2.8.6.3 Tungstenisotoper

mens blyisotoper har været nyttige, har 182hf-182V–kronometeret været mindst lige så effektivt til at definere accretionshastigheder (Halliday, 2000; Halliday og Lee, 1999; Harper og Jacobsen, 1996b; Jacobsen og Harper, 1996; Lee og Halliday, 1996, 1997; yin et al., 2002). Ligesom U-Pb er Hf–h-systemet blevet brugt mere til at definere en modelalder for kernedannelse (dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee og Halliday, 1995, 1996, 1997; Kvit Larsen et al., 2000; Schristnberg et al., 2002). Som forklaret tidligere er dette ikke nyttigt for et objekt som Jorden.

Harper et al. (1991) var de første til at give et antydning af en tungsten isotopisk forskel mellem jernmeteoritten Toluca og silikatjorden. Det blev efterfølgende klart, at der findes et allestedsnærværende klart opløseligt underskud i 182v i jernmeteoritter og metaller af almindelige kondritter i forhold til den atomare overflod, der findes i silikatjorden (Harper og Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen og Harper, 1996; Kleine et al., 2005A; Lee og Halliday, 1995, 1996; Markovsky et al., 2006a, b; Jin et al., 2008; Scherst Kristn et al., 2006). En oversigt over de fleste af de nyligt offentliggjorte og mere præcise data for jernmeteoritter er givet i Kleine et al. (2009). De fleste tidlige adskilte metaller er mangelfulde med cirka 3-4 y-enheder (300-400 ppm) i forhold til silikatjorden. Nogle synes at være endnu mere negative, men resultaterne er ikke godt løst. Den enkleste forklaring på denne forskel er, at metallerne eller silikatjorden eller begge samplede tidligt solsystem tungsten før live 182hf var henfaldet.den isotopiske forskel mellem tidlige metaller og silikatjorden afspejler den tidsintegrerede Hf / H af det materiale, der dannede Jorden og dens reservoirer, i løbet af 182hf. Hf / h-forholdet mellem silikatjorden blev anset for at være i området 10-40 som et resultat af en intensiv undersøgelse af Nysom et al. (1996). Dette er en størrelsesorden højere end i carbonholdige og almindelige chondritter og en konsekvens af jordbaseret kernedannelse. En mere præcis værdi for BSE ‘ s Hf/H-forhold har taget mere undersøgelse. Halliday (2000, 2004) brugte 15, og Jacobsen (2005) brugte 13.6. Dette blev revideret opad af ar Kurtvalo et al. (2009) til 18.7 og senest af K Kristnig et al. (2011) til 25.8. Disse værdier skal undersøges yderligere, hvis jorden har et nonchondritisk forhold mellem ildfaste stærkt uforenelige og moderat uforenelige elementer, derfor m/Hf på grund af påvirkningserosion (O ‘ Neill og Palme, 2008). Hf / h-forholdet kan stadig være højere.

hvis jordbaseret tilvækst og kernedannelse var tidligt, ville der findes et overskud på 182v i silikatjorden i forhold til det gennemsnitlige solsystem (chondritter). Imidlertid, den isotopiske forskel mellem tidlige metaller og silikatjorden alene giver ikke begrænsninger for timingen. Man skal kende den atomare overflod af 182Hf i starten af solsystemet (eller (182hf/180hf)BSSI, ‘bulk solsystem initial’) og sammensætningen af de kondritiske reservoirer, hvorfra de fleste metal-og silikatreservoirer blev adskilt. Med andre ord er det vigtigt at vide, i hvilket omfang den ‘ekstra’ 182v i silikatjorden i forhold til jernmeteoritter akkumuleret i de akkreterede chondritiske precursormaterialer eller proto-jord med en Hf/H ~ 1 Før kernedannelse, og i hvilket omfang det afspejler en accelereret ændring i isotopisk sammensætning på grund af den høje Hf/h (26) i silikatjorden.

af denne grund gav nogle af de første forsøg på at bruge Hf–h (Harper og Jacobsen, 1996b; Jacobsen og Harper, 1996) fortolkninger, der nu vides at være forkerte, fordi (182hf/180hf)BSSI var underbegrænset. Dette var en central bekymring i Hf–h-kronometri, der ikke gælder for U–Pb, som forældrenes overflod stadig kan måles i dag. Den første tilgang er at modellere den forventede (182hf/180hf)BSSI med hensyn til nukleosyntetiske processer. Dortmund et al. (1994) forudsagde med succes den oprindelige overflod af mange af de kortvarige nuklider ved hjælp af en model af nukleosyntese i asymptotiske Gigantgren (AGB) stjerner. Ekstrapolering af deres model forudsagde en lav (182hf/180hf) BSSI af < 10-5. Imidlertid er kernekollaps supernovaer og r-proces nukleosyntese også plausible kilder til 182hf (Kapitel 1.11).

den anden tilgang var at måle tungsten isotopisk sammensætning af en tidlig høj Hf / h fase. Irland (1991) forsøgte at måle mængden af 182v i cirkoner (med meget høje Hf-koncentrationer) fra mesosiderit Vaca Muerta ved hjælp af en ionprobe og udledte heraf, at (182hf/180hf)BSSI var < 10-4. Desværre blev disse cirkler ikke dateret med tilstrækkelig præcision (Irland og 1992) til at være meget sikre på tidsekspoleringen af de nøjagtige hafniumoverflader. Ikke desto mindre, på grundlag af dette arbejde og modellen af Vasserburg et al. (1994), Jacobsen og Harper (1996)antog, at (182hf/180hf) BSSI faktisk var lav (~10-5). Det blev konkluderet, at forskellen i tungstenisotopisk sammensætning mellem jernmeteoritten Toluca og den jordbaserede værdi kun kunne have været produceret ved radioaktivt henfald i silikatjorden med høj Hf/H. Derfor måtte fraktioneringen af Hf/h produceret ved jordbaseret kernedannelse være tidligt. De forudsagde, at jorden accreted meget hurtigt med en modelalder for kernedannelse af < 15 Ma efter starten af solsystemet.Lee og Halliday (1995, 1996, 1997) og Kvit Larsen et al. (2000)viste ved at måle chondrites og eucrites, at (182hf/180hf) BSSI var omkring 10-4, hvilket førte til en række nye modeller baseret på antagelsen om, at 182hf produceres i samme slags r-processted som actinider (2000; Chian et al., 1998; Dortmund et al., 1996). En kritisk måling var den for bulkkondritter, men de tidligste målinger af 182v/184v af bulkkulstof (Lee og Halliday, 1995, 1996) og almindelige kondritter (Lee og Halliday, 2000A) var forkerte med omkring 200 ppm. De gav tilsyneladende kompositioner, der var inden for fejl af den jordbaserede værdi, hvilket førte til den konklusion, at selvom jernmeteoritiske forældrekroppe, Vestaog Mars tiltrådte og differentierede sig inden for få millioner år (Lee og Halliday, 1996, 1997), jordbaseret kernedannelse var sen eller langvarig (Halliday, 2000). Enstatitkondritter syntes derimod at have en veldefineret mangel i 182V (moderfår = -1,5 til − 2,0) (Lee og Halliday, 2000B).

efterfølgende blev det vist af tre grupper (Kleine et al., 2002; Schristnberg et al., 2002; Yin et al., 2002) at kulstofholdige og almindelige kondritter også har den samme sammensætning som enstatitkondritter, og de tidligere Lee-og Halliday-resultater for carbonholdige og almindelige kondritter var i fejl. Årsagen til denne uoverensstemmelse er aldrig blevet løst fuldt ud. Det faktum, at dataene var så tæt på jordbaseret, ville imidlertid indebære en form for forurening under forberedelse eller analyse. Ingen sådanne virkninger blev fundet i mineral-eller metal separate data. Den korrekte (182hf / 180hf)BSSI bestemt af Kleine et al. (2002), Schristnberg et al. (2002), og Yin et al. (2002) var stadig omkring 10-4, men omkring halvdelen af det tidligere estimerede. Den mest pålidelige nuværende figur for solsystemets gennemsnitlige isotopiske sammensætning af Tungsten fra omfattende chondritundersøgelser er e182v = -1,9 liter 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

et mere præcist skøn over (182hf/180hf)BSSI opnås ud fra mineralisotopiske data, som definerer en relativt stor spredning i Hf / H. Kleine et al. (2002) og Yin et al. (2002) begge opnåede indledende 182hf/180hf værdier fra interne isochrons svarende til omkring 1,0 ren 10-4. For nylig, Burkhardt et al. (2008)har bestemt interne isochroner for Cai ‘ er, der definerer en (182hf/180hf) BSSI på (9,72 liter 0,44) liter 10-5. Disse data er i overensstemmelse med alderen og (182hf/180hf)t for (yngre) angrites (Markovski et al., 2007).

den oprindelige tungstenisotopiske sammensætning af solsystemet fra CAIs har vist sig at være e182v = -3,28 liter 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt et al. (2012) udførte syreudvaskningseksperimenter på Murchison-meteoritten og analyserede isotopiske sammensætninger af Tungsten. De fandt en kovariation på 182v / 184v og 183v / 184v på grund af tilstedeværelsen af en s-procesberiget komponent. De brugte denne sammenhæng til at korrigere Cai-data fra Burkhardt et al. (2008)for nukleosyntetiske anomalier, hvilket resulterede i et nedadgående skift af den oprindelige tungstenisotopiske sammensætning af solsystemet til e182v = -3,51 liter 0,10 og en lille ændring til (182hf/180hf) BSSI-værdi til (9,81 liter 0,41) liter 10-5. Sammenligning mellem e182bssi og dataene for jernmeteoritter afslører, at mange magmatiske jernmeteoritter har en tungsten isotopisk sammensætning, der nærmer sig e182bssi-værdien (Kleine et al., 2005A; Lee, 2005; Markovsky et al., 2006a, b; Jin et al., 2008; Scherst Kristn et al., 2006). Nogle har kompositioner, der er blevet påvirket af kosmisk bestråling (Leya et al., 2003), let demonstreret af serielle sektioner af meteoritter, hvor effekten kan ses at være korreleret med kosmogen 3He og delvist fordelt som en funktion af kosmisk stråleindtrængning (Markovsky et al., 2006b) kræver korrektion (Markovsky et al., 2006a, b; Jin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Isotopdata med høj præcision tungsten for jernmeteoritter, for hvilke korrektioner for kosmogene effekter er små eller veldefinerede, give det første bevis for, at moderlegemer af jernmeteoritter tiltrådte, smeltet, differentieret, og producerede magmatiske kerner inden for den første 2 ma i solsystemet. Magmatiske jernmeteoritter viser tegn på fraktioneret krystallisering og udviser teksturer, der tillader estimater af langvarige kølehastigheder, i overensstemmelse med dem, der repræsenterer kernerne af planetariske objekter på omkring 10-400 km i størrelse (Vasson, 1985). Som sådan er det klart, at de planetariske embryoner teoretiseres af mange i dynamiske simuleringer (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009, 2000) eksisterede virkelig, og at de smeltede og gennemgik kernedannelse meget tidligt.

som tidligere nævnt begrænser tungstenisotoper ikke, hvor længe kernedannelsen varede på jorden. Resultaterne af Kleine et al. (2002), Schristnberg et al. (2002), og Yin et al. (2002) giver en ny begrænsning, som en betydelig del af Jordens kerne skal have dannet i Solsystemets første 10 Ma. Tidligere anslog Halliday (2000), at den gennemsnitlige levetid, den tid, der kræves for at akkumulere 63% af Jordens masse med eksponentielt faldende tilvækst, skal ligge i området 25-40 Ma baseret på de kombinerede begrænsninger, der pålægges af tungsten-og blyisotopdataene for Jorden. Yin et al. (2002) hævdede, at det gennemsnitlige liv for Jordtilvækst skal være mere som 11 Ma baseret på den nyligt definerede tungsten isotopiske sammensætning af kondritter. Blyisotopdataene for Jorden er svære at forene med sådanne hurtige accretionshastigheder som allerede diskuteret (Figur 16). Derfor er der en tilsyneladende uoverensstemmelse mellem modellerne baseret på tungsten og/eller blyisotopdata.

Halliday (2004) henledte opmærksomheden på denne uoverensstemmelse og foreslog, at den mest sandsynlige årsag var ufuldstændig blanding mellem de metalliske kerner af accreting planetariske objekter og Jordens silikatdele. Hvis metal blandes direkte med metal, bevares ‘alderen’ på det indkommende objekt delvist. Der er stærke beviser for, at denne ‘uligevægt kernedannelse’ har været vigtig for en del af Jordens tilvækst. Selvom den eksponentielt faldende væksthastighed på jorden er baseret på Monte Carlo-simuleringer og giver intuitiv mening i betragtning af den stadigt faldende Sandsynlighed for kollisioner, kan virkeligheden ikke være så enkel. Når planeter bliver større, skal den gennemsnitlige størrelse af de objekter, som de kolliderer med, også øges. Som sådan menes de senere stadier af planetarisk tilvækst at involvere større kollisioner. Dette er en stokastisk proces, der er svært at forudsige og modellere. Det betyder, at den nuværende modellering kun i bedste fald kan give en grov beskrivelse af accretion-historien. Månen menes at være et produkt af en sådan kollision kaldet den gigantiske påvirkning (se Afsnit 2.8.8.1).

da objekterne bliver større, synes chancerne for ækvilibrering af metal og silikat at være mindre sandsynlige. Giant impact simuleringer synes at føre til en betydelig mængde direkte kerne–kerne blanding (Canup og Asphaug, 2001). Dette er tilfældet, tungsten-og blyisotopsammensætningen af silikatjorden kunne kun afspejle delvis ækvilibrering med indgående materiale, således at tungsten-og blyisotopkompositionen delvist nedarves. Dette blev modelleret i detaljer af Halliday (2000) i sammenhæng med den gigantiske påvirkning og er blevet undersøgt af Vityasev et al. (2003) og Yoshino et al. (2003) i forbindelse med ækvilibrering af objekter i asteroidestørrelse. Hvis det er korrekt, det ville betyde, at accretion var endnu langsommere, end der kan udledes af tungsten-eller blyisotoper. Hvis bly ækvilibreret lettere end tungsten, af en eller anden grund, det kan hjælpe med at forklare noget af uoverensstemmelsen mellem de to kronometre. En mulig måde at afkoble bly fra tungsten ville være ved deres relative volatilitet. Bly kunne have været ækvilibreret ved dampfaseudveksling, mens tungsten ikke ville have været i stand til at gøre dette så let og ville kræve intim fysisk blanding og reduktion for at opnå ligevægt (Halliday, 2004) (figur 17 og 18).

figur 17. Eksempel på kontinuerlige kernedannelsesmodeller med en Måneformende kæmpe påvirkning ved 125 Ma ved hjælp af de nyeste parametre (Kleine et al., 2009) og en Hf/H af BSE af K Kristnig et al. (2011) til 25.8. Modellen giver tungsten isotopisk sammensætning af BSE (e182v = 0) og bruger standard kontinuerlig kernedannelse, hvor det accreterede planetariske materiale blandes fuldt ud med silikatjorden, før der er adskillelse af yderligere kernemateriale. Den anvendte sene finer er kun 0,1% af almindelig kondritsammensætning. Eksperimentelle petrologer arbejder normalt ud fra den antagelse, at kernen voksede via en sådan mekanisme.

figur 18. Eksempel på kontinuerlige kernedannelsesmodeller med en Måneformende kæmpe påvirkning ved 125 Ma ved hjælp af de nyeste parametre (Kleine et al., 2009) og Hf/H af BSE af K Kurstnig et al. (2011) af 25.8. Modellen giver BSE ‘ s isotopiske sammensætning (e182v = 0) og er sådan i figur 17, Men en andel (50%) af metallet fra bolidet blandes direkte med Jordens kerne og ækvilibrerer aldrig isotopisk med silikatjorden. Dynamiske simuleringer ligner typisk mere denne model end figur 17.

i hvilken grad metal-og silikatblanding og ækvilibrering er blevet diskuteret udførligt i de senere år ikke kun fra et isotopisk synspunkt (f.eks. Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010), men også fra et flydende dynamisk synspunkt (Dahl og Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie et al. (2003) kiggede på ækvilibreringen af spredte synkende dråber i et magmahav og gav klare beviser for, at der under disse omstændigheder ville opnås ækvilibrering mellem metal og silikat. Dahl og Stevenson (2010) kiggede imidlertid på, i hvilken grad kernen i en stor slaglegeme ville bryde op fra Rayleigh–Taylor ustabiliteter eller blandes direkte med jordens kerne under vækst. Dette afhænger blandt andet af slagvinklen.

ufuldstændig ækvilibrering giver ikke kun en mulig forklaring på de kortere tidsskalaer for tungsten i forhold til blyisotoper. Det forklarer også nogle af de tilsyneladende uoverensstemmelser mellem silikatjordens siderofile budgetter (Rubie et al., 2011).

efter at have lavet alle disse advarselserklæringer, kan man stadig angive noget nyttigt om de samlede accretion tidsplaner. Alle nylige kombinerede accretion/kontinuerlige kernedannelsesmodeller (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) er enige om, at tidsskalaerne ligger i intervallet 107-108 år, som forudsagt af Vetherill (1986). Derfor kan vi specifikt evaluere de tidligere foreslåede modeller for planetarisk tilvækst (se Afsnit 2.8.3.6) som følger.

Hvis jorden accreted meget hurtigt, i< 106 år, som foreslået af Cameron (1978) eller som faktisk bestemt ved hjælp af Hf–H for de magmatiske jernmeteoritiske forældrekroppe (Markovsky et al., 2006a, b; Jin et al., 2008; Scherst Kristn et al., 2006) eller Mars (Dauphas og Pourmand, 2011; Halliday og Kleine, 2006) (tabel 1), ville silikatjorden have en tungsten isotopisk sammensætning, der er langt mere radiogen end den, der observeres i dag (figur 17 og 18). Sådanne objekter ville have y >+10 i stedet for 0 (kun 2 liter-enheder over chondritter eller gennemsnitligt solsystem). Derfor kan vi med en vis tillid sige, at denne model ikke beskriver jordens accretion. Langvarig tilvækst i fravær af nebulær gas, som foreslået af Safronov–Vetherill-modellerne, er meget i overensstemmelse med den tætte aftale mellem chondritter og silikatjorden (figur 17 og 18). I hvilket omfang Kyoto-modellen, som involverer en betydelig mængde nebulær gas (Hayashi et al., 1985), kan bekræftes eller diskonteres er uklart på nuværende tidspunkt. Imidlertid, selv tidsskalaerne præsenteret af Yin et al. (2002) er lange sammenlignet med 5 Ma for tilvækst af jorden forudsagt af Kyoto-modellen.

tabel 1. Estimater af alderen på tidlige solsystemobjekter

tr>

type begivenhed	objekt eller begivenhed	isotopisk system				alder (Ga)	tid (Ma)
start af solsystem	Allende Cais	235/238U–207/206pb	g retropel et al. (1991)	4.566 ret 0.002	1 ret 2
start af solsystemet	Efremovka CAIs	235/238U–207/206pb	Amelin et al. (2002)	4.5672 ± 0.0006	0.0 ± 0.6
Start of solar system	Allende CAIs	26Al–26Mg	Bizzarro et al. (2004)	4.567	0.00 ± 0.03
Start of solar system	Allende CAIs	235/238U–207/206Pb, 26Al–26Mg	Jacobsen et al. (2008b)	4.5676 ± 0.0004	− 0.4 ± 0.4
Start of solar system	Allende CAIs	182Hf–182W	Burkhardt et al. (2008)	4.5683 ± 0.0007	− 1.1 ± 0.7
Start of solar system	Allende and Efremovka CAIs	235/238U–207/206Pb	Amelin et al. (2010), Connelly et al. (2012)	4.56730 ± 0.00018	0.00 ± 0.18
Start of solar system	Allende CAIs	182Hf–182W	Burkhardt et al. (2012), Brennecka and Wadhwa (2012)	4.5674 ± 0.0007	− 0.13 ± 0.64
Chondrule formation	Acfer chondrules	235/238U–207/206Pb	Amelin et al. (2002)	4.5647 ± 0.0006	2.5 ± 1.2
Chondrule formation	UOC chondrules	26Al–26Mg	Russell et al. (1996)	< 4.566–4.565	> 1–2
Chondrule formation	Allende chondrule	26Al–26Mg	Galy et al. (2000a,b)	< 4.5658 ± 0.0007	> 1.4 ± 0.7
Chondrule formation	Allende chondrules	26Al–26Mg	Bizzarro et al. (2004)	4.567 to < 4.565	0 to ≥ 1.4
H chondrite parent body metamorphism	Ste. Marguerite phosphate	235/238U–207/206Pb	Göpel et al. (1994)	4.5627 ± 0.0006	4.5 ± 0.6
H chondrite parent body metamorphism	Ste. Marguerite	182Hf–182W	Kleine et al. (2008)	4.5665 ± 0.0005	0.7 ± 0.5
Asteroidal core formation	Magmatic irons	182Hf–182W	Markowski et al. (2006a,b), Qin et al. (2008), Burkhardt et al. (2012)	> 4.566	< 2.0
Vesta accretion	Earliest age	87Rb–87Sr	Halliday and Porcelli (2001)	< 4.563 ± 0.002	> 4 ± 2
Vesta differentiation	Silicate–metal	182Hf–182W	Lee and Halliday (1997)	4.56	10
Vesta differentiation	Silicate–silicate	53Mn–53Cr	Lugmair and Shukolyukov (1998)	4.5648 ± 0.0009	1 ± 2
Vesta differentiation	Silicate–metal	182Hf–182W	Quitté et al. (2000)	4.550 ± 0.001	16 ± 1
Vesta differentiation	Silicate–metal	182Hf–182W	Kleine et al. (2002), Yin et al. (2002)	4.563 ± 0.001	4 ± 1
Early eucrites	Noncumulate eucrites	182Hf–182W	Quitté and Birck (2004)	4.558 ± 0.003	9 ± 3
Early eucrites	Chervony Kut	53Mn–53Cr	Lugmair and Shukolyukov (1998)	4.563 ± 0.001	4 ± 1
Angrite formation	D’Orbigny and Sahara	182Hf–182W	Markowski et al. (2007)	4.564 ± 0.001	3 ± 1
Angrite formation	Angra dos Reis and LEW 86010	235/238U–207/206Pb	Lugmair and Galer (1992)	4.5578 ± 0.0005	9 ± 1
Mars accretion	Youngest age	146Sm–142Nd	Harper et al. (1995)	≥ 4.54	≤ 30
Mars accretion	Mean age	182Hf–182W	Lee and Halliday (1997)	4.560	6
Mars accretion	Youngest age	182Hf–182W	Lee and Halliday (1997)	≥ 4.54	≤ 30
Mars accretion	Youngest age	182Hf–182W	Halliday et al. (2001a,b)	≥ 4.55	≤ 20
Mars accretion	Youngest age	182Hf–182W	Kleine et al. (2002)	≥ 4.55	< 13 ± 2
Mars accretion	Youngest age	182Hf–182W	Halliday and Kleine (2006), Dauphas and Pourmand (2011)	> 4.566	< 1
Earth accretion	Mean age	235/238U–207/206Pb	Halliday (2000)	4.527–4.562	15–40
Earth accretion	Mean age	182Hf–182W	Yin et al. (2002), Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002)	4.556 ± 0.001	11 ± 1
Earth accretion	Mean age	235/238U–207/206Pb	Halliday (2004)	4.550 ± 0.003	17 ± 3
Moon formation	Best estimate of age	235/238U–207/206Pb	Tera et al. (1973)	4.47 ± 0.02	100 ± 20
Moon formation	Best estimate of age	235/238U–207/206Pb and 147Sm–143Nd	Carlson and Lugmair (1988)	4.44–4.51	60–130
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Halliday et al. (1996)	4.47 ± 0.04	100 ± 40
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Lee et al. (1997)	4.51 ± 0.01	55 ± 10
Moon formation	Earliest age	182Hf–182W	Halliday (2000)	≤ 4.52	≥ 45
Moon formation	Earliest age	87Rb–87Sr	Halliday and Porcelli (2001)	< 4.556 ± 0.001	> 11 ± 1
Moon formation	Earliest age	182Hf–182W	Touboul et al. (2007)	≤ 4.51	≥ 60
Moon formation	Earliest age	182Hf–182W	This study	≤ 4.53	≥ 37
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Lee et al. (2002)	4.51 ± 0.01	55 ± 10
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Kleine et al. (2002)	4.54 ± 0.01	30 ± 10
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Yin et al. (2002)	4.546	29
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Halliday (2004)	4.52 ± 0.01	45 ± 10
Moon formation	Best estimate of age	182Hf–182W	Kleine et al. (2005b)	4.53 ± 0.01	40 ± 10
Moon formation	Best estimate of age	87Rb–87Sr	Halliday (2008)	4.577 ± 0.020	90 ± 20
Moon formation	Best estimate of age	87Rb–87Sr	This study	4.440 ± 0.025	125 ± 25
Lunar highlands	Ferroan anorthosite 60025	235/238U–207/206Pb	Hanan and Tilton (1987)	4.50 ± 0.01	70 ± 10
Lunar highlands	Ferroan anorthosite 60025	147Sm–143Nd	Carlson and Lugmair (1988)	4.44 ± 0.02	130 ± 20
Lunar highlands	Norite from breccia 15445	147Sm–143Nd	Shih et al. (1993)	4.46 ± 0.07	110 ± 70
Lunar highlands	Ferroan noritic anorthosite 67016	147Sm–143Nd	Alibert et al. (1994)	4.56 ± 0.07	10 ± 70
Lunar highlands	Ferroan anorthosite 60025	142Sm–142Nd, 147Sm–143Nd, 235/238U–207/206Pb	Borg et al. (2011)	4.360 ± 0.003	207 ± 3
Earliest Earth crust	Jack Hills zircon single grain portion	235/238U–207/206Pb	Wilde et al. (2001)	4.44 ± 0.01	130 den 10
tidligste jordskorpen	Jack Hills sirkon korn	235/238U–207/206pb	Cavosie et al. (2006), Harrison et al. (2008)	4.35	220

Nogle af ovenstående er baseret på tidlige solsystems indledende overflod, isotopiske sammensætninger, henfaldskonstanter eller forhold mellem forældre og datter nu troede forkert. Nogle af de mere pålidelige skøn, som i øjeblikket ses, er angivet med fed skrift. Bemærk, at solsystemets start måles ud fra de uran-isotopkorrigerede Pb-Pb–aldre for Allende og Efremovka CAIs målt ved Amelin et al. (2010) og Connelly et al. (2012). CAIs, calcium-aluminium-rige indeslutninger; UOC, ulige almindelig chondrit.

et centralt spørgsmål er, at brugen af tungstenisotoper alene for at begrænse de tidligste stadier af langvarig tilvækst (hvor meget af de første 50% siger blev akkreteret af hvornår) er meget mere modelafhængig end begrænsningerne for, hvad der skete senere. Dette skyldes, at den tidligste rekord er blevet overtrykt af senere tilvækst, og tidlig tungsten er blevet fjernet ved kernedannelse. To eksempler er vist i figur 17 og 18. Begge er gyldige baseret på tungstenisotoper alene og antager Månen dannet på omkring 125 Ma (se Afsnit 2.8.8.2). Den ene viser tidlig og hurtig tilvækst efterfulgt af en lang pause før den gigantiske påvirkning, som ikke kræver uligevægt (figur 17). Den anden viser langvarig, eksponentielt faldende tilvækst, hvilket kræver uligevægt (figur 18).

i betragtning af uoverensstemmelsen mellem tungsten og bly (Halliday, 2000, 2004) plus det flydende dynamiske bevis (Dahl og Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003) plus det eksperimentelle petrologiske bevis (Rubie et al., 2011), forekommer det sandsynligt, at mere langvarig accretion med uligevægt kernedannelse (mere som modellen i figur 18) er en bedre tilnærmelse af Jordens dannelse.

det er blevet hævdet, at den større udtømning i jern og i tellur i silikatjorden i forhold til Månen (figur 14) afspejler en yderligere lille mængde jordbaseret kernedannelse efter den gigantiske påvirkning (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Det kunne også blot afspejle forskelle mellem Theia og Jorden. Imidlertid peger stigende beviser mod Månens atomer, der er afledt af jorden snarere end Theia, som diskuteret nedenfor. Træ og Halliday (2005) foreslog, at Theia tilføjede en betydelig mængde svovl til Jorden, og at dette fremmede yderligere kernedannelse og især en stigning i opdelingen af bly i kernen efter den gigantiske påvirkning. Hvis der var yderligere dannelse af kerne efter kæmpe påvirkning på jorden, skal den have været mindre for at bevare Jord–Måne ligheder og skal have fundet sted inden tilføjelsen af den sene finer, som diskuteret i afsnit 2.8.10.