2.8.6.3 Tungsteno Isotopi

Mentre si portano isotopi sono stati utili, la 182Hf–182W cronometro è stato almeno altrettanto efficace per la definizione dei tassi di accrescimento (Halliday, 2000; Halliday e Lee, 1999; Harper e Jacobsen, 1996b; Jacobsen e Harper, 1996; Lee e Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Come U-Pb, il sistema Hf-W è stato utilizzato più per definire un’età modello di formazione del nucleo (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee e Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté et al., 2000; Schönberg et al., 2002). Come spiegato in precedenza, questo non è utile per un oggetto come la Terra.

Harper et al. (1991) sono stati i primi a fornire un suggerimento di una differenza isotopica di tungsteno tra il meteorite di ferro Toluca e la Terra di silicato. Successivamente è diventato chiaro che esiste un deficit ubiquitario chiaramente risolvibile in 182W nei meteoriti di ferro e nei metalli delle condriti ordinarie, rispetto all’abbondanza atomica trovata nella Terra di silicati (Harper e Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen e Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee e Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Un riassunto della maggior parte dei dati pubblicati di recente e più precisi per i meteoriti di ferro è dato in Kleine et al. (2009). La maggior parte dei primi metalli segregati sono carenti di circa 3-4 unità eW (300-400 ppm) rispetto alla Terra di silicato. Alcuni sembrano essere ancora più negativi, ma i risultati non sono ben risolti. La spiegazione più semplice per questa differenza è che i metalli o la Terra di silicato o entrambi campionati di tungsteno del sistema solare prima di vivere 182Hf erano decaduti.

La differenza isotopica del tungsteno tra i primi metalli e la Terra di silicato riflette l’Hf / W integrato nel tempo del materiale che ha formato la Terra e i suoi serbatoi, durante la vita di 182Hf. Il rapporto Hf / W della Terra di silicato è stato considerato nell’intervallo 10-40 come risultato di uno studio intensivo di Newsom et al. (1996). Questo è un ordine di grandezza superiore a quello delle condriti carbonacee e ordinarie e una conseguenza della formazione del nucleo terrestre. Un valore più esatto per il rapporto Hf/W della BSE ha richiesto ulteriori studi. Halliday (2000, 2004) usato 15, e Jacobsen (2005) usato 13.6. Questo è stato rivisto al rialzo da Arévalo et al. (2009) a 18.7 e più recentemente da König et al. (2011) a 25.8. Questi valori avranno bisogno di un ulteriore esame se la Terra ha un rapporto non condritico di elementi refrattari altamente incompatibili con elementi moderatamente incompatibili, quindi W/Hf, a causa dell’erosione da impatto (O’Neill e Palme, 2008). Il rapporto Hf/W potrebbe essere ancora più alto.

Se l’accrescimento terrestre e la formazione del nucleo fossero precoci, un eccesso di 182W si troverebbe nella Terra di silicati, rispetto al sistema solare medio (condriti). Tuttavia, la differenza isotopica di tungsteno tra i primi metalli e la Terra silicato da solo non fornisce vincoli sulla tempistica. Bisogna conoscere l’abbondanza atomica di 182Hf all’inizio del sistema solare (o il (182Hf/180Hf)BSSI, il ‘bulk solar system initial’) e la composizione dei serbatoi condritici da cui la maggior parte dei serbatoi di metallo e silicati sono stati separati. In altre parole, è essenziale sapere in che misura i 182W “extra” nella Terra di silicato rispetto ai meteoriti di ferro accumulati nei materiali precursori condritici accretati o proto-Terra con un Hf/W ~ 1 prima della formazione del nucleo e in che misura riflette un cambiamento accelerato nella composizione isotopica a causa dell’elevato Hf/W (26) nella Terra di silicato.

Per questo motivo, alcuni dei primi tentativi di utilizzare Hf–W (Harper and Jacobsen, 1996b; Jacobsen and Harper, 1996) hanno dato interpretazioni che ora sono note per essere errate perché il BSSI (182Hf/180Hf)era sottocostruito. Questa era una preoccupazione centrale nella cronometria Hf–W che non si applica a U–Pb per cui le abbondanze genitore possono ancora essere misurate oggi. Il primo approccio consiste nel modellare il BSSI atteso (182Hf / 180Hf) in termini di processi nucleosintetici. Wasserburg et al. (1994) ha predetto con successo le abbondanze iniziali di molti dei nuclidi di breve durata usando un modello di nucleosintesi nelle stelle asintotiche del ramo gigante (AGB). L’estrapolazione del loro modello prevedeva un BSSI basso (182Hf/180Hf) di < 10-5. Tuttavia, le supernove a collasso del nucleo e la nucleosintesi del processo r sono anche fonti plausibili di 182Hf (Capitolo 1.11).

Il secondo approccio è stato quello di misurare la composizione isotopica di tungsteno di una fase iniziale alta Hf/W. L’Irlanda (1991) tentò di misurare la quantità di 182W in zirconi (con concentrazioni molto elevate di Hf) dalla mesosiderite Vaca Muerta, usando una sonda ionica, e da ciò dedusse che il (182Hf/180Hf)BSSI era < 10-4. Sfortunatamente, questi zirconi non sono stati datati con sufficiente precisione (Irlanda e Wlotzka, 1992) per essere molto certi sull’estrapolazione temporale delle esatte abbondanze di afnio. Tuttavia, sulla base di questo lavoro e del modello di Wasserburg et al. (1994), Jacobsen e Harper (1996)presumevano che il BSSI (182Hf/180Hf) fosse effettivamente basso (~10-5). Si è concluso che la differenza nella composizione isotopica del tungsteno tra il meteorite di ferro Toluca e il valore terrestre potrebbe essere stata prodotta solo dal decadimento radioattivo all’interno della Terra di silicato con alta Hf / W. Pertanto, il frazionamento di Hf/W prodotto dalla formazione del nucleo terrestre doveva essere precoce. Hanno predetto che la Terra si è accresciuta molto rapidamente con un’età modello di formazione del nucleo di < 15 Ma dopo l’inizio del sistema solare.

Lee e Halliday (1995, 1996, 1997) e Quitté et al. (2000)ha dimostrato misurando condriti ed eucriti che (182Hf/180Hf) BSSI era di circa 10-4, il che ha portato a una serie di nuovi modelli basati sull’ipotesi che 182Hf sia prodotto nello stesso tipo di sito di processo r degli attinidi (Qian e Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et al., 1996). Una misura critica era quella delle condriti bulk, ma le prime misurazioni dei 182W / 184W di massa carboniosa (Lee e Halliday, 1995, 1996) e delle condriti ordinarie (Lee e Halliday, 2000a) erano errate di circa 200 ppm. Hanno prodotto composizioni apparenti che erano all’interno dell’errore del valore terrestre, portando alla conclusione che sebbene i corpi progenitori di meteoriti di ferro, Vesta e Marte si siano accresciuti e differenziati in pochi milioni di anni (Lee e Halliday, 1996, 1997), la formazione del nucleo terrestre era tardiva o protratta (Halliday, 2000). Le condriti di Enatite al contrario sembravano avere una carenza ben definita in 182W (eW = da − 1,5 a − 2,0) (Lee e Halliday, 2000b).

Successivamente, è stato mostrato da tre gruppi (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002) che le condriti carbonacee e ordinarie hanno anche la stessa composizione delle condriti dell’statite e i precedenti risultati di Lee e Halliday per le condriti carbonacee e ordinarie erano in errore. La ragione di questa discrepanza non è mai stata completamente risolta. Tuttavia, il fatto che i dati fossero così vicini alla terra implicherebbe una qualche forma di contaminazione durante la preparazione o l’analisi. Tali effetti non sono stati trovati in minerali o metallo dati separati. Il corretto (182Hf / 180Hf) BSSI determinato da Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), e Yin et al. (2002) era ancora circa 10-4 ma circa la metà di quello precedentemente stimato. La cifra corrente più affidabile per la composizione isotopica media del tungsteno del sistema solare da ampi studi di condrite è e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

Una stima più precisa del BSSI (182Hf/180Hf)è ottenuta da dati isotopici minerali, che definiscono una diffusione relativamente ampia in Hf/W. Kleine et al. (2002) e Yin et al. (2002) entrambi hanno ottenuto valori iniziali 182Hf/180Hf da isocroni interni corrispondenti a circa 1,0 × 10-4. Recentemente, Burkhardt et al. (2008) hanno determinato isocroni interni per CAI che definiscono un (182Hf/180Hf)BSSI di (9,72 ± 0,44) × 10-5. Questi dati sono coerenti con l’età e (182Hf / 180Hf) t di (più giovane) angrites (Markowski et al., 2007).

La composizione isotopica iniziale del tungsteno del sistema solare da CAIs ha dimostrato di essere e182W = -3.28 ± 0.12 (Burkhardt et al., 2008). Il suo nome deriva da Bur (2012) ha fatto esperimenti di lisciviazione acida sul meteorite di Murchison e ha analizzato le composizioni isotopiche di tungsteno. Hanno trovato una covariazione di 182W/184W e 183W / 184W a causa della presenza di un componente arricchito con processo S. Hanno usato questa correlazione per correggere i dati CAI di Burkhardt et al. (2008) per le anomalie nucleosintetiche, che hanno provocato uno spostamento verso il basso della composizione isotopica iniziale del tungsteno del sistema solare a e182W = -3.51 ± 0.10, e un leggero cambiamento al (182Hf/180Hf)valore BSSI a (9.81 ± 0.41) × 10-5. Il confronto tra e182WBSSI e i dati per meteoriti di ferro rivela che molti meteoriti di ferro magmatico hanno una composizione isotopica di tungsteno che si avvicina al valore e182WBSSI (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Alcuni hanno composizioni che sono state influenzate dall’irradiazione cosmica (Leya et al., 2003), facilmente dimostrato da sezioni seriali di meteoriti in cui l’effetto può essere visto essere correlato con 3HE cosmogenico e distribuito in parte in funzione della penetrazione dei raggi cosmici (Markowski et al., 2006b) che richiede correzione (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Dati isotopici di tungsteno ad alta precisione per meteoriti di ferro, per i quali le correzioni per gli effetti cosmogenici sono piccole o ben definite, forniscono la prima prova che i corpi progenitori di meteoriti di ferro si sono accumulati, fusi, differenziati e prodotti nuclei magmatici entro i primi 2 Ma del sistema solare. I meteoriti di ferro magmatico mostrano prove di cristallizzazione frazionata e mostrano trame che consentono stime di tassi di raffreddamento prolungati, coerenti con loro che rappresentano i nuclei di oggetti planetari di circa 10-400 km di dimensione (Wasson, 1985). Come tale, è chiaro che gli embrioni planetari teorizzati da molti nelle simulazioni dinamiche (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) esistevano davvero e si sciolsero e subirono la formazione del nucleo molto presto.

Come affermato in precedenza, isotopi di tungsteno non vincolano quanto tempo formazione nucleo persistito sulla Terra. Tuttavia, i risultati di Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), e Yin et al. (2002) forniscono un nuovo vincolo che una frazione significativa del nucleo terrestre deve essersi formata nei primi 10 Ma del sistema solare. In precedenza, Halliday (2000) ha stimato che la vita media, il tempo necessario per accumulare il 63% della massa terrestre con tassi di accrescimento esponenzialmente decrescenti, deve trovarsi nell’intervallo di 25-40 Ma in base ai vincoli combinati imposti dai dati degli isotopi di tungsteno e piombo per la Terra. Yin et al. (2002) ha sostenuto che la vita media per l’accrescimento della Terra deve essere più simile a 11 Ma in base alla composizione isotopica del tungsteno appena definita delle condriti. I dati degli isotopi di piombo per la Terra sono difficili da conciliare con tassi di accrescimento così rapidi come già discusso (Figura 16). Pertanto, vi è un’apparente discrepanza tra i modelli basati sui dati degli isotopi di tungsteno e/o piombo.

Halliday (2004) ha attirato l’attenzione su questa discrepanza e ha proposto che la causa più probabile fosse la miscelazione incompleta tra i nuclei metallici di oggetti planetari in accrescimento e le porzioni di silicato della Terra. Se il metallo si mescola direttamente con il metallo, l’ ” età ” dell’oggetto in arrivo viene parzialmente preservata. Ci sono forti prove che questa “formazione del nucleo di squilibrio” è stata importante per una parte dell’accrescimento della Terra. Sebbene il tasso di crescita esponenzialmente decrescente della Terra si basi su simulazioni Monte Carlo e abbia un senso intuitivo data la probabilità sempre decrescente di collisioni, la realtà non può essere così semplice. Man mano che i pianeti diventano più grandi, anche la dimensione media degli oggetti con cui si scontrano deve aumentare. Come tale, si pensa che le fasi successive dell’accrescimento planetario comportino collisioni importanti. Questo è un processo stocastico che è difficile da prevedere e modellare. Significa che la modellazione corrente può solo fornire, nella migliore delle ipotesi, una descrizione approssimativa della cronologia di accrescimento. Si pensa che la Luna sia il prodotto di una tale collisione chiamata impatto gigante (vedi Sezione 2.8.8.1).

Man mano che gli oggetti diventano più grandi, le probabilità di equilibrio di metallo e silicato sembrano essere meno probabili. Le simulazioni di impatto gigante sembrano portare a una notevole quantità di miscelazione diretta core–core (Canup e Asphaug, 2001). Stando così le cose, la composizione isotopica di tungsteno e piombo della terra silicato potrebbe riflettere solo parziale equilibrio con materiale in entrata, tale che la composizione isotopica di tungsteno e piombo è in parte ereditata. Questo è stato modellato in dettaglio da Halliday (2000) nel contesto dell’impatto gigante ed è stato studiato da Vityazev et al. (2003) e Yoshino et al. (2003) nel contesto dell’equilibrazione di oggetti di dimensioni asteroidali. Se corretto, significherebbe accrescimento era ancora più lento di quanto si possa dedurre da tungsteno o isotopi di piombo. Se il piombo equilibrato più facilmente di tungsteno, per qualsiasi motivo, potrebbe aiutare a spiegare alcune delle discrepanza tra i due cronometri. Un modo possibile per disaccoppiare il piombo dal tungsteno sarebbe dalla loro volatilità relativa. Il piombo avrebbe potuto essere bilanciato dallo scambio di fase vapore, mentre il tungsteno non sarebbe stato in grado di farlo così facilmente e richiederebbe una miscelazione fisica intima e una riduzione per raggiungere l’equilibrio (Halliday, 2004) (Figure 17 e 18).

Figura 17. Esempio di modelli di formazione continua del nucleo con un impatto gigante che forma la Luna a 125 Ma utilizzando gli ultimi parametri (Kleine et al., 2009) e un Hf/W della BSE di König et al. (2011) a 25.8. Il modello produce la composizione isotopica del tungsteno della BSE (e182W = 0) e utilizza la formazione continua standard del nucleo in cui il materiale planetario accresciuto si mescola completamente con la Terra di silicato prima che vi sia la segregazione di ulteriore materiale del nucleo. L’impiallacciatura tardiva utilizzata è solo lo 0,1% della normale composizione di condrite. I petrologi sperimentali di solito lavorano sul presupposto che il nucleo sia cresciuto attraverso un tale meccanismo.

Figura 18. Esempio di modelli di formazione continua del nucleo con un impatto gigante che forma la Luna a 125 Ma utilizzando gli ultimi parametri (Kleine et al., 2009) e l’Hf/W della BSE di König et al. (2011) di 25.8. Il modello produce la composizione isotopica W della BSE (e182W = 0) ed è simile a quella della Figura 17, ma una proporzione (50%) del metallo del bolide si mescola direttamente con il nucleo terrestre e non si equilibra mai isotopicamente con la Terra di silicato. Le simulazioni dinamiche in genere assomigliano più a questo modello che a quello della Figura 17.

Il grado in cui metallo e silicato si mescolano ed equilibrano è stato ampiamente discusso negli ultimi anni non solo da un punto di vista isotopico (ad esempio, Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010) ma anche da un punto di vista fluidodinamico (Dahl e Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie et al. (2003) ha esaminato l’equilibrio delle goccioline di affondamento disperse in un oceano di magma e ha fornito chiare prove che, in queste circostanze, sarebbe stato raggiunto l’equilibrio tra metallo e silicato. Tuttavia, Dahl e Stevenson (2010) hanno esaminato il grado in cui il nucleo di un grande impattore si spezzerebbe dalle instabilità di Rayleigh–Taylor o si mescolerebbe direttamente con il nucleo della Terra durante la crescita. Questo dipende tra le altre cose dall’angolo di impatto.

Equilibrio incompleto non solo fornisce una possibile spiegazione per i tempi più brevi di tungsteno rispetto agli isotopi di piombo. Spiega anche alcune delle apparenti discrepanze tra i bilanci siderofili della Terra di silicato (Rubie et al., 2011).

Dopo aver fatto tutte queste dichiarazioni cautelari, si può ancora affermare qualcosa di utile sulle scale temporali complessive di accrescimento. Tutti i recenti modelli combinati di accrescimento/formazione continua del nucleo (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) concordano sul fatto che i tempi siano compresi tra 107 e 108 anni, come previsto da Wetherill (1986). Pertanto, possiamo valutare specificamente i modelli di accrescimento planetario proposti in precedenza (vedi Sezione 2.8.3.6) come segue.

Se la Terra è cresciuta molto velocemente, in < 106 anni, come proposto da Cameron (1978) o come effettivamente determinato usando Hf–W per i corpi progenitori di meteoriti di ferro magmatico (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006) o Marte (Dauphas e Pourmand, 2011; Halliday e Kleine, 2006) (Tabella 1), la Terra di silicato avrebbe una composizione isotopica di tungsteno che è molto più radiogenica di quella osservata oggi (Figure 17 e 18). Tali oggetti avrebbero eW > +10 piuttosto che 0 (solo 2 ε-unità sopra condriti o sistema solare medio). Pertanto, possiamo dire con una certa sicurezza che questo modello non descrive l’accrescimento della Terra. L’accrescimento prolungato in assenza di gas nebuloso, come proposto dai modelli Safronov–Wetherill, è molto coerente con lo stretto accordo tra condriti e terra di silicato (Figure 17 e 18). Fino a che punto il modello di Kyoto, che coinvolge una quantità significativa di gas nebuloso (Hayashi et al., 1985), può essere confermato o scontato non è chiaro al momento. Tuttavia, anche i tempi presentati da Yin et al. (2002) sono lunghi rispetto ai 5 Ma per l’accrescimento della Terra previsti dal modello di Kyoto.

Tabella 1. Le stime dell’età dei primi oggetti del sistema solare

Tipo di evento	Oggetto o di un evento	Isotopica		(Ga) di Età	Tempo (Ma)
Avvio del sistema solare	Allende CAIs	235/238U–207/206Pb	Göpel et al. (1991)	4.566 ± 0.002	1 ± 2
Inizio del sistema solare	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 ± 10
Prima crosta terrestre	Jack Hills zircon grains	235 / 238U-207/206Pb	Cavosie et al. (2006), Harrison et al. (2008)	4.35	220

Alcuni dei precedenti sono basati su abbondanze iniziali del sistema solare, composizioni isotopiche, costanti di decadimento o rapporti genitore / figlia ora ritenuti errati. Alcune delle stime più attendibili attualmente visualizzate sono indicate in grassetto. Si noti che l’inizio del sistema solare è misurato dalle età Pb-Pb corrette dagli isotopi dell’uranio di Allende e Efremovka CAIs misurate da Amelin et al. (2010) e Connelly et al. (2012). CAIs, inclusioni ricche di calcio-alluminio; UOC, condrite ordinaria disuguale.

Un problema chiave è che l’uso di isotopi di tungsteno da solo per vincolare le prime fasi di accrescimento protratto (quanto del primo 50% dire è stato accresciuto da quando) è molto più modello-dipendente rispetto sono i vincoli su ciò che è accaduto in seguito. Questo perché il primo record è stato sovrastampato da accrescimento successivo e tungsteno precoce è stato rimosso dalla formazione nucleo. Nelle figure 17 e 18 sono riportati due esempi di elementi finali. Entrambi sono validi sulla base di isotopi di tungsteno da soli e assumere la Luna formata a circa 125 Ma (vedi Sezione 2.8.8.2). Uno mostra l’accrescimento precoce e rapido seguito da una lunga pausa prima dell’impatto gigante, che non richiede squilibri (Figura 17). L’altro mostra un accrescimento protratto, esponenzialmente decrescente, che richiede uno squilibrio (Figura 18).

Data la discrepanza tra tungsteno e piombo (Halliday, 2000, 2004), più l’evidenza fluidodinamica (Dahl e Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003), più l’evidenza petrologica sperimentale (Rubie et al., 2011), sembra probabile che l’accrescimento più prolungato con formazione del nucleo di disequilibrio (più simile al modello in Figura 18) sia una migliore approssimazione della formazione della Terra.

È stato sostenuto che il maggiore esaurimento del ferro e del tellurio nella Terra silicata rispetto alla Luna (Figura 14) riflette un’ulteriore piccola quantità di formazione del nucleo terrestre in seguito all’impatto gigante (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Potrebbe anche semplicemente riflettere le differenze tra Theia e la Terra. Tuttavia, prove crescenti indicano che gli atomi della Luna sono stati derivati dalla Terra piuttosto che da Theia, come discusso di seguito. Wood e Halliday (2005) hanno proposto che Theia ha aggiunto una notevole quantità di zolfo alla Terra e che questo ha promosso un’ulteriore formazione del nucleo e in particolare un aumento della partizione del piombo nel nucleo dopo l’impatto gigante. Se ci fosse stata un’ulteriore formazione di nucleo post-impatto gigante sulla Terra, deve essere stata minore per preservare le somiglianze Terra-Luna e deve essere avvenuta prima dell’aggiunta dell’impiallacciatura tardiva, come discusso nella Sezione 2.8.10.