2.8.6.3 volframin isotoopit

vaikka lyijyn isotoopit ovat olleet hyödyllisiä, 182hf–182w kronometri on ollut vähintään yhtä tehokas kertymisnopeuksien määrittämisessä (Halliday, 2000; Halliday and Lee, 1999; Harper and Jacobsen, 1996b; Jacobsen and Harper, 1996; Lee ja Halliday, 1996, 1997; yin et al., 2002). U–Pb: n tavoin HF–W-järjestelmää on käytetty enemmän ydinmuodostuksen malliajan määrittelyyn (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee ja Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté ym., 2000; Schönberg et al., 2002). Kuten aiemmin selitettiin, tästä ei ole hyötyä Maan kaltaiselle esineelle.

Harper et al. (1991) olivat ensimmäisiä, jotka antoivat viitteitä volframi-isotooppierosta rautameteoriitti Tolucan ja silikaattimaan välillä. Myöhemmin kävi selväksi, että on olemassa ubiquitous selvästi korjattavissa alijäämä 182w rauta meteoriitit ja metallien tavallisten kondriittien, suhteessa atomi runsaus löytyy silikaatti maa (Harper and Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen and Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee and Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén ym., 2006). Yhteenveto useimmista äskettäin julkaistuista ja tarkemmista rautameteoriittien tiedoista on esitetty teoksessa Kleine et al. (2009). Useimmilla varhaisilla segregoiduilla metalleilla on noin 3-4 eW-yksikköä (300-400 ppm) silikaattimaahan verrattuna. Osa näyttää olevan vielä kielteisempiä, mutta tulokset eivät ole ratkenneet hyvin. Yksinkertaisin selitys tälle erolle on se, että metallit tai silikaattimaa tai molemmat otokset aurinkokunnan varhaisesta volframista ennen elävää 182hf: ää olivat lahonneet.

volframi-isotooppien ero varhaisten metallien ja silikaattimaan välillä heijastaa maan ja sen varausten muodostaneen materiaalin aikaan integroitunutta Hf / W elinaikana 182Hf. Silikaattimaan HF / W-suhteen katsottiin olevan välillä 10-40 Newsom et al: n intensiivisen tutkimuksen tuloksena. (1996). Tämä on suuruusluokkaa suurempi kuin hiilipitoisissa ja tavallisissa kondriiteissa ja seurausta maanpäällisen ytimen muodostumisesta. BSE: n Hf/W-suhteen tarkempi arvo on vaatinut enemmän tutkimusta. Halliday (2000, 2004) käytti 15 ja Jacobsen (2005) 13,6. Tätä tarkistettiin ylöspäin Arévalo et al. (2009)to 18.7 ja viimeksi König et al. (2011) to 25.8. Näitä arvoja on tutkittava tarkemmin, jos maapallolla on tulenkestävien erittäin yhteensopimattomien ja kohtalaisen yhteensopimattomien alkuaineiden, siis W/Hf, ei-kondriittinen suhde törmäyseroosion vuoksi (O ’ Neill and Palme, 2008). Hf / W-suhde voisi olla vielä suurempi.

Jos maanpäälliset kertymät ja ytimen muodostuminen olisivat varhaisia, silikaattimaasta löytyisi 182 W: n ylitys suhteessa keskimääräiseen aurinkokuntaan (kondriitteihin). Varhaisten metallien ja silikaattimaan välinen volframi-isotooppiero ei kuitenkaan yksinään aseta rajoituksia ajoitukselle. On tiedettävä 182hf: n atomirunsaus aurinkokunnan alussa (tai (182hf/180hf)BSSI, ’bulk solar system initial’) ja niiden kondriittisten altaiden koostumus, joista useimmat metalli-ja silikaattivarastot erotettiin. Toisin sanoen on tärkeää tietää, missä määrin silikaattimaassa oleva ”ylimääräinen” 182w suhteessa kertyneisiin kondriittisiin väliaineisiin tai protometeoriitteihin, joiden HF/W ~ 1 on kertynyt ennen ytimen muodostumista, ja missä määrin se heijastaa kiihtynyttä muutosta isotooppikoostumuksessa, koska silikaattimaassa on korkea HF/W (26).

tästä syystä jotkut ensimmäisistä yrityksistä käyttää Hf–W: tä (Harper and Jacobsen, 1996b; Jacobsen and Harper, 1996) antoivat tulkintoja, jotka tiedetään nyt virheellisiksi, koska (182hf / 180hf)BSSI oli aliohjattu. Tämä oli keskeinen huolenaihe HF-W-kronometriassa, joka ei koske U–Pb: tä, jonka kanta-ainepitoisuuksia voidaan mitata vielä nykyäänkin. Ensimmäinen lähestymistapa on mallintaa odotettu (182hf / 180hf)BSSI kannalta nukleosynteettisten prosessien. Wasserburg ym. (1994) ennusti onnistuneesti monien lyhytikäisten nuklidien alkuainepitoisuudet käyttäen asymptoottisten Jättiläishaaran (AGB) tähtien nukleosynteesimallia. Ekstrapolointi niiden malli ennusti Alhainen (182hf/180hf) BSSI < 10-5. Kuitenkin myös ytimen romahtavat supernovat ja r-prosessin nukleosynteesi ovat uskottavia lähteitä 182Hf: lle (luku 1.11).

toinen lähestymistapa oli mitata volframin isotooppikoostumus varhaisessa korkeassa HF / W-vaiheessa. Irlanti (1991) yritti mitata mesosideriitti Vaca Muertasta 182 W: n määrän zirkoneissa (joilla on erittäin korkeat Hf-pitoisuudet)ionianturilla, ja tästä päätteli, että (182hf/180hf) BSSI oli < 10-4. Valitettavasti näitä zirkoneita ei ajoitettu riittävän tarkasti (Irlanti ja Wlotzka, 1992), jotta olisi voitu olla hyvin varmoja tarkkojen hafniumpitoisuuksien ekstrapoloinnista. Kuitenkin perusteella tämän työn ja mallin Wasserburg et al. (1994), Jacobsen and Harper (1996)olettaa, että (182hf/180hf) BSSI oli todellakin Alhainen (~10-5). Pääteltiin, että volframin isotooppikoostumuksen ero Rautameteoriitin Tolucan ja maa-arvon välillä on voinut syntyä vain radioaktiivisella hajoamisella silikaattimaassa, jossa on korkea Hf/W. Sen vuoksi maanpäällisen ytimen muodostuksen tuottaman Hf/W: n fraktioinnin oli tapahduttava varhaisessa vaiheessa. He ennustivat maan kertyneen hyvin nopeasti ytimen muodostumisen malliajalla < 15 Ma aurinkokunnan alkamisen jälkeen.

Lee ja Halliday (1995, 1996, 1997) ja Quitté et al. (2000)osoitti mittaamalla kondriitteja ja eukriitteja, että (182Hf/180hf) BSSI oli noin 10-4, mikä johti useisiin uusiin malleihin, jotka perustuvat olettamukseen, että 182hf tuotetaan samanlaisessa R-prosessissa kuin aktinidit (Qian and Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg ym., 1996). Kriittinen mittaus oli bulkkikondriittien (Lee and Halliday, 1995, 1996) ja tavallisten kondriittien (Lee and Halliday, 2000a) 182w/184w, mutta varhaisimmat mittaukset olivat virheellisiä noin 200 ppm. Ne tuottivat näennäisiä koostumuksia, jotka olivat väärässä maanpäällisen arvon, mikä johti siihen johtopäätökseen, että vaikka rauta meteoriitti emokappaleet, Vesta, ja Mars kertyi ja eriytyi muutaman miljoonan vuoden kuluessa (Lee ja Halliday, 1996, 1997), maanpäällisen ytimen muodostuminen oli myöhässä tai pitkittynyt (Halliday, 2000). Enstatiittikondriitteilla sen sijaan näytti olevan hyvin määritelty puute 182w: ssä (eW = − 1,5 − 2,0) (Lee and Halliday, 2000B).

myöhemmin se osoitettiin kolmella ryhmällä (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002), että hiilipitoisilla ja tavallisilla kondriitteilla on myös sama koostumus kuin enstatiittikondriitteilla ja aikaisemmat Lee-ja Halliday-tulokset hiilipitoisilla ja tavallisilla kondriitteilla olivat virheellisiä. Eron syytä ei ole koskaan täysin selvitetty. Se, että tiedot olivat niin lähellä maanpäällistä aluetta, viittaisi kuitenkin jonkinlaiseen kontaminaatioon valmistuksen tai analyysin aikana. Tällaisia vaikutuksia ei havaittu mineraalin tai metallin erillisissä tiedoissa. Oikea (182hf / 180hf)BSSI määritetty Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), ja Yin et al. (2002) oli vielä noin 10-4, mutta noin puolet aiemmin arvioidusta. Luotettavin nykyinen luku aurinkokunnan keskimääräiselle volframi-isotooppikoostumukselle laajoista kondriittitutkimuksista on e182w = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

tarkempi arvio (182hf/180hf)BSSI: stä saadaan mineraalien isotooppitiedoista, jotka määrittelevät suhteellisen suuren leviämisen HF / W. Kleine et al. (2002)ja Yin et al. (2002) molemmat saivat 182hf/180hf-alkuarvot sisäisiltä isokroneilta, jotka vastaavat noin 1,0 × 10-4. Äskettäin, Burkhardt et al. (2008)on määritetty CAIs: lle sisäiset isochronit, jotka määrittelevät a (182hf/180hf) BSSI: n (9.72 ± 0.44) × 10-5. Nämä tiedot ovat yhdenmukaisia ikä ja (182hf / 180hf)t (nuorempi) angrites (Markowski et al., 2007).

aurinkokunnan alkuperäisen volframi-isotooppikoostumuksen Cais: sta on osoitettu olevan e182w = -3,28 ± 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt ym. (2012) teki hapon huuhtoutumiskokeita Murchisonin meteoriitilla ja analysoi volframin isotooppikoostumuksia. He löysivät kovariaation 182w / 184w ja 183w / 184w johtuen s-prosessilla rikastetun komponentin läsnäolosta. He käyttivät tätä korrelaatiota korjatakseen Burkhardtin et al. (2008) nukleosynteettisille anomalioille, jotka johtivat aurinkokunnan alkuperäisen volframi-isotooppikoostumuksen laskuun arvoon e182W = -3.51 ± 0.10 ja pieneen muutokseen (182hf/180hf)BSSI-arvoon (9.81 ± 0.41) × 10-5. Vertailu e182wbssi ja tiedot rauta meteoriitit paljastaa, että monet magmaattinen rauta meteoriitit on volframi isotooppikoostumus, joka lähestyy e182wbssi arvo (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén ym., 2006). Joillakin on koostumuksia, joihin kosminen säteilytys on vaikuttanut (Leya et al., 2003), helposti osoittaa sarja osia meteoriitit, joissa vaikutus voidaan nähdä korreloivan kosmogeeninen 3He ja jaetaan osittain funktio kosmisen säteilyn levinneisyys (Markowski et al., 2006b), joka vaatii korjausta (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten ym., 2006). Korkean tarkkuuden volframi isotooppisia tietoja rauta meteoriitit, joiden korjaukset kosmogeenisten vaikutusten ovat pieniä tai hyvin määritelty, tarjoavat ensimmäisen todisteita siitä, että vanhempi elinten rauta meteoriitit kertyneet, sulanut, eriytetty, ja tuotettu magmaattinen ydintä ensimmäisen 2 Ma aurinkokunnan. Magmaattisissa rautameteoriiteissa on todisteita murtolukuisesta kiteytymisestä ja niissä on kuvioita, jotka mahdollistavat arviot pitkittyneistä jäähdytysnopeuksista, jotka vastaavat niitä, jotka edustavat noin 10-400 km: n kokoisten planeettakappaleiden ydintä (Wasson, 1985). Näin ollen on selvää, että planeettojen alkiot teoretisoivat monet dynaamisissa simulaatioissa (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) todella oli olemassa ja että ne sulivat ja kävivät läpi ytimen muodostumisen hyvin varhain.

kuten aiemmin todettiin, volframi-isotoopit eivät rajoita sitä, kuinka kauan ytimen muodostuminen jatkui maapallolla. Kuitenkin tulokset Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), ja Yin et al. (2002)esittää uuden rajoituksen, että merkittävä osa maan ydin on muodostunut ensimmäisen 10 Ma aurinkokunnan. Aiemmin Halliday (2000) arvioi, että keskimääräinen elinikä, aika, joka tarvitaan kerätä 63% maapallon massasta eksponentiaalisesti vähenevillä kertymisnopeuksilla, on sijaittava alueella 25-40 Ma, joka perustuu volframi-ja lyijyisotooppitietojen yhdistettyihin rajoituksiin maapallolle. Yin ym. (2002) väitti, että keskimääräinen elinikä maan kertymistä on oltava enemmän kuin 11 Ma perustuu äskettäin määritelty volframi isotooppikoostumus kondriittien. Maapallon lyijyisotooppitietoja on vaikea sovittaa yhteen niin nopeiden kertymisnopeuksien kanssa kuin on jo keskusteltu (Kuva 16). Siksi volframin ja/tai lyijyn isotooppitietoihin perustuvien mallien välillä on ilmeinen ristiriita.

Halliday (2004) kiinnitti huomiota tähän ristiriitaan ja esitti, että todennäköisin syy oli planeetan kappaleiden metalliytimien ja maan silikaattiosien epätäydellinen sekoittuminen. Jos metalli sekoittuu suoraan metalliin, saapuvan kappaleen ”Ikä”säilyy osittain. On olemassa vahvoja todisteita siitä, että tämä’ epätasapainoinen ytimen muodostuminen ’ on ollut tärkeää osalle maapallon kertymisestä. Vaikka maapallon eksponentiaalisesti laskeva kasvunopeus perustuu Monte Carlon simulaatioihin ja on intuitiivisesti järkevä ottaen huomioon yhä pienenevän törmäystodennäköisyyden, todellisuus ei voi olla näin yksinkertainen. Planeettojen kasvaessa myös niiden kappaleiden keskikoko, joihin ne törmäävät, täytyy kasvaa. Sellaisinaan planeettojen yhdistymisen myöhempiin vaiheisiin arvellaan liittyvän suuria törmäyksiä. Tämä on stokastinen prosessi, jota on vaikea ennustaa ja mallintaa. Se tarkoittaa, että nykyinen mallinnus voi tarjota korkeintaan karkean kuvauksen kertymähistoriasta. Kuun arvellaan olevan sellaisen törmäyksen, jota kutsutaan jättiläismäiseksi törmäykseksi (KS.kohta 2.8.8.1).

kappaleiden suurentuessa metallin ja silikaatin tasapainotusmahdollisuudet näyttävät epätodennäköisemmiltä. Jättimäiset törmäyssimulaatiot näyttävät johtavan huomattavaan määrään suoraa ytimen ja ytimen sekoittumista (Canup ja Asphaug, 2001). Näin ollen silikaattimaan volframi-ja lyijyisotooppikoostumus voisi heijastaa vain osittaista tasapainoisuutta saapuvan materiaalin kanssa siten, että volframi-ja lyijyisotooppikoostumus periytyy osittain. Tämä on mallinnettu yksityiskohtaisesti Halliday (2000) yhteydessä jättiläinen vaikutus ja on tutkittu Vitjazev et al. (2003)ja Yoshino ym. (2003) asteroidin kokoisten kappaleiden tasapainottamisen yhteydessä. Jos oikein, se tarkoittaisi kertymistä jopa hitaammaksi kuin voidaan päätellä volframin tai lyijyn isotoopeista. Jos lyijy tasapainotettu helpommin kuin volframi, jostain syystä, se voi auttaa selittämään joitakin eroavuuksia kahden kronometrit. Yksi mahdollinen tapa irrottaa lyijy volframista olisi niiden suhteellinen volatiliteetti. Lyijy olisi voitu tasapainottaa höyrynfaasinvaihdolla, kun taas volframi ei olisi kyennyt tähän niin helposti ja edellyttäisi intiimiä fyysistä sekoittamista ja pelkistämistä tasapainotuksen saavuttamiseksi (Halliday, 2004) (kuvat 17 ja 18).

kuva 17. Esimerkki jatkuvista ydinmuodostusmalleista, joissa Kuun muodostava jättiläismäinen vaikutus on 125 Ma käyttäen uusimpia parametreja (Kleine et al., 2009)ja König et al. (2011) to 25.8. Malli tuottaa BSE: n volframi-isotooppikoostumuksen (e182W = 0) ja käyttää vakiomuotoista jatkuvaa ydinmuodostusta, jossa kertynyt planeettamateriaali sekoittuu täysin silikaattimaahan ennen kuin ydinmateriaali erotetaan toisistaan. Käytetty myöhäinen viilu on vain 0,1% tavallisesta kondriittikoostumuksesta. Kokeelliset petrologit toimivat yleensä olettaen, että ydin kasvoi tällaisen mekanismin kautta.

kuva 18. Esimerkki jatkuvista ydinmuodostusmalleista, joissa Kuun muodostava jättiläismäinen vaikutus on 125 Ma käyttäen uusimpia parametreja (Kleine et al., 2009)ja König et al. (2011) 25.8. Mallilla saadaan BSE: n w-isotooppikoostumus (e182W = 0) ja se on samanlainen kuin kuvassa 17, mutta osa (50%) bolidin metallista sekoittuu suoraan maan ytimeen eikä koskaan tasapainoudu isotooppisesti silikaattimaan kanssa. Dynaamiset simulaatiot näyttävät tyypillisesti enemmän tältä mallilta kuin kuvassa 17.

siitä, missä määrin metalli-ja silikaattiseosta ja-tasapainoa on viime vuosina käsitelty laajasti muustakin kuin isotooppisesta näkökulmasta (esim.Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010)mutta myös fluid dynamical näkökulmasta (Dahl and Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino ym., 2003). Rubie ym. (2003) tarkasteli magmameressä olevien hajonneiden pisaroiden tasapainotilaa ja esitti selviä todisteita siitä, että näissä olosuhteissa metallin ja silikaatin välinen tasapaino saavutettaisiin. Dahl ja Stevenson (2010) tarkastelivat kuitenkin sitä, missä määrin suuren iskulaitteen ydin hajoaisi Rayleigh–Taylorin epävakaudesta tai sekoittuisi suoraan maapallon ytimeen kasvun aikana. Tämä riippuu muun muassa iskukulmasta.

epätäydellinen tasapainotus ei ainoastaan anna mahdollista selitystä volframin lyhyemmille aikaväleille suhteessa lyijyn isotooppeihin. Se selittää myös joitakin näennäisiä eroja silikaattimaan siderofiilisten budjettien välillä (Rubie et al., 2011).

kaikkien näiden varoittavien lausuntojen jälkeen voidaan vielä todeta jotakin hyödyllistä kokonaisuuden aikatauluista. Kaikki viimeaikaiset yhdistetyt kertymis – / jatkuvatoimiset ydinmuodostusmallit (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004B, 2009; Yin et al., 2002) ovat yksimielisiä siitä, että aikavälit ovat välillä 107-108 vuotta, kuten Wetherill (1986) ennusti. Siksi voimme erityisesti arvioida aiemmin ehdotettuja planeettojen kertymämalleja (KS. kohta 2.8.3.6) seuraavasti.

keskeinen kysymys on se, että pelkästään volframi-isotooppien käyttö rajoittamaan pitkittyneen kertymisen varhaisimpia vaiheita (kuinka suuri osa ensimmäisistä 50%: n sanoista kertyi milloin) on paljon malliriippuvaisempaa kuin rajoitteet siitä, mitä tapahtui myöhemmin. Tämä johtuu siitä, että varhaisin ennätys on ylipainettu myöhemmässä kertymisessä ja varhainen volframi on poistettu ytimen muodostumisessa. Kaksi loppujäsenesimerkkiä esitetään kuvioissa 17 ja 18. Molemmat ovat voimassa pelkästään volframi-isotooppien perusteella ja oletetaan Kuun muodostuneen noin 125 Ma: ssa (KS. kohta 2.8.8.2). Yksi osoittaa varhaista ja nopeaa kertymistä, jota seuraa pitkä tauko ennen jättitörmäystä, joka ei vaadi epätasapainoa (Kuva 17). Toinen osoittaa pitkittynyttä, eksponentiaalisesti pienenevää kertymistä, joka vaatii epätasapainoa (Kuva 18).

kun otetaan huomioon volframin ja lyijyn välinen ero (Halliday, 2000, 2004) sekä fluid dynamic evidence (Dahl and Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino ym., 2003) sekä kokeelliset petrologiset todisteet (Rubie et al., 2011), näyttää todennäköiseltä, että pitkällisempi kertyminen epäyhtenäisen ytimen muodostumisella (enemmän kuin kuvassa 18 oleva malli) on parempi likiarvo maan muodostumisesta.

on väitetty, että suurempi raudan ja telluurin väheneminen silikaattimaassa suhteessa Kuuhun (Kuva 14) heijastaa pientä lisämäärää maaydinmuodostusta jättitörmäyksen jälkeen (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Se voisi myös yksinkertaisesti heijastaa eroja Theian ja maapallon välillä. Lisääntyvä todistusaineisto osoittaa kuitenkin, että kuun atomit ovat peräisin maasta eikä Theiasta, kuten jäljempänä käsitellään. Wood and Halliday (2005) ehdotti, että Theia lisäsi huomattavan määrän rikkiä maahan ja että tämä edisti ytimen muodostumista ja erityisesti lyijyn jakautumista ytimeen jättiläisvaikutuksen jälkeen. Jos maassa oli vielä jälkijättiläistä törmäysydinmuodostusta, sen on täytynyt olla vähäinen maan ja kuun yhtäläisyyksien säilyttämiseksi, ja sen on täytynyt tapahtua ennen myöhäisen viilun lisäämistä, kuten kohdassa 2.8.10 käsitellään.