2.8.6.3 Isótopos de tungsteno

Aunque los isótopos de plomo han sido útiles, el cronómetro de 182Hf – 182W ha sido al menos igual de eficaz para definir las tasas de acreción (Halliday, 2000; Halliday y Lee, 1999; Harper y Jacobsen, 1996b; Jacobsen y Harper, 1996; Lee y Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Al igual que U–Pb, el sistema Hf–W se ha utilizado más para definir un modelo de edad de formación de núcleos (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee y Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté et al., 2000; Schönberg et al., 2002). Como se explicó anteriormente, esto no es útil para un objeto como la Tierra.

Harper et al. (1991) fueron los primeros en proporcionar un indicio de una diferencia isotópica de tungsteno entre el meteorito de hierro Toluca y la Tierra de silicato. Posteriormente quedó claro que existe un déficit ubicuo claramente resoluble en 182W en meteoritos de hierro y en los metales de condritas ordinarias, en relación con la abundancia atómica encontrada en la Tierra de silicatos (Harper y Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen y Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee y Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Un resumen de la mayoría de los datos recientemente publicados y más precisos para meteoritos de hierro se da en Kleine et al. (2009). La mayoría de los metales segregados tempranos son deficientes en aproximadamente 3-4 unidades de eW (300-400 ppm) en relación con la Tierra de silicato. Algunos parecen ser aún más negativos, pero los resultados no están bien resueltos. La explicación más simple de esta diferencia es que los metales o la Tierra de silicato o ambos muestreados de tungsteno del sistema solar temprano antes de 182Hf en vivo se habían deteriorado.

La diferencia isotópica de tungsteno entre los primeros metales y la Tierra de silicato refleja el Hf/W integrado en el tiempo del material que formó la Tierra y sus depósitos, durante la vida útil de 182Hf. La relación Hf/W de la Tierra de silicato se consideró en el rango de 10-40 como resultado de un estudio intensivo de Newsom et al. (1996). Este es un orden de magnitud más alto que en las condritas carbonáceas y ordinarias y una consecuencia de la formación de núcleos terrestres. Se ha estudiado más a fondo un valor más exacto de la relación Hf/W de la EEB. Halliday (2000, 2004) usó 15, y Jacobsen (2005) usó 13.6. Esto fue revisado al alza por Arévalo et al. (2009) a 18.7 y más recientemente por König et al. (2011) a 25.8. Estos valores requerirán un examen más a fondo si la Tierra tiene una relación no hipocondrítica de elementos refractarios altamente incompatibles a moderadamente incompatibles, por lo tanto W/Hf, debido a la erosión por impacto (O’Neill y Palme, 2008). La relación Hf/W podría ser aún mayor.

Si la acreción terrestre y la formación de núcleos fueran tempranas, se encontraría un exceso de 182W en la Tierra de silicatos, en relación con el sistema solar promedio (condritas). Sin embargo, la diferencia isotópica de tungsteno entre los primeros metales y la Tierra de silicato por sí sola no proporciona restricciones en el tiempo. Uno necesita saber la abundancia atómica de 182Hf al comienzo del sistema solar (o el (182Hf/180Hf)BSSI, la ‘inicial del sistema solar a granel’) y la composición de los reservorios condríticos de los que se segregaron la mayoría de los reservorios de metal y silicato. En otras palabras, es esencial saber en qué medida los 182W’ extra ‘ en la Tierra de silicatos en relación con los meteoritos de hierro se acumularon en los materiales precursores condríticos acumulados o en la prototerrestre con un Hf/W ~ 1 antes de la formación del núcleo y en qué medida refleja un cambio acelerado en la composición isotópica debido al alto Hf/W (26) en la Tierra de silicatos.

Por esta razón, algunos de los primeros intentos de usar Hf–W (Harper y Jacobsen, 1996b; Jacobsen y Harper, 1996) dieron interpretaciones que ahora se sabe que son incorrectas porque el BSSI (182Hf/180Hf)estaba poco restringido. Esta fue una preocupación central en la cronometría Hf-W que no se aplica a U–Pb para la cual las abundancias parentales todavía se pueden medir hoy en día. El primer enfoque es modelar el BSSI esperado (182Hf/180Hf) en términos de procesos nucleosintéticos. Wasserburg et al. (1994) predijo con éxito las abundancias iniciales de muchos de los nucleidos de corta duración utilizando un modelo de nucleosíntesis en estrellas Asintóticas de Rama Gigante (AGB). La extrapolación de su modelo predijo un BSSI bajo (182Hf/180Hf)de < 10-5. Sin embargo, las supernovas de colapso del núcleo y la nucleosíntesis del proceso r también son fuentes plausibles de 182Hf (Capítulo 1.11).

El segundo enfoque fue medir la composición isotópica de tungsteno de una fase temprana alta de Hf/W. Irlanda (1991) intentó medir la cantidad de 182W en circones (con concentraciones muy altas de Hf) de la mesosiderita Vaca Muerta, utilizando una sonda de iones, y de esto dedujo que el (182Hf/180Hf)BSSI era < 10-4. Desafortunadamente, estos circones no fueron fechados con suficiente precisión (Ireland y Wlotzka, 1992) para estar muy seguros de la extrapolación temporal de las abundancias exactas de hafnio. Sin embargo, sobre la base de este trabajo y el modelo de Wasserburg et al. (1994), Jacobsen y Harper (1996)asumieron que el BSSI (182Hf/180Hf) era de hecho bajo (~10-5). Se llegó a la conclusión de que la diferencia en la composición isotópica de tungsteno entre el meteorito de hierro Toluca y el valor terrestre solo podría haberse producido por desintegración radiactiva dentro de la Tierra de silicato con un alto Hf/W. Por lo tanto, el fraccionamiento de Hf/W producido por la formación de núcleos terrestres tuvo que ser temprano. Predijeron que la Tierra se acumuló muy rápidamente con una edad modelo de formación de núcleos de < 15 Ma después del inicio del sistema solar.

Lee y Halliday (1995, 1996, 1997) y Quitté et al. (2000) mostraron mediante la medición de condritas y eucritas que (182Hf/180Hf)BSSI era de aproximadamente 10-4, lo que llevó a una serie de nuevos modelos basados en la suposición de que 182Hf se produce en el mismo tipo de sitio de proceso r que los actínidos (Qian y Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et al., 1996). Una medida crítica fue la de condritas a granel, pero las primeras mediciones de 182W / 184W de condritas a granel carbonosas (Lee y Halliday, 1995, 1996) y condritas ordinarias (Lee y Halliday, 2000a) fueron incorrectas en aproximadamente 200 ppm. Produjeron composiciones aparentes que estaban dentro de un error del valor terrestre, lo que llevó a la conclusión de que, aunque los cuerpos de los meteoritos de hierro, Vesta y Marte se acumularon y diferenciaron en unos pocos millones de años (Lee y Halliday, 1996, 1997), la formación del núcleo terrestre fue tardía o prolongada (Halliday, 2000). En contraste, las condritas de enstatita parecían tener una deficiencia bien definida en 182W (eW = − 1,5 a − 2,0) (Lee y Halliday, 2000b).

Posteriormente, se mostró en tres grupos (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002) que las condritas carbonáceas y ordinarias también tienen la misma composición que las condritas enstatitas y que los resultados anteriores de Lee y Halliday para las condritas carbonáceas y ordinarias fueron erróneos. La razón de esta discrepancia nunca se ha resuelto del todo. Sin embargo, el hecho de que los datos estuvieran tan cerca de la tierra implicaría algún tipo de contaminación durante la preparación o el análisis. No se encontraron tales efectos en datos separados sobre minerales o metales. El ISB correcto (182Hf/180Hf)determinado por Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), y Yin et al. (2002) todavía era de 10 a 4, pero aproximadamente la mitad de lo que se estimaba anteriormente. La cifra actual más confiable para la composición isotópica promedio de tungsteno del sistema solar a partir de extensos estudios de condrita es e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

Se obtiene una estimación más precisa del ISBB (182Hf / 180Hf) a partir de datos isotópicos minerales, lo que define una dispersión relativamente grande en Hf/W. Kleine et al. (2002) y Yin et al. (2002) ambos obtuvieron valores iniciales de 182Hf/180Hf de isócronos internos correspondientes a aproximadamente 1,0 × 10-4. Recientemente, Burkhardt et al. (2008)han determinado isócronos internos para IAC que definen un (182Hf/180Hf) BSSI de (9,72 ± 0,44) × 10-5. Estos datos son consistentes con la edad y (182Hf/180Hf)t de angritas (más jóvenes) (Markowski et al., 2007).

La composición isotópica inicial de tungsteno del sistema solar a partir de CAIs ha demostrado ser e182W = -3,28 ± 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt et al. (2012) realizaron experimentos de lixiviación ácida en el meteorito Murchison y analizaron composiciones isotópicas de tungsteno. Encontraron una covariación de 182W/184W y 183W/184W debido a la presencia de un componente enriquecido con proceso s. Utilizaron esta correlación para corregir los datos de CAI de Burkhardt et al. (2008) para anomalías nucleosintéticas, lo que resultó en un cambio descendente de la composición isotópica de tungsteno inicial del sistema solar a e182W = -3,51 ± 0,10, y un ligero cambio al valor BSSI (182Hf/180Hf)a (9,81 ± 0,41) × 10-5. La comparación entre e182WBSSI y los datos de meteoritos de hierro revela que muchos meteoritos de hierro magmático tienen una composición isotópica de tungsteno que se aproxima al valor e182WBSSI (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Algunos tienen composiciones que han sido afectadas por la irradiación cósmica(Leya et al., 2003), fácilmente demostrado por secciones en serie de meteoritos donde se puede ver que el efecto está correlacionado con 3He cosmogénico y distribuido en parte en función de la penetración de rayos cósmicos (Markowski et al., 2006b) que requieren corrección (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Los datos isotópicos de tungsteno de alta precisión para meteoritos de hierro, para los que las correcciones de los efectos cosmogénicos son pequeñas o bien definidas, proporcionan la primera evidencia de que los cuerpos madre de meteoritos de hierro se acumularon, fundieron, diferenciaron y produjeron núcleos magmáticos dentro de los primeros 2 Ma del sistema solar. Los meteoritos de hierro magmático muestran evidencia de cristalización fraccionada y muestran texturas que permiten estimaciones de velocidades de enfriamiento prolongadas, consistentes con ellas que representan los núcleos de objetos planetarios de aproximadamente 10-400 km de tamaño (Wasson, 1985). Como tal, está claro que los embriones planetarios teorizados por muchos en simulaciones dinámicas (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) realmente existieron y que se fundieron y experimentaron la formación del núcleo muy temprano.

Como se indicó anteriormente, los isótopos de tungsteno no limitan cuánto tiempo persistió la formación de núcleos en la Tierra. Sin embargo, los resultados de Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), y Yin et al. (2002) proporcionan una nueva restricción de que una fracción significativa del núcleo de la Tierra debe haberse formado en los primeros 10 Ma del sistema solar. Anteriormente, Halliday (2000) estimó que la vida media, el tiempo requerido para acumular el 63% de la masa de la Tierra con tasas de acreción exponencialmente decrecientes, debe estar en el rango de 25-40 Ma basado en las restricciones combinadas impuestas por los datos de isótopos de tungsteno y plomo para la Tierra. Yin et al. (2002) argumentaron que la vida media para la acreción de la Tierra debe ser más como 11 Ma basado en la composición isotópica de tungsteno de condritas recién definida. Los datos de isótopos de plomo para la Tierra son difíciles de conciliar con las tasas de acreción tan rápidas como ya se ha discutido (Figura 16). Por lo tanto, existe una discrepancia aparente entre los modelos basados en datos de isótopos de tungsteno y/o plomo.

Halliday (2004) llamó la atención sobre esta discrepancia y propuso que la causa más probable era la mezcla incompleta entre los núcleos metálicos de los objetos planetarios en acreción y las porciones de silicato de la Tierra. Si el metal se mezcla directamente con el metal, la «edad» del objeto entrante se conserva en parte. Hay una fuerte evidencia de que esta «formación de núcleos de desequilibrio» ha sido importante para parte de la acreción de la Tierra. Aunque la tasa de crecimiento exponencialmente decreciente de la Tierra se basa en simulaciones de Monte Carlo y tiene sentido intuitivo dada la probabilidad cada vez menor de colisiones, la realidad no puede ser tan simple. A medida que los planetas se hacen más grandes, el tamaño promedio de los objetos con los que chocan también debe aumentar. Como tal, se cree que las etapas posteriores de acreción planetaria implican colisiones mayores. Este es un proceso estocástico que es difícil de predecir y modelar. Significa que el modelado actual solo puede proporcionar, en el mejor de los casos, una descripción aproximada del historial de acreción. Se cree que la Luna es el producto de una colisión llamada impacto gigante (véase la sección 2.8.8.1).

A medida que los objetos se hacen más grandes, las posibilidades de equilibrio de metal y silicato parecen ser menos probables. Las simulaciones de impacto gigante parecen llevar a una cantidad considerable de mezcla directa de núcleo a núcleo (Canup y Asphaug, 2001). Siendo este el caso, la composición isotópica de tungsteno y plomo de la Tierra de silicato podría reflejar solo un equilibrio parcial con el material entrante, de modo que la composición isotópica de tungsteno y plomo se hereda en parte. Esto fue modelado en detalle por Halliday (2000) en el contexto del impacto gigante y ha sido estudiado por Vityazev et al. (2003)y Yoshino et al. (2003) in the context of equilibration of asteroidal-sized objects. Si es correcto, significaría que la acreción fue aún más lenta de lo que se puede deducir de los isótopos de tungsteno o plomo. Si el plomo se equilibró más fácilmente que el tungsteno, por cualquier razón, podría ayudar a explicar algunas de las discrepancias entre los dos cronómetros. Una forma posible de desacoplar el plomo del tungsteno sería por su volatilidad relativa. El plomo podría haberse equilibrado mediante el intercambio de fase de vapor, mientras que el tungsteno no habría sido capaz de hacerlo tan fácilmente y requeriría una mezcla y reducción física íntima para lograr el equilibrio (Halliday, 2004) (Figuras 17 y 18).

la Figura 17. Ejemplo de modelos de formación continua de núcleos con un impacto gigante formador de Luna a 125 Ma utilizando los últimos parámetros (Kleine et al., 2009) y un Hf/W de la EEB de König et al. (2011) a 25.8. El modelo produce la composición isotópica de tungsteno de la EEB ( e182W = 0) y utiliza la formación continua de núcleo estándar en la que el material planetario acumulado se mezcla completamente con la Tierra de silicato antes de que haya segregación de material de núcleo adicional. La chapa tardía utilizada es solo el 0,1% de la composición de condrita ordinaria. Los petrólogos experimentales generalmente trabajan en la suposición de que el núcleo creció a través de un mecanismo de este tipo.

la Figura 18. Ejemplo de modelos de formación continua de núcleos con un impacto gigante formador de Luna a 125 Ma utilizando los últimos parámetros (Kleine et al., 2009)y el Hf / W de la EEB de König et al. (2011), de 25.8. El modelo produce la composición isotópica W de la EEB ( e182W = 0) y es como la de la Figura 17, pero una proporción (50%) del metal del bólido se mezcla directamente con el núcleo de la Tierra y nunca se equilibra isotópicamente con la Tierra de silicato. Las simulaciones dinámicas suelen parecerse más a este modelo que al de la Figura 17.

El grado en que el metal y el silicato se mezclan y equilibran se ha discutido ampliamente en los últimos años no solo desde un punto de vista isotópico (por ejemplo, Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010), pero también desde un punto de vista dinámico de fluidos (Dahl y Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie et al. (2003) analizaron el equilibrio de las gotas dispersas que se hunden en un océano de magma y proporcionaron pruebas claras de que, en esas circunstancias, se lograría el equilibrio entre el metal y el silicato. Sin embargo, Dahl y Stevenson (2010) observaron el grado en que el núcleo de un gran impactador se rompería de las inestabilidades de Rayleigh–Taylor o se mezclaba directamente con el núcleo de la Tierra durante el crecimiento. Esto depende, entre otras cosas, del ángulo de impacto.

El equilibrio incompleto no solo proporciona una posible explicación para las escalas de tiempo más cortas del tungsteno en relación con los isótopos de plomo. También explica algunas de las discrepancias aparentes entre los presupuestos siderófilos de la Tierra de silicato (Rubie et al., 2011).

Después de haber hecho todas estas declaraciones de precaución, todavía se puede afirmar algo útil sobre las escalas de tiempo de acreción general. Todos los modelos recientes combinados de acreción / formación continua de núcleos (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) están de acuerdo en que las escalas de tiempo están en el rango de 107-108 años, según lo predicho por Wetherill (1986). Por lo tanto, podemos evaluar específicamente los modelos de acreción planetaria propuestos anteriormente (ver Sección 2.8.3.6) de la siguiente manera.

Una cuestión clave es que el uso de isótopos de tungsteno solo para restringir las primeras etapas de acreción prolongada (cuánto del primer 50% dice que se acumuló por cuándo) depende mucho más del modelo que las limitaciones de lo que sucedió más tarde. Esto se debe a que el registro más antiguo ha sido sobreimpreso por acreción posterior y el tungsteno temprano se ha eliminado por formación de núcleo. En las Figuras 17 y 18 se muestran dos ejemplos de miembros finales. Ambos son válidos basándose únicamente en isótopos de tungsteno y suponen que la Luna se formó a unos 125 Ma (véase la Sección 2.8.8.2). Una muestra una acreción temprana y rápida seguida de un largo hiato antes del impacto gigante, que no requiere desequilibrio (Figura 17). El otro muestra una acreción prolongada, exponencialmente decreciente, que requiere desequilibrio (Figura 18).

Dada la discrepancia entre tungsteno y plomo (Halliday, 2000, 2004), más la evidencia dinámica de fluidos (Dahl y Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003), más la evidencia petrológica experimental (Rubie et al., 2011), parece probable que la acreción más prolongada con la formación de núcleos de desequilibrio (más como el modelo de la Figura 18) es una mejor aproximación a la formación de la Tierra.

Se ha argumentado que el mayor agotamiento de hierro y telurio en la Tierra de silicatos en relación con la Luna (Figura 14) refleja una pequeña cantidad adicional de formación de núcleos terrestres después del impacto gigante (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). También podría reflejar simplemente las diferencias entre Theia y la Tierra. Sin embargo, la evidencia creciente apunta a que los átomos de la Luna se derivan de la Tierra en lugar de Theia, como se discute a continuación. Wood y Halliday (2005) propusieron que Theia agregó una cantidad considerable de azufre a la Tierra y que esto promovió una mayor formación de núcleos y, en particular, un aumento en la partición del plomo en el núcleo después del impacto gigante. Si hubo más formación de núcleos después del impacto gigante en la Tierra, debe haber sido menor para preservar las similitudes entre la Tierra y la Luna y debe haber ocurrido antes de la adición del revestimiento tardío, como se discute en la Sección 2.8.10.