2.8.6.3 Isótopos de Tungstênio

Enquanto isótopos de chumbo tem sido útil, a 182Hf–182W cronómetro tem sido pelo menos tão eficaz para a definição de taxas de acreção (Halliday, 2000; Halliday e Lee, 1999; Harper e Jacobsen, 1996b; Jacobsen e Harper, 1996; Lee e Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Como U-Pb, o sistema Hf–W tem sido usado mais para definir uma idade modelo de formação do núcleo (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). Como explicado anteriormente, isso não é útil para um objeto como a Terra.

Harper et al. (1991) were the first to provide a hint of a tungsten isotopic difference between the iron meteorite Toluca and the silicate Earth. Posteriormente tornou-se claro que existe um déficit onipresente claramente resolúvel em 182W nos meteoritos de ferro e nos metais de condritos comuns, em relação à abundância atômica encontrada na terra de silicato (Harper e 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). Um resumo da maioria dos dados recentemente publicados e mais precisos para meteoritos de ferro é dado em Kleine et al. (2009). A maioria dos metais segregados precoces são deficientes por cerca de 3-4 unidades de eW (300-400 ppm) em relação à terra de silicato. Alguns parecem ser ainda mais negativos, mas os resultados não estão bem resolvidos. A explicação mais simples para esta diferença é que os metais ou a terra de silicato ou ambos amostrados tungsténio do sistema solar inicial antes de viver 182Hf tinha decaído.

a diferença isotópica de tungsténio entre os metais primitivos e a terra de silicato reflecte o HF/W integrado no tempo do material que formou a terra e os seus reservatórios, durante a vida de 182 HF. A proporção Hf/W da terra de silicato foi considerada na faixa de 10-40, como resultado de um estudo intensivo da Newsom et al. (1996). Esta é uma ordem de magnitude superior à do carbonáceo e condritos comuns e uma consequência da formação do núcleo terrestre. Um valor mais exacto para o rácio Hf/W da BSE foi objecto de mais estudos. Halliday (2000, 2004) used 15, and Jacobsen (2005) used 13.6. Isto foi revisado para cima por Arévalo et al. (2009) a 18.7 e mais recentemente por König et al. (2011) a 25.8. Estes valores necessitarão de um exame mais aprofundado se a Terra tiver uma razão não condrítica de elementos refractários altamente incompatíveis a moderadamente incompatíveis, portanto W/Hf, por causa da erosão do impacto (O’Neill e Palme, 2008). A proporção Hf/W pode ser ainda maior.se a acreção terrestre e a formação do núcleo fossem precoces, um excesso de 182W seria encontrado na terra de silicato, em relação ao sistema solar médio (condritos). No entanto, a diferença isotópica de tungstênio entre os metais primitivos e a terra de silicato por si só não fornece restrições sobre o tempo. É preciso conhecer a abundância atômica de 182Hf no início do sistema solar (ou a BSSI (182Hf/180Hf), a “inicial do sistema solar global”) e a composição dos reservatórios condríticos dos quais a maioria dos reservatórios de metal e silicato foram segregados. Em outras palavras, é essencial saber em que medida o ‘extra’ 182W no silicato de Terra em relação à meteoritos de ferro acumulado no acrescidos ao chondritic materiais precursores ou proto-Terra com Hf/W ~ 1 antes núcleo de formação e em que medida ela reflete uma mudança acelerada na composição isotópica por causa da alta Hf/W (26) no silicato de Terra.

Por esta razão, algumas das primeiras tentativas de usar Hf–W (Harper e Jacobsen, 1996b; Jacobsen e Harper, 1996) deu interpretações que são agora conhecidos como incorreta porque o (182Hf/180Hf)BSSI foi underconstrained. Esta foi uma preocupação central na cronometria Hf–W que não se aplica a U–Pb para a qual a abundância pai ainda pode ser medida hoje. A primeira abordagem é modelar a bssi esperada (182Hf / 180Hf) em termos de processos nucleossintéticos. Wasserburg et al. (1994) previu com sucesso a abundância inicial de muitos dos nuclídeos de curta duração usando um modelo de nucleossíntese em Estrelas de ramo gigante assintótico (AGB). Extrapolação de seu modelo previu uma bssi baixa (182Hf / 180Hf) de < 10-5. No entanto, supernovas de colapso do núcleo e nucleossíntese do processo r também são fontes plausíveis de 182Hf (Capítulo 1.11).

a segunda abordagem foi medir a composição isotópica de tungsténio de uma fase inicial elevada de Hf/W. Irlanda (1991) tentou medir a quantidade de 182W em sobre zircão (com muito altas concentrações de Hf), a partir do mesosiderite Vaca Muerta, usando uma sonda ion, e a partir deste, deduzir que o (182Hf/180Hf)BSSI foi < 10-4. Infelizmente, estes zircões não foram datados com precisão suficiente (Irlanda e Wlotzka, 1992) para ser muito certo sobre a extrapolação do tempo exato de abundância de hafnio. No entanto, com base neste trabalho e no modelo de Wasserburg et al. (1994), Jacobsen e Harper (1996) presumiram que a BSSI (182Hf/180Hf)era realmente baixa (~10-5). Concluiu-se que a diferença na composição isotópica do tungsténio entre o meteorito de ferro Toluca e o valor terrestre só poderia ter sido produzida por decaimento radioactivo na terra de silicato com alta Hf/W. Portanto, o fraccionamento de Hf/W produzido pela formação do núcleo terrestre teve que ser precoce. Eles previram que a Terra acordeava muito rapidamente com uma idade modelo de formação do núcleo de < 15 Ma após o início do sistema solar.

Lee and Halliday (1995, 1996, 1997) and Quitté et al. (2000) demonstraram através da medição chondrites e eucrites que (182Hf/180Hf)BSSI foi de cerca de 10-4, o que levou a uma série de novos modelos baseados no pressuposto de que 182Hf é produzido no mesmo tipo de processo-r de sites como o actinídeos (Qian e Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et al., 1996). Uma medição crítica foi a de condritos a granel, mas as primeiras medições do 182w / 184W de carbonáceos a granel (Lee e Halliday, 1995, 1996) e condritos comuns (Lee e Halliday, 2000a) foram incorretas em cerca de 200 ppm. Eles cederam aparente composições que estavam dentro de erro do sistema terrestre, do valor, levando à conclusão de que, apesar de ferro meteorito pai corpos, Vesta, e Marte crescia e diferenciadas, dentro de alguns milhões de anos (Lee e Halliday, 1996, 1997), terrestres núcleo de formação foi tarde ou prolongada (Halliday, 2000). Em contraste, os condritos de Enstatite pareciam ter uma deficiência bem definida em 182W (eW = − 1,5 a − 2.0) (Lee e Halliday, 2000b).

subseqüentemente, foi mostrado por três grupos (Kleine et al., 2002; Schönberg et al., 2002; Yin et al., 2002) que carbonados e ordinária chondrites também tem a mesma composição que piroxena chondrites e o anterior Lee e Halliday resultados para carbonados e ordinária chondrites estavam no erro. A razão desta discrepância nunca foi totalmente resolvida. No entanto, o facto de os dados estarem tão próximos dos dados terrestres implicaria alguma forma de contaminação durante a preparação ou análise. Tais efeitos não foram encontrados em dados separados de minerais ou metais. The correct (182Hf/180Hf)BSSI determined by Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), and Yin et al. (2002) ainda era cerca de 10-4, mas cerca de metade do que anteriormente estimado. A figura atual mais confiável para a composição isotópica média de tungstênio do sistema solar a partir de extensos estudos de condrite é e182W = -1,9 ± 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

uma estimativa mais precisa da BSSI (182Hf/180Hf)é obtida a partir de dados isotópicos minerais, que define uma propagação relativamente grande em HF/W. Kleine et al. (2002) and Yin et al. (2002) ambos obtiveram os valores iniciais 182Hf/180Hf de isocrons internos correspondentes a cerca de 1,0 × 10-4. Recentemente, Burkhardt et al. (2008) have determined internal isochrons for CAIs that definite a (182Hf/180Hf)BSSI of (9,72 ± 0,44) × 10-5. Estes dados são consistentes com a idade e (182Hf/180Hf)t de angrites (jovem) (Markowski et al., 2007).

a composição isotópica inicial do sistema solar de tungsténio a partir de CAIs demonstrou ser e182W = -3, 28 ± 0, 12 (Burkhardt e outros., 2008). Burkhardt et al. (2012) did acid leaching experiments on the Murchison meteorite and analyzed tungsten isotopic compositions. Eles encontraram uma covariação de 182W / 184W e 183W/184W devido à presença de um componente enriquecido com s-process. Eles usaram esta correlação para corrigir os dados CAI de Burkhardt et al. (2008)for nucleosinthetic anomalies, which resulted in a downward shift of the initial tungsten isotopic composition of the solar system to e182W = -3.51 ± 0.10, and a slight change to the (182Hf/180Hf) BSSI value to (9,81 ± 0.41) × 10-5. A comparação entre o e182WBSSI e os dados relativos aos meteoritos de ferro revela que muitos meteoritos de ferro magmáticos têm uma composição isotópica de tungsténio que se aproxima do valor e182WBSSI (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al.,2006a, b; Qin et al., 2008; Scherstén et al., 2006). Alguns têm composições que foram afetadas pela irradiação cósmica (Leya et al., 2003), facilmente demonstrado por seções seriais de meteoritos onde o efeito pode ser visto como correlacionado com o cosmogênico 3HE e distribuído em parte como uma função da penetração de raios cósmicos (Markowski et al., 2006b) que requerem correcção (Markowski et al.,2006a, b; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Alta precisão de tungstênio dados isotópicos de meteoritos de ferro, para que as correções para cosmogenic efeitos são pequenos ou bem definido, fornecem a primeira evidência de que o pai órgãos de meteoritos de ferro crescia, derretido, diferenciadas e produzido magmáticas núcleos dentro das primeiras 2 Ma do sistema solar. Meteoritos de ferro magmáticos mostram evidências de cristalização fracionada e exibem texturas que permitem estimativas de taxas de resfriamento prolongadas, consistentes com eles representando os núcleos de objetos planetários de cerca de 10-400 km de tamanho (Wasson, 1985). Como tal, é claro que os embriões planetários teorizados por muitos em simulações dinâmicas (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) realmente existiu e que eles derreteram e passaram por formação do núcleo muito cedo.tal como referido anteriormente, os isótopos de tungsténio não restringem a duração da formação do núcleo na Terra. No entanto, os resultados de Kleine et al. (2002), Schönberg et al. (2002), and Yin et al. (2002) provide a new constraint that a significant fraction of Earth’s core must have formed in the first 10 Ma of the solar system. Anteriormente, Halliday (2000) estimou que a vida média, o tempo necessário para acumular 63% da massa da terra com taxas de acreção exponencialmente decrescentes, deve estar na faixa de 25-40 Ma com base nas restrições combinadas impostas pelos dados isótopos de tungsténio e chumbo para a Terra. Yin et al. (2002) argued that the mean life for Earth acretion must be more like 11 Ma based on the newly defined tungsten isotopic composition of condrites. Os dados do isótopo principal para a terra são difíceis de conciliar com taxas de acreção tão rápidas como já foi discutido (Figura 16). Portanto, há uma discrepância aparente entre os modelos com base em dados de isótopos de tungsténio e/ou chumbo.

Halliday (2004) chamou a atenção para esta discrepância E propôs que a causa mais provável era a mistura incompleta entre os núcleos metálicos de acreção de objetos planetários e as porções de silicato da Terra. Se o metal se mistura diretamente com o metal, a “idade” do objeto recebido é parcialmente preservada. Há fortes evidências de que esta “formação do núcleo desequilibrado” tem sido importante para parte da acreção da Terra. Embora a taxa de crescimento exponencialmente decrescente da Terra seja baseada em simulações de Monte Carlo e faça sentido intuitivo dada a probabilidade cada vez menor de colisões, a realidade não pode ser tão simples. À medida que os planetas se tornam maiores, o tamanho médio dos objetos com os quais colidem também deve aumentar. Como tal, pensa-se que as fases posteriores da acreção planetária envolvam colisões maiores. Este é um processo estocástico que é difícil de prever e modelar. Isso significa que a modelagem atual só pode fornecer, na melhor das hipóteses, uma descrição aproximada da história da acreção. Acredita-se que a Lua seja o produto de tal colisão chamada de impacto gigante (ver Ponto 2.8.8.1).à medida que os objetos crescem, as chances de equilíbrio de metal e silicato parecem ser menos prováveis. Simulações de impacto gigantes parecem levar a uma quantidade considerável de mistura de núcleo–núcleo direto (Canup e Asphaug, 2001). Sendo este o caso, a composição isotópica de tungsténio e chumbo da terra de silicato poderia refletir apenas equilíbrio parcial com o material de entrada, de modo que a composição isotópica de tungsténio e chumbo é parcialmente herdada. Isto foi modelado em detalhes por Halliday (2000) no contexto do impacto gigante e foi estudado por Vityazev et al. (2003) and Yoshino et al. (2003) in the context of equilibration of asteroidal-sized objects. Se correto, significaria acreção foi ainda mais lento do que pode ser deduzido a partir de isótopos de tungstênio ou chumbo. Se o chumbo equilibrado mais prontamente do que o tungsténio, por qualquer razão, pode ajudar a explicar alguma da discrepância entre os dois cronómetros. Uma maneira possível de dissociar o chumbo de tungstênio seria pela sua volatilidade relativa. O chumbo poderia ter sido equilibrado por troca de fase vapor, enquanto o tungsténio não teria sido capaz de o fazer tão prontamente e exigiria mistura física íntima e redução para atingir o equilíbrio (Halliday, 2004) (figuras 17 e 18).

Figura 17. Exemplo de modelos de formação contínua do núcleo com um impacto gigante formador de Lua a 125 Ma usando os últimos parâmetros (Kleine et al., 2009) e a Hf/W da EEB de König et al. (2011) a 25.8. O modelo produz a composição isotópica de tungsténio da BSE (e182W = 0) e utiliza a formação contínua padrão do núcleo em que o material planetário acrecentado se mistura totalmente com a terra de silicato antes de haver segregação de outro material do núcleo. O verniz final usado é apenas 0,1% da composição de condrite comum. Os petrologistas experimentais geralmente trabalham na suposição de que o núcleo cresceu através de tal mecanismo.

Figura 18. Exemplo de modelos de formação contínua do núcleo com um impacto gigante formador de Lua a 125 Ma usando os últimos parâmetros (Kleine et al., 2009) e o Hf/W da EEB de König et al. (2011) de 25.8. O modelo produz a composição isotópica W da EEB (e182W = 0) e é semelhante à da Figura 17, mas uma proporção (50%) do metal a partir do bolide mistura-se directamente com o núcleo da terra e nunca equilibra isotopicamente com a terra de silicato. As simulações dinâmicas parecem-se mais com este modelo do que com a Figura 17.

O grau de metal e silicato de mistura e atinja o equilíbrio tem sido amplamente discutido nos últimos anos, não apenas a partir de um radioisótopo de ponto de vista (por exemplo, Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010), mas também de um ponto de vista dinâmico fluido (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) analisaram o equilíbrio dispersas, afundando gotas num oceano de magma e forneceu uma clara evidência de que, sob essas circunstâncias, o equilíbrio entre o metal e silicato seria alcançada. No entanto, Dahl e Stevenson (2010) olharam para o grau em que o núcleo de um grande impactor iria se separar das instabilidades Rayleigh–Taylor ou se misturar diretamente com o núcleo da Terra durante o crescimento. Isso depende, entre outras coisas, do ângulo de impacto.o equilíbrio incompleto não só fornece uma explicação possível para os tempos mais curtos de tungsténio em relação aos isótopos de chumbo. Ele também explica algumas das aparentes discrepâncias entre os orçamentos siderófilos da terra de silicato (Rubie et al., 2011).depois de ter feito todas estas afirmações de advertência, ainda se pode afirmar algo útil sobre os calendários gerais de acreção. All recent combined accretion/continuous core formation models (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) estão de acordo que os prazos estão na faixa de 107-108 anos, como previsto por Wetherill (1986). Portanto, podemos avaliar especificamente os modelos de acreção planetária propostos anteriormente (ver secção 2.8.3.6) da seguinte forma.

uma questão-chave é que o uso de isótopos de tungsténio sozinho para restringir as primeiras fases de acreção prolongada (quanto dos primeiros 50% dizem que foi acretado por Quando) é muito mais dependente do modelo do que as restrições sobre o que aconteceu mais tarde. Isto é porque o registro mais antigo foi super impresso por acreção posterior e tungstênio precoce foi removido pela formação do núcleo. As figuras 17 e 18 apresentam dois exemplos de membros finais. Ambos são válidos com base apenas em isótopos de tungsténio e assumir a lua formada a cerca de 125 Ma (ver secção 2.8.8.2). Um mostra uma acreção precoce e rápida seguida por um longo hiato antes do impacto gigante, que não requer desequilíbrio (Figura 17). O outro mostra uma acreção prolongada, exponencialmente decrescente, que requer desequilíbrio (Figura 18).

dada a discrepância entre o tungsténio e o chumbo (Halliday, 2000, 2004), mais a evidência dinâmica fluida (Dahl e Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003), plus the experimental petrological evidence (Rubie et al., 2011), parece provável que uma acreção mais prolongada com formação de núcleo desequilibrado (mais como o modelo na Figura 18) é uma melhor aproximação da formação da Terra.foi argumentado que a maior depleção no ferro e no telúrio na terra de silicato em relação à Lua (Figura 14) reflete uma pequena quantidade adicional de formação do núcleo terrestre após o impacto gigante (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Também poderia simplesmente refletir diferenças entre Theia e a Terra. No entanto, evidências crescentes apontam para os átomos da lua tendo sido derivados da terra ao invés de Teia, como discutido abaixo. Madeira e Halliday (2005) propôs que Theia adicionado uma quantidade considerável de enxofre para a Terra e que esta promoveu uma maior núcleo de formação e, em particular, um aumento de particionamento de chumbo no núcleo após o impacto gigante. Se houve mais formação do núcleo de impacto pós-gigante na terra, deve ter sido menor, a fim de preservar as semelhanças Terra–Lua e deve ter ocorrido antes da adição da camada final, como discutido na secção 2.8.10.