Half-Life
2.8.6.3タングステン同位体
鉛同位体は有用であったが、182HF–182Wクロノメーターは降着速度を定義するのに少なくとも有効であった(Halliday,2000;Halliday and Lee,1999;Harper and Jacobsen,1996b;Jacobsen and Harper,1996;Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999;Halliday and Lee,1999およびＨａｌｌｉｄａｙ，１ ９ ９ ６，１ ９ ９ ７；ｙｉｎ ｅ Ｔ Ａ Ｌ．, 2002). Ｕ−Ｐｂと同様に、Ｈ Ｆ−Ｗ系は、コア形成のモデル年齢を定義するためにより多く使用されてきた（Ｄａｕｐｈａｓ ｅ ｔ ａ ｌ． ら、２ ０ ０ ２；Ｈｏｒａｎ ｅ ｔ ａ ｌ． 1998年;クライネet al.,2002;Kramers,1998;Lee and Halliday,1995,1996,1997; Quitté et al. ら，２ ０ ０ ０；Ｓｃｈｏｎｂｅｒｇ ｅ ｔ ａ ｌ．, 2002). 先に説明したように、これは地球のような物体には有用ではありません。8.9Maの半減期（Vockenhuber et al.,2004)は、付加時間スケールを研究するための様々な短命クロノメーターの中で182hfを理想的なものとしている。 さらに、この方法の他の二つの主要な利点があります（図15）：
親要素と娘要素（ハフニウムとタングステン）の両方が耐火性であるため、ほとんどの降着物ではコンドライトの割合であることが期待されています。 したがって、U–Pbとは異なり、地球全体の同位体組成と親/娘比を比較的よく知っていると考えています。
タングステンからハフニウムを分画するコア形成は、前述したように非常に初期のプロセスであると考えられている。 したがって、律速過程は単に地球の降着である。
タングステン同位体組成の違いは、次のように、10 000あたりの部分の偏差として最も便利に表現されます:eW=W182/W184Samplew182/W184BSE−1×10000
ここで、BSE値（182W/184W）BSEはNISTタングステン標準の測定値です。 これは、地上標準岩石の値と比較して見出されるBSEの代表的なものでなければならない（Kleine et al. 2002年;Lee達すると,1996;Schönberg et al., 2002). 182hfが形成時に十分に豊富であった場合（すなわち、早い年齢で）、その後、より高いHf/W比を有する鉱物、岩石、および貯水池は、太陽系の初期のタングステン同位体組成と比較して有意に多くの放射性（高182W/184W 逆に、（ほとんどの初期の惑星や微惑星のために予想されるように）軟骨hf/Wと体から早期に分離低いHf/Wを持つ金属は、今日の太陽系の平均と比較して
(1991)は、鉄隕石トルーカとケイ酸塩地球との間のタングステン同位体の違いのヒントを提供した最初の人でした。 その後、ケイ酸塩地球に見られる原子量と比較して、鉄隕石および通常のコンドライトの金属中の182Wに遍在的に明確に解決可能な欠損が存在することが明らかになった（Harper and Jacobsen,1996b;Horan et al. ＪａｃｏｂｓｅｎおよびＨａｒｐｅｒ，１ ９ ９ ６；Ｋｌｅｉｎｅら． ら、２ ０ ０ ５ａ；ＬｅｅおよびＨａｌｌｉｄａｙ、１ ９ ９ ５、１ ９ ９ ６；Ｍａｒｋｏｗｓｋｉ ｅ ｔ ａ ｌ． ら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ；Ｑｉｎら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ． ら、２ ０ ０ ８；Ｓｃｈｅｒｓｔｅｎ ｅ ｔ ａ ｌ．, 2006). 最近発表された鉄隕石のより正確なデータの大部分の要約は、Kleine et al. (2009). ほとんどの初期の分離された金属は、ケイ酸塩の地球に対して約3-4eW単位（300-400ppm）不足しています。 いくつかはさらに否定的であるように見えますが、結果はうまく解決されていません。 この違いのための最も簡単な説明は、金属またはケイ酸塩の地球または両方が生きている182hfが減衰していた前に、初期の太陽系のタングステンをサ
初期の金属とケイ酸塩の地球との間のタングステン同位体の違いは、182hfの寿命の間に、地球とその貯水池を形成した材料の時間積分Hf/Wを反映 ケイ酸塩土のHf/W比は、Newsomらによる集中的な研究の結果、10-40の範囲にあると考えられていた。 (1996). これは、炭素質および通常のコンドライトよりも一桁高く、陸生のコア形成の結果である。 BSEのHf/W比のより正確な値は、より多くの研究を行っている。 Halliday(2000,2004)は15を使用し、Jacobsen(2005)は13.6を使用しました。 これはArévalo et alによって上方修正されました。 (2009)to18.7そして最近ではKönig et al. 2011年（平成25年）8月に廃止された。 これらの値は、地球が衝突侵食のために、難治性の高い相溶性と中程度の相溶性の要素、したがってW/Hfの非コンドライト比を有する場合、さらなる検討 Hf/Wの比率はまだより高いことができます。
地上の降着とコアの形成が早期であれば、平均太陽系（コンドライト）に比べて、ケイ酸塩地球で182Wの過剰が発見されるでしょう。 しかし、初期の金属とケイ酸塩地球との間のタングステン同位体の違いは、それ自体ではタイミングに制約を提供しません。 太陽系開始時の182hfの原子量（または（182hf/180hf）BSSI、”バルク太陽系初期”）と、ほとんどの金属とケイ酸塩貯留層が分離されたコンドライト貯留層の組成を知る必要がある。 言い換えれば、コア形成前に降着コンドライト前駆物質またはHf/W-1を持つ原始地球に蓄積された鉄隕石に対して、ケイ酸塩地球の”余分な”182Wがどの程度まで、ケイ酸塩地球の高いHf/W(26)のために同位体組成の加速変化をどの程度反映しているかを知ることが不可欠である。
このため、Hf–Wを使用する最初の試みのいくつか（Harper and Jacobsen、1996b;Jacobsen and Harper、1996）は、（182hf/180hf）BSSIが制約されていなかったため、現在間違っていることが知られている解釈 これは、親の存在量が今日でも測定できるU–Pbには適用されないHf–Wクロノメトリーにおける中心的な懸念事項でした。 最初のアプローチは、期待される（182hf/180hf）BSSIを核合成プロセスの観点からモデル化することです。 Wasserburg et al. (1994)は、漸近巨星分枝(AGB)星における元素合成のモデルを用いて、短命核種の多くの初期存在量を予測することに成功した。 彼らのモデルの外挿は、<10-5の低い（182hf/180hf）BSSIを予測しました。 しかし、コア崩壊超新星とrプロセス元素合成も182hfのもっともらしい源である（第1.11章）。
第二のアプローチは、初期の高Hf/W相のタングステン同位体組成を測定することでした。 Ireland(1991)は、メソシデライトVaca Muertaからのジルコン中の182W（非常に高いHf濃度）の量をイオンプローブを用いて測定しようとし、これから（182hf/180hf）BSSIは<10-4であることが推定された。 残念なことに、これらのジルコンは、正確なハフニウム存在量の時間外挿について非常に確実であるために十分な精度（Ireland and Wlotzka、1992）で年代測定されてい それにもかかわらず、この研究とWasserburg et al. (1994),Jacobsen and Harper(1996)は、(182HF/180HF)BSSIが実際には低い(~10-5)と仮定した。 鉄隕石Ｔｏｌｕｃａと地上値との間のタングステン同位体組成の違いは，高いＨｆ／Ｗを有するケイ酸塩地球内の放射性崩壊によってのみ生成されると結論した。 したがって，地上コア形成によって生成されるＨ ｆ／Ｗの分画は早期に行わなければならなかった。 彼らは、太陽系の開始後、地球は非常に急速にコア形成のモデル年齢である<15Maで降着したと予測しました。
Lee and Halliday(1995,1996,1997)And Quitté et al. (2000)は、コンドライトおよびユークリッドを測定することにより、(182hf/180hf)BSSIが約10-4であることを示し、182hfがアクチニドと同じ種類のrプロセス部位で産, 1998; Wasserburg et al., 1996). 重要な測定はバルクコンドライトの測定であったが、バルク炭素質（Lee and Halliday、1995、1996）と通常のコンドライト（Lee and Halliday、2000a）の182W/184Wの最も初期の測定は約200ppmで間違っていた。 彼らは、鉄隕石の親天体、ベスタ、および火星が数百万年以内に降着し、分化したが（Lee and Halliday、1996、1997）、地球のコア形成が遅れているか、または長引いている（Halliday、2000）という結論に至るまで、地上値の誤差の範囲内にある明らかな組成を得た。 対照的に、エンスタタイトコンドライトは、182W（eW=-1.5から−2.0）で明確に定義された欠乏症を有するように見えた（Lee and Halliday、2000b）。その後、それは3つのグループによって示された（Kleine et al. ら、２ ０ ０ ２；Ｓｃｈｏｎｂｅｒｇ ｅ ｔ ａ ｌ． ら、２ ０ ０ ２；Ｙｉｎ ｅ ｔ ａ ｌ．,2002)炭素質および通常のコンドライトもエンスタタイトコンドライトと同じ組成を有し、炭素質および通常のコンドライトの初期のLeeおよびHallidayの結果は誤りであった。 この不一致の理由は完全に解決されたことはありません。 しかし、データが地上に非常に近いという事実は、準備または分析中に何らかの形の汚染を意味するでしょう。 そのような効果は鉱物または金属の別のデータで見つけられませんでした。 Kleine et al.によって決定された正しい（182HF/180HF）BSSI。 ら（２ ０ ０ ２）、Ｓｃｈｏｎｂｅｒｇら（２ ０ ０ ２）。 ら（２ ０ ０ ２）、およびＹｉｎら（２ ０ ０ ３）。 （2002年）はまだ約10-4であったが、以前に推定された約半分であった。 広範なコンドライト研究からの太陽系の平均タングステン同位体組成のための最も信頼性の高い現在の図は、e182w=-1.9±0.1である（Kleine et al.,2004a,2009).
(182hf/180hf)BSSIのより正確な推定値は、Hf/Wの比較的大きな広がりを定義する鉱物同位体データから得られます。Kleine et al. ら（２ ０ ０ ２）およびＹｉｎら（２ ０ ０ ３）。 (2002)両方とも、約1.0×10-4に対応する内部アイソクロンから初期182HF/180HF値を得た。 最近、Burkhardt et al. (2008)は、(9.72±0.44)×10-5の(182HF/180HF)BSSIを定義するCaiの内部アイソクロンを決定した。 これらのデータは、（より若い）怒りの年齢および（182hf/180hf）tと一致している（Markowski et al., 2007).
CAIsからの太陽系の最初のタングステン同位体組成は、e182w=-3.28±0.12であることが示されている（Burkhardt et al., 2008). ブルクハルト他 (2012)は、マーチソン隕石の酸浸出実験を行い、タングステン同位体組成を分析した。 彼らは、sプロセスが豊富な成分の存在のために、182W/184Wと183W/184Wの共変を発見しました。 彼らはこの相関を使用して、Burkhardt et alのCAIデータを修正しました。 (2008)核合成異常については、太陽系の初期タングステン同位体組成がe182w=-3.51±0.10に下方シフトし、(182hf/180hf)BSSI値が(9.81±0.41)×10-5にわずかに変化した。 E182wbssiと鉄隕石のデータとの比較は、多くのマグマ鉄隕石がe182wbssi値に近づくタングステン同位体組成を有することを明らかにした（Kleine et al. ら，２ ０ ０ ５；Ｌｅｅ，２ ０ ０ ５；Ｍａｒｋｏｗｓｋｉ ｅ ｔ ａ ｌ． ら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ；Ｑｉｎら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ． ら、２ ０ ０ ８；Ｓｃｈｅｒｓｔｅｎ ｅ ｔ ａ ｌ．, 2006). いくつかは、宇宙照射によって影響された組成物を有する（Leya et al. この効果は、宇宙発生3HEと相関し、宇宙線浸透の関数として部分的に分布していると見ることができる（Markowski et al.,2003）。 訂正を必要とする（Ｍａｒｋｏｗｓｋｉら、２ ０ ０ ６ｂ）。 ら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ；Ｑｉｎら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ． ら、２ ０ ０ ８；Ｓｃｈｅｒｓｔｅｎ ｅ ｔ ａ ｌ．, 2006). 宇宙発生効果の補正が小さいか明確に定義されている鉄隕石の高精度タングステン同位体データは、鉄隕石の親天体が太陽系の最初の2Ma以内に降着し、溶融し、分化し、マグマコアを生成した最初の証拠を提供する。 マグマの鉄隕石は、分別結晶化の証拠を示し、約10-400kmの大きさの惑星の物体のコアを表すものと一致する、長期の冷却速度の推定を可能にするテクスチャを示す（Wasson、1985）。 このように、惑星胚は、力学的シミュレーションにおいて多くの人によって理論化されていることは明らかである（Chambers,2004;Lissauer,1987;Morbidelli et al.,2009;Weidenschilling,2000)は実際に存在し、それらは非常に早く溶けてコア形成を受けた。
先に述べたように、タングステン同位体は、地球上のコア形成が持続どのくらいの長さを制約しません。 しかし、Kleine et al. ら（２ ０ ０ ２）、Ｓｃｈｏｎｂｅｒｇら（２ ０ ０ ２）。 ら（２ ０ ０ ２）、およびＹｉｎら（２ ０ ０ ３）。 (2002)は、地球のコアのかなりの部分が太陽系の最初の10Maで形成されている必要があるという新しい制約を提供します。 以前、ハリデイ(2000)は、平均寿命、指数関数的に減少降着率と地球の質量の63％を蓄積するのに必要な時間は、地球のタングステンと鉛の同位体データによって課された組み合わせの制約に基づいて25-40Maの範囲になければならないと推定した。 Yin et al. (2002)は、地球降着の平均寿命は、コンドライトの新たに定義されたタングステン同位体組成に基づいて、より11Maのようでなければならないと主張した。 地球の鉛同位体データは、すでに議論されているような急速な降着速度と調和することは困難です（図16）。 したがって、タングステンおよび/または鉛同位体データに基づくモデル間には明らかな相違がある。
Halliday(2004)はこの不一致に注目し、最も可能性の高い原因は、降着惑星の物体の金属コアと地球のケイ酸塩部分との間の不完全な混合であると提案した。 金属が金属と直接混合する場合、入ってくるオブジェクトの”年齢”は部分的に保存されます。 この”不平衡コア形成”が地球の降着の一部にとって重要であったという強い証拠があります。 地球の成長の指数関数的に減少率はモンテカルロシミュレーションに基づいており、衝突の確率が常に減少することを考えると直感的に理にかなっていますが、現実はこれほど単純ではありません。 惑星が大きくなるにつれて、それらが衝突する物体の平均サイズも増加しなければならない。 このように、惑星の降着の後期段階は、大きな衝突を伴うと考えられている。 これは予測してモデル化するのが難しい確率的プロセスです。 これは、現在のモデリングは、せいぜい、降着履歴の大まかな説明を提供することができることを意味します。 月は巨大衝突と呼ばれるこのような衝突の産物であると考えられている（セクション2.8.8.1を参照）。
オブジェクトが大きくなるにつれて、金属とケイ酸塩の平衡化の可能性は低くなるように見えます。
巨大な衝撃シミュレーションは、かなりの量の直接コア–コア混合をもたらすように見える（Canup and Asphaug、2001）。 この場合、ケイ酸塩地球のタングステンと鉛の同位体組成は、タングステンと鉛の同位体組成が部分的に継承されるように、入ってくる材料との部分的な平衡のみを反映することができます。 これは巨大衝突の文脈でHalliday(2000)によって詳細にモデル化され、Vityazevらによって研究されている。 ら（２ ０ ０ ３）およびＹｏｓｉｎｏ ｅ ｔ ａ ｌ． (2003)小惑星サイズの物体の平衡化の文脈で。 正しい場合、それは降着がタングステンまたは鉛同位体から推定することができるよりもさらに遅かったことを意味するであろう。 鉛がタングステンよりも容易に平衡化した場合、何らかの理由で、それは二つのクロノメーターの間の不一致のいくつかを説明するのに役立つかもしれ タングステンから鉛を切り離すための一つの可能な方法は、それらの相対的な揮発性であろう。 鉛は気相交換によって平衡化されていた可能性がありますが、タングステンはこれを容易に行うことができず、平衡化を達成するために親密な物理的混合と還元を必要とします（Halliday、2004）（図17および18）。
図17。 最新のパラメータを用いた125Maでの月形成巨大衝突を伴う連続コア形成モデルの例(Kleine et al. ら、２ ０ ０ ９）およびＫｏｎｉｇらのＢＳ ＥのＨ Ｆ／Ｗ。 2011年（平成25年）8月に廃止された。 モデルは、bseのタングステン同位体組成（e182w=0）をもたらし、さらにコア材料の偏析がある前に降着惑星材料が完全にケイ酸塩地球と混合する標準的な連続コア形成を使用しています。 使用される後期の単板は、通常のコンドライト組成のわずか0.1％である。 実験的な岩石学者は、通常、コアがそのようなメカニズムを介して成長したという仮定に取り組んでいます。
図18。 最新のパラメータを用いた125Maでの月形成巨大衝突を伴う連続コア形成モデルの例(Kleine et al. ら、２ ０ ０ ９）およびＫｏｎｉｇらのＢＳ ＥのＨ Ｆ／Ｗ。 (2011年)の25.8. このモデルはBSEのW同位体組成（e182w=0）をもたらし、図17のようなものですが、ボリドからの金属の割合（50％）が地球のコアと直接混合し、ケイ酸塩地球と同位 動的シミュレーションは、通常、図17のモデルよりもこのモデルに似ています。金属とケイ酸塩の混合と平衡化の程度は、同位体の観点からだけでなく、近年広く議論されている（例えば、Halliday、2000、2004、2008;Kleine et al. ら、２ ０ ０ ４ｂ；Ｎｉｍｍｏ ｅ ｔ ａ ｌ． ら、２ ０ １ ０；Ｒｕｄｇｅ ｅ ｔ ａ ｌ． また、流体力学的観点からも（ＤａｈｌおよびＳｔｅｖｅｎｓｏｎ、２ ０ １ ０；Ｄｅｇｕｅｎ ｅ ｔ ａ ｌ． ら、２ ０ １ １；Ｒｕｂｉｅ ｅ ｔ ａ ｌ． ら，２ ０ ０ ７；Ｓａｍｕｅｌ，２ ０ １ ２；Ｓａｍｕｅｌ ｅ ｔ ａ ｌ． ら，２ ０ １ ０；Ｙｏｓｉｎｏ ｅ ｔ ａ ｌ．, 2003). Rubieら。 (2003)は、マグマ海で分散した沈降液滴の平衡化を調べ、このような状況下で金属とケイ酸塩の間の平衡が達成されるという明確な証拠を提供した。 しかし、Dahl and Stevenson(2010)は、大きな衝撃のコアがRayleigh–Taylor不安定性から分裂するか、成長中に地球のコアと直接混合する程度を調べた。 これは、衝撃の角度に他のものの間で依存します。
不完全な平衡化は、鉛同位体に対するタングステンの短いタイムスケールの可能な説明を提供するだけでなく。 また、ケイ酸塩地球のsiderophile予算の間の明らかな不一致のいくつかを説明しています（Rubie et al., 2011).
これらの警告文のすべてを行ったが、一つはまだ全体的な降着タイムスケールについて有用な何かを述べることができます。 最近のすべての降着/連続コア形成モデル(Halliday,2004,2008;Jacobsen,2005;Kleine et al. ら，２ ０ ０ ４ｂ，２ ０ ０ ９；Ｙｉｎ ｅ ｔ ａ ｌ．,2002)は、wetherill(1986)によって予測されるように、タイムスケールが107-108年の範囲にあることに同意しています。 したがって、先に提案した惑星降着のモデルを以下のように具体的に評価することができます（セクション2.8.3.6参照）。
地球が非常に速く降着した場合、<106年、Cameron（1978）によって提案されたか、実際にマグマの鉄隕石の親天体にHf–Wを使用して決定 ら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ；Ｑｉｎら，２ ０ ０ ６ａ，ｂ． ら、２ ０ ０ ８；Ｓｃｈｅｒｓｔｅｎ ｅ ｔ ａ ｌ．、2006年）または火星（Dauphas and Pourmand、2011年; Halliday and Kleine、2006）（表1）、ケイ酸塩地球は、今日観測されたものよりもはるかに放射性であるタングステン同位体組成を有するであろう（図17および18）。 このようなオブジェクトは、0ではなくeW>+10（コンドライトまたは平均太陽系よりもわずか2π単位）を持つでしょう。 したがって、このモデルは地球の降着を記述していないと自信を持って言うことができます。 Safronov–Wetherillモデルによって提案されているように、星雲ガスの非存在下での長期降着は、コンドライトとケイ酸塩地球との密接な一致と非常に一致している（図17と18）。 どの程度まで、かなりの量の星雲ガスを含む京都モデル（Hayashi et al.,1985),確認または割引することができますが、現時点では不明です. しかし、Yinらによって提示されたタイムスケールでさえ。 (2002)は、京都モデルによって予測された地球の降着のための5Maと比較して長いです。
表1に示すように、
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| イベントの種類 | オブジェクトまたはイベント | 同位体システム | 年齢（Ga） | 時間（Ma） |
|---|
| イベントの種類 | オブジェクトまたはイベント | 同位体システム | 年齢（Ga） | 時間（Ma） | |
|---|---|---|---|---|---|
| 太陽系の開始 | アジェンデcais | 235/238U–207/206Pb | göpel et al. (1991) | 4.566±0.002 | 1±2 |
| 太陽系の始まり | 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 |
| 最も初期の地殻 | ジャックヒルズジルコン粒 | 235/238U–207/206pb | Cavosie et al. ら（２ ０ ０ ６）、Ｈａｒｒｉｓｏｎら（２ ０ ０ ６）。 (2008) | 4.35 | 220 |
上記のいくつかは、初期の太陽系の初期存在量、同位体組成、崩壊定数、または親/娘比に基づいています。 現在見られるように、より信頼性の高い推定値のいくつかは太字で与えられています。 太陽系の開始は、アメリンらによって測定されたアジェンデおよびエフレモフカCAIsのウラン同位体補正Pb-Pb年代から測定されることに注意してくださ ら（２ ０ １ ０）およびＫｏｎｎｅｌｌｙら（２ ０ １ １）。 (2012). CAIs、カルシウム-アルミニウムが豊富な介在物;UOC、不均一な通常のコンドライト。
重要な問題は、長期降着の初期段階を制約するために単独でタングステン同位体の使用（最初の50％のどのくらいがいつ降着されたと言う）は、後に起 これは、初期の記録が後の降着によって誇張されており、初期のタングステンがコア形成によって除去されたためである。 図17および図18に、二つの端部材の例を示します。 どちらもタングステン同位体のみに基づいて有効であり、約125Maで形成された月を想定しています（セクション2.8.8.2を参照）。 一つは、不均衡を必要としない巨大な衝撃の前に長い中断が続く早期かつ急速な降着を示しています（図17）。 もう一つは、不平衡を必要とする降着が指数関数的に減少していることを示しています（図18）。
タングステンと鉛の間の不一致（Halliday、2000、2004）に加えて、流体力学的証拠（Dahl and Stevenson、2010;Deguen et al。 2011年、Samuel2012年、Samuel et al. ら，２ ０ １ ０；Ｙｏｓｉｎｏ ｅ ｔ ａ ｌ． ら、２ ０ ０ ３）、実験的岩石学的証拠（Ｒｕｂｉｅら、２ ０ ０ ４）を加えた（Ｒｕｂｉｅら、２ ０ ０ ５）。,2011)では、不平衡コア形成によるより長期の降着が（図18のモデルのように）地球の形成のより良い近似である可能性が高いようです。
月に比べてケイ酸塩地球の鉄とテルルの枯渇が大きいこと（図14）は、巨大な衝突後の地球のコア形成の少量を反映していると主張されている（Halliday et al. ら，１ ９ ９ ６；Ｙｉら．, 2000). それは単にTheiaと地球の違いを反映している可能性もあります。 しかし、後述するように、月の原子はテイアではなく地球から派生したものであるという証拠が増えている。 Wood and Halliday(2005)は、Theiaがかなりの量の硫黄を地球に添加し、これがさらなるコア形成を促進し、特に巨大衝突後のコアへの鉛の分配の増加を促進すると提案した。 もし地球上にさらに巨大な衝突後のコア形成があったならば、それは地球と月の類似性を維持するために軽微であったに違いないし、セクション2.8.10で議論されているように、後期単板の追加の前に起こったに違いない。
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