2.8.6.3 izotopi de Tungsten

în timp ce izotopii de plumb au fost utili, cronometrul 182hf–182w a fost cel puțin la fel de eficient pentru definirea ratelor de acumulare (Halliday, 2000; Halliday și Lee, 1999; Harper și Jacobsen, 1996b; Jacobsen și Harper, 1996; Lee și Halliday, 1996, 1997; yin și colab., 2002). La fel ca U–Pb, sistemul Hf–W a fost folosit mai mult pentru definirea unei epoci model de formare a miezului (Dauphas și colab., 2002; Horan și colab., 1998; Kleine și colab., 2002; Kramers, 1998; Lee și Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitt și colab., 2000; Sch Inktoktnberg și colab., 2002). Așa cum am explicat mai devreme, acest lucru nu este util pentru un obiect precum pământul.

Harper și colab. (1991) au fost primii care au oferit un indiciu al unei diferențe izotopice de tungsten între meteoritul de fier Toluca și pământul silicat. Ulterior a devenit clar că există un deficit omniprezent clar rezolvabil în 182w în meteoriții de fier și metalele condritelor obișnuite, în raport cu abundența atomică Găsită în pământul silicat (Harper și Jacobsen, 1996b; Horan și colab., 1998; Jacobsen și Harper, 1996; Kleine și colab., 2005a; Lee și Halliday, 1995, 1996; Markowski și colab., 2006a, b; Qin și colab., 2008; Scherst XVN și colab., 2006). Un rezumat al majorității datelor publicate recent și mai precise pentru meteoriții de fier este dat în Kleine și colab. (2009). Majoritatea metalelor segregate timpurii sunt deficitare cu aproximativ 3-4 unități eW (300-400 ppm) în raport cu pământul silicat. Unele par a fi și mai negative, dar rezultatele nu sunt bine rezolvate. Cea mai simplă explicație pentru această diferență este că metalele sau pământul silicat sau ambele au prelevat tungstenul Sistemului solar timpuriu înainte ca 182hf să se descompună.diferența izotopică de tungsten dintre metalele timpurii și pământul silicat reflectă Hf/W integrat în timp al materialului care a format Pământul și rezervoarele sale, în timpul duratei de viață a 182Hf. Raportul Hf / W al pământului silicat a fost considerat a fi în intervalul 10-40 ca urmare a unui studiu intensiv realizat de Newsom și colab. (1996). Acesta este un ordin de mărime mai mare decât în condritele carbonice și obișnuite și o consecință a formării miezului terestru. O valoare mai exactă pentru raportul Hf/W al ESB a luat mai multe studii. Halliday (2000, 2004) a folosit 15, iar Jacobsen (2005) a folosit 13.6. Acest lucru a fost revizuit în sus de către ar Xvvalo și colab. (2009) până la 18.7 și cel mai recent de K Unktoktnig și colab. (2011) la 25.8. Aceste valori vor necesita o examinare suplimentară dacă Pământul are raport nonchondritic de elemente refractare extrem de incompatibile cu elemente moderat incompatibile, deci W / Hf, din cauza eroziunii de impact (O ‘ Neill și Palme, 2008). Raportul Hf / W ar putea fi și mai mare.

Dacă acumularea terestră și formarea miezului ar fi timpurie, un exces de 182w ar fi găsit în pământul silicat, în raport cu sistemul solar mediu (chondrite). Cu toate acestea, diferența izotopică de tungsten dintre metalele timpurii și pământul silicat pe cont propriu nu oferă constrângeri asupra sincronizării. Trebuie să cunoaștem abundența atomică a 182Hf la începutul sistemului solar (sau (182Hf/180hf)BSSI, sistemul solar în vrac inițial) și compoziția rezervoarelor chondritice din care au fost separate majoritatea rezervoarelor de metal și silicat. Cu alte cuvinte, este esențial să se știe în ce măsură ‘extra’ 182W în pământul silicat în raport cu meteoriții de fier acumulați în materialele precursoare condritice acumulate sau proto-pământ cu un Hf/W ~ 1 înainte de formarea miezului și în ce măsură reflectă o schimbare accelerată a compoziției izotopice din cauza Hf/W ridicat (26) în pământul silicat.

Din acest motiv, unele dintre primele încercări de a utiliza Hf–W (Harper și Jacobsen, 1996b; Jacobsen și Harper, 1996) au dat interpretări despre care se știe acum că sunt incorecte, deoarece BSSI (182hf/180hf)a fost subconstrâns. Aceasta a fost o preocupare centrală în cronometria Hf–W care nu se aplică U–Pb pentru care abundențele părinte pot fi măsurate și astăzi. Prima abordare este de a modela bssi așteptat (182Hf/180hf)în ceea ce privește procesele nucleosintetice. Wasserburg și colab. (1994) a prezis cu succes abundențele inițiale ale multor nuclizi de scurtă durată folosind un model de nucleosinteză în ramurile gigantice asimptotice (AGB) Stele. Extrapolarea modelului lor a prezis un nivel scăzut (182hf / 180hf) BSSI de < 10-5. Cu toate acestea, supernovele cu colaps de miez și nucleosinteza procesului r sunt, de asemenea, surse plauzibile de 182hf (Capitolul 1.11).

a doua abordare a fost măsurarea compoziției izotopice de tungsten a unei faze timpurii de înaltă Hf / W. Irlanda (1991) a încercat să măsoare cantitatea de 182w în zirconi (cu concentrații foarte mari de Hf) din mesosideritul Vaca Muerta, folosind o sondă Ionică, și din aceasta a dedus că (182hf/180hf)BSSI a fost < 10-4. Din păcate, aceste zirconi nu au fost datate cu suficientă precizie (Irlanda și Wlotzka, 1992) pentru a fi foarte siguri de extrapolarea în timp a abundențelor exacte de hafniu. Cu toate acestea, pe baza acestei lucrări și a modelului Wasserburg și colab. (1994), Jacobsen și Harper (1996)au presupus că (182HF/180hf) BSSI era într-adevăr scăzut (~10-5). S-a concluzionat că diferența de compoziție izotopică de tungsten între meteoritul de fier Toluca și valoarea terestră ar fi putut fi produsă numai prin dezintegrarea radioactivă în pământul silicat cu Hf/W ridicat. Prin urmare, fracționarea Hf/W produsă de formarea miezului terestru trebuia să fie timpurie. Ei au prezis că pământul s-a acumulat foarte rapid cu o vârstă model de formare a miezului < 15 Ma după începerea sistemului solar.

Lee și Halliday (1995, 1996, 1997) și Quitt-ul și colab. (2000)a arătat prin măsurarea chondritelor și eucritelor că (182hf/180hf) BSSI a fost de aproximativ 10-4, ceea ce a dus la o serie de noi modele bazate pe presupunerea că 182Hf este produs în același tip de sit al procesului r ca actinidele (Qian și Wasserburg, 2000; Qian și colab., 1998; Wasserburg și colab., 1996). O măsurare critică a fost cea a chondritelor în vrac, dar cele mai vechi măsurători ale 182w/184w de carbon în vrac (Lee și Halliday, 1995, 1996) și chondritele obișnuite (Lee și Halliday, 2000a) au fost incorecte cu aproximativ 200 ppm. Au dat compoziții aparente care se aflau în eroare de valoarea terestră, ducând la concluzia că, deși corpurile părinte ale meteoritului de fier, Vesta și Marte s-au acumulat și diferențiat în câteva milioane de ani (Lee și Halliday, 1996, 1997), formarea nucleului terestru a fost întârziată sau prelungită (Halliday, 2000). În schimb, condritele Enstatite păreau să aibă o deficiență bine definită în 182W (eW = − 1,5 până la − 2,0) (Lee și Halliday, 2000B).

ulterior, a fost demonstrat de trei grupuri (Kleine și colab., 2002; Sch Inktoktnberg și colab., 2002; Yin și colab., 2002) că condritele carbonice și obișnuite au, de asemenea, aceeași compoziție ca și condritele enstatite, iar rezultatele anterioare ale lui Lee și Halliday pentru condritele carbonice și obișnuite au fost eronate. Motivul acestei discrepanțe nu a fost niciodată rezolvat pe deplin. Cu toate acestea, faptul că datele erau atât de apropiate de cele terestre ar implica o formă de contaminare în timpul pregătirii sau analizei. Nu s-au găsit astfel de efecte în datele separate minerale sau metalice. BSSI corect (182Hf/180hf)determinat de Kleine și colab. (2002), Sch Inktiftnberg și colab. (2002) și Yin și colab. (2002) era încă aproximativ 10-4, dar aproximativ jumătate din cea estimată anterior. Cea mai fiabilă cifră actuală pentru compoziția izotopică medie de tungsten a sistemului solar din studii extinse de condrită este e182w = -1,9 0,1 (Kleine și colab., 2004a, 2009).

o estimare mai precisă a BSSI (182Hf/180hf)este obținută din datele izotopice minerale, care definesc o răspândire relativ mare în Hf / W. Kleine și colab. (2002) și Yin și colab. (2002) ambele au obținut valori inițiale de 182hf/180hf din izocroni interni corespunzând la aproximativ 1,0 XT 10-4. Recent, Burkhardt și colab. (2008)au determinat izocroni interni pentru CAIs care definesc a (182hf/180hf) BSSI de (9.72 0.44 int.) 10-5 int. Aceste date sunt în concordanță cu vârsta și (182Hf/180hf)t de angriți (mai tineri) (Markowski și colab., 2007).

compoziția izotopică inițială de tungsten a sistemului solar de la CAIs s-a dovedit a fi e182W = -3.28 0.12 (Burkhardt și colab., 2008). Burkhardt și colab. (2012) a făcut experimente de leșiere acidă pe meteoritul Murchison și a analizat compozițiile izotopice de tungsten. Au găsit o covariație de 182w / 184w și 183w / 184w datorită prezenței unei componente îmbogățite cu S-proces. Ei au folosit această corelație pentru a corecta datele CAI ale lui Burkhardt și colab. (2008) pentru anomaliile nucleosintetice, care au dus la o deplasare descendentă a compoziției izotopice inițiale de tungsten a sistemului solar la e182w = -3,51 0,10, și o ușoară modificare a valorii (182hf/180hf)bssi la (9,81 0,41) 10-5. Comparația dintre e182wbssi și datele pentru meteoriții de fier arată că mulți meteoriți magmatici de fier au o compoziție izotopică de tungsten care se apropie de valoarea E182wbssi (Kleine și colab., 2005A; Lee, 2005; Markowski și colab., 2006a, b; Qin și colab., 2008; Scherst XVN și colab., 2006). Unele au compoziții care au fost afectate de iradierea cosmică (Leya și colab., 2003), ușor demonstrată de secțiuni seriale de meteoriți unde efectul poate fi văzut corelat cu cosmogenic 3He și distribuit parțial în funcție de penetrarea razelor cosmice (Markowski și colab., 2006b) care necesită corecție (Markowski și colab., 2006a, b; Qin și colab., 2008; Schersten și colab., 2006). Datele izotopice de tungsten de înaltă precizie pentru meteoriții de fier, pentru care corecțiile pentru efectele cosmogene sunt mici sau bine definite, oferă prima dovadă că corpurile părinte ale meteoriților de fier s-au acumulat, s-au topit, s-au diferențiat și au produs nuclee magmatice în primele 2 Ma ale sistemului solar. Meteoriții de fier magmatici prezintă dovezi ale cristalizării fracționate și prezintă texturi care permit estimări ale ratelor de răcire prelungite, în concordanță cu acestea reprezentând miezurile obiectelor planetare de aproximativ 10-400 km (Wasson, 1985). Ca atare, este clar că embrionii planetari teoretizați de mulți în simulări dinamice (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli și colab., 2009; Weidenschilling, 2000) a existat într-adevăr și că s-au topit și au suferit formarea miezului foarte devreme.

după cum sa menționat mai devreme, izotopii de tungsten nu constrânge cât timp a persistat formarea miezului pe Pământ. Cu toate acestea, rezultatele lui Kleine și colab. (2002), Sch Inktiftnberg și colab. (2002) și Yin și colab. (2002) oferă o nouă constrângere că o fracțiune semnificativă din nucleul Pământului trebuie să se fi format în primele 10 Ma ale sistemului solar. Anterior, Halliday (2000) a estimat că viața medie, timpul necesar acumulării a 63% din masa Pământului cu rate de acumulare în scădere exponențială, trebuie să se situeze în intervalul 25-40 Ma pe baza constrângerilor combinate impuse de datele izotopului de tungsten și plumb pentru Pământ. Yin și colab. (2002) a susținut că viața medie pentru acumularea Pământului trebuie să semene mai mult cu 11 Ma pe baza compoziției izotopice de tungsten nou definite a chondritelor. Datele izotopului de plumb pentru Pământ sunt greu de conciliat cu rate de acumulare atât de rapide, așa cum s-a discutat deja (figura 16). Prin urmare, există o discrepanță aparentă între modelele bazate pe date de tungsten și/sau izotopi de plumb.

Halliday (2004) a atras atenția asupra acestei discrepanțe și a propus că cea mai probabilă cauză a fost amestecarea incompletă între miezurile metalice ale obiectelor planetare care se acumulează și porțiunile de silicat ale Pământului. Dacă metalul se amestecă direct cu metalul, vârsta obiectului de intrare este parțial păstrată. Există dovezi puternice că această ‘formare a miezului de dezechilibru’ a fost importantă pentru o parte din acumularea Pământului. Deși rata de creștere exponențială a Pământului se bazează pe simulările Monte Carlo și are sens intuitiv, având în vedere probabilitatea tot mai scăzută de coliziuni, realitatea nu poate fi atât de simplă. Pe măsură ce planetele devin mai mari, dimensiunea medie a obiectelor cu care se ciocnesc trebuie, de asemenea, să crească. Ca atare, se crede că etapele ulterioare ale acumulării planetare implică coliziuni majore. Acesta este un proces stocastic greu de prezis și modelat. Aceasta înseamnă că modelarea actuală nu poate oferi decât, în cel mai bun caz, o descriere aproximativă a istoriei acumulării. Se crede că Luna este produsul unei astfel de coliziuni numite impact uriaș (vezi secțiunea 2.8.8.1).

pe măsură ce obiectele devin mai mari, șansele de echilibrare a metalului și a silicatului par a fi mai puțin probabile. Simulările de impact gigant par să conducă la o cantitate considerabilă de amestecare directă core–core (Canup și Asphaug, 2001). Acesta fiind cazul, compoziția izotopică de tungsten și plumb a Pământului silicat ar putea reflecta doar echilibrarea parțială cu materialul care intră, astfel încât compoziția izotopică de tungsten și plumb este parțial moștenită. Acest lucru a fost modelat în detaliu de Halliday (2000) în contextul impactului uriaș și a fost studiat de Vityazev și colab. (2003) și Yoshino și colab. (2003) în contextul echilibrării obiectelor de dimensiuni asteroidale. Dacă este corect, ar însemna că acumularea a fost chiar mai lentă decât se poate deduce din tungsten sau izotopi de plumb. Dacă plumbul se echilibrează mai ușor decât tungstenul, indiferent de motiv, ar putea explica o parte din discrepanța dintre cele două cronometre. O modalitate posibilă de a decupla plumbul de tungsten ar fi prin volatilitatea lor relativă. Plumbul ar fi putut fi echilibrat prin schimbul de fază de vapori, în timp ce tungstenul nu ar fi putut face acest lucru atât de ușor și ar necesita amestecare fizică intimă și reducere pentru a realiza echilibrarea (Halliday, 2004) (figurile 17 și 18).

Figura 17. Exemplu de modele de formare continuă a miezului cu un impact gigantic care formează luna la 125 Ma folosind cei mai noi parametri (Kleine și colab., 2009) și o Hf/W A ESB din K-Xktoktnig și colab. (2011) la 25.8. Modelul produce compoziția izotopică de tungsten a ESB (e182w = 0) și folosește formarea continuă a miezului standard în care materialul planetar acumulat se amestecă complet cu pământul silicat înainte de a exista segregarea materialului de bază suplimentar. Furnirul târziu utilizat este doar 0,1% din compoziția obișnuită de condrită. Petrologii experimentali lucrează de obicei pe presupunerea că nucleul a crescut printr-un astfel de mecanism.

Figura 18. Exemplu de modele de formare continuă a miezului cu un impact gigantic care formează luna la 125 Ma folosind cei mai noi parametri (Kleine și colab., 2009) și Hf/W A ESB din K Inktiftnig și colab. (2011) din 25.8. Modelul produce compoziția izotopică W A ESB (e182w = 0) și este ca cea din Figura 17, dar o proporție (50%) din metalul din bolidă se amestecă direct cu miezul Pământului și nu se echilibrează niciodată izotopic cu pământul silicat. Simulările dinamice arată de obicei mai mult ca acest model decât cel din Figura 17.

gradul în care metalul și silicatul se amestecă și se echilibrează a fost discutat pe larg în ultimii ani nu doar din punct de vedere izotopic (de exemplu, Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine și colab., 2004b; Nimmo și colab., 2010; Rudge și colab., 2010), dar și din punct de vedere dinamic fluid (Dahl și Stevenson, 2010; Deguen și colab., 2011; Rubie și colab., 2007; Samuel, 2012; Samuel și colab., 2010; Yoshino și colab., 2003). Rubie și colab. (2003) a analizat echilibrarea picăturilor scufundate dispersate într-un ocean de magmă și a furnizat dovezi clare că, în aceste condiții, se va realiza echilibrarea dintre metal și silicat. Cu toate acestea, Dahl și Stevenson (2010) au analizat gradul în care miezul unui element de impact mare s–ar rupe de instabilitățile Rayleigh-Taylor sau s-ar amesteca direct cu miezul Pământului în timpul creșterii. Acest lucru depinde, printre altele, de unghiul de impact.

echilibrarea incompletă nu numai că oferă o posibilă explicație pentru intervalele de timp mai scurte ale tungstenului în raport cu izotopii de plumb. De asemenea, explică unele dintre discrepanțele aparente dintre bugetele siderofile ale pământului silicat (Rubie și colab., 2011).

după ce am făcut toate aceste declarații de avertizare, încă se poate afirma ceva util despre termenele generale de acumulare. Toate modelele recente de acumulare combinată / formare continuă a miezului (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine și colab., 2004b, 2009; Yin și colab., 2002) sunt de acord că termenele sunt cuprinse între 107-108 ani, așa cum a prezis Wetherill (1986). Prin urmare, putem evalua în mod specific modelele de acumulare planetară propuse anterior (a se vedea secțiunea 2.8.3.6) după cum urmează.

dacă pământul s–a acumulat foarte repede, în< 106 ani, așa cum a propus Cameron (1978) sau așa cum a fost determinat într-adevăr folosind Hf-W pentru corpurile părinte ale meteoritului de fier magmatic (Markowski și colab., 2006a, b; Qin și colab., 2008; Scherst XVN și colab., 2006) sau Marte (Dauphas și Pourmand, 2011; Halliday și Kleine, 2006) (Tabelul 1), pământul silicat ar avea o compoziție izotopică de tungsten care este mult mai radiogenă decât cea observată astăzi (figurile 17 și 18). Astfel de obiecte ar avea eW >+10, mai degrabă decât 0 (Doar 2 unități de unitati de mai sus chondrites sau sistem solar mediu). Prin urmare, putem spune cu o anumită încredere că acest model nu descrie acumularea Pământului. Acumularea prelungită în absența gazului nebular, așa cum a fost propusă de modelele Safronov–Wetherill, este foarte în concordanță cu acordul strâns dintre chondriți și pământul silicat (figurile 17 și 18). În ce măsură Modelul Kyoto, care implică o cantitate semnificativă de gaz nebular (Hayashi și colab., 1985), poate fi confirmat sau actualizat este neclar în prezent. Cu toate acestea, chiar și termenele prezentate de Yin și colab. (2002) sunt lungi în comparație cu cele 5 Ma pentru acumularea Pământului prezise de modelul Kyoto.

Tabelul 1. Estimări ale vârstelor obiectelor timpurii ale sistemului solar

tip de eveniment	obiect sau eveniment	sistem izotopic	vârstă (Ga)	timp (Ma)
începerea sistemului solar	Allende cais	235/238U–207/206pb	g inktiptel și colab. (1991)	4.566 0.002	1
începutul sistemului solar	Efremovka Cais	235/238U–207/206pb	Amelin și colab. (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
cea mai veche crustă de pământ	Jack Hills zircon boabe	235/238U–207/206pb	Cavosie și colab. (2006), Harrison și colab. (2008)	4.35	220

unele dintre cele de mai sus se bazează pe abundențe inițiale timpurii ale sistemului solar, compoziții izotopice, constante de descompunere sau rapoarte părinte / fiică considerate acum incorecte. Unele dintre estimările mai fiabile, așa cum sunt vizualizate în prezent, sunt date cu caractere aldine. Rețineți că începutul sistemului solar este măsurat din epocile PB-PB corectate cu izotopi de uraniu din Allende și Efremovka CAIs măsurate de Amelin și colab. (2010) și Connelly și colab. (2012). CAIs, incluziuni bogate în calciu-aluminiu; UOC, condrită obișnuită inegalibrată.

o problemă cheie este că utilizarea izotopilor de tungsten singuri pentru a constrânge primele etape ale acumulării prelungite (cât din primii 50% spun că a fost acumulată de când) este mult mai dependentă de model decât sunt constrângerile asupra a ceea ce s-a întâmplat mai târziu. Acest lucru se datorează faptului că cea mai veche înregistrare a fost supraimprimată de acumularea ulterioară și tungstenul timpuriu a fost îndepărtat prin formarea miezului. Două exemple de membri finali sunt prezentate în figurile 17 și 18. Ambele sunt valabile numai pe baza izotopilor de tungsten și presupun că Luna s-a format la aproximativ 125 Ma (vezi secțiunea 2.8.8.2). Unul arată o acumulare timpurie și rapidă urmată de o pauză lungă înainte de impactul uriaș, care nu necesită dezechilibru (Figura 17). Cealaltă arată o acumulare prelungită, în scădere exponențială, care necesită dezechilibru (Figura 18).

având în vedere discrepanța dintre tungsten și plumb (Halliday, 2000, 2004), plus dovezile dinamice fluide (Dahl și Stevenson, 2010; Deguen și colab., 2011; Samuel 2012; Samuel și colab., 2010; Yoshino și colab., 2003), plus dovezile petrologice experimentale (Rubie și colab., 2011), se pare că acumularea mai prelungită cu formarea miezului de dezechilibru (mai mult ca modelul din Figura 18) este o aproximare mai bună a formării Pământului.

s-a susținut că epuizarea mai mare a fierului și a telurului din pământul silicat în raport cu luna (figura 14) reflectă o cantitate suplimentară mică de formare a miezului terestru în urma impactului uriaș (Halliday și colab., 1996; Yi și colab., 2000). De asemenea, ar putea reflecta pur și simplu diferențele dintre Theia și pământ. Cu toate acestea, dovezile crescânde indică faptul că atomii Lunii au fost derivați de pe Pământ, mai degrabă decât de pe Theia, așa cum se discută mai jos. Wood și Halliday (2005) au propus ca Theia să adauge o cantitate considerabilă de sulf pe Pământ și că acest lucru a promovat formarea suplimentară a miezului și, în special, o creștere a partiționării plumbului în miez după impactul uriaș. Dacă a existat o formare ulterioară a miezului de impact post-gigant pe Pământ, aceasta trebuie să fi fost minoră pentru a păstra asemănările Pământ–Lună și trebuie să fi avut loc înainte de adăugarea furnirului târziu, așa cum s-a discutat în secțiunea 2.8.10.