Evidencia única de alteración de fluidos en la condrita ordinaria Kakowa (L6)

Sep 15, 2023

Scientific Reports volumen 12, Número de artículo: 5520 (2022) Citar este artículo

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Los meteoritos conservan evidencia de procesos en sus cuerpos progenitores, incluidos eventos de alteración, metamorfismo y choque. Aquí mostramos que la condrita ordinaria (OC) de Kakowa (L6) conserva tanto vetas de fusión por choque como bolsas de granos detríticos de un objeto alterado y brechado, que incluye corindón, albita, sílice, fayalita, forsterita y margarita en un Pb- y Matriz rica en Fe. La preservación de la mineralogía y la textura observadas requiere una secuencia de al menos dos impactos: primero, una colisión de alta velocidad formó las vetas de fusión por choque que contienen los minerales de alta presión ringwoodita, wadsleyita, majorita y jadeíta albítica; más tarde, un impacto de baja velocidad formó fracturas y las rellenó con el material detrítico. Las proporciones de isótopos de oxígeno y Pb sugieren un origen OC para estos minerales detríticos. Aunque la alteración de fluidos es común en las condritas carbonáceas, el descubrimiento de margarita con una firma isotópica de oxígeno OC es novedoso. Kakowa amplía el historial de impacto y alteración de las condritas ordinarias L6 en general.

Los meteoritos conservan evidencia de las modificaciones que experimentó el material primitivo del sistema solar debido a procesos como el metamorfismo térmico, la alteración de fluidos y el daño por choque en sus cuerpos progenitores. La evidencia más directa de la acción del agua líquida es la preservación de minerales hídricos secundarios, que hasta ahora se han documentado principalmente en condritas carbonáceas1. En particular, se sabe que el subgrupo oxidado de condritas carbonáceas CV contiene margarita, vesuvianita y caolinita1,2. En las condritas ordinarias (OC), la única fase secundaria hidratada observada por Brearley3 es la esmectita rica en Fe de grano fino en los meteoritos no equilibrados Semarkona (LL3.00) y Bishunpur (LL3.15). La condrita Tieschitz desequilibrada (H/L3.6) alberga un anfíbol sódico-cálcico que indica metasomatismo fluido en o cerca del pico del metamorfismo térmico4. En los OC más equilibrados, los filosilicatos son aún más escasos o están totalmente ausentes; sin embargo, otras fases distintas a los filosilicatos sí indican alteración en estos objetos. Los procesos metasomáticos se registran en los OC de los tipos 3.6 a 3.9 por la presencia de sodalita, escapolita y nefelina; y de los tipos 4.0 a 6.0 por albita y feldespato portador de K5.

Muchos OC conservan registros de eventos de impacto debido a colisiones entre sus asteroides principales6,7,8,9,10. Dichos registros de impactos de meteoritos ayudan a limitar las condiciones de choque y, por lo tanto, los parámetros de los eventos de impacto, como la velocidad de encuentro y los tamaños de los impactadores y los objetivos. A su vez, la coevolución de los tamaños planetesimales y su excitación orbital pueden distinguir entre escenarios para la evolución temprana del sistema solar11. Los parámetros de choque se pueden inferir a partir de varias líneas de evidencia, incluida la brecha, la deformación en los minerales y la presencia y las características de textura de las vetas de fusión (MV) que a menudo contienen minerales de alta presión (HP)12,13,14,15,16,17 ,18,19,20. Un grupo notable de meteoritos conocidos como brechas polimícticas contiene fragmentos de múltiples objetos, presumiblemente derivados tanto del impactador como del objetivo de una o más colisiones y reensamblados como montones de escombros21. Aunque tales brechas no son inusuales, típicamente representan colisiones de baja velocidad; Las brechas polimícticas de impactos lo suficientemente rápidos como para formar minerales HP son poco comunes22,23. Aunque las colisiones fueron más comunes en la evolución temprana del sistema solar, existe una fuerte evidencia de que el cuerpo principal de la condrita L fue interrumpido por una gran colisión en 470 Ma24,25, lo que resultó en escombros que continúan dominando el flujo actual de meteoritos hacia el Tierra26.

Aquí presentamos nuevos datos sobre la caída histórica Kakowa, una condrita ordinaria L6 que cayó en Rumania el 19 de mayo de 1858 y se recolectó en minutos mientras, según los registros históricos, aún estaba caliente27. Se considera que Kakowa se encuentra en estado de shock S4-S5 (fig. 1). Estudiamos su textura, mineralogía y composición mineral mediante microscopía óptica y electrónica, microanálisis de sonda electrónica (EPMA), espectroscopía micro-Raman y difracción de retrodispersión de electrones (EBSD). Además, también adquirimos proporciones de isótopos de oxígeno in situ de algunas fases minerales mediante espectrometría de masas de iones secundarios (nanoSIMS) y proporciones de isótopos de Pb mediante espectrometría de masas de plasma acoplado inductivamente con múltiples colectores (MC-ICP-MS). Nuestros estudios documentan, primero, que Kakowa (como muchos meteoritos L6) contiene fases HP, concentradas en y adyacentes a las vetas de fusión, que requieren un fuerte impacto para formarse. En segundo lugar, documentamos bolsillos que contienen una serie de minerales novedosos, incluidas fases hídricas, que parecen ser exógenos a la roca huésped L6 y probablemente se emplazaron en fracturas durante una colisión posterior a baja velocidad. Usamos el término "exógeno" para indicar material que parece haber sido agregado a la roca al final de su historia.

(A) Macrofotografía del meteorito Kakowa (NHMV-A557) con una veta de fusión recta que atraviesa la masa terrestre. (B) Mosaico de imagen de electrones retrodispersados ​​(BSE) de la sección de Kakowa (NHMV-N6231) que muestra las áreas estudiadas dentro de las diferentes vetas de fusión (MV). Un rectángulo blanco discontinuo muestra el área que contiene las bolsas de material exógeno. Destacan los dos grandes cóndrulos (delineados por finas líneas blancas), uno de ellos claramente cortado transversalmente por MV3.

Argumentamos que la colisión de baja velocidad debe haber ocurrido después de la colisión de alta velocidad (aunque no tenemos restricciones sobre el intervalo entre los dos eventos), ya que las fases hídricas en el material exógeno no habrían sobrevivido a un fuerte evento de choque. El conjunto de minerales HP y los tamaños de sus MV anfitriones generan restricciones en las condiciones de presión-temperatura-tiempo del fuerte choque experimentado por Kakowa y contribuyen al registro de choque de las condritas L en general. Es probable, según los datos de la literatura de las condritas L, que el fuerte choque registrado por Kakowa se debió al gran evento de colisión que interrumpió el cuerpo principal de la condrita L en ~ 470 Ma24,25, en cuyo caso el impacto de baja velocidad representaría la continua evolución de colisión de la familia de asteroides resultante después de este tiempo. Además, las fases hídricas en el material exógeno indican que el material alterado estaba presente en la región del sistema solar que alberga al OC en esta etapa tardía.

La petrografía macroscópica de Kakowa se puede dividir en cóndrulos, masa de suelo, vetas de fusión y relleno de fracturas. En la masa fundamental, los granos de olivino muestran un fuerte mosaicismo y características de deformación plana. Un cóndrulo grande de grano fino (6,1 mm de diámetro) y un cóndrulo porfídico (3,5 mm de diámetro) dominan la sección estudiada (NHMV-N6231); el cóndrulo porfídico es atravesado por la MV más gruesa. Se supone que las tres MV principales subparalelas y las MV menores con otras orientaciones son el resultado de un evento de choque (Fig. 1); están predominantemente en contacto con olivino pero ocasionalmente también con piroxeno y granos de metal. El ancho del MV más grueso es casi constante (de ~ 300 a 360 μm) a lo largo de la superficie de la sección, mientras que los MV más delgados tienen un ancho variable. Los MV consisten en vidrio, clastos de silicato (olivino, piroxeno y plagioclasa), sulfuros, cromita y metal Fe-Ni. Los MV gruesos están divididos en zonas desde bordes que contienen vidrio, a través de capas cristalinas ricas en metales, hasta núcleos ricos en clastos de silicato (Figs. 2, 3). Las fracturas no muestran ninguna relación estructural sistemática con la roca huésped (Figs. 3, 4); sin embargo, un sistema de fracturas (de aproximadamente 1 cm de longitud total) atraviesa la veta de fusión y se bifurca para rodear un clasto compuesto de metal Fe-Ni. y sulfuro (Fig. 3A). Las fracturas son en su mayoría espacios vacíos, pero se observó relleno en tres bolsillos que rodean el clasto compuesto. El relleno contiene una matriz de grano fino que alberga fases angulares (consulte la sección "Relleno de fracturas"), probablemente formado como un agregado consolidado de granos detríticos sueltos que llenaron el espacio abierto en las fracturas (Fig. 3B).

Imágenes BSE de MV en Kakowa. (A) MV1a, que muestra ringwoodita (Rwt) (#1; espectro Raman MV1a-1 en la Fig. 5) en estrecha asociación con wadsleyita (#2; espectro Raman MV1a-2 en la Fig. 5). (B) MV1b, con intercrecimiento fino de solución sólida de majorita-piropo (Maj-grt) (#3, espectro Raman MV1b-3 en la Fig. 5) y magnesiowüstita (Mg-Wus). (C) MV2, que alberga jadeíta albítica (Jd) (#4; espectro Raman MV2–4 en la Fig. 5). (D) Vidrio de composición feldespática en MV2 que muestra laminillas de jadeíta albítica. (E) Ortopiroxeno de masa terrestre (Opx) (#5; espectro Raman MV1b-5 en la Fig. 5) en contacto con MV1b. Las bandas a lo largo del Opx son probablemente planos gemelos mecánicos (indicados por flechas blancas) debido al impacto5. Además, al contacto con MV, Opx se transforma en majorita (#6; espectro Raman MV1b-6 en la Fig. 5) y la olivina (Ol) se transforma parcialmente en ringwoodita. (F) MV2, Jadeíta albítica en contacto con majorita y ringwoodita.

Imágenes de EEB de la aparición de material exógeno en Kakowa. (A) Vista general que muestra una fractura a lo largo del borde de un clasto de sulfuro de metal, rellenado en parte con material brechado exógeno. El "punto 1" y el "punto de silicato" son áreas perforadas para el análisis de isótopos de Pb. (B) Fractura que cruza la masa de suelo que induce la brecha de los minerales anfitriones. (C) Una fractura que atraviesa la región rica en majorita de MV1b contiene material exógeno que incluye cristales tabulares de margarita (Mar). (D) Ampliación del cristal margarite; los cuadrados blancos indican la ubicación de los puntos de análisis de isótopos O nano-SIMS. El círculo blanco indica la ubicación del espectro Raman de margarita que se muestra en la Fig. 6A. La cruz blanca indica la ubicación del análisis EBSD de margarite que se muestra en la Fig. 6C. (E) El corindón (Crn) y la albita (Ab) en el material exógeno forman cristales angulares subédricos a anédricos. El punto 2 es una segunda región de matriz rica en Pb-Fe perforada para el análisis de isótopos de Pb. (F) La fayalita (Fa) en el material exógeno también es angular. (G) Ampliación del parche de relleno de fractura exógena que se muestra en el panel (A). (H) Ampliación adicional del mismo parche que muestra margarita y una fase de sílice (Sil) (abajo a la derecha de la figura), así como la textura general de granos cristalinos angulares consolidados en una matriz de retrodispersión brillante.

Caracterización de material de grano fino a partir de relleno de fracturas exógenas. (A) imagen BSE y (B) espectro EDS de grano de PbO adyacente a margarita. (C) Imagen BSE y (D) espectro EDS de la matriz rica en Pb-Fe.

En tres regiones de MV estudiadas en detalle, observamos los minerales HP ringwoodita, wadsleyita, majorita y jadeíta albítica (Fig. 2). Aunque la presencia de MV es obvia tras un examen casual del espécimen de Kakowa, este es el primer informe de minerales HP en este meteorito.

El núcleo de esta veta de fusión es principalmente un ensamblaje cristalizado de majorita + ringwoodita + magnesiowüstita (Fig. 2A; EBSD identificó magnesiowüstita). Agregados de ringwoodita policristalina de grano fino más wadsleyita ocurren localmente como clastos en el MV. A lo largo de los márgenes del MV, el olivino de la roca huésped se convierte en ringwoodita policristalina, seguido hacia el exterior por olivino que contiene laminillas de ringwoodita y luego por olivino no transformado. La zona de ringwoodita en algunos lugares se extiende más de 25 μm dentro de la roca huésped.

Un espectro Raman obtenido a partir de un grano de ~ 2–7 μm de largo en el núcleo de este MV (Fig. 2B) muestra el pico principal característico en ~ 927 cm−1 informado tanto para la majorita sintética como para la natural15,28,29. El patrón EBSD recogido en el mismo punto revela la estructura granate. El análisis EPMA muestra dos poblaciones de composiciones entre los granos con estas características Raman y EBSD: (a) majorita calcoaluminosa con hasta 4,7 % en peso de Al2O3, CaO en el rango de 1,6–2,4 % en peso y fórmula Na0,05–0,09Ca0 0,12–0,19Mg3,22–3,35Fe0,45–0,67Al0,21–0,38Si3,69–3,75O12; y (b) majorita de Fe-Mg del miembro casi final con fórmula Ca0.04-0.05Mg3.20-3.29Fe0.75-0.89Mn0.02-0.03Al0.01-0.02Si3.87-3.92O12.

Los dominios félsicos de forma irregular en esta área, de hasta ~ 20 μm de largo (Fig. 2C), consisten principalmente en vidrio feldespático, pero comúnmente contienen laminillas paralelas sub-μm de una fase cristalina (Fig. 2D). El análisis EPMA de las láminas arroja la fórmula (Na0.65Ca0.08K0.05□0.22)(Al0.81Si0.17Fe0.02)Si2O6, con Ca# [100 × Ca/(Ca + Na)] de 10.5. Con un 22 % de sitios M2 vacantes y un 17 % de Si en M1, se trata de jadeíta albítica, que es sensible al haz, como en la mayoría de los demás casos publicados30,31. El espectro Raman de la jadeíta albítica de Kakowa es característico de la estructura del clinopiroxeno, con un pico principal distintivo en 698 cm−1 y picos menores en 201, 376, 387, 432, 521, 574, 988 y 1035 cm−1 (Fig. 5 ). Los dos picos cerca de 1000 cm−1, relacionados con la vibración de los grupos [Si2O6]4−, están resueltos pero no tan distintos o bien separados como en el espectro ideal de jadeíta. El espectro Raman de la jadeíta del miembro cercano al extremo tiene picos principales en 700, 991 y 1040 cm−1 y picos menores en 204, 375, 385, 433, 525 y 575 cm−1 (RRUFF R050220.2), que es un coincidencia excepcionalmente buena con Kakowa a pesar de que nuestro análisis EPMA muestra claramente que el material Kakowa tiene una composición albítica. No se pudo obtener un patrón EBSD a partir de este material sensible al haz.

Espectros Raman seleccionados de minerales HP en Kakowa comparados con espectros de referencia para ringwoodita (RRUFF R070079), wadsleyita (RRUFF R090004), jadeíta (RRUFF R050220.2), piropo (RRUFF R080060) y enstatita (RRUFF R040094-3).

Las fracturas se rellenan, en tres bolsas que hemos identificado, con material exógeno, compuesto por granos angulares de corindón + fayalita + forsterita + albita + margarita + sílice + FeS (troilita) + Fe-Ni-metal embebido en un Fe- y Matriz rica en Pb (Figs. 3, 4). Una serie de análisis de rayos X de dispersión de energía (EDS) de la matriz de relleno de fractura muestra que tiene una composición heterogénea. Los cristales brillantes idiomórficos a subidiomórficos, de 2 × 3 μm, que constituyen ~ 20% en volumen del relleno de la fractura en algunos lugares, se reconocen como PbO. La matriz adyacente contiene más del 70 % en peso de FeO y hasta ~ 5 % en peso de MgO. El corindón, la albita, la fayalita (Fa99–100) y la forsterita (Fa25–26) se presentan como granos anédricos y subédricos de 10–20 μm, muchos de ellos de forma angular. La margarita se presenta como cristales prismáticos, de hasta ~ 20 μm de largo, con una composición de EPMA muy cercana a la ideal: Ca0.97Na0.03Fe0.06Al3.94Si2.02O10(OH)2 (el hidroxilo se infiere aquí). Los espectros Raman de estos granos de margarita muestran picos distintos en 395, 710, 898, 911 y 919 cm−1 (Fig. 6A), que coinciden muy bien con los picos principales del espectro de referencia de margarita en 392, 710 y 918 cm− 1 (RRFF R060839). La identificación de margarite se confirma aún más mediante EBSD (Fig. 6B, C).

(A) Espectro Raman seleccionado obtenido de margarita exógena en el corte transversal de relleno de fractura MV1b, en comparación con el espectro de referencia para margarita (RRUFF R060839). (B) Imagen de BSE sin recubrimiento del cristal de margarita que se muestra en la Fig. 3D, durante el análisis de difracción de retrodispersión de electrones (EBSD). (C) Patrón EBSD indexado con estructura margarita.

Se apuntaron tres puntos (cada uno de 50 a 100 μm de diámetro): primero, perforamos un punto en la masa base de silicato (Fig. 3A) como una evaluación del contenido de fondo de Pb, y luego se perforaron dos puntos en el relleno de fractura rico en Pb. material (Fig. 3A,E). Obtuvimos dos órdenes de magnitud más de Pb al perforar el material de relleno de fractura exógeno que a partir de la matriz de silicato (Tabla S1). Las proporciones de isótopos de Pb de los dos puntos en el relleno de la fractura son las mismas dentro del margen de error (Tabla S2): 206Pb/204Pb = 18,385, 207Pb/204Pb = 15,615, 208Pb/204Pb = 38,692 (Fig. 7). Esta composición de isótopos de Pb es consistente con condritas ordinarias (p. ej., Richardton (H5) y Kunashak (L6)32) o material terrestre (p. ej., arcilla pelágica33), pero no con condritas carbonáceas34,35. Por lo tanto, los datos de isótopos de Pb no ayudan a determinar si el Pb es un contaminante terrestre. Sin embargo, ayudan a rechazar la hipótesis de que la alteración del fluido responsable de la margarita ocurrió en un cuerpo carbonoso. Además, los datos indican una evolución de isótopos de Pb durante la mayor parte de la historia del sistema solar con un μ = 238U/206Pb ~ 9. Dada la concentración extrema de Pb del material muestreado, los datos muestran que el fraccionamiento U/Pb involucrado en hacer que la fractura se llene no sucedió en la historia temprana del sistema solar; es consistente con una edad de 470 Ma o menos.

Datos de 206Pb/204Pb frente a 207Pb/204Pb, trazados junto con el geocrono (4,55 Gyr), curvas de evolución para la matriz rica en Pb de Kakowa y reservorios de Pb terrestres y meteoríticos plausibles. El cuadro muestra el área ampliada en el recuadro, donde el material representa si ha evolucionado a lo largo de la historia del sistema solar con μ = 238U/206Pb ~ 8,9. Recuadro: una vista de primer plano que muestra los campos de datos de 206Pb/204Pb versus 207Pb/204Pb para Kakowa y reservorios terrestres de Pb seleccionados: basaltos de la dorsal oceánica (MORB), basaltos de islas oceánicas (OIB), corteza continental superior, corteza continental inferior, sedimentos pelágicos48 y depósitos de mineral de Pb tipo MVT49,50,51,52, así como un puñado de meteoritos OC que se ubican en esta región: Kunashak, Richardton y Forest City. Fuentes de datos de meteoritos: troilita de Canyon Diablo (CDT53), condritas ordinarias y carbonáceas32,34,35,53 y Kakowa (este estudio).

En una sola sesión en el nanoSIMS, analizamos dos olivinos estándar (olivino San Carlos terrestre y olivino Eagle Station de palasita), cuatro puntos en los minerales de masa fundamental de Kakowa (dos puntos de olivino y dos de ortopiroxeno) y cuatro puntos en minerales en el exógeno. relleno de fractura detrítico (dos puntos sobre corindón, uno sobre albita y uno sobre margarita). Los olivinos estándar coinciden con los valores aceptados tanto en δ17O como en δ18O, y los análisis de masa de suelo se trazan con precisión dentro del campo definido por los materiales típicos de condrita ordinaria L. Esto confirma que las mediciones durante esta sesión en la sección pulida de Kakowa tienen errores sistemáticos mínimos, aunque no podemos cuantificar los posibles efectos de matriz (porque todos los minerales están calibrados con un estándar de olivino). Lo que queda en la evaluación de los datos de la fase exógena es el error aleatorio. Las proporciones de isótopos de O medidas de las fases detríticas (corindón, albita y margarita) se agrupan alrededor de la misma región similar a OC del triple espacio de isótopos de oxígeno que los minerales de la matriz (Fig. 8). Los cuatro puntos se trazan por encima de la línea de fraccionamiento terrestre, pero las barras de errores de 2σ en cada uno de los cuatro puntos se superponen a la línea de fraccionamiento terrestre. Por lo tanto, no podemos decir con confianza que cualquiera de estos análisis, de forma aislada, es condrítico en lugar de terrestre. Sin embargo, se puede evaluar la probabilidad de que estos cuatro puntos se extraigan al azar de una distribución terrestre. Un cálculo de Monte Carlo que asume una distribución normal para contar el error estadístico en 16O, 17O y 18O muestra que los cuatro puntos analizados se trazan en una línea de fraccionamiento de masa correspondiente a Δ17O = + 2,5 ± 1,1‰. Es decir, la hipótesis nula de que los datos se extraen de una población terrestre se rechaza al nivel de 2,3 sigma. Solo hay un 1% de probabilidad de que estos datos surjan al azar de una muestra de material terrestre. La probabilidad de que sean material de condrita carbonácea es aún menor.

Diagrama de triple relación de isótopos de oxígeno con las líneas de referencia CCAM (Carbonaceous Chondrite Anhydrous Minerals, pendiente 1) y TF (Terrestrial Fractionation, pendiente 0.5)54,55, datos para patrones terrestres y meteoríticos (SCOL San Carlos Olivine, terrestre, ESOL Eagle Station Olivine , un meteorito de palasita), y datos de la masa fundamental de Kakowa (olivino y enstatita) y el relleno de fractura exógeno de Kakowa (corindón, albita, margarita). También se trazan los datos de las condritas ordinarias56. Las barras de error son 2σ. Δ17O es la distancia vertical de un punto desde la línea TF en este gráfico.

Como muchas de las condritas L, especialmente los meteoritos L6, Kakowa muestra una clara evidencia de un fuerte evento de choque (Fig. 1). Generalmente se clasifica como etapa de choque S4-S5 debido a la presencia de maskelinita, microestructuras de choque en olivino (mosaicismo de débil a fuerte) y vetas de fusión obvias36,37 (Fig. 1B). Aquí documentamos por primera vez que este meteorito en particular, Kakowa, contiene un conjunto de fases de alta presión conservadas, que se encuentran dentro de los MV. Su mineralogía y química, junto con el ancho físico de sus MV anfitriones, generan restricciones definidas en los parámetros del fuerte impacto experimentado por este fragmento particular del cuerpo principal de L-condrita.

La aparición de wadsleyita sugiere una presión (P) superior a 13 GPa hasta un máximo de 22 GPa, mientras que la ringwoodita sugiere un rango de P superpuesto pero ligeramente superior de 18–23 GPa; para ambas fases los límites de presión en sus campos de estabilidad dependen de la temperatura (T) y el contenido de Fe. La composición medida del granate majorítico es consistente con P en el rango de 17–20 GPa y T entre 1800 y 2100 °C38. La coexistencia de las tres fases HP permite la heterogeneidad espacial o temporal a pequeña escala del campo P.

El espectro Raman de un vidrio rico en Na-Si de composición feldespática (Figs. 2D, 3) sugiere un piroxeno similar a la jadeíta, pero el análisis EPMA revela que este material no es verdadera jadeíta estequiométrica. Con vacantes en M2 y exceso de Si acomodado en el sitio M1, se trata de jadeíta albítica. Actualmente, las implicaciones de la formación de jadeíta albítica para el choque P y T no están calibradas; el conocido campo de estabilidad experimental de la verdadera jadeíta puede no ser una guía útil. Sin embargo, el estado de los feldespatos en Kakowa aún genera algunas limitaciones en las condiciones de choque. Dejando a un lado la cuestión de la preservación, la ausencia de lingunita sugiere una P máxima < 21 GPa y la ausencia de ferrita de Ca, perovskita de Ca o granate rico en Ca sugiere, al menos localmente, una P ≤ 15,5 GPa. La presencia de piroxeno similar a la jadeíta cerca del centro y ringwoodita en el borde del MV más ancho nuevamente sugiere gradientes de P temporales probables (p. ej., 39).

Con respecto a la duración del pulso de alta presión durante el fuerte evento de choque, es convencional suponer que las vetas de fusión experimentan un calentamiento local por encima del liquidus de la roca huésped, seguido de un enfriamiento conductivo debido a la matriz de temperatura más baja a lo largo de sus paredes. Además, si se libera la presión antes de que se enfríe por debajo del liquidus, no se observarán las fases HP. De hecho, la temperatura debe caer muy por debajo del liquidus antes de que se libere la presión para garantizar la conservación de las fases HP, que son metaestables a presión ambiental. Los modelos térmicos de enfriamiento de MV para el ancho de la veta más ancha, que alberga ringwoodita, majorita y wadsleyita, sugieren tiempos de enfriamiento conductivo de 26 a 37 ms (para obtener detalles, consulte la sección "Estrategia de modelado"). La preservación de la ringwoodita en el centro de MV1 sugiere que la temperatura cayó por debajo de los 1000 °C, mientras que P permaneció > 18 GPa20. La wadsleyita puede crecer a velocidades lineales ~ 1 m/s40, por lo tanto, los tamaños de cristal de wadsleyita observados solo requieren que el MV pase unos pocos μs en el campo de wadsleyita antes de apagarse. La duración de un pulso de alta presión se establece aproximadamente por la relación entre el diámetro del objeto más pequeño involucrado en una colisión y la velocidad de encuentro, o por el tiempo de viaje del choque bidireccional a través del cuerpo más pequeño, lo que sea más corto9. Una duración de al menos 10−3 s41, dado que los choques lo suficientemente fuertes como para alcanzar el pico P > 18 GPa viajan a través de la roca a una velocidad del orden de 5 km s−1, sugiere que el objeto más pequeño involucrado en esta colisión tenía un diámetro de al menos varios metros. Es difícil proporcionar un límite superior para este diámetro; por lo tanto, este resultado es consistente con, pero no requiere, la hipótesis de que el fuerte choque resultó del evento de interrupción catastrófica en 470 Ma (que probablemente involucró objetos de escala km39).

La presencia de vetas discretas indica heterogeneidad del campo T, probablemente el resultado del colapso de la porosidad espacialmente variable durante la compresión de choque o el deslizamiento a lo largo de bandas de corte localizadas. Es probable que sea un ejercicio mal definido intentar establecer una única condición de pico global P o T para el meteorito, mucho menos para las condiciones máximas experimentadas en cualquier parte del cuerpo principal durante el evento de impacto asociado. Sin embargo, las condiciones están dentro del rango inferido de los estudios de fases HP, venas fundidas y texturas en otras condritas L616,18,20,39,42,43,44,45,46.

Identificamos bolsas de cristales detríticos y fracturas de relleno de matriz rica en Pb-Fe que cortan transversalmente las venas de fusión formadas por el fuerte choque (Figs. 3, 4). En principio, este relleno de fractura podría tener varias fuentes. Podría derivarse de: (1) el mismo cuerpo principal que Kakowa, (2) un objeto extraterrestre diferente que chocó con el cuerpo principal, o (3) de la contaminación terrestre. Dada su textura detrítica consolidada y su extensa historia, varias partes del relleno de la fractura podrían provenir de más de una de estas fuentes. Kakowa es una caída histórica que se recuperó a los pocos minutos del aterrizaje27, pero para excluir la contaminación terrestre (p. ej., durante la preparación de la muestra), investigamos el origen de este material mediante áreas de microfresado de la matriz de relleno de fractura para análisis de isótopos de Pb y mediante nanoSIMS en análisis isotópico in situ del oxígeno triple de las fases exógenas. Los resultados del isótopo de Pb, como se discutió anteriormente, son ambiguos y sirven solo para excluir el enriquecimiento de Pb antiguo y las fuentes de condrita carbonácea para la matriz de relleno de la fractura. Los resultados de isótopos de oxígeno en los granos detríticos son más significativos. Los minerales de la masa fundamental (enstatita, olivino forsterítico) se encuentran constantemente cerca del rango OC en el gráfico de tres isótopos de oxígeno, por encima de la línea de fraccionamiento terrestre (TFL). Ni la masa fundamental ni los minerales detríticos se trazan en la línea de minerales anhidros de condritas carbonáceas (CCAM). Los valores de Δ17O de todas las fases medidas de Kakowa son indistinguibles, pero como población, están estadísticamente separados de Δ17O = 0 (TFL). Por lo tanto, los resultados del isótopo de oxígeno son más consistentes con los minerales detríticos, como los minerales de la masa terrestre de Kakowa, que provienen de una fuente de condrita ordinaria (Fig. 8). Aunque el corindón podría estar asociado con CAI de condritas carbonáceas, también está presente en otros grupos de meteoritos47 y, en el presente caso, su firma de isótopo O indica un origen de condrita ordinaria. No podemos resolver si los componentes exógenos y nativos de Kakowa provienen de diferentes reservorios de oxígeno, pero con cierta confianza podemos excluir la hipótesis de que las fases detríticas son de origen terrestre o de condrita carbonácea.

Quizás la característica más distintiva del material exógeno es la presencia de la margarita de mica cálcica hidratada. La margarita puede formarse por hidratación de anortita, con o sin corindón57. En ausencia de corindón, la reacción produce un exceso de SiO2:

mientras que en presencia de corindón, la margarita puede formarse sin producir sílice:

En el material exógeno de Kakowa, la margarita coexiste con corindón y sílice (Fig. 3). La albita está presente pero no la anortita. Dado el modo detrítico de ocurrencia de estas fases, no sabemos si la margarita se formó en presencia de las fases con las que ahora coexiste. Es muy probable que el precursor fuera un feldespato con calcio, ya que los feldespatos cálcicos se encuentran tanto en fases primarias (Semarkona LL3.0058) como en condritas ordinarias equilibradas. Los estudios muestran que la anortita está presente en grados de metamorfismo térmico hasta L4, pero solo se encuentra albita en L5 o más59,60. Por lo tanto, encontrar margarita en un L6 es desconcertante, excepto que la encontramos en un relleno de fractura detrítico exógeno. La explicación más simple es que el relleno de la fractura se deriva de material de condrita ordinaria que experimentó metamorfismo térmico de etapa 4 o inferior, así como alteración de fluidos. Además, los análisis EBSD del material exógeno indican minerales bien cristalizados. Esto indica que la margarita no es simplemente un producto de alteración acuosa a baja temperatura, que se esperaría que produjera fases poco cristalizadas y de grano fino. Más bien, la margarita indica un proceso de dos etapas de hidratación a baja temperatura seguido de metamorfismo térmico y recristalización. Dicho procesamiento térmico puede haber destruido otras fases que se esperaría que se desarrollaran durante el proceso de alteración acuosa (o estas fases pueden permanecer pero ser demasiado pequeñas o poco cristalinas para caracterizarlas). Sin embargo, el olivino en el material exógeno es heterogéneo (hay presencia de forsterita y fayalita) y, por lo tanto, probablemente provenga de un objeto de tipo 3 que no experimentó tal metamorfismo térmico. Por lo tanto, el material exógeno en sí mismo es una yuxtaposición detrítica de material ordinario derivado de condritas con distintas historias, y no un conjunto equilibrado. Por lo tanto, el impactador de baja velocidad en sí mismo puede haber sido una brecha polimíctica.

En principio, la alteración del fluido que formó la margarita podría haber ocurrido antes o después de la inyección de los detritos exógenos en las fracturas de Kakowa. Sin embargo, no hay evidencia (a la escala de una sección) de infiltración de fluidos en la masa terrestre, los cóndrulos o las venas de fusión de Kakowa. Hay suficiente porosidad para que los fluidos que se filtran a través del material exógeno probablemente también hayan alterado otras partes de la muestra, si la alteración siguió a la inyección. Por lo tanto, preferimos un escenario en el que la alteración del fluido y la posterior maduración térmica formaron la margarita antes de su inyección en las fracturas de Kakowa.

La fayalita y la sílice en el relleno de la fractura son consistentes con la secuencia de eventos que inferimos de los grandes granos cristalinos de margarita. Se ha inferido que la sílice de las acondritas se deposita a partir del agua durante la alteración de los fluidos61. Luego, los cálculos termodinámicos muestran que el ensamblaje de fayalita y sílice en las condritas ordinarias refleja un evento inicial de alteración del fluido a baja temperatura seguido de maduración térmica62.

En este momento, no comprendemos el mecanismo de enriquecimiento de Pb responsable de formar los cristales de PbO y la matriz rica en Pb del relleno de la fractura. Aquí consideramos las opciones plausibles y las restricciones proporcionadas por nuestros datos. La primera explicación lógica del origen del plomo es la contaminación terrestre, ya sea antes de la recolección, durante el almacenamiento en el museo o durante la preparación de la sección. Nuestros datos de isótopos de Pb no excluyen una fuente terrestre común para el Pb. Sin embargo, juzgamos que la adición de suficiente Pb para constituir varios porcentajes en peso del relleno de la fractura durante unos pocos minutos27 entre la caída y la recolección es altamente improbable. Siguiendo a King et al.63, un siglo de almacenamiento en museos puede conducir a la oxidación de minerales que son inestables en la atmósfera terrestre oxidante y acuífera, como FeS, Fe-Ni-metal o sulfatos de Pb. Si el Pb ya estuviera presente en el ensamblaje, podría haber formado óxido de Pb durante el almacenamiento, pero la fuente de Pb aún probablemente habría sido extraterrestre. El único escenario que imaginamos en el que el Pb sería completamente de origen terrestre sería el metal Pb derivado de una placa de pulido, luego oxidado a PbO durante el almacenamiento de la sección preparada.

La segunda fuente para el Pb que es consistente con los resultados del isótopo Pb es un depósito de condrita ordinario. En el raro ejemplo de los granos de PbO en el borde de un cóndrulo en Chainpur (LL3.4)64, la sistemática U-Pb sugiere que el calentamiento durante el evento de ruptura de la condrita L liberó el Pb de la troilita o metal que contiene Pb. En Kakowa, la troilita y el metal en el relleno de la fractura no contienen Pb observable, lo que dificulta juzgar si todo el Pb se liberó de estas fases o nunca estuvo presente.

En cualquier caso, el problema de la fuente de Pb, si bien no está resuelto en este momento, puede considerarse por separado de la fuente de los granos detríticos alojados en el relleno de fractura rico en Pb. Confiamos en los resultados de isótopos de oxígeno de estos para mostrar que la margarita, el corindón y la albita no son terrestres y probablemente provienen de un reservorio de condrita común que experimentó una alteración del fluido seguida de una maduración térmica.

En la sección estudiada de Kakowa, encontramos vetas de fusión por choque que contienen minerales de alta presión que están atravesadas por fracturas llenas de material exógeno. Concluimos por lo tanto que Kakowa conserva un registro de al menos dos eventos de impacto. El evento de impacto de baja velocidad debe ocurrir después del impacto de alta velocidad, pero no podemos restringir la diferencia de tiempo entre ellos. Los dos eventos pueden no estar relacionados o, por el contrario, podría ser que el evento de baja velocidad fuera un impacto secundario entre fragmentos de escombros del impacto de alta velocidad42,65.

Aunque la datación de los eventos de choque puede ser un desafío porque es posible que solo restablezcan parcialmente algunos sistemas radiométricos, está ampliamente aceptado, sobre la base de numerosos estudios, que muchas condritas L conservan un registro de un fuerte choque en ~ 470 Ma24,25,66,67, 68, comúnmente asociado con el oscurecimiento por choque, la formación de vetas de fusión y la creación de minerales HP. Por ejemplo, los meteoritos Peace River, Taiban, Mbale y Sixiangkou incluyen las características anteriores relacionadas con el impacto12,25,43,44,45,46,65,69,70. Este evento es tan omnipresente entre las L-condritas que generalmente se supone que representa la era de la interrupción catastrófica del cuerpo principal de las L-condritas24,25,71.

Sin embargo, la ruptura del cuerpo principal no tiene por qué ser el último evento de impacto experimentado por sus fragmentos. De hecho, la condrita Ghubara L5, por ejemplo, contiene un xenolito afín con una edad 40Ar/39Ar ligeramente más joven que la ruptura (445 Ma). El cuerpo principal de L-condrita se rompió en numerosos fragmentos de asteroides conocidos como la familia Gefion71. A su vez, uno o más de estos fragmentos pueden haber chocado con otros asteroides. Los meteoritos Polymict OC, que contienen litologías de varios tipos72, rara vez albergan clastos de xenolitos que experimentaron diferentes historias de choque y conservan diferentes etapas de choque (p. ej., meteorito de St. Mesmin73). En el presente caso, documentamos una colisión adicional entre un fragmento L6 fuertemente impactado y otro objeto con afinidad de condrita ordinaria probable, tipo metamórfico térmico inferior y antecedentes de alteración de fluidos. No podemos decir, con los datos actuales, si este objeto representa: (1) otro fragmento del cuerpo principal de L-condrita, excavado a menor profundidad y colocado en una órbita cruzada con baja velocidad de encuentro, o (2) un cuerpo no relacionado. El último impacto involucró la brecha en el estado sólido, sin un calentamiento por impacto suficiente para descomponer la margarita. Los minerales exógenos ciertamente no experimentaron condiciones de choque comparables a las vetas de fusión cercanas (P > 18–23 GPa y T > 1800–2100 °C). Aunque los impactos entre planetesimales fueron más comunes en los primeros 100 millones de años de la historia del sistema solar, aquí inferimos que este impacto probablemente sea menor de ~ 470 Ma.

Los datos presentados aquí son compatibles con una serie de historias detalladas de impacto y alteración del cuerpo principal. Por ejemplo, no podemos descartar que Kakowa registre una fuerte descarga que no logró interrumpir el cuerpo principal, seguida de una descarga débil que, sin embargo, representa el evento de interrupción. Sin embargo, este escenario parece poco probable, ya que el impacto débil se registra por la presencia real de material exógeno del impactador y, por lo tanto, no representa un registro de una colisión importante en otra parte del cuerpo, atenuada por la distancia. El proceso físico detallado (p. ej., el papel de los fluidos) mediante el cual se colocó el relleno en las fracturas no está claro, pero parece probable que la profundidad máxima de inyección de material en fracturas estrechas durante un impacto débil sea bastante limitada. Por lo tanto, podemos inferir que, después del procesamiento de choque térmico y (fuerte) (quizás durante la fragmentación del cuerpo principal), el material que se convertiría en el meteorito Kakowa fue excavado cerca de la superficie, donde podría fracturarse fácilmente y recibir material transferido desde un impactador de baja velocidad. Con base en esta inferencia, sugerimos que los choques fuertes y débiles registrados en Kakowa no ocurrieron ambos en el cuerpo original intacto. Otra posibilidad es que un tercer impacto haya interrumpido el cuerpo principal sin impactar significativamente el fragmento del que se origina Kakowa. El escenario más probable, desde nuestro punto de vista, sigue siendo la interrupción del cuerpo principal de L-condrita a ~ 470 Ma por una gran colisión entre cuerpos con alta velocidad de encuentro, registrada por el fuerte conjunto de choque en Kakowa, seguido de un impacto de baja velocidad. (registrado por la fractura y el material de relleno exógeno) entre fragmentos de este evento, que se colocaron en órbitas relacionadas dentro de una familia de asteroides.

Kakowa alberga un registro mineral único entre las condritas ordinarias estudiadas hasta la fecha. Una de las vetas de fusión formadas durante un fuerte evento de choque está atravesada por una fractura rellenada por un material exógeno único que contiene la margarita en fase hidratada junto con corindón, fayalita, forsterita, albita y sílice incrustados en un depósito rico en Fe y Pb. matriz. La mineralogía, las proporciones de isótopos de oxígeno y las proporciones de isótopos de Pb del material exógeno son más consistentes con la derivación de una condrita ordinaria que conserva una historia más intensa de alteración de fluidos y un menor grado de metamorfismo térmico que el resto de Kakowa, lo que sugiere que la alteración de el material exógeno y el metamorfismo de la mayor parte de Kakowa son anteriores a su yuxtaposición. La inyección de las fases exógenas registra un segundo evento de impacto, con baja velocidad de encuentro, que es posterior al fuerte choque y probablemente también posterior a la ruptura del cuerpo principal de L-condrita.

Se examinó una sola sección pulida gruesa (500 μm de espesor) del meteorito Kakowa (NHMV-N6231) en busca de indicadores de choque con un enfoque en sus venas de fusión (MV). Once áreas ubicadas en los tres MV subparalelos se analizaron mediante microscopía óptica, microscopía electrónica de barrido y microanálisis con sonda electrónica para textura y química mineral (MV1 a MV11 en la Fig. 1). Dos de las regiones (MV1 y MV2) se estudiaron más a fondo con espectroscopía Raman coubicada para acoplar la caracterización estructural y composicional en puntos comunes.

Utilizamos microscopía de luz transmitida y reflejada para caracterizar la textura y la probable mineralogía de fases lo suficientemente grandes como para ser resueltas ópticamente.

La microscopía electrónica de barrido (SEM de emisión de campo; JEOL JSM-IT300LV en NHM Viena y Zeiss 1550VP en Caltech) produjo imágenes, composición preliminar por espectroscopia de rayos X de dispersión de energía y determinación de estructura por EBSD. Se realizaron análisis EBSD de cristal único a escala submicrométrica a 20 kV y 6 nA en modo de haz enfocado con una platina inclinada a 70° en secciones sin recubrimiento en modo de "presión variable" (25 Pa de gas N2 en la cámara para reducir la carga de la muestra) . Se realizaron imágenes, mapeo, análisis EDS semicuantitativo y EBSD utilizando los paquetes de software SmartSEM, AZtec y Channel 5.

El microanalizador de sonda de electrones produjo química cuantitativa de elementos principales utilizando un instrumento EPMA de emisión de campo JEOL JXA8530F (FE-EPMA) equipado con cinco espectrómetros de dispersión de longitud de onda (WDS) y un espectrómetro de dispersión de energía (EDS) en el NHM de Viena, Austria. Todos los análisis fueron adquiridos utilizando 15 kV. Para los minerales, se utilizó una corriente de haz focalizado de 15 nA, un tiempo de conteo de 20 s en la posición máxima y 10 s para cada fondo. Para los análisis de vidrio, se utilizó un haz ligeramente desenfocado (5 μm de diámetro), una corriente de sonda de 5 nA y tiempos de conteo de 10 s en el pico y 5 s en cada posición de fondo. Los estándares minerales naturales utilizados fueron albita (Na, Si, Al), wollastonita (Ca), olivino (Mg), almandino (Fe), espesartina (Mn), ortoclasa (K), rutilo (Ti), cromita (Cr) y Ni-óxido (Ni) con corrección de matriz ZAF.

Los análisis de espectroscopia Raman se recolectaron de la sección delgada pulida de Kakowa utilizando un microscopio Raman confocal dispersivo, Renishaw inVia Reflex en la Fundación Nacional de Investigación Helénica. Los análisis utilizaron un láser de iones de Ar de 514 nm y una lente de objetivo de 100 × y los espectros se recopilaron en la región de 200 a 1600 cm−1. Adquirimos los espectros con mucho cuidado enfocándonos en la superficie de las muestras, con una potencia de láser de ~ 5 mW para evitar la destrucción del área de análisis. El tiempo de adquisición fue de 30 a 60 s con un promedio de 5 acumulaciones. Se recogieron espectros Raman adicionales con un microscopio Raman confocal InVia de Renishaw en el Laboratorio de espectroscopia mineral de Caltech. El láser de 514 nm se ajustó a una potencia de < 2 mW para evitar daños por láser. Cada espectro se recogió durante 5 s con rejillas de difracción de 3000 líneas/mm, correspondientes a desplazamientos Raman de 200–1100 cm−1. Se utilizó el ajuste de picos gaussiano-lorentziano (fityk versión 0.9.8) para eliminar el fondo y estimar los centros de los picos con una precisión de ~ ± 0,2 cm−1. Los espectros Raman de las fases con alto contenido de P y la margarita se compararon con los datos publicados de la base de datos RRUFF.

Espectrometría de masas de plasma acoplado inductivamente con colector múltiple: análisis de isótopos de Pb en el Isotoparium (Caltech). La sección montada del NHMV-N6231 se microperforó con un GEOMILL 326 equipado con una broca de carburo de tungsteno. En cada uno de los tres puntos de perforación, se recuperaron tres alícuotas de polvo, perforando sucesivamente hasta una profundidad de 10–20 μm, 50–60 μm y 80–100 μm. La primera alícuota de polvo se obtuvo perforando "en seco" el material y luego pipeteando 4–6 μL de MQ-H2O en la superficie para suspender el material, recuperando la gota y transfiriendo a un vaso de precipitados de PFA limpiado con ácido que contenía 1 mL de HNO3 1 M (dos veces destilado a partir de HNO3 grado reactivo ACS). Los dos segundos puntos se perforaron "húmedos" pipeteando primero una gota de 4 a 6 μL en la superficie que rodea la broca, luego perforando para suspender el material liberado dentro de la gota y finalmente recuperando la gota y transfiriéndola a un PFA limpiado con ácido. vaso de precipitados con 1 ml de HNO3 1 M. Después de perforar la profundidad final, se pipeteó una gota adicional de 4–6 μL sobre y fuera de la superficie para recuperar el polvo restante. Los vasos de precipitados que contenían el material recuperado en HNO3 1 M se colocaron en una placa caliente a 140 °C durante varias horas para digerir las fases que contenían Pb.

Después de la digestión de las fases huésped de Pb, se tomó una alícuota de 50 μL (5 % del total de la digestión) y se diluyó con 0,95 mL de HNO3 0,45 M. La concentración de Pb se comprobó en estas soluciones en un NeptunePlus MC-ICP-MS (Thermo Scientific) mediante calibración de un punto con una solución de Pb de 200 ppb (SPEX). Las muestras que contenían > 10 ng de Pb se diluyeron luego a 15 ng/go 6,25 ng/g para el análisis isotópico. A estas soluciones, se agregó Tl para corregir el sesgo de masa instrumental74, de modo que la solución final tuviera una relación Pb:Tl de 4:1. Las soluciones de patrón interno se prepararon con las mismas concentraciones de Pb y Tl (15 ng/g Pb + 3,75 ng/g Tl y 6,25 ng/g Pb + 1,625 ng/g Tl) utilizando estándares certificados por SPEX.

Las composiciones isotópicas de Pb y Tl de la muestra y las soluciones estándar se analizaron en el NeptunePlus MC-ICP-MS utilizando una cámara de pulverización de vidrio, conos de muestreador y skimmer regulares y un nebulizador de PFA nominal de 50 μL/min, lo que produjo ~ 57 V/ppm de Pb. Cada análisis consistió en 50 ciclos de medición de 4.914 s en modo estático, con interferencias de mercurio monitoreadas en copa L3 (202Hg), e isótopos de Tl y Pb medidos en L2 a H3 (L2: 203Tl, L1: 204Pb, C: 205Pb, H1: 206Pb, H2: 207Pb y H3: 208Pb). Todas las copas estaban equipadas con amplificadores de 1011 Ω. Los datos sin procesar se corrigieron para el sesgo de masa instrumental a través de la normalización externa con Tl64. Para cada análisis, el sesgo de masa (β en la ecuación 10 de la Ref. 75) se calculó utilizando la relación 203Tl/205Tl medida, una relación de normalización de 0,418922 y las respectivas masas molares (M203 = 202,972344 y M205 = 204,974427). Luego se calcularon las proporciones reales de isótopos de Pb utilizando el valor β determinado, las masas molares de los isótopos de Pb (M204 = 203,973043, M206 = 205,964465, M207 = 206,975897, M208 = 207,976652) y la proporción de isótopos de Pb medida (20xPb/204Pb) . Cada solución de muestra se analizó entre cinco y seis veces. Los datos finales se informan como la media y 2σ de los análisis repetidos (entre ± 0,004 y 0,012 para 206Pb/204Pb). La reproducibilidad externa se evaluó utilizando 30 análisis repetidos de soluciones SPEX Pb + Tl, lo que arrojó un 2SD de ± 0,026 (2SE de ± 0,011 para n = 6) para 206Pb/204Pb.

Los resultados (en ng de Pb) obtenidos de la mancha de silicato y las otras dos áreas ricas en Pb (Punto #1 y Punto #2), se dan en la Tabla S1. Se muestra claramente que los primeros 10–20 μm contienen poco o nada de Pb (parece estar eliminando la capa superficial de pegamento/pulido que cubre la sección de la muestra). Las perforaciones más profundas en realidad toman muestras del material rico en Pb. En la mancha de silicato, se recuperan 2 órdenes de magnitud menos de Pb, lo que demuestra que la contaminación del blanco del taladro en sí no es un problema).

NanoSIMS: el análisis de isótopos de oxígeno se llevó a cabo en un instrumento Cameca NanoSIMS 50L en Caltech. Se usó un haz primario de iones Cs + de 8 kV con una corriente de ~ 1 pA para pulverizar las fases minerales objetivo en un área de 3 × 3 μm. Los iones secundarios de 16O-, 17O- y 18O- a -8 keV se midieron simultáneamente con multiplicadores de electrones (EM) a poderes de resolución de masa superiores a 8000, lo suficientemente altos como para resolver las interferencias con los iones de interés. Se utilizó un cañón de electrones de incidencia normal (NEG) con un potencial de aceleración de 8 kV para la compensación de la carga de la muestra. El tiempo de recopilación de datos de cada punto de datos fue de aproximadamente 70 minutos, debido a la baja tasa de conteo de 17O−. Los datos se corrigieron para el fondo y el tiempo muerto de los EM. Se utilizó un estándar de olivino San Carlos para calibrar el fraccionamiento másico instrumental para todas las fases minerales. También se utilizó un estándar de olivino Eagle Station para examinar la precisión del análisis entre las muestras. Los errores analíticos 2σ para δ17O, δ18O y Δ17O son ~ 3,5 ‰, ~ 1,5 ‰ y ~ 4 ‰, respectivamente.

Nos acercamos a la veta de fusión como una característica de forma tabular (losa caliente de espesor 2w), rodeada de material totalmente sólido a la temperatura T0 = 100 °C, mientras que el interior de la veta está totalmente fundido a la temperatura Tm = 2000 °C. El tiempo máximo requerido para la solidificación completa del fundido interior se estimó siguiendo los procedimientos de Turcotte y Schubert76 y Langenhorst y Poirier77. La veta se enfriará y solidificará en el tiempo ts dado por la ecuación

donde κ es la difusividad térmica y λ es un coeficiente adimensional que representa las condiciones de contorno y el calor latente. El coeficiente λ se obtiene resolviendo numéricamente la ecuación

donde L es el calor latente de cristalización, Cp es el calor específico y erf es la función de error. Utilizamos para el modelado de una veta de fusión en Kakowa los siguientes valores: L = 320 kJ kg−1, Cp = 1,2 kJ K−1 kg−1 y κ = 10−6 m2 s−1. La temperatura en el límite con el material de masa terrestre circundante cuando la veta se solidifica viene dada por:

Los parámetros anteriores arrojaron λ = 0.93, Tb = 1148 °C, mientras que el tiempo de enfriamiento fue de 26 y 37 ms para el espesor mínimo (300 μm) y máximo (360 μm) de la vena de fusión más gruesa.

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Descargar referencias

IB agradece al proyecto SYNTHESYS [AT-TAF-30], financiado por la UE, que proporcionó fondos para viajes, alojamiento y costos de instrumentos mientras usaba SEM y EPMA en el NHMV. Stamatios Xydous agradece enormemente a "The Barringer Family Fund for Meteorite Impact Research" por su apoyo. Los autores agradecen a Dan Topa por su ayuda con los análisis de EPMA.

Los análisis en Caltech fueron financiados por el premio 80NSSC18K0532 de la NASA. PDA reconoce el premio NSF 1947614. Los análisis de isótopos de Pb fueron financiados por la subvención MGG-2054892 de NSF, una beca Packard Fellowship y los fondos iniciales de Caltech para FLHT.

Universidad Agrícola de Atenas, Iera Odos 75, 11755, Atenas, Grecia

IP Baziotis y S. Xydous

División de Ciencias Geológicas y Planetarias, Instituto de Tecnología de California, Pasadena, CA, 91125, EE. UU.

Ma, C., Guan, Y., Hu, J. y Asimow, PD

Museo de Historia Natural de Viena, Burgring 7, 1010, Viena, Austria

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The Isotoparium, División de Ciencias Geológicas y Planetarias, Instituto de Tecnología de California, Pasadena, CA, 91125, EE. UU.

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Todos los autores diseñaron esta investigación. Todos los autores observaron, analizaron las secciones de meteoritos y participaron en la redacción y revisión del manuscrito.

Correspondencia a IP Baziotis.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Baziotis, IP, Ma, C., Guan, Y. et al. Evidencia única de alteración de fluidos en la condrita ordinaria de Kakowa (L6). Informe científico 12, 5520 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-09465-6

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Recibido: 06 Octubre 2021

Aceptado: 24 de marzo de 2022

Publicado: 12 abril 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-09465-6

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