반 생활
2.8.6.3 텅스텐동위원소
면 지도동위원소에서 유용하게 사용되었던,the182Hf–182W 크로노미터에 이상으로 효과적인 정의하기 위한 요금의 증가(Halliday,2000;Halliday 및 Lee,1999;Harper 및 Jacobsen,1996b;Jacobsen 및 하퍼,1996;Lee 및 Halliday,1996 년,1997 년;음 et al., 2002). U-Pb 와 마찬가지로 hf-W 시스템은 코어 형성의 모델 연령을 정의하는 데 더 많이 사용되었습니다(Dauphas et al.,2002;호란 외.,1998;클라인 외. 2002 년;Kramers,1998;Lee 및 Halliday,1995 년,1996 년,1997 년; 키테 외.,2000;쇤베르크 외., 2002). 앞에서 설명했듯이 이것은 지구와 같은 물체에는 유용하지 않습니다.
8.9Ma 의 반감기(Vockenhuber et al.,2004)는 182hf 를 accretionary timescales 를 연구하기위한 다양한 단명 크로노 미터 중에서 이상적으로 렌더링합니다. 또한,두 개의 다른 주요 이점은 이 방법의(그림 15):
모두 부모와 딸소(하프늄,텅스텐)에 있는 내화하고 따라서에있을 것으로 예상된다 chondritic 비율에서 가장 accreting 개체입니다. 따라서 U-Pb 와 달리 우리는 지구 전체의 동위 원소 조성과 부모/딸 비율을 비교적 잘 알고 있다고 생각합니다.
텅스텐으로부터 하프늄을 분별하는 코어 형성은 앞서 논의한 바와 같이 매우 초기 공정으로 생각된다. 따라서 속도 제한 과정은 단순히 지구의 접근입니다.
텅스텐 동위 원소 조성의 차이는 다음과 같이 10 000 당 부분의 편차로 가장 편리하게 표현됩니다:
여기서 BSE 값(182W/184W)BSE 는 NIST 텅스텐 표준에 대한 측정 값입니다. 이것은 지상 표준 암석에 대한 값과 비교하여 발견 된 바와 같이 BSE 의 대표적이어야한다(Kleine et al.,2002;Lee and Halliday,1996;Schönberg 외., 2002). 182hf 가 형성 당시 충분히 풍부했다면(즉, 에서,나),다음,미네랄,바위,그리고 저장 높은 Hf/W 율을 생산하는 텅스텐이 훨씬 더 많은 radiogenic(높은 182W/184W 또는 eW)에 비해 초기 텅스텐의 동위 원소 조성 태양전지 시스템입니다. 반대로,금속을 저렴한 Hf/W 는 분리에서 초기 단계에서 몸 chondritic Hf/W(으로 예상되는 가장 이른 행성과 행성 체)에 샘플을 상대적으로 unradiogenic 텅스텐에 비해 오늘날의 태양광 시스템을 평균.
Harper 외. (1991)은 철 운석 톨 루카와 규산염 지구 사이의 텅스텐 동위 원소 차이에 대한 힌트를 제공 한 최초의 인물이었다. 그것은 이후에 명확하게 되었는 존재 유비쿼터스 명확하게 확인할 수 있는 적자에 182W 에서 철 운석과의 금속의 일반 chondrites,상대 원자 풍부에서 발견된 규산염 흙(하퍼와 Jacobsen,1996b;Horan et al.,1998;Jacobsen 과 Harper,1996;Kleine 외.,2005a;Lee and Halliday,1995,1996;Markowski et al.,2006a,b;진 외.,2008;Scherstén 외., 2006). 철 운석에 대한 최근 발표 된보다 정확한 데이터의 대부분에 대한 요약은 Kleine et al. (2009). 대부분의 초기 분리 금속은 규산염 지구에 비해 대략 3-4ew 단위(300-400ppm)가 부족합니다. 일부는 더욱 부정적인 것으로 보이지만 결과는 잘 해결되지 않습니다. 가장 간단한 설명을 위해 이러한 차이는 금속이나 지구 규산염 또는 모두 초기 샘플링 시스템 태양 텅스텐하기 전에 라이브 182Hf 부패했.
텅스텐 동위 원소 사이의 차이 초기금속의 규산염이 지구 시간을 반영하는 통합 Hf/W 물질의 형성되는 지구와 저수지,수명 동안의 182Hf. 규산염 지구의 Hf/W 비율은 Newsom et al.에 의한 집중적 인 연구의 결과로 10-40 의 범위에있는 것으로 간주되었다. (1996). 이것은 탄소 질 및 일반 콘드리트보다 높은 크기의 순서이며 지상 코어 형성의 결과입니다. BSE 의 Hf/W 비율에 대한보다 정확한 값은 더 많은 연구를 수행했습니다. 할리데이(2000,2004)는 15 를 사용했고 야콥센(2005)은 13.6 을 사용했다. 이것은 Arévalo et al.에 의해 상향 조정되었다. (2009)에서 18.7 까지 그리고 가장 최근에 König et al. (2011)에 25.8. 이러한 값을 것이 더 필요한 경우 검사 지구 nonchondritic 의 비율이 다루기 힘든 고도로 호환되지 않을 적당히 호환되지 않는 요소를 따라서,W/Hf,기 때문에 미치는 영향의 부식(O’neill 및 Palme,2008). Hf/W 비율은 여전히 높을 수 있습니다.
경우 육상 증가하고 핵심가 형성되었기,의 과잉 182W 것에서 찾을 지구 규산염,상대적 평균이 태양계(chondrites). 그러나,텅스텐 동위 원소 사이의 차이 초기금속의 규산염은 지구 자체에 제공하지 않습 제약 조건이 됩니다. 를 알아야 하나는 원자의 풍부한 182Hf 의 시작에서 태양계(나(182Hf/180Hf)BSSI,는’대량의 태양광 시스템을 초기’)과의 구성 chondritic 저수지에서 가장 큰 금속 그리고 규산염 저수지들 구분되어 있습니다. 다시 말해서,그것은 필수적이를 어느 정도 알고 있는’추가’182W 에서 규산염은 지구 상대적인 철 운석에서 축적된 로 인한이자된 chondritic 전구체 재료 또는 원형으로 지구 Hf/W~1 이전 중핵 형성과를 어느 정도 그것을 반영 가속화된 변경에 동위 원소 구성이 높기 때문에 Hf/W(26)에서 규산염 지구입니다.
이러한 이유로 일부의 첫 번째 사용하려고 시도 Hf–W(하퍼와 Jacobsen,1996b;Jacobsen 및 하퍼,1996)준 해석은 지금 알려져 있기 때문에 잘못된(182Hf/180Hf)BSSI 었 underconstrained. 이것은 부모 풍부도가 오늘날에도 여전히 측정 될 수있는 U–Pb 에는 적용되지 않는 Hf–W 크로노 측정의 중심 관심사였습니다. 첫 번째 접근법은 핵 합성 과정의 관점에서 예상되는(182Hf/180Hf)BSSI 를 모델링하는 것입니다. Wasserburg 외. (1994)는 점근 적 거대 분지(Agb)별에서 핵 합성 모델을 사용하여 수명이 짧은 많은 핵종의 초기 풍부도를 성공적으로 예측했다. 그들의 모델의 외삽은<10-5 의 낮은(182Hf/180Hf)BSSI 를 예측했다. 그러나,코어-붕괴 초신성과 r-프로세스 핵합성은 또한 182hf 의 그럴듯한 원천이다(1.11 장).
두 번째 접근법은 초기의 높은 Hf/W 단계의 텅스텐 동위 원소 조성을 측정하는 것이 었습니다. 아일랜드(1991)시도한 양을 측정하기 위하여 182W 에서는 지르콘(으로 매우 높은 Hf 농도)에서 mesosiderite Vaca Muerta 를 사용하여,이온 프로브,그리고 이에서 추론(182Hf/180Hf)BSSI 었<10-4. 불행하게도,이 지르콘지 않은 일에 충분한 정밀도(아일랜드 Wlotzka,1992)한지 반드시 확인해야에 대해 시간 추정의 정확 하프늄 나타났는데. 그럼에도 불구하고,이 작업과 Wasserburg 등의 모델에 기초하여. (1994),Jacobsen 과 Harper(1996)는(182Hf/180Hf)BSSI 가 실제로 낮다고 가정했다(~10-5). 그것은 결론을 내렸다는 차이점에서 텅스텐 동위 원소 조성 사 철 운석 톨루카와 지상의 값만 수 있습에 의해 생산되고있 방사성 붕괴에의 규산염과 지구 고 Hf/W. 따라서,지상 코어 형성에 의해 생성 된 Hf/W 의 분별은 일찍이어야했다. 그들이 예측되는 지구 로 인한이자된 매우 빠른 속도 모델의 형성의<15Ma 시작 후에는 태양전지 시스템입니다.
Lee and Halliday(1995,1996,1997)및 Quitté et al. (2000)은 chondrites 와 eucrites 를 측정함으로써(182Hf/180Hf)BSSI 가 약 10-4 인 것으로 나타 났으며,이는 182hf 가 actinides(Qian and Wasserburg,2000;Qian et al., 1998; Wasserburg 외., 1996). 중요한 측정되었는 대량의 chondrites,하지만 가장 초기의 측정 182W/184W 대량의 탄소성(리 Halliday,1995 년 1996 년)및 일반 chondrites(리 Halliday,2000a)이 잘못되었으로 약 200ppm. 그들이 나왔고 명백한 작곡가들에 오류가의 지구 가치를 선도하는 결론에 도달하지만 철 운석이 상위 기관,베스타고,로 인한이자된 화성과 차별화 된 이내에 몇 백만 년(리 Halliday,1996 년,1997),지상 중핵 형성을 늦었거나 장기화(Halliday,2000). 대조적으로 Enstatite chondrites 는 182w(eW=-1.5to−2.0)에서 잘 정의 된 결핍이있는 것으로 나타났습니다(Lee and Halliday,2000b).
이후,3 군에 의해 도시되었다(Kleine et al.,2002;Schönberg 외.,2002;음과 외. 2002 년)는 탄소하고 평범한 chondrites 또한 동일한 구성으로 enstatite chondrites 와 앞서 리와 Halliday 결과에 대한 탄소하고 평범한 chondrites 에 오류가 있습니다. 이 불일치의 이유는 완전히 해결 된 적이 없습니다. 그러나 데이터가 지상파에 너무 가깝다는 사실은 준비 또는 분석 중에 어떤 형태의 오염을 암시 할 것입니다. 광물 또는 금속 별도의 데이터에서 이러한 효과는 발견되지 않았습니다. Kleine et al.에 의해 결정된 올바른(182Hf/180Hf)BSSI (2002),Schönberg 외. (2002),및 음 등. (2002)는 여전히 약 10-4 였지만 이전에 추정 된 약 절반이었다. 가장 신뢰할 수 있는 현재 그림에 대한 평균 텅스텐의 동위 원소 조성에서 태양계 다양한 콘드라이트의 연구 e182W=-1.9±0.1(Kleine et al.,2004a,2009).
더 정확한 견적(182Hf/180Hf)BSSI 에서 얻어진 미네랄 isotopic 데이터를 정의하는 상대적으로 큰 확산에서 Hf/W.Kleine et al. (2002)및 음 등. (2002)둘 다 약 1.0×10-4 에 해당하는 내부 아이소 크론으로부터 초기 182Hf/180Hf 값을 얻었다. 최근 Burkhardt et al. (2008)는(9.72±0.44)×10-5 의(182Hf/180Hf)BSSI 를 정의하는 CAIs 에 대한 내부 아이소 크론을 결정했다. 이러한 데이터는(젊은)angrites 의 연령 및(182Hf/180Hf)t 와 일치한다(Markowski et al., 2007).
CAIs 에서 태양계의 초기 텅스텐 동위 원소 조성은 e182W=-3.28±0.12 인 것으로 나타났다(Burkhardt et al., 2008). 버크 하르트 외. (2012)는 머치 슨 운석에서 산 침출 실험을하고 텅스텐 동위 원소 조성을 분석했다. 그들은 s-공정 농축 성분의 존재로 인해 182W/184W 및 183W/184W 의 공분화를 발견했다. 그들은이 상관 관계를 사용하여 Burkhardt 등의 CAI 데이터를 수정했습니다. (2008)에 대한 nucleosynthetic 비정상 결과에서 아래로 이동의 초기 텅스텐의 동위 원소 조성의 태양광 시스템을 e182W=-3.51±0.10 및 약간 변경(182Hf/180Hf)BSSI 값(9.81±0.41)×10-5. 사이 비교 e182WBSSI 과에 대한 데이터 철 운석이 계시는 많은 마그마의 철 운석이 텅스텐 동위 원소 구성 접근 e182WBSSI 값(Kleine et al.,2005a;Lee,2005;Markowski 외.,2006a,b;진 외.,2008;Scherstén 외., 2006). 일부는 우주 조사에 의해 영향을받은 조성물을 가지고있다(Leya et al. 2003 년),쉽게 설명해 시리얼 섹션에서 운석의 효과를 볼 수 있는 상관 cosmogenic3He 되는 부분의 함수로서 우주의 레이 침투(Markowski et al.,2006b)교정을 필요로 함(Markowski et al.,2006a,b;진 외.,2008;Schersten 외., 2006). 높은-정밀도 텅스텐 isotopic 데이터에 대한 철 운석하는 수정을 위한 cosmogenic 효과가 작거나 잘 정의,첫 번째 증거를 제공하는 부모의 몸을 철 운 석 로 인한이자된 녹인,차별화,그리고 생산 마그마의 코어가 내에서는 첫 번째 2Ma 태양전지 시스템입니다. 마그마의 철 운석의 증거를 보여 분수 결정화 및 전시 텍스처를 허용하는 견적의 장기화 냉각 속도와 일관성을 나타내는 이 코어의 행성의 개체에 대한 10-400km 크기(왓슨,1985). 이와 같이,그것은 행성 배아 이론에서 많은 동적 시뮬레이션(실,2004;Lissauer,1987;Morbidelli et al.,2009;Weidenschilling,2000)은 실제로 존재했으며 매우 일찍 녹아서 코어 형성을 겪었습니다.
앞서 언급했듯이 텅스텐 동위 원소는 코어 형성이 지구에서 얼마나 오래 지속되었는지를 제약하지 않습니다. 그러나,클라인 등의 결과. (2002),Schönberg 외. (2002),및 음 등. (2002)는 지구의 핵심 중 상당 부분이 태양계의 처음 10ma 에 형성되어 있어야한다는 새로운 제약을 제공한다. 이전에,Halliday(2000)에 추정된다는 것을 의미 생활에 필요한 시간 축적 63%의 지구상의 질량과 기하 급수적으로 감소하는 증가율을,거짓말을 해야 합 범위에 25-40Ma 에 따라 결합된 제약 조건에서 부과하는 텅스텐 및 동위 원소로 이어질에 대한 데이터를니다. 음 등. (2002)주장했다는 것을 의미 생활을 위한 지구 증가 더 해야 다음과 같 11Ma 기반으로 새롭게 정의 텅스텐의 동위 원소 조성 chondrites. 지구에 대한 납 동위 원소 데이터는 이미 논의 된 바와 같이 빠른 발생률과 조화하기가 어렵습니다(그림 16). 따라서 텅스텐 및/또는 납 동위 원소 데이터를 기반으로 한 모델 간에는 명백한 불일치가 있습니다.
Halliday(2004)에 관심을 끌었다는 이 차이 및 제안하는 가장 큰 원인이었는 불완전한 혼합 사이에 금속 코어의 accreting 행성체 및 규산염 일부의 지구입니다. 금속이 금속과 직접 섞이면 들어오는 물체의’나이’가 부분적으로 보존됩니다. 이’disequilibrium 핵심 형성’이 지구의 accretion 의 일부에 중요하다는 강력한 증거가 있습니다. 지만 기하 급수적으로 감소하의 성장 속도를 지구에 기초한 몬테 카를로 시뮬레이션하고 직관적 감각에 주어진 적 감소의 충돌의 확률,현실이 될 수 없이 간단합니다. 행성이 커지면 충돌하는 물체의 평균 크기도 증가해야합니다. 이와 같이,행성 접근의 후기 단계는 주요 충돌을 포함하는 것으로 생각된다. 이것은 예측하고 모델링하기 어려운 확률 적 과정입니다. 그것은 현재의 모델링이 기껏해야 accretion 역사에 대한 대략적인 설명만을 제공 할 수 있음을 의미합니다. 달은 거대한 충격이라고 불리는 그러한 충돌의 산물로 생각됩니다(2.8.8.1 절 참조).
물체가 커지면 금속과 규산염의 평형 가능성이 줄어들 것으로 보인다. 거대한 충격 시뮬레이션은 상당한 양의 직접 코어-코어 혼합으로 이어질 것으로 보인다(Canup and Asphaug,2001). 이 되는 경우,텅스텐 이끌고 동위 원소 조성의 규산염이 지구 수영만 부분적 평형으로 들어오는 재료는 텅스텐 이끌고 동위 원소 구성 부분적으로 상속됩니다. 이것은 거대한 충격의 맥락에서 할리데이(2000)에 의해 상세하게 모델링되었으며 Vityazev et al. (2003)및 요시노 외. (2003)asteroidal 크기의 개체의 평형의 맥락에서. 정확하다면,그것은 accretion 이 텅스텐 또는 납 동위 원소에서 추론 할 수있는 것보다 더 느리다는 것을 의미합니다. 납이 텅스텐보다 더 쉽게 평형을 이루면 어떤 이유로 든 두 크로노 미터 사이의 불일치 중 일부를 설명하는 데 도움이 될 수 있습니다. 텅스텐에서 납을 분리하는 한 가지 가능한 방법은 상대 변동성에 의한 것입니다. 로 이어질 수 있었다 equilibrated by vapor phase 교환하는 동안,텅스텐 할 수 없었을 것이 이렇게하려면 그렇게 쉽게 그리고 필요한 물리적 혼합 및 감소하여 달성 평형(Halliday,2004)(그림 17 18).
그림 17. 최신 매개 변수를 사용하여 125ma 에서 달 형성 거대한 충격을 갖는 연속 코어 형성 모델의 예(Kleine et al. 스,2009)와 Hf/W 의 광우병의 König et al. (2011)에 25.8. 모델 산출한 텅스텐의 동위 원소 조성 BSE(e182W=0)사용 표준이 지속적인 중핵 형성하는 로 인한이자된 행성 물질 완전히 섞으로 규산하기 전에 지구가 분리의 핵심 소재입니다. 사용 된 후기 베니어는 일반 콘드리트 조성의 0.1%에 불과합니다. 실험적 암석 학자들은 일반적으로 핵심이 그러한 메커니즘을 통해 성장했다는 가정하에 작동합니다.
그림 18. 최신 매개 변수를 사용하여 125ma 에서 달 형성 거대한 충격을 갖는 연속 코어 형성 모델의 예(Kleine et al. 스,2009)와 Hf/W 의 광우병의 König et al. (2011)의 25.8. 모델 산출 W 동위 원소 조성의 광우병(e182W=0)과 같다는 그림 17,하지만 비율(50%)의 금속에서 bolide 호텔과 직접 지구의 중심지 않 equilibrates 동위 원소와 규산염 지구입니다. 동적 시뮬레이션은 일반적으로 그림 17 의 모델보다이 모델처럼 보입니다.
정하는 금속 및 규산염 혼합과 평형은 논의 광범위하게 최근에는 단지에서 동위 원소의 관점(예를 들어,Halliday,2000,2004,2008;Kleine et al.,2004b;님모 외.,2010;러지 외.,2010)뿐만 아니라 유동적 인 동적 관점에서(Dahl and Stevenson,2010;Deguen et al.,2011;루비 외.,2007;사무엘,2012;사무엘 외.,2010;요시노 외., 2003). 루비 등. (2003)보면서 평형의 분산되어 침몰방울에서 용암이 바다와 제공되는 명백한 증거에는,이러한 상황에서,평형 사이에 금속 및 규산염을 것을 달성했다. 그러나,달와 스티븐슨(2010)에서 보았을 정도의 핵심이 큰 임팩터를 끊서는 Rayleigh–테일러는 불안정성을 혼합하거나와 직접 지구의 핵심 성장하는 동안. 이것은 다른 것들 중에서도 충격 각도에 달려 있습니다.
불완전한 평형은 납 동위 원소에 비해 텅스텐의 짧은 시간대에 대한 가능한 설명을 제공 할뿐만 아니라. 또한 규산염 지구의 siderophile 예산 사이의 명백한 불일치의 일부를 설명합니다(Rubie et al., 2011).
이러한 모든주의 진술을 한 결과,전반적인 accretion timescales 에 대해 여전히 유용한 것을 진술 할 수 있습니다. 최근의 모든 결합 된 accretion/연속 코어 형성 모델(Halliday,2004,2008;Jacobsen,2005;Kleine et al.,2004b,2009;음과 외.,2002)는 wetherill(1986)에 의해 예측 된 바와 같이 시간대가 107-108 년 범위에 있다는 데 동의한다. 따라서 우리는 앞서 제안 된 행성 접근의 모델을 구체적으로 평가할 수 있습니다(2.8.3.6 절 참조).
지구의 경우 로 인한이자된 매우 빠르고,<106 년에 의해 제안 카메론(1978 년)또는 실제로 사용하여 결정 Hf–W 에 대한 마그마의 철 운석이 상위 기관(Markowski et al.,2006a,b;진 외.,2008;Scherstén 외.,2006)또는 화성(Dauphas and Pourmand,2011; 할리데이와 클라인,2006)(표 1),규산염 지구는 오늘날 관찰 된 것보다 훨씬 더 방사능 인 텅스텐 동위 원소 조성을 가질 것이다(그림 17 과 18). 그러한 물체는 0 이 아닌 eW>+10 을 갖습니다(chondrites 또는 평균 태양계 위의 단지 2ε-단위). 그러므로 우리는이 모델이 지구의 침착을 묘사하지 않는다고 확신하면서 말할 수 있습니다. 장기화 증가의 부재에서 성운 가스,로에 의해 제안 Safronov–웨더 릴 모델,매우 일관성과 가까운 사이에 계약 chondrites 과 지구 규산염(그림 17 18). 상당한 양의 성운 가스를 포함하는 교토 모델은 어느 정도까지(Hayashi et al.,1985),현재 확인되거나 할인 될 수있는 것은 불분명하다. 그러나 Yin 등이 제시 한 시간대조차도. (2002)는 교토 모델에 의해 예측 된 지구의 accretion 에 대한 5Ma 와 오랫동안 비교된다.
표 1. 견적의 연령대의 초기 태양 전지 시스템 개체
| 이벤트 유형 | 체 또는 이벤트 | Isotopic 시스템 | 나이(Ga) | 시간(Ma) | |
|---|---|---|---|---|---|
| 의 시작을 태양광 시스템 | 아옌데에 카이스 | 235/238U–207/206Pb | Göpel et al. (1991) | 4.566±0.002 | 1±2 | 태양계의 시작 | 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 |
| 최초의 지각 | 잭 언덕 지르콘곡 | 235/238U–207/206Pb | Cavosie et al. (2006),해리슨 외. (2008) | 4.35 | 220 |
위에 기초한 초기에 태양광 시스템을 초기 나타났는데,동위 원소 조성,감쇠 상수 또는 부모의 자녀 비율이 지금은 생각이 잘못되었습니다. 현재 볼 수있는보다 신뢰할 수있는 추정치 중 일부는 굵은 글씨로 제공됩니다. 태양계의 시작은 Amelin et al.에 의해 측정 된 allende 와 Efremovka CAIs 의 우라늄-동위 원소 보정 Pb-Pb 연령으로부터 측정된다는 점에 유의하십시오. (2010)및 코넬리 외. (2012). CAIs,칼슘-알루미늄이 풍부한 개재물;uoc,일반 콘드 라이트.
중요한 문제는 사용 텅스텐의 동위 원소가 혼자를 제한의 초기 단계 증가 장기화(얼마나 첫 번째는 50%말했 로 인한이자된 때)훨씬 더 많은 모델에 의존하는 것보다 제약 조건에서 무슨 일이 있었다. 이것은 최초의 기록이 나중에 accretion 에 의해 과장되었고 초기 텅스텐이 코어 형성에 의해 제거 되었기 때문입니다. 두 개의 최종 멤버 예가 그림 17 과 18 에 나와 있습니다. 둘 다 텅스텐 동위 원소 단독에 기초하여 유효하며 달이 약 125ma 에서 형성되었다고 가정합니다(2.8.8.2 절 참조). 하나는 거대한 충격 이전에 긴 틈이 뒤 따르는 조기 및 빠른 침착을 보여 주며,이는 병충해가 필요하지 않습니다(그림 17). 다른 하나는 장기화되고 기하 급수적으로 감소하는 accretion 을 보여 주며,이는 disequilibrium 을 필요로합니다(그림 18).
텅스텐과 납 사이의 불일치를 감안할 때(Halliday,2000,2004),유체 동적 증거(Dahl and Stevenson,2010;Deguen et al.,2011;사무엘 2012;사무엘 외.,2010;요시노 외. 실험적 암석학 증거(Rubie et al. 2011 년),그것을 가능성이 더 증가 장기화로 불균형 중핵 형성(더 많은 모델에서 그림 18)더 나은 근사하는 지구의 형성 있습니다.
되었다고 주장하는 더 큰 고갈에서 철과에서 텔루르에서 규산염은 지구 상대적을 달(그림 14)을 반영한 추가 작은 양의 지상 중핵 형성을 다음과 같은 거대한 충격(Halliday et al.,1996;이순신 외., 2000). 그것은 또한 단순히 Theia 와 지구의 차이를 반영 할 수 있습니다. 그러나 증가하는 증거는 달의 원자가 아래에서 논의 된 것처럼 테아보다는 지구에서 파생 된 것을 가리킨다. 나무 및 Halliday(2005)제의 추가 테르말리 테이아 상당한 양의 황 땅에는 이로 승진한 중핵 형성하고 특히 증가에서의 파티션으로 이끌 핵심 후 거대한 영향을 미친다. 이 있다면 추후 거대한 영향을 중핵 형성을 지구에서,그것은 작은을 유지하기 위해서는 지구–문의 유사점과가 발생했을 추가 전에 늦은 베니어,에서 설명했듯 섹션 2.8.10.
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