カコーワ (L6) 普通コンドライトにおける流体変化のユニークな証拠

Sep 15, 2023

Scientific Reports volume 12、記事番号: 5520 (2022) この記事を引用

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57 オルトメトリック

メトリクスの詳細

隕石は、変化、変成作用、衝撃現象など、母天体の過程の証拠を保存します。今回我々は、カコーワ (L6) の普通コンドライト (OC) が、コランダム、曹長石、シリカ、ファイアライト、フォルステライト、マーガライトなどの角礫岩や変質物体からのショックメルト鉱脈と砕屑粒子のポケットの両方を Pb および Pb 合金で保存していることを示します。鉄が豊富なマトリックス。観察された鉱物学的性質と組織を保存するには、少なくとも 2 つの一連の衝突が必要です。まず、高速衝突により、高圧鉱物であるリングウッダイト、ワズレー石、マジョライト、曹長石翡翠を含む衝撃溶融鉱脈が形成されました。その後、低速の衝撃によって亀裂が形成され、砕け散った物質で亀裂が満たされました。酸素と鉛の同位体比は、これらの砕屑性鉱物の OC 起源を示唆しています。流体の変質は炭素質コンドライトでは一般的ですが、OC 酸素同位体特徴を持つマーガライトの発見は新規です。 Kakowa は、L6 の通常のコンドライト全般の影響と変化の歴史の両方を拡張します。

隕石は、原始太陽系の物質が熱変成、流体の変質、母天体の衝撃損傷などのプロセスによって受けた変化の証拠を保存しています。液体の水の作用に関する最も直接的な証拠は、二次含水鉱物の保存であり、これまでのところ主に炭素質コンドライトで記録されています1。特に、CV 炭素質コンドライトの酸化されたサブグループには、マーガライト、ベスビア石、カオリナイトが含まれることが知られています 1,2。通常のコンドライト (OC) では、Brearley3 によって指摘された唯一の含水二次相は、非平衡隕石セマルコナ (LL3.00) およびビシュンプール (LL3.15) に含まれる細粒の鉄に富むスメクタイトです。非平衡コンドライトティーシッツ (H/L3.6) には、熱変成のピークまたはそれに近い流体変成作用を示すナトリウム石灰質角閃石が存在します。より平衡化された OC では、層状ケイ酸塩はさらに稀であるか、まったく存在しませんが、層状ケイ酸塩以外の相はこれらの物体の変化を示しています。タイプ 3.6 から 3.9 までの OC では、ソーダライト、スキャポライト、霞石の存在によって変態プロセスが記録されます。タイプ 4.0 から 6.0 までは曹長石および K 含有長石による 5。

多くの OC は、親小惑星間の衝突による衝突事象の記録を保存しています 6、7、8、9、10。このような隕石衝突の記録は、衝撃条件を制限するのに役立ち、したがって衝突速度や衝突体や標的のサイズなどの衝突事象のパラメータを制限するのに役立ちます。さらに、微惑星のサイズとその軌道励起の共進化によって、太陽系の初期進化のシナリオを区別することができます11。衝撃パラメータは、鉱物の角礫形成、変形、高圧 (HP) 鉱物を含むことが多い溶融鉱脈 (MV) の存在と組織的特徴など、いくつかの証拠から推測できます 12、13、14、15、16、17。、18、19、20。ポリミクト角礫岩として知られる注目すべき隕石群には、複数の物体の破片が含まれており、おそらく 1 回以上の衝突の衝突体と標的の両方に由来し、瓦礫の山として再集合したものと考えられます。このような角礫岩は珍しいことではありませんが、通常は低速衝突を表します。 HP 鉱物が形成されるほどの速さの衝突によって角礫岩がポリミットされることは一般的ではありません 22,23。衝突は太陽系の進化の初期に最も一般的でしたが、L コンドライト母天体が 470 Ma での大衝突によって破壊され、その結果、破片が生じ、それが現在の隕石の流れを支配し続けているという強力な証拠があります。アース26。

ここでは、歴史的な落下カコワに関する新しいデータを報告します。カコワは、1858 年 5 月 19 日にルーマニアに落下し、歴史的記録によればまだ高温である間に数分以内に収集された L6 の普通コンドライトです27。 Kakowa はショック段階 S4 ～ S5 にあると考えられています (図 1)。私たちは、光学顕微鏡および電子顕微鏡、電子プローブ微量分析（EPMA）、顕微ラマン分光法、および後方散乱電子回折（EBSD）によって、その組織、鉱物学、および鉱物組成を研究しました。さらに、二次イオン質量分析法 (nanoSIMS) によっていくつかの鉱物相の酸素同位体比をその場で取得し、マルチコレクタ誘導結合プラズマ質量分析法 (MC-ICP-MS) によって Pb 同位体比を取得しました。私たちの研究は、まず、カコワには（多くの L6 隕石と同様に）溶融脈内および溶融脈に隣接して集中した HP 相が含まれており、形成するには強い衝撃を必要とすることを証明しています。第二に、含水相を含む一連の新規鉱物を含むポケットを記録します。これらの鉱物は、L6 母岩にとって外因性であり、おそらくその後の低速衝突中に亀裂に置かれたと考えられます。私たちは「外因性」という用語を、岩石の歴史の後期に追加されたと思われる物質を示すために使用します。

(A) 地面を横切る真っ直ぐな溶融脈を持つ加古和隕石 (NHMV-A557) の拡大写真。 (B) 加古和断面 (NHMV-N6231) の後方散乱電子 (BSE) 画像モザイク。さまざまな溶融脈 (MV) 内の調査領域を示しています。白い破線の長方形は、外因性物質のポケットを含む領域を示しています。注目すべきは 2 つの大きなコンドリュール (細い白い線で区切られている) で、そのうちの 1 つは MV3 によって明らかに横切られています。

外因性材料中の含水相は強い衝撃事象に耐えられなかったであろうことから、低速衝突は高速衝突の後に起こったに違いないと我々は主張する(ただし、2つの事象の間隔については制約はない)。 HP 鉱物の集合体とそのホスト MV のサイズは、加古和が経験した強い衝撃の圧力、温度、時間の条件に制約を与え、L コンドライト全体の衝撃記録に貢献します。 L コンドライトの文献データに基づくと、カコーワによって記録された強い衝撃は、L コンドライトの母天体を約 470 Ma で破壊した大規模な衝突イベントによるものである可能性が高く 24,25、その場合、低速衝突はこの後も、結果として生じる小惑星群の継続的な衝突進化。さらに、外来物質の含水相は、この後期段階で太陽系の OC ホスト領域に変化した物質が存在していたことを示しています。

カコーワの全体的な岩石学は、コンドリュール、基底岩石、溶融脈、および割れ目充填に分けられます。基底では、かんらん石粒子は強いモザイク現象と平面変形の特徴を示します。大きな細粒のコンドリュール (直径 6.1 mm) と斑状のコンドリュール (直径 3.5 mm) が研究されたセクション (NHMV-N6231) の大部分を占めています。斑状コンドリュールは最も厚い MV によって二分されています。 3 つの主要な準平行 MV と他の方向をもつマイナー MV は、1 つの衝撃事象の結果であると推定されます (図 1)。それらは主にかんらん石と接触していますが、場合によっては輝石や金属粒子とも接触しています。最も厚い MV の幅は断面表面全体でほぼ一定 (約 300 ～ 360 μm) ですが、より薄い MV の幅は変化します。 MV は、ガラス、ケイ酸塩クラスト (かんらん石、輝石、斜長石)、硫化物、クロム鉄鉱、Fe-Ni 金属で構成されています。厚いMVは、ガラスを含むリムから金属が豊富な結晶層を経て、ケイ酸塩クラストが豊富なコアまでゾーン化されています（図2、3）。この割れ目は母岩との系統的な構造関係を示さないが（図3、4）、1つの割れ目系（全長約1cm）が溶融脈を横切って分岐し、Fe-Ni金属複合クラストを取り囲んでいる。および硫化物（図３Ａ）。亀裂の大部分は空隙ですが、複合クラストを囲む 3 つのポケットで充填が観察されました。充填物には、角度位相をホストする細粒マトリックスが含まれています (「破壊充填」セクションを参照)。これは、おそらく亀裂内の空間を埋めた緩い砕片粒子の固結凝集体として形成されたと考えられます (図 3B)。

加古和のMVのBSE画像。 (A) ワズレイ石 (#2; 図 5 のラマンスペクトル MV1a-2) と密接に関連するリングウッダイト (Rwt) (#1; 図 5 のラマンスペクトル MV1a-1) を示す MV1a。 (B) MV1b、マジョライト-パイロープ固溶体 (Maj-grt) (#3、図 5 のラマンスペクトル MV1b-3) とマグネシオウスタイト (Mg-Wus) の微細な相互成長。 (C) MV2、曹長翡翠 (Jd) をホストします (#4; 図 5 のラマンスペクトル MV2-4)。 (D) 曹長質翡翠のラメラを示す MV2 の長石組成のガラス。 (E) MV1b と接触する基質斜方輝石 (Opx) (#5; 図 5 のラマンスペクトル MV1b-5)。 Opx を横切るバンドは、衝撃による機械的な双晶飛行機 (白い矢印で示されている) である可能性があります 5。さらに、MVとの接触により、Opxはマジョライトに変態し(#6;図5のラマンスペクトルMV1b-6)、カンラン石(Ol)の一部はリングウッダイトに変態する。 (F) MV2、マジョライトおよびリングウッダイトと接触する曹長石ジェダイト。

加古和における外来物質の発生を示すBSE画像。 (A) 金属硫化物クラストの端に沿った破壊を示す概観。一部は外因性角礫岩材料で満たされています。「スポット 1」および「ケイ酸塩スポット」は、Pb 同位体分析のために掘削された領域です。 (B) 母岩の砕石作用を引き起こす地盤を横切る破壊。 (C) MV1b のマジョライトが豊富な領域を横切る割れ目には、マーガライト (Mar) の板状結晶を含む外来物質が含まれています。 (D) マーガライト結晶の拡大。白い四角は、nano-SIMS O-同位体分析ポイントの位置を示します。白い円は、図 6A に示すマーガライトのラマンスペクトルの位置を示します。白い十字は、図 6C に示すマーガライト EBSD 分析の位置を示します。 (E) 外来物質中のコランダム (Crn) と曹長石 (Ab) は、副面体から下面体の角のある結晶を形成します。スポット 2 は、Pb 同位体分析のために掘削された Pb-Fe リッチマトリックスの 2 番目の領域です。 (F) 外来物質中のファイヤライト (Fa) も角張っています。 (G) パネル (A) に示されている外因性骨折充填パッチの拡大図。 (H) 同じパッチをさらに拡大したもので、マーガライトとシリカ (Sil) 相 (図の右下)、および後方散乱明るいマトリックスに固められた角張った結晶粒の全体的な組織が示されています。

外因性破壊充填からの細粒材料の特性評価。 (A) マーガライトに隣接する PbO 粒子の BSE 画像と (B) EDS スペクトル。 (C) Pb-Fe リッチマトリックスの BSE 画像と (D) EDS スペクトル。

詳細に研究された 3 つの MV 領域では、HP 鉱物であるリングウッダイト、ワズリー石、マジョライト、および曹長石ジェダイトが観察されました (図 2)。 MV の存在は Kakowa 標本を何気なく調べれば明らかですが、これはこの隕石中に HP 鉱物が存在するという初めての報告です。

この溶融鉱脈の中心は、大部分がマジョライト + リングウッダイト + マグネシオウスタイトの結晶化集合体です (図 2A; マグネシオウスタイトは EBSD によって同定されました)。細粒多結晶リングウッダイトとワズレーアイトの集合体が、MV 内のクラストとして局所的に発生します。 MV の縁に沿って、母岩のカンラン石が多結晶リングウッダイトに変換され、続いて外側にリングウッダイトのラメラを含むカンラン石が続き、次に未変換のカンラン石が続きます。場所によってはリングウッダイト帯が母岩内に 25 μm 以上伸びています。

この MV のコアにある長さ約 2 ～ 7 μm の粒子から得られたラマンスペクトル (図 2B) は、合成マジョライトと天然マジョライトの両方から報告されている特徴的な主要ピークを約 927 cm-1 に示しています 15,28,29。同じ点から収集された EBSD パターンから、ガーネットの構造が明らかになります。 EPMA 分析では、これらのラマン特性と EBSD 特性を持つ粒子間に 2 つの組成集団が示されています: (a) 最大 4.7 wt% の Al2O3、1.6 ～ 2.4 wt% の範囲の CaO、および式 Na0.05 ～ 0.09Ca0 を含む石灰アルミニウムマジョライト.12–0.19Mg3.22–3.35Fe0.45–0.67Al0.21–0.38Si3.69–3.75O12; (b) ほぼ端成分の Fe-Mg マジョライトで、式 Ca0.04-0.05Mg3.20-3.29Fe0.75-0.89Mn0.02-0.03Al0.01-0.02Si3.87-3.92O12 を持つ。

この領域の不規則な形状の珪長質ドメインは、長さが最大約 20 μm (図 2C)、ほとんどが長石ガラスで構成されていますが、通常は結晶相のサブμm の平行ラメラを含んでいます (図 2D)。ラメラのEPMA分析により、式(Na0.65Ca0.08K0.05□0.22)(Al0.81Si0.17Fe0.02)Si2O6が得られ、Ca#[100×Ca/(Ca+Na)]は10.5となる。 22% の空いている M2 サイトと M1 上の 17% の Si を含む、これは曹長石ジェダイトであり、他のほとんどの公開されたケースと同様にビーム感受性があります 30,31。加古和曹長翡翠のラマンスペクトルは単斜輝石構造の特徴であり、698 cm-1 に明確な主ピークと 201、376、387、432、521、574、988、および 1035 cm-1 に副ピークがあります (図 5)。）。 [Si2O6]4- グループの振動に関連する 1000 cm-1 付近の 2 つのピークは分解されていますが、理想的なジェダイトのスペクトルほど明確または十分に分離されていません。端成分に近いジェダイトのラマンスペクトルには、700、991、および 1040 cm-1 に主要なピークがあり、204、375、385、433、525、および 575 cm-1 にマイナーなピークがあります (RRUFF R050220.2)。 EPMA 分析では Kakowa 材料が藻類組成を持っていることが明らかに示されていますが、Kakowa と非常によく一致しています。このビーム感受性材料からは EBSD パターンを取得できませんでした。

リングウッダイト (RRUFF R070079)、ワズレー石 (RRUFF R090004)、ジェダイト (RRUFF R050220.2)、パイロープ (RRUFF R080060)、およびエンスタタイト (RRUFF R040094-3) の参照スペクトルと比較した加古和の HP 鉱物の選択されたラマンスペクトル。

我々が特定した 3 つのポケットの亀裂は、コランダム + ファヤライト + フォルステライト + 曹長石 + マーガライト + シリカ + FeS (トロイライト) + Fe-Ni 金属の角張った粒子で構成される外来物質で埋められています。鉛リッチマトリックス (図 3、4)。フラクチャーフィルマトリックスの一連のエネルギー分散型 X 線 (EDS) 分析により、その組成が不均一であることが示されました。固有形から準形の、2 × 3 μm の明るい結晶が、いくつかの場所でフラクチャーフィルの約 20 vol% を占め、PbO として認識されます。隣接するマトリックスには、70 wt% を超える FeO と最大 5 wt% までの MgO が含まれています。コランダム、曹長石、ファイヤライト (Fa99 ～ 100)、およびフォルステライト (Fa25 ～ 26) はそれぞれ 10 ～ 20 μm の下面体粒子および副面体粒子として発生し、その多くは角張った形状です。マーガライトは長さ約 20 μm の角柱状結晶として生成し、EPMA による組成は理想に非常に近い Ca0.97Na0.03Fe0.06Al3.94Si2.02O10(OH)2 (ヒドロキシルはここで推測されます) です。これらのマーガライト粒子のラマンスペクトルは、395、710、898、911、および919 cm-1で明確なピークを示し（図6A）、392、710、および918 cm-1でのマーガライト基準スペクトルの主要ピークと非常によく一致します。 1 (RRUFF R060839)。マーガライトの同定はEBSDによってさらに確認されます（図6B、C）。

(A) マーガライトの参照スペクトル (RRUFF R060839) と比較した、フラクチャーフィルクロスカット MV1b の外因性マーガライトから得られた選択されたラマンスペクトル。 (B) 電子後方散乱回折 (EBSD) 分析中の、図 3D に示すマーガライト結晶のコーティングされていない BSE 画像。 (C) マーガライト構造でインデックス付けされた EBSD パターン。

3 つのスポット (それぞれ直径 50 ～ 100 μm) が対象となりました。まず、バックグラウンドの Pb 含有量の評価としてケイ酸塩地盤にスポットを掘削し (図 3A)、次に Pb が豊富なフラクチャーフィルに 2 つのスポットを掘削しました。材料 (図 3A、E)。ケイ酸塩マトリックスからよりも、外因性の破砕充填材料を掘削することで、2桁多くのPbを取得しました（表S1）。フラクチャーフィルの 2 つのスポットの Pb 同位体比は誤差の範囲内で同じです (表 S2): 206Pb/204Pb = 18.385、207Pb/204Pb = 15.615、208Pb/204Pb = 38.692 (図 7)。この Pb 同位体組成は、通常のコンドライト (例えば、リチャードトン (H5) やクナシャク (L6)32) または陸生物質 (例えば、遠洋性粘土 33) のいずれかと一致しますが、炭素質コンドライトとは一致しません 34,35。したがって、Pb 同位体データは、Pb が地球上の汚染物質であるかどうかを解決するのには役立ちません。しかし、それらは、マーガライトの原因となる流体の変化が炭素質の物体で起こったという仮説を否定するのに役立ちます。さらに、このデータは、太陽系の歴史のほとんどで、μ = 238U/206Pb ~ 9 という Pb 同位体進化を示しています。サンプリングされた物質の極端な Pb 濃度を考慮すると、データは、U/Pb 分別が割れ目の充填に関与していることを示しています。太陽系の歴史の初期には起こらなかった。それは 4 億 7 千万年以下の年齢と一致しています。

206Pb/204Pb と 207Pb/204Pb のデータ。地殻年代 (4.55 ギヤ)、加古和の Pb に富むマトリックスの進化曲線、および考えられる隕石および地球上の Pb 貯留層とともにプロットされています。ボックスは挿入図で拡大された領域を示しており、物質が太陽系の歴史の中で進化したかどうかをμ = 238U/206Pb ~ 8.9 でプロットしています。挿入図: Kakowa および選択された陸域 Pb 貯留層の 206Pb/204Pb 対 207Pb/204Pb データフィールドを示す拡大図 - 中央海嶺玄武岩 (MORB)、海洋島玄武岩 (OIB)、上部大陸地殻、下部大陸地殻、遠洋堆積物 48、MVT タイプの Pb 鉱床 49、50、51、52、およびこの地域に分布する少数の OC 隕石、クナシャク、リチャードトン、フォレストシティ。隕石データソース: キャニオンディアブロトロイライト (CDT53)、普通および炭素質コンドライト 32、34、35、53、および Kakowa (この研究)。

nanoSIMS の 1 回のセッションで、2 つの標準カンラン石 (陸生サンカルロスカンラン石とパラサイトイーグルステーションカンラン石)、加古和の基底鉱物上の 4 つのスポット (カンラン石 2 点と斜方輝石 2 点)、および外生鉱物の 4 スポットを分析しました。砕屑破壊充填（コランダムに 2 つのスポット、曹長石に 1 つ、マーガライトに 1 つ）。標準的なカンラン石は、δ17O とδ18O の両方で許容される値と一致し、基底物質分析はすべて、典型的な L の通常のコンドライト材料によって定義されるフィールド内で正確にプロットされます。これにより、カコーワ研磨セクションでのこのセッション中の測定の系統的誤差が最小限であることが確認されましたが、考えられるマトリックス効果を定量化することはできません（すべての鉱物はカンラン石標準で校正されているため）。外因性位相データの評価で残るのはランダム誤差です。砕屑相（コランダム、曹長石、およびマルガライト）の測定された O 同位体比は、母材鉱物と同じ三重酸素同位体空間の同じ OC 様領域の周囲に集まっています（図 8）。 4 つの点はすべて陸上分別線の上にプロットされていますが、4 つのスポットのそれぞれの 2σ エラーバーは陸上分別線と重なっています。したがって、これらの分析のいずれかが単独で、地球的ではなく軟骨的であると自信を持って言うことはできません。ただし、これら 4 つのスポットが地上分布からランダムに抽出される確率は評価できます。 16O、17O、および 18O の統計誤差を計数するための正規分布を仮定したモンテカルロ計算では、4 つの分析点が Δ17O = + 2.5 ± 1.1 ‰ に対応する質量分別線上にプロットされることが示されています。つまり、データが陸上個体群から抽出されたという帰無仮説は 2.3 シグマレベルで棄却されます。これらのデータが地球上の物質のサンプルからランダムに生成される確率はわずか 1% です。それらが炭素質コンドライト材料である可能性はさらに低いです。

基準線 CCAM (炭素質コンドライト無水鉱物、勾配 1) および TF (地上分別、勾配 0.5) を含む酸素三重同位体比図 54,55、地上および隕石標準のデータ (SCOL San Carlos Olivine、陸上、ESOL Eagle Station Olivine) 、パラサイト隕石）、カコーワ基底物質（カンラン石およびエンスタタイト）およびカコーワ外因性フラクチャーフィル（コランダム、曹長石、マーガライト）からのデータ。通常のコンドライトのデータもプロットされています56。エラーバーは2σです。 Δ17O は、このプロットの TF ラインからの点の垂直距離です。

多くの L コンドライト、特に L6 隕石と同様に、カコワは強い衝撃事象の明確な証拠を示しています (図 1)。これは、マスケリナイト、かんらん石の衝撃微細構造（弱いモザイクから強いモザイク）、および明らかな溶融脈脈の存在により、一般に衝撃段階 S4 ～ S5 に分類されます 36,37 (図 1B)。今回、我々は、この特定の隕石「カコワ」に、MV 内で見つかった保存された高圧相の集合体が含まれていることを初めて文書化しました。それらの鉱物学と化学は、ホスト MV の物理的な幅と並んで、L コンドライト母体のこの特定の断片が経験する強い衝撃のパラメータに明確な制約をもたらします。

ワズレイアイトの存在は、圧力 (P) が 13 GPa を超え、最大 22 GPa であることを示唆していますが、リングウッダイトは、重複しているがわずかに高い 18 ～ 23 GPa の P 範囲を示唆しています。両方の相の安定領域の圧力制限は、温度 (T) と Fe 含有量に依存します。マジョライトガーネットの測定された組成は、P が 17 ～ 20 GPa の範囲にあり、T が 1800 ～ 2100 °C の間であると一致しています38。 3 つの HP フェーズすべてが共存することにより、P フィールドの小規模な空間的または時間的不均一性が可能になります。

長石組成の Na-Si に富んだガラスからのラマンスペクトル (図 2D、3) は、ジェダイトのような輝石を示唆していますが、EPMA 分析により、この材料が真の化学量論的ジェダイトではないことが明らかになりました。 M2 に空孔があり、過剰な Si が M1 サイトに収容されている、これは曹長質ジェダイトです。現在、曹長石ジェダイトの形成がショック P および T に与える影響は調整されていません。真のジェダイトのよく知られた実験的安定性フィールドは、有用なガイドではない可能性があります。しかし、カコワの長石の状態は、依然として衝撃条件にいくつかの制約を与えています。保存の問題はさておき、リングナイトの欠如は最大 P < 21 GPa を示唆し、Ca フェライト、Ca ペロブスカイト、または Ca に富むガーネットの欠如は、少なくとも局所的に P ≤ 15.5 GPa を示唆します。最も幅の広い MV の中心付近にあるヒスイ輝石のような輝石と縁にあるリングウッダイトの存在は、やはり時間的な P 勾配の可能性を示唆しています (例 39)。

強い衝撃イベント中の高圧パルスの継続時間に関しては、溶融脈が母岩の液相線より上の局所的な加熱を受け、その後壁に沿った低温のマトリックスによる伝導冷却が続くと想定するのが一般的である。さらに、液相線以下に冷却する前に圧力を解放すると、HP 相は観察されなくなります。実際、周囲圧力では準安定である HP 相を確実に保存するには、圧力を解放する前に温度を液相線よりも十分に低く下げる必要があります。リングウッダイト、マジョライト、ワズリー石が存在する最も広い鉱脈の幅に関する MV 冷却の熱モデルでは、伝導冷却時間が 26 ～ 37 ミリ秒であることが示唆されています (詳細については、「モデリング戦略」セクションを参照)。 MV1 の中心にリングウッダイトが保存されていることから、温度は 1000 °C 未満に低下したが、P は > 18 GPa のままであることが示唆されています20。ワズレイトは約 1 m/s40 の線速度で成長することができるため、観察されたワズレイト結晶サイズでは、急冷する前に MV がワズレイト場で数 μs を費やすだけで済みます。高圧パルスの持続時間は、衝突に巻き込まれた小さな物体の直径と遭遇速度の比、または小さな物体を横切る双方向の衝撃伝達時間のいずれか短い方によってほぼ設定されます9。ピーク P > 18 GPa に達するのに十分強い衝撃が 5 km s-1 程度の速度で岩石を伝わることを考えると、継続時間は少なくとも 10−3 s41 であり、この衝突に巻き込まれた小さな物体の直径は少なくとも数メートル。この直径に上限を設けるのは困難です。したがって、この結果は、強力な衝撃が 4 億 70000 万メートルの壊滅的な破壊事象 (おそらく km スケールの物体が関与したものである 39) から生じたという仮説と一致しますが、これを必須とするものではありません。

個別の脈の存在は、T フィールドの不均一性を示しており、これはおそらく、局所的なせん断バンドに沿った衝撃圧縮または滑りの間の空間的に変化する空隙率の崩壊の結果であると考えられます。隕石の単一の全体的なピーク P または T 条件を述べようとすることはおそらく不明確な演習であり、ましてや関連する衝突イベント中に母天体のどこかで経験された最大条件については言うまでもない。それにもかかわらず、この条件は、他の L6 コンドライトの HP 相、溶融脈脈、組織の研究から推測される範囲内にあります 16、18、20、39、42、43、44、45、46。

我々は、強い衝撃によって形成された溶融脈を横断する砕片結晶のポケットとPb-Feに富むマトリックス充填亀裂を特定しました（図3、4）。原則として、この破壊充填には複数の原因が考えられます。それは、(1) カコーワと同じ親天体、(2) 親天体と衝突した別の地球外物体、または (3) 地球の汚染に由来する可能性があります。固化した砕屑組織とその長い歴史を考慮すると、破壊充填のさまざまな部分はこれらの発生源の複数からのものである可能性があります。カコーワは歴史的な落下であり、着陸から数分以内に回収されました27が、（サンプル準備中などの）陸地汚染を除外するために、Pb同位体分析のためのフラクチャーフィルマトリックスの領域をマイクロミリングすることと、ナノSIMSによってこの物質の起源を調べました。外因性相のその場三重酸素同位体分析。上で論じたように、Pb 同位体の結果は曖昧であり、古代の Pb 濃縮と亀裂充填マトリックスの炭素質コンドライト源を除外するだけの役割を果たします。砕屑粒子における酸素同位体の結果はより重要です。基底鉱物 (エンスタタイト、フォルステライトかんらん石) は、一貫して 3 酸素同位体プロットの OC 範囲近く、陸生分別線 (TFL) より上に位置します。基底物質も砕屑鉱物も炭素質コンドライト無水鉱物 (CCAM) 線上にはプロットされていません。 Kakowa で測定されたすべての相の Δ17O 値は区別できませんが、母集団としては、Δ17O = 0 (TFL) から統計的に分離されています。したがって、酸素同位体の結果は、カコーワ基底岩石のような砕屑性鉱物が通常のコンドライト源からのものであることと最も一致します（図8）。コランダムは炭素質コンドライト由来の CAI と関連付けられる可能性がありますが、他の隕石グループにも存在し 47 、今回の場合、その O 同位体特徴は通常のコンドライト起源を示しています。カコーワの外来成分と天然成分が異なる酸素貯蔵所からのものであるかどうかを解決することはできませんが、砕屑相の起源が陸生または炭素質コンドライトであるという仮説はある程度の自信を持って除外できます。

おそらく、この外因性物質の最も特徴的な特徴は、含水石灰質雲母マーガライトの存在です。マーガライトは、コランダムの有無にかかわらず、灰長石の水和によって形成される可能性があります57。コランダムが存在しない場合、反応により過剰な SiO2 が生成されます。

一方、コランダムが存在すると、シリカを生成せずにマーガライトが形成されます。

加古和の外来物質では、マーガライトがコランダムおよびシリカの両方と共存しています（図3）。曹長石は存在しますが、灰長石は存在しません。これらの相の砕屑的な発生様式を考えると、マーガライトが現在共存している相の存在下で形成されたかどうかはわかりません。石灰質長石は初相 (Semarkona LL3.0058) として、また平衡した通常のコンドライト中にも存在するため、Ca 含有長石が前駆体であった可能性は非常に高いです。研究によると、灰長石は L4 までの熱変成度で存在しますが、L5 以上では曹長石のみが見つかります 59,60。したがって、L6 でマーガライトを見つけることは、外因性砕屑破壊充填でマーガライトが見つかることを除けば、不可解です。最も単純な説明は、フラクチャフィルは、ステージ 4 以下の熱変成と流体変質を経験した通常のコンドライト材料に由来するということです。さらに、外来物質のEBSD分析は、よく結晶化した鉱物を示しています。これは、マーガライトが、結晶化が不十分で細粒の相を生成すると予想される、単に低温の水変質の生成物ではないことを示しています。むしろ、マーガライトは、低温水和とそれに続く熱変成および再結晶の 2 段階のプロセスを示しています。このような熱処理により、水の変質プロセス中に発達すると予想される他の相が破壊された可能性があります（または、これらの相は残っているが、特性を評価するには小さすぎるか結晶性が不十分である可能性があります）。しかし、外因性物質中のカンラン石は不均質であり (フォルステライトとファイヤライトが存在する)、おそらくそのような熱変成を受けなかったタイプ 3 の天体に由来すると考えられます。したがって、外因性物質自体は、異なる歴史を持つ通常のコンドライト由来物質の砕片的並置であり、平衡した集合体ではありません。したがって、低速衝突体自体がポリミック角礫岩であった可能性があります。

原則として、マーガライトを形成する流体の変化は、加古和の亀裂に外因性デトリタスを注入する前または後のいずれかで起こった可能性があります。しかし、加古和地盤、コンドリュール、または溶融脈への流体の浸透の証拠は（1 セクションの規模では）ありません。十分な多孔性があるため、注入後に変化があった場合、外因性物質を通って浸透する流体によってサンプルの他の部分も変化した可能性があります。したがって、加古和の亀裂にマーガライトを注入する前に、流体の変質とその後の熱成熟によってマーガライトが形成されるというシナリオが望ましいと考えられます。

フラクチャーフィル内のファイヤライトとシリカは、大きな結晶質マーガライト粒子から推測される一連の現象と一致しています。エイコンドライト中のシリカは、流体の変質中に水から堆積すると推測されています61。次に、熱力学計算により、通常のコンドライトにおけるファイヤライトとシリカの集合体は、低温流体の変質とそれに続く熱成熟の初期事象を反映していることが示されています 62。

現時点では、フラクチャーフィルの PbO 結晶と Pb に富むマトリックスの形成に関与する Pb 富化のメカニズムはわかっていません。ここでは、データによって提供される妥当なオプションと制約を検討します。鉛の発生源についての最初の論理的説明は、収集前、博物館保管中、またはセクションの準備中のいずれかの地球汚染です。私たちの Pb 同位体データは、Pb の一般的な地上発生源を除外しません。しかし、我々は、落下から回収までの数分間に亀裂充填の数重量パーセントを構成するのに十分な Pb を添加することは非常にあり得ないと判断しています27。 King et al.63 に従って、1 世紀にわたる博物館保管は、FeS、Fe-Ni 金属、硫酸鉛など、酸化性で水を含む地球大気中で不安定な鉱物の酸化につながる可能性があります。鉛がすでに集合体中に存在していた場合、保管中に鉛酸化物が形成された可能性がありますが、鉛の供給源は依然として地球外にあった可能性があります。 Pb が完全に地球起源であるという我々が想定する唯一のシナリオは、研磨プレートに由来する Pb 金属であり、その後、準備された切片の保管中に酸化されて PbO になるでしょう。

Pb 同位体の結果と一致する 2 番目の Pb 源は、通常のコンドライト貯留層です。チェインプールのコンドリュールの縁にある PbO 粒子の稀な例 (LL3.4)64 では、U-Pb 系統学は、L コンドライトの破壊イベント中の加熱により Pb を含むトロイライトまたは金属から Pb が遊離したことを示唆しています。加古和では、フラクチャーフィル内のトロイライトと金属には観察可能な鉛が含まれていないため、すべての鉛がこれらの相から遊離したのか、それともまったく存在しなかったのかを判断することが困難になります。

いずれにせよ、Pb 源の問題は、現時点では未解決ですが、Pb に富む破砕充填物にホストされる砕片粒子の源とは別に考えることができます。我々は、これらの酸素同位体結果に基づいて、マーガライト、コランダム、曹長石がすべて非地球産であり、流体の変質とそれに続く熱成熟を経験した通常のコンドライト貯留層からのものである可能性が高いことを示しています。

加古和の調査対象区域では、外因性物質で満たされた亀裂によって横切られた高圧鉱物を含む衝撃溶融鉱脈が見つかった。したがって、カコーワには少なくとも 2 つの衝突事象の記録が保存されていると結論付けます。低速衝突イベントは高速衝突の後に発生する必要がありますが、それらの間の時間差を制限することはできません。 2 つの事象は無関係である可能性がありますが、逆に、低速事象が高速衝突による破片間の二次衝突である可能性もあります 42,65。

一部の放射測定システムは部分的にしかリセットされない可能性があるため、衝撃事象の年代測定は困難な場合がありますが、多くの研究に基づいて、多くの L コンドライトが約 470 Ma の強い衝撃の記録を保存していることは広く合意されています 24,25,66,67。 68、一般に衝撃による暗色化、溶融脈の形成、および HP ミネラルの生成に関連します。たとえば、ピースリバー、タイバン、ムバレ、シシアンコウの隕石には、上記の衝撃に関連した特徴が含まれています12、25、43、44、45、46、65、69、70。この現象は L コンドライトの間で遍在しているため、一般に L コンドライト母体の壊滅的な破壊の時代を表すと推定されています 24,25,71。

ただし、親天体の破壊が、その破片が経験する最後の衝撃イベントである必要はありません。実際、例えば、グバラ L5 コンドライトには、崩壊時 (4 億 4500 万年前) よりわずかに若い 40Ar/39Ar 年代の同族捕獲岩が含まれています。 L-コンドライトの母体は、ゲフィオンファミリーとして知られる多数の小惑星の破片に分裂しました71。さらに、これらの破片の 1 つまたは複数が他の小惑星と衝突した可能性があります。さまざまなタイプの岩相を含むポリミクト OC 隕石 72 には、まれに異なる衝撃履歴を経験し、異なる衝撃段階を保存した捕獲岩クラストが存在する可能性があります (例、セント・メスミン隕石 73)。今回のケースでは、強い衝撃を受けた L6 破片と、おそらく通常のコンドライト親和性、より低い熱変成タイプ、および流体の変化の歴史を持つ別の天体との間のさらなる衝突を記録します。現在のデータでは、この天体が (1) より浅い深さから掘削され、遭遇速度の遅い交差軌道上に置かれた L コンドライト母天体の別の破片であるのか、(2) 無関係な天体であるのかを判断することはできません。後者の衝突では、マーガライトを分解するのに十分な衝撃加熱を行わずに、固体状態での砕石が発生しました。外因性鉱物は、近くの溶融脈（P > 18 ～ 23 GPa および T > 1800 ～ 2100 °C）に匹敵する衝撃条件を経験しませんでした。微惑星間の衝突は太陽系の歴史の最初の 1 億年間に最も一般的でしたが、今回はこの衝突が約 4 億 7000 万年よりも若いものである可能性が高いと推測されます。

ここで提示されたデータは、衝突と母天体の破壊に関する多くの詳細な歴史と一致します。たとえば、カコワが親天体を破壊できなかった強い衝撃を記録し、その後に破壊事象を表す弱い衝撃が続いた可能性を排除することはできません。しかし、弱い衝撃は衝突体からの外因性物質の実際の存在によって記録されるため、距離によって減衰する物体の他の場所での大きな衝突の記録を表すものではないため、このシナリオは可能性が低いように思われます。充填物が亀裂内に配置される詳細な物理的プロセス（流体の役割など）は明らかではありませんが、弱い衝撃時に狭い亀裂に材料を注入できる最大深さはかなり制限されている可能性があります。したがって、加古和隕石となる物質は、熱処理と（おそらく母体の破片化の際の）衝撃処理の後、容易に割れて受け入れられる地表近くまで発掘されたと推測できます。低速インパクターから移送された物質。この推論に基づいて、カコーワで記録された強い衝撃と弱い衝撃の両方が無傷の母天体で発生したわけではないことを示唆します。もう一つの可能性は、カコーワの起源となる断片に重大な衝撃を与えることなく、さらに3回目の衝撃が母天体を破壊したということである。私たちの見解では、最も可能性の高いシナリオは、依然として、加古和での強い衝撃集合体によって記録された、高い遭遇速度での物体間の大衝突とそれに続く低速衝突による、〜4億7000万メートルのL-コンドライト母天体の破壊である。小惑星群内の関連する軌道に配置されたこのイベントの破片間の（破砕および外因性充填物質によって記録された）。

加古和には、これまでに研究されてきた通常のコンドライトの中でもユニークな鉱物記録が存在します。強い衝撃イベント中に形成された溶融脈の 1 つは、コランダム、ファイヤライト、フォルステライト、曹長石、および鉄と鉛が豊富な合金の中に埋め込まれたシリカとともに、含水相マーガライトを含む独特の外因性材料で満たされた割れ目によって横切られています。マトリックス。外来物質の鉱物学、酸素同位体比、および Pb 同位体比は、加古和の残りの部分よりも激しい流体変質の歴史とより低い程度の熱変成を保存する通常のコンドライトからの派生と最も一致しており、加古和の変質が示唆されています。カコワの大部分の外来物質と変成作用は両方とも、それらが併置される以前から存在しています。外因性相の注入により、遭遇速度が遅い 2 回目の衝突事象が記録されますが、これは強い衝撃よりも後の日付であり、おそらく L コンドライト母体の破壊も後の日付です。

加古和隕石 (NHMV-N6231) の単一の厚い研磨切片 (厚さ 500 μm) を、その溶融脈 (MV) に焦点を当てて衝撃指標について検査しました。 3 つのサブパラレル MV に位置する 11 の領域は、光学顕微鏡、走査型電子顕微鏡、電子プローブ微量分析によって組織および鉱物化学分析が行われました (図 1 の MV1 から MV11)。領域のうちの 2 つ (MV1 および MV2) は、共通スポットでの構造特性と組成特性を結びつけるために、同じ場所に設置されたラマン分光法でさらに研究されました。

私たちは透過光学顕微鏡と反射光学顕微鏡を使用して、テクスチャーと、おそらく光学的に分解できるほど大きな相の鉱物学を特徴付けました。

走査型電子顕微鏡（電界放出型SEM; NHM ViennaではJEOL JSM-IT300LV、CaltechではZeiss 1550VP）により画像が得られ、エネルギー分散型X線分光法により予備組成が得られ、EBSDにより構造決定が行われました。サブマイクロメートルスケールでの単結晶EBSD分析は、「可変圧力」モード(試料の帯電を減らすためにチャンバー内に25PaのN2ガスを導入)のコーティングされていないセクション上で70°傾斜したステージを使用した集束ビームモードで20kVおよび6nAで実行されました。。イメージング、マッピング、半定量 EDS 分析、EBSD は、SmartSEM、AZtec、および Channel 5 ソフトウェアパッケージを使用して実行されました。

オーストリアの NHM ウィーンにある 5 台の波長分散型分光計 (WDS) と 1 台のエネルギー分散型分光計 (EDS) を備えた JEOL JXA8530F 電界放出型 EPMA 装置 (FE-EPMA) を使用して、電子プローブマイクロアナライザーにより定量的な主要元素化学が得られました。すべての分析は 15 kV を使用して取得されました。鉱物の場合、15 nA の集束ビーム電流、ピーク位置での計数時間 20 秒、および各バックグラウンドに 10 秒を使用しました。ガラス分析では、わずかに焦点を外した（直径 5 μm）ビーム、5 nA のプローブ電流、およびピークで 10 秒、各バックグラウンド位置で 5 秒の計数時間を使用しました。使用した天然鉱物標準は、曹長石 (Na、Si、Al)、珪灰石 (Ca)、カンラン石 (Mg)、アルマンディン (Fe)、スペサルティン (Mn)、正長石 (K)、ルチル (Ti)、クロム鉄鉱 (Cr)、 ZAF マトリックス補正を備えた酸化二酸化物 (Ni)。

ラマン分光分析は、国立ギリシャ研究財団の分散型共焦点ラマン顕微鏡、Renishaw inVia Reflex を使用して、カコーワの研磨された薄切片から収集されました。分析には 514 nm Ar イオンレーザーと 100 × 対物レンズが使用され、スペクトルは 200 ～ 1600 cm-1 の領域で収集されました。分析領域の破壊を避けるために、レーザー出力を約 5 mW にして、サンプルの表面に焦点を合わせて非常に注意深くスペクトルを取得しました。取得時間は 5 回の蓄積を平均して 30 ～ 60 秒でした。追加のラマンスペクトルは、カリフォルニア工科大学の鉱物分光研究所にある Renishaw InVia 共焦点ラマン顕微鏡を使用して収集されました。レーザー損傷を避けるために、514 nm レーザーの出力は 2 mW 未満に設定されました。各スペクトルは、200 ～ 1100 cm-1 のラマンシフトに対応する 3000 ライン/mm の回折格子を使用して 5 秒間収集されました。ガウス - ローレンツピークフィッティング (fityk バージョン 0.9.8) を使用してバックグラウンドを除去し、〜 ± 0.2 cm−1 の精度でピーク中心を推定しました。高リン相およびマーガライトのラマンスペクトルを、RRUFF データベースの公開データと比較しました。

マルチコレクター誘導結合プラズマ質量分析 - Isotoparium (Caltech) での Pb 同位体分析。 NHMV-N6231 の取り付け部分は、炭化タングステンドリルビットを備えた GEOMILL 326 を使用してマイクロドリル加工されました。 3 つのドリルスポットのそれぞれで、深さ 10 ～ 20 μm、50 ～ 60 μm、および 80 ～ 100 μm まで連続して穴あけすることにより、3 つの粉末アリコートを回収しました。最初の粉末アリコートは、材料を「乾式」ドリルで穴あけし、次に 4 ～ 6 μL の MQ-H2O を表面にピペッティングして材料を懸濁し、液滴を回収して、1 mL の MQ-H2O が入った酸洗浄した PFA ビーカーに移すことによって取得しました。 1 M HNO3 (ACS 試薬グレードの HNO3 から 2 回蒸留)。 2 番目の 2 つのスポットは、まずドリルビットの周囲の表面に 4 ～ 6 μL の液滴をピペットで滴下し、次にドリリングして液滴内に放出された物質を懸濁させ、最後に液滴を回収して酸洗浄した PFA に移すことによって「ウェット」ドリルで穿孔しました。 1 M HNO3 1 mL が入ったビーカー。最終的な深さを掘削した後、さらに 4 ～ 6 μL をピペットで表面に滴下し、表面から表面に滴下して、残っている粉末を回収しました。次に、1 M HNO3 中に回収された物質を含むビーカーを 140 °C のホットプレート上に数時間置き、Pb 含有相を消化しました。

Pb 宿主相の消化後、50 μL アリコート (全消化物の 5%) を採取し、0.95 mL の 0.45 M HNO3 で希釈しました。これらの溶液中の Pb 濃度は、200 ppb Pb 溶液 (SPEX) を使用した 1 点校正を介して NeptunePlus MC-ICP-MS (Thermo Scientific) でチェックしました。次に、10 ng 以上の Pb を含むサンプルを、同位体分析のために 15 ng/g または 6.25 ng/g に希釈しました。これらの溶液には、最終溶液の Pb:Tl 比が 4:1 になるように、機器の質量バイアスを補正するために Tl が添加されました 74。内部標準溶液は、SPEX 認定標準を使用して、同じ Pb および Tl 濃度 (15 ng/g Pb + 3.75 ng/g Tl および 6.25 ng/g Pb + 1.625 ng/g Tl) で調製しました。

サンプルおよび標準溶液の Pb および Tl 同位体組成は、ガラス製スプレーチャンバー、通常のサンプラーおよびスキマーコーン、および公称 50 μL/min PFA ネブライザーを使用して NeptunePlus MC-ICP-MS で分析され、約 57 V/ppm の濃度が得られました。 Pb. 各分析は、静的モードでの 4.914 秒の 50 測定サイクルで構成され、水銀干渉はカップ L3 (202Hg) で監視され、T1 および Pb 同位体は L2 ～ H3 (L2: 203Tl、L1: 204Pb、C: 205Pb、H1: 206Pb、H2: 207Pb、H3: 208Pb)。すべてのカップには 1011 Ω アンプが装備されていました。生データは、Tl64 による外部正規化を介して機器質量バイアスについて補正されました。各分析について、測定された 203Tl/205Tl 比、0.418922 の正規化比、およびそれぞれのモル質量 (M203 = 202.972344 および M205 = 204.974427) を使用して計算された質量バイアス (参考文献 75 の式 10 の β)。次に、決定されたβ値、Pb 同位体のモル質量 (M204 = 203.973043、M206 = 205.964465、M207 = 206.975897、M208 = 207.976652)、および測定された Pb 同位体比 (20xPb/204Pb) を使用して、実際の Pb 同位体比を計算しました。 ) 。各サンプル溶液を 5 ～ 6 回分析しました。最終データは、反復分析の平均値および 2σ として報告されます (206Pb/204Pb については ± 0.004 ～ 0.012)。外部再現性は、SPEX Pb + Tl 溶液の 30 回の反復分析を使用して評価され、206 Pb/204 Pb の 2SD ± 0.026 (n = 6 の場合 2SE ± 0.011) が得られました。

ケイ酸塩スポットおよび他の 2 つの Pb に富む領域 (スポット #1 およびスポット #2) から得られた結果 (Pb ng 単位) を表 S1 に示します。最初の 10 ～ 20 μm には Pb がほとんどまたはまったく含まれていないことが明確に示されています (サンプルセクションを覆っている接着剤/研磨剤の表面層が除去されているようです)。より深いドリルでは実際に鉛の豊富な物質をサンプリングします。ケイ酸塩スポットでは、回収される Pb の量が 2 桁少なく、ドリル自体からのブランクの汚染が問題ではないことがわかります。

NanoSIMS - 酸素同位体分析は、Caltech の Cameca NanoSIMS 50L 装置で実行されました。約 1 pA の電流で 8 kV Cs + イオンの一次ビームを使用して、3 × 3 μm の領域にターゲット鉱物相をスパッタリングしました。 -8 keV での 16O-、17O-、および 18O- の二次イオンを、対象のイオンとの干渉を解決するのに十分な 8000 を超える質量分解能で電子増倍管 (EM) を使用して同時に測定しました。加速電位が 8 kV の垂直入射電子銃 (NEG) をサンプルの帯電補正に使用しました。 17O- の計数率が低いため、各データポイントのデータ収集時間は約 70 分でした。データは、EM のバックグラウンドとデッドタイムについて修正されました。サンカルロスカンラン石標準を使用して、すべての鉱物相の機器による質量分別を校正しました。 Eagle Station カンラン石標準もサンプル間の分析の精度を調べるために使用されました。 δ17O、δ18O、および Δ17O の 2σ 分析誤差は、それぞれ約 3.5 パーセント、約 1.5 パーセント、および約 4 パーセントです。

我々は、温度 T0 = 100 °C で完全に固体の材料に囲まれた板状のフィーチャ (厚さ 2w のホットスラブ) として溶融脈にアプローチしますが、脈の内部は温度 Tm = 2000 °C で完全に溶融しています。内部の溶融物が完全に固化するまでに必要な最大時間は、Turcotte と Schubert 76、Langenhorst と Poirier 77 の手順に従って推定されました。静脈は次の方程式で与えられる時間 ts で冷えて固まります。

ここで、κ は熱拡散率、λ は境界条件と潜熱を考慮した無次元係数です。係数 λ は、次の方程式を数値的に解くことで得られます。

ここで、L は結晶化の潜熱、Cp は比熱、erf は誤差関数です。加古和の溶融脈のモデル化には、L = 320 kJ kg−1、Cp = 1.2 kJ K−1 kg−1、κ = 10−6 m2 s−1 の値を使用しました。鉱脈が固化するときの周囲の地盤物質との境界の温度は次の式で与えられます。

上記のパラメーターにより、λ = 0.93、Tb = 1148 °C が得られ、一方、冷却時間は、最も厚い溶融脈の最小厚さ (300 μm) と最大厚さ (360 μm) で 26 ミリ秒と 37 ミリ秒でした。

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IB は、NHMV で SEM と EPMA を使用する際の旅費、宿泊資金、および機器の費用を提供してくれた EU の資金による SYNTHESYS [AT-TAF-30] プロジェクトに感謝します。 Stamatios Xydous は、「バリンジャー家隕石衝突研究基金」の支援に深く感謝しています。著者らは、EPMA 分析を支援してくれた Dan Topa に感謝します。

カリフォルニア工科大学での分析は、NASA 賞 80NSSC18K0532 によって資金提供されました。 PDA は、NSF 賞 1947614 を認めます。鉛同位体分析は、NSF 助成金 MGG-2054892、パッカードフェローシップ、および FLHT へのカリフォルニア工科大学のスタートアップ資金によって資金提供されました。

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MA キップ & FLH ティソ

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著者全員がこの研究を企画しました。著者全員が隕石の断面を観察、分析し、原稿の執筆とレビューに参加しました。

IPバジオティスへの対応。

著者らは競合する利害関係を宣言していません。

シュプリンガーネイチャーは、発行された地図および所属機関における管轄権の主張に関して中立を保ちます。

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転載と許可

Baziotis、IP、Ma、C.、Guan、Y. 他カコーワ (L6) の普通コンドライトにおける流体変化のユニークな証拠。 Sci Rep 12、5520 (2022)。 https://doi.org/10.1038/s41598-022-09465-6

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受信日: 2021 年 10 月 6 日

受理日: 2022 年 3 月 24 日

公開日: 2022 年 4 月 12 日

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

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