2.8.6.3 Isotopes du tungstène

Bien que les isotopes du plomb aient été utiles, le chronomètre 182Hf–182W a été au moins aussi efficace pour définir les taux d’accrétion (Halliday, 2000; Halliday et Lee, 1999; Harper et Jacobsen, 1996b; Jacobsen et Harper, 1996; Lee et Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Comme U-Pb, le système Hf–W a été davantage utilisé pour définir un âge modèle de formation du noyau (Dauphas et al., 2002; Horan et coll., 1998; Kleine et coll., 2002; Kramers, 1998; Lee et Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté et coll., 2000; Schönberg et coll., 2002). Comme expliqué précédemment, cela n’est pas utile pour un objet comme la Terre.

Harper et coll. (1991) ont été les premiers à fournir un indice d’une différence isotopique du tungstène entre la météorite de fer Toluca et la Terre silicatée. Par la suite, il est devenu évident qu’il existe un déficit omniprésent clairement résoluble en 182W dans les météorites de fer et les métaux des chondrites ordinaires, par rapport à l’abondance atomique trouvée dans la Terre silicatée (Harper et Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen et Harper, 1996; Kleine et coll., 2005a; Lee et Halliday, 1995, 1996; Markowski et coll., 2006a, b; Qin et coll., 2008; Scherstén et coll., 2006). Un résumé de la plupart des données récemment publiées et plus précises sur les météorites de fer est donné dans Kleine et al. (2009). La plupart des métaux ségrégués précoces sont déficients d’environ 3 à 4 unités eW (300 à 400 ppm) par rapport à la Terre silicatée. Certains semblent être encore plus négatifs, mais les résultats ne sont pas bien résolus. L’explication la plus simple de cette différence est que les métaux ou la Terre de silicate ou les deux échantillonnés au début du tungstène du système solaire avant que le 182Hf vivant ne se soit décomposé.

La différence isotopique du tungstène entre les métaux précoces et la Terre silicatée reflète l’Hf / W intégré dans le temps du matériau qui a formé la Terre et ses réservoirs, pendant la durée de vie de 182Hf. Le rapport Hf/ W de la Terre silicatée a été considéré comme étant de l’ordre de 10 à 40 à la suite d’une étude intensive menée par Newsom et al. (1996). C’est un ordre de grandeur plus élevé que dans les chondrites carbonées et ordinaires et une conséquence de la formation du noyau terrestre. Une valeur plus exacte pour le rapport Hf / W de l’ESB a nécessité plus d’études. Halliday (2000, 2004) en a utilisé 15 et Jacobsen (2005) 13,6. Cela a été révisé à la hausse par Arévalo et coll. (2009) à 18,7 et plus récemment par König et al. (2011) à 25,8. Ces valeurs devront être examinées plus avant si la Terre présente un rapport non chondritique d’éléments réfractaires hautement incompatibles avec des éléments modérément incompatibles, donc W / Hf, en raison de l’érosion par impact (O’Neill et Palme, 2008). Le rapport Hf / W pourrait être encore plus élevé.

Si l’accrétion terrestre et la formation du noyau étaient précoces, un excès de 182W serait trouvé dans la Terre silicatée, par rapport au système solaire moyen (chondrites). Cependant, la différence isotopique du tungstène entre les métaux précoces et la Terre silicatée à elle seule ne fournit pas de contraintes de synchronisation. Il faut connaître l’abondance atomique de 182Hf au début du système solaire (ou le BSSI (182Hf / 180Hf), le « bulk solar system initial ») et la composition des réservoirs chondritiques à partir desquels la plupart des réservoirs de métaux et de silicates ont été séparés. En d’autres termes, il est essentiel de savoir dans quelle mesure le 182W « supplémentaire » dans la Terre silicatée par rapport aux météorites de fer s’est accumulé dans les matériaux précurseurs chondritiques accrétés ou proto-Terre avec un Hf / W ~ 1 avant la formation du noyau et dans quelle mesure il reflète un changement accéléré de la composition isotopique en raison du haut Hf / W (26) dans la Terre silicatée.

Pour cette raison, certaines des premières tentatives d’utilisation de Hf–W (Harper et Jacobsen, 1996b; Jacobsen et Harper, 1996) ont donné des interprétations qui sont maintenant connues pour être incorrectes car la BSSI (182Hf / 180Hf) était sous-contrainte. C’était une préoccupation centrale en chronométrie Hf–W qui ne s’applique pas à l’U–Pb pour lequel les abondances parentales peuvent encore être mesurées aujourd’hui. La première approche consiste à modéliser le BSSI attendu (182Hf/180Hf) en termes de processus nucléosynthétiques. Wasserburg et coll. (1994) ont prédit avec succès l’abondance initiale de nombreux nucléides à courte durée de vie en utilisant un modèle de nucléosynthèse dans des étoiles à Branches Géantes Asymptotiques (AGB). L’extrapolation de leur modèle prédit un BSSI faible (182Hf/ 180Hf) de < 10-5. Cependant, les supernovae à effondrement de noyau et la nucléosynthèse par processus r sont également des sources plausibles de 182Hf (chapitre 1.11).

La deuxième approche consistait à mesurer la composition isotopique du tungstène d’une phase précoce à haute teneur en Hf/W. Ireland (1991) a tenté de mesurer la quantité de 182W dans les zircons (à très fortes concentrations d’Hf) de la mésosidérite Vaca Muerta, à l’aide d’une sonde ionique, et en a déduit que le BSSI (182Hf/180Hf) était < 10-4. Malheureusement, ces zircons n’ont pas été datés avec une précision suffisante (Ireland et Wlotzka, 1992) pour être très sûrs de l’extrapolation temporelle des abondances exactes en hafnium. Néanmoins, sur la base de ces travaux et du modèle de Wasserburg et al. (1994), Jacobsen et Harper (1996) ont supposé que l’ISB (182Hf/180Hf) était effectivement faible (~10-5). Il a été conclu que la différence de composition isotopique du tungstène entre la météorite de fer Toluca et la valeur terrestre ne pouvait être produite que par une désintégration radioactive dans la Terre silicatée à haute teneur en Hf / W. Par conséquent, le fractionnement de Hf / W produit par la formation du noyau terrestre devait être précoce. Ils ont prédit que la Terre s’accrétait très rapidement avec un âge modèle de formation du noyau de < 15 Ma après le début du système solaire.

Lee et Halliday (1995, 1996, 1997) et Quitté et al. (2000) ont montré en mesurant les chondrites et les eucrites que le BSSI (182Hf / 180Hf) était d’environ 10-4, ce qui a conduit à un certain nombre de nouveaux modèles basés sur l’hypothèse que le 182Hf est produit dans le même type de site de processus r que les actinides (Qian et Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et coll., 1996). Une mesure critique était celle des chondrites en vrac, mais les premières mesures des 182W/ 184W de chondrites carbonées en vrac (Lee et Halliday, 1995, 1996) et des chondrites ordinaires (Lee et Halliday, 2000a) étaient incorrectes d’environ 200 ppm. Ils ont donné des compositions apparentes qui étaient dans l’erreur de la valeur terrestre, conduisant à la conclusion que bien que les corps parents des météorites de fer, Vesta et Mars se soient accrétés et différenciés en quelques millions d’années (Lee et Halliday, 1996, 1997), la formation du noyau terrestre était tardive ou prolongée (Halliday, 2000). En revanche, les chondrites d’enstatite semblent présenter un déficit bien défini en 182W (eW = – 1,5 à −2,0) (Lee et Halliday, 2000b).

Par la suite, il a été montré par trois groupes (Kleine et al., 2002; Schönberg et coll., 2002; Yin et coll., 2002) que les chondrites carbonées et ordinaires ont également la même composition que les chondrites enstatite et que les résultats antérieurs de Lee et Halliday pour les chondrites carbonées et ordinaires étaient erronés. La raison de cet écart n’a jamais été entièrement résolue. Cependant, le fait que les données soient si proches de la terre impliquerait une certaine forme de contamination lors de la préparation ou de l’analyse. Aucun effet de ce type n’a été trouvé dans les données séparées sur les minéraux ou les métaux. Le BSSI correct (182Hf/ 180Hf) déterminé par Kleine et al. (2002), Schönberg et coll. (2002), et Yin et al. (2002) était encore d’environ 10-4, mais environ la moitié de ce qui était estimé précédemment. Le chiffre actuel le plus fiable pour la composition isotopique moyenne du tungstène du système solaire à partir d’études approfondies sur la chondrite est e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

Une estimation plus précise de la BSSI (182Hf/180Hf) est obtenue à partir de données isotopiques minérales, ce qui définit une propagation relativement importante chez Hf/W. Kleine et al. (2002) et Yin et al. (2002) ont tous deux obtenu des valeurs initiales de 182Hf/180Hf à partir d’isochrons internes correspondant à environ 1,0 × 10-4. Récemment, Burkhardt et coll. (2008) ont déterminé des isochrons internes pour les CAIS qui définissent un BSSI (182Hf/180Hf) de (9,72 ± 0,44) × 10-5. Ces données concordent avec l’âge et (182Hf/180Hf) t des angrites (plus jeunes) (Markowski et al., 2007).

La composition isotopique initiale du tungstène du système solaire à partir de CAIs s’est avérée être e182W = -3,28 ± 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt et coll. (2012) ont effectué des expériences de lixiviation acide sur la météorite de Murchison et analysé les compositions isotopiques du tungstène. Ils ont trouvé une covariation de 182W / 184W et 183W / 184W en raison de la présence d’un composant enrichi en processus s. Ils ont utilisé cette corrélation pour corriger les données CAI de Burkhardt et al. (2008) pour les anomalies nucléosynthétiques, qui ont entraîné un déplacement vers le bas de la composition isotopique initiale du tungstène du système solaire à e182W = -3,51 ± 0,10, et un léger changement de la valeur BSSI (182Hf / 180Hf) à (9,81 ± 0,41) × 10-5. La comparaison entre e182WBSSI et les données sur les météorites de fer révèle que de nombreuses météorites de fer magmatiques ont une composition isotopique du tungstène qui se rapproche de la valeur e182WBSSI (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et coll., 2006a, b; Qin et coll., 2008; Scherstén et coll., 2006). Certaines ont des compositions qui ont été affectées par l’irradiation cosmique (Leya et al., 2003), facilement démontrée par des coupes en série de météorites où l’effet peut être considéré comme corrélé avec le 3He cosmogénique et distribué en partie en fonction de la pénétration des rayons cosmiques (Markowski et al., 2006b) nécessitant une correction (Markowski et coll., 2006a, b; Qin et coll., 2008; Schersten et coll., 2006). Les données isotopiques de tungstène de haute précision pour les météorites de fer, pour lesquelles les corrections pour les effets cosmogéniques sont faibles ou bien définies, fournissent la première preuve que les corps parents des météorites de fer se sont accrétés, fondus, différenciés et ont produit des noyaux magmatiques dans les 2 premières Ma du système solaire. Les météorites de fer magmatiques montrent des preuves de cristallisation fractionnée et présentent des textures qui permettent d’estimer des vitesses de refroidissement prolongées, compatibles avec celles représentant les noyaux d’objets planétaires d’une taille d’environ 10 à 400 km (Wasson, 1985). En tant que tel, il est clair que les embryons planétaires théorisés par beaucoup dans des simulations dynamiques (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) ont vraiment existé et qu’ils ont fondu et ont subi une formation de noyau très tôt.

Comme indiqué précédemment, les isotopes du tungstène ne limitent pas la durée de la formation du noyau sur Terre. Cependant, les résultats de Kleine et al. (2002), Schönberg et coll. (2002), et Yin et al. (2002) fournissent une nouvelle contrainte selon laquelle une fraction significative du noyau terrestre doit s’être formée dans les 10 premières Ma du système solaire. Auparavant, Halliday (2000) estimait que la durée de vie moyenne, soit le temps nécessaire pour accumuler 63% de la masse terrestre avec des taux d’accrétion décroissants de façon exponentielle, devait se situer dans la plage de 25 à 40 Ma en fonction des contraintes combinées imposées par les données sur les isotopes du tungstène et du plomb pour la Terre. Yin et coll. (2002) ont fait valoir que la durée de vie moyenne pour l’accrétion de la Terre doit être plus proche de 11 Ma sur la base de la composition isotopique du tungstène nouvellement définie des chondrites. Les données sur les isotopes du plomb pour la Terre sont difficiles à concilier avec des taux d’accrétion aussi rapides que ceux déjà discutés (Figure 16). Par conséquent, il existe une divergence apparente entre les modèles basés sur les données sur les isotopes du tungstène et / ou du plomb.

Halliday (2004) a attiré l’attention sur cette divergence et a proposé que la cause la plus probable était un mélange incomplet entre les noyaux métalliques des objets planétaires en accrétion et les parties silicatées de la Terre. Si le métal se mélange directement avec le métal, l' »âge » de l’objet entrant est partiellement préservé. Il existe des preuves solides que cette « formation de noyau de déséquilibre » a été importante pour une partie de l’accrétion de la Terre. Bien que le taux de croissance exponentiellement décroissant de la Terre soit basé sur des simulations de Monte Carlo et ait un sens intuitif compte tenu de la probabilité de collisions de plus en plus faible, la réalité ne peut pas être aussi simple. À mesure que les planètes grossissent, la taille moyenne des objets avec lesquels elles entrent en collision doit également augmenter. En tant que tels, on pense que les étapes ultérieures de l’accrétion planétaire impliquent des collisions majeures. Il s’agit d’un processus stochastique difficile à prévoir et à modéliser. Cela signifie que la modélisation actuelle ne peut fournir, au mieux, qu’une description approximative de l’historique d’accrétion. On pense que la Lune est le produit d’une telle collision appelée impact géant (voir Section 2.8.8.1).

À mesure que les objets grossissent, les chances d’équilibre du métal et du silicate semblent être moins probables. Les simulations d’impact géant semblent mener à une quantité considérable de mélange direct cœur–cœur (Canup et Asphaug, 2001). Cela étant, la composition isotopique du tungstène et du plomb de la Terre de silicate pourrait ne refléter qu’un équilibre partiel avec le matériau entrant, de sorte que la composition isotopique du tungstène et du plomb est en partie héritée. Cela a été modélisé en détail par Halliday (2000) dans le contexte de l’impact géant et a été étudié par Vityazev et al. (2003) et Yoshino et coll. (2003) dans le contexte de l’équilibration d’objets de taille astéroïdale. Si c’est correct, cela signifierait que l’accrétion était encore plus lente que ce qui peut être déduit des isotopes du tungstène ou du plomb. Si le plomb s’équilibrait plus facilement que le tungstène, pour une raison quelconque, cela pourrait aider à expliquer une partie de l’écart entre les deux chronomètres. Une façon possible de découpler le plomb du tungstène serait par leur volatilité relative. Le plomb aurait pu être équilibré par échange de phase vapeur, alors que le tungstène n’aurait pas pu le faire si facilement et nécessiterait un mélange physique et une réduction intimes pour atteindre l’équilibre (Halliday, 2004) (Figures 17 et 18).

Figure 17. Exemple de modèles de formation continue de noyaux avec un impact géant formant la Lune à 125 Ma en utilisant les derniers paramètres (Kleine et al., 2009) et un Hf/W de l’ESB de König et al. (2011) à 25,8. Le modèle donne la composition isotopique du tungstène de l’ESB (e182W = 0) et utilise une formation continue de noyau standard dans laquelle le matériau planétaire accrété se mélange entièrement avec la Terre de silicate avant qu’il n’y ait ségrégation d’autres matériaux de noyau. Le placage tardif utilisé ne représente que 0,1% de la composition de chondrite ordinaire. Les pétrologues expérimentaux travaillent généralement sur l’hypothèse que le noyau a grandi via un tel mécanisme.

Figure 18. Exemple de modèles de formation continue de noyaux avec un impact géant formant la Lune à 125 Ma en utilisant les derniers paramètres (Kleine et al., 2009) et l’Hf/W de l’ESB de König et al. (2011) de 25,8. Le modèle donne la composition isotopique W de l’ESB (e182W = 0) et est similaire à celle de la Figure 17, mais une proportion (50%) du métal du bolide se mélange directement avec le noyau terrestre et ne s’équilibre jamais isotopiquement avec la Terre silicatée. Les simulations dynamiques ressemblent généralement plus à ce modèle qu’à celui de la figure 17.

La mesure dans laquelle le métal et le silicate se mélangent et s’équilibrent a été largement discutée au cours des dernières années, et pas seulement d’un point de vue isotopique (par exemple, Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et coll., 2010; Rudge et coll., 2010) mais aussi d’un point de vue dynamique fluide (Dahl et Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et coll., 2007; Samuel, 2012; Samuel et coll., 2010; Yoshino et coll., 2003). Rubie et coll. (2003) se sont penchés sur l’équilibre des gouttelettes en train de couler dispersées dans un océan de magma et ont fourni des preuves claires que, dans ces circonstances, l’équilibre entre le métal et le silicate serait atteint. Cependant, Dahl et Stevenson (2010) ont examiné la mesure dans laquelle le noyau d’un grand impacteur se séparerait des instabilités de Rayleigh–Taylor ou se mélangerait directement avec le noyau de la Terre pendant la croissance. Cela dépend entre autres de l’angle d’impact.

L’équilibration incomplète fournit non seulement une explication possible des échelles de temps plus courtes du tungstène par rapport aux isotopes du plomb. Il explique également certaines des divergences apparentes entre les budgets sidérophiles de la Terre silicatée (Rubie et al., 2011).

Après avoir fait toutes ces mises en garde, on peut toujours énoncer quelque chose d’utile sur les échelles de temps d’accrétion globales. Tous les modèles récents combinés d’accrétion et de formation continue du noyau (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et coll., 2002) sont d’accord sur le fait que les échelles de temps sont comprises entre 107 et 108 ans, comme l’avait prédit Wetherill (1986). Par conséquent, nous pouvons évaluer spécifiquement les modèles d’accrétion planétaire proposés précédemment (voir Section 2.8.3.6) comme suit.

Un problème clé est que l’utilisation d’isotopes de tungstène seuls pour contraindre les premiers stades de l’accrétion prolongée (quelle proportion des 50% premiers ont été accrétés par le moment) dépend beaucoup plus du modèle que ne le sont les contraintes sur ce qui s’est passé plus tard. En effet, le premier enregistrement a été surimprimé par une accrétion ultérieure et le tungstène précoce a été éliminé par la formation du noyau. Deux exemples d’embouts sont représentés sur les figures 17 et 18. Les deux sont valables sur la base des seuls isotopes du tungstène et supposent que la Lune s’est formée à environ 125 Ma (voir Section 2.8.8.2). L’une montre une accrétion précoce et rapide suivie d’une longue pause avant l’impact géant, ce qui ne nécessite aucun déséquilibre (Figure 17). L’autre montre une accrétion prolongée, décroissante de façon exponentielle, ce qui nécessite un déséquilibre (figure 18).

Compte tenu de l’écart entre le tungstène et le plomb (Halliday, 2000, 2004), ainsi que des preuves de la dynamique des fluides (Dahl et Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et coll., 2010; Yoshino et coll., 2003), ainsi que les preuves pétrologiques expérimentales (Rubie et al., 2011), il semble probable qu’une accrétion plus prolongée avec la formation du noyau de déséquilibre (plus comme le modèle de la figure 18) soit une meilleure approximation de la formation de la Terre.

Il a été avancé que la plus grande déplétion en fer et en tellure dans la Terre silicatée par rapport à la Lune (Figure 14) reflète une petite quantité supplémentaire de formation de noyau terrestre suite à l’impact géant (Halliday et al., 1996; Yi et coll., 2000). Cela pourrait aussi simplement refléter les différences entre Theia et la Terre. Cependant, de plus en plus de preuves indiquent que les atomes de la Lune ont été dérivés de la Terre plutôt que de Theia, comme discuté ci-dessous. Wood et Halliday (2005) ont proposé que Theia ajoute une quantité considérable de soufre à la Terre et que cela favorise la formation du noyau et en particulier une augmentation de la répartition du plomb dans le noyau après l’impact géant. S’il y a eu d’autres formations postérieures à l’impact géant sur la Terre, elles doivent avoir été mineures afin de préserver les similitudes Terre-Lune et doivent avoir eu lieu avant l’ajout du placage tardif, comme indiqué à la Section 2.8.10.