2.8.6.3 izotopy wolframu

podczas gdy izotopy ołowiu były użyteczne, chronometr 182hf–182w był co najmniej tak samo skuteczny w określaniu tempa akrecji (Halliday, 2000; Halliday and Lee, 1999; Harper and Jacobsen, 1996b; Jacobsen and Harper, 1996; Lee and Lee, 1997). Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Podobnie jak U-Pb, system Hf–W został użyty bardziej do zdefiniowania modelowego wieku powstawania rdzenia (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee and Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitté et al., 2000; Schönberg et al., 2002). Jak wyjaśniono wcześniej, nie jest to użyteczne dla obiektu takiego jak Ziemia.

(1991) byli pierwszymi, którzy dostarczyli ślad różnicy izotopowej wolframu między meteorytem żelaznym Toluca a krzemianową ziemią. Później stało się jasne, że istnieje wszechobecny, wyraźnie dający się rozwiązać deficyt w 182w w meteorytach żelaznych i metalach zwykłych chondrytów, w stosunku do obfitości atomowej znalezionej w krzemianowej Ziemi (Harper And Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen and Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee and Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Podsumowanie większości ostatnio opublikowanych i bardziej precyzyjnych danych dotyczących meteorytów żelaznych podano w Kleine et al. (2009). Większość wczesnych segregowanych metali ma niedobór około 3-4 jednostek eW (300-400 ppm) w stosunku do ziemi krzemianowej. Niektóre wydają się być jeszcze bardziej negatywne, ale wyniki nie są dobrze rozwiązane. Najprostszym wyjaśnieniem tej różnicy jest to, że metale lub krzemian ziemi lub zarówno próbki wczesnego układu słonecznego wolframu przed live 182hf rozpadł.

różnica izotopowa wolframu między wczesnymi metalami a ziemią krzemianową odzwierciedla zintegrowaną w czasie Hf / W materiału, który utworzył ziemię i jej zbiorniki, w czasie życia 182Hf. W wyniku intensywnych badań przeprowadzonych przez Newsoma i wsp. (1996). Jest to rząd wielkości wyższy niż w chondrytach węglowych i zwykłych i konsekwencją formowania się jądra ziemskiego. Dokładniejsza wartość współczynnika Hf/W BSE wymaga dalszych badań. Halliday (2000, 2004) zajął 15, A Jacobsen (2005) 13,6. Zostało to poprawione w górę Przez Arévalo et al. (2009) do 18.7 i ostatnio przez König et al. (2011) do 25,8. Wartości te będą wymagały dalszych badań, jeśli ziemia ma nonchondrytyczny stosunek ogniotrwałych elementów wysoce niekompatybilnych do umiarkowanie niekompatybilnych, a zatem W / Hf, z powodu erozji uderzeniowej (O ’ Neill and Palme, 2008). Stosunek Hf/W może być jeszcze wyższy.

gdyby akrecja ziemska i powstawanie rdzenia były wczesne, w krzemianowej Ziemi znalazłoby się ponad 182W w porównaniu do przeciętnego układu słonecznego (chondryty). Jednak różnica izotopów wolframu między wczesnymi metalami a Ziemią krzemianową sama w sobie nie zapewnia ograniczeń czasowych. Trzeba znać atomową obfitość 182Hf na początku układu słonecznego (lub (182HF/180hf)BSSI, „bulk solar system initial”) i skład zbiorników chondrytycznych, z których wydzielono większość zbiorników metalowych i krzemianowych. Innymi słowy, istotne jest, aby wiedzieć, w jakim stopniu „extra” 182w w krzemianowej ziemi w stosunku do meteorytów żelaznych nagromadzonych w nagromadzonych chondrytycznych materiałach prekursorowych lub Proto-ziemi o Hf/W ~ 1 przed utworzeniem rdzenia i w jakim stopniu odzwierciedla to przyspieszoną zmianę składu izotopowego z powodu wysokiej Hf/w (26) W krzemianowej Ziemi.

z tego powodu, niektóre z pierwszych prób użycia Hf–W (Harper and Jacobsen, 1996b; Jacobsen and Harper, 1996) dały interpretacje, które są obecnie znane jako nieprawidłowe, ponieważ (182hf/180hf)BSSI był underconstrained. Był to główny problem w chronometrii Hf-W, który nie ma zastosowania do U-Pb, dla którego liczebność rodzicielska może być mierzona do dziś. Pierwszym podejściem jest modelowanie oczekiwanego (182HF/180hf)BSSI pod kątem procesów nukleosyntetycznych. Wasserburg i in. (1994) z powodzeniem przewidział początkowe obficie wielu krótkotrwałych nuklidów, wykorzystując model nukleosyntezy w asymptotycznych gwiazdach Giant Branch (AGB). Ekstrapolacja ich modelu przewidywała niski (182hf/180hf)współczynnik BSSI < 10-5. Jednakże, supernowe rozpadu rdzenia i nukleosynteza procesu R są również prawdopodobnymi źródłami 182Hf (Rozdział 1.11).

drugim podejściem było zmierzenie składu izotopowego wolframu wczesnej fazy wysokiej Hf/W. Irlandia (1991) próbowała zmierzyć ilość 182w w cyrkonach (o bardzo wysokich stężeniach Hf) z mezosyderytu Vaca Muerta, używając sondy jonowej, i z tego wywnioskowała, że (182hf/180hf)BSSI wynosił < 10-4. Niestety, cyrkonie te nie były datowane z wystarczającą precyzją (Ireland and Wlotzka, 1992), aby mieć pewność co do czasu ekstrapolacji dokładnej ilości hafnu. Niemniej jednak, na podstawie tej pracy i modelu Wasserburg et al. (1994), Jacobsen i Harper (1996)zakładali, że (182hf/180hf) BSSI jest rzeczywiście niski (~10-5). Stwierdzono, że różnica w składzie izotopowym wolframu między meteorytem żelazowym Toluca a wartością ziemską mogła powstać jedynie w wyniku rozpadu promieniotwórczego w obrębie ziemi krzemianowej o wysokiej Hf/W. W związku z tym frakcjonowanie Hf/W wytwarzane przez ziemskie formowanie rdzenia musiało nastąpić wcześnie. Przewidywali oni, że Ziemia bardzo szybko przybrała kształt z wiekiem formowania się jądra < 15 Ma po rozpoczęciu układu słonecznego.

Lee and Halliday (1995, 1996, 1997) and Quitté et al. (2000)wykazał, mierząc chondryty i eukryty, że (182hf/180hf) BSSI wynosiło około 10-4, co doprowadziło do szeregu nowych modeli opartych na założeniu, że 182Hf jest produkowany w tym samym miejscu procesu r, co aktynidy (Qian and Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg i in., 1996). Krytycznym pomiarem był pomiar chondrytów masowych, ale najwcześniejsze pomiary 182w / 184w węgla masowego (Lee i Halliday, 1995, 1996) i zwykłych chondrytów (Lee i Halliday, 2000A) były nieprawidłowe o około 200 ppm. Dały one pozorne kompozycje, które były w granicach błędu wartości ziemskiej, co doprowadziło do wniosku, że chociaż organy macierzyste meteorytu żelaznego, Westy i Marsa akreowały się i różnicowały w ciągu kilku milionów lat (Lee i Halliday, 1996, 1997), formacja jądra ziemskiego była późna lub przedłużała się (Halliday, 2000). W przeciwieństwie do chondrytów enstatytowych okazało się mieć dobrze zdefiniowany niedobór w 182W (Ew = − 1,5 do − 2,0) (Lee and Halliday, 2000B).

następnie wykazano, że trzy grupy (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002), że chondryty węglowe i zwykłe mają taki sam skład jak chondryty enstatytowe, a wcześniejsze wyniki Lee i Halliday dla chondrytów węglowych i zwykłych były błędne. Przyczyna tej rozbieżności nigdy nie została w pełni wyjaśniona. Jednak fakt, że dane były tak bliskie Ziemi, oznaczałby pewną formę zanieczyszczenia podczas przygotowywania lub analizy. Nie stwierdzono takich efektów w odrębnych danych dotyczących minerałów lub metali. Prawidłowy (182hf / 180hf)BSSI określony przez Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), oraz Yin et al. (2002) było jeszcze około 10-4, ale o połowę, że wcześniej szacowane. Najbardziej wiarygodną aktualną figurą dla średniego składu izotopowego wolframu Układu Słonecznego z rozległych badań chondrytów jest e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

dokładniejsze oszacowanie (182hf/180hf)BSSI uzyskuje się z danych izotopowych minerałów, które określają stosunkowo duży rozkład W Hf / W. Kleine et al. (2002) oraz Yin et al. (2002) oba otrzymały początkowe wartości 182hf/180hf z wewnętrznych izochronów odpowiadających około 1,0 × 10-4. Ostatnio, Burkhardt et al. (2008)ustaliliśmy wewnętrzne izochrony dla CAIs, które definiują (182hf/180hf) BSSI (9,72 ± 0,44) × 10-5. Dane te są zgodne z wiekiem i (182hf/180hf)t (młodszych) angrytów (Markowski et al., 2007).

początkowy skład izotopowy wolframu Układu Słonecznego z CAIs okazał się być e182W = -3,28 ± 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt et al. (2012) czy eksperymenty ługowania kwasu na meteorycie Murchison i analizowane kompozycje izotopowe wolframu. Stwierdzono kowariację 182W/184w i 183w / 184w z powodu obecności komponentu wzbogaconego w proces S. Wykorzystali tę korelację do skorygowania danych Cai Burkhardta et al. (2008)dla anomalii nukleosyntetycznych, które spowodowały przesunięcie początkowego składu izotopowego wolframu w Układzie Słonecznym do e182W = -3,51 ± 0,10 i niewielką zmianę wartości (182hf/180hf) BSSI do (9,81 ± 0,41) × 10-5. Porównanie między e182WBSSI a danymi dla meteorytów żelaznych ujawnia, że wiele magmowych meteorytów żelaznych ma skład izotopowy wolframu, który zbliża się do wartości e182wbssi (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Niektóre z nich mają kompozycje, które zostały dotknięte promieniowaniem kosmicznym (Leya et al., 2003), łatwo zademonstrowane przez szeregowe sekcje meteorytów, w których efekt może być postrzegany jako skorelowany z kosmogenicznym 3He i rozłożony częściowo jako funkcja penetracji promieniowania kosmicznego (Markowski et al., 2006b) wymagające korekty (Markowski et al., 2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Precyzyjne dane izotopowe wolframu dla meteorytów żelaznych, dla których korekty efektów kosmogenicznych są małe lub dobrze zdefiniowane, dostarczają pierwszych dowodów na to, że ciała macierzyste meteorytów żelaznych akreowały, topiły się, różnicowały i wytwarzały rdzenie magmowe w pierwszych 2 Ma Układu Słonecznego. Magmowe meteoryty żelazne wykazują dowody frakcyjnej krystalizacji i wykazują tekstury, które pozwalają oszacować przedłużające się prędkości chłodzenia, zgodne z nimi reprezentujące rdzenie obiektów planetarnych o wielkości około 10-400 km (Wasson, 1985). Jako takie, jest jasne, że zarodki planetarne teoretyzowane przez wielu w symulacji dynamicznych (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) naprawdę istniały i że stopiły się i przeszły proces formowania rdzenia bardzo wcześnie.

jak wspomniano wcześniej, izotopy wolframu nie ograniczają czasu powstawania rdzenia na Ziemi. Jednak wyniki Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), oraz Yin et al. (2002) dostarczają nowego ograniczenia, że znaczna część jądra Ziemi musiała uformować się w pierwszych 10 Ma układu słonecznego. Wcześniej Halliday (2000) oszacował, że średnie życie, czas wymagany do gromadzenia 63% masy Ziemi z wykładniczo malejącymi wskaźnikami akrecji, musi mieścić się w zakresie 25-40 Ma w oparciu o połączone ograniczenia nałożone przez dane dotyczące izotopów wolframu i ołowiu dla Ziemi. Yin i in. (2002) twierdził, że średnie życie dla akrecji ziemi musi być bardziej jak 11 Ma w oparciu o nowo zdefiniowany skład izotopowy chondrytów wolframu. Dane dotyczące izotopów ołowiu dla Ziemi są trudne do pogodzenia z tak szybkim tempem akrecji, jak już omówiono (Rysunek 16). W związku z tym istnieje wyraźna rozbieżność między modelami opartymi na danych dotyczących izotopów wolframu i/lub ołowiu.

Halliday (2004) zwrócił uwagę na tę rozbieżność i zaproponował, że najbardziej prawdopodobną przyczyną było niekompletne mieszanie się metalowych rdzeni akrecyjnych obiektów planetarnych z krzemianowymi częściami Ziemi. Jeśli metal miesza się bezpośrednio z metalem, „wiek” przychodzącego obiektu jest częściowo zachowany. Istnieją mocne dowody na to, że „formacja rdzenia disequilibrium” była ważna dla części akrecji Ziemi. Chociaż wykładniczo malejące tempo wzrostu Ziemi opiera się na symulacjach Monte Carlo i ma intuicyjny sens, biorąc pod uwagę stale malejące prawdopodobieństwo kolizji, rzeczywistość nie może być tak prosta. W miarę jak planety stają się większe, średnia wielkość obiektów, z którymi się zderzają, również musi wzrastać. Uważa się, że późniejsze etapy akrecji Planet obejmują poważne kolizje. Jest to proces stochastyczny, który jest trudny do przewidzenia i modelowania. Oznacza to, że obecne modelowanie może dostarczyć tylko, w najlepszym przypadku, przybliżony opis historii akrecji. Uważa się, że Księżyc jest produktem takiej kolizji zwanej uderzeniem olbrzyma (patrz punkt 2.8.8.1).

w miarę jak obiekty stają się większe, szanse na równoważenie metalu i krzemianu wydają się być mniej prawdopodobne. Gigantyczne symulacje uderzeń wydają się prowadzić do znacznej ilości bezpośredniego mieszania rdzenia z rdzeniem (Canup i Asphaug, 2001). W tym przypadku, wolframu i ołowiu skład izotopowy krzemianu Ziemi może odzwierciedlać tylko częściowe równowagi z materiału przychodzącego, tak, że wolframu i ołowiu skład izotopowy jest częściowo dziedziczone. Zostało to szczegółowo modelowane przez Halliday (2000) w kontekście giant impact i zostało zbadane przez Vityazev et al. (2003) oraz Yoshino et al. (2003) in the context of asteroidal-sized objects. Jeśli się zgadza, oznaczałoby to, że akrecja była nawet wolniejsza niż można wywnioskować z izotopów wolframu lub ołowiu. Jeśli ołów równoważy łatwiej niż Wolfram, z jakiegokolwiek powodu, może to pomóc wyjaśnić niektóre rozbieżności między dwoma chronometrami. Jednym z możliwych sposobów oddzielenia ołowiu od wolframu byłoby ich względnej zmienności. Ołów mógł być równoważony przez wymianę fazy parowej, podczas gdy Wolfram nie byłby w stanie tego zrobić tak łatwo i wymagałby intymnego fizycznego mieszania i redukcji w celu osiągnięcia równowagi (Halliday, 2004) (Fig.17 i 18).

rysunek 17. Przykład modeli ciągłego formowania rdzenia z gigantycznym uderzeniem Księżyca w 125 Ma przy użyciu najnowszych parametrów (Kleine et al., 2009) i Hf/W BSE König et al. (2011) do 25,8. Model daje skład izotopowy wolframu BSE (e182W = 0) i wykorzystuje standardowe ciągłe formowanie rdzenia, w którym przyporządkowany materiał planetarny w pełni miesza się z ziemią krzemianową, zanim nastąpi segregacja dalszego materiału rdzenia. Zastosowany późny fornir stanowi zaledwie 0,1% zwykłej kompozycji chondrytów. Eksperymentalni petrolodzy zwykle pracują przy założeniu, że rdzeń rósł za pomocą takiego mechanizmu.

rysunek 18. Przykład modeli ciągłego formowania rdzenia z gigantycznym uderzeniem Księżyca w 125 Ma przy użyciu najnowszych parametrów (Kleine et al., 2009) oraz Hf/W BSE König et al. (2011) z 25.8. Model daje skład izotopowy w BSE (e182W = 0) i jest taki jak na fig. 17, ale część (50%) metalu z bolidu miesza się bezpośrednio z rdzeniem ziemi i nigdy nie równoważy izotopowo z ziemią krzemianową. Dynamiczne symulacje zwykle wyglądają bardziej jak ten model niż rysunek 17.

stopień, w jakim mieszanka i równowaga metalu i krzemianu była szeroko omawiana w ostatnich latach nie tylko z izotopowego punktu widzenia (np. Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010), ale także z dynamicznego punktu widzenia (Dahl and Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie i in. (2003) spojrzał na równowagę rozproszonych kropelek tonących w oceanie magmy i dostarczył jasnych dowodów, że w tych okolicznościach, równowaga między metalem i krzemianem zostanie osiągnięty. Jednak Dahl and Stevenson (2010) przyjrzeli się stopniowi, w jakim jądro dużego impaktora zerwałoby się z niestabilności Rayleigha–Taylora lub zmieszało się bezpośrednio z jądrem ziemi podczas wzrostu. Zależy to między innymi od kąta uderzenia.

niepełna równowaga nie tylko zapewnia możliwe Wyjaśnienie krótszych skal czasowych wolframu w stosunku do izotopów ołowiu. Wyjaśnia również niektóre z pozornych rozbieżności między budżetami siderofilowymi ziemi krzemianowej (Rubie et al., 2011).

po dokonaniu wszystkich tych ostrzeżeń, nadal można stwierdzić coś użytecznego na temat ogólnych skal czasowych akrecji. Wszystkie najnowsze połączone modele akrecji / ciągłego formowania rdzenia (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) są zgodni, że ramy czasowe mieszczą się w zakresie 107-108 lat, zgodnie z przewidywaniami Wetherill (1986). Dlatego możemy szczegółowo ocenić modele akrecji Planet zaproponowane wcześniej (patrz punkt 2.8.3.6) w następujący sposób.

kluczową kwestią jest to, że użycie izotopów wolframu w celu ograniczenia najwcześniejszych stadiów przedłużającego się akrecji (ile z pierwszych 50% powiedzieć, że został naliczony przez Kiedy) jest znacznie bardziej zależne od modelu niż są ograniczenia na to, co stało się później. To dlatego, że najwcześniejszy zapis został nadrukowany przez późniejsze akrecji i wczesnego wolframu został usunięty przez tworzenie rdzenia. Dwa przykłady członów końcowych przedstawiono na rysunkach 17 i 18. Oba są ważne na podstawie samych izotopów wolframu i zakładają, że Księżyc uformował się w około 125 Ma (patrz sekcja 2.8.8.2). Jeden z nich pokazuje wczesną i szybką akrecję, po której następuje długa przerwa przed gigantycznym uderzeniem, które nie wymaga nierównowagi (rysunek 17). Drugi pokazuje wydłużony, wykładniczo malejący przyrost, który wymaga nierównowagi (rysunek 18).

biorąc pod uwagę rozbieżność między wolframem a ołowiem (Halliday, 2000, 2004), a także płynne dowody dynamiczne (Dahl and Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003) oraz eksperymentalne dowody petrologiczne (Rubie et al., 2011), wydaje się prawdopodobne, że bardziej przedłużające się akrecja z formacją rdzenia disequilibrium (bardziej jak model na rysunku 18) jest lepszym przybliżeniem formowania się ziemi.

argumentowano, że większe wyczerpanie żelaza i telluru w krzemianowej ziemi w stosunku do Księżyca (ryc., 1996; Yi et al., 2000). Może również po prostu odzwierciedlać różnice między Ziemią a Ziemią. Jednak coraz więcej dowodów wskazuje na to, że atomy Księżyca pochodzą z ziemi, a nie z ziemi, jak omówiono poniżej. Wood i Halliday (2005) zaproponowali, że Theia dodała do ziemi znaczną ilość siarki, co sprzyjało dalszemu tworzeniu się rdzenia, a w szczególności zwiększaniu podziału ołowiu na rdzeń po gigantycznym uderzeniu. Jeśli na Ziemi powstawały kolejne formacje rdzenia po gigantycznym uderzeniu, musiało to być niewielkie, aby zachować podobieństwa Ziemia–Księżyc i musiało nastąpić przed dodaniem późnego forniru, jak omówiono w sekcji 2.8.10.