2.8.6.3 Wolframisotope

Während Bleiisotope nützlich waren, war das 182HF-182W-Chronometer mindestens genauso effektiv bei der Definition von Akkretionsraten (Halliday, 2000; Halliday und Lee, 1999; Harper und Jacobsen, 1996b; Jacobsen und Harper, 1996; Lee und Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Wie U-Pb wurde das Hf-W-System eher zur Definition eines Modellalters der Kernbildung verwendet (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee und Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté et al., 2000; Schönberg et al., 2002). Wie bereits erläutert, ist dies für ein Objekt wie die Erde nicht nützlich.

Harper et al. (1991) waren die ersten, die einen Hinweis auf eine Wolframisotopendifferenz zwischen dem Eisenmeteoriten Toluca und der Silikaterde lieferten. Es wurde später klar, dass es ein allgegenwärtiges klar auflösbares Defizit in 182W in Eisenmeteoriten und den Metallen gewöhnlicher Chondrite gibt, relativ zur atomaren Häufigkeit in der Silikaterde (Harper und Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen und Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee und Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Eine Zusammenfassung der meisten kürzlich veröffentlichten und genaueren Daten für Eisenmeteoriten finden Sie in Kleine et al. (2009). Die meisten frühen segregierten Metalle sind um etwa 3-4 eW-Einheiten (300-400 ppm) relativ zur Silikaterde mangelhaft. Einige scheinen noch negativer zu sein, aber die Ergebnisse sind nicht gut gelöst. Die einfachste Erklärung für diesen Unterschied ist, dass die Metalle oder die Silikaterde oder beide, die vor Live 182Hf Wolfram aus dem frühen Sonnensystem entnommen hatten, zerfallen waren.

Der Wolframisotopenunterschied zwischen frühen Metallen und der Silikaterde spiegelt das zeitintegrierte Hf / W des Materials wider, das die Erde und ihre Reservoirs während der Lebensdauer von 182Hf gebildet hat. Das Hf/W-Verhältnis der Silikaterde wurde als Ergebnis einer intensiven Studie von Newsom et al. als im Bereich von 10-40 liegend angesehen. (1996). Dies ist eine Größenordnung höher als bei kohlenstoffhaltigen und gewöhnlichen Chondriten und eine Folge der terrestrischen Kernbildung. Ein genauerer Wert für das Hf / W-Verhältnis der BSE hat weitere Untersuchungen erforderlich gemacht. Halliday (2000, 2004) verwendete 15 und Jacobsen (2005) verwendete 13.6. Dies wurde von Arévalo et al. (2009) bis 18.7 und zuletzt von König et al. (2011) bis 25.8. Diese Werte müssen weiter untersucht werden, wenn die Erde ein nichtchondritisches Verhältnis von feuerfesten, hochkompatiblen zu mäßig inkompatiblen Elementen, daher W / Hf, aufgrund von Aufprallerosion aufweist (O’Neill und Palme, 2008). Das Hf/W-Verhältnis könnte noch höher sein.

Wenn terrestrische Akkretion und Kernbildung früh wären, würde ein Überschuss von 182W in der Silikaterde gefunden werden, relativ zum durchschnittlichen Sonnensystem (Chondrite). Jedoch, Der Wolframisotopenunterschied zwischen frühen Metallen und der Silikaterde allein führt nicht zu zeitlichen Einschränkungen. Man muss die atomare Häufigkeit von 182Hf zu Beginn des Sonnensystems (oder der (182Hf / 180HF) BSSI, der ‚Bulk Solar System Initial‘) und die Zusammensetzung der chondritischen Reservoirs kennen, von denen die meisten Metall- und Silikatreservoirs getrennt wurden. Mit anderen Worten, es ist wichtig zu wissen, inwieweit sich das ‚Extra‘ 182W in der Silikaterde im Vergleich zu Eisenmeteoriten in den akkretierten chondritischen Vorläufermaterialien oder der Proto-Erde mit einem Hf / W ~ 1 vor der Kernbildung angesammelt hat und inwieweit es eine beschleunigte Änderung der Isotopenzusammensetzung aufgrund des hohen Hf / W (26) in der Silikaterde widerspiegelt.Aus diesem Grund ergaben einige der ersten Versuche, Hf–W zu verwenden (Harper und Jacobsen, 1996b; Jacobsen und Harper, 1996) Interpretationen, von denen heute bekannt ist, dass sie falsch sind, da der (182Hf / 180HF) BSSI unterfordert war. Dies war ein zentrales Anliegen in der Hf-W-Chronometrie, das nicht für U–Pb gilt, für das die Elternhäufigkeiten noch heute gemessen werden können. Der erste Ansatz besteht darin, den erwarteten (182Hf / 180Hf) BSSI in Bezug auf nukleosynthetische Prozesse zu modellieren. Wasserburg et al. (1994) konnten die anfänglichen Häufigkeiten vieler kurzlebiger Nuklide mithilfe eines Modells der Nukleosynthese in asymptotischen Riesenzweigsternen (AGB) erfolgreich vorhersagen. Die Extrapolation ihres Modells prognostizierte einen niedrigen (182Hf/180Hf)BSSI von < 10-5. Kernkollaps-Supernovae und r-Prozess-Nukleosynthese sind jedoch auch plausible Quellen für 182Hf (Kapitel 1.11).

Der zweite Ansatz bestand darin, die Wolframisotopenzusammensetzung einer frühen Hoch-Hf/W-Phase zu messen. Irland (1991) versuchte, die Menge an 182W in Zirkonen (mit sehr hohen Hf-Konzentrationen) aus dem Mesosiderit Vaca Muerta unter Verwendung einer Ionensonde zu messen, und folgerte daraus, dass der (182Hf / 180HF)BSSI < 10-4 war. Leider wurden diese Zirkone nicht mit ausreichender Genauigkeit datiert (Irland und Wlotzka, 1992), um sehr sicher über die zeitliche Extrapolation der genauen Hafniumhäufigkeiten zu sein. Auf der Grundlage dieser Arbeit und des Modells von Wasserburg et al. (1994), Jacobsen und Harper (1996) nahmen an, dass der (182Hf / 180Hf) BSSI tatsächlich niedrig war (~ 10-5). Es wurde der Schluss gezogen, dass der Unterschied in der Wolframisotopenzusammensetzung zwischen dem Eisenmeteoriten Toluca und dem terrestrischen Wert nur durch radioaktiven Zerfall innerhalb der Silikaterde mit hohem Hf / W erzeugt werden konnte. Daher musste die Fraktionierung von Hf / W, die durch terrestrische Kernbildung erzeugt wurde, frühzeitig erfolgen. Sie sagten voraus, dass die Erde mit einem Modellalter der Kernbildung von < 15 Ma nach dem Start des Sonnensystems sehr schnell akkretierte.Lee und Halliday (1995, 1996, 1997) und Quitté et al. (2000) zeigten durch Messung von Chondriten und Eukriten, dass (182Hf / 180hf) BSSI etwa 10-4 betrug, was zu einer Reihe neuer Modelle führte, die auf der Annahme basierten, dass 182Hf in derselben Art von r-Prozessstelle wie die Aktiniden hergestellt wird (Qian und Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et al., 1996). Eine kritische Messung war die von Bulk-Chondriten, aber die frühesten Messungen der 182W / 184W von Bulk-kohlenstoffhaltigen (Lee und Halliday, 1995, 1996) und gewöhnlichen Chondriten (Lee und Halliday, 2000a) waren um etwa 200 ppm falsch. Sie ergaben scheinbare Zusammensetzungen, die innerhalb eines Fehlers des terrestrischen Wertes lagen, was zu der Schlussfolgerung führte, dass, obwohl Eisenmeteorit-Mutterkörper Vesta und Mars innerhalb weniger Millionen Jahre akkretierten und sich differenzierten (Lee und Halliday, 1996, 1997), die terrestrische Kernbildung war spät oder langwierig (Halliday, 2000). Enstatit-Chondrite schienen im Gegensatz dazu einen wohldefinierten Mangel an 182W (eW = – 1,5 bis − 2,0) aufzuweisen (Lee und Halliday, 2000b).

Anschließend wurde es von drei Gruppen gezeigt (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002), dass kohlenstoffhaltige und gewöhnliche Chondrite auch die gleiche Zusammensetzung wie Enstatit-Chondrite haben und die früheren Lee- und Halliday-Ergebnisse für kohlenstoffhaltige und gewöhnliche Chondrite falsch waren. Der Grund für diese Diskrepanz wurde nie vollständig geklärt. Die Tatsache, dass die Daten so terrestrisch waren, würde jedoch eine Form der Kontamination während der Vorbereitung oder Analyse implizieren. In separaten Daten zu Mineralien oder Metallen wurden keine derartigen Effekte gefunden. Der korrekte (182Hf/180Hf)BSSI bestimmt von Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002) und Yin et al. (2002) war immer noch etwa 10-4, aber etwa die Hälfte der zuvor geschätzten. Die zuverlässigste aktuelle Zahl für die durchschnittliche Wolframisotopenzusammensetzung des Sonnensystems aus umfangreichen Chondritstudien ist e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

Eine genauere Schätzung des (182Hf / 180Hf)BSSI wird aus Mineralisotopendaten erhalten, die eine relativ große Ausbreitung in Hf / W definieren. (2002) und Yin et al. (2002) erhielten beide anfängliche 182Hf / 180HF-Werte aus internen Isochronen, die etwa 1,0 × 10-4 entsprachen. Kürzlich haben Burkhardt et al. (2008) haben interne Isochronen für CAIs bestimmt, die einen (182Hf / 180hf) BSSI von (9,72 ± 0,44) × 10-5 definieren. Diese Daten stimmen mit dem Alter und (182Hf / 180Hf) t von (jüngeren) Angriten überein (Markowski et al., 2007).

Die anfängliche Wolframisotopenzusammensetzung des Sonnensystems von CAIs wurde mit e182W = -3,28 ± 0,12 (Burkhardt et al., 2008). In: Burkhardt et al. (2012) führten Säureauslaugungsexperimente am Murchison-Meteoriten durch und analysierten Wolframisotopenzusammensetzungen. Sie fanden eine Kovariation von 182W / 184W und 183W / 184W aufgrund der Anwesenheit einer mit s-Prozess angereicherten Komponente. Sie nutzten diese Korrelation, um die CAI-Daten von Burkhardt et al. (2008) für nukleosynthetische Anomalien, die zu einer Abwärtsverschiebung der anfänglichen Wolframisotopenzusammensetzung des Sonnensystems auf e182W = -3,51 ± 0,10 und einer leichten Änderung des (182Hf / 180HF) BSSI-Wertes auf (9,81 ± 0,41) × 10-5 führten. Der Vergleich zwischen e182WBSSI und den Daten für Eisenmeteoriten zeigt, dass viele magmatische Eisenmeteoriten eine Wolframisotopenzusammensetzung aufweisen, die sich dem e182WBSSI-Wert nähert (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Einige haben Zusammensetzungen, die durch kosmische Bestrahlung beeinflusst wurden (Leya et al., 2003), leicht durch serielle Schnitte von Meteoriten demonstriert, bei denen der Effekt mit kosmogenen 3He korreliert und teilweise als Funktion der Penetration kosmischer Strahlung verteilt ist (Markowski et al., 2006b) korrekturbedürftig (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Hochpräzise Wolframisotopendaten für Eisenmeteoriten, für die Korrekturen für kosmogene Effekte klein oder gut definiert sind, liefern den ersten Beweis dafür, dass sich Mutterkörper von Eisenmeteoriten akkretierten, geschmolzen, differenziert, und produzierte magmatische Kerne innerhalb der ersten 2 Ma des Sonnensystems. Magmatische Eisenmeteoriten zeigen Hinweise auf fraktionierte Kristallisation und weisen Texturen auf, die Schätzungen langwieriger Abkühlraten ermöglichen, die mit den Kernen von Planetenobjekten von etwa 10-400 km Größe übereinstimmen (Wasson, 1985). Als solches ist es klar, dass die planetaren Embryonen von vielen in dynamischen Simulationen theoretisiert wurden (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) wirklich existierten und dass sie sehr früh geschmolzen sind und eine Kernbildung erfahren haben.Wie bereits erwähnt, beschränken Wolframisotope nicht, wie lange die Kernbildung auf der Erde anhielt. Die Ergebnisse von Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002) und Yin et al. (2002) liefern eine neue Einschränkung, dass sich ein signifikanter Teil des Erdkerns in den ersten 10 Ma des Sonnensystems gebildet haben muss. Zuvor schätzte Halliday (2000), dass die mittlere Lebensdauer, die Zeit, die benötigt wird, um 63% der Erdmasse mit exponentiell abnehmenden Akkretionsraten anzusammeln, im Bereich von 25-40 Ma liegen muss, basierend auf den kombinierten Einschränkungen, die durch die Wolfram- und Bleiisotopendaten für die Erde auferlegt werden. Yin et al. (2002) argumentierten, dass die mittlere Lebensdauer für die Erdakkretion basierend auf der neu definierten Wolframisotopenzusammensetzung von Chondriten eher 11 Ma betragen muss. Die Bleiisotopendaten für die Erde sind schwer mit so schnellen Akkretionsraten in Einklang zu bringen, wie bereits diskutiert (Abbildung 16). Daher besteht eine offensichtliche Diskrepanz zwischen den Modellen, die auf Wolfram- und / oder Bleiisotopendaten basieren.

Halliday (2004) machte auf diese Diskrepanz aufmerksam und schlug vor, dass die wahrscheinlichste Ursache eine unvollständige Vermischung zwischen den metallischen Kernen akkretierender Planetenobjekte und den Silikatanteilen der Erde sei. Wenn sich Metall direkt mit Metall vermischt, bleibt das ‚Alter‘ des ankommenden Objekts teilweise erhalten. Es gibt starke Hinweise darauf, dass diese ‚Ungleichgewichtskernbildung‘ für einen Teil der Erdakkretion wichtig war. Obwohl die exponentiell abnehmende Wachstumsrate der Erde auf Monte-Carlo-Simulationen basiert und angesichts der ständig abnehmenden Kollisionswahrscheinlichkeit intuitiv sinnvoll ist, kann die Realität nicht so einfach sein. Wenn Planeten größer werden, muss auch die durchschnittliche Größe der Objekte, mit denen sie kollidieren, zunehmen. Daher wird angenommen, dass die späteren Stadien der Planetenakkretion größere Kollisionen beinhalten. Dies ist ein stochastischer Prozess, der schwer vorherzusagen und zu modellieren ist. Dies bedeutet, dass die aktuelle Modellierung bestenfalls eine grobe Beschreibung der Akkretionsgeschichte liefern kann. Es wird angenommen, dass der Mond das Produkt einer solchen Kollision ist, die als Riesenaufprall bezeichnet wird (siehe Abschnitt 2.8.8.1).

Wenn die Objekte größer werden, scheinen die Chancen für ein Gleichgewicht von Metall und Silikat geringer zu sein. Riesige Aufprallsimulationen scheinen zu einer beträchtlichen Menge direkter Kern-Kern-Vermischung zu führen (Canup und Asphaug, 2001). Dies ist der Fall, Die Wolfram- und Bleiisotopenzusammensetzung der Silikaterde könnte nur eine teilweise Äquilibrierung mit ankommendem Material widerspiegeln, so dass die Wolfram- und Bleiisotopenzusammensetzung teilweise vererbt wird. Dies wurde von Halliday (2000) im Zusammenhang mit dem Rieseneinschlag detailliert modelliert und von Vityazev et al. (2003) und Yoshino et al. (2003) im Kontext der Äquilibrierung von asteroidengroßen Objekten. Wenn richtig, Es würde bedeuten, dass die Akkretion noch langsamer war, als aus Wolfram- oder Bleiisotopen abgeleitet werden kann. Wenn Blei aus irgendeinem Grund leichter ins Gleichgewicht kam als Wolfram, könnte dies helfen, einen Teil der Diskrepanz zwischen den beiden Chronometern zu erklären. Eine Möglichkeit, Blei von Wolfram zu entkoppeln, wäre ihre relative Flüchtigkeit. Blei hätte durch Dampfphasenaustausch ausgeglichen werden können, während Wolfram dies nicht so leicht hätte tun können und eine innige physikalische Mischung und Reduktion erfordern würde, um ein Gleichgewicht zu erreichen (Halliday, 2004) (Abbildungen 17 und 18).

Abbildung 17. Beispiel für kontinuierliche Kernbildungsmodelle mit einem mondbildenden Rieseneinschlag bei 125 Ma unter Verwendung neuester Parameter (Kleine et al., 2009) und eine Hf/W der BSE von König et al. (2011) bis 25.8. Das Modell liefert die Wolframisotopenzusammensetzung des BSE (e182W = 0) und verwendet die standardmäßige kontinuierliche Kernbildung, bei der sich das akkretierte Planetenmaterial vollständig mit der Silikaterde vermischt, bevor weiteres Kernmaterial Entmischung. Das verwendete späte Furnier ist nur 0,1% der gewöhnlichen Chondritzusammensetzung. Experimentelle Petrologen gehen normalerweise davon aus, dass der Kern über einen solchen Mechanismus gewachsen ist.

Abbildung 18. Beispiel für kontinuierliche Kernbildungsmodelle mit einem mondbildenden Rieseneinschlag bei 125 Ma unter Verwendung neuester Parameter (Kleine et al., 2009) und die Hf/W der BSE von König et al. (2011) vom 25.8. Das Modell liefert die W-Isotopenzusammensetzung des BSE (e182W = 0) und ist wie in Abbildung 17, aber ein Anteil (50%) des Metalls aus dem Boliden vermischt sich direkt mit dem Erdkern und gleicht sich niemals isotopisch mit der Silikaterde aus. Dynamische Simulationen sehen in der Regel eher wie dieses Modell aus als in Abbildung 17.

Der Grad, in dem sich Metall und Silikat vermischen und äquilibrieren, wurde in den letzten Jahren nicht nur aus isotopischer Sicht ausführlich diskutiert (z.B. Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010), aber auch aus fluiddynamischer Sicht (Dahl und Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie et al. (2003) untersuchten das Gleichgewicht von dispergierten sinkenden Tröpfchen in einem Magmaozean und lieferten klare Beweise dafür, dass unter diesen Umständen ein Gleichgewicht zwischen Metall und Silikat erreicht werden würde. Dahl und Stevenson (2010) untersuchten jedoch, inwieweit sich der Kern eines großen Impaktors während des Wachstums von Rayleigh–Taylor-Instabilitäten lösen oder sich direkt mit dem Erdkern vermischen würde. Dies hängt unter anderem vom Aufprallwinkel ab.Eine unvollständige Äquilibrierung liefert nicht nur eine mögliche Erklärung für die kürzeren Zeitskalen von Wolfram im Vergleich zu Bleiisotopen. Es erklärt auch einige der offensichtlichen Diskrepanzen zwischen den siderophilen Budgets der Silikaterde (Rubie et al., 2011).

Nachdem man all diese warnenden Aussagen gemacht hat, kann man immer noch etwas Nützliches über die Gesamtakkretionszeitskalen sagen. Alle aktuellen kombinierten Akkretions- / kontinuierlichen Kernbildungsmodelle (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) sind sich einig, dass die Zeitskalen im Bereich von 107-108 Jahren liegen, wie von Wetherill (1986) vorhergesagt. Daher können wir die zuvor vorgeschlagenen Modelle der Planetenakkretion (siehe Abschnitt 2.8.3.6) wie folgt speziell bewerten.

Ein Schlüsselproblem ist, dass die Verwendung von Wolframisotopen allein zur Einschränkung der frühesten Stadien der langwierigen Akkretion (wie viel der ersten 50% sagen, wurde von wann akkretiert) viel modellabhängiger ist als die Einschränkungen dessen, was später geschah. Dies liegt daran, dass die früheste Aufzeichnung durch spätere Akkretion überdruckt wurde und frühes Wolfram durch Kernbildung entfernt wurde. Zwei Endelementbeispiele sind in den Abbildungen 17 und 18 gezeigt. Beide sind allein auf der Grundlage von Wolframisotopen gültig und gehen davon aus, dass sich der Mond bei etwa 125 Ma gebildet hat (siehe Abschnitt 2.8.8.2). Eines zeigt eine frühe und schnelle Akkretion, gefolgt von einer langen Pause vor dem Rieseneinschlag, die kein Ungleichgewicht erfordert (Abbildung 17). Die andere zeigt eine langwierige, exponentiell abnehmende Akkretion, die ein Ungleichgewicht erfordert (Abbildung 18).

Angesichts der Diskrepanz zwischen Wolfram und Blei (Halliday, 2000, 2004) sowie der fluiddynamischen Beweise (Dahl und Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003), sowie die experimentellen petrologischen Beweise (Rubie et al., 2011), scheint es wahrscheinlich, dass eine länger andauernde Akkretion mit Ungleichgewichtskernbildung (eher wie das Modell in Abbildung 18) eine bessere Annäherung an die Erdbildung darstellt.

Es wurde argumentiert, dass der größere Abbau von Eisen und Tellur in der Silikaterde im Verhältnis zum Mond (Abbildung 14) eine zusätzliche kleine Menge terrestrischer Kernbildung nach dem Rieseneinschlag widerspiegelt (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Es könnte auch einfach Unterschiede zwischen Theia und der Erde widerspiegeln. Jedoch, Zunehmende Beweise deuten darauf hin, dass die Atome des Mondes eher von der Erde als von Theia abgeleitet wurden, wie unten diskutiert. Wood und Halliday (2005) schlugen vor, dass Theia der Erde eine beträchtliche Menge Schwefel zusetzte und dass dies die weitere Kernbildung und insbesondere eine Zunahme der Verteilung von Blei in den Kern nach dem Rieseneinschlag förderte. Wenn es auf der Erde eine weitere Kernbildung nach dem Rieseneinschlag gab, muss sie geringfügig gewesen sein, um Ähnlichkeiten zwischen Erde und Mond zu erhalten, und muss vor dem Hinzufügen des späten Furniers aufgetreten sein, wie in Abschnitt 2.8.10 erläutert.