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May 15, 2023

地球の不均一な揮発性物質の降着を示す窒素同位体の証拠

Volume sulle comunicazioni sulla natura

Nature Communications volume 13、記事番号: 4769 (2022) この記事を引用

3627 アクセス

3 引用

8 オルトメトリック

メトリクスの詳細

惑星内の主要な揮発性物質である窒素、炭素、水素、硫黄の起源は、惑星の降着、分化、居住可能性を理解するために重要です。 しかし、地球の主要な揮発性物質の起源に関する詳細なプロセスは未解決のままです。 窒素は地球化学的および宇宙化学的貯留層間で大きな同位体分別を示しており、これは地球の揮発性降着プロセスに厳しい制約を課すために使用される可能性があります。 今回我々は、惑星核とケイ酸塩マントルの間のN分配と同位体分別を実験的に決定する。 我々は、コア/マントルのN同位体分別係数は、-4パーセントから+10パーセントの範囲で、酸素フガシティによって強く制御されており、コア/マントルのN分配は酸素フガシティ、温度、圧力の多関数であることを示した。 、核とマントルの組成。 惑星降着とコアマントル分化モデルに窒素分配と同位体分別を適用した後、地球の地殻と大気、ケイ酸塩マントル、および海洋島玄武岩のマントル源の窒素分配と同位体組成が最適であることがわかりました。これは、月を形成する巨大衝突の前および最中に、地球の初期のエンスタタイト コンドライト状衝突体の降着、その後の酸化が進む衝突体と最小限の CI コンドライト状物質の降着によって説明されます。 このような不均一な降着プロセスは、バルクケイ酸塩地球における炭素、水素、硫黄の収支を説明することもできます。 したがって、地球は主な降着段階中に主要な揮発性物質を不均一に取得した可能性があります。

力学モデル 1,2 と観測証拠 3,4 の両方が、揮発性物質が豊富な小惑星による太陽系内部への揮発性物質の配送を示しています。 しかし、地球の主要な揮発性物質（N-C-H-S）の降着メカニズムは未解決のままです5、6、7、8。 CI コンドライトのような S、Se、および Te の比率によって証明されるように、地球は核形成が停止した後、未分化の「後期単層」の形で炭素質コンドライト (CI タイプ) のような物質から揮発性物質を降着したと主張する人もいます9,10。バルクケイ酸塩地球 (BSE) 中の Se 同位体 11,12。 しかし、地球は完全または後期の降着段階で酸化コンドライト物質から揮発性物質を降着させ、揮発性物質はマグマオーシャンでの地球の核形成に関与していると主張する人もいます2,13,14,15,16。 いくつかのモデルはまた、地球が月を形成する衝突体のような単一の巨大衝突体から揮発性物質を取得したと提案しました17、18、19。 これらの以前のモデルの一部 7、16、17、18 は BSE における主要な揮発性物質の収支と比率を説明しようと試みたが、そのようなモデルが BSE における主要な揮発性物質の観察された同位体と一致するかどうかは依然として不明である。

N 同位体 (14N および 15N) は、図 1 にまとめられているように、地球化学的および宇宙化学的貯留層間で大きく分別されるため、地球型惑星に降着した揮発性物質の発生源を追跡する際の優れた代用手段となります。繊維状ダイヤモンドと中央海嶺玄武岩から推定される地球のマントル（δ15N = [(15N/14N)サンプル/(15N/14N)標準 – 1)] × 1000、標準は大気中のN2)は、主に-の間にあります。 10 パーセントと 0 パーセントであり、グローバルに均一な値の -5 パーセントに向かって収束します (参考文献 22)。 地球深部マントルからのダイヤモンドでは、-20 および -40 パーセントまでのさらに負のδ15 N 値が観察され、これは残された原始 N であると解釈され、地球の N のエンスタタイト コンドライト (EC) 起源を主張するために使用されました 23,24,25。 、EC δ15N が -45 パーセントから -15 パーセントであるためです (参考文献 26)。 地球の表面 (地殻 + 大気) の平均 δ15N は約 +3 パーセント (参考文献 22、27) であり、地球のマントルと表面の間のδ15N の不均衡は長年の未解決のパズルを形成しています 22。 海洋島玄武岩 (OIB) の δ15N は全体的に正 (-2 パーセントから +6 パーセント) であり、これは通常、OIB マントル源のリサイクルされた堆積物に起因すると解釈されていました 28,29。 しかし、深い窒素の沈み込みは非効率であるため、このような正のδ15N は原始的な特徴である可能性が高くなります 30。 始生代のほとんどのダイヤモンド個体群では、マントル δ15N が -5 パーセントと定義されています (参考文献 31)。 したがって、地球のさまざまな貯留層の N 同位体の特徴は始生代より前に確立されていた可能性があります。

a、b 繊維状ダイヤモンドと中央海嶺玄武岩から推定される地球のマントル δ15N は、全球的に均一な値 -5 パーセントに収束します。 ただし、一部のマントルかんらん岩ダイヤモンドでは、δ15N は -40 パーセントと低く、EC δ15N に匹敵します。 正の OIB δ15N は、地球深部マントルの原始的な特徴であると考えられています 30。 地球の堆積物と地殻も正のδ15Nを示します。 太陽風 (SW) と彗星は、それぞれ極度に負と正の δ15N を示します。 地球の大気δ15N はゼロであることに注意してください。 すべてのδ15N データは、補足ノート 1 にまとめられた参考文献から取得されました。

原始太陽星雲 (PSN) のδ15N は-380 パーセントに達しますが、彗星のδ15N は最大 +1000 パーセントに達します (図 1)。 地球のマントル δ15N が -5 パーセントであることを考慮すると、両方とも地球の揮発性物質の実質的な供給源であることはできません 4,5。 CI および CM コンドライト様物質は、地球の水の部分的な供給源である可能性が高く 4,5、平均 δ15N が +42 ～ +175 パーセントです (参考文献 4)。 これらのδ15N には、地球の単独の N 源としての CI および CM コンドライト様物質も含まれません。 地球の N の EC 起源は、BSE と EC が O、Ca、Ti、Cr、Ni、Mo、Ru についてほぼ同一の同位体組成を持つという観察と本質的に一致しています 32,33。 しかし、EC 様物質が地球の主要な N 源であるとすれば、地球の N 同位体が初期の EC δ15N から現在の観測に至るまでどのように進化したのかは依然として不明である（図 1）。 原始地球への CI 軟骨質後期単層の追加は、地球のマントル δ15N を -5 パーセントまで増加させると長い間提案されてきました 34 が、地球のマントルの Ru 同位体は、後期単層の太陽系外起源の可能性を否定します 32,33。 BSE における非コンドライトの相対的な揮発性物質の豊富さ 5,6 も、地球の主要な揮発性物質の重要な供給源としての後期ベニアに反しています。 最近の 2 つの研究では、地球のマントル δ15N は、地球の核とマントルの分離と地球の核への 14N の優先的分配を通じて EC 様物質から得られた可能性があることを強調しています 35,36。 もし正しければ、地球は揮発性物質が豊富なCIやCMコンドライト様物質からではなく、EC様物質からNやその他の主要な揮発性物質を獲得したに違いない。

今回我々は、Feに富む金属溶融物とケイ酸塩溶融物との間のN分配と同位体分別の実験的決定を報告する。 新たに測定された窒素分配と窒素同位体分別を使用して、核形成は重大な核/マントル窒素同位体分別を引き起こすことはできないが、核形成が停止する前の地球の不均一な揮発性物質の付着は、窒素予算と -地球のさまざまな貯留層の同位体組成は、地球の主要な揮発性物質の降着プロセスに厳しい制約を課します。

実験は、1700 ～ 2200 °C、1 ～ 8 GPa、鉄ウスタイト (IW) 緩衝液よりも低い 0.3 ～ 4.7 log 単位の酸素フガシティ (fO2) で実行され、Fe リッチ間の N 分配と同位体分別が決定されました。金属とケイ酸塩が溶ける (\({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\)およびΔ15 N金属ケイ酸塩）、ピストンシリンダーとマルチアンビルデバイスを使用します（補足データ1、2および方法）。 ケイ酸塩溶融物の NBO/T (非架橋酸素と四面体カチオンの比) は 0.2 ～ 3.1 でした。 Feリッチな金属溶融物には、87.0〜98.8重量％のFe、最大6.8重量％のSi、1.8重量％のS、および11.5重量％のCが含まれていました。急冷サンプルのN含有量とδ15N（補足図1） ) は、改良型希ガス質量分析法 (方法) を使用して定量されました。 金属溶融物とケイ酸塩溶融物には、それぞれ 43 ～ 6390 ppm と 44 ～ 1590 ppm の N (重量比) が含まれていました (補足データ 3、4)。 2 つの N2 飽和実験 (LY24 および LY25; 補足データ 2) では、金属溶融物にはそれぞれ約 1.1 および 1.4 wt.% の N が含まれており、これは以前に決定された N 溶解度の値に匹敵します 37。 ラマン分光法では、〜IW-0.5のfO2で急冷したケイ酸塩溶融物中のN-C-H-O種を測定しました。これには、OH-、CH4/CH、N2、NH3/NH、および/またはH2が含まれていました（補足図2）。前回の測定値36、38、39。

計算された \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\) は 0.03 から変化しますから 78 (図 2)、これらは以前に認識されているように主に fO2 によって制御されます 35、36、40、41。 現在の \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\) は電子顕微鏡を使用して N を測定するためにサンプルに重量％レベルの N を加えた以前の研究 (図 2) とは異なり、サンプル中の ppm レベルの N を使用して決定されました。 fO2 の関数としてのケイ酸塩溶融物中の N 種の変化は、\({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}/{{{ {{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\)–fO2 相関35、36、40。 酸化ケイ酸塩溶融物 (fO2 > IW) では、N は物理的に主に N2 として溶解します。 しかし、CN-、NH3 および/または N3- などの他の N 種は還元ケイ酸塩溶融物に化学的に溶解し、fO2

ここで、T は温度 (K)、P は圧力 (GPa)、ΔIW は IW バッファに対する fO2 を示し、\({x}_{i}^{{{{{{\rm{metal}}}}}} \) は金属溶融物中の元素 i のモル分率です。 実験データは、圧力 0.85 ～ 26 GPa、温度 1523 ～ 3400 K、ケイ酸塩溶融 NBO/T 0.02 ～ 3.12、fO2 IW–0.1 ～ IW–5.9 をカバーしています (n = 241)。 実験的に決定された \({{\log }}{D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}/{{{{{\rm {silicate}}}}}}}\) と式を使用した予測値。 (1) は、新しい \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}} の一貫性を示します}}\) および以前のデータ (C 不飽和条件下で得られたデータを含む) (補足図 3)。 式 (1) は、圧力または NBO/T を増加すると \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩) が増加することを示しています}}}}}}}\)、温度が上昇したり、金属溶融物中の軽元素含有量が減少したりすると \({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}/ {{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\)。

すべての \({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}/{{{{{\rm{silicate}}}}}}}\) データは以下で取得されました大きく変動する条件 (P = 0.85–26 GPa; T = 1523–3400 K; NBO/T = 0.02–3.1; および fO2 = IW–0.1 ～ IW–5.5) は、K2011、2013、2015 から取得されました (参考文献 64)。 、92、93)、R2013 (参照 94)、L2016 (参照 35)、D2017 (参照 95)、G2019a (参照 40)、G2019b (参照 18)、S2019 (参照 41)、D2019 (参考文献36）、G2021（参考文献42）、およびJ2021（参考文献43）。 \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\) は主に次の方法で制御されています。 fO2、および \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\ の散乱) 所定の fO2 における変化は、式 (1) にまとめられているように、P-T や金属およびケイ酸塩の溶融物の組成など、他のパラメータの変動によって引き起こされます。 (1)。 すべての文献の fO2 値は、「方法」で説明されているアプローチを使用して再計算されたことに注意してください。 ソースデータは補足データ 2 に提供されます。

金属溶融δ15N（δ15Nmetal）は、fO2の減少に伴って-7.0``から+7.6``まで増加しますが、ケイ酸塩溶融δ15N（δ15Nsilicate）は、fO2の減少に伴って+0.42``から-7.0``に減少します（図3a、b）。 計算された金属/ケイ酸塩のN同位体分別係数Δ15N金属ケイ酸塩（δ15Nmetal − δ15Nsilicateに等しい）は、fO2の減少に伴って-4 ``から+ 10.4 ``まで増加します（図3c）。 fO2 は、Δ15 N 金属ケイ酸塩の変動の原因となる主な要因です。 ただし、fO2は金属融液中のNi、Si、およびSの含有量と弱い相関があり、金属融液δ15Nとも弱い相関を示します（補足図4）。 したがって、金属溶融物中の軽元素と Ni は、Δ15 N 金属ケイ酸塩に影響を与える上で無視できない役割を果たす可能性があります。 図 3d は、∆15 N 金属ケイ酸塩と \({D}_{N}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}} }}}\) も相関しています。 Δ15 N金属ケイ酸塩とfO2の間の負の相関（図3c）、およびΔ15 N金属ケイ酸塩と\({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}の間） }/{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\) (図 3d)、Δ 15 N 金属ケイ酸塩の変化は、ケイ酸塩溶融物中の N 種の変化によっても説明できることを示します。 fO2の関数。 fO2 > IW−2 における負の Δ15 N 金属ケイ酸塩は、重い同位体が強い結合を持つ種に集中する傾向があるため、金属溶融物中の Fe-N 結合よりもケイ酸塩溶融物中の N2 のはるかに強い三重結合によって引き起こされる可能性があります 44。 対照的に、fO2 < IW−2 の正の Δ15 N 金属ケイ酸塩は、ケイ酸塩溶融物中の NH または N3-陽イオン結合よりも金属溶融物中のより硬い Fe-N および/または Si-N 結合を反映している可能性があります。 利用可能なデータ 45,46 は、0 ～ 25 °C の気体および固体では、相対結合エネルギーが N≡N (945 kJ/mol) > Si-N (470 kJ/mol) > Fe-N (398 kJ/mol) であることを示しています。 ) >N–H (390 kJ/mol)。これは、Δ15 N 金属ケイ酸塩のバリエーションに関する説明を裏付けています。 しかし、現在の実験的なP-T条件では、金属溶融物中のFe-NとSi-N、およびケイ酸塩溶融物中のN-HとN3-カチオンの相対的な結合エネルギーは、関連するデータが不足しているため評価できません。

a 金属溶湯のδ15NはfO2の減少とともに増加します。 b ケイ酸塩溶融物のδ15N は、一般に fO2 が減少するにつれて減少します。 c この研究と Li ら 35 の ∆15 N 金属ケイ酸塩は一貫しており、主に fO2 によって制御されます。 Dalou et al.36 の研究では、∆15 N 金属ケイ酸塩は -49 パーセントから -257 パーセントまで変化します (灰色で塗りつぶされた青い星と右側の青い Y 軸)。 Dalou et al.36 で観察された大きな N 同位体分画は、補足図 5 に示すように、実験における重大な N 損失によって引き起こされた可能性があります。 d ∆15 N 金属ケイ酸塩と \({D}_{N}^この研究で得られた {{{{{{\rm{金属}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\) と Li ら 35 は負の相関関係にあります。 これらのデータの詳細については、「方法」で説明します。 ソースデータは補足データ 2 ～ 4 に提供されます。

現在のΔ15 N金属ケイ酸塩は、IW緩衝液付近のfO2におけるLiらのデータ35と一致しているが、Δ15 N金属ケイ酸塩が−から減少することを示すDalouらの結果36とは著しく対照的である。 1400 °C で fO2 が IW–0.5 から IW–3.1 に減少すると、49 パーセントから -257 パーセントになります (図 3c)。 これら 2 つの研究間のΔ15 N 金属ケイ酸塩の大きなコントラストは、実験温度の違いやケイ酸塩溶融中の N 種の違いでは説明できません。 Dalou et al.36 の実験では、実験中にサンプル N の大部分が失われ、それが平衡分別ではなく速度論的 N 同位体分別を引き起こした可能性があることに注目します。 Dalou et al.36 (補足図 5) の実験で観察されたように、Δ15 N 金属ケイ酸塩と N 損失率との間の負の相関は、この推論を裏付けています。 速度論的プロセスは、高温でも重大な軽元素同位体分別を引き起こす可能性があります。たとえば、1000 °C でのケイ酸塩ガラス、溶融物、および名目上無水鉱物の水和または脱水中に、最大 550 パーセントのδD 変化を伴う H-同位体分別が観察されています (参考文献47）。

2 相間の平衡質量依存同位体分別は 1/T2 の関数です (参考文献 44)。 Δ15 N 金属ケイ酸塩を参考文献のデータと暫定的に適合させます。 35 は、fO2、温度 (K)、およびΔ15 N 金属ケイ酸塩に影響を与える可能性があるその他すべてのパラメーターの多関数として表されます。 次に、Δ15 N 金属ケイ酸塩を最もよく説明する次の方程式を得ました。

式では、 (2) では、金属溶融物中の軽元素と Ni 含有量、圧力、NBO/T は変数として含まれていません。これは、試行錯誤のフィッティングにより、Δ15 N 金属ケイ酸塩に対するそれらの影響が統計的に無視できることが判明したためです。 Δ15 N金属ケイ酸塩に対する圧力の無視できる影響は、炭素の理論計算と一致しており、マントル温度におけるFe炭化物相とマントル相の間のC同位体分別の圧力依存性は重要ではないことが示されています48。 式 (2) は、惑星核の形成に関連する T-fO2 条件下での ∆15 N 金属ケイ酸塩の計算を可能にし、したがって惑星核とマントルの間の N 同位体分画を制限するために使用できます。

異なる衝突体との一連の激しい衝突を通じて地球が降着する多段階核形成モデル49は、地球のマントルの主成分と一部の微量元素組成を再現することに成功した。 このモデルは、Grand Tack N 体降着シミュレーションと組み合わせることでさらに洗練されました15。 地球の核とマントルの間の N 分配と同位体分別を調査するために、方程式を適用しました。 (1) と (2) を、Grand Tack N-body シミュレーション結果 (メソッド) の入力を使用して多段階モデル​​に入力します。 我々はまず、δ15N = −30 パーセントの還元された EC 状衝突体の衝突を通じて地球が 100% の質量を降着させた場合、地球のマントルがコア形成だけで現在の −5 パーセントの δ15 N を獲得できたかどうかをテストしました。 補足の図7は、コア形成だけでは初期のδ15N-30パーセントから現在の地球のマントルδ15Nに導くことはできないことを示しており、これは限られたΔ15N金属ケイ酸塩データに基づく以前の議論と矛盾しています35,36。

Grand Tack N 体シミュレーション結果を入力とした多段階モデル​​の成功に続き、地球は最初の 60% の質量が、EC に似た縮小衝突体の衝突によって蓄積し、最後の 60% の質量が降着したと考えて、N 体の挙動をモデル化しました。酸化が進むインパクターの衝突により、質量の 40% が減少します。 還元された EC 様衝突体は、太陽心距離 <0.9 ～ 1.2 AU (δ15N = −30 ``) で形成されましたが、酸化が進む衝突体は太陽心距離が遠い (1.2 ～ 3 天文単位) から発生しました。 太陽系 δ15N は太陽中心距離とともに増加する 4,20 ため、酸化が進むインパクター δ15N は -30 パーセント (EC の値) から 3 天文単位でわずかに正の値まで増加するはずです。 最後の衝突体には、月を形成する巨大衝突によって地球の最後の 10% の質量が追加された +5 パーセントの δ15N 値を使用しました。+5 パーセントのδ15N は、EC (δ15N = −30 パーセント) と CC の混合を表します。 (δ15N = +40degree)、月を形成する巨大インパクターの Mo 同位体によって制約されるのと同じ N 含有量と質量比が約 1:1 です。 N 体シミュレーションでは、地球がその 60% の質量を降着した後、δ15N = +40 パーセントの約 1000 ppm の N を含み、6 ～ 7 天文単位を超えて形成された、完全に酸化された、または CI コンドライトのような物質の小さな塊が形成されました。地球のマグマオーシャンに届けられる50。 CI コンドライト様物質がマグマオーシャンに添加されたとき、金属ケイ酸塩の偏析は起こらなかったが、ケイ酸塩マグマオーシャン中の N は、金属を含む衝突体が降着したときのその後のコア形成イベントに関与した15。 大きくて酸化したインパクターは、小さくて還元されたインパクターよりも多くの N を保持する可能性があり、N は主にコアに貯蔵されます 42。 私たちのモデルでは、バルクの N 含有量を、小さくて還元されたインパクターの 50 ppm から、大きくて酸化したインパクターの 150 ppm まで変化させました。 また、地球のさまざまな貯留層の窒素含有量と同位体組成に潜在的に影響を与える他の要因も考慮しました。これには、原始大気の形成、ケイ酸塩マグマオーシャンと原始大気の間の平衡度、大気の壊滅的な損失が含まれます。各衝突降着時の原始大気と地球核の軽元素組成。 モデルのセットアップの詳細については、「メソッド」を参照してください。

モデルの結果は、降着質量分率の関数として図4a、bに示されています。 地球の降着の終わりには、原始地球のマントルの窒素含有量とδ15N はそれぞれ約 2.4 ppm と約 -4.7 パーセントであり、どちらも現在のマントル推定値である約 1 ～ 3 ppm と一致しています5。 6、8、51 および -5 ± 2 `` (ref. 22)。 原始大気の窒素含有量は約 1.7 ppm (地球のマントル質量に正規化)、つまり現在の大気の窒素質量の約 1.7 倍であり、これは地球の初期大気について推定された窒素質量とよく一致します 52。 さらに、原始大気δ15Nは0パーセントから＋3パーセントであり、これは地球表面の貯留層δ15N（地殻＋大気；図1）と一致している。 総添加されたCIコンドライト状物質は地球の質量の約0.1％にすぎませんでしたが、それらは原始大気δ15Nを0 ∼ +3 の値に高めるのに重要な役割を果たしました（図4b）。 これは、CI コンドライト様物質に由来する浅いマグマ海の窒素のほとんどが、比較的酸化された条件下ではケイ酸塩溶融物中の窒素の溶解度がかなり低いため、原始大気中に放出されたためである53。

a、b 降着質量分率の関数として表した、原始地球の核、マントル、大気の窒素含有量と同位体組成。 地球の降着の終わりには、原始地球のマントルの N 含有量と δ15N はそれぞれ約 2.4 ppm と -4.7 パーセントとなり、現在のマントルに関する以前の推定値と一致しています 5、6、8。 原始地球の大気の窒素含有量は約 1.7 ppm であり、地球の初期大気に関するこれまでの推定値と一致しています 52 (大気中の窒素 ppm は、ケイ酸塩地球の質量に対して正規化された大気の窒素質量に基づいていることに注意してください)。 酸化された CI コンドライト様物質の輸送は、地球の表面 δ15N に近い原始大気 δ15N を -30 `` から 0 ``+3`` に高める上で重要な役割を果たします（大気 + 地殻、図 1）。 地球の核には、地球のバルク窒素の 90% 以上が含まれています。降着率 ~99% の誤差範囲は、\({D}_{{{{{\rm{N}}}}}^{{ {{{{\rm{金属}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\) および ∆15 N 金属ケイ酸塩。 c 最初に還元された EC 様インパクター、次に酸化が進むインパクターによる原始地球への N の送達を示す図。 地球は、その最初の 60% の質量を、δ15N が -30 パーセントの EC 様微惑星/胚から降着させました (ステージ 1)。 60％の質量を獲得した後、地球は、-30 パーセントから +5 パーセントまで変化するδ15N を有する酸化が進む衝突体と、平均 δ15N が +40 パーセントである最小 CI コンドライト状物質から降着し始めました（ステージ 2）および−３）。 ステージ 4 に示されているように、EC 様インパクター物質の非効率的なマントル混合は、一部の深層マントル ダイヤモンドの負の δ15N を説明できる可能性があります 25。一方、地球の核とマントルの境界における酸化インパクター物質の長期保存は、OIB の正の δ15N を説明する可能性があります 30。 。

我々は、いくつかの深部マントルダイヤモンドの大きく負のδ15Nの特徴（図1）が、以前に示唆されているように、EC様インパクターの不均一なマントル混合の名残を表す原始的なものである可能性があることに気づきました25。 OIBマントル源の正のδ15Nの特徴は、月を形成する巨大インパクターからの物質など、酸化されたインパクターからの物質の長期保存を表す原始的なものである可能性もあります（図4c）。 したがって、私たちのモデルは、地球のさまざまな貯留層で観察されたN含有量とδ15Nを説明できます（図4c）。 また、地球の核には、地球のバルク窒素の90％以上を占める約160 ppmの窒素が含まれている可能性があり（図4a）、地球の核には-9パーセントに近いδ15Nが含まれている可能性があること（図4b）にも注目する価値があります。地球のケイ酸塩貯留層よりもマイナスです。

私たちのモデルは、地球のさまざまな貯留層の窒素含有量とδ15Nが複雑なプロセスによって決定されるが、地球の主な降着段階中に自然に起こることを示しています。 我々は、地球の多段階降着の間、衝突による壊滅的な大気の損失やケイ酸塩マグマ海洋と大気の平衡の程度などのプロセスが緩やかな制約のままであることを認識した。 ただし、地球のさまざまな貯留層の目標の窒素含有量とδ15Nは、モデルで使用されるパラメーターを同時に変更した場合でも取得できます（補足図8〜14および「方法」）。 したがって、我々は、太陽系内の異なる太陽中心距離で形成された衝突体の不均一な降着を通じて、地球がその N インベントリと N 同位体の特徴を確立したことを示唆しています。

図4は、地球が最初にECのような衝突体から窒素を獲得し、その後、月を形成する巨大衝突の前および最中に、酸化が進む衝突体と最小限のCIコンドライト状物質から追加の窒素を獲得したことを示しています。 同様に、地球もこれらの物体から他の主要な揮発性物質を蓄積した可能性があります。 EC と CI コンドライトの両方には、大量の H、C、S が含まれています4,54,55。 したがって、H、C、S も地球の主な降着段階中に運ばれ、地球の核形成に関与した可能性があります。 上記の「N-降着モデル」（図4）をC-H-Sに適用して、地球のさまざまな貯留層におけるC-H-Sの分布と起源を制約しました（「方法」および補足データ5）。 図 5 は、地球の降着の終わりには、原始大気には約 16 ppm の H、約 22 ppm の C、および無視できる程度の S が含まれていることを示しています。 原始マントルには、約 65 ppm の H、約 112 ppm の C、および約 290 ppm の S が含まれています。地球の降着後、原始大気中の H2O は凝縮して原始海洋を形成し 56、原始大気中の CO2 は炭酸塩として堆積します。地球の表面（大気＋地殻）内57． 私たちのモデルは、現在の地球の表面とマントルで観測された値と一致する原始大気と原始マントルの C 含有量をもたらします 51。 それにもかかわらず、私たちのモデルは、現在の地球の表面とマントルの推定値と比較して、原始大気のHとSの含有量は低いが、原始マントルのHとSの含有量は高いことを示しています（図5a、b）。 、58、59。 ただし、BSE で得られた C-S-H-N 含有量と C/H、C/S、および C/N 比は、現在の BSE の推定値とよく一致しています（図 5d、6）。 これは、地球のマントルが地球の降着後の脱ガスを通じて、H と S の地表に寄与していることを意味します。 さらに、私たちのモデルの結果は、地球の核がN（図4a）の場合と同様に、C-H-Sの主要な貯蔵庫であることを示しています（図5c）。これには、〜1300 ppmのC、〜160 ppmのH、および約 1.4 wt.% の S は、地球の核の推定値と一致します60。

a–c 降着質量分率の関数として表した原始地球の大気、マントル、核の C–H–S 含有量。 原始大気中の C-H-S 含有量は、ケイ酸塩地球の質量に対して正規化された原始大気の C-H-S 質量に基づいていることに注意してください。 d BSE (大気 + マントル) の C/N、C/H、および C/S 比は、地球の質量が降着するにつれて変化します。 現在の地球の貯留層で観察された C と H の含有量は、参考文献から引用されました。 51、現在の地球の大気とマントルの S 含有量は参考文献 51 から取得されました。 59および参考文献。 それぞれ58。 〜99% の付着におけるエラーバーは、使用した金属/ケイ酸塩分配係数の ±2σ に基づいていました。 パネル (a) の大気は、水の凝縮と大気から地殻への CO2 の堆積による、大気と地殻を含む地球の表面の貯留層を表すことに注意してください。 ソースデータは補足データ 5 に提供されます。

現在の地球の BSE で観察された C、N、および H の含有量は、参考文献から取得されました。 51、BSE の S 含有量は参考文献に基づいて計算されました。 58、59。 私たちのモデル化された H-C-N-S 含有量は BSE での観測値とよく一致しており、地球がその不均一な降着によって主要な揮発性インベントリを獲得したことを示していることに注意してください。 ソースデータは補足データ 5 に提供されます。

私たちは、地球の主要な変動予算に対するさまざまな種類の衝突体の寄与を制限するために、質量収支計算を実行しました。 私たちの結果（補足データ6）は、最初に降着したECのような衝突体が、地球のH、S、C、Nのそれぞれ〜45％、〜72％、〜38％、〜12％を供給することを示しています。 最近蓄積され酸化が進むインパクターは、それぞれ～46%、～28%、～60%、～87%を供給します。 一方、酸化された CI コンドライト状物質が供給するのは、地球の主要な揮発性物質の 10% 未満です。 私たちのモデルにおける EC のような衝突体によって供給される H の割合 (~45%) は、BSE の H 同位体組成を説明するために単純な EC-CC 混合を使用した以前のモデル (~70%) よりも低いです。 。 しかし、この不均衡は、Mo 同位体によって示唆されているように、EC と CC の混合物で構成されているため、最近蓄積され酸化が進む衝突体によって解決される可能性があります 19,61。

最終的に、私たちの結果（図4〜6）は、地球が単一の巨大衝突体や降着後期にではなく、主な降着段階中にさまざまな宇宙化学貯留層から主要な揮発性物質を取得したことを示しています。 太陽系内の異なる太陽中心距離で形成された、還元および酸化されたインパクターと最小限の CI コンドライト状物質の、地球の主要な揮発性物質インベントリへの寄与の合計は、観測された地球化学的および宇宙化学的制約 5、19、21、32、54 および動的モデルと一致します。惑星形成2、15。

出発物質には、合成ケイ酸塩および金属 Fe + Fe7N3 ± FeS ± Si 粉末の混合物が含まれていました。 最初の 3 つのケイ酸塩 (G-1、G-2、および G-3 と呼ぶ) は、中央海嶺玄武岩 (MORB) と同様の主要元素組成を持っていましたが、G-3 ケイ酸塩の FeO は MgO に置き換えられました。 CaO（すなわち、FeOを含まない）。 4 番目のケイ酸塩 (G-4) も玄武岩質の組成を持ちましたが、その MgO の大部分が FeO に置き換えられました。 5 番目のケイ酸塩 (G-5) は、地球のマントルのパイロライトと同様の主要元素組成を持っていました。 すべてのケイ酸塩は分析グレードの酸化物と炭酸塩から調製されました。 吸収される水を最小限に抑えるために、SiO2、TiO2、Al2O3、および MgO 粉末はそれぞれ 1000 °C で、MnO2 は 400 °C で、CaCO3 は 200 °C で、Na2CO3 と K2CO3 は 110 °C で一晩焼成されました。 乾燥後、これらすべての酸化物と炭酸塩をまず混合し、エタノール中でメノウ乳鉢で粉砕し、室温で一晩乾燥させました。 よく混合された粉末は 1000 °C で脱炭酸されました。 次に、100℃の真空オーブンに保存したFeO粉末を混合物に加え、メノウ乳鉢でエタノール中でさらに粉砕し、室温で一晩乾燥させた。 G-1 ～ G-3 ケイ酸塩は 1600 °C でガラスとして合成され、使用前に粉末化されました。 さらに、G-1 および G-2 ケイ酸塩粉末を、CO-CO2 ガス混合炉を使用して FMQ-2 の 1000 °C、fO2 で 24 時間還元しました。 G-4 および G-5 ケイ酸塩はガラスとして合成されませんでした。 G-1 から G-5 ケイ酸塩の主な元素組成は補足データ 1 に示されています。Fe+Fe7N3±FeS±Si 粉末は、高純度の Fe、Fe7N3、Si、および FeS 粉末から調製され、エタノール下で粉砕することによって均質化されました。メノウ乳鉢で混合し、室温で乾燥させます。 名目上、サンプル中の窒素源は Fe7N3 だけでした。 バルクサンプルの N 含有量は 1000 ～ 2000 ppm となるように調製されており、この研究で採用された P-T 条件下での Fe リッチ金属溶融物中の N 溶解度よりもはるかに低くなります 37。 比較のために、2 つの実験 LY24 と LY25、約 50 wt.% のケイ酸塩と約 50 wt.% の Fe7N3 を使用して、グラファイト カプセル内に大量の N2 ガスを生成しました。 さらに、含水状態を得るために、いくつかの実験で異なる量の Mg(OH)2 が添加されました。 乾燥した出発物質はすべて、高圧実験用にグラファイトカプセル、ジルコニアライニング Pt95Rh05 カプセル、またはグラファイトライニング Pt95Rh05 カプセルに装填する前に、真空オーブンで 100 °C で 24 時間以上保管しました。

1〜1.5 GPaおよび1700℃でのすべての実験は、ステップグラファイトヒーターを備えた直径0.5インチのタルク-パイレックスアセンブリを使用して、エンドロード型固体媒体ピストンシリンダー装置で実施されました（補足データ2）。 これらの実験では、出発材料の 30 ～ 50 wt.% の金属混合物と 50 ～ 70 wt.% のケイ酸塩粉末を、ジルコニアまたはグラファイトで裏打ちされた Pt95Rh05 カプセルに充填しました。 ジルコニアで裏打ちされた Pt95Rh05 カプセルの使用は、サンプル中の C の存在を避けるためでした。 アセンブリを加圧するには、ホットピストンイン法が使用されました。 圧力は石英 - コーサイトおよびカイヤナイト - シリマナイト遷移に対して校正され、公称圧力に対して 18% の摩擦補正が適用されました。 圧力の不確かさは相対的に 5% よりも優れていると推定されます。 W97Re03 ～ W75Re25 熱電対を使用し、温度は ±2 °C に制御され、精度は ±10 °C でした。 実験時間は 1 ～ 3 時間の範囲でした。 すべての実験は、グラファイト ヒーターへの電力をオフにして、10 ～ 20 秒以内に 100 °C 以下に急冷しました。

2000～2200℃、5～8GPaでの実験は1000トンのDIA型マルチアンビル装置で行われた。 出発物質をグラファイトカプセルに充填した。 高圧を生成するために、圧力媒体として Cr2O3 ドープ MgO 八面体 (エッジ長 14 mm) とともに、8 mm の切刃エッジを持つタングステン カーバイド (WC) アンビルが使用されました。 炉は、階段状の円筒状グラファイトまたは LaCrO3 ヒーターと ZrO2 断熱材で構成されています。 サンプル圧力は、Bi、ZnS、および Mg2SiO4 多形体の相転移に基づく校正を使用して水圧から推定されました。 温度は、接点がグラファイト カプセルの端近くにある W95Re05 ～ W74Re26 熱電対を使用して測定されました。 セルアセンブリはまず室温で 4 時間かけて目標圧力まで加圧され、次に 100 °C/分の速度で目標温度まで加熱されました。 実験中の温度変動は約 ±10 °C で、実験時間は 20 ～ 40 分の範囲でした。 すべての実験は電力をオフにすることによって急冷され、その後 16 時間以上かけて周囲圧力まで減圧されました。

回収されたすべてのサンプル カプセルは縦方向に 2 つの半分に切断されました。 半分はエポキシに取り付けられ、電子マイクロプローブとラマン分光分析用に研磨され、もう半分は希ガス質量分析用に準備されました。

急冷した金属およびケイ酸塩の溶融物の主な元素組成は、JEOL JXA-8200 マイクロプローブを使用して測定されました。 分析は波長分散モードで実行され、PAP マトリックス補正が生データに適用されました。 金属溶融物は 20 kV の加速電圧と 20 nA のビーム電流で分析されましたが、ケイ酸塩溶融物は 15 kV/10 nA で分析されました。 天然および合成標準を使用して機器を校正しました。 金属溶融分析では、Fe、Si、Ni、Cu は純金属で校正され、S はよく知られた Fe:S 比を持つ合成磁硫鉄鉱で校正され、O はマグネタイトで校正されました。 金属溶融物中の C の分析では、サンプルと標準はコーティングされていませんが、帯電を避けるために銀含有導電性ワニスで囲まれており、Fe3C が標準でした。 ケイ酸塩溶融分析では、Na は曹長石、Ca は珪灰石、K は正長石、Ti と Mn はイルメナイト、Si はエンスタタイト、Mg はフォルステライト、Al はスピネル、P は GaP、Fe は金属 Fe で校正されました。 急冷されたケイ酸塩溶融物中の硫黄は、磁硫鉄鉱標準を使用して、50 nA のビーム電流と 60 秒のピーク計数時間で分析されました。 すべての標準化とサンプル測定には、直径 10 または 20 µm の焦点を外したビームが使用されました。

全サンプルの半分に含まれる共存する金属溶融物とケイ酸塩溶融物を物理的に分離し、東京大学大気海洋研究所の改良型希ガス質量分析装置を使用して、窒素含有量と同位体組成を測定しました。ナノモル以下のレベルで窒素含有量と同位体を正確に測定する能力62。 大きな金属塊ときれいなケイ酸塩は、5 GPa および 2200 °C で合成されたラン PYH01 (補足データ 2) を除き、双眼顕微鏡で容易に分離されました。これには、急冷されたケイ酸塩中に不均一に分布している小さな金属粒子 (10 ～ 30 μm) のみが含まれていました。溶ける。 このサンプルでは、​​N 含有量と同位体組成を測定しませんでした。

各サンプルについて、質量約 1 mg のケイ酸塩チップと質量約 0.1 mg の金属チップを準備しました。 各ケイ酸塩または金属を小さな石英ガラス管に入れ、それを大きな石英ガラス容器に入れました。 次に、大きな石英ガラスのサンプル容器をタングステンワイヤーを備えた炉に置きました。 サンプル容器を真空下 150 °C で一晩ベークアウトして、大気中の N を除去しました。N ガスの抽出と精製には高真空ラインを使用しました。 真空ラインは基本的に、試料容器に接続されたガス抽出部、コールドトラップ1、コールドトラップ2を含むガス精製ライン(AQライン)、酸化銅フィンガー(CuO)、 N 測定用の Pt フィンガー、真空ライン (AC ライン)、および質量分析計 VG3600 に直接接続された真空ライン (CE ライン)。 AQ 真空ラインは、N 強度が測定に適切であるかどうかを確認するために四重極質量分析計に接続されています。 真空ラインはターボ分子ポンプとイオンポンプによって排気されます。 酸化銅フィンガー (CuO) を 850 ～ 900 °C に加熱することにより、ケイ酸塩サンプルと金属サンプルに対してそれぞれ約 0.2 torr と 1 torr の O2 が生成されました。 生成した O2 は石英ガラス製の試料容器に封入され、試料の酸化に使用されました。 潜在的な表面汚染を除去し、システムの漏れをチェックするために、すべてのサンプルを最初に 200 °C に加熱しました。 加熱中に、AQ ライン内の過剰な O2 は、フィンガーの温度を 600 °C に下げることによって Cu フィンガーに吸収されました。 過剰な O2 が吸収された後、AQ ラインが排気され、酸化銅フィンガー (CuO) が 850 °C に再加熱されて O2 が生成されました。 サンプルを 200 °C で 30 分間酸化した後、サンプル容器のバルブを 2 分間開いて、200 °C で生成されたシステム内のガスを精製真空ライン (AQ) に送りました。 二酸化炭素や水などの凝縮性ガスは、コールド トラップ-1 で液体 N を使用してトラップされました。 次に、AQ ライン内の一酸化炭素、炭化水素、水素などの非凝縮性ガスを、1000 °C で白金箔を触媒とした純粋な O2 と 5 分間反応させました。 一酸化炭素、炭化水素、水素は純粋な O2 によって CO2 と H2O に酸化されます。 5 分間の反応後、炉の温度を 20 分間で 600 °C に下げ、最終的にさらに 20 分間で 450 °C に下げることにより、過剰の O2 が銅に再吸収されました。 この間、生成された CO2 や H2O などのガスは、コールド トラップ-2 で液体 N を使用してトラップされました。 静電容量圧力計で測定される精製ライン内の圧力は、ベースライン圧力よりも 0.0001 torr しか高くありません。 四重極質量分析計（QMS; HAL201、飛電アナリティカル社製）を用いて、サンプルサイズを測定することで、サンプル量が分析に適しているかどうかを確認しました。 QMS の N2 強度が適切な範囲にある場合は、高感度静的真空質量分析計 (VG Micromass Ltd. の改良型 VG3600) を使用して精製ガスを測定します。 200 °C で放出された N の測定濃度は無視できるほどでした (1 ppm 未満)。 200 °C で放出されたガスを測定した後、同じ手順に従って、サンプルを 1200 °C に加熱し、ガラスの場合は 30 分間、金属の場合は 60 分間保持して、サンプルが完全に酸化されて N が放出されることを確認しました。 1200 °C で放出されるガスの精製と測定手順は 200 °C での手順と同じでした。 各測定が終了した後、VG3600 質量分析計を少なくとも 20 分間真空排気しました。

N 同位体用の実行標準ガスは、CE ラインに取り付けられた大きな金属容器に保存されていました。 標準ガスの窒素同位体比を試料分析の前後に測定し、標準ガスの窒素同位体比を局所大気の窒素同位体比と比較して定期的に確認した。 標準/サンプルガスを VG3600 質量分析計に導入した後、28 と 29 の強度を 15 回測定し、28/29 比を質量分析計によって外挿しました (システム誤差は約 0.3 パーセント)。 標準を 1 日に繰り返し分析したところ、全体の再現性が N-同位体に関して 0.5 パーセントより優れていることが示され、同じサンプルを繰り返し分析したところ、不確実性が相対値 5% 未満で一貫した結果が得られました。 分析中に空気の N 同位体比が何度も分析され、δ15N の平均値は -0.03 パーセントとなりました。 1200 °C で放出された各サンプル中の N の濃度と同位体組成は、ホットブランク (つまり、バックグラウンド) を差し引くことで補正され、サンプルを含まないガラス管を使用して同じ加熱時間を使用してホットブランクを分析しました。サンプルを測定する場合と同じ量の酸素、同じ精製手順を使用します。 ホットブランクでは、平均 N 同位体組成 +2.99 ± 0.70 が得られます。

測定された N 濃度の誤差 (σ) は、VG3600 質量分析計で測定された N 濃度の誤差、ホットブランクの誤差、およびサンプル質量の秤量の誤差に基づいて計算され、次のように定義できます。 :

式では、 (3)、N (ppm) はサンプル中のブランク補正された N 濃度です。 サンプル計量の誤差 (σweighing) は通常相対 1% です。 N2original (mol) は、VG3600 質量分析計によって測定された未補正の N 濃度です。 σN2 (モル) は、バックグラウンド補正されたサンプル内の N 濃度の誤差であり、次のように定義できます。

ここで \({\sigma }_{{{{{{\rm{N}}}}}\; {{{{{\rm{感度}}}}}}\; {{{{{\rm {in}}}}}}\; {{{{{\rm{air}}}}}}}\) は約 9.9% です。 試料の窒素同位体組成の誤差は、VG3600質量分析計で測定した試料ガスの誤差δ15N(``)、標準N2の再現性の誤差(0.5``)、および空気のδ15Nの誤差( 0.43 ``)、次のように定義できます。

ここで \({\sigma }_{{{{{{{\rm{\delta }}}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}{\left( {{\textperthousand }}\right)}_{{{{{{\rm{MS}}}}}}}\) は、VG3600 質量分析計で測定されたサンプルガスの δ15N (‰) の誤差です。 \({\sigma }_{{{{{{{\rm{\delta }}}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}{\left({ {\textperthousand }}\right)}_{{{{{{\rm{Standard}}}}}}}\) は、標準ガスの再現性の誤差です。 標準品を 1 日に繰り返し分析した結果、全体の再現性が 0.5 パーセントよりも優れていることがわかりました。 \({\sigma }_{{{{{{{\rm{\delta }}}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}{\left({ {\textperthousand }}\right)}_{{{{{{\rm{Air}}}}}}}\) は空気の δ15N (∴) 値の誤差であり、0.43 パーセントです。 \({\sigma }_{{28/29{{{{{\rm{N}}}}}}}_{{{{{{\rm{MS}}}}}}}}\) は質量分析計によって外挿されたサンプルガスの 28/29 比の 15 倍の測定値の標準偏差。これは約 0.3 パーセントです。 \({\sigma }_{{28/29{{{{{\rm{N}}}}}}}_{{{{{{\rm{標準}}}}}-1}}\ ) および \({\sigma }_{{28/29{{{{{\rm{N}}}}}}}}_{{{{{{\rm{標準}}}}}-2} }\) は、各サンプル分析の前後の標準ガスの 28/29 比の 15 回の測定値の標準偏差です。

ケイ酸塩溶融物中の N-C-H-O の種形成に関する情報を得るために、いくつかのケイ酸塩ガラスのラマン スペクトルが収集されました。 マイクロラマンスペクトルは、CCD 検出器、1800 mm-1 格子、50 倍の対物レンズ、および共焦点モードを備えた Horiba LabRAM HR UV 分光計を使用して、後方散乱幾何学で記録されました。 100 μm の共焦点ピンホールが使用され、スペクトル分解能が 3.5 cm-1 に制限されます。 出力０．１ＷのＡｒ＋イオンレーザーの５１４．５ｎｍ線を励起に使用した。 非常に低濃度の N-C-H-O 種を検出するために、各範囲で 2 × 300 秒の取得時間で 200 ～ 4500 cm-1 のスペクトルが収集されました。 〜IW-0.5のfO2でのいくつかのケイ酸塩ガラスの典型的なラマンスペクトルを補足図2に示します。還元されたケイ酸塩融解物を測定するときに、顕著な蛍光に遭遇しました。 このような蛍光は、N-C-H-O 種の弱いピークを大幅にマスクする可能性があります。 したがって、蛍光の影響を受けないラマンスペクトルのみを報告しました（補足図2）。 実際、fO2 の関数としてのケイ酸塩溶融物中の N-C-H-O 種の変化は、文献 36、38、39、53、63、64 で広範囲に測定および議論されており、それらの結果は互いに一致しています。 ここでは、ケイ酸塩溶融物中の窒素種の変化が窒素同位体分画に及ぼす影響を議論するために、これらの以前の研究のみを引用しました（本文を参照）。

すべての実験で、玄武岩質の溶融物はガラスに急冷されましたが、マントル熱分解物の溶融物は樹枝状の組織を持っていました（補足図1）。 急冷された金属およびケイ酸塩の主な元素組成は補足データ3、4に示されています。急冷されたケイ酸塩溶融物の四面体陽イオンに対する非架橋酸素の比（NBO/T）は0.2〜3.1であり、Feに富む金属溶融物は0.2〜3.1でした。 87.0 ～ 98.8 wt.% の Fe、0 ～ 6.8 wt.% の Si、0 ～ 1.8 wt.% の S、および 0 ～ 11.5 wt.% の C を含有します。

私たちの実験で一般的な fO2 は、次の平衡を使用して、Fe に富んだ金属溶融物と有限の FeO 含有量を持つケイ酸塩溶融物の共存から計算されました。

ここから、任意の P–T における Fe-FeO バッファに対する fO2 は次のように定義できます。

aFeO はケイ酸塩溶融物中の FeO の活性を表します。 aFe は金属溶融物中の Fe の活量を表します。 XFeO と XFe は、それぞれケイ酸塩溶融物中の FeO と金属溶融物中の Fe のモル分率です。 γFeOとγFeは、それぞれケイ酸塩溶融物中のFeOと金属溶融物中のFeの活量係数です。 理想的な解モデル (γFeO = 1 および γFe = 1、理想的な fO2) と非理想的な解モデル (非理想的な fO2) の両方を使用して fO2 の計算を実行しました。 非理想溶液モデルを使用した fO2 計算は、γFeO = 1.5 を仮定して実行されました (参考文献 17、65)。 γFe は、ε アプローチとオックスフォード大学が提供するオンライン「金属活性計算機」(http://www.earth.ox.ac.uk/~expet/metalact/) を使用して計算されました。 -Fe リッチ金属溶融物中のすべての成分間の理想的な相互作用 66。 計算された非理想的な fO2 値は IW と IW–5 の間です。 計算された理想的な fO2 値は IW–0.7 から IW–6 の間であり、非理想的な fO2 値よりも 0.7 ～ 1 log 単位低くなります。 計算された fO2 値は、以前の結果と一致して、ケイ酸塩溶融物の FeO 含有量が減少するか、金属溶融物の Si 含有量が増加すると減少します。

出発Fe7N3のδ15Nは-7.9±1``であった。 金属およびケイ酸塩の溶融物の窒素含有量は、それぞれ43〜14293 ppmおよび44〜4620 ppm（重量による）です（補足データ3、4）。 約 50 wt.% の Fe7N3 を出発原料に添加した 2 つの実験 (LY24 および LY25; 補足データ 2) では、金属溶融物にはそれぞれ約 1.1 および 1.4 wt.% の N が含まれていました。 これらの値は、同様の条件下で測定された Fe リッチ金属溶融物中の N 溶解度に匹敵し 37 、これら 2 つの実験が N2 で飽和したに違いないことを示唆しています。 金属溶融物の δ15N は -7.0 パーセントから +7.6 パーセントの範囲であり、ケイ酸塩溶融物の δ15 Ｎは -7 パーセントから +0.42 パーセントの範囲でした (補足データ 3、4)。 2 つの N2 飽和実験を除いて、バルクサンプルの N 含有量と δ15N の質量平衡計算は、他のすべての実験で実行されました (補足データ 2)。 結果は、バルクサンプルの N 含有量は 650 ～ 3000 ppm の範囲で変動し、ほとんどの値 (780 ～ 2200 ppm) は出発原料に添加された N 質量とほぼ一致していることを示しています。 ほとんどのバルクサンプルの δ15N 値は -3 `` から -7 `` の間で変動し、3 つのマルチアンビル実験の δ15N 値は +0.2 パーセントを超えています (N-18、N-19、および N-20; 補足データ 2)。 出発Fe7N3のδ15Nからのバルクサンプルの偏差は、ケイ酸塩粉末をグラファイトカプセルに充填する際の空気N2汚染、出発金属Fe中のNの存在、および/または出発Fe7N3のδ15Nの不均一性によって説明できる可能性がある。 それにもかかわらず、3 つのマルチアンビル実験の正の δ15N 値を説明するのは困難です。 ただし、本文に示されているように、計算された \({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}/{{{{{\rm{silicate}}} }}}}\) と \({\triangle }^{15}{{{{{\rm{N}}}}}}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}-これら 3 つの実験のうち {{{{{\rm{silicate}}}}}}}\) は、他の実験の実験と完全に一致しています。

以前の研究では、高 P-T 実験の一部では実行中に N 損失が発生することが示されています 36,37,40,41。 N 損失は、グラファイト カプセルの多孔性における一部の N の貯蔵、またはグラファイト (-Pt) カプセル壁を介した N 拡散損失のいずれかに関連している可能性があります 41。 以前の実験では、出発原料に約 0.5 ～ 2 wt.% の N を加えたため、サンプルは通常 N2 蒸気相で飽和していました。 しかし、私たちの実験では、出発物質に約 1000 ～ 2000 ppm の N のみを加えましたが、これは溶解度限界をはるかに下回っています 37。 したがって、2 つの実験 (LY24 および LY25; 補足データ 2) を除いて、私たちの実験は N2 蒸気相で飽和しませんでした。 上述したように、サンプル中の再構成されたバルク N 含有量は 650 ～ 3000 ppm の範囲であり、ほとんどの値は 780 ～ 2200 ppm であり、出発物質に添加された N 質量と一致しています (補足データ 2)。 したがって、実験における N 損失は限定的であったと考えられます。 補足データ 2 に示すように、一部の実験では N も増加しました。これは、サンプル材料をカプセルに装填する際の空気 N2 汚染と、出発金属鉄中の N の存在によって引き起こされる可能性があります。 そして、私たちの実験 LY24 と LY25 は、90 分間実行した後でもまだ N2 蒸気で飽和していました。 N 損失または N 損失率を制御する要因はとらえどころがありませんが、少なくとも N2 蒸気相が存在しないことにより、N 損失率またはグラファイト カプセル壁の多孔性における N2 ガスの蓄積が効果的に抑制されるはずです。 。

実験時間は、1700 °C で 60 ～ 180 分間、2000 ～ 2200 °C で 10 ～ 20 分間の範囲でした。 Δ15 N金属ケイ酸塩が小さなfO2範囲にわたって時間に依存しないという観察（補足図6）は、1700℃で金属/ケイ酸塩N同位体平衡に近づくには60分で十分であることを示しています。 2000 ～ 2200 °C の温度では元素の拡散が非常に速いと考えられているため、時系列の実験は通常は実行されません。 1700 °C での金属/ケイ酸塩の N-同位体平衡が 60 ～ 180 分以内に近づいた場合、2000 ～ 2200 °C での N-同位体平衡も 10 ～ 20 分以内に近づいたに違いありません。特定のシステム内の要素の割合は、温度が 1700 ℃ から 2000 ～ 2200 ℃ に上昇するにつれて桁違いに増加します。 さらに、図2に示すように、式2に要約されます。 (1)、私たちの \({D}_{{{{{\rm{N}}}}}}^{{{{\rm{金属}}}}}/{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\) は以前のデータと一致しており、実験における N の平衡分配も示しています。

Grand Tack N 体シミュレーション結果 15,49 の入力を備えた多段階炉心形成モデルを使用し、方程式を使用します。 (1) と (2) では、地球の核とマントルの間の N 分配と同位体分別をモデル化しました。 私たちはまず、地球の最初の60％の質量が還元されたECのような衝突体の衝突によって降着し、その後最後の40％の質量が酸化が進む衝突体の衝突によって降着したと考えました。 還元された EC 様衝突体は、太陽心距離 <0.9 ～ 1.2 AU (δ15N = −30 ``) で形成されましたが、酸化が進む衝突体は太陽心距離が遠い (1.2 ～ 3 天文単位) から発生しました。 太陽系 δ15N は太陽中心距離とともに増加する 4,20 ため、酸化が進むインパクター δ15N は -30 パーセント (EC の値) から 3 天文単位でわずかに正の値まで増加するはずです。 最後の衝突体には、月を形成する巨大衝突によって地球の最後の 10% の質量が追加された +5 パーセントの δ15N 値を使用しました。また、+5 パーセントのδ15N 値は、EC (δ15N = −30 パーセント) と月を形成する巨大インパクターの Mo 同位体によって制約されるのと同じ N 含有量と質量比約 1:1 の CC (δ15N = +40``) 19。 インパクター中の N 含有量は、多くの条件によって異なります。 たとえば、大きくて酸化したインパクターは、小さくて還元されたインパクターよりも多くの N を保持する可能性があり、N は主にインパクター コアに貯蔵されます 42。 内部分化した微惑星67、つまり表面にマグマオーシャンがない場合、微惑星が酸化または還元されても、より多くの揮発性物質が微惑星内に保持される可能性があります。 しかし、表面のマグマオーシャンが十分に長く続いた場合、酸化した微惑星であっても深刻な蒸発揮発性損失を被った可能性があります。 鉄隕石には数 ppm ～ 200 ppm の N21 が含まれていますが、小惑星の玄武岩には最大 10 ppm の N68 が含まれている可能性があります。 しかし、金属溶融物とケイ酸塩溶融物の両方における窒素の溶解度の圧力依存性を考慮すると、鉄隕石と小惑星玄武岩の両方で広範囲の揮発性損失が発生した可能性があります37,69。 私たちのモデルでは、バルクの N 含有量を、小さくて還元されたインパクターの 50 ppm から、大きくて酸化したインパクターの 150 ppm まで変化させました。

また、地球のさまざまな貯留層の窒素含有量と同位体組成に潜在的に影響を与える他の要因も検討しました。 N は強力な揮発性元素であるため、ケイ酸塩マグマオーシャンの脱ガスを考慮する必要があります。 ケイ酸塩マグマオーシャンの脱ガスにより、必然的に原始大気が形成された可能性があります7。 しかし、地球サイズの惑星の場合、ケイ酸塩マグマオーシャン全体が揮発性の分配において原始大気と平衡状態にある可能性は低い70。 原始大気と平衡にあるケイ酸塩マグマオーシャンの質量パーセントを表す係数 Φ を定義しました。 地球の最初の ~50% 降着では Φ を 100% に固定しますが、地球の ~50 ～ 100% 降着では Φ を 50% から 5% まで変化させます。 さらに、中央海嶺の玄武岩の脱ガスでさえ N 同位体分別が引き起こされなかった可能性があるため、高温のマグマオーシャンの脱ガス中の N 同位体分別は無視できるものであると考えられています 71。 高温のケイ酸塩の脱ガス中の速度論的プロセスは、重大な N 同位体分別を引き起こす可能性がありますが 72、しかし、高温のマグマオーシャンの脱ガス中のそのような影響を定量化することは依然として現実的ではありません。 したがって、我々のモデルでは、速度論的プロセスに起因する N 同位体分別は考慮しませんでした。 初期大気中の軽ガスが流体力学的に宇宙へ逃げた結果、宇宙で 14N が優先的に失われる可能性がある。 しかし、地球のδ15N に対するそのような影響を定量化することは難しく、流体力学的脱出モデルは地球の大気キセノンの存在量および同位体組成と矛盾しています22。 したがって、私たちはモデルで地球の原始大気の流体力学的脱出を考慮しませんでした。 しかし、衝突時の地球の原始大気の壊滅的な損失を考慮することが重要です73。なぜなら、それは地球の総窒素収支に確実に影響を与えるからです。 衝突速度や角度、衝突体と標的の質量比などの多くのパラメータに応じて、各衝突時の原始大気中の N の損失割合を定量化することは困難ですが、5% 未満から 100% まで変動する可能性があります (参考文献)。 .73,74）。 月を形成する巨大な衝突では、成長する地球の大気の約 10 ～ 50% が衝突の直接の影響で失われた可能性があります 73。 小さな惑星は衝突中に大気を失いやすいため、地球の最初の約 50% の質量降着では N 損失率を 100% に固定し、最後の約 50% の降着では 80% から 10% に固定します。 最後に、我々は、δ15N = +40 パーセントの 1000 ppm の N を含む、6 ～ 7 天文単位を超えた完全に酸化された、または CI コンドライト状の物質を、地球が 60 年に降着した後に地球のマグマオーシャンに輸送することを検討した。 ％ 質量。 CI コンドライト様物質がマグマオーシャンに添加されたとき、金属-ケイ酸塩の偏析は起こらなかったが、ケイ酸塩マグマオーシャン中の N は、金属を含む衝突体が降着したときのその後のコア形成イベントに関与した15。 インパクターコアの非効率的な乳化は、大きくて酸化したインパクターが地球に降着する際に起こった可能性があります。 降着時のコアとマントルの不平衡の程度を参考文献と同様に使用しました。 49. 地球の核に分離した金属溶融物の軽元素含有量も考慮しました。 参考文献のモデルに従って、C 含有量 0.2 wt.%、S 含有量 1.5 wt.% (以下を参照)、Si および O 含有量を使用しました。 15,49。

金属ケイ酸塩平衡の P-T-fO2 条件は、\({D}_{N}^{{{{{{\rm{metal}}}} に依存するため、結果として得られるマントルとコアの組成にとって重要です。 }/{ケイ酸塩}}}\) と P–T–fO2 上の ∆15 N 金属ケイ酸塩。 参考文献で使用されているアプローチを使用しました。 多段階の炉心形成をモデル化するための 15,49。 衝突によって引き起こされる各コア形成イベントについて、金属 - ケイ酸塩の平衡圧力 Pe は、ターゲットの進化するコア - マントル境界圧力の一定の割合です。

ここで、fP は一定の比例係数です。 PCMB、衝突時のコア・マントル境界（CMB）圧力。 金属ケイ酸塩の平衡温度 Te は、平衡圧力 Pe におけるかんらん岩の液相線と固相線の間にあります。 平衡 fO2 は ~IW-5 から IW-2 まで変化し、降着衝突体は還元組成から酸化組成に変化しました。

衝突降着の第 i 段階では、地球の核、ケイ酸塩マグマの海、および大気の貯留層の間での N の分布は、質量バランスに従う必要があります。

ここで \({M}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{atm}}}}}}\), \({M} _{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\)、および \({M}_{i}^ {{{{{\rm{N}}}}-{{{{{\rm{metal}}}}}}}\) は、それぞれ大気中、ケイ酸塩融液、金属融液中の N 質量です。 \({M}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{bulk}}}}}}\) は、関与する合計 N 質量です。平衡分割中。 式 (11) はさらに次のように書くことができます。

方程式では、 (12) と (13)、\({M}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{loss}}}}}}\ ) は衝撃中に失われた N の質量を示します。 \({C}_{i-1}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{silicate}}}}}}}\) は、中の N 濃度を示します。付着の(i-1)番目の段階でのケイ酸塩の融解。 \({M}_{i-1}^{{{{{{\rm{silicate}}}}}}}\) は、降着の (i-1) 段階目でのケイ酸塩溶融物の質量を示します。 \({C}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{imp}}}}}}\) はインパクター内の N 濃度を示します; \({M}_{i}^{{{{{{{\rm{imp}}}}}}\) は衝突体の質量です。 \({C}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{metal}}}}}}\) と \({C}_ {i}^{{{{{\rm{N}}}}-{{{{{\rm{シリカ}}}}{te}}}\) は金属およびケイ酸塩の溶融物中の N 濃度を示します、 それぞれ。 \({D}_{{{{{\rm{N}}}}}(i)}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\) は、圧力、温度、fO2、および金属とケイ酸塩の溶融物の組成の関数です。式 (1) にまとめられています。 (1)本文中。 大気とケイ酸塩の間の N 分配をモデル化するには、ケイ酸塩溶融物中の N の溶解度が必要です。 マントルが大気と完全に平衡にある場合、マントルの N 濃度は、大気中の N2 の分圧に対応する N 溶解度に等しくなるはずです。 Libourel らのモデル 53 に従って、ケイ酸塩溶融物中の N の溶解度 (\({S}_{i}^{{{{{\rm{N}}}}}-{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}}、{{{{\rm{ppm}}}}}}\)) は次のように書くことができます。

ここで、PN は大気中の N の分圧です。 一般に、マグマオーシャン表面の揮発性元素 E (PE) の分圧は次のように表すことができます。

ここで、gi は重力加速度、\({A}_{i}^{{{{{{\rm{surf}}}}}}\) は惑星の表面積、r は質量数比です。揮発性種と対象元素の情報 (N2 の場合、r = 1)。 式で次のことに注目する価値があります。 (14) において、fO2 は表層マグマオーシャンの fO2 を表します。 参考文献の方法に従ってください。 76では、我々はモデルにおける地球の初期降着から後期降着の間にIW-3.6からIW+3.0まで変化する表面マグマオーシャンfO2を計算した。 fO2 の変動は原始大気の組成に大きな影響を与える可能性があります 77。 式の組み合わせ。 式 (12) ～ (15) は、多段階のコア形成モデルの枠組みにおいて、大気、ケイ酸塩マグマオーシャン、およびコア内の N 分布を制約するために使用できます。

降着の i 段階での大気、ケイ酸塩融液、および金属融液の間の N 同位体分別の場合、δ15N は次の質量平衡則に従います。

ここで \(f{{{{\rm{N}}}}}}_{i}^{{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\), \(f{{{ {{\rm{N}}}}}}_{i}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}\)、および \(f{{{{{\rm{N }}}}}}_{i}^{{{{{{\rm{atm}}}}}}}\) は、それぞれケイ酸塩溶融物、金属溶融物、大気中の N の割合です。 \({{{{{{\rm{\delta }}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}}_{i}^{{{{{{ \rm{bulk}}}}}}\) は、ケイ酸塩溶融物、金属溶融物、および大気のバルク N 同位体組成です。 降着の i 段階では、 \({{{{{{\rm{\delta }}}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}_{i} ^{{{{{{\rm{bulk}}}}}}}\) は次のように表現できます。

ここで \({{{{{{\rm{\delta }}}}}}^{15}{{{{{\rm{N}}}}}}_{i}^{{{{{ {\rm{imp}}}}}}\) は降着衝突体の N 同位体組成です。 金属融液とケイ酸塩融液の間の N 同位体分別は次のとおりです。

\({\triangle }^{15}{{{{{\rm{N}}}}}}_{i}^{{{{{{\rm{metal}}}}}}-{{ {{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\) は、式 1 にまとめられているように、温度と fO2 の多関数です。 (2)本文中。 高温における大気とケイ酸塩溶融物との間の平衡 N 同位体分別は無視できるほどであるため 71、次の式が使用されました。

式の組み合わせ。 (16) ～ (19) は、多段階核形成モデルの枠組みにおいて、大気、ケイ酸塩マグマオーシャン、および核の N 同位体組成を制約するために使用できます。

我々は、地球の多段階の降着の間、衝突による破滅的な大気の喪失やケイ酸塩マグマ海洋と大気の平衡の程度などのプロセスが十分に制約されていないことを認識した。 したがって、追加のモデリングを実行して、モデルで使用されるパラメーターを変更した場合の、原始地球の大気とマントルの最終的なN含有量とδ15Nへの影響をテストしました（補足図8〜14）。 補足図8は、Φを20〜60％に固定すると、N含有量とδ15Nが原始大気の場合〜1.1〜1.7 ppmおよび〜-1.8 ∼ -0.3 、および〜0.7〜2.2 ppmおよび〜になることを示しています。原始マントルの場合は−6.8パーセントから−0.1パーセント。 これらの値は、地球のマントルと表面で観測された値をカバーしています。 補足の図9は、衝撃による大気損失の程度を40％から60％まで変化させると、原始大気のN含有量が0.7から1.5ppmまで、δ15Nが-3``から+4.2``まで変化するが、変化しないことを示しています。マントルの値。 これらの原始大気の値は、地球表面の貯留層の観測値もカバーしています。 さらに、補足図10は、ケイ酸塩マグマオーシャンとその上にある大気の間の平衡度をわずかに増加させるか、またはCIコンドライトの追加質量を減少させると、原始大気δ15Nが〜0パーセントまで減少し、その間に大気の窒素含有量が増加することを示しています。 ～1ppm。 補足の図11は、CIコンドライト様物質が地球に約60％の質量で降着した後、完全な核になる前に配達された限り、CIコンドライト様物質の配送の相対的なタイミングを変更しても主要な結論が変わらないことを示しています。 –マントル分離。 補足図 12 は、インパクターコアの C 含有量を 0.5 から 2 wt.% まで変化させても結論が変わらないことを示しています。 補足図13は、δ15Nにおける月を形成する巨大衝突体に対するECとCCの相対的な寄与を変化させても、原始地球の大気、マントル、核のδ15Nにはほとんど影響を及ぼさないことを示しています。 これは、最後のインパクターの N の大部分がインパクターコアにあり、インパクターコアの限られた乳化 (5%) によりインパクター内の N の大部分が地球のコアに送達されたためです。 衝突体の窒素含有量は、地球全体の窒素含有量に影響を与えるに違いありません。 補足図14で、80〜200 ppmのN（Nが豊富）と20〜100 ppmのN（Nが少ない）を含むインパクターを使用したモデリング結果を比較します。これは、原始大気中の最終的なN含有量（1.8対1.4 ppm）とプロトマントル（それぞれ2.9対2.1 ppm）はよく似ていますが、コア内のN含有量はこれら2つのケース（234対118 ppm）でさらに異なります。これは、Nが親油性であるためです。降着段階全体。 補足図14はまた、原始大気、原始マントル、コアのδ15Nがこれら2つのケースでほとんど変化せず、δ15Nのわずかな変化は、追加されたCIコンドライトの質量をわずかに増やすことで相殺できることも示しています。

他の主要な揮発性物質（C-H-S）は、N について上でモデル化したのと同様の降着プロセスを受けると考えられます。これらの揮発性元素は N と比べて地球化学的挙動が非常に異なるため、降着物質中の C-H-S 含有量を考慮する必要がありました。上記の N 降着モデルを適用して C-H-S の分布と起源を制約する前に、大気 - マントル平衡条件でのケイ酸塩溶融物中のそれらの溶解度、およびコア形成条件での金属/ケイ酸塩分配係数を調べました。地球のさまざまな貯水池。

降着物質中の C-H-S 含有量については、完全に酸化された物質は CI コンドライトのような C-H-S 含有量を持つと仮定し、他の衝突物質の C-H-S 含有量は小惑星隕石から推定されました。 内圧が 20 GPa 未満の小惑星条件下では、H の親石性により、水素は主に衝突体のケイ酸塩部分に集中します。 エイコンドライト中の H 含有量は 50 ～ 170 ppm の範囲にあるため 78,79、我々のモデルでは、バルク H 含有量は還元インパクターの約 50 ppm から酸化インパクターの約 150 ppm に変更されました。 炭素と S は、小惑星条件下では好親性の性質があるため、衝突体の金属コアにさらに集中します 80,81。 鉄隕石中の C 含有量は 1500 ppm 以下 82、アコンドライト中の C 含有量は 10 ～ 140 ppm の範囲です 83,84。 したがって、インパクター内の C 含有量を約 150 ～ 1000 ppm に設定します。 S 含有量は、鉄隕石 (0.4 ～ 19 wt.%)82 とエイコンドライト (110 ～ 5000 ppm)85,86 で大きく異なります。 しかし、鉄隕石のlog(C/S)はlog(C)とよく相関しています(参考文献82)。 したがって、バルクインパクター内の S 含有量を約 2000 ～ 11000 ppm の範囲に設定しました。

上で述べたように、私たちのモデルでは、地球の降着中に表面のマグマオーシャン fO2 が IW−3.6 から IW+3 に変化します。これは種、ひいてはケイ酸塩融解物中の C-H-S の溶解度に大きな影響を与えると考えられます 77。 ケイ酸塩溶融物中では、H2 または H2O として存在する H の相対割合は次の関係に従います。87

私たちのモデルでは、インパクター内の H 含有量は 150 ppm 以下です (上記を参照)。 (20) は、H2 としての H の割合が IW-3.6 の fO2 で 30% 未満であり、fO2 が IW-2.5 より高い場合は無視できることを示しています。 これは、降着プロセス全体を通じて、表面のマグマオーシャンの主な H 種は H2O であることを意味します。 したがって、参考文献の H2O 溶解度モデルを使用しました。 私たちのモデルでは 88:

ここで \({X}^{{{{{{\rm{H}}}}}}_{2}{{{{\rm{O}}}}}}-{{{{{\rm {ケイ酸塩}}}}}}}\) と \({f{{{{{{\rm{H}}}}}}}}_{2}{{{{\rm{O}} }}}}}^{{{{{{\rm{流体}}}}}}}\) は、それぞれケイ酸塩溶融物中の水のモル分率と流体中の水のフガシティです。 Pgas はガスの全圧、bj と Xj は定数係数であり、ケイ酸塩溶融物中の成分 j の酸化物モル分率です (bAl2O3 = −1.997、bFeO(T) = −0.9275、bNa2O = 2.376)56。 H2O のフガシティ係数が 1 であると仮定すると、\({f{{{{{{\rm{H}}}}}}}_{2}{{{{{\rm{O}}} }}}}^{{fluid}}\) はその分圧に等しく、式 1 を使用して計算できます。 (15) r(H2O) = 9 の場合。Pgas は、大気中のすべての揮発分の分圧を合計することによって取得できます。

水素を含むケイ酸塩溶融物中の C の種類も fO2 によって制御されます。 還元条件 (fO2 < IW-1) では、主な C 種はメタンですが、酸化条件 (fO2 > IW-1) では、主な C 種は炭酸塩です89。 fO2 < IW−1 におけるケイ酸塩溶融物 (SC-ケイ酸塩) 中の C の溶解度については、参考文献 1 のモデルを使用しました。 89 として:

fO2 >IW−1 では、参考文献のモデルを使用しました。 90、これはかんらん岩溶融物に対してより有効です。 ケイ酸塩溶融物（SS-ケイ酸塩）中の S の溶解度については、参考文献の最新のモデルを使用しました。 77:

ここで、CFeO はケイ酸塩溶融物中の FeO 含有量 (重量%)、fS2 は硫黄のフガシティであり、これは大気中の S2 の分圧と近似的にみなすことができ、式 (1) のような形式で表すことができます。 (15)。

金属/ケイ酸塩分配係数については、パラメーター化された \({D}_{H(i)}^{{{{{{{\rm{metal}}}}}}}/{{{{{ {\rm{ケイ酸塩}}}}}}}\) 参照より。 91、\({D}_{C(i)}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\)参照から。 80、および \({D}_{S(i)}^{{{{{{\rm{金属}}}}}}/{{{{{\rm{ケイ酸塩}}}}}}\ ）参照より。 43.

C-H-S の上記のパラメーターを使用して、N 降着モデルを C-H-S に適用して、地球の不均一な降着中の地球のさまざまな貯留層における C-H-S の分布を制限しました。 我々の結果を図２〜図４に示す。 本文の図 5、6 は、地球のさまざまな貯留層におけるモデル化された C-H-S 含有量が現在の観測結果と一致していることを示しています。 私たちの研究は、地球が非常に複雑なプロセスを通じて揮発性物質を獲得したが、これらの複雑なプロセスは地球の主な降着段階で自然に起こったことを示唆しています。 したがって、地球の揮発性インベントリの確立は、地球の不均一な降着プロセスの自然な結果でした。

この研究の結果を裏付けるすべてのデータは、論文、補足情報およびソース データ ファイル (補足データ 1 ～ 6) で入手できます。 この論文に関連する追加データは著者に要求される場合があります。

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この論文に関するハンス・ケプラー氏とピエール・カルティニー氏の励ましのコメントに感謝いたします。 このプロジェクトは、新領域科学重点研究プログラム、CAS (助成金番号 DBS-LY-DQC013) および NFSC (助成金番号 41673064) から Y. Li への支援を受けました。

Lanlan Shi、Wenhua Lu の著者も同様に貢献しました。

同位体地球化学国家主要研究所、中国科学院広州地球化学研究所、広州、510640、中国

Lanlan Shi、Wenhua Lu、Zenghao Gao、Zhixue Du、Yuan Li

CAS Center for Excellence in Deep Earth Science、広州、510640、中国

Lanlan Shi、Wenhua Lu、Zenghao Gao、Zhixue Du、Yuan Li

中国科学院大学地球惑星科学院、北京、100049、中国

Lanlan Shi、Wenhua Lu、Zenghao Gao

東京大学大気海洋研究所海洋地球システム科学分野〒277-8564 千葉県柏市

Takanori Kagoshima & Yuji Sano

高知大学先端海洋コア研究センター（〒783-8502 高知県七国町）

Yuji Sano

惑星科学国際センター、成都理工大学地球科学部、成都、610059、中国

ユン・リウ

地球惑星研究所、カーネギー科学研究所、ワシントン DC、20015 年、米国

インウェイ・フェイ

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Y.リープロジェクトを考案し、デザインしました。 Y.Li.、ZG、および LS が実験を実行しました。 LS、TK、Y. Li.、および YS が分析を実行しました。 WL と LS は、Y. Li の指導の下でモデル計算を実行しました。 Y. Li はデータを解釈し、WL、YS、ZD、Y. Liu、YF からのコメントと改善を加えて論文を執筆しました。

袁李さんへの手紙。

著者らは競合する利害関係を宣言していません。

Nature Communications は、この研究の査読に貢献してくれた Celia Dalou と他の匿名の査読者に感謝します。

発行者注記 Springer Nature は、発行された地図および所属機関の管轄権の主張に関して中立を保っています。

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転載と許可

Shi, L.、Lu, W.、鹿児島、T. 他窒素同位体は、地球の不均一な揮発性物質の降着の証拠です。 Nat Commun 13、4769 (2022)。 https://doi.org/10.1038/s41467-022-32516-5

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受信日: 2022 年 2 月 10 日

受理日: 2022 年 7 月 28 日

公開日: 2022 年 8 月 15 日

DOI: https://doi.org/10.1038/s41467-022-32516-5

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