2.8.6.3 volfram isotoper

medan bly isotoper har varit Användbara, den 182hf–182W kronometer har varit minst lika effektiv för att definiera accretion (Halliday, 2000; Halliday och Lee, 1999; Harper och Jacobsen, 1996b; Jacobsen och Harper, 1996; Lee och Halliday, 1996, 1997; Yin et al., 2002). Liksom U-Pb har Hf-W-systemet använts mer för att definiera en modellålder för kärnbildning (Dauphas et al., 2002; Horan et al., 1998; Kleine et al., 2002; Kramers, 1998; Lee och Halliday, 1995, 1996, 1997; Quitt Jacobi et al., 2000; Schaxignberg et al., 2002). Som förklarats tidigare är detta inte användbart för ett objekt som jorden.

Harper et al. (1991) var de första som gav en antydan till en volframisotopskillnad mellan järnmeteoriten Toluca och silikatjorden. Det blev därefter klart att det finns ett allestädes närvarande klart lösbart underskott i 182w i järnmeteoriter och metallerna i vanliga kondriter, i förhållande till det atomära överflödet som finns i silikatjorden (Harper och Jacobsen, 1996b; Horan et al., 1998; Jacobsen och Harper, 1996; Kleine et al., 2005a; Lee och Halliday, 1995, 1996; Markowski et al., 2006a, B; Qin et al., 2008; Scherst Asign et al., 2006). En sammanfattning av de flesta av de nyligen publicerade och mer exakta uppgifterna för järnmeteoriter ges i Kleine et al. (2009). De flesta tidiga segregerade metaller är bristfälliga med ungefär 3-4 eW-enheter (300-400 ppm) i förhållande till silikatjorden. Vissa verkar vara ännu mer negativa, men resultaten är inte väl lösta. Den enklaste förklaringen till denna skillnad är att metallerna eller silikatjorden eller båda samplade tidigt solsystem volfram före levande 182hf hade förfallit.

volframisotopskillnaden mellan tidiga metaller och silikatjorden återspeglar den tidsintegrerade Hf/W av materialet som bildade jorden och dess reservoarer under 182hf: s livstid. HF / W-förhållandet mellan silikatjorden ansågs ligga i intervallet 10-40 som ett resultat av en intensiv studie av Newsom et al. (1996). Detta är en storleksordning högre än i kolhaltiga och vanliga kondriter och en följd av markbunden kärnbildning. Ett mer exakt värde för HF / W-förhållandet för BSE har tagit mer studie. Halliday (2000, 2004) används 15, och Jacobsen (2005) används 13.6. Detta reviderades uppåt av AR Jacobvalo et al. (2009) till 18.7 och senast av K Kubnig et al. (2011) till 25.8. Dessa värden kommer att behöva ytterligare undersökning om jorden har nonchondritiskt förhållande av eldfasta mycket inkompatibla till måttligt inkompatibla element, följaktligen W/Hf, på grund av slagerosion (O ’ Neill och Palme, 2008). HF / W-förhållandet kan fortfarande vara högre.

om markbunden accretion och kärnbildning var tidigt, skulle ett överskott på 182w hittas i silikatjorden, relativt genomsnittligt solsystem (kondriter). I alla fall, volframisotopskillnaden mellan tidiga metaller och silikatjorden på egen hand ger inte begränsningar för tidpunkten. Man måste känna till det atomära överflödet av 182hf i början av solsystemet (eller (182HF/180hf)BSSI, ’bulk solar system initial’) och sammansättningen av de kondritiska reservoarerna från vilka de flesta metall-och silikatreservoarer var segregerade. Med andra ord är det viktigt att veta i vilken utsträckning ’extra’ 182W i silikatjorden i förhållande till järnmeteoriter som ackumulerats i de accreterade kondritiska prekursormaterialen eller proto-jorden med en Hf/W ~ 1 före kärnbildning och i vilken utsträckning den återspeglar en accelererad förändring av isotopkompositionen på grund av den höga Hf/W (26) i silikatjorden.

av denna anledning gav några av de första försöken att använda Hf–W (Harper och Jacobsen, 1996b; Jacobsen och Harper, 1996) tolkningar som nu är kända för att vara felaktiga eftersom (182HF/180hf)BSSI var underbegränsad. Detta var ett centralt problem i HF-W-kronometri som inte gäller U-Pb för vilka föräldrarnas överflöd fortfarande kan mätas idag. Det första tillvägagångssättet är att modellera den förväntade (182hf/180hf)BSSI när det gäller nukleosyntetiska processer. Wasserburg et al. (1994) förutspådde framgångsrikt de initiala överflöd av många av de kortlivade nukliderna med hjälp av en modell av nukleosyntes i asymptotiska Jättegrenar (AGB) stjärnor. Extrapolering av deras modell förutspådde en låg (182hf/180hf)BSSI av < 10-5. Kärnkollaps supernovaer och r-process nukleosyntes är emellertid också troliga källor till 182Hf (Kapitel 1.11).

det andra tillvägagångssättet var att mäta volframisotopkompositionen i en tidig hög HF / W-fas. Irland (1991) försökte mäta mängden 182W i zirkoner (med mycket höga HF-koncentrationer) från mesosiderite Vaca Muerta, med hjälp av en jonsond, och härledde från detta att (182hf/180hf)BSSI var < 10-4. Tyvärr daterades dessa zirkoner inte med tillräcklig precision (Irland och Wlotzka, 1992) för att vara mycket säkra på tidsextrapoleringen av de exakta hafniumöverflödena. Ändå, på grundval av detta arbete och modellen av Wasserburg et al. (1994), Jacobsen och Harper (1996)antog att (182HF/180hf) BSSI verkligen var låg (~10-5). Det drogs slutsatsen att skillnaden i volframisotopkomposition mellan järnmeteoriten Toluca och det markbundna värdet endast kunde ha framställts genom radioaktivt sönderfall i silikatjorden med hög Hf/W. Därför måste fraktioneringen av Hf/W producerad av markbunden kärnbildning vara tidig. De förutspådde att jorden accreted mycket snabbt med en modellålder av kärnbildning av < 15 Ma efter solsystemets start.

Lee och Halliday (1995, 1996, 1997) och quitt Kubi et al. (2000) visade genom mätning av kondriter och eukriter att (182HF/180hf)BSSI var ungefär 10-4, vilket ledde till ett antal nya modeller baserade på antagandet att 182hf produceras på samma typ av R-processplats som aktiniderna (Qian och Wasserburg, 2000; Qian et al., 1998; Wasserburg et al., 1996). En kritisk mätning var den för bulkkondriter, men de tidigaste mätningarna av 182w/184w av bulkkolhaltigt (Lee och Halliday, 1995, 1996) och vanliga kondriter (Lee och Halliday, 2000a) var felaktiga med cirka 200 ppm. De gav uppenbara kompositioner som var inom fel av det markbundna värdet, vilket ledde till slutsatsen att även om järnmeteoritförälderkroppar, Vesta och Mars accreted och differentierade inom några miljoner år (Lee och Halliday, 1996, 1997), var terrestrisk kärnbildning sen eller långvarig (Halliday, 2000). Enstatitkondriter verkade däremot ha en väldefinierad brist i 182w (eW = -1,5 till − 2,0) (Lee och Halliday, 2000b).

därefter visades det av tre grupper (Kleine et al., 2002; Schaxignberg et al., 2002; Yin et al., 2002) att kolhaltiga och vanliga kondriter också har samma sammansättning som enstatitkondriter och de tidigare Lee och Halliday-resultaten för kolhaltiga och vanliga kondriter var felaktiga. Anledningen till denna skillnad har aldrig lösts helt. Det faktum att uppgifterna var så nära markbundna skulle emellertid innebära någon form av förorening under beredning eller analys. Inga sådana effekter hittades i separata mineral-eller metalldata. Den korrekta (182hf / 180hf)BSSI bestäms av Kleine et al. (2002), Schaxignberg et al. (2002), och Yin et al. (2002) var fortfarande cirka 10-4 men ungefär hälften som tidigare uppskattats. Den mest tillförlitliga nuvarande siffran för den genomsnittliga volfram isotopkompositionen av solsystemet från omfattande kondritstudier är e182W = -1,9 0,1 (Kleine et al., 2004a, 2009).

en mer exakt uppskattning av (182HF/180hf)BSSI erhålls från mineralisotopdata, som definierar en relativt stor spridning i HF / W. Kleine et al. (2002) och Yin et al. (2002) båda erhöll initiala 182hf/180hf-värden från interna isochrons motsvarande cirka 1,0 ml 10-4. Nyligen, Burkhardt et al. (2008)har bestämt interna isochrons för Cai: er som definierar a (182hf/180hf) BSSI av (9,72 2,44 0,44) 10-5. Dessa data överensstämmer med åldern och (182hf / 180hf) t av (yngre) angrites (Markowski et al., 2007).

den ursprungliga volframisotopiska sammansättningen av solsystemet från CAIs har visat sig vara e182W = -3,28 0,12 (Burkhardt et al., 2008). Burkhardt et al. (2012) gjorde syrautlakningsexperiment på Murchison-meteoriten och analyserade volframisotopkompositioner. De fann en kovariation av 182w / 184w och 183w / 184w på grund av närvaron av en s-processberikad komponent. De använde denna korrelation för att korrigera Cai-data från Burkhardt et al. (2008) för nucleosynthetic anomalier, vilket resulterade i en förändring nedåt i den inledande volfram isotopisk sammansättning av solsystemet till e182W = -3.51 ± 0.10, och en liten förändring till det (182Hf/180Hf)BSSI värde (9.81 ± 0,41 euro) × 10-5. Jämförelse mellan e182WBSSI och data för järnmeteoriter avslöjar att många magmatiska järnmeteoriter har en volframisotopkomposition som närmar sig e182wbssi-värdet (Kleine et al., 2005a; Lee, 2005; Markowski et al., 2006a, B; Qin et al., 2008; Scherst Asign et al., 2006). Vissa har kompositioner som har påverkats av kosmisk bestrålning (Leya et al., 2003), lätt demonstrerad av seriella sektioner av meteoriter där effekten kan ses vara korrelerad med kosmogen 3He och distribueras delvis som en funktion av kosmisk strålpenetration (Markowski et al., 2006b) kräver korrigering (Markowski et al., 2006a, B; Qin et al., 2008; Schersten et al., 2006). Hög precision volfram isotopdata för järnmeteoriter, för vilka korrigeringar för kosmogena effekter är små eller väldefinierade, ger de första bevisen att moderkroppar av järnmeteoriter accreted, smält, differentierad, och producerade magmatiska kärnor inom den första 2 Ma av solsystemet. Magmatiska järnmeteoriter visar bevis på fraktionerad kristallisering och uppvisar texturer som möjliggör uppskattningar av långvariga kylhastigheter, i överensstämmelse med dem som representerar kärnorna i planetföremål på cirka 10-400 km i storlek (Wasson, 1985). Som sådan är det uppenbart att planetariska embryon teoretiseras av många i dynamiska simuleringar (Chambers, 2004; Lissauer, 1987; Morbidelli et al., 2009; Weidenschilling, 2000) existerade verkligen och att de smälte och genomgick kärnbildning mycket tidigt.

som tidigare nämnts begränsar volframisotoper inte hur länge kärnbildningen kvarstod på jorden. Resultaten av Kleine et al. (2002), Schaxignberg et al. (2002), och Yin et al. (2002) ger en ny begränsning som en betydande del av jordens kärna måste ha bildats i solsystemets första 10 Ma. Tidigare uppskattade Halliday (2000) att det genomsnittliga livet, den tid som krävs för att ackumulera 63% av jordens massa med exponentiellt minskande accretionshastigheter, måste ligga i intervallet 25-40 Ma baserat på de kombinerade begränsningarna som införts av volfram-och blyisotopdata för jorden. Yin et al. (2002) hävdade att det genomsnittliga livet för jordens accretion måste vara mer som 11 Ma baserat på den nyligen definierade volfram isotopkompositionen av kondriter. Blyisotopdata för jorden är svåra att förena med sådana snabba accretionshastigheter som redan diskuterats (figur 16). Därför finns det en uppenbar skillnad mellan modellerna baserade på volfram-och/eller blyisotopdata.

Halliday (2004) uppmärksammade denna skillnad och föreslog att den mest sannolika orsaken var ofullständig blandning mellan metallkärnorna av accreting planetariska föremål och jordens silikatdelar. Om metall blandas direkt med metall, bevaras ’åldern’ för det inkommande objektet delvis. Det finns starka bevis för att denna’ obalans kärnbildning ’ har varit viktigt för en del av jordens accretion. Även om den exponentiellt minskande tillväxttakten på jorden är baserad på Monte Carlo-simuleringar och ger intuitiv mening med tanke på den ständigt minskande sannolikheten för kollisioner, kan verkligheten inte vara så enkel. När planeterna blir större måste den genomsnittliga storleken på objekten som de kolliderar också öka. Som sådan tros de senare stadierna av planetarisk accretion innebära stora kollisioner. Detta är en stokastisk process som är svår att förutsäga och modellera. Det betyder att den nuvarande modelleringen bara i bästa fall kan ge en grov beskrivning av accretionshistoriken. Månen anses vara en produkt av en sådan kollision som kallas jättepåverkan (se avsnitt 2.8.8.1).

när objekten blir större verkar chanserna för jämvikt av metall och silikat vara mindre troliga. Giant impact simuleringar verkar leda till en betydande mängd direkt kärnkärnblandning (Canup och Asphaug, 2001). Detta är fallet, volfram-och blyisotopkompositionen av silikatjorden kan endast återspegla partiell jämvikt med inkommande material, så att volfram-och blyisotopkompositionen delvis ärvs. Detta modellerades i detalj av Halliday (2000) i samband med giant impact och har studerats av Vityazev et al. (2003) och Yoshino et al. (2003) i samband med jämvikt av asteroidstora objekt. Om korrekt, det skulle innebära accretion var ännu långsammare än vad som kan härledas från volfram eller bly isotoper. Om bly jämvikts lättare än volfram, av någon anledning, kan det hjälpa till att förklara en del av skillnaden mellan de två kronometrarna. Ett möjligt sätt att koppla bort bly från volfram skulle vara genom deras relativa volatilitet. Bly kunde ha jämvikts genom ångfasutbyte, medan volfram inte skulle ha kunnat göra detta så lätt och skulle kräva intim fysisk blandning och reduktion för att uppnå jämvikt (Halliday, 2004) (figurerna 17 och 18).

figur 17. Exempel på kontinuerliga kärnbildningsmodeller med en Månbildande jättepåverkan vid 125 Ma med de senaste parametrarna (Kleine et al., 2009) och en Hf/W av BSE av K Jacobnig et al. (2011) till 25.8. Modellen ger volfram isotopkompositionen av BSE (e182W = 0) och använder standard kontinuerlig kärnbildning i vilken den accreted planetmaterial blandas fullständigt med silikat Jorden innan det finns segregering av ytterligare kärnmaterial. Den sena faner som används är bara 0,1% av vanlig kondritkomposition. Experimentella petrologer arbetar vanligtvis med antagandet att kärnan växte via en sådan mekanism.

Figur 18. Exempel på kontinuerliga kärnbildningsmodeller med en Månbildande jättepåverkan vid 125 Ma med de senaste parametrarna (Kleine et al., 2009) och Hf/W av BSE av K Kubnig et al. (2011) av 25.8. Modellen ger W-isotopkompositionen av BSE (e182W = 0) och är så i figur 17, men en andel (50%) av metallen från Boliden blandas direkt med jordens kärna och jämviktar aldrig isotop med silikatjorden. Dynamiska simuleringar ser vanligtvis mer ut som den här modellen än i figur 17.

graden till vilken metall-och silikatblandning och jämvikt har diskuterats i stor utsträckning de senaste åren, inte bara ur isotop synvinkel (t.ex. Halliday, 2000, 2004, 2008; Kleine et al., 2004b; Nimmo et al., 2010; Rudge et al., 2010) men också ur en flytande dynamisk synvinkel (Dahl och Stevenson, 2010; Deguen et al., 2011; Rubie et al., 2007; Samuel, 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003). Rubie et al. (2003) tittade på jämvikten av spridda sjunkande droppar i ett magmahav och gav tydliga bevis för att jämvikt mellan metall och silikat under dessa omständigheter skulle uppnås. Dahl och Stevenson (2010) tittade emellertid på i vilken grad kärnan i en stor slagverk skulle bryta upp från Rayleigh–Taylor instabiliteter eller blanda direkt med jordens kärna under tillväxten. Detta beror bland annat på slagvinkeln.

ofullständig jämvikt ger inte bara en möjlig förklaring till de kortare tidsskalorna för volfram i förhållande till blyisotoper. Det förklarar också några av de uppenbara skillnaderna mellan silikatjordens siderofilbudgetar (Rubie et al., 2011).

Efter att ha gjort alla dessa varnande uttalanden kan man fortfarande ange något användbart om de övergripande accretion-tidsskalorna. Alla senaste kombinerade accretion / kontinuerliga kärnbildningsmodeller (Halliday, 2004, 2008; Jacobsen, 2005; Kleine et al., 2004b, 2009; Yin et al., 2002) är överens om att tidsskalorna ligger i intervallet 107-108 år, som förutsagts av Wetherill (1986). Därför kan vi specifikt utvärdera modellerna för planetarisk accretion som föreslagits tidigare (se avsnitt 2.8.3.6) enligt följande.

en viktig fråga är att användningen av volframisotoper ensam för att begränsa de tidigaste stadierna av långvarig accretion (hur mycket av de första 50% säger var accreted av när) är mycket mer modellberoende än begränsningarna på vad som hände senare. Detta beror på att den tidigaste posten har övertryckts av senare accretion och tidig volfram har tagits bort genom kärnbildning. Två slutmedlemsexempel visas i figurerna 17 och 18. Båda är giltiga baserat på volframisotoper ensamma och antar att månen bildades vid cirka 125 Ma (se avsnitt 2.8.8.2). Man visar tidig och snabb accretion följt av en lång paus före jättepåverkan, vilket inte kräver någon obalans (figur 17). Den andra visar långvarig, exponentiellt minskande accretion, vilket kräver obalans (Figur 18).

Med tanke på skillnaden mellan volfram och bly (Halliday, 2000, 2004), plus det flytande dynamiska beviset (Dahl och Stevenson, 2010; deguen et al., 2011; Samuel 2012; Samuel et al., 2010; Yoshino et al., 2003), plus de experimentella petrologiska bevisen (Rubie et al., 2011) verkar det troligt att mer långvarig accretion med ojämnhetskärnbildning (mer som modellen i Figur 18) är en bättre approximation av jordens bildning.

det har hävdats att den större utarmningen i järn och i tellurium i silikatjorden i förhållande till månen (figur 14) återspeglar en ytterligare liten mängd markkärnbildning efter jättepåverkan (Halliday et al., 1996; Yi et al., 2000). Det kan också helt enkelt återspegla skillnader mellan Theia och jorden. Emellertid pekar ökande bevis mot månens atomer som har härletts från jorden snarare än Theia, som diskuteras nedan. Wood and Halliday (2005) föreslog att Theia tillförde en betydande mängd svavel till jorden och att detta främjade ytterligare kärnbildning och i synnerhet en ökning av partitionen av bly i kärnan efter den jättepåverkan. Om det fanns ytterligare kärnbildning efter jättepåverkan på jorden, måste den ha varit mindre för att bevara jordmånens likheter och måste ha inträffat före tillägget av senfaner, som diskuteras i avsnitt 2.8.10.