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.

A model of core formation is presented that involves the Earth accreting heterogeneously through a series of impacts with smaller differentiated bodies. Each collision results in the impactor's metallic core reacting with a magma ocean before merging with the Earth's proto-core. The bulk compositions of accreting planetesimals are represented by average solar system abundances of non-volatile elements (i.e. CI-chondritic), with 22% enhancement of refractory elements and oxygen contents that are defined mainly by the Fe metal/FeO silicate ratio. Based on an anhydrous bulk chemistry, the compositions of coexisting core-forming metallic liquid and peridotitic silicate liquid are calculated by mass balance using experimentally-determined metal/silicate partition coefficients for the elements Fe, Si, O, Ni, Co, W, Nb, V, Ta and Cr. Oxygen fugacity is fixed by the partitioning of Fe between metal and silicate and depends on temperature, pressure and the oxygen content of the starting composition. Model parameters are determined by fitting the calculated mantle composition to the primitive mantle composition using least squares minimization. Models that involve homogeneous accretion or single-stage core formation do not provide acceptable fits. In the most successful models, involving 24 impacting bodies, the initial 60–70% (by mass) of the Earth accretes from highly-reduced material with the final 30–40% of accreted mass being more oxidised, which is consistent with results of dynamical accretion simulations. In order to obtain satisfactory fits for Ni, Co and W, it is required that the larger (and later) impactor cores fail to equilibrate completely before merging with the Earth's proto-core, as proposed previously on the basis of Hf-W isotopic studies. Estimated equilibration conditions may be consistent with magma oceans extending to the core–mantle boundary, thus making core formation extremely efficient. The model enables the compositional evolution of the Earth's mantle and core to be predicted throughout the course of accretion. The results are consistent with the late accretion of the Earth's water inventory, possibly with a late veneer after core formation was complete. Finally, the core is predicted to contain ~ 5 wt.% Ni, ~ 8 wt.% Si, ~ 2 wt.% S and ~ 0.5 wt.% O.

The precise knowledge of the initial 26Al/27Al ratio [(26Al/27Al)0] is crucial if we are to use the very first solid objects formed in our Solar System, calcium–aluminum-rich inclusions (CAIs) as the “time zero” age-anchor and guide future work with other short-lived radio-chronometers in the early Solar System, as well as determining the inventory of heat budgets from radioactivities for early planetary differentiation. New high-precision multi-collector inductively-coupled plasma mass spectrometry (MC-ICP-MS) measurements of 27Al/24Mg ratios and Mg-isotopic compositions of nine whole-rock CAIs (six mineralogically characterized fragments and three micro-drilled inclusions) from the CV carbonaceous chondrite, Allende yield a well-defined 26Al–26Mg fossil isochron with an (26Al/27Al)0 of (5.23 ± 0.13) × 10− 5. Internal mineral isochrons obtained for three of these CAIs (A44A, AJEF, and A43) are consistent with the whole-rock CAI isochron. The mineral isochron of AJEF with (26Al/27Al)0 = (4.96 ± 0.25) × 10− 5, anchored to our precisely determined absolute 207Pb–206Pb age of 4567.60 ± 0.36 Ma for the same mineral separates, reinstate the “canonical” (26Al/27Al)0 of 5 × 10− 5 for the early Solar System. The uncertainty in (26Al/27Al)0 corresponds to a maximum time span of ± 20 Ka (thousand years), suggesting that the Allende CAI formation events were culminated within this time span. Although all Allende CAIs studied experienced multistage formation history, including melting and evaporation in the solar nebula and post-crystallization alteration likely on the asteroidal parent body, the 26Al–26Mg and U–Pb-isotopic systematics of the mineral separates and bulk CAIs behaved largely as closed-system since their formation. Our data do not support the “supra-canonical” 26Al/27Al ratio of individual minerals or their mixtures in CV CAIs, suggesting that the supra-canonical 26Al/27Al ratio in the CV CAIs may have resulted from post-crystallization inter-mineral redistribution of Mg isotopes within an individual inclusion. This redistribution must be volumetrically minor in order to satisfy the mass balance of the precisely defined bulk CAI and bulk mineral data obtained by MC-ICP-MS. The radiogenic 208Pb⁎/206Pb⁎ ratio obtained as a by-product from the Pb–Pb age dating is used to estimate time-integrated 232Th/238U ratio (κ value) of CAIs. Limited κ variations among the minerals within a single CAI, contrasted by much larger variations among the bulk CAIs, suggest Th/U fractionation occurred prior to crystallization of igneous CAIs. If interpreted as primordial heterogeneity, the κ value can be used to calculate the mean age of the interstellar dust from which the CAIs condensed.

In order to test planetary accretion and differentiation scenarios, we integrated a multistage core-mantle differentiation model with N-body accretion simulations. Impacts between embryos and planetesimals result in magma ocean formation and episodes of core formation. The core formation model combines rigorous chemical mass balance with metal-silicate element partitioning data. The primary constraint on the combined model is the composition of the Earth's primitive mantle, the composition of the Martian mantle, and the mass fractions of the metallic cores of Earth and Mars. The model is refined by least squares minimization with up to five fitting parameters that consist of the metal-silicate equilibrium pressure and 1-4 parameters that define the starting compositions of primitive bodies. This integrated model has been applied to 6 Grand Tack simulations. Investigations of a broad parameter space indicate that: accretion of Earth was heterogeneous, metal-silicate equilibration pressures increase as accretion progresses and are 60-70% of core-mantle boundary pressures at the time of each impact, and a large fraction (70-100%) of the metal of impactor cores equilibrates with a small fraction of the silicate mantles of protoplanets during each core formation event. Acceptable fits to the Earth's mantle composition are obtained only when bodies that originated close to the Sun, at <0.9-1.2 AU, are highly reduced and those beyond this distance are increasingly oxidized. The FeO content of the Martian mantle depends critically on the heliocentric distance at which the Mars-forming embryo originated. Finally, the Earth's core is predicted to contain 8-9 wt% silicon, 2-4 wt% oxygen and 10-60 ppm hydrogen, whereas the Martian core is predicted to contain low concentrations (<1 wt%) of Si and O.

The compositional variations among the chondrites inform us about cosmochemical fractionation processes during condensation and aggregation of solid matter from the solar nebula. These fractionations include: (i) variable Mg–Si–RLE ratios (RLE: refractory lithophile element), (ii) depletions in elements more volatile than Mg, (iii) a cosmochemical metal–silicate fractionation, and (iv) variations in oxidation state. Moon- to Mars-sized planetary bodies, formed by rapid accretion of chondrite-like planetesimals in local feeding zones within 10 6 years, may exhibit some of these chemical variations. However, the next stage of planetary accretion is the growth of the terrestrial planets from approximately 10 2 embryos sourced across wide heliocentric distances, involving energetic collisions, in which material may be lost from a growing planet as well as gained. While this may result in averaging out of the ‘chondritic’ fractionations, it introduces two non-chondritic chemical fractionation processes: post-nebular volatilization and preferential collisional erosion. In the latter, geochemically enriched crust formed previously is preferentially lost. That post-nebular volatilization was widespread is demonstrated by the non-chondritic Mn/Na ratio in all the small, differentiated, rocky bodies for which we have basaltic samples, including the Moon and Mars. The bulk silicate Earth (BSE) has chondritic Mn/Na, but shows several other compositional features in its pattern of depletion of volatile elements suggestive of non-chondritic fractionation. The whole-Earth Fe/Mg ratio is 2.1±0.1, significantly greater than the solar ratio of 1.9±0.1, implying net collisional erosion of approximately 10 per cent silicate relative to metal during the Earth's accretion. If this collisional erosion preferentially removed differentiated crust, the assumption of chondritic ratios among all RLEs in the BSE would not be valid, with the BSE depleted in elements according to their geochemical incompatibility. In the extreme case, the Earth would only have half the chondritic abundances of the highly incompatible, heat-producing elements Th, U and K. Such an Earth model resolves several geochemical paradoxes: the depleted mantle occupies the whole mantle, is completely outgassed in 40 Ar and produces the observed 4 He flux through the ocean basins. But the lower radiogenic heat production exacerbates the discrepancy with heat loss.