Well-defined constants of radioactive decay are the cornerstone of geochronology and the use of radiogenic isotopes to constrain the time scales and mechanisms of planetary differentiation. Four new determinations of the lutetium-176 decay constant (lambda176Lu) made by calibration against the uranium-lead decay schemes yield a mean value of 1.865 +/- 0.015 x 10(-11) year(-1), in agreement with the two most recent decay-counting experiments. Lutetium-hafnium ages that are based on the previously used lambda176Lu of 1.93 x 10(-11) to 1.94 x 10(-11) year(-1) are thus approximately 4% too young, and the initial hafnium isotope compositions of some of Earth's oldest minerals and rocks become less radiogenic relative to bulk undifferentiated Earth when calculated using the new decay constant. The existence of strongly unradiogenic hafnium in Early Archean and Hadean zircons implies that enriched crustal reservoirs existed on Earth by 4.3 billion years ago and persisted for 200 million years or more. Hence, current models of early terrestrial differentiation need revision.

The 182Hf–182W systematics of meteoritic and planetary samples provide firm constraints on the chronology of the accretion and earliest evolution of asteroids and terrestrial planets and lead to the following succession and duration of events in the earliest solar system. Formation of Ca,Al-rich inclusions (CAIs) at 4568.3 ± 0.7 Ma was followed by the accretion and differentiation of the parent bodies of some magmatic iron meteorites within less than ∼1 Myr. Chondrules from H chondrites formed 1.7 ± 0.7 Myr after CAIs, about contemporaneously with chondrules from L and LL chondrites as shown by their 26Al–26Mg ages. Some magmatism on the parent bodies of angrites, eucrites, and mesosiderites started as soon as ∼3 Myr after CAI formation and may have continued until ∼10 Myr. A similar timescale is obtained for the high-temperature metamorphic evolution of the H chondrite parent body. Thermal modeling combined with these age constraints reveals that the different thermal histories of meteorite parent bodies primarily reflect their initial abundance of 26Al, which is determined by their accretion age. Impact-related processes were important in the subsequent evolution of asteroids but do not appear to have induced large-scale melting. For instance, Hf–W ages for eucrite metals postdate CAI formation by ∼20 Myr and may reflect impact-triggered thermal metamorphism in the crust of the eucrite parent body. Likewise, the Hf–W systematics of some non-magmatic iron meteorites were modified by impact-related processes but the timing of this event(s) remains poorly constrained. The strong fractionation of lithophile Hf from siderophile W during core formation makes the Hf–W system an ideal chronometer for this major differentiation event. However, for larger planets such as the terrestrial planets the calculated Hf–W ages are particularly sensitive to the occurrence of large impacts, the degree to which impactor cores re-equilibrated with the target mantle during large collisions, and changes in the metal-silicate partition coefficients of W due to changing fO2 in differentiating planetary bodies. Calculated core formation ages for Mars range from 0 to 20 Myr after CAI formation and currently cannot distinguish between scenarios where Mars formed by runaway growth and where its formation was more protracted. Tungsten model ages for core formation in Earth range from ∼30 Myr to >100 Myr after CAIs and hence do not provide a unique age for the formation of Earth. However, the identical 182W/184W ratios of the lunar and terrestrial mantles provide powerful evidence that the Moon-forming giant impact and the final stage of Earth’s core formation occurred after extinction of 182Hf (i.e., more than ∼50 Myr after CAIs), unless the Hf/W ratios of the bulk silicate Moon and Earth are identical to within less than ∼10%. Furthermore, the identical 182W/184W of the lunar and terrestrial mantles is difficult to explain unless either the Moon consists predominantly of terrestrial material or the W in the proto-lunar magma disk isotopically equilibrated with the Earth’s mantle. Hafnium–tungsten chronometry also provides constraints on the duration of magma ocean solidification in terrestrial planets. Variations in the 182W/184W ratios of martian meteorites reflect an early differentiation of the martian mantle during the effective lifetime of 182Hf. In contrast, no 182W variations exist in the lunar mantle, demonstrating magma ocean solidification later than ∼60 Myr, in agreement with 147Sm–143Nd ages for ferroan anorthosites. The Moon-forming giant impact most likely erased any evidence of a prior differentiation of Earth’s mantle, consistent with a 146Sm–142Nd age of 50–200 Myr for the earliest differentiation of Earth’s mantle. However, the Hf–W chronology of the formation of Earth’s core and the Moon-forming impact is difficult to reconcile with the preservation of 146Sm–142Nd evidence for an early (<30 Myr after CAIs) differentiation of a chondritic Earth’s mantle. Instead, the combined 182W–142Nd evidence suggests that bulk Earth may have superchondritic Sm/Nd and Hf/W ratios, in which case formation of its core must have terminated more than ∼42 Myr after formation of CAIs, consistent with the Hf–W age for the formation of the Moon.

The most widely used technique for the determination of high precision mineral growth ages in igneous and metamorphic rocks is dating of zircons with the U‐Pb method. The interpretation of these ages, particularly in metamorphic settings, is hampered by an incomplete understanding of the common phenomenon of partial Pb‐loss in zircon. In principle, this Pb‐loss may occur in four very different ways: diffusion in metamict zircon, diffusion in pristine zircon, leaching from metamict zircon and recrystallization of metamict zircon. Here it is argued that, under conditions common in the continental crust, Pb‐loss is only possible in partially to strongly metamict zircons. Pb‐diffusion in the pristine zircon lattice is insignificant up to temperatures of at least 1000 °C. Pb‐loss is only possible if the zircons experienced a time interval below their annealing temperature of about 600–650 °C, because only below this temperature can the lattice damage through α‐decay and spontaneous fission accumulate. Zircons that remain above this temperature do not lose Pb by diffusion and will stay closed systems. Complete resetting of the U‐Pb system in zircon under crustal conditions is only possible through dissolution and reprecipitation of zircon. Partial resetting results from recrystallization, leaching or diffusion in metamict zircon. As a consequence, special care has to be taken to interpret lower intercepts on concordia diagrams defined by discordant U‐Pb data. Lower intercept ages may be significant only if they are defined by zircons with low U‐content (<100 p.p.m.) or if confirmed by other geochronological methods. In addition, the accuracy of the lower intercept should be confirmed by abrading the zircon fractions that define the discordia.

The application of multiple collector inductively coupled plasma source mass spectrometry (MC‐ICPMS) to 176 Lu‐ 176 Hf and 92 Nb‐ 92 Zr chronometry has been hampered by complex Zr‐Hf purification procedures that involve multiple ion exchange column steps. This study presents a single‐column separation procedure for purification of Hf and Lu by ion exchange using Eichrom® Ln‐Spec resin. The sample is loaded in pure HCl, and element yields are not dependent on the sample matrix. For 92 Nb‐ 92 Zr chronometry, a one‐column procedure for purification of Zr using Biorad® AG‐1‐× 8 resin is described. Titanium and Mo are completely removed from the Zr, thus enabling accurate 92 Zr measurements. Zirconium and Nb are quantitatively separated from rock samples using Eichrom Ln‐Spec resin, allowing measurements of Zr/Nb with a precision of better than ±5% (2 σ ). The Ln‐Spec and anion resin procedures may be combined into a three‐column method for separation of Zr‐Nb, Hf, Ta, and Lu from rock samples. For the first time, this procedure permits combined isotope dilution measurements of Nb/Ta, Zr/Hf, and Lu/Hf using a mixed 94 Zr‐ 176 Lu‐ 180 Hf‐ 180 Ta tracer. Analytical protocols for Zr and Hf isotope measurements using the Micromass Isoprobe, a second generation, single‐focusing MC‐ICPMS, are reported. Using the Isoprobe at Münster, 2 σ external precisions of ±0.5ɛ units for Hf and Zr isotope measurements are achieved using as little as 5 ng (Hf) to 10 ng (Zr) of the element. The 176 Hf/ 177 Hf and Lu/Hf for rock reference materials agree well with other published MC‐ICPMS and thermal ionization mass spectrometry (TIMS) data.

It has been assumed that Nb and Ta are not fractionated during differentiation processes on terrestrial planets and that both elements are lithophile. High-precision measurements of Nb/Ta and Zr/Hf reveal that Nb is moderately siderophile at high pressures. Nb/Ta values in the bulk silicate Earth (14.0 +/- 0.3) and the Moon (17.0 +/- 0.8) are below the chondritic ratio of 19.9 +/- 0.6, in contrast to Mars and asteroids. The lunar Nb/Ta constrains the mass fraction of impactor material in the Moon to less than 65%. Moreover, the Moon-forming impact can be linked in time with the final core-mantle equilibration on Earth 4.533 billion years ago.

U-Pb ages were determined on metamorphic garnets, monazites, sphenes, and rutiles in metapelites and marbles from the Adirondacks to determine the duration of metamorphism, the timing of mineral growth, and the cooling history. Garnet ages for the Lowlands range from 1168-1127 Ma, those from the central and southern Highlands from 1154-1013 Ma. The ages indicate that metamorphism may have begun synchronously throughout the Adirondacks, but high-grade conditions existed over a period of about 150 Ma in the Highlands and only about 40 Ma in the Lowlands. Metamorphism in the Highlands may not have occurred as a single event but rather in several discrete thermal pulses. An age of $$1153 \pm 3 Ma$$ was determined for garnets in the syn-regional metamorphic contact aureole of the Diana syenite, consistent with that of the syenite intrusion, $$1155 \pm 4 Ma$$ (U-Pb zircon, Grant et al. 1986). Garnets just outside the contact aureole give an age of $$1168 \pm 6 Ma$$. In the Lowlands, monazite yielded an age of $$1161 \pm 1 Ma$$, rutiles yielded ages of $$1005 \pm 2 Ma$$ and $$953 \pm 4 Ma$$, and sphene ages range from 1156 to 1103 Ma. In the Highlands, monazite yielded an age of $$1033 \pm 1 Ma$$, rutiles yielded ages of $$911 \pm 2 Ma$$ and $$885 \pm 2$$ and sphenes from 1033 Ma to 991 Ma. The rutile and monazite ages indicate that both terranes cooled at time-integrated rates of ca. 1.5°C/Ma for at least 150 Ma following the last phase of high-grade metamorphism. The Lowlands cooled to ca. 400°C by ca. 1000 Ma and the Highlands by ca. 900 Ma. The slow, nearly isobaric cooling (as deduced from garnet zoning and fluid inclusions indicates that during the final stages of metamorphism, the terranes were close to isostatic equilibrium, and vertical tectonic movement was limited. The mineral ages indicate that metamorphic pressures and temperatures recorded by thermo-barometry correspond to conditions attained polychronically over 150 Ma or more. Mineral ages combined with temperature estimates for peak metamorphism indicate that the closure temperature for the U-Pb system is >800°C in garnet, 640-730°C in monazite, and 500-670°C in sphene.

Variations of high-field strength element (HFSE) ratios in terrestrial reservoirs, in particular Zr/Hf and Nb/Ta, are critical for understanding crust–mantle differentiation. Growing experimental and observational evidence shows that these ratios are fractionated during magmatic processes, despite their very similar geochemical characteristics. Here we present new high-precision Nb, Ta, Zr, Hf and Lu measurements for a variety of ocean island basalts determined by isotope dilution MC-ICPMS together with Hf isotope compositions in order to constrain OIB source characteristics and HFSE fractionation during mantle melting and crystal fractionation. Observed variations in Zr/Hf are larger than expected from fractional crystallisation alone. Partial melting of garnet and/or spinel peridotite assemblages can produce the observed range in Zr/Hf and Nb/Ta ratios, but require the presence of grossular-rich garnet, i.e. of recycled eclogite or garnet pyroxenite in the source of OIBs. This is consistent with Lu/Hf ratios that are lower in OIBs than expected from partial melting of pure garnet peridotite sources. Nb/Ta ratios in terrestrial reservoirs can be used to place constraints on crust–mantle differentiation and mantle evolution since the Archean. The average Nb/Ta in the OIB source region (15.9 ± 0.6 (1σ)) is identical to values observed in many MORB suites, but higher than the ratio of the bulk silicate Earth (∼ 14) and the estimate for the continental crust (∼ 12–13). Despite the inferred presence of recycled eclogite in OIB sources, which had previously been postulated to be a potential reservoir with superchondritic Nb/Ta ratios, their Nb/Ta ratios are invariably subchondritic and therefore provide no evidence for the existence of a silicate reservoir with superchondritic Nb/Ta in the Earth's mantle, and also exclude significant contributions from core material with superchondritic Nb/Ta ratios. The complementary Nb/Ta ratios in the Earth's crust and mantle with respect to bulk silicate Earth can be explained by partial melting of amphibolite bearing slabs with bulk DNb/Ta > 1 during crust–mantle differentiation. As melting of subducted amphibolites was probably most intense during the Archean, major portions of the continental crust may have formed early in Earth's history. Such a model is consistent with Nb/Ta ratios in Archean rocks and with 142Nd and 176Hf/177Hf evidence for early Earth differentiation.

The late addition of extra-terrestrial material may represent an important source of Earth's volatiles. The composition of impactors can be reconstructed using 54Cr abundances in impact related rocks preserved in the terrestrial record. The average ε53Cr and ε54Cr of Earth's mantle determined from mantle rocks of 3.8 Ga to present are 0.03 ± 0.02 and 0.08 ± 0.04, respectively. Impact melt rocks and spherule beds linked to impact structures larger than 50 km that formed between 3.4 Ga and 66 Ma have ε53Cr ranging from −0.04 to 0.17, and ε54Cr ranging from −0.64 to 1.41. A carbonaceous chondrite-like impactor contribution dominated the Meso- to Paleoarchean spherule layers (> 3.0 Ga), whereas a mixed chondrite flux composed of carbonaceous and non‑carbonaceous chondrites, with a possible contribution of differentiated meteorites is observed in the younger spherule layers (2.5 Ga to 66 Ma). This likely reflects the break-up of distinct asteroid families through time. Although available impact materials are limited, the Cr isotope signatures of materials related to large impacts suggest a change in the composition of crater-forming impactors on Earth, from predominantly carbonaceous chondrite-like more oxidized material during the Archean to predominantly non‑carbonaceous -like more reduced and volatile poor material in recent times. Chromium isotopes suggest that not >0.01 wt% of CC-like material added to the Earth's mantle after Archean. Thus, it is inferred that the mass accreted after 3.0 Ga contributed insignificantly to the water and other volatile element budget of the Earth.

Magmatic iron meteorites are thought to sample the metallic cores of differentiated planetesimals and are subdivided into several chemical groups, each representing a distinct parent body. The only exceptions are the groups IIAB and IIG, which have been proposed to sample two immiscible melts from the same core. To test this model, we report the first Fe, Ni, O, and Cr isotope data for IIG iron meteorites and the first high-precision O isotope data for IIAB iron meteorites. The new data demonstrate that IIG iron meteorites belong to the non-carbonaceous (NC) meteorites. This is evident from the isotope anomaly of each of the four elements investigated, where the IIG irons always overlap with the compositions of NC meteorites but are distinct from those of carbonaceous (CC) meteorites. Moreover, among the NC meteorites and in particular, the NC irons, the isotopic composition of the IIG irons overlaps only with that of the IIAB irons. The combined Fe-Ni-O-Cr isotope data for IIAB and IIG iron meteorites, therefore, reveal formation from a single isotopic reservoir, indicating a strong genetic link between the two groups. The indistinguishable isotopic composition of the IIAB and IIG irons, combined with chemical evidence for the formation of IIG irons as late-stage liquids of the IIAB core, strongly suggests that both groups originate from the same core. The results underscore the strength of utilizing multiple elements to establish genetic links among meteorites, rather than using a single element. They also highlight the significance of integrating multiple geochemical tracers and petrologic observations to accurately determine genetic relationships and the formation of meteorites within the same parent body.