Ru change cc: CHANGE.CC — Automated electronic exchanger Bitcoin, Litecoin, Ethereum, Yandex.Money, Perfect Money, Visa/MasterCard

Abstract

После корректировки на эффекты воздействия космических лучей, аномалии нуклеосинтетических изотопов Mo и Ru в железных метеоритах, по крайней мере, из девяти различных родительских тел, сильно коррелированы, что согласуется с переменным истощением компонентов нуклеосинтеза процесса s . В отличие от предыдущих исследований, новые результаты не показывают значительных отклонений от единой тенденции корреляции. В уточненной космической корреляции Mo – Ru очевидно различие между неуглеродистой (NC) группой и углеродистой хондритной (CC) группой.Члены группы NC характеризуются изотопным составом, отражающим переменное истощение процесса s . Члены группы CC, анализируемой здесь, образуют плотный кластер и имеют наибольшее количество изотопов Mo и Ru, обедненных процессом s, , причем изотопы Mo также слегка обогащены вкладом в процесс r и, возможно, p . Это указывает на то, что небулярная зона питания родительских тел группы NC характеризовалась Mo и Ru с переменным вкладом в процесс s , но с двумя элементами, всегда смешанными в одинаковых пропорциях.Образцы родительских тел CC, отобранные здесь, напротив, были получены из зоны питания туманности, которая была смешана до однородного изотопного состава Mo-Ru, обедненного процессом s .

Шесть образцов молибденита, четыре ледниковых диамиктита и два базальта океанических островов были проанализированы, чтобы установить предварительные ограничения на средний изотопный состав Мо в массивной силикатной Земле (BSE). Объединенные результаты дают среднее значение μ ⁹⁷ Mo +3 ± 6. Это значение в сочетании с ранее сообщенным значением μ ¹⁰⁰ Ru +1 ± 7 для BSE указывает на то, что изотопный состав BSE попадает как раз на уточненную космическую корреляцию Mo – Ru.Перекрытие BSE с корреляцией означает, что имела место однородная аккреция сидерофильных элементов для окончательной аккреции от 10 до 20% массы Земли. Единственные известные космохимические материалы с изотопным соответствием BSE в отношении Mo и Ru — это некоторые члены комплекса железных метеоритов IAB и энстатитовые хондриты.

Ключевые слова: аккреционная генетика, BSE, железные метеориты

1. Введение

Большинство массивных образцов метеоритов характеризуются аналитически хорошо разрешенными нуклеосинтетическими изотопными аномалиями в Мо (Burkhardt et al., 2011; Пул и др., 2017; Worsham et al., 2017) и Ru (Chen et al., 2010; Fischer-Gödde et al., 2015; Fischer-Gödde and Kleine, 2017). Оба эти элемента содержат изотопы, синтезированные с помощью процесса p ( ⁹² Mo, ⁹⁶ Ru и ⁹⁸ Ru), s -процесса ( ⁹⁶ Mo, ¹⁰⁰ Ru), r -процесс ( ¹⁰⁰ Mo, ¹⁰⁴ Ru), оба s — и r -процессы ( ⁹⁵ Mo, ⁹⁷ Mo, ⁹⁸ Mo, ⁹⁹ Ru, ¹⁰¹ Ru) или p -процесс с незначительным вкладом из s -процесса ( ⁹⁴ Mo).Эти внутриэлементные изотопные аномалии согласуются с переменным истощением компонентов процесса s относительно Земли (Dauphas et al., 2002a, 2002b; Burkhardt et al., 2011; Fischer-Gödde et al., 2015; Worsham et al., 2015; Worsham et al., 2002a, 2002b; Burkhardt et al., 2011; Fischer-Gödde et al., 2015; Worsham et al. др., 2017). Кроме того, Dauphas et al. (2004) обнаружили, что аномалии изотопного состава Mo и Ru в массивных метеоритах коррелированы, назвав это соотношение Mo – Ru «космической корреляцией». Наклон космической корреляции Mo-Ru совпадает с предсказанием нуклеосинтетической теории, если в разрозненные области туманности вносят переменные вклады s -процессные материалы (Dauphas et al., 2004). Причина нуклеосинтетической изотопной неоднородности в небулярном диске остается открытым вопросом. Это могло быть результатом избирательной термической обработки (Trinquier et al., 2009), неполного перемешивания пресолнечных зерен в солнечной туманности (Carlson et al., 2007) или поздней инъекции различных нуклеосинтетических компонентов (Bizzarro et al., 2007). Независимо от механизма, ответственного за изотопную неоднородность, существование космической корреляции Mo-Ru требует, чтобы нуклеосинтетические компоненты этих двух элементов обрабатывались и смешивались в солнечной туманности аналогичным образом.

Предыдущие исследования отметили, что оценка изотопного состава Mo и Ru в массивной силикатной Земле (BSE) находится на одном конце космической корреляции Mo – Ru (Dauphas et al., 2004; Fischer-Gödde et al., 2015) . Это примечательно, потому что бюджеты Mo и Ru BSE, вероятно, были установлены на разных стадиях планетарной аккреции (Dauphas et al., 2004). Молибден является умеренно сидерофильным элементом (MSE), и, следовательно, значительная часть его бюджета была установлена ​​за счет разделения силикатов металлов под высоким давлением во время последних ~ 10-20% земной аккреции (Li and Agee, 2001; Dauphas et al., 2002c; Правитель, 2011). Напротив, баланс Ru в земной мантии, наряду с другими высоко сидерофильными элементами (HSE), вероятно, был установлен в результате поздней аккреции, процесса, который произошел после прекращения формирования ядра. Обычно предполагается, что поздняя аккреция добавила в мантию материал хондритового состава, составляющий минимум ~ 0,5 мас.% От массы Земли (Kimura et al., 1974; Chou, 1978). Если относительное время установления бюджетов Mo и Ru в BSE было компенсировано таким образом, то наблюдение, что Земля находится на корреляции или около нее, подразумевает, что не было никаких серьезных изменений в зоне питания аккрецирующих материалов во время последней фазы. От 10 до 20% аккреции (Dauphas et al., 2004).

Важный вопрос, который возник из опубликованных космических корреляций Mo – Ru, заключается в том, отражает ли разброс этих корреляций разделение изотопных составов Mo и Ru в туманности? В качестве альтернативы, разброс может отражать разделение изотопных составов Mo и Ru из-за проблем с отбором проб, которые могут возникнуть при сборе данных изотопов Mo и Ru из различных частей и при переваривании проб метеоритов. Все корреляции, опубликованные на сегодняшний день, основаны на комбинированных наборах данных, для которых данные изотопов Mo и Ru для метеорита были собраны из разных частей метеорита, которые были переработаны с использованием различных методов (Dauphas et al., 2004; Fischer-Gödde et al., 2015). Этот подход не учитывает неоднородность внутри пробы, которая может возникнуть при отборе проб железных метеоритов с переменной историей воздействия космических лучей (CRE) или термически неравновесных хондритов. Следовательно, представленные изотопные данные Mo – Ru могут не отражать истинный изотопный состав Mo – Ru рассматриваемого материнского тела. Кроме того, опубликованные исследования включают только два несгруппированных метеорита и небольшое количество редких групп метеоритов, что ограничивает масштабы исследуемой туманности.

Здесь эти вопросы решаются путем повторного изучения космической корреляции Mo-Ru посредством анализа изотопных составов Mo и Ru с поправкой на CRE, полученных из тех же растворений или растворений соседних частей (<2 см друг от друга) для двадцати трех железные метеориты. Изучаемые метеориты относятся к четырем основным магматическим группам: железный метеорит группы IC, «немагматический» железный метеоритный комплекс IAB и четыре несгруппированных железных метеорита (таблица дополнительных материалов SM1a). Изотопные составы большинства железных метеоритов, вероятно, являются репрезентативными для их соответствующих родительских тел, учитывая сидерофильную природу Mo и Ru, а также происхождение большинства железных метеоритов в виде ядер планетезималей или металла, отделенного от больших объемов расплавов ударного происхождения.Потенциальные проблемы, связанные с неоднородностью образца из-за неадекватной поправки на эффекты CRE, также рассматриваются здесь путем сбора данных изотопов Mo, Ru и Os (определяемых как дозиметр CRE; Walker, 2012; Worsham et al., 2017) из растворения одного и того же образца или соседних частей. Мы также сообщаем данные изотопов Mo для ряда земных материалов, чтобы предоставить предварительную оценку состава BSE, чтобы определить, как он связан с космической корреляцией.

2. Образцы

Уоррен (2011) разделил метеориты на углеродистые хондриты (CC) и неуглеродистые (NC) генетические группы на основе изотопной дихотомии, наблюдаемой для O, Ti, Cr и Ni. Это исследование пришло к выводу, что метеориты из двух групп образовались в разных частях солнечной туманности. Kruijer et al. (2017) предположили, что области NC и CC были разделены в начале истории Солнечной системы из-за присутствия прото-Юпитера. Изотопные композиции молибдена особенно полезны для разрешения наследия CC и NC (Budde et al., 2016; Пул и др., 2017; Worsham et al., 2017). Метеориты можно разделить на эти группы в зависимости от относительного вклада p, -, r — и s — технологического материала. Обе группы обладают дефицитом процесса s , тогда как члены группы CC имеют дополнительный избыток процесса r (и, возможно, p -процесс). Следовательно, метеориты группы CC падают по отдельной линии смешения процессов s , которая смещена от линии смешения процессов s , на которую падают все метеориты NC ().Группа CC включает каменные углистые хондриты, а также некоторые железные метеориты, что указывает на то, что генетическая классификация NC / CC применима как к железным, так и к каменным метеоритам (например, Warren, 2011; Budde et al., 2016). В настоящем исследовании проанализированы образцы как из группы CC (IVB, Chinga, Dronino и Tishomingo), так и из группы NC (IAB, IIAB, IIIAB, IVA, IC и Gebel Kamil). Некоторые изотопные данные Mo для железных метеоритов ранее сообщались в Worsham et al. (2017), и здесь они дополнены данными для дополнительных выборок.

μ ⁹⁴ Мо и . μ ⁹⁵ Mo для метеоритов групп NC (красное поле) и CC (синее поле). Вариации соотношений изотопов Mo обусловлены переменным обеднением компонента процесса s и отклонениями в относительных количествах компонентов процесса r — и s . Включения алюминия Allende типа B (CAI) зеленого цвета, вероятно, имеют более высокую долю материала, полученного из процесса r . Сплошная черная линия представляет собой линию смешения между чистым компонентом, обедненным процессом s (наземный) и компонентом, обогащенным процессом s (SiC), рассчитанным с использованием уравнений Dauphas et al.(2004) и композиция процесса s Arlandini et al. (1999). Поля данных построены с использованием данных Burkhardt et al. (2011), Budde et al. (2016) и Worsham et al. (2017). (Для интерпретации ссылок на цвет в легенде этого рисунка читатель может обратиться к веб-версии этой статьи.)

На основе химических и изотопных данных в исследуемом здесь наборе образцов представлены как минимум девять различных родительских тел. Так называемые «магматические» группы IIAB, IIIAB, IVA, IVB и, возможно, IC-утюги, были получены путем фракционной кристаллизации металлических расплавов (например.г., Скотт и Вассон, 1975). Эти группы представляют собой пять отдельных родительских тел, основанных на их абсолютном и относительном содержании сидерофильных элементов, модельном возрасте W и различном изотопном составе Mo и Ru (Scott, Wasson, 1975; Goldstein et al., 2009; Burkhardt et al., 2011; Kruijer et al., 2014; Fischer-Gödde et al., 2015). Метеориты из так называемого «немагматического» комплекса железных метеоритов IAB отличаются от магматических железных метеоритов тем, что большие вариации в их составах основных и редких элементов не могут быть объяснены фракционной кристаллизацией металлического расплава.Вместо этого они могли образоваться в виде образовавшихся в результате ударов пулов металлических расплавов в хондритовых материнских телах (например, Wasson and Kallemyn, 2002; Worsham et al., 2016a). Основываясь на содержании HSE и систематике изотопов Mo – W – Os, железный метеоритный комплекс IAB отбирает по крайней мере четыре различных родительских тела (Worsham et al., 2016a, 2017), одно из которых состоит из метеоритов из основной группы (MG) и подгруппа sLL, составляет часть настоящего набора примеров.

Негруппированные железные метеориты Чинга, Дронино, Гебель Камил и Тишинго имеют различный состав сидерофильных элементов (например,г., Honesto et al., 2006; Кэмпбелл и Хумаюн, 2012). Каждый метеорит химически уникален, поэтому классифицировать их как магматические или немагматические — проблематично. Основываясь на химических различиях сидерофильных элементов, таких как Ni, Ga и Ir, предыдущие исследования пришли к выводу, что разгруппированные метеориты, вероятно, произошли от разных родительских тел, которые отличались друг от друга, а также от известных групп железа (например, Wasson et al. др., 1989).

Для оценки изотопного состава Ru мантии Земли Fischer-Gödde et al.(2015) сообщили об изотопном составе Ru земного хромитита из Шетландского офиолитового комплекса. Впоследствии Bermingham and Walker (2017) сообщили об оценке изотопного состава Ru океанической мантии, который, вероятно, является репрезентативным для BSE, по измерениям тринадцати различных офиолитовых хромититов и зерен сплава Os-Ir-Ru, из которых было отобрано восемь различных, в основном Фанерозойские, мантийные домены (таблица SM1b). Было обнаружено, что изотопный состав этих материалов в пределах аналитических погрешностей идентичен раствору эталонного материала, используемому в качестве стандарта при исследованиях метеоритного Ru.Хромититы и зерна сплава не содержат достаточного количества Мо для получения соответствующих высокоточных изотопных данных Мо.

Чтобы в целом оценить изотопный состав Mo BSE, мы приводим изотопные данные Mo для шести фанерозойских молибденитов из пяти различных местонахождений: двух архейских (коронация и Мозаан), одного палеопротерозоя (Макганен), одного неопротерозоя (Покателло) и один палеозойский (Запад Двика) ледниковый диамиктититовый композит и два современных океанических островных базальта (один с Канарских островов и один с Гавайев) (таблица SM1c).Молибдениты имеют гидротермальное происхождение и представляют собой разнообразные среды образования молибденита (Pietruszka et al., 2006). Учитывая диапазон масс-зависимых изотопных составов Мо, представленных в этих образцах (Pietruszka et al., 2006), этот набор позволяет оценить, соответствуют ли изотопные вариации, зависящие от массы, с вариациями, не зависящими от массы. Диамиктиты ранее использовались для оценки эволюции состава верхней континентальной коры (UCC; Gaschnig et al., 2016), и используются здесь для оценки соответствующего изотопного состава Mo в UCC во времени. Учитывая, что континентальная кора в конечном итоге произошла от мантии, диамиктиты также должны обеспечивать запись изотопного состава Mo верхней мантии. Также сообщается об изотопном составе Mo недавно извергнутых базальтов океанических островов Ла-Пальма (LP15) и Гавайев (Loihi LO-02–04). Определено, что некоторые базальты Loihi имеют аномальный изотопный состав ¹⁸² W, что позволяет предположить, что источником этих базальтов, вероятно, является материал из глубокой мантии (Mundl et al., 2017). И наоборот, базальты Ла-Пальмы характеризуются нормальным изотопным составом ¹⁸² W (Touboul, Walker, 2012). В совокупности данные по молибдениту, диамиктиту и базальту усредняются для получения предварительной оценки состава BSE.

3. Методы

Выделение и очистка осмия, Ru и Mo Химические и аналитические методы описаны в Walker (2012), Bermingham et al. (2016) и Worsham et al. (2016b, 2017) соответственно. Вкратце, железные метеориты переваривали в 8 M HCl при ~ 140 ° C, и полное растворение железных метеоритов было достигнуто через ~ 48 часов.Силикаты, присутствующие в некоторых железных метеоритах IAB, не растворились; однако неполное растворение этих фаз вряд ли повлияет на изотопный состав объемного образца Mo и Ru, учитывая очень низкое относительное содержание сидерофильных элементов в силикатах по сравнению с металлической фазой и отсутствие предсолнечных фаз. После растворения раствор делили на отдельные аликвоты для выделения и очистки Mo, Ru и Os. Были некоторые образцы, изотопные составы которых были взяты из Mo, Ru, Os на соседних участках (<2 см), и они отмечены в Таблице SM1a.

Молибдениты были выделены из тех же ручных образцов, которые использовались в работе Pietruszka et al. (2006). Молибдениты растворяли в концентрированной смеси HNO ₃ : HCl (2: 3) царской водки в течение трех дней при ~ 120 ° C. Полное растворение этих образцов не было достигнуто для всех образцов; однако не ожидается, что это вызовет сдвиг в изотопном составе, поскольку фазы, в которых находятся сидерофилы, вероятно, растворились во время этой обработки. После растворения раствор очищали от Мо согласно Worsham et al.(2017), где потребовалась только первая анионообменная колонка из-за высокой чистоты Mo перевариваемых образцов. Ледниковые диамиктиты и базальт Ла-Пальма были обработаны в соответствии с Worsham et al. (2017). Вкратце, порошки растворяли в концентрированной смеси HF: HNO ₃ (5: 1) при ~ 150 ° C в течение 5 дней. Полное растворение этих образцов достигнуто не было; однако не ожидается, что это вызовет сдвиг в изотопном составе, поскольку фазы, в которых находятся сидерофилы, вероятно, растворились во время этой обработки.Образец базальта океанических островов LO-02–04 был переварен согласно Touboul and Walker (2012). Этот образец был обработан для выделения и очистки W (согласно Archer et al., 2017), в ходе которого также был выделен Мо. Последующая очистка Mo была завершена согласно Worsham et al. (2017).

Изотопные составы Mo, Ru и Os были измерены с помощью термоионизационных масс-спектрометров (TIMS) Thermo Fisher Triton и Triton Plus , работающих в режиме отрицательной ионизации на факультете геологии Университета Мэриленда (по материалам Walker, 2012 ; Bermingham et al., 2016; Worsham et al., 2016b). Каждый прибор был оснащен девятью чашками Фарадея, семь из которых использовались для измерения семи изотопов Mo или Ru или шести изотопов Os в виде триоксидов (MoO ₃ ^— , RuO ₃ ^— или OsO _{). 3} ^— ) с использованием метода измерения одной статической линии. Представленные данные были сокращены с использованием одного из двух различных протоколов восстановления. В одном протоколе использовался предполагаемый изотопный состав кислорода (полученный из Nier, 1950) для коррекции интерференции оксидов, в то время как другой протокол основывался на прямом измерении изотопного состава кислорода («метод восстановления Ниера» и «метод измерения восстановления кислорода», соответственно; Уокер, 2012; Бермингем и др., 2016; Worsham et al., 2016b; Бермингем и Уокер, 2017). Последняя схема снижения стала доступной примерно в середине этого исследования с добавлением 10 ¹² Ом и 10 ¹³ Ом резисторных усилителей к Triton Plus . Это позволяло осуществлять прямой мониторинг изотопного состава кислорода в процессе эксплуатации путем измерения ¹⁰⁰ Mo ¹⁸ O ¹⁶ O ₂ ^— (для Mo) или ¹⁰⁴ Ru ¹⁸ O ¹⁶ O ₂ ^— (для Ru) (см. Bermingham et al., 2016; Worsham et al., 2016b). Данные по изотопу рутения были скорректированы с использованием либо «метода восстановления Ниера», либо «метода измеренного восстановления кислорода». Данные по изотопам молибдена были скорректированы с использованием «метода измеренного восстановления кислорода», а данные изотопов Os были скорректированы с учетом влияния оксидов с использованием «метода восстановления Ниера». Все данные были скорректированы для инструментального массового фракционирования с использованием экспоненциального закона и ⁹⁸ Mo / ⁹⁶ Mo 1.453171 (Лу и Масуда, 1994) и ⁹⁹ Ru / ¹⁰¹ Ru ≡0.745075 (Chen et al., 2010) или ¹⁹² Os / ¹⁸⁸ Os ≡ 3,08271 (Allègre and Luck, 1980) в качестве соответствующего нормализующего отношения. Для описания изотопных составов используется обозначение μ , которое соответствует отклонению изотопного отношения образца относительно среднего отношения, измеренного для повторного анализа стандарта Alfa Aesar для этой аналитической кампании, в частях на миллион:

μxMosample = [(96xMo) образец (96xMo) стандарт − 1] × 106

μxRusample = [(101xRu) sample (101xRu) standard − 1] × 106

μxOssample = [(188xOs) образец (188xOs) стандарт− 1] × 106

В этом исследовании использовались одноэлементные плазменные стандартные растворы Mo и Ru Alfa Aesar Specpure ^® собственного производства, а также стандарт Johnson Matthey Os.Для Mo повторные измерения стандарта дали внешнюю воспроизводимость для μ ⁹² Mo, μ ⁹⁴ Mo, μ ⁹⁵ Mo, μ ⁹⁷ Mo и μ ¹⁰⁰ Mo в диапазоне от ± 76, ± 27, ± 15, ± 7, ± 20 до ± 107, ± 37, ± 23, ± 5, ± 32 (2SD), соответственно, с использованием «метода измеренного восстановления кислорода». Для μ ⁹⁶ Ru, μ ⁹⁸ Ru, μ ¹⁰⁰ Ru, μ ¹⁰² Ru, μ ¹⁰⁴ Ru, повторные измерения стандарта с использованием “Nier метод редукции »обеспечил внешнюю воспроизводимость для различных кампаний измерений в диапазоне от ± 61, ± 144, ± 6, ± 29, ± 30 до ± 65, ± 182, ± 15, ± 54, ± 88 (2SD), соответственно.Используя измеренный изотопный состав кислорода, внешняя воспроизводимость варьировалась от ± 51, ± 109, ± 7, ± 40, ± 63 до ± 80, ± 162, ± 14, ± 48, ± 39 (2SD). В целом более низкая точность для μ ⁹⁶ Ru, μ ⁹⁸ Ru, μ ¹⁰² Ru и μ ¹⁰⁴ Ru при использовании измеренного изотопного состава кислорода отражает неучтенный эффект в схеме кислородной коррекции (Bermingham et al., 2016; Bermingham, Walker, 2017). Хотя это и нежелательно, это не имеет отношения к данному исследованию, поскольку оно сосредоточено на изотопе ¹⁰⁰ Ru только изотопного процесса s , который измеряется с наивысшей и примерно одинаковой точностью с использованием обоих методов.Для Os повторные измерения стандарта генерировали внешнюю воспроизводимость (2SD) для различных измерительных кампаний в диапазоне от мкм ¹⁸⁹ Os ± 3 до ± 7 и мкм ¹⁹⁰ Os ± 6 до ± 13.

4. Результаты

4.1. Железные метеориты и схемы коррекции CRE

Воздействие космических лучей может изменить изотопный состав метеорита, при этом величина эффектов зависит от сечений захвата нейтронов и резонансных интегралов соответствующих изотопов, а также от глубины от поверхности откуда взят образец.Поправки на такие эффекты особенно важны для железных метеоритов, учитывая, что значительные изменения изотопного состава Ru и Mo могут быть результатом длительного воздействия, характерного для некоторых железных метеоритов (Fischer-Gödde et al., 2015; Worsham et al., 2017 ). Основная проблема с опубликованными данными космической корреляции Mo – Ru заключается в том, что ни одна из данных, использованных в исходной корреляции, не была исправлена ​​на эффекты CRE (Dauphas et al., 2004), и только данные Ru были скорректированы при последующем повторном исследовании корреляция (Fischer-Gödde et al., 2015). Следовательно, часть разброса в опубликованных корреляциях может отражать нескорректированные эффекты космических лучей. Fischer-Gödde et al. (2015) отметили, что, хотя они обнаружили, что группы IID и IVB должны быть смещены от космической корреляции Mo – Ru, изотопные данные Ru и дозиметрические данные не всегда собирались на одних и тех же частях метеоритов, и данные изотопов Mo не корректировались. для эффектов CRE. Это исследование рекомендовало, чтобы будущие исследования сочетали высокоточные дозиметрические измерения Mo, Ru и CRE (Pt или Os) на одних и тех же кусках чугуна из этих групп, чтобы определить, являются ли смещения точным отражением изотопного состава родительских тел.

Для получения точных изотопных составов Ru и Mo перед экспонированием для образцов железного метеорита необходимо проанализировать эти элементы и использовать соответствующий дозиметр нейтронов из того же или соседнего фрагмента метеорита, учитывая, что эффекты CRE могут изменяться с глубиной на небольших расстояниях в метеорит (Eugster et al., 2006; Markowski et al., 2006). Здесь Os используется в качестве подходящего дозиметра нейтронов для сидерофильных элементов, потому что этот HSE не регистрирует аномалии нуклеосинтетических изотопов в железных метеоритах, а также в некоторых изотопах Os (например.g., ¹⁸⁹ Os) обладают большими сечениями захвата нейтронов и резонансными интегралами (Mughabghab, 2003; Walker, 2012; Worsham et al., 2017). Путем корреляции μ ¹⁸⁹ Os vs . μ ^x Mo или μ ¹⁰⁰ Ru, состав группы метеоритов перед экспонированием может быть определен из точки пересечения результирующего тренда, где μ ¹⁸⁹ Os = 0 (рис. SM2), называемая здесь составом «предэкспозиционной группы, полученной из перехвата» (Bermingham and Walker, 2017; Worsham et al., 2017). Неопределенности, связанные с этими составами CRE, определяются как степень огибающей ошибки при мкм ¹⁸⁹ Os = 0 для тренда, созданного с помощью программы ISOPLOT (Ludwig, 2003) согласно Bermingham and Walker (2017) и Worsham et al. al. (2017). Этот подход был использован для расчета изотопного состава Mo с поправкой на CRE и μ ¹⁰⁰ Ru группы железных метеоритов IAB MG-sLL (Bermingham, Walker, 2017). Было высказано предположение, что подгруппа MG и sLL произошла от одного и того же родительского тела в результате расплавов, образовавшихся в результате удара при температуре ~ 4.6–3,5 млн. Лет и ~ 5,4 млн. Лет соответственно по включениям кальция и алюминия (CAI) (Wasson, Kallemeyn, 2002; Worsham et al., 2017; Hunt et al., 2018), что делает целесообразным объединение изотопных составов этих группы, чтобы определить состав одной группы перед экспонированием.

Поправки CRE, полученные на основе перехвата, нельзя использовать для несгруппированных железных метеоритов, потому что нет других метеоритов, которые, как можно предположить, имели такой же состав до экспонирования, с помощью которого можно было бы определить тенденцию.Также нельзя использовать метод перехвата для некоторых магматических железных метеоритов, где не было достаточно большого диапазона в μ ¹⁸⁹ Os vs . μ ^x Mo или μ ¹⁰⁰ Ru групповые тренды для получения столь же устойчивого наклона, как определено группой IAB (MG-sLL). Вместо этого составы отдельных метеоритов с поправкой на CRE были определены путем проецирования значений μ ^x Mo или μ ¹⁰⁰ Ru на значение μ ¹⁸⁹ Os, равное нулю, с использованием линейного уравнения и четко определенные наклоны μ ¹⁸⁹ Os vs . μ ^x Mo или μ ¹⁰⁰ Ru, здесь называется составом «предэкспозиционный наклон, полученный на основе наклона» (согласно Qin et al., 2015; Worsham et al., 2017). Затем наиболее точные и четко определенные уклоны использовались для корректировки индивидуальных составов метеоритов. В этом случае наклоны группы метеоритов IAB MG-sLL были применены для расчета составов до экспонирования для метеоритов IC, IIAB, IIIAB, IVA, IVB и разгруппированных метеоритов (рис. SM2). Неопределенности, показанные для отдельных метеоритов, представляют собой 2SD стандартов (где n = от 1 до 2) или образцов (где n = от 2 до 3), или 2SE образцов (когда n ≥ 4), распространяемых через расчет поправки CRE с учетом погрешностей измерений и уклонов.Для образцов, где n = 2, использовался больший 2SD стандартов или образцов. Для магматических групп индивидуальные составы метеоритов были впоследствии усреднены для получения группового состава, а неопределенности средних составов магматических групп железа определены как 2SD индивидуальных составов метеоритов каждой группы. CRE-скорректированные изотопные составы μ ⁹⁷ Mo и μ ¹⁰⁰ Ru для образцов и групп, проанализированных здесь, представлены в.Данные по изотопам Os, собранные в ходе этого исследования, представлены в дополнительных материалах (таблица SM3). Из-за отсутствия корреляции между μ ¹⁸⁹ Os и μ ⁹⁶ Ru, μ ⁹⁸ Ru, μ ¹⁰⁰ Mo, μ ¹⁰² Ru или μ ¹⁰⁴ Ru, эти изотопы не исправлены на эффекты CRE. Не скорректированные данные Mo и Ru по воздействию космических лучей показаны в таблицах SM4 и SM5, а скорректированные данные CRE для изотопов Mo μ ^92,94,95 представлены в таблице SM4b и на рис.SM4c.

Таблица 1

Поправка на экспозицию космических лучей μ ⁹⁷ Mo и μ ¹⁰⁰ Ru значения для железных метеоритов. n относится к количеству анализов множественных нагрузок на разные волокна материала одного химического состава.

Изученные здесь пробы из группы CCinga (IV Dishrono, IV Dishrono) имеют более высокие μ ⁹⁷ Mo (~ + 53) и более низкие μ ¹⁰⁰ Ru (~ −108), чем метеориты NC (IC, IIAB, IIIAB, Gebil Kamil).Поразительно, что анализируемые здесь метеориты группы СС характеризуются изотопным составом Mo и Ru, которые с точностью до неопределенности неотличимы друг от друга. Напротив, состав метеоритов группы NC меняется в соответствии с переменным обеднением компонента процесса s . Ограниченный изотопный состав Mo и Ru в образцах CC указывает на то, что небулярная зона питания для четырех химически различных родительских тел, представленных здесь, возникла из изотопически гомогенизированной области солнечной туманности, характеризующейся значительным обеднением компонентов процесса s по сравнению с метеориты BSE и NC.Более того, быстрая гомогенизация некоторых материалов в области питания туманностей CC должна была произойти в самом начале истории Солнечной системы, учитывая модельный возраст сегрегации металлов ¹⁸² W для родительского тела IVB <3 млн лет после образования CAI (Kruijer et al., 2014).

Однако не все метеориты группы СС, очевидно, образовались из изотопически гомогенизированной области солнечной туманности. Например, Poole et al. (2017) сообщили, что члены группы железных метеоритов IIC имеют μ ⁹⁴ Mo и μ ⁹⁵ Mo изотопный состав, соответствующий группе CC, но обладают более аномальным изотопным составом μ ⁹⁷ Mo (+82), чем железные метеориты IVB (+49).Это указывает на то, что имело место неоднородное распределение технологического материала r, и / или p , по меньшей мере, в одной части зоны подачи CC. Однако все измеренные на сегодняшний день железные метеориты CC обладают наиболее аномальным изотопным составом Mo и Ru, зарегистрированным в массивных образцах метеоритов.

Процессы, вызывающие крайне аномальный изотопный состав Mo и Ru в железных метеоритах группы CC, могут включать в себя более интенсивную термическую обработку предсолнечных предшественников зерна группы, что приводит к большему истощению процесса s по сравнению с материалами-предшественниками, отобранными железом метеориты группы NC.В этом случае высокая степень термической обработки небулярных материалов потенциально могла удалить все, кроме наиболее термически стабильных носителей изотопов Mo и Ru, тем самым приводя к получению более однородных, но также и более аномальных изотопных составов Mo и Ru в КК. резервуар. Термическая обработка материалов-прекурсоров до углеродистых хондритов была предложена ранее для учета, например, аномалий ⁴⁶ Ti и ⁵⁰ Ti (Trinquier et al., 2009).

Важно отметить, что ни NC, ни CC метеориты, проанализированные здесь, не попадают в корреляцию, в отличие от групп железа IID и IVB, которые наблюдаются на графике слева от линии смешения процессов s в ⁹² Mo vs . ¹⁰⁰ Ru корреляция, сообщенная Fischer-Gödde et al. (2015). Одной из возможных причин такого расхождения является отсутствие поправки CRE для изотопного состава Mo в Fischer-Gödde et al. (2015) исследование. Хотя поправки CRE для ⁹⁷ Mo невелики, Fischer-Gödde et al. (2015) использовали μ ⁹² Mo, который имеет более сильные эффекты CRE, для определения космической корреляции Mo – Ru. Dauphas et al. (2004) и Fischer-Gödde et al. (2015) также сообщили, что некоторые углеродистые хондриты (CB, CV, CM) существенно отклоняются от космической корреляции, предполагая, что линейная корреляция не может быть универсальной для всех родительских тел.Однако мы полагаем, что нецелесообразно рассматривать эти композиции как репрезентативные для их соответствующих родительских организмов. Углеродистые хондриты содержат метеоритные компоненты, которые демонстрируют крупные нуклеосинтетические изотопные аномалии Mo и Ru (например, CAIs; Chen et al., 2010; Burkhardt et al., 2011; Fischer-Gödde et al., 2015). Эти компоненты неоднородно распределены в родительском теле, что подтверждается их случайным распределением по шкале совокупной выборки. Различный отбор проб этих компонентов посредством анализа отдельных частей метеорита для анализа Mo и Ru может привести к изотопной изменчивости между образцами в масштабе валовой породы и, следовательно, к нерепрезентативному составу основной массы материнского тела.Кроме того, большие вариации изотопов Mo и Ru (± ~ 30 ppm) были зарегистрированы в слабокислых выщелачиваемых продуктах объемных хондритов горных пород (например, фракции выщелачивания L1 – L3; Burkhardt et al., 2012; Fischer-Gödde et al., 2015) , увеличивая спектр специфичного для нуклеосинтетических компонентов транспорта одного элемента относительно другого в родительском теле. Это означает, что изначально хорошо коррелированные изотопные составы Mo и Ru могли быть изменены в локальном масштабе за счет изменения водной среды в родительском теле. Эти элементы могут быть особенно чувствительны к таким изменениям, учитывая их множественные окислительно-восстановительные состояния и чувствительность к окислительно-восстановительным реакциям.Это предположение подтверждается отсутствием корреляции между изотопным составом Mo и Ru в кислых продуктах выщелачивания из Мерчисона (CM2) (Fischer-Gödde et al., 2014), а также значительной внутригрупповой неоднородностью данных изотопов Ru для массивных углеродистых хондритов. Фишер-Гёдде и Кляйне (2017): CM2 колеблется от μ ¹⁰⁰ Ru -48 до -93, CR2 колеблется от μ ¹⁰⁰ Ru −61 до -96, CO3 колеблется от μ ¹⁰⁰ Ru -36 до -125, а CV3 колеблется от μ ¹⁰⁰ Ru -60 до -140, где внешняя воспроизводимость повторного анализа эталонных образцов составляет ± 13 ppm (2SD).Такая изотопная изменчивость может также присутствовать в изотопном составе Mo углеродистых хондритов (Burkhardt et al., 2011), однако точность в этом исследовании была недостаточной для определения внутригрупповой изотопной изменчивости. Таким образом, μ ⁹⁷ Mo и μ ¹⁰⁰ Ru изотопные составы по крайней мере девяти родительских тел сильно коррелированы при использовании изотопных данных, которые с наибольшей вероятностью представляют состав родительских тел.

5.2. Неуглеродистые vs.изотопные составы углеродных групп в космической корреляции Mo – Ru

Было предложено, что групповой состав CC отражает смешение материалов, включающих переменные s — и r -процессные компоненты, что приводит к смещению его из группы NC ( Budde et al., 2016; Worsham et al., 2017). Построение изотопа процесса p ( ⁹⁴ Mo) против . изотоп, который имеет примерно равные вклады от процессов s — и r -процессов (например,g., ⁹⁵ Mo), показывает, что члены группы NC имеют изотопный состав Mo, который согласуется с переменным включением компонентов процесса s (). Группа CC, однако, немного смещена от линии микширования процессов NC s . Этот вывод согласуется с выводами Poole et al. (2017), которые предположили, что некоторые метеориты CC (группы IIC, IIIF и IVB) демонстрируют общий избыток изотопов процесса r и p по сравнению с изотопами процесса s .

Смещение группы CC от линии смешения процессов NC s может быть определено путем вычисления сдвига измеренного μ ⁹⁵ Mo от того, что было предсказано для данного состава μ ⁹⁴ Mo, на основе μ ⁹⁴ Mo vs . μ ⁹⁵ Соотношение Mo ( m = 0,59) определяется переменной s — процесс истощения в солнечной туманности (Dauphas et al., 2004). Это значение смещения называется «CAP μ » ( M ) в соответствии с терминологией изотопов кислорода:

M95Mo = μ95Measured − μ95Mos − process

где μ ⁹⁵ Mo _{измерено} — измеренный ⁹⁵ изотопный состав Mo образца и μ ⁹⁵ Mo _s-process — ⁹⁵ Mo изотопный состав s — компонент процесса, который попадает в линию смешения процессов NC s .На графике μ ⁹⁴ Mo vs . μ ⁹⁵ Mo, с использованием данных о железных метеоритах Worsham et al. (2017) группа CC сдвинута на M ⁹⁵ Mo = +19 ± 14 (где ошибка относится к средней ошибке, связанной с составом метеоритов, как определено Worsham et al., 2017). При построении изотопов, которые одинаково аномальны и имеют примерно равные вклады только от процессов s — и r ( ⁹⁵ Mo vs . ⁹⁷ Mo), однако смещение M ⁹⁷ Mo меньше, M ⁹⁷ Mo = +10 ± 5 (). Наблюдение, что смещение группы CC больше при построении изотопа процесса p , чем при построении изотопов процесса s и r , предполагает, что добавление компонента процесса p , а также Компонент процесса r является причиной смещения группы CC от линии смешения процесса NC s в пространстве изотопов Мо.

⁹⁵ Мо и . ⁹⁷ Mo (в миллионных долях) для метеоритов, которые группируются в две группы: группу NC (красная) и группу CC (синяя). Сплошная черная линия представляет собой линию смешения между чистым компонентом, обедненным процессом s (наземный) и компонентом, обогащенным процессом s (SiC), рассчитанным с использованием уравнений из Dauphas et al. (2004). Данные NC и CC взяты из этого исследования и Worsham et al. (2017). Данные по углеродистым хондритам (серый) и данные Allende CAI (зеленый) взяты из Burkhardt et al.(2011). (Для интерпретации ссылок на цвет в легенде этого рисунка читатель отсылается к веб-версии этой статьи.)

Если причиной изотопных различий между группой NC и группой CC является включение переменных s -, r — и p -процесс нуклидов, образцы из группы CC должны откладываться на наклоне Mo – Ru, который отражает переменное истощение чистого s -процессного материала в солнечной туманности. Например, с добавлением материала процесса r — и p образцы CC могут сместиться с линии процесса s в сторону более высоких и более изменчивых составов изотопов Мо, чем составы ¹⁰⁰ Ru, потому что s — и r -процесс изотопов Мо нанесены на график и . s — только процесс ¹⁰⁰ Ru. На μ ⁹⁷ Mo ( s — и r — процесс) против . Диаграмма μ ¹⁰⁰ Ru ( s -процесс), однако выборки из группы CC строятся в пределах ошибки космической корреляции Mo – Ru. При построении μ ⁹⁴ Mo, ( p -процесс, обогащенный изотоп) против . μ ¹⁰⁰ Ru или μ ¹⁰⁰ Mo, ( r — технологически обогащенный изотоп) против . μ ¹⁰⁰ Ru, составы CC-групп также перекрываются в пределах ошибки линии смешения s -процесса и космической корреляции Mo – Ru (; Рис. SM9). Однако состав изотопов Mo μ ¹⁰⁰ Mo не корректируется на эффекты CRE из-за плохой корреляции между μ ¹⁸⁹ Os и . μ ¹⁰⁰ Mo, и, следовательно, составы μ ¹⁰⁰ Mo могут сдвинуться на несколько более высокие значения μ ¹⁰⁰ Mo после коррекции CRE.Ковариация изотопных аномалий Mo и Ru в зонах питания, отобранных данным набором образцов, требует, чтобы нуклеосинтетические носители для Mo и Ru были размещены в одном и том же пресолярном носителе, или Mo и Ru содержались в разных пресолярных носителях, которые были одинаково смешаны в туманность или термически обработанная, так что в результате были получены одинаковые степени изотопной изменчивости как в изотопах Mo, так и в Ru. Однако необходимо изучение дополнительных материалов, представляющих их родительские тела, чтобы оценить, существуют ли тела, в которых изотопная систематика Mo и Ru была разделена.

5.3. Силикатная Земля и космическая корреляция Mo-Ru

Различная сидерофильная природа Mo и Ru требует, чтобы их бюджеты в BSE были установлены на разных этапах аккреционной истории Земли. Бюджет MSE Mo BSE, вероятно, был установлен во время последних ~ 10-20% земной аккреции (Li and Agee, 2001; Dauphas et al., 2002c, 2004; Wade et al., 2012), тогда как бюджет HSE , включая Ru, вероятно, образовалась поздней аккрецией минимум конечного ~ 0.5 мас.% Массы Земли в мантии (Kimura et al., 1974; Chou, 1978; Bottke et al., 2010). Разница в том, когда эти бюджеты были установлены в BSE, предоставляет инструмент для исследования, было ли изменение генетических характеристик материалов, добавленных во время этих двух различных фаз прироста. Если бы произошло существенное изменение изотопного состава зон аккреционного питания между моментом аккреции Mo и Ru, что здесь называется гетерогенной аккрецией, то BSE не будет отображаться на космической корреляции Mo – Ru (Dauphas et al., 2004). Это связано с тем, что зоны питания Mo и Ru, по-видимому, будут иметь разные пропорции истощения процесса s , вызывая разделение между составами Mo и Ru в BSE от взаимосвязи, определяемой космической корреляцией Mo-Ru. Если, однако, не было изменений в зонах аккреционного питания между различными фазами аккреции Mo и Ru, то состав BSE попадал бы в космическую корреляцию Mo – Ru, потому что он имел бы те же относительные пропорции s — процесс Мо и Ру, что было в наросшем материале.

Изотопный состав Mo и Ru наземных материалов, представленный здесь ( μ ⁹⁷ Mo +3 ± 6 и μ ¹⁰⁰ Ru +1 ± 7), предположительно определяющий состав BSE, указывает на что состав BSE перекрывается с космической корреляцией Mo – Ru, как определено в этом исследовании, с высоким уровнем точности (). Этот вывод согласуется с выводом Dauphas et al. (2004). Соответствие этих материалов космической корреляции Mo – Ru указывает на отсутствие значительных изменений в составе материалов, вносящих вклад в доступную силикатную Землю до и после образования ядра.

В нескольких предыдущих исследованиях было высказано предположение, что изотопный состав Mo и Ru железных метеоритов IAB и энстатитовых хондритов является космохимическим соответствием Земли (Chen et al., 2010; Fischer-Gödde et al., 2015; Bermingham and Walker, 2017 ; Dauphas, 2017; Fischer-Gödde and Kleine, 2017; Worsham et al., 2017). Использование изотопного состава земных материалов, полученного в этом исследовании, подтверждает это наблюдение, и члены комплекса железных метеоритов IAB или энстатитовые хондриты остаются единственными группами метеоритов, которые имеют тот же изотопный состав Mo и Ru, что и силикатная мантия ().Это предполагает, что зоны питания туманностей для родительских тел железных метеоритов IAB или энстатитовых хондритов и последних стадий аккреции Земли были генетически связаны.

6. Выводы

Данные изотопов Mo и Ru, скорректированные с учетом воздействия космических лучей, собранные для двадцати трех железных метеоритов, сильно коррелируют. Эквивалентность между точно определенным μ ⁹⁷ Mo и . μ ¹⁰⁰ Ru соотношение с использованием измеренных материалов и линии смешения процессов s указывает на то, что преобладающая причина μ ⁹⁷ Mo и μ ¹⁰⁰ Ru изотопная неоднородность является переменным обеднением в s — компонент процесса, согласованный с предыдущими работами.Перекрытие всех образцов с точно определенным μ ⁹⁷ Mo vs . μ ¹⁰⁰ Ru корреляция, вероятно, является отражением поправки на эффекты CRE. Это также может отражать отсутствие гетерогенности изотопов внутри выборки или группы, которая преобладает в углеродистых хондритах из-за неоднородного распределения метеоритных компонентов и различной степени изменения. Изотопный состав Mo-Ru доступной силикатной Земли, определенный здесь с использованием ледниковых диамиктитов и базальта океанических островов, попадает в уточненную космическую корреляцию Mo-Ru.Это означает, что не было значительных изменений в составе материалов, составляющих доступную силикатную Землю до и после формирования ядра. Из девяти различных родительских тел, изученных здесь, члены группы железных метеоритов IAB и энстатитовые хондриты обеспечивают единственное космохимическое соответствие изотопному составу Mo и Ru доступной силикатной Земли, что предполагает, что эти тела имели общую зону питания туманностей во время аккреции.

Благодарности

Авторы выражают благодарность редактору Ф.Moynier, рецензент G. Poole и анонимный рецензент за их проницательные комментарии, улучшившие рукопись. Мы благодарим Т. МакКоя (Национальный музей естественной истории Смитсоновского института, США) за предоставление нам большинства образцов метеоритов, Р. Рудника за предоставление образцов ледникового диамиктита, М. Хумаюна за предоставление образца Гебеля Камиля, П. Пикколи за предоставление образцов образцы молибденита, J. ​​Day за предоставление базальта Ла-Пальма и M. Garcia за предоставленный образец Loihi. Финансирование этой работы было предоставлено грантом NSF EAR 1624587, грантом NASA SSERVI NNA14AB07A и грантом NASA Emerging Worlds NNX16AN07G.

Ссылки

• Allègre CM, Luck J-M, 1980. Изотопы осмия как петрогенетические и геологические индикаторы. Планета Земля. Sci. Латыш 48, 148–154. [Google Scholar]
• Archer GJ, Mundl A, Walker RJ, Worsham EA, Bermingham KR, 2017. Высокоточный анализ ¹⁸² W / ¹⁸⁴ W и ¹⁸³ W / ¹⁸⁴ W с помощью масс-спектрометрии с отрицательной термоионизацией: поправки на оксиды за интегрирование с использованием измеренных значений ¹⁸ O / ¹⁶ O.Int. J. Масс-спектром 414, 80–86. [Бесплатная статья PMC] [PubMed] [Google Scholar]
• Arlandini C, Käppeler F, Wisshak K, Gallino R, Lugaro M, Busso M, Straniero O, 1999. Захват нейтронов в маломассивных асимптотических звездах ветви гигантов: сечения и сигнатуры содержания. Astrophys. J 525, 886–900. [Google Scholar]
• Bermingham KR, Worsham EA, Walker RA, 2016. Уточнение высокоточного изотопного анализа Ru с использованием масс-спектрометрии с отрицательной термоионизацией. Int. J. Масс-спектром 403, 15–26.[Бесплатная статья PMC] [PubMed] [Google Scholar]
• Bermingham KR, Walker RJ, 2017. Изотопный состав рутения океанической мантии. Планета Земля. Sci. Латыш 474, 466–473. [Google Scholar]
• Bizzarro M, Ulfbeck D, Trinquier A, Thrane K, Connelly JN, Meyer BS, 2007. Свидетельства поздней инъекции сверхновой ⁶⁰ Fe в протопланетный диск. Наука 316, 1178–1181. [PubMed] [Google Scholar]
• Bottke WF, Walker RJ, Day JMD, Nesvorny D, Elkins-Tanton L, 2010.Стохастическая поздняя аккреция на Землю, Луну и Марс. Наука 330, 1527–1530. [PubMed] [Google Scholar]
• Budde G, Burkhardt C, Brennecka GA, Fischer-Gödde M, Kruijer TS, Kleine T, 2016. Изотопные данные молибдена свидетельствуют о происхождении хондр и отчетливом генетическом наследии углеродистых и неуглеродистых метеоритов. Планета Земля. Sci. Латыш 454, 293–303. [Google Scholar]
• Burkhardt C, Kleine T, Oberli F, Pack A, Bourdon B, Wieler R, 2011. Аномалии изотопов молибдена в метеоритах: ограничения на эволюцию солнечной туманности и происхождение Земли.Планета Земля. Sci. Латыш 312, 390–400. [Google Scholar]
• Burkhardt C, Kleine T, Dauphas N, Wieler R, 2012. Возникновение изотопной неоднородности в солнечной туманности в результате термической обработки и перемешивания небулярной пыли. Планета Земля. Sci. Латыш 357, 298–307. [Google Scholar]
• Кэмпбелл Т.Дж., Хумаюн М., 2012 г. Содержание сидерофильных элементов в никелевых атакситах Гебель Камил, Дюмон и Тинни. В: 43-я Конференция по изучению луны и планет Ab № 2833. [Google Scholar]
• Carlson RW, Boyet M, Horan M, 2007.Изотопная неоднородность хондритов бария, неодима и самария и дифференциация ранней Земли. Наука 316, 1175–1178. [PubMed] [Google Scholar]
• Чен Дж. Х., Папанастассиу Д. А., Вассербург Дж. Дж., 2010. Эндемичные изотопные эффекты рутения в хондритах и ​​дифференцированных метеоритах. Геохим. Космохим. Acta 74, 3851–3862. [Google Scholar]
• Chou C.-L, 1978. Фракционирование сидерофильных элементов в верхней мантии Земли. В: Proc. Лунная планета. Sci. Конф., Т. 9. С. 219–230.[Google Scholar]
• Дауфас Н., Марти Б., Рейсберг Л., 2002a. Молибден свидетельствует о наследственной изотопной неоднородности протосолнечной туманности планетарного масштаба. Astrophys. J 565, 640–644. [Google Scholar]
• Дауфас Н., Марти Б., Рейсберг Л., 2002b. Нуклеосинтетическая дихотомия молибдена, выявленная в примитивных метеоритах. Astrophys. J 569, L139 – L142. [Google Scholar]
• Дауфас Н., Марти Б., Рейсберг Л., 2002c. Вывод о земном генезисе из систематики изотопов молибдена.Geophys. Res. Латыш 29. [Google Scholar]
• Dauphas N, Davis AM, Marty B, Reisberg L, 2004. Космическая изотопная корреляция молибдена и рутения. Планета Земля. Sci. Латыш 226, 465–475. [Google Scholar]
• Dauphas N, 2017. Изотопная природа материала Земли, аккрецирующего во времени. Природа 541, 521–524. [PubMed] [Google Scholar]
• Eugster O, Herzog GF, Marti K, Caffee MW, 2006. Записи об облучении, возраст воздействия космического излучения и время перехода метеоритов В: Lauretta DS, McSween HY Jr.(Ред.), Метеориты и ранняя Солнечная система. Издательство Университета Аризоны, Тусон, стр. 829–851. [Google Scholar]
• Fischer-Gödde M, Kleine T, Burkhardt C, Dauphas N, 2014. Происхождение аномалий нуклеосинтетических изотопов в массивных метеоритах: данные по связанным изотопам Ru и Mo в кислотных продуктах выщелачивания хондритов. В: 45-я конференция по изучению луны и планет Ab # 2409. [Google Scholar]
• Fischer-Gödde M, Burkhardt C, Kruijer TS, Kleine T, 2015. Изотопная неоднородность Ru в протопланетном диске Солнца.Геохим. Космохим. Acta 168, 151–171. [Google Scholar]
• Fischer-Gödde M, Kleine T, 2017. Изотоп рутения свидетельствует о внутреннем происхождении поздней облицовки из Солнечной системы. Природа 541, 525–527. [PubMed] [Google Scholar]
• Гашниг Р.М., Рудник Р.Л., Макдонау В.Ф., Кауфман А.Дж., Вэлли Д.В., Ху З., Гао С., Бек М.Л., 2016. Эволюция состава верхней континентальной коры во времени, ограниченная древними ледниковыми диамиктитами. Геохим. Космохим. Acta 186, 316–343. [Google Scholar]
• Goldstein JI, Scott ERD, Chabot NL, 2009.Железные метеориты: кристаллизация, термическая история, материнские тела и происхождение. Chem. Erde Geochem. 69, 293–325. [Google Scholar]
• Honesto J, McDonough WF, Walker RJ, Corrigan CM, McCoy TJ, Chabot NL, Ash RD, 2006. ¹⁸⁷ Re– ¹⁸⁷ Систематика изотопных и высоко сидерофильных элементов Os в утюге группы IVB и утюге без группировки Chinga, Tishomingo и Willow Grove. В: 37-я Конференция по изучению луны и планет Ab № 1374. [Google Scholar]
• Hunt AC, Cook DL, Lichtenberg T., Reger PM, Ek M, Golabek GJ, Schönbächler M, 2018.Позднее разделение металлов и силикатов на родительском астероиде IAB: ограничения, связанные с объединением изотопов W и Pt и тепловым моделированием. Планета Земля. Sci. Lett, 490–500. [Google Scholar]
• Кимура К., Льюис Р.С., Андерс Э., 1974. Распределение золота и рения между никель-железным и силикатным расплавами: последствия для распространенности сидерофильных элементов на Земле и Луне. Геохим. Космохим. Acta 38, 683. [Google Scholar]
• Kruijer TS, Touboul M, Fischer-Gödde M, Bermingham KR, Walker RJ, Kleine T, 2014.Затяжное формирование ядра и быстрое увеличение протопланет. Наука 344, 1150–1154. [PubMed] [Google Scholar]
• Kruijer TS, Burkhardt C, Budde G, Kleine T, 2017. Возраст Юпитера определяется генетикой и временем образования метеоритов. Proc. Natl. Акад. Sci. Соединенные Штаты Америки 114, 6712–6716. [Бесплатная статья PMC] [PubMed] [Google Scholar]
• Li J, Agee CB, 2001. Влияние давления, температуры, летучести и состава кислорода на распределение никеля и кобальта между жидким сплавом Fe – Ni – S и жидким силикатом: последствия для формирования ядра Земли.Геохим. Космохим. Acta 65, 1821–1832. [Google Scholar]
• Лу К., Масуда А., 1994. Изотопный состав и атомная масса молибдена. Int. J. Mass Spectrom. Ионный процесс. 130, 65–72. [Google Scholar]
• Людвиг К.Р., 2003 г. Руководство пользователя Isoplot 3.00. Специальная публикация № 4 геохронологического центра Беркли; Беркли, Калифорния, 70 стр. [Google Scholar]
• Марковски А., Лея И., Квитте Дж., Аммон К., Халлидей А.Н., Вилер Р., 2006. Коррелированные изотопы гелия-3 и вольфрама в железных метеоритах: количественные космогенные поправки и времена образования планетезималей.Планета Земля. Sci. Латыш 250, 104–115. [Google Scholar]
• Mughabghab SF, 2003. Резонансные интегралы и G-факторы сечений захвата тепловых нейтронов. Международный комитет по ядерным данным INDC (NDS) -440 Distr; PG + R. [Google Scholar]
• Mundl A, Touboul M, Jackson MG, Day JMA, Kurz MD, Lekic V, Helz RL, Walker RJ, 2017. Неоднородность вольфрама-182 в современных базальтах океанических островов. Наука 356, 66–69. [PubMed] [Google Scholar]
• Nier AO, 1950. Повторное определение относительного содержания изотопов углерода, азота, кислорода, аргона и калия.Phys. Rev 77, 789–793. [Google Scholar]
• Pietruszka AJ, Walker RJ, Candela PA, 2006. Определение масс-зависимых изотопных вариаций молибдена с помощью MC-ICP-MS: оценка матричных эффектов. Chem. Геол 225, 121–136. [Google Scholar]
• Пул Г.М., Рехкэмпер М., Коулз Б.Дж., Голдберг Т., Смит К.Л., 2017. Нуклеосинтетические изотопные аномалии молибдена в железных метеоритах: новое свидетельство термической обработки материала солнечной туманности. Планета Земля. Sci. Латыш 473, 215–226. [Google Scholar]
• Цинь Л., Дауфас Н., Хоран М.Ф., Лея И., Карлсон Р.В., 2015.Коррелированные космогенные изотопные вариации W и Os в Carbo и их значение для Hf – W-хронологии. Геохим. Космохим. Acta 153, 91–104. [Google Scholar]
• Righter K, 2011. Прогнозирование коэффициентов разделения металл – силикат для сидерофильных элементов: обновление и оценка PT условий для равновесия металл – силикат во время аккреции Земли. Планета Земля. Sci. Латыш 304, 158–167. [Google Scholar]
• Scott ERD, Wasson JT, 1975. Классификация и свойства железных метеоритов.Rev. Geophys 13, 527–546. [Google Scholar]
• Тринкье А., Эллиотт Т., Ульфбек Д., Коат С., Крот А. Н., Биззарро М., 2009. Происхождение нуклеосинтетической изотопной неоднородности в протопланетном диске Солнца. Наука 324, 374–376. [PubMed] [Google Scholar]
• Тубул М., Уокер Р.Дж., 2012 г. Высокоточное измерение изотопов вольфрама с помощью термоионизационной масс-спектрометрии. Int. J. Mass Spectrom. 309, 109–117. [Google Scholar]
• Wade J, Wood BJ, Tuff J, 2012. Металлосиликатное разделение Mo и W при высоких давлениях и температурах: свидетельство поздней аккреции серы на Земле.Геохим. Космохим. Acta 85, 58–74. [Google Scholar]
• Walker RJ, 2012. Доказательства однородного распределения осмия в протосолнечной туманности. Планета Земля. Sci. Латыш 351, 36–44. [Google Scholar]
• Уоррен П., 2011 г. Стабильно-изотопные аномалии и аккреционная ассоциация Земли и Марса: подчиненная роль углеродистых хондритов. Планета Земля. Sci. Латыш 311, 93–100. [Google Scholar]
• Wasson JT, Ouyang XW, Wang JM, Jerde E, 1989. Химическая классификация железных метеоритов.11. Многоэлементные исследования 38 новых утюгов и высокой численности разгруппированных утюгов из Антарктиды. Геохим. Космохим. Acta 53, 735–744. [Google Scholar]
• Wasson JT, Kallemeyn GW, 2002. Железо-метеоритный комплекс IAB: группа, пять подгрупп, многочисленные группы, тесно связанные, в основном образованные сегрегацией кристаллов в быстро остывающих расплавах. Геохим. Космохим. Acta 66, 2445–2473. [Google Scholar]
• Worsham EA, Bermingham KR, Walker RJ, 2016a. Систематика сидерофильных элементов сложных железных метеоритов IAB: новый взгляд на формирование загадочной группы.Геохим. Космохим. Acta 188, 261–283. [Google Scholar]
• Worsham EA, Walker RJ, Bermingham KR, 2016b. Высокоточный изотопный анализ молибдена методом отрицательной термоионизационной масс-спектрометрии. Int. J. Масс-спектром 407, 51–61. [Бесплатная статья PMC] [PubMed] [Google Scholar]
• Worsham E, Bermingham KR, Walker RJ, 2017. Характеристика космохимических материалов с генетическим родством с Землей: генетическое и хронологическое разнообразие в пределах комплекса железных метеоритов IAB. Планета Земля.Sci. Латыш 467, 157–166. [Бесплатная статья PMC] [PubMed] [Google Scholar]

HSBC Personal Banking — HSBC Bank USA

Депозитные продукты предлагаются в США HSBC Bank USA, N.A. Member FDIC.

Продукты ипотеки и собственного капитала предлагаются в США HSBC Bank USA, N.A. и доступны только для собственности, расположенной в США, при условии утверждения кредита. Заемщики должны соответствовать требованиям программы. Возможны изменения в программах. Могут применяться географические и другие ограничения.Скидки могут быть отменены или изменены в любое время и не суммируются с другими предложениями или скидками.

Глобальный денежный счет HSBC — это мультивалютный счет с предоплатой, доступный в нашем приложении HSBC Mobile Banking для клиентов, у которых есть потребительский депозитный счет HSBC.

Ваш поставщик услуг может взимать плату за передачу данных. HSBC Bank USA, N.A. не несет ответственности за эти расходы. Устройство с камерой, необходимое для использования чекового депозита HSBC Mobile.Могут применяться ограничения на сумму депозита. Приложение HSBC Mobile Banking доступно для устройств iPhone®, iPad®, Android ^TM и должно быть загружено из App Store ^SM или Google Play ^TM .

iPhone и iPad являются товарными знаками Apple Inc., зарегистрированными в США и других странах.

Android и Google Play являются товарными знаками Google LLC.

App Store является знаком обслуживания Apple Inc.

жителей США подпадают под действие закона США.налогообложение их доходов во всем мире и может подлежать налогообложению и другим обязательствам по подаче документов в отношении их счетов в США и за пределами США. Жителям США следует проконсультироваться с налоговым консультантом для получения дополнительной информации.

HSBC заказал эту статью в рамках нашей инициативы Beyond Banking. Хотя HSBC рад предложить эту статью о Beyond Banking в качестве образовательной услуги для наших клиентов, HSBC не гарантирует, не гарантирует и не рекомендует мнение или совет, а также продукт и / или услуги, предлагаемые или упомянутые в этой статье.Любые мнения, суждения, советы, заявления, услуги, предложения или другая информация, представленные в статье Beyond Banking, принадлежат третьей стороне, а не HSBC.

Для клиентов, находящихся за пределами США — наши продукты и услуги не предназначены специально для лиц, проживающих в Европейском Союзе. Наши представители в США, а также наш общедоступный веб-сайт us.hsbc.com предоставляют продукты и услуги в соответствии с законами и постановлениями США. Наши продукты и услуги, а также их особые условия могут быть изменены и могут быть доступны не на всех территориях или для всех клиентов.Если вы не находитесь в США, законы и постановления страны вашего проживания могут повлиять на предложение, переговоры, обсуждение, предоставление и / или использование продуктов и услуг HSBC в США. Если вы не являетесь резидентом США, прочтите специальные заявления об отказе от ответственности за трансграничные продукты и услуги, которые доступны на странице международного раскрытия информации на нашем общедоступном веб-сайте www.us.hsbc.com/crossborder.

% PDF-1.5 % 143 0 объект> эндобдж xref 143 87 0000000016 00000 н. 0000003117 00000 н. 0000003296 00000 н. 0000002036 00000 н. 0000003339 00000 н. 0000003495 00000 н. 0000004144 00000 н. 0000004178 00000 п. 0000004405 00000 п. 0000004678 00000 н. 0000004943 00000 н. 0000005174 00000 н. 0000011723 00000 п. 0000011888 00000 п. 0000011984 00000 п. 0000013176 00000 п. 0000013418 00000 п. 0000013789 00000 п. 0000014104 00000 п. 0000014411 00000 п. 0000066130 00000 п. 0000066587 00000 п. 0000066644 00000 п. 0000066896 00000 п. 0000066943 00000 п. 0000067233 00000 п. 0000067613 00000 п. 0000067896 00000 п. 0000068824 00000 п. 0000069624 00000 п. 0000070326 00000 п. 0000071010 00000 п. 0000071786 00000 п. 0000072594 00000 п. 0000072896 00000 п. 0000073161 00000 п. 0000073551 00000 п. 0000074390 00000 п. 0000075277 00000 п. 0000078654 00000 п. 0000081035 00000 п. 0000081169 00000 п. 0000081306 00000 п. 0000081537 00000 п. 0000081616 00000 п. 0000083416 00000 п. 0000083681 00000 п. 0000084601 00000 п. 0000084867 00000 н. 0000086504 00000 п. 0000086777 00000 п. 0000086980 00000 п. 0000087005 00000 п. 0000087030 00000 п. 0000087055 00000 п. 0000087159 00000 п. 0000087184 00000 п. 0000087209 00000 п. 0000087234 00000 п. 0000087336 00000 п. 0000087363 00000 п. 0000087465 00000 п. 0000087572 00000 п. 0000087678 00000 н. 0000087811 00000 п. 0000087882 00000 п. 0000088031 00000 п. 0000088161 00000 п. 0000088239 00000 п. 0000088282 00000 п. 0000088434 00000 п. 0000088476 00000 п. 0000088598 00000 п. 0000088720 00000 п. 0000088762 00000 п. 0000088854 00000 п. 0000088896 00000 н. 0000088987 00000 п. 0000089029 00000 н. 0000089122 00000 п.