях Fe – S).В условиях наших экспериментов содержание серы в металле относительно невелико (~ 0,1 для четырех экспериментов и двух экспериментов, в которых содержание серы очень низкое, ниже 0,03 (т.е. <2 мас.%)). Существенного влияния серы на распределение Pt, особенно при низкосернистых составах в наших данных DAC, не ожидается. ⁵⁸ .

Моделирование образования ядра и аккреции

Это новое параметризованное разделение Pt было введено в модели непрерывного и многоступенчатого формирования ядра, в которых Земля растет в результате аккреции планетезималей и планетарных эмбрионов.Плавление протомантии происходит за счет ударного нагрева и выделения гравитационной энергии. По мере роста планеты глубина плавления увеличивается, и P – T условия равновесия ядро-мантия увеличиваются вдоль перидотитового солидуса – ликвидуса. Ядра падающих планетезималей рассеиваются и уравновешиваются в силикатном океане земной магмы перед слиянием с ядром Земли. Параметризованные модели формирования керна ²⁷ широко использовались и обновлялись в нескольких недавних работах (например,г., ^{23,28,29,32,59,60,61} ).

В наших моделях аккреция дискретизируется большим количеством шагов. Первые 80% массы Земли прибавляются с постоянным приращением массы 0,1%. В последних 20% аккреции преобладают более сильные удары (прирост массы 2%) и последний прирост массы 10% (представляющий удар формирования луны). Такие сценарии роста были предложены с помощью динамического моделирования ⁸ . Масса ( M ) увеличивается итеративно в (i) шагах (от нескольких сотен до 1000 шагов в зависимости от доли крупных ударов, учитываемых в моделях), при каждом добавлении ( δΜ _i ) от общей массы Земли: M _i = M _{i – 1} + δΜ _i (Ур.S1).

Были дифференцированы все сросшиеся планетезимали и эмбрионы; ядро и мантия эмбрионов были полностью уравновешены в условиях P – T, рассчитанных как функция их массы. Предполагалось, что объемный состав был хондритовым на протяжении истории аккреции, а объемный состав растущей Земли был эквивалентен предполагаемому объемному составу Земли ⁶² .

Окончательная глубина магматического океана — важный параметр моделей. Чтобы оценить влияние этого параметра, модели рассматривают диапазон глубин между мелкими и глубокими магматическими океанами, который с точки зрения давления колеблется от 0 до 135 ГПа (современная глубина реликтового излучения).{1 / 1.9}) $$

(S4)

Уравнение (S2) соответствует солидусу перидотита согласно ^22,33 . Уравнение (S3) — это горячий ликвидус после ²² , а уравнение (S4) — это промежуточный ликвидус, который соответствует среднему арифметическому S2 и S3.

Концентрации платины и других элементов в образующейся мантии и ядре были рассчитаны на основе выражений химического баланса массы для аккрецирующей Земли вместе с параметризациями разбиения, определенными в этом исследовании (уравнение.2) и литературные ^29,30,32 для умеренно (Ni, Co) и слабых (Cr, V) сидерофильных элементов и состава ядра в Si и O. Мы протестировали различные стартовые окислительно-восстановительные условия для Земли в диапазоне от очень восстановленный (ΔIW-4.5) до окисленного (ΔIW-1). Это охватывает диапазон предлагаемых начальных окислительно-восстановительных условий для аккреции и дифференциации Земли ^{27,28,30,32,63} . FO ₂ в этих моделях должен был развиваться, чтобы соответствовать окончательному fO ₂ существующей системы ядро-мантия (ΔIW-2.3).

Массовый баланс увеличивающегося эмбриона в элементе, c , определяется как:

$$ {c} _ {b} \, = \, F {c} _ {ce} \, + \, (1 \, — \, F) {c} _ {me} $$

(S5)

Где c _me — концентрация в мантии эмбриона, c _ce — концентрация в сердцевине эмбриона, а c _b — его основной состав. F — массовая доля ядра тела, принимаемая равной 0.323 для Земли. Предполагается, что эффективное разделение видов в эмбрионах остается постоянным и определяется как:

$$ \ frac {{C} _ {ce}} {{C} _ {me}} \, = \, {\ rm {Dc}} $$

(S6)

Сохранение массы элемента c в аккрецирующем ядре и мантии Земли численно интегрировано в соответствии с подходами, разработанными в ⁶¹ :

$$ \ frac {d} {dt} ((1 \, — \, F) {{\ rm {Mc}}} _ {{\ rm {m}}}) \, = \, [(1 \, — \, F) {{{c}}} _ {{\ rm {me}}} \, + \, \, {\ varepsilon {F}} ({{{c}}} _ {{\ rm {ce}}} \, — \, {{{D}}} _ {{\ rm {c}}} {{{c}}} _ {{\ rm {m}}})] \ frac {dM} {dt} $$

(S7)

$$ \ frac {d} {dt} \, ({\ rm {FMc}} _ {{\ rm {c}}}) \, = \, + [{{\ varepsilon {FD}}} _ {{\ rm {c}}} {{{c}}} _ {{\ rm {m}}} \, + \, (1 \, — \, {{\ varepsilon}}) {{{Fc} }} _ {{\ rm {ce}}}] \ frac {dM} {dT} $$

(S8)

Где c _m и c _c — концентрация химических веществ в мантии и в ядре Земли.Для растущей Земли D _c изменяется как функция P, T и других термодинамических переменных. Частичное уравновешивание из-за неполного перемешивания вводится в модель параметром ε , который определяет равновесную эффективность между металлом и силикатом (т. Е. Массообмен между металлом и силикатом, нормированный на его максимально возможное значение ⁶¹ .

Эффекты частичного уравновешивания были определены количественно в соответствии с формализмом, разработанным на основе результатов гидродинамических экспериментов ⁶⁴ .Эффективное уравновешивание как металла, так и силиката требует, чтобы большие объемы железа из сердечников ударных элементов смешивались с расплавленными силикатами до небольших масштабов. Смешивание металла и силиката количественно оценивается турбулентным уносом ⁶⁴ . После этой работы можно рассчитать коэффициент эффективности уравновешивания ( ε ) на каждом этапе аккреции и уравновешивания ядро-мантия на дне магматического океана. Этот параметр используется в нашем моделировании, и уравновешивание металла и силиката, соответственно, зависит от (1) сидерофильности рассматриваемого элемента в условиях P – T уравновешивания, (2) размера ударного элемента, (3) глубины залегания magma, (4) коэффициент увлечения, взятый после ⁶⁴ (т.е.е., α = 0,25). Член ε также рассчитывается для последнего гигантского удара, рассматриваемого в этой работе, и, поскольку диаметр ядра ударника приближается к глубине магматического океана, прогнозируется низкая степень повторного уравновешивания. Напротив, ударные элементы с небольшими размерами относительно глубины магматического океана эффективно восстанавливают равновесие.

Для элемента с высокой сидерофильностью уравновешивание эффективно только в том случае, если металл смешивается с гораздо большей массой силиката (примерно в D раз больше массы силиката).Было показано, что эффективность уравновешивания металл-силикат сильно снижается, когда размер ударных элементов приближается к толщине магматического океана ⁶⁴ . Таким образом, только часть металла и силиката повторно уравновешивалась в P – T условиях основания магматического океана, особенно во время аккреции от гигантских ударов. Чтобы оценить влияние частичного уравновешивания на конечное содержание Pt в BSE, мы рассмотрели несколько различных сценариев, включая аккрецию Земли в основном от крупных столкновений (результаты обсуждаются ниже вместе с деталями моделирования частичного уравновешивания и показаны на дополнительном рис.4).

После каждого финального события уравновешивания ядра и мантии в каждом прогоне модели также оценивается дополнительная хондритовая масса поздней аккреции, чтобы учесть общее содержание платины в нынешней мантии ⁶ . Предполагается, что состав поздней аккреции аналогичен составу CI (например, ⁶⁵ ), что подтверждается недавними работами, в которых утверждается, что углеродистые хондриты лучше всего соответствуют составам легколетучих элементов, таких как N, C и H ^66,67 и избыток умеренно летучих элементов, таких как S, Se и Te ^68,69 .Изотопные сигнатуры Os интерпретируются как поддерживающие составы H и CI ^6,70 , в то время как изотопные сигнатуры Ru, как было показано, благоприятствуют как составу CI ⁴⁰ , так и внутреннему происхождению ⁷¹ солнечной системы для компонентов поздней аккреции. Однако рассмотрение других типов хондритовых материалов (обычных или энстатитовых хондритов) в качестве возможных источников поздней аккреции лишь незначительно повлияет на оценки поздней аккреции, необходимые для учета содержания Pt в BSE, поскольку хондриты содержат довольно однородный состав Pt ⁶² .

Результаты модели

Полное уравновешивание ядро-мантия ( ε = 1) вдоль средней геотермы может объяснить содержание Pt в мантии, если уравновешивание ядро-мантия происходит между 54 и 59 ГПа (рис. 3a). Если уравновешивание происходит при P ~ 55 ГПа, требуемая добавка к поздней аккреции составляет ~ 0,38% M _E , что совпадает с оценкой нижней границы массы поздней аккреции ² . Выше ~ 55 ГПа уравновешивание ядро-мантия приводит к содержанию Pt, несовместимому с минимальным количеством поздней аккреции, необходимым для объяснения распространенности других HSE.Синяя горизонтальная линия на рис. 3a показывает позднюю аккреционную массу, оцененную с учетом относительного содержания хондритов в других HSE ⁵ .

На рис. 3b белые и красные кружки соответствуют минимальному количеству Pt, оставшемуся в мантии по моделям формирования ядра, которые учитывают набор умеренно и слабо сидерофильных элементов (Ni, Co, V и Cr), которые имеют широко использовались в предыдущих работах для ограничения P, T и fO ₂ условий формирования ядра Земли (например,г., 21, 29, 30 ). Все результаты моделирования для любых условий P – T – fO ₂ попадают на эту черную линию. Например, если аккреция началась при ΔIW-4.5 вдоль холодной геотермы, минимальное количество Pt (0,8 частей на миллиард) может быть получено для конечного давления уравновешивания ядро-мантия при 48 ГПа, совместимого с наблюдаемым содержанием Ni – Co – V. –Cr БФБ. Но это решение дает ядро ​​Земли, содержащее небольшое количество O (0,5 мас.%) И Si (3,9 мас.%), Несовместимое с сейсмологией ³² .Модели, ведущие к приемлемому решению как для бюджета сидерофильных элементов (Ni, Co, V и Cr) в мантии, так и для легких элементов (O, Si) в ядре, все приводят к минимальным значениям, несовместимым с массой поздней аккреции, необходимой для учета для других изотопов HSE и Os. Это показывает, что дополнительные механизмы (например, диспропорционирование) были необходимы в ранних магматических океанах для удаления избытка Pt, оставшегося от образования ядра.

Частичное уравновешивание между металлическими ядрами ударников в магматическом океане может снизить количество платины, которая накапливается в мантии при заданном P – T состоянии.Во время частичного уравновешивания металлические ядра ударников не рассеиваются полностью, и большие куски металла секвестрируются в ядро ​​без химического взаимодействия с океаном магмы. Это происходит во время аккреции больших ударов, которая, как обычно считается, произошла на более поздних стадиях аккреции Земли (например, ⁸ ). Используя формализм частичного уравновешивания из ⁶⁴ , формирование ядра может привести к 2–3 ppb Pt между 53 и 59 ГПа и может объяснить содержание Pt в BSE при более высоких давлениях, между 75 и 80 ГПа (дополнительный рис.4). Таким образом, в принципе частичное уравновешивание может привести к содержанию Pt, совместимому с добавлением поздней аккреции, если уравновешивание происходит между 53 и 59 ГПа. Однако, чтобы учесть умеренно сидерофильные элементы, конечное давление уравновешивания ядро-мантия должно быть смещено в сторону более высоких давлений, между 75 и 85 ГПа. Соответственно, частичное уравновешивание не может обеспечить самосогласованный механизм для снижения количества Pt в BSE из-за уравновешивания ядра и мантии. Модели всегда приводят к избытку Pt в пространстве решений P – T – fO ₂ , что также может учитывать другие умеренно сидерофильные элементы.Выше 55 ГПа (полное уравновешивание, рис. 3a) или выше около 68 ГПа (частичное уравновешивание, дополнительный рис. 4) слишком много Pt и недостаточно компонентов позднего аккреции для учета всех HSE.

Огибающие ошибок для концентраций платины, представленные с результатами модели (рис. 3a, b и дополнительный рис. 4), основаны на неопределенностях регрессионного анализа для платины (см. Уравнение 2).

Удаление Pt из-за диспропорционирования Fe

Содержание Pt в мантии рассчитывается после сегрегации различными количествами осажденного Fe (в результате диспропорционирования Fe ²⁺ в Fe ³⁺ и Fe ⁰ ) с использованием одноступенчатого расчета баланса массы на основе уравнения.(S5) ³⁶ . В этом расчете c _b — платиновый состав мантии после образования ядра, а c _me — конечная концентрация мантии после взаимодействия с фракцией F металлического железа. Коэффициент разделения эквивалентен c _ce / c _me , и используемые значения основаны на выражении разделения (основной текст уравнение 2). Отсутствие HSE и других примесей в осажденном Fe позволяет этому процессу эффективно удалять Pt даже в мелководном магматическом океане.Это контрастирует с ядрами поражающих планетизималей, которые уже содержат полный комплект HSE. В случае неэффективного перемешивания и уравновешивания капель Fe в магматическом океане потребуется больше осадков Fe для удаления HSE. Например, если смешивание является эффективным только на 50%, это примерно удвоит количество Fe, необходимое для удаления Pt, накопленного как в глубоких, так и в неглубоких условиях магматического океана (~ 1 вес.% Fe на 30 частей на миллиард Pt в глубоком магматическом океане). .

Эволюция Pt / Os и

Ожидаемое соотношение Pt / Os в мантии до поздней аккреции было определено с использованием поведения распределения для Pt, определенного в этом исследовании (основные текст Ур.2) и выражение разделения для Os из более ранней работы ³¹ как одностадийный расчет формирования керна (на основе уравнения S5). Рассматриваемые значения P – T равновесия ядро-мантия составляют P = 60 ГПа и T = 3500 K. Начальные объемные земные концентрации Pt и Os основаны на хондритовой модели Земли ⁶² . ¹⁹⁰ Pt распадается до ¹⁸⁶ Os с очень долгим периодом полураспада (6,5 × 10 ¹¹ лет) и считается стабильной в масштабах времени образования Земли ³⁹ .Отношение Pt / Os после формирования керна находится в диапазоне от ~ 60 до 8,6, что со временем приведет к более радиогенному содержанию ¹⁸⁶ Os / ¹⁸⁸ Os, чем BSE. BSE ¹⁸⁶ Os / ¹⁸⁸ Os похож на хондриты, но образцы, взятые из некоторых лав плюма, показывают супрахондритовые значения (рис. 4b). Мы вычислили средние значения ¹⁸⁶ Os / ¹⁸⁸ Os, которые были бы результатом смешения между современной верхней мантией и различными фракциями (от 10 до 30%) мантийного резервуара до поздней фанеры, в котором не наблюдалось диспропорционирования.

Великолепный и прочный блок из силиката кальция цена Вдохновляющие коллекции

Превосходный блок из силиката кальция цена . на Alibaba.com обновите внешний вид любого помещения с его элегантным внешним видом. Они входят в богатую коллекцию разных цветов, размеров и форм. Это гарантирует, что все покупатели найдут наиболее подходящий для их помещения. Они применимы для дома и коммерческих услуг из-за своей универсальности. Заманчивые предложения из разных блоков силиката кальция по цене .оптовые торговцы и поставщики, представленные на сайте, делают их доступными и ценными.

Изготовлен из нетоксичных материалов, эти блоки силиката кальция цена . подходят для всех сред. Их дополнительные характеристики, такие как огнестойкость, делают их отличными вариантами в строительном секторе. Материалы, которые производители используют в своем производстве, прочны, чтобы выдерживать различные суровые условия, включая экстремальные температуры и погодные условия. Этот атрибут делает их долговечными, предлагая своим пользователям длительный срок службы.

Все Блок силиката кальция цена . на Alibaba.com приходят от ведущих производителей и дизайнеров. Поэтому они соблюдают строгие стандарты контроля качества, чтобы гарантировать покупателям, что при каждой покупке доставляется первоклассный товар. Несмотря на то, что их материалы износостойкие, их легко установить благодаря оригинальному дизайну и легкости. Это делает их популярными среди многих пользователей, поскольку с ними легко работать для достижения желаемых результатов.

Покупки на Alibaba.com очень полезен из-за удобства получения желаемых продуктов. Выбрав наиболее подходящую цену блока силиката кальция по цене , покупатели получат лучшее соотношение цены и качества при расходах в рамках своего бюджета. Они идеально подходят для владельцев бизнеса, которые хотели бы их перепродать, особенно с заманчивыми скидками, предназначенными для покупки их в больших количествах.

Металл-силикатное разделение W и Mo и роль углерода в контроле их содержания в массивной силикатной земле

Разделение жидкого металла и жидкого силиката молибдена и вольфрама во время формирования ядра должно быть строго ограничено, чтобы понять эволюция Земли и других планетных тел, в частности потому, что изотопная система Hf – W используется для определения даты ранней планетной эволюции.Было высказано предположение, что коэффициенты распределения D _Mo и D _W зависят от давления, температуры, силикатного и металлического состава, хотя в предыдущих исследованиях были получены различные и противоречивые модели. Кроме того, высокие катионные заряды W и Mo в силикатных расплавах делают их коэффициенты распределения особенно чувствительными к летучести кислорода. Мы объединяем 48 новых экспериментальных результатов при высоких давлениях и температурах с обширной базой данных предыдущих экспериментов, чтобы пересмотреть систематику разделения Mo и W и произвести пересмотренные модели разделения из большого комбинированного набора данных.Разделение W особенно чувствительно к силикатным и металлическим составам расплавов и становится более сидерофильным с повышением температуры. Мы показываем, что W имеет степень окисления 6+ в силикатных расплавах в полном экспериментальном диапазоне f O ₂ от ΔIW от -1,5 до -3,5. Мо имеет степень окисления 4+, и его распределение менее чувствительно к составу силикатного расплава, но также зависит от состава металлического расплава. D _Mo остается примерно постоянным с увеличением глубины в Земле.И W, и Mo становятся более сидерофильными с увеличением содержания C в металле: поэтому мы провели эксперименты с различными концентрациями C и подобрали параметры эпсилон-взаимодействия: εCMo = -7,03 ± 0,30 и εCW = -7,38 ± 0,57.

W и Mo вместе с C включены в комбинированную модель аккреции N-тел и дифференциации ядро-мантию, которая уже включает основные породообразующие элементы, а также S, а также элементы с умеренными и сильными сидерофилами. В этой модели градиенты окисления и летучести проходят через протопланетный диск, так что Земля срастается неоднородно.Эти градиенты, а также уравновешивающее давление металл-силикат, подбираются с использованием оптимизации наименьших квадратов, так что модель земной планеты воспроизводит состав массивной силикатной Земли (BSE) с точки зрения 17 смоделированных концентраций элементов (Mg, Fe , Si, Ni, Co, Nb, Ta, V, Cr, S, Pt, Pd, Ru, Ir, W, Mo и C). Включены эффекты взаимодействия W и Mo с Si, S, O и C в металле. Используя эту модель с шестью отдельными симуляторами аккреции планет земной группы, мы показываем, что W и Mo требуют, чтобы ранняя аккреция Земли была обеднена серой и обогащена углеродом, чтобы W и Mo эффективно разделялись в ядре Земли и не накапливались в мантии.В этом случае созданные планеты земного типа обладают составом мантии, соответствующим BSE для всех смоделированных элементов. Однако в литературе есть две отдельные группы оценок содержания углерода в основной массе мантии: низкие (~ 100 частей на миллион) и высокие (~ 800 частей на миллион), и все шесть моделей согласуются с более высокими оценками содержания углерода. Низкое содержание C BSE может быть достигнуто, если учесть эффекты сегрегации дисперсных металлических капель, образующихся в глубоких магматических океанах, в результате диспропорционирования Fe ²⁺ до Fe ³⁺ плюс металлическое Fe.

Распределение U, Th и K между металлом, силикатом и сульфидом и последствия для структуры Меркурия, содержания летучих и выработки радиоактивного тепла

Распределение теплопроизводящих элементов (HPE) калий (K), уран (U) , а торий (Th) внутри планет имеет большое значение для тепловой эволюции планет земной группы и для набора летучих элементов во внутренней части Солнечной системы. Чтобы исследовать распространенность HPE внутри Меркурия, мы провели эксперименты при высоком давлении и температуре (до 5 ГПа и 1900 ° C) и пониженных условиях (IW-1.8 до IW-6.5) для определения распределения U, Th и K между металлом, силикатом и сульфидом ( D ^{met / sil} и D ^{sulf / sil} ). Наши экспериментальные данные в сочетании с данными из литературы показывают, что разделение на сульфид более эффективно, чем на металл, и что разделение усиливается с уменьшением содержания FeO и увеличением содержания O в силикатном и сульфидном расплавах соответственно. Кроме того, при низкой летучести кислорода (log f _O2 D ^{met / sil} для U, Th и K увеличивается с уменьшением летучести кислорода, в то время как D ^{Umet / sil} и D ^{Kmet / sil} увеличивается, когда металл обогащается и обедняется O или Si соответственно. Мы также использовали имеющиеся данные из литературы, чтобы ограничить концентрации легких элементов (Si, S, O и C) в металлическом и сульфидном Fe. Мы рассчитали химический состав ядра Меркурия после сегрегации ядра для диапазона условий f _O2 во время его дифференциации.Например, если Меркурий дифференцировался при IW-5.5, его ядро ​​содержало бы 49 мас.% Si, 0,02 мас.% S и пренебрежимо мало C. Также, если разделение ядро-мантия произошло при f _O2 ниже, чем IW-4, объемное соотношение Fe / Si ртути, вероятно, будет хондритовым. Мы рассчитали концентрации U, Th и K в железистом ядре и возможном сульфидном слое Меркурия. Объемные K / U и K / Th были рассчитаны с учетом всех резервуаров U, Th и K. Без какого-либо сульфидного слоя или если бы ядро ​​Меркурия сегрегировалось при более высоком f _O2 , чем IW-4, объемные K / U и K / Th были бы аналогичны измеренным на поверхности, подтверждая более высокую концентрацию летучих K, чем раньше. ожидается для Меркурия.Однако Меркурий может попасть в общую тенденцию к истощению летучих веществ, где K / U увеличивается с увеличением гелиоцентрического расстояния, если сегрегация керна произошла около IW-5.5 или более при пониженных условиях и при толщине сульфидного слоя не менее 130 км. В этих условиях отношение K / Th в объеме Меркурия близко к значениям Венеры и Земли. Поскольку U и Th становятся более халькофильными с уменьшением летучести кислорода в большей степени, чем K, вполне вероятно, что при f _O2 , близком или ниже IW-6, K / U и K / Th становятся ниже значений других планет земной группы.Таким образом, наши результаты предполагают, что повышенные отношения K / U и K / Th на поверхности Меркурия не следует интерпретировать исключительно как результат обогащения летучими веществами Меркурия, но также могут указывать на связывание большего количества U и Th, чем K, в скрытом состоянии. резервуар сульфида железа, возможно, слой между мантией и ядром. Следовательно, Меркурий может быть более обедненным летучими веществами, чем Марс, с концентрацией K, подобной или ниже концентраций Земли и Венеры, что предполагает истощение летучих веществ во внутренней части Солнечной системы.Кроме того, мы показываем, что наличие сульфидного слоя, образованного между IW-4 и IW-5.5, снижает общее радиоактивное тепловыделение ртути до 30%.

Ссылки

Achterbergh, V., Ryanm, E., and Griffin, W.L. (1999) ЯРКОСТЬ: Интерактивная обработка данных в интерактивном режиме для микрозонда лазерной абляции ICP-MS. Труды 9-го заседания В. Конференция Гольдшмидта, стр. 305–306, Кембридж, Массачусетс. Искать в Google Scholar

Albarède, F. (2009) История нестабильной аккреции планет земной группы и ее динамические последствия.Природа, 461, 1227–1233. Искать в Google Scholar

Asahara, Y., Kubo, T., and Kondo, T. (2004) Фазовые отношения углеродистого хондрита в условиях нижней мантии. Физика Земли и планетных недр, 143–144, 421–432. Искать в Google Scholar

Беннетт Н.Р., Бренан Дж. М. и Фей Ю. (2016) Термометрия магматического океана: контроль разделения золота на металл-силикат. Geochimica et Cosmochimica Acta, 184, 173–192. Искать в Google Scholar

Berthet, S., Малавернь В. и Райтер К. (2009) Плавление метеорита Индарх (хондрит Eh5) при 1 ГПа и переменной летучести кислорода: последствия для процессов ранней планетарной дифференциации. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73 (20), 6402–6420. Искать в Google Scholar

Бланшар, И., Зиберт, Дж., Боренштайн, С., и Бадро, Дж. (2017) Растворимость выделяющих тепло элементов в ядре Земли. Письма о геохимических перспективах, 5, 1–5. Искать в Google Scholar

Blundy, J., and Wood, B.J. (2003) Минерально-расплавное разделение урана, тория и их дочерних элементов. Обзоры по минералогии и геохимии, 52, 59–123. Искать в Google Scholar

Bouhifd, M.A., and Jephcoat, A.P. (2011) Сходимость коэффициентов распределения Ni и Co металл-силикат в глубоком океане магмы и связанной растворимости кремния и кислорода в расплавах железа при высоких давлениях. Письма о Земле и планетологии, 307 (3-4), 341–348. Искать в Google Scholar

Bouhifd, M.A., Gautron, L., Bolfan-Casanova, N., Malavergne, V., Hammouda, T., Andrault, D., and Jephcoat, A.P. (2007) Распределение калия в расплавленных сплавах железа при высоком давлении: последствия для ядра Земли. Физика Земли и планетных недр, 160 (1), 22–33. Искать в Google Scholar

Bouhifd, M.A., Andrault, D., Bolfan-Casanova, N., Hammouda, T., and Devidal, J.-L. (2013) Металлосиликатное разделение Pb и U: Влияние состава металла и летучести кислорода. Geochimica et Cosmochimica Acta, 114, 13–28. Искать в Google Scholar

Boujibar, A., Андро, Д., Бухифд, М.А., Болфан-Казанова, Н., Девидал, Ж.-Л., Трчера, Н. (2014) Металл-силикатное разделение серы, новые экспериментальные и термодинамические ограничения на планетарную аккрецию. Письма о Земле и планетологии, 391, 42–54. Искать в Google Scholar

Cartier, C., Hammouda, T., Boyet, M., Bouhifd, M.A., and Devidal, J.-L. (2014) Редокс-контроль фракционирования ниобия и тантала во время планетарной аккреции и формирования ядра. Природа Геонауки, 7, 573–576.Искать в Google Scholar

Chabot, N.L., and Drake, M.J. (1999) Растворимость калия в металле: влияние состава при 15 кбар и 1900 ° C на распределение между сплавами железа и силикатными расплавами. Earth & Planetary Science Letters, 172. Поиск в Google Scholar

Шабо, Н.Л., Воллак, Е.А., Клима, Р.Л., и Минитти, М.Е. (2014) Экспериментальные ограничения на состав ядра Меркурия. Письма о Земле и планетологии, 390, 199–208. Искать в Google Scholar

Chidester, B.А., Рахман, З., Райтер, К., Кэмпбелл, А.Дж. (2017) Металлосиликатное разделение U: последствия для теплового баланса ядра и свидетельства пониженного содержания U в мантии. Geochimica et Cosmochimica Acta, 199, 1–12. Искать в Google Scholar

Corgne, A., Keshav, S., Fei, Y., and McDonough, W.F. (2007) Сколько калия в ядре Земли? Новые выводы из экспериментов по разделению. Письма о Земле и планетологии, 256, 567–576. Искать в Google Scholar

Corgne, A., Кешав, С., Вуд, Б.Дж., Макдонау, В.Ф., и Фей, Ю. (2008) Металл-силикатное разделение и ограничения на состав ядра и летучесть кислорода во время аккреции Земли. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72 (2), 574–589. Ищите в Google Scholar

Драйбус Г. и Ванке Х. (1985) Марс, планета, богатая летучими веществами. Метеоритика, 20 (2), 367–381. Искать в Google Scholar

Филиберто, Дж., Трейман, А.Х., и Ле, Л. (2008) Эксперименты по кристаллизации базальтового состава Гусева-Адирондак.Метеоритика и планетология, 43 (7), 1137–1146. Искать в Google Scholar

Фишер Р.А., Кэмпбелл А.Дж., Риман Д.М., Миллер Н.А., Хайнц Д.Л., Дера П. и Пракапенка В. (2013) Фазовые соотношения в системе Fe – FeSi при высоких давлениях и температурах. Письма о Земле и планетологии, 373, 54–64. Искать в Google Scholar

Fischer, RA, Nakajima, Y., Campbell, AJ, Frost, DJ, Harries, D., Langenhorst, F., Miyajima, N., Pollok, K., and Rubie, DC (2015) Металлосиликатное разделение под высоким давлением Ni, Co, V, Cr, Si и O.Geochimica et Cosmochimica Acta, 167, 177–194. Искать в Google Scholar

Hauck, II, SA, Margot, J.-L., Solomon, SC, Phillips, RJ, Johnson, CA, Lemoine, FG, Mazarico, E., McCoy, TJ, Padovan, S., Пил, С. и другие. (2013) Любопытный случай внутренней структуры Меркьюри. Журнал геофизических исследований: планеты, 118, 1–17. Искать в Google Scholar

Huebner, J.S. (1971) Буферные методы для гидростатических систем при повышенных давлениях. В издании G.C. Ulmer, Research Techniques for High Pressure and High Temperature, p.123–177. Springer. Искать в Google Scholar

Книббе, Дж. С., и ван Вестренен, В. (2018) Внутренняя конфигурация планеты Меркурий, ограниченная моментом инерции и планетарным сжатием. Журнал геофизических исследований: планеты, 120, 1904–1923. Искать в Google Scholar

La Tourrette, T., and Wasserburg, G.J. (1997) Самодиффузия европия, неодима, тория и урана в гаплобазальтовом расплаве: влияние летучести кислорода и связь со структурой расплава. Geochimica et Cosmochimica Acta, 61 (4), 755–764.Искать в Google Scholar

Либске, К. (2005) Плавление мантии при высоком давлении — экспериментальные ограничения дифференциации магматического океана. Bayerishes GeoInstitut, 220. Байройтский университет, Байройт. Искать в Google Scholar

Лю, Дж., Ли, Дж., И Икута, Д. (2016) Упругое размягчение в Fe ₇ C ₃ с последствиями для глубоких резервуаров углерода Земли. Журнал геофизических исследований: Твердая Земля, 121 (3), 1514–1524. Искать в Google Scholar

Lodders, K.(2003) Содержание элементов в Солнечной системе и температуры конденсации элементов. Астрофизический журнал, 591, 1220–1247. Ищите в Google Scholar

Лоддерс, К. и Фегли, Б. (1998) The Planetary Scientist’s Companion. Оксфорд. Искать в Google Scholar

Ma, Z. (2001) Термодинамическое описание концентрированных металлических растворов с использованием параметров взаимодействия. Металлургические операции и материалы B, 32B, 87–103. Искать в Google Scholar

Malavergne, V., Tarrida, M., Combes, R., Bureau, H., Jones, J., and Schwandt, C. (2007) Новое разделение металлов / силикатов U и Pb при высоком давлении и высоких температурах: последствия для ядер Земли и Марса . Geochimica et Cosmochimica Acta, 71, 2637–2655. Искать в Google Scholar

Malavergne, V., Toplis, M.J., Berthet, S., and Jones, J. (2010) Сильно восстанавливающие условия во время формирования ядра на Меркурии: последствия для внутренней структуры и происхождения магнитного поля. Икар, 206, 199–209. Искать в Google Scholar

McCubbin, F.М., Ринер, М.А., Вандер Кааден, К.Э., и Беркемпер, Л.К. (2012) Является ли Меркурий богатой летучими веществами планетой? Письма о геофизических исследованиях, 39 (9), L09202. Искать в Google Scholar

McCubbin, F.M., Vander Kaaden, K.E., Peplowski, P.N., Bell, A.S., Nittler, L.R., Boyce, J.W., Evans, L.G., Keller, L.P., Elardo, S.M., and McCoy, T.J. (2017) Низкое соотношение O / Si на поверхности Меркурия: доказательства плавления кремния? Журнал геофизических исследований: планеты, 122 (10), 2053–2076. Искать в Google Scholar

McDonough, W.Ф. и Сан С. С. (1995) Состав Земли. Химическая геология, 120, 223–253. Искать в Google Scholar

McDonough, W.F., Sun, S.-S., Ringwood, A.E., Jagoutz, E., and Hofmann, A.W. (1992) Калий, рубидий и цезий на Земле и Луне и эволюция мантии Земли. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, 1001–1012. Искать в Google Scholar

Mills, N.M., Agee, C.B., and Draper, D. S. (2007) Металл-силикатное разделение цезия: последствия для формирования ядра.Geochimica et Cosmochimica Acta, 71, 4066–4081. Искать в Google Scholar

Морард, Г., Кацура, Т. (2010) Давление-температурная картография несмешивающейся системы Fe – S – Si. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74 (12), 3659–3667. Искать в Google Scholar

Morard, G., Siebert, J., and Badro, J. (2014) Разделение Si и элементов платиновой группы между жидкими и твердыми сплавами Fe-Si. Geochimica et Cosmochimica Acta, 132, 94–100. Искать в Google Scholar

Namur, O., Charlier, B., Holtz, F., Cartier, C., and McCammon, C. (2016a) Растворимость серы в восстановленных силикатных расплавах основного состава: влияние на состав и распределение серы на ртути. Письма о Земле и планетологии, 448, 102–114. Искать в Google Scholar

Намюр, О., Коллине, М., Шарлье, Б., Гроув, Т.Л., Хольц, Ф., и Маккаммон, К. (2016b) Процессы плавления и мантийные источники лав на Меркурии. Письма о Земле и планетологии, 439, 117–128. Искать в Google Scholar

Nishida, K., Terasaki, H., Ohtani, E., and Suzuki, A. (2008) Влияние содержания серы на плотность жидкого Fe – S при высоком давлении. Физика и химия минералов, 35 (7), 417–423. Искать в Google Scholar

Nittler, LR, McCoy, TJ, Clark, PE, Murphy, ME, Trombka, JI, and Jarosewich, E. (2004) Объемный элементный состав метеоритов: руководство по интерпретации геохимических измерений с помощью дистанционного зондирования планеты и астероиды. Antarctic Meteorite Research, 17, 231. Искать в Google Scholar

Nittler, L.Р., Шабо, Н., Гроув, Т.Л., Пепловски, П.Н. (2018) Химический состав ртути. В Б.Дж. Андерсоне, Л. Ниттлер, С.С.Соломон, ред., Меркурий: взгляд после MESSENGER, стр. 30–51. Издательство Кембриджского университета. Искать в Google Scholar

Norman, M.D., Pearson, N.J., Sharma, A., and Griffin, W.L. (1996) Количественный анализ микроэлементов в геологических материалах с помощью лазерной абляции ICPMS: Инструментальные рабочие условия и калибровочные значения очков NIST. Геостандарты и геоаналитические исследования, 20 (2), 247–261.Искать в Google Scholar

O’Neill, H.St.C., and Eggins, S.M. (2002) Влияние состава расплава на распределение микроэлементов: экспериментальное исследование коэффициентов активности FeO, NiO, CoO, MoO ₂ и MoO ₃ в силикатных расплавах. Химическая геология, 186 (1–2), 151–181. Искать в Google Scholar

О’Нил, Х.С., и Пальме, Х. (1998) Состав силикатной Земли: последствия для аккреции и формирования ядра. Издательство Кембриджского университета.Искать в Google Scholar

Padovan, S., Wieczorek, M.A., Margot J.-L., Tosi, N., and Solomon, S.C. (2015) Толщина коры Меркурия по соотношениям геоида и топографии. Письма о геофизических исследованиях, 42, 1029–1038. Искать в Google Scholar

Pearce, N.J.G., Perkins, W.T., and Westgate, J.A. (1997) Сборник новых и опубликованных данных по основным и микроэлементам для стандартных образцов стекла NIST SRM 610 и NIST SRM 612. Геостандарты и геоаналитические исследования, 21, 115–144.Искать в Google Scholar

Peplowski, PN, Evans, LG, Hauck, II, SA, McCoy, TJ, Boynton, WV, Gillis-Davis, JJ, Ebel, DS, Goldsten, JO, Hamara, DK, Lawrence, DJ, и другие. (2011) Радиоактивные элементы на поверхности Меркурия от MESSENGER: Последствия для образования и эволюции планеты. Наука, 333, 1850–1852. Искать в Google Scholar

Ricolleau, A., Fei, Y., Corgne, A., Siebert, J., and Badro, J. (2011) Содержание кислорода и кремния в ядре Земли по результатам экспериментов по разделению металл-силикат под высоким давлением.Письма о Земле и планетологии, 310, 409–421. Искать в Google Scholar

Righter, K. (2003) Металл-силикатное разделение сидерофильных элементов и формирование ядра на ранней Земле. Ежегодный обзор наук о Земле и планетах, 31, 135–174. Искать в Google Scholar

Righter, K., Humayun, M., and Danielson, L. (2008) Разделение палладия при высоких давлениях и температурах во время формирования ядра. Природа Геонауки, 1 (5), 321–323. Искать в Google Scholar

Robie, R.А. и Хемингуэй Б.С. (1995) Термодинамические свойства минералов и родственных веществ при 298,15 К и давлении 1 бар (10 ⁵ Паскалей) и при более высоких температурах, 461 стр. Бюллетень геологической службы США 2131. Поиск в Google Scholar

Руби, Д.К., Гессманн, К.К., и Фрост, Д.Дж. (2004) Разделение кислорода во время формирования ядра на Земле и Марсе. Природа, 429, 58–62. Искать в Google Scholar

Зиберт, Дж., Бадро, Дж., Антонанджели, Д., и Райерсон, Ф. Дж. (2012) Металло-силикатное разделение Ni и Co в глубоком океане магмы.Письма о Земле и планетологии, 321-322, 189–197. Искать в Google Scholar

Smith, DE, Zuber, MT, Phillips, RJ, Solomon, SC, Hauck, SA, Lemoine, FG, Mazarico, E., Neumann, GA, Peale, SJ, Margot, J.-L. , и другие. (2012) Гравитационное поле и внутренняя структура Меркурия от MESSENGER. Наука, 336, 214–217. Искать в Google Scholar

Sori, M.M. (2018) Тонкая плотная корка для Меркурия. Письма о Земле и планетологии, 489, 92–99. Искать в Google Scholar

Steenstra, E.С., Агмон, Н., Берндт, Дж., Клемме, С., Матвеев, С., и ван Вестренен, В. (2018) Истощение запасов калия и натрия в мантии Марса, Луны и Весты в результате формирования ядра. Scientific Reports, 8 (1), 7053. Искать в Google Scholar

Suer, T.-A., Siebert, J., Remusat, L., Menguy, N., and Fiquet, G. (2017) бедное земное ядро, полученное в результате экспериментов по разделению металл-силикат. Письма о Земле и планетологии, 469, 84–97. Искать в Google Scholar

Tateyama, R., Ohtani, E., Терасаки, Х., Нисида, К., Шибазаки, Ю., Сузуки, А., и Кикегава, Т. (2011) Измерение плотности жидких сплавов Fe – Si при высоком давлении с использованием метода погружения-поплавка. Физика и химия минералов, 38 (10), 801–807. Искать в Google Scholar

Този, Н., Гротт, М., Плеса, А.-К., и Брейер, Д. (2013) Термохимическая эволюция внутренней части Меркурия. Журнал геофизических исследований: планеты, 118 (12), 2474–2487. Искать в Google Scholar

Tsuno, K., Frost, D.J., and Rubie, D.C. (2013) Одновременное разделение кремния и кислорода в ядре Земли во время ранней дифференциации Земли. Письма о геофизических исследованиях, 40, 66–71. Искать в Google Scholar

Tuff, J., Wood, B.J., and Wade, J. (2011) Влияние Si на металл-силикатное разделение сидерофильных элементов и его влияние на условия образования ядра. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75, 673–690. Искать в Google Scholar

Turcotte, D.L., and Schubert, G. (2002) Geodynamics, 2nd ed.456 стр. Издательство Кембриджского университета. Искать в Google Scholar

Уэйд, Дж., Вуд, Б. Дж., И Тафф, Дж. (2012) Металло-силикатное разделение Mo и W при высоких давлениях и температурах: свидетельство поздней аккреции серы на Земле. Geochimica et Cosmochimica Acta, 85, 58–74. Искать в Google Scholar

Wänke, H., Baddenhausen, H., Dreibus, G., Jagoutz, E., Kruse, H., Palme, H., Spettel, B., and Teschke, F. (1973) Multielement анализы образцов Аполлона 15, 16 и 17 и общего состава Луны.Труды конференции по изучению луны и планет, 2, 1461–1481. Искать в Google Scholar

Wasson, J.T., and Kallemeyn, G.W. (1988) Состав хондритов. Философские труды Лондонского королевского общества A, 325, 535–544.