سن هسته زمین - Age of the Earth's core

Age of the Earth's core           

Recent research to determine the age of the Earth's core used hafnium–tungsten chronometry. The iron-rich metallic core is the most inaccessible part of the Earth, so determining how it has developed is very difficult. Furthermore, the first 500 million years of Earth history are the most obscure; no indigenous rocks from that period have survived the intense meteorite bombardment of the Earth. The development of a new way of determining the timetable for the growth of the core during the very earliest evolution of the Earth therefore represents a major breakthrough.

 

Hafnium–tungsten chronometry

The technique utilizes the radioactive decay of a now extinct nuclide of hafnium, 182Hf, which decayed to an isotope of tungsten, 182W. The half-life of 182Hf is 9 million years, which is a short period on geological time scales, since the Earth is approximately 4.5 billion years old. Therefore, no 182Hf remains on the Earth. Nevertheless, variations in the isotopic abundance of tungsten in ancient samples provide clues about the timing of processes that fractionated (separated) hafnium from tungsten. Only one process could have produced this major fractionation—the formation of a metallic core. Therefore, this event can be dated by measuring the isotopic composition of tungsten.

 

Refractory elements

Hafnium and tungsten are both present at trace levels (parts per billion or million) in rocks and metals from the inner solar system. Theoretical calculations predict that hafnium and tungsten would have condensed into stable solid phases at very high temperatures when the solar nebula first collapsed to form the solar system. Such elements are described as refractory; because of this characteristic, the proportion of hafnium relative to tungsten in the inner solar system is well established. Any loss of volatile elements (such as the noble gases) during the strong heating of the inner solar system that accompanied the early history of the Sun would have had no effect on the concentrations of refractory elements. As the dust and debris of the inner solar system accreted under the influence of gravity to form planetesimals and planets, the kinetic energy would have been converted to heat. Any such heating from accretional energy that was released as the planets and planetesimals of the early solar system collided with decreasing frequency but increasing impact (as they got bigger) would have caused vaporization of volatile elements, but it would not have affected refractory elements such as hafnium and tungsten.

It is essentially clear exactly how much hafnium and tungsten are in the Earth. Although the absolute concentrations may have increased somewhat because of loss of volatile elements, the Hf/W ratio should be about the same in the Earth as it is in primitive, unprocessed solar-system material. Some very primitive meteorites have been found with textures suggesting that they were never part of a major molten planet, and with chemical compositions remarkably similar to that deduced for the Sun on the basis of spectral measurements (if allowance is made for loss of very light volatile elements, such as hydrogen and helium, from meteorites). These particular primitive meteorites are called chondrites, and they provide a reference sample for the average Hf/W ratio and tungsten isotopic composition of the solar system and the total Earth. Unfortunately, because of analytical difficulties, it had not been possible to measure the tungsten isotopic composition of chondrites in order to discover what the tungsten isotopic composition of the total Earth must be. While the isotopic composition of the tungsten found at the Earth's surface was already known, that value is not necessarily representative of the total Earth, because the core could be different depending on when it formed. Without a knowledge of the tungsten isotopic composition of chondrites—the reference for the total Earth—it was impossible to know whether the tungsten isotopic composition found at the surface of the Earth was the same as that for the total Earth or whether it was affected by core formation.

 

Core formation

Although heating and loss of volatiles would not have affected the ratio of hafnium to tungsten in the Earth as a whole, another important segregation that took place within the planetesimals and planets of the early solar system would have greatly affected this ratio internally. The separation of metal (or metallic liquid) from silicate rock (or magma) appears to have been a very common early process. The two most abundant elements in the Earth are oxygen and iron. From studies of nonprimitive meteorites (silicate achondrites and irons) it is known that segregation of large amounts of iron-rich metallic liquids took place on both a small and large scale. In the latter case the liquid iron, being very dense, would settle toward the center of the planet or protoplanet and form a metallic core. The Earth's core is at a depth of 2900 km (1800 mi), and is still partly molten because of radioactive heating, even 4.5 billion years after the formation of the Earth.

Tungsten is a metal that tends to substitute into iron or iron-rich phases or their liquids; thus, when metal segregated to form the core of the Earth, it incorporated more than 90% of the Earth's tungsten. Hafnium, however, does not fit into iron, iron compounds, or their liquids. Rather, it tends to substitute into silicate rocks and magmas, such as those making up the mantle and crust of the Earth (the outer 2900 km or 1800 mi). For this reason, the ratio of hafnium to tungsten in the silicate Earth is about 20 times higher than its value for the Earth as a whole, whereas the ratio in the core is almost zero. Because the Hf/W ratio of the silicate Earth is so high relative to the starting material from which the Earth was made, it should have generated highly radiogenic tungsten (rich in 182W) if the core formed within the lifetime of 182Hf (effectively about 50 million years), relative to that of the total Earth or that found in primitive solar-system material such as chondrites.

 

Determining age of the core

A comparison between the tungsten isotopic compositions of the silicate Earth (common tungsten metal) and that of chondrites would indicate when the Earth's core formed relative to the start of the solar system. The later the core formed and the Hf/W ratio of the silicate Earth increased, the less would be the tungsten isotopic effect of radioactive decay of hafnium on the tungsten isotopic composition of the residual silicate Earth. This follows because more of the 182Hf would have decayed into tungsten. The amount of 182Hf relative to stable 180Hf and the amount of 182W relative to nonradiogenic 184W are related by the equation below, where CF refers to the time of core formation, BSE to the bulk silicate Earth, and CHOND to chondrites. Because of the phenomenon of radioactive decay, an equation containing ΔT, the amount of time that has elapsed since the start of the solar system, can be obtained, so that ΔT can be determined in terms of known and measurable isotopic ratios.

 

New technique

The potential of hafnium–tungsten chronometry has been recognized for many years. However, until recently there was no way of making the tungsten isotopic measurements. Tungsten has a high work function and a very high first ionization potential (7.98 V). Therefore, it is extremely difficult to generate a sufficient proportion of ions relative to neutral atoms to measure the abundances on a modern mass spectrometer at high precision. However, a new technique for successfully ionizing tungsten has been developed. It uses an inductively coupled plasma source connected to a high-precision multiple-collector mass spectrometer. This technique, known as multiple-collector–inductively coupled plasma mass spectrometry (MC-ICPMS), was immediately applied to the high-precision determination of tungsten isotopic compositions in geological materials. The tungsten isotopic composition of the silicate Earth and chondrites is identical. This is now known to very high precision. Therefore, core formation and the associated increase in the Hf/W ratio have had no effect on the tungsten isotopic composition of the silicate Earth. This being the case, these chemical fractionation effects must have occurred late in Earth history, after all the 182Hf had already decayed. For the first time it is known for certain that the Earth's core formed more than 50 million years after the solar nebula collapsed to form the solar system.

Why the core formed so late is unclear. However, some recent models hypothesize that the core formed as a consequence of a magma ocean in the upper mantle. This magma ocean would have developed as a consequence of bombardment by very large impactors during the late stages of accretion. Perhaps it took such late-stage impacts to produce sufficient melting to result in large-scale metal segregation.

 

Bibliography

    * A. N. Halliday et al., Early evolution of the Earth and Moon: New constraints from Hf-W isotope geochemistry, Earth Planet. Sci. Lett., 142:75–90, 1996 DOI:10.1016/0012-821X(96)00096-9

    * D.-C. Lee and A. N. Halliday, Hafnium–tungsten chronometry and the timing of terrestrial core formation, Nature, 378:771–774, 1995 DOI:10.1038/378771a0

*  [e-mail] = egeology.blogfa.com

تحقیقات اخیر برای تعیین سن هسته زمین با استفاده از گاه شماری هافنیم تنگستن . هسته فلزی غنی از آهنغیر قابل دسترس ترین بخش زمین است ، بنابراین تعیین اینکه چگونه آن را توسعه داده است بسیار دشوار است. علاوه بر این، 500 میلیون سال اول از تاریخ زمین گمنام ترین ؛ هیچ سنگ بومی از آن دورهبمباران شدید شهاب سنگ زمین جان سالم به در برده اند . بنابراین ، توسعه یک راه جدید برای تعیین جدول زمانی برای رشد هسته در نخستین تکامل زمین نشان دهندهدستیابی به موفقیت بزرگ است .

 

گاه شماری هافنیم تنگستن

این تکنیک با بهره گیری از فروپاشی رادیواکتیو از هسته در حال حاضر منقرض شده هافنیم ، 182Hf ، که فرسایش بهایزوتوپ تنگستن، 182W . نیمه عمر 182Hf در 9 میلیون سال است ، که یک دوره کوتاه در مقیاس زمان زمین شناسی است ، از زمین حدود 4.5 میلیارد سال است . در بنابراین، 182Hf بر روی زمین باقی مانده است. با این حال، تفاوت در فراوانی ایزوتوپی از تنگستن در نمونه های باستان ارائه سرنخ در مورد زمان فرآیندهای که تقطیع ( جدا ) هافنیم از تنگستن است . تنها یک فرایند می تواند این جزء به جزء عمده تشکیل یک هسته فلزی تولید می شود. بنابراین ، این رویداد را می توان با اندازه گیری ترکیبات ایزوتوپی تنگستن مورخ .

 

عناصر نسوز

هافنیم و تنگستن هستند هر دو در حال حاضر در سطح ردیابی ( قسمت در هر یک میلیارد یا میلیون ) در سنگها و فلزات از سیستم داخلی خورشیدی است . محاسبات نظری پیش بینی که هافنیم و تنگستن به فاز جامد پایدار در دمای بسیار بالا متراکم که سحابی های خورشیدی برای اولین بار سقوط به تشکیل منظومه شمسی است . این عناصر به عنوان مقاوم ، به دلیل این ویژگی، نسبت در هافنیم نسبت به تنگستن در سیستم داخلی خورشیدی است که به خوبی اثبات شده است . از دست دادن عناصر فرار ( مانند گازهای نجیب ) در حرارت قوی از منظومه شمسی داخلی که همراه با تاریخ اولیه خورشید هیچ تاثیری بر غلظت عناصر مقاوم داشته است. به عنوان گرد و غبار و بقایای داخلی منظومه شمسی تحت تأثیر گرانش به سیارات شکل و سیارات دارای زائده گوشتی ، انرژی جنبشی را به گرما تبدیل می شود. هر گرمایش چنین از انرژی accretional که به عنوان سیارات و سیارات اوایل تشکیل منظومه شمسی از زندان آزاد شد برخورد با کاهش فرکانس اما افزایش تاثیر ( به عنوان آنها به بزرگتر ) که باعث تبخیر از عناصر فرار ، اما آن را عناصر دیر گداز از قبیل را تحت تاثیر قرار نمی هافنیم و تنگستن .

آن است که اساسا روشن است که دقیقا چه مقدار هافنیم و تنگستن در زمین هستند . اگر چه غلظت مطلق ممکن است تا حدودی به دلیل از دست دادن عناصر فرار افزایش یافته است ، نسبت HF / W باید در مورد همان در زمین آن را به عنوان در بدوی، فرآوری نشده مواد سیستم خورشیدی است . برخی از شهاب سنگ ها بسیار ابتدایی شده اند با بافت نشان می دهد که آنها هرگز بخشی از یک سیاره بزرگ مذاب بودند ، و با ترکیبات شیمیایی قابل ملاحظه ای شبیه به استنباط خورشید بر اساس اندازه گیری های طیفی ( اگر کمک هزینه برای از دست دادن فرار بسیار سبک ساخته شده است عناصر، مانند هیدروژن و هلیم ، از شهاب سنگ ) . این شهاب سنگ خاص ابتدایی نمونه شهاب سنگ نامیده می شود، و آنها یک نمونه مرجع برای نسبت HF / W متوسط ​​و تنگستن ترکیب ایزوتوپی از منظومه شمسی و زمینارائه شده است . متاسفانه، به دلیل مشکلات تحلیلی ، آن را به حال ممکن است برای اندازه گیری تنگستن ترکیب ایزوتوپی از نمونه شهاب سنگ به منظور کشف آنچه تنگستن ترکیب ایزوتوپی از کل زمین باید . در حالی که ترکیب ایزوتوپی از تنگستن موجود در سطح زمین در حال حاضر شناخته شده بود، که ارزش لزوما نماینده از کل زمین ، آنجا که این هسته می تواند بسته به زمانی که آن را تشکیل متفاوت باشد . بدون دانش تنگستن ترکیب ایزوتوپی از نمونه شهاب مرجع برای کل زمین ، آن را غیر ممکن می دانم این بود که آیا تنگستن ترکیب ایزوتوپی موجود در سطح زمین همان است که برای کل زمین و یا اینکه آیا آن را تحت تاثیر قرار گرفت تشکیل هسته .

 

تشکیل هسته

اگرچه حرارت و از دست دادن مواد فرار نسبت هافنیم به تنگستن در زمین به عنوان یک کل ، تبعیض نژادی مهم دیگری که در سیارات و سیارات منظومه شمسی اولیه صورت گرفت را تحت تاثیر قرار می توانست تا حد زیادی تحت تاثیر این نسبت در داخل . جدایی از فلز ( یا مایع فلزی ) از سنگ سیلیکات ( یا ماگما ) به نظر می رسد به یک فرایند در اوایل بسیار معمول بوده است . دو عنصر فراوان در زمین اکسیژن و آهن . از مطالعات شهاب سنگ nonprimitive ها ( achondrites سیلیکات و آهن ) شناخته شده است که جدایی از مقادیر زیادی از مایعات غنی از آهن فلزی در هر دو مقیاس کوچک و بزرگ صورت گرفت . در مورد دومی آهن مایع بسیار متراکم ، به سوی مرکز این سیاره یا protoplanet حل و فصل و تشکیل یک هسته فلزی است . هسته زمین در عمق 2900 کیلومتر ( 1800 مایل ) است ، و هنوز هم تا حدودی مذاب به دلیل گرمایش رادیواکتیو ، حتی 4.5 میلیارد سال پس از تشکیل زمین .

تنگستن فلزی است که تمایل به جایگزین به فاز آهن و یا غنی از آهن و یا مایعات خود است ، بنابراین، هنگامی که فلز تفکیک جنسیتی اعمال به تشکیل هسته زمین ، آن گنجانیده شده بیش از 90 ٪ از تنگستن زمین . هافنیم ، با این حال ، به آهن ، ترکیبات آهن، و یا مایعات آنها متناسب نیست . در عوض ، این امر منجر به سنگ سیلیکات و ماگما ، مانند کسانی که به ساخت تا گوشته و پوسته زمین ( بیرونی 2900 کیلومتر یا 1800 مایل ) به جای . به همین دلیل، نسبت هافنیم به تنگستن در زمین سیلیکات است در حدود 20 برابر بیشتر از ارزش خود را برای زمین به عنوان یک کل ، در حالی که نسبت در هسته تقریبا صفر است . از آنجا که نسبت HF / W از زمین سیلیکات بسیار بالا نسبت به ماده اولیه که از آن زمین ساخته شده بود ، باید آن را تولید تنگستن بسیار پرتوزا ( غنی در سال 182W ) اگر هسته در طول عمر 182Hf است تشکیل شده است ( به طور موثر حدود 50 میلیون سال)، نسبت به کل زمین یا که در ابتدایی مواد سیستم خورشیدی مانند نمونه شهاب سنگ است .

 

تعیین سن از هسته

مقایسه بین تنگستن ترکیب ایزوتوپی از زمین سیلیکات (فلز تنگستن مشترک ) و نمونه شهاب سنگ نشان می دهد که هسته زمین نسبت به آغاز منظومه شمسی شکل گرفته است . بعد از هسته شکل گرفته و نسبت HF / W از زمین سیلیکات افزایش یافته است، کمتر خواهد بود تنگستن اثر ایزوتوپی از تجزیه رادیواکتیو از هافنیم در تنگستن ترکیب ایزوتوپی زمین سیلیکات باقی مانده است . این به این خاطر بیش از 182Hf فاسد به تنگستن . مقدار نسبی 182Hf به 180Hf پایدار ومقدار نسبی 182W 184W nonradiogenic است توسط معادله زیر، که در آن CF اشاره به زمان تشکیل هسته ، BSE به زمین سیلیکات فله ، و CHOND نمونه شهاب سنگ مرتبط است. از آنجا که این پدیده از تجزیه رادیواکتیو، یک معادله حاوی ΔT ، مقدار زمانی است که از آغاز منظومه شمسی سپری شده است ، می توان به دست آورد ، به طوری که ΔT را می توان در شرایط شناخته شده و قابل اندازه گیری نسبتهای ایزوتوپی مشخص شده است .

 

روش جدید

پتانسیل گاه شماری هافنیم تنگستن برای سالهای زیادی شده است به رسمیت شناخته شده است. با این حال ، تا همین اواخر هیچ راهی برای اندازه گیری های ایزوتوپی تنگستن وجود دارد . تنگستن دارای یک تابع کار بالا و اولین پتانسیل یونیزاسیون بسیار بالا ( 7.98 V) . بنابراین، بسیار دشوار است برای تولید یک بخش کافی یونهای نسبت به اتم های خنثی برای اندازه گیری فراوانی درطیف سنج جرمی مدرن با دقت بالا است . با این حال ، یک تکنیک جدید برای تنگستن موفقیت یونیزان توسعه داده شده است . این با استفاده از یک منبع پلاسما استقرایی همراه متصل به دقت بالا چند جمع آوری طیف سنج جرمی است . در این روش ، شناخته شده به عنوان چند کلکتور استقرایی همراه پلاسما طیف سنجی جرمی (MC - ICPMS ) ، بلافاصله به تعیین دقت بالا از تنگستن ترکیب ایزوتوپی در مواد زمین شناسی استفاده شود. تنگستن ترکیب ایزوتوپی از زمین سیلیکات و نمونه شهاب سنگ یکسان است . این در حال حاضر به دقت بسیار بالا شناخته شده است. بنابراین ، تشکیل هسته و افزایش در نسبت HF / W هیچ تاثیری بر تنگستن ترکیب ایزوتوپی از زمین سیلیکات بود. این که مورد ، این عوارض جزء به جزء شیمیایی باید در اواخر سال تاریخ زمین رخ داده است ، پس از تمام 182Hf ها تا به حال در حال حاضر فاسد . برای اولین بار آن را برای برخی شناخته شده است که هس