Preuve unique d'altération des fluides dans la chondrite ordinaire de Kakowa (L6)

Sep 15, 2023

Rapports scientifiques volume 12, Numéro d'article : 5520 (2022) Citer cet article

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Les météorites conservent des preuves de processus sur leurs corps parents, y compris l'altération, le métamorphisme et les événements de choc. Ici, nous montrons que la chondrite ordinaire (OC) de Kakowa (L6) préserve à la fois les veines de fusion par choc et les poches de grains détritiques d'un objet bréchique et altéré, y compris le corindon, l'albite, la silice, la fayalite, la forstérite et la margarite dans un Pb- et Matrice riche en Fe. La préservation de la minéralogie et de la texture observées nécessite une séquence d'au moins deux impacts : premièrement, une collision à grande vitesse a formé les veines de fusion de choc contenant les minéraux à haute pression ringwoodite, wadsleyite, majorite et jadéite albitique ; plus tard, un impact à faible vitesse a formé des fractures et les a remplies de matériel détritique. Les rapports isotopiques oxygène et Pb suggèrent une origine OC pour ces minéraux détritiques. Bien que l'altération des fluides soit courante dans les chondrites carbonées, la découverte de margarite avec une signature isotopique d'oxygène OC est nouvelle. Kakowa étend à la fois l'historique d'impact et d'altération des chondrites ordinaires L6 en général.

Les météorites conservent des preuves des modifications subies par les matériaux du système solaire primitif en raison de processus tels que le métamorphisme thermique, l'altération des fluides et les dommages causés par les chocs sur leurs corps parents. La preuve la plus directe de l'action de l'eau liquide est la préservation des minéraux hydratés secondaires, qui ont jusqu'à présent été principalement documentés dans les chondrites carbonées1. En particulier, le sous-groupe oxydé des chondrites carbonées CV est connu pour contenir de la margarite, de la vésuvianite et de la kaolinite1,2. Dans les chondrites ordinaires (OC), la seule phase secondaire hydratée notée par Brearley3 est la smectite riche en fer à grain fin dans les météorites non équilibrées Semarkona (LL3.00) et Bishunpur (LL3.15). La chondrite non équilibrée Tieschitz (H/L3.6) héberge une amphibole sodique-calcique indiquant un métasomatisme fluide au niveau ou proche du pic de métamorphisme thermique4. Dans les CO plus équilibrés, les phyllosilicates sont encore plus rares ou totalement absents, cependant des phases autres que les phyllosilicates indiquent une altération de ces objets. Les processus métasomatiques sont enregistrés dans les OC des types 3.6 à 3.9 par la présence de sodalite, scapolite et néphéline ; et des types 4.0 à 6.0 par l'albite et les feldspaths kénifères5.

De nombreux OC conservent des enregistrements d'événements d'impact dus à des collisions entre leurs astéroïdes parents6,7,8,9,10. Ces enregistrements d'impact météoritique aident à limiter les conditions de choc et donc les paramètres des événements d'impact tels que la vitesse de rencontre et la taille des impacteurs et des cibles. À leur tour, la co-évolution des tailles planétésimales et leur excitation orbitale permettent de distinguer les scénarios de l'évolution précoce du système solaire11. Les paramètres de choc peuvent être déduits de plusieurs éléments de preuve, y compris la bréchification, la déformation des minéraux et la présence et les caractéristiques texturales des veines de fusion (MV) qui contiennent souvent des minéraux à haute pression (HP)12,13,14,15,16,17 ,18,19,20. Un groupe notable de météorites connu sous le nom de brèches polymictes contient des fragments d'objets multiples, vraisemblablement dérivés à la fois de l'impacteur et de la cible d'une ou plusieurs collisions et réassemblés sous forme de tas de gravats21. Bien que de telles brèches ne soient pas inhabituelles, elles représentent généralement des collisions à faible vitesse ; les brèches polymictes provenant d'impacts suffisamment rapides pour former des minéraux HP sont rares22,23. Bien que les collisions aient été les plus fréquentes au début de l'évolution du système solaire, il existe des preuves solides que le corps parent de la chondrite L a été perturbé par une collision majeure à 470 Ma24,25, entraînant des débris qui continuent de dominer le flux actuel de météorites vers le Terre26.

Ici, nous rapportons de nouvelles données sur la chute historique Kakowa, une chondrite ordinaire L6 qui est tombée en Roumanie le 19 mai 1858 et a été collectée en quelques minutes alors que, selon les archives historiques, elle était encore chaude27. Kakowa est considéré comme étant au stade de choc S4–S5 (Fig. 1). Nous avons étudié sa texture, sa minéralogie et sa composition minérale par microscopie optique et électronique, microanalyse par sonde électronique (EPMA), spectroscopie micro-Raman et diffraction par rétrodiffusion d'électrons (EBSD). De plus, nous avons également acquis in situ les rapports isotopiques de l'oxygène de certaines phases minérales par spectrométrie de masse des ions secondaires (nanoSIMS) et les rapports isotopiques du Pb par spectrométrie de masse à plasma à couplage inductif multi-collecteurs (MC-ICP-MS). Nos études documentent, premièrement, que Kakowa (comme de nombreuses météorites L6) contient des phases HP, concentrées dans et adjacentes aux veines de fusion, qui nécessitent un fort choc pour se former. Deuxièmement, nous documentons des poches contenant une série de nouveaux minéraux, y compris des phases hydriques, qui semblent être exogènes à la roche hôte L6 et se sont probablement mises en place dans des fractures lors d'une collision ultérieure à faible vitesse. Nous utilisons le terme "exogène" pour indiquer des matériaux qui semblent avoir été ajoutés à la roche tard dans son histoire.

(A) Macrophotographie de la météorite Kakowa (NHMV-A557) avec une veine de fonte droite traversant la masse souterraine. (B) Mosaïque d'images d'électrons rétrodiffusés (BSE) de la section de Kakowa (NHMV-N6231) montrant les zones étudiées dans les différentes veines de fusion (MV). Un rectangle blanc en pointillés montre la zone qui contient les poches de matière exogène. Remarquables sont les deux grands chondres (délimités par de fines lignes blanches), l'un d'eux clairement recoupé par MV3.

Nous soutenons que la collision à faible vitesse doit avoir eu lieu après la collision à grande vitesse (bien que nous n'ayons aucune contrainte sur l'intervalle entre les deux événements), car les phases hydriques dans le matériau exogène n'auraient pas survécu à un événement de choc fort. L'assemblage de minéraux HP et la taille de leurs MV hôtes génèrent des contraintes sur les conditions de pression-température-temps du fort choc subi par Kakowa et contribuent à l'enregistrement de choc des chondrites L en général. Il est probable, sur la base des données de la littérature sur les chondrites L, que le fort choc enregistré par Kakowa était dû au grand événement de collision qui a perturbé le corps parent de la chondrite L à ~ 470 Ma24,25, auquel cas l'impact à faible vitesse représenterait l'évolution collisionnelle continue de la famille d'astéroïdes résultante après cette période. De plus, les phases hydriques dans le matériau exogène indiquent qu'un matériau altéré était présent dans la région hôte de l'OC du système solaire à ce stade tardif.

La pétrographie brute de Kakowa peut être divisée en chondres, masse souterraine, veines de fonte et remplissage de fracture. Dans la masse souterraine, les grains d'olivine présentent de fortes caractéristiques de mosaïcisme et de déformation plane. Un gros chondre à grains fins (6,1 mm de diamètre) et un chondre porphyrique (3,5 mm de diamètre) dominent la coupe étudiée (NHMV-N6231) ; le chondre porphyrique est coupé par le MV le plus épais. Les trois principales VM sous-parallèles et les VM mineures avec d'autres orientations sont présumées être le résultat d'un événement de choc (Fig. 1) ; ils sont principalement en contact avec de l'olivine mais parfois aussi avec du pyroxène et des grains métalliques. La largeur du MV le plus épais est presque constante (de ~ 300 à 360 μm) sur toute la surface de la section, tandis que les MV les plus minces ont une largeur variable. Les VM sont constituées de verre, de clastes de silicate (olivine, pyroxène et plagioclase), de sulfures, de chromite et de métal Fe-Ni. Les MV épais sont zonés depuis les jantes porteuses de verre, à travers des couches cristallines riches en métaux, jusqu'aux noyaux riches en clastes de silicate (Figs. 2, 3). Les fractures ne montrent aucune relation structurelle systématique avec la roche hôte (Figs. 3, 4), cependant, un système de fracture (environ 1 cm de longueur totale) traverse la veine de fonte et bifurque pour entourer un claste composite de métal Fe-Ni et sulfure (Fig. 3A). Les fractures sont principalement des espaces vides, mais un remplissage a été observé dans trois poches entourant le claste composite. Le remblai contient une matrice à grains fins abritant des phases angulaires (voir la section "Remplissage de fracture"), probablement formée comme un agrégat consolidé de grains détritiques lâches qui remplissaient l'espace ouvert dans les fractures (Fig. 3B).

Images de l'ESB de MV à Kakowa. (A) MV1a, montrant la ringwoodite (Rwt) (#1 ; spectre Raman MV1a-1 sur la Fig. 5) en étroite association avec la wadsleyite (#2 ; spectre Raman MV1a-2 sur la Fig. 5). (B) MV1b, avec une fine intercroissance de solution solide de majorite-pyrope (Maj-grt) (#3, spectre Raman MV1b-3 sur la Fig. 5) et de magnesiowüstite (Mg-Wus). (C) MV2, hébergeant de la jadéite albitique (Jd) (# 4; spectre Raman MV2–4 sur la Fig. 5). (D) Verre de composition feldspathique dans MV2 montrant des lamelles de jadéite albitique. (E) Orthopyroxène de masse souterraine (Opx) (# 5; spectre Raman MV1b-5 sur la Fig. 5) en contact avec MV1b. Les bandes à travers l'Opx sont probablement des avions jumeaux mécaniques (indiqués par des flèches blanches) en raison du choc5. De plus, au contact avec MV, Opx est transformé en majorite (# 6; spectre Raman MV1b-6 sur la figure 5) et l'olivine (Ol) est partiellement transformée en ringwoodite. (F) MV2, Jadéite albitique en contact avec de la majorite et de la ringwoodite.

Images de l'ESB de la présence de matériel exogène à Kakowa. (A) Vue d'ensemble montrant une fracture le long du bord d'un claste de sulfure métallique, rempli en partie de matériau bréchique exogène. "Spot 1" et "Spot silicate" sont des zones forées pour l'analyse des isotopes du Pb. (B) Fracture traversant la masse souterraine induisant une bréchification des minéraux hôtes. (C) Une fracture qui recoupe la région riche en majorite de MV1b contient des matériaux exogènes, notamment des cristaux tabulaires de margarite (Mar). (D) Agrandissement du cristal de margarite ; les carrés blancs indiquent l'emplacement des points d'analyse nano-SIMS O-isotope. Le cercle blanc indique l'emplacement du spectre Raman de la margarite indiqué sur la figure 6A. La croix blanche indique l'emplacement de l'analyse EBSD de margarite indiquée sur la figure 6C. (E) Le corindon (Crn) et l'albite (Ab) dans le matériau exogène forment des cristaux angulaires subhédriques à anédriques. Spot 2 est une deuxième région de la matrice riche en Pb-Fe forée pour l'analyse des isotopes du Pb. (F) La fayalite (Fa) dans le matériau exogène est également angulaire. (G) Agrandissement du patch de remplissage de fracture exogène illustré dans le panneau (A). (H) Agrandissement supplémentaire du même patch montrant la margarite et une phase de silice (Sil) (en bas à droite de la figure) ainsi que la texture générale des grains cristallins anguleux consolidés dans une matrice lumineuse rétrodiffusée.

Caractérisation d'un matériau à grain fin provenant d'un remplissage de fracture exogène. (A) Image de l'ESB et (B) Spectre EDS du grain de PbO adjacent à la margarite. (C) Image BSE et (D) Spectre EDS de la matrice riche en Pb-Fe.

Dans trois régions MV étudiées en détail, nous avons observé les minéraux HP ringwoodite, wadsleyite, majorite et jadéite albitique (Fig. 2). Bien que la présence de MV soit évidente lors d'un examen occasionnel du spécimen de Kakowa, il s'agit du premier rapport de minéraux HP dans cette météorite.

Le noyau de cette veine de fonte est principalement un assemblage cristallisé de majorite + ringwoodite + magnesiowüstite (Fig. 2A; la magnesiowüstite a été identifiée par EBSD). Des agrégats de ringwoodite polycristalline à grain fin et de wadsleyite se présentent localement sous forme de clastes dans le MV. Le long des marges du MV, l'olivine de la roche hôte est convertie en ringwoodite polycristalline, suivie vers l'extérieur par l'olivine contenant des lamelles de ringwoodite, puis par l'olivine non transformée. La zone de ringwoodite s'étend à certains endroits sur plus de 25 μm dans la roche hôte.

Un spectre Raman obtenu à partir d'un grain d'environ 2 à 7 μm de long au cœur de ce MV (Fig. 2B) affiche le pic majeur caractéristique à ~ 927 cm−1 signalé à la fois par la majorite synthétique et naturelle15,28,29. Le motif EBSD collecté au même point révèle la structure du grenat. L'analyse EPMA montre deux populations de compositions parmi les grains avec ces caractéristiques Raman et EBSD : (a) majorite calco-alumineuse avec jusqu'à 4,7 % en poids d'Al2O3, CaO dans la plage de 1,6 à 2,4 % en poids et formule Na0,05 à 0,09Ca0 .12–0.19Mg3.22–3.35Fe0.45–0.67Al0.21–0.38Si3.69–3.75O12 ; et (b) majorite Fe–Mg presque terminale avec la formule Ca0.04–0.05Mg3.20–3.29Fe0.75–0.89Mn0.02–0.03Al0.01–0.02Si3.87–3.92O12.

Les domaines felsiques de forme irrégulière dans cette zone, jusqu'à ~ 20 μm de long (Fig. 2C), sont principalement constitués de verre feldspathique mais contiennent généralement des lamelles parallèles inférieures à μm d'une phase cristalline (Fig. 2D). L'analyse EPMA des lamelles donne la formule (Na0.65Ca0.08K0.05□0.22)(Al0.81Si0.17Fe0.02)Si2O6, avec Ca# [100 × Ca/(Ca + Na)] de 10.5. Avec 22% de sites vacants sur M2 et 17% de Si sur M1, il s'agit de jadéite albitique, sensible au faisceau, comme dans la plupart des autres cas publiés30,31. Le spectre Raman de la jadéite albitique de Kakowa est caractéristique de la structure du clinopyroxène, avec un pic majeur distinct à 698 cm-1 et des pics mineurs à 201, 376, 387, 432, 521, 574, 988 et 1035 cm-1 (Fig. 5 ). Les deux pics proches de 1000 cm−1, liés à la vibration des groupes [Si2O6]4−, sont résolus mais pas aussi distincts ou bien séparés que dans le spectre idéal de la jadéite. Le spectre Raman de la jadéite proche du membre terminal a des pics majeurs à 700, 991 et 1040 cm−1 et des pics mineurs à 204, 375, 385, 433, 525 et 575 cm−1 (RRUFF R050220.2), qui est un une correspondance exceptionnellement bonne avec Kakowa même si notre analyse EPMA montre clairement que le matériau Kakowa a une composition albitique. Aucun motif EBSD n'a pu être obtenu à partir de ce matériau sensible au faisceau.

Spectres Raman sélectionnés de minéraux HP à Kakowa par rapport aux spectres de référence pour la ringwoodite (RRUFF R070079), la wadsleyite (RRUFF R090004), la jadéite (RRUFF R050220.2), le pyrope (RRUFF R080060) et l'enstatite (RRUFF R040094-3).

Les fractures sont comblées, dans trois poches que nous avons identifiées, avec du matériel exogène, composé de grains anguleux de corindon + fayalite + forstérite + albite + margarite + silice + FeS (troilite) + Fe–Ni-métal noyés dans un Fe- et Matrice riche en Pb (Figs. 3, 4). Une série d'analyses par rayons X à dispersion d'énergie (EDS) de la matrice de remplissage de fracture montre qu'elle est de composition hétérogène. Des cristaux brillants idiomorphes à subdiomorphes, 2 × 3 μm, constituant ~ 20% en volume du remplissage de la fracture à certains endroits, sont reconnus comme PbO. La matrice adjacente contient plus de 70 % en poids de FeO et jusqu'à ~ 5 % en poids de MgO. Le corindon, l'albite, la fayalite (Fa99–100) et la forstérite (Fa25–26) se présentent chacune sous forme de grains anédriques et sous-édriques de 10–20 μm, dont beaucoup sont de forme anguleuse. La margarite se présente sous forme de cristaux prismatiques, jusqu'à ~ 20 μm de long, avec une composition par EPMA très proche de l'idéal : Ca0.97Na0.03Fe0.06Al3.94Si2.02O10(OH)2 (l'hydroxyle est déduit ici). Les spectres Raman de ces grains de margarite montrent des pics distincts à 395, 710, 898, 911 et 919 cm−1 (Fig. 6A), correspondant très bien aux principaux pics du spectre de référence de la margarite à 392, 710 et 918 cm− 1 (RRUFF R060839). L'identification de la margarite est en outre confirmée par EBSD (Fig. 6B, C).

(A) Spectre Raman sélectionné obtenu à partir de margarite exogène dans le remblai de fracture recoupant MV1b, comparé au spectre de référence pour la margarite (RRUFF R060839). (B) Image ESB non revêtue du cristal de margarite illustré à la Fig. 3D, lors de l'analyse par diffraction par rétrodiffusion d'électrons (EBSD). (C) Motif EBSD indexé avec structure margarite.

Trois points (chacun de 50 à 100 μm de diamètre) ont été ciblés : nous avons d'abord foré un point dans la masse souterraine de silicate (Fig. 3A) pour évaluer la teneur en Pb de fond, puis deux points ont été forés dans le remplissage de fracture riche en Pb. matériel (Fig. 3A,E). Nous avons obtenu deux ordres de grandeur de plus de Pb en forant le matériau de remplissage de fracture exogène qu'à partir de la matrice de silicate (tableau S1). Les rapports isotopiques Pb des deux points dans le remplissage de la fracture sont les mêmes à l'erreur près (tableau S2) : 206Pb/204Pb = 18,385, 207Pb/204Pb = 15,615, 208Pb/204Pb = 38,692 (Fig. 7). Cette composition isotopique de Pb est compatible avec la chondrite ordinaire (par exemple, Richardton (H5) et Kunashak (L6)32) ou le matériau terrestre (par exemple, l'argile pélagique33) mais pas avec les chondrites carbonées34,35. Par conséquent, les données sur les isotopes du Pb n'aident pas à déterminer si le Pb est un contaminant terrestre. Cependant, ils contribuent à rejeter l'hypothèse selon laquelle l'altération fluide responsable de la margarite s'est produite sur un corps carboné. De plus, les données indiquent une évolution isotopique du Pb pour la majeure partie de l'histoire du système solaire avec un μ = 238U/206Pb ~ 9. Compte tenu de la concentration extrême en Pb du matériau échantillonné, les données montrent que le fractionnement U/Pb impliqué dans le remplissage de la fracture ne s'est pas produit au début de l'histoire du système solaire ; il est compatible avec un âge de 470 Ma ou moins.

Données 206Pb/204Pb versus 207Pb/204Pb, tracées avec le géochron (4,55 Gyr), les courbes d'évolution de la matrice riche en Pb de Kakowa et les réservoirs plausibles météoritiques et terrestres de Pb. La boîte montre la zone agrandie dans l'encart, où le matériau trace s'il a évolué au cours de l'histoire du système solaire avec μ = 238U/206Pb ~ 8,9. Encart : une vue rapprochée montrant les champs de données 206Pb/204Pb par rapport à 207Pb/204Pb pour Kakowa et certains réservoirs terrestres de Pb : basaltes de la dorsale médio-océanique (MORB), basaltes des îles océaniques (OIB), croûte continentale supérieure, croûte continentale inférieure, des sédiments pélagiques48 et des gisements de minerai de Pb de type MVT49,50,51,52 – ainsi qu'une poignée de météorites OC qui tracent dans cette région – Kunashak, Richardton et Forest City. Sources de données sur les météorites : Troilite Canyon Diablo (CDT53), chondrites ordinaires et carbonées32,34,35,53 et Kakowa (cette étude).

En une seule session sur le nanoSIMS, nous avons analysé deux olivines standards (olivine terrestre de San Carlos et olivine pallasite Eagle Station), quatre spots sur les minéraux de la masse souterraine de Kakowa (deux points d'olivine et deux points d'orthopyroxène) et quatre spots sur les minéraux de l'exogène. remplissage de fractures détritiques (deux taches sur corindon, une sur albite et une sur margarite). Les olivines standard correspondent aux valeurs acceptées à la fois en δ17O et en δ18O, et les analyses de la masse souterraine tracent toutes précisément dans le champ défini par les matériaux de chondrite ordinaire L typiques. Cela confirme que les mesures au cours de cette session sur la section polie de Kakowa ont des erreurs systématiques minimales, bien que nous ne puissions pas quantifier d'éventuels effets de matrice (car tous les minéraux sont calibrés avec un étalon d'olivine). Ce qui reste dans l'évaluation des données de la phase exogène est l'erreur aléatoire. Les rapports isotopiques O mesurés des phases détritiques - corindon, albite et margarite - se regroupent autour de la même région de type OC de l'espace isotopique triple de l'oxygène que les minéraux de la matrice (Fig. 8). Les quatre points tracent au-dessus de la ligne de fractionnement terrestre, mais les barres d'erreurs 2σ sur chacun des quatre points chevauchent la ligne de fractionnement terrestre. Par conséquent, nous ne pouvons pas dire avec certitude que l'une quelconque de ces analyses, prise isolément, est chondritique plutôt que terrestre. Cependant, la probabilité que ces quatre taches soient tirées au hasard d'une distribution terrestre peut être évaluée. Un calcul de Monte Carlo supposant une distribution normale pour compter l'erreur statistique sur 16O, 17O et 18O montre que les quatre points analysés tracent sur une ligne de fractionnement de masse correspondant à Δ17O = + 2,5 ± 1,1‰. Autrement dit, l'hypothèse nulle selon laquelle les données sont tirées d'une population terrestre est rejetée au niveau 2,3 ​​sigma. Il n'y a qu'une probabilité de 1 % que ces données proviennent au hasard d'un échantillon de matériel terrestre. La probabilité qu'il s'agisse de chondrite carbonée est encore plus faible.

Diagramme du triple rapport isotopique de l'oxygène avec les lignes de référence CCAM (Carbonaceous Chondrite Anhydrus Minerals, pente 1) et TF (Terrestrial Fractionation, pente 0,5)54,55, données pour les normes terrestres et météoritiques (SCOL San Carlos Olivine, terrestre, ESOL Eagle Station Olivine , une météorite de pallasite), et des données de la masse souterraine de Kakowa (olivine et enstatite) et du remplissage de fracture exogène de Kakowa (corindon, albite, margarite). Les données pour les chondrites ordinaires sont également tracées56. Les barres d'erreur sont 2σ. Δ17O est la distance verticale d'un point à la ligne TF dans ce tracé.

Comme beaucoup de chondrites L, en particulier les météorites L6, Kakowa montre des preuves claires d'un fort événement de choc (Fig. 1). Il est généralement classé comme stade de choc S4–S5 en raison de la présence de maskelynite, de microstructures de choc dans l'olivine (mosaïcisme faible à fort) et de veines de fusion évidentes36,37 (Fig. 1B). Ici, nous documentons pour la première fois que cette météorite particulière, Kakowa, contient un assemblage de phases à haute pression préservées, trouvées dans les MV. Leur minéralogie et leur chimie, ainsi que la largeur physique de leurs MV hôtes, imposent des contraintes précises sur les paramètres du fort choc subi par ce fragment particulier du corps parent de la L-chondrite.

La présence de wadsleyite suggère une pression (P) supérieure à 13 GPa à au plus 22 GPa, tandis que la ringwoodite suggère une plage de P chevauchante mais légèrement supérieure de 18 à 23 GPa; pour les deux phases, les limites de pression sur leurs champs de stabilité dépendent de la température (T) et de la teneur en Fe. La composition mesurée du grenat majoritaire est cohérente avec P dans la gamme 17–20 GPa et T entre 1800 et 2100 °C38. La coexistence des trois phases HP permet une hétérogénéité spatiale ou temporelle à petite échelle du champ P.

Le spectre Raman d'un verre riche en Na-Si de composition feldspathique (Figs. 2D, 3) suggère un pyroxène de type jadéite, mais l'analyse EPMA révèle que ce matériau n'est pas de la vraie jadéite stoechiométrique. Avec des lacunes sur M2 et un excès de Si logé dans le site M1, il s'agit de jadéite albitique. Actuellement, les implications de la formation de jadéite albitique pour les chocs P et T ne sont pas calibrées ; le champ de stabilité expérimental bien connu de la vraie jadéite peut ne pas être un guide utile. Cependant, l'état des feldspaths à Kakowa impose encore certaines contraintes sur les conditions de choc. Mis à part la question de la préservation, l'absence de lingunite suggère un P < 21 GPa maximum et l'absence de Ca-ferrite, Ca-perovskite ou grenat riche en Ca suggère, au moins localement, P ≤ 15,5 GPa. La présence de pyroxène de type jadéite près du centre et de ringwoodite au bord du MV le plus large suggère à nouveau des gradients de P temporels probables (par exemple 39).

En ce qui concerne la durée de l'impulsion à haute pression pendant l'événement de choc fort, il est conventionnel de supposer que les veines de fonte subissent un échauffement local au-dessus du liquidus de la roche hôte, suivi d'un refroidissement conducteur en raison de la matrice de température plus basse le long de leurs parois. De plus, si la pression est relâchée avant le refroidissement en dessous du liquidus, les phases HP ne seront pas observées. En effet, la température doit descendre bien en dessous du liquidus avant relâchement de la pression pour assurer la conservation des phases HP, métastables à pression ambiante. Les modèles thermiques de refroidissement MV pour la largeur de la veine la plus large - qui héberge la ringwoodite, la majorite et la wadsleyite - suggèrent des temps de refroidissement par conduction de 26 à 37 ms (pour plus de détails, voir la section "Stratégie de modélisation"). La conservation de la ringwoodite au centre de MV1 suggère que la température a chuté en dessous de 1000 °C alors que P est resté > 18 GPa20. La wadsleyite peut croître à des vitesses linéaires ~ 1 m/s40, par conséquent, les tailles de cristaux de wadsleyite observées ne nécessitent que le MV pour passer quelques μs dans le champ de wadsleyite avant la trempe. La durée d'une impulsion à haute pression est fixée approximativement par le rapport entre le diamètre du plus petit objet impliqué dans une collision et la vitesse de rencontre, ou par le temps de trajet du choc dans les deux sens à travers le plus petit corps, selon la valeur la plus courte9. Une durée d'au moins 10−3 s41, étant donné que des chocs suffisamment forts pour atteindre le pic P > 18 GPa traversent la roche à une vitesse de l'ordre de 5 km s−1, suggère que le plus petit objet impliqué dans cette collision avait un diamètre de au moins plusieurs mètres. Il est difficile de donner une borne supérieure à ce diamètre ; par conséquent, ce résultat est cohérent avec, mais ne nécessite pas, l'hypothèse selon laquelle le choc fort résultait de l'événement de perturbation catastrophique à 470 Ma (qui impliquait probablement des objets à l'échelle du km39).

La présence de veines discrètes indique une hétérogénéité du champ T, probablement le résultat de l'effondrement de la porosité spatialement variable lors de la compression par choc ou du glissement le long de bandes de cisaillement localisées. Il s'agit probablement d'un exercice mal défini pour tenter d'énoncer une seule condition de pic global P ou T pour la météorite, beaucoup moins pour les conditions maximales rencontrées n'importe où sur le corps parent pendant l'événement d'impact associé. Néanmoins, les conditions se situent dans la plage déduite des études des phases HP, des veines de fonte et des textures, dans d'autres chondrites L616,18,20,39,42,43,44,45,46.

Nous avons identifié des poches de cristaux détritiques et des fractures de remplissage de la matrice riche en Pb-Fe qui recoupent les veines de fonte formées par le choc violent (Figs. 3, 4). En principe, ce remplissage de fracture pourrait avoir plusieurs sources. Il pourrait provenir : (1) du même corps parent que Kakowa, (2) d'un objet extraterrestre différent qui est entré en collision avec le corps parent, ou (3) d'une contamination terrestre. Compte tenu de sa texture détritique consolidée et de son historique étendu, diverses parties du remplissage de la fracture pourraient provenir de plus d'une de ces sources. Kakowa est une chute historique qui a été récupérée quelques minutes après l'atterrissage27, mais pour exclure la contamination terrestre (par exemple, lors de la préparation de l'échantillon), nous avons interrogé l'origine de ce matériau en microbroyant des zones de la matrice de remplissage de fracture pour les analyses isotopiques du Pb et par nanoSIMS dans analyse isotopique triple oxygène in situ des phases exogènes. Les résultats des isotopes de Pb, comme discuté ci-dessus, sont ambigus et ne servent qu'à exclure l'enrichissement en Pb ancien et les sources de chondrite carbonée pour la matrice de remplissage de fracture. Les résultats isotopiques de l'oxygène sur les grains détritiques sont plus significatifs. Les minéraux de la masse souterraine (enstatite, olivine forstéritique) se situent constamment près de la gamme OC sur le tracé des trois isotopes de l'oxygène, au-dessus de la ligne de fractionnement terrestre (TFL). Ni la masse souterraine ni les minéraux détritiques ne se situent sur la ligne des minéraux anhydres de chondrite carbonée (CCAM). Les valeurs de Δ17O de toutes les phases mesurées de Kakowa sont indiscernables, mais en tant que population, elles sont statistiquement séparées de Δ17O = 0 (TFL). Par conséquent, les résultats des isotopes de l'oxygène sont les plus cohérents avec les minéraux détritiques, comme les minéraux de la masse souterraine de Kakowa, provenant d'une source de chondrite ordinaire (Fig. 8). Bien que le corindon puisse être associé aux CAI des chondrites carbonées, il est également présent dans d'autres groupes de météorites47 et dans le cas présent, sa signature isotopique O indique une origine chondrite ordinaire. Nous ne pouvons pas déterminer si les composants exogènes et natifs de Kakowa proviennent de différents réservoirs d'oxygène, mais avec une certaine confiance, nous pouvons exclure l'hypothèse selon laquelle les phases détritiques sont d'origine chondrite terrestre ou carbonée.

La caractéristique la plus distinctive du matériau exogène est peut-être la présence de margarite de mica calcique hydraté. La margarite peut se former par hydratation d'anorthite, avec ou sans corindon57. En l'absence de corindon, la réaction donne un excès de SiO2 :

alors qu'en présence de corindon, la margarite peut se former sans produire de silice :

Dans le matériau exogène de Kakowa, la margarite coexiste avec le corindon et la silice (Fig. 3). L'albite est présente mais pas l'anorthite. Etant donné le mode d'apparition détritique de ces phases, on ne sait pas si la margarite s'est formée en présence des phases avec lesquelles elle coexiste désormais. Il est très probable qu'un feldspath calcique en soit le précurseur, puisque les feldspaths calciques se trouvent à la fois sous forme de phases primaires (Semarkona LL3.0058) et dans des chondrites ordinaires équilibrées. Des études montrent que l'anorthite est présente à des degrés de métamorphisme thermique jusqu'à L4 mais que seule l'albite est présente à L5 ou plus59,60. Trouver de la margarite dans un L6 est donc déroutant, sauf qu'on la trouve dans un comblement de fracture détritique exogène. L'explication la plus simple est que le remplissage de la fracture est dérivé d'un matériau de chondrite ordinaire qui a subi un métamorphisme thermique de stade 4 ou inférieur ainsi qu'une altération fluide. De plus, les analyses EBSD du matériel exogène indiquent des minéraux bien cristallisés. Cela indique que la margarite n'est pas simplement un produit d'altération aqueuse à basse température, qui devrait donner des phases mal cristallisées et à grains fins. Au contraire, la margarite indique un processus en deux étapes d'hydratation à basse température suivi d'un métamorphisme thermique et d'une recristallisation. Un tel traitement thermique peut avoir détruit d'autres phases qui devraient se développer pendant le processus d'altération aqueuse (ou ces phases peuvent rester mais être trop petites ou mal cristallines pour être caractérisées). Pourtant, l'olivine dans le matériau exogène est hétérogène (forstérite et fayalite sont présentes) et provient donc probablement d'un objet de type 3 qui n'a pas connu un tel métamorphisme thermique. Par conséquent, le matériau exogène lui-même est une juxtaposition détritique de matériau ordinaire dérivé de chondrite avec des histoires distinctes, et non un assemblage équilibré. L'impacteur à basse vitesse peut donc avoir été lui-même une brèche polymicte.

En principe, l'altération fluide qui a formé la margarite pourrait s'être produite avant ou après l'injection des détritus exogènes dans les fractures de Kakowa. Cependant, il n'y a aucune preuve (à l'échelle d'une section) d'infiltration de fluide dans la masse souterraine de Kakowa, les chondres ou les veines de fonte. Il y a une porosité suffisante pour que les fluides percolant à travers le matériau exogène aient probablement également altéré d'autres parties de l'échantillon, si l'altération a suivi l'injection. Par conséquent, nous préférons un scénario dans lequel l'altération du fluide et la maturation thermique subséquente ont formé la margarite avant son injection dans les fractures de Kakowa.

La fayalite et la silice dans le remplissage de la fracture sont cohérentes avec la séquence d'événements que nous déduisons des gros grains de margarite cristalline. Il a été déduit que la silice dans les achondrites se dépose à partir de l'eau lors de l'altération des fluides61. Les calculs thermodynamiques montrent alors que l'assemblage de la fayalite et de la silice dans les chondrites ordinaires reflète un premier événement d'altération fluide à basse température suivi d'une maturation thermique62.

Nous ne comprenons pas, à l'heure actuelle, le mécanisme d'enrichissement en Pb responsable de la formation des cristaux de PbO et de la matrice riche en Pb du remplissage de la fracture. Nous considérons ici les options plausibles et les contraintes fournies par nos données. La première explication logique de la source du plomb est la contamination terrestre, soit avant la collecte, soit pendant le stockage en musée, soit pendant la préparation de la coupe. Nos données sur les isotopes du Pb n'excluent pas une source terrestre commune pour le Pb. Cependant, nous jugeons hautement invraisemblable l'ajout d'une quantité suffisante de Pb pour constituer plusieurs pour cent en poids du remplissage de la fracture pendant quelques minutes27 entre la chute et la collecte. Selon King et al.63, un siècle de stockage dans un musée peut conduire à l'oxydation de minéraux instables dans l'atmosphère terrestre oxydante et aquifère, tels que les sulfates de FeS, de Fe-Ni-métal ou de Pb. Si le Pb était déjà présent dans l'assemblage, il aurait pu former de l'oxyde de Pb pendant le stockage, mais la source de Pb aurait toujours été extraterrestre. Le seul scénario que nous envisageons dans lequel le Pb serait entièrement d'origine terrestre serait le Pb métallique dérivé d'une plaque de polissage, plus tard oxydé en PbO pendant le stockage de la section préparée.

La deuxième source de Pb qui est cohérente avec les résultats des isotopes du Pb est un réservoir de chondrite ordinaire. Dans le rare exemple de grains de PbO au bord d'un chondre à Chainpur (LL3.4)64, la systématique U-Pb suggère que le chauffage pendant l'événement de rupture de la L-chondrite a libéré du Pb de la troilite ou du métal contenant du Pb. À Kakowa, la troïlite et le métal dans le remplissage de la fracture ne contiennent pas de Pb observable, ce qui rend difficile de juger si tout le Pb a été libéré de ces phases ou n'a jamais été présent.

Dans tous les cas, le problème de la source de Pb, bien qu'actuellement non résolu, peut être considéré séparément de la source des grains détritiques hébergés dans le remplissage de fracture riche en Pb. Nous nous appuyons sur les résultats des isotopes de l'oxygène de ceux-ci pour montrer que la margarite, le corindon et l'albite sont tous non terrestres et proviennent probablement d'un réservoir de chondrite ordinaire qui a subi une altération fluide suivie d'une maturation thermique.

Dans la section étudiée de Kakowa, on trouve des veines de fusion de choc portant des minéraux à haute pression qui sont recoupées par des fractures remplies de matériel exogène. Nous concluons donc que Kakowa conserve un enregistrement d'au moins deux événements d'impact. L'événement d'impact à faible vitesse doit survenir après l'impact à grande vitesse, mais nous ne pouvons pas contraindre la différence de temps entre eux. Les deux événements peuvent ne pas être liés ou, au contraire, il se pourrait que l'événement à faible vitesse soit un impact secondaire entre des fragments de débris de l'impact à grande vitesse42,65.

Bien que la datation des événements de choc puisse être difficile car ils ne peuvent réinitialiser que partiellement certains systèmes radiométriques, il est largement admis sur la base de nombreuses études que de nombreuses chondrites L conservent un enregistrement d'un choc fort à ~ 470 Ma24,25,66,67, 68, généralement associé à un assombrissement par choc, à la formation de veines de fusion et à la création de minéraux HP. Par exemple, les météorites Peace River, Taiban, Mbale et Sixiangkou incluent les caractéristiques liées aux chocs ci-dessus12,25,43,44,45,46,65,69,70. Cet événement est si omniprésent parmi les L-chondrites qu'il est généralement supposé représenter l'âge de la perturbation catastrophique du corps parent de la L-chondrite24,25,71.

La perturbation du corps parent, cependant, n'a pas besoin d'être le dernier événement d'impact subi par ses fragments. En effet, la chondrite Ghubara L5, par exemple, contient un xénolite apparenté avec un âge 40Ar/39Ar légèrement plus jeune que la perturbation (445 Ma). Le corps parent de la L-chondrite s'est brisé en de nombreux fragments d'astéroïdes connus sous le nom de famille Gefion71. À leur tour, un ou plusieurs de ces fragments peuvent être entrés en collision avec d'autres astéroïdes. Les météorites Polymict OC, contenant des lithologies de divers types72, peuvent rarement héberger des clastes de xénolithes qui ont subi différents historiques de choc et conservent différents stades de choc (par exemple, la météorite de St. Mesmin73). Dans le cas présent, nous documentons une nouvelle collision entre un fragment L6 fortement choqué et un autre objet avec une affinité chondrite ordinaire probable, un type métamorphique thermique inférieur et une histoire d'altération fluide. Nous ne pouvons pas dire, avec les données actuelles, si cet objet représente : (1) un autre fragment du corps parent de la L-chondrite, excavé à une profondeur moindre et placé sur une orbite de croisement avec une faible vitesse de rencontre, ou (2) un corps non apparenté. Ce dernier impact a impliqué une bréchification à l'état solide, sans échauffement suffisant pour décomposer la margarite. Les minéraux exogènes n'ont certainement pas subi de conditions de choc comparables aux veines de fusion voisines (P > 18–23 GPa et T > 1800–2100 °C). Bien que les impacts parmi les planétésimaux aient été les plus courants au cours des 100 premiers millions d'années de l'histoire du système solaire, nous en déduisons ici que cet impact est probablement inférieur à ~ 470 Ma.

Les données présentées ici sont compatibles avec un certain nombre d'historiques détaillés d'impact et de perturbation du corps parent. Par exemple, nous ne pouvons pas exclure que Kakowa enregistre un choc fort qui n'a pas réussi à perturber le corps parent, suivi d'un choc faible qui représente néanmoins l'événement de perturbation. Ce scénario semble cependant peu probable, car le choc faible est enregistré par la présence réelle de matière exogène de l'impacteur et ne représente donc pas l'enregistrement d'une collision majeure ailleurs sur le corps, atténuée par la distance. Le processus physique détaillé (par exemple, le rôle des fluides) par lequel le remblai a été mis en place dans les fractures n'est pas clair, mais il semble probable que la profondeur maximale d'injection de matériau dans les fractures étroites lors d'un impact faible soit assez limitée. Par conséquent, nous pouvons en déduire qu'après un traitement thermique et un choc (fort) (peut-être pendant la fragmentation du corps parent), le matériau qui deviendrait la météorite Kakowa a été excavé près de la surface, où il pourrait facilement être fracturé et recevoir matériau transféré à partir d'un impacteur à faible vitesse. Sur la base de cette inférence, nous suggérons que les chocs forts et faibles enregistrés à Kakowa ne se sont pas tous les deux produits sur le corps parent intact. Une autre possibilité est qu'un troisième impact ait encore perturbé le corps parent sans choquer de manière significative le fragment dont Kakowa est originaire. Le scénario le plus probable, à notre avis, reste la perturbation du corps parent de la L-chondrite à ~ 470 Ma par une collision majeure entre des corps à vitesse de rencontre élevée, enregistrée par l'assemblage de choc fort à Kakowa, suivi d'un impact à faible vitesse (enregistré par la fracture et le matériau de remplissage exogène) entre des fragments de cet événement, qui ont été placés sur des orbites liées au sein d'une famille d'astéroïdes.

Kakowa héberge un registre minéral unique parmi les chondrites ordinaires étudiées à ce jour. L'une des veines de fusion formées lors d'un événement de choc violent est recoupée par une fracture remplie d'un matériau exogène unique contenant la margarite en phase hydratée avec du corindon, de la fayalite, de la forstérite, de l'albite et de la silice noyés dans un Fe- et Pb-riche matrice. La minéralogie, les rapports isotopiques de l'oxygène et les rapports isotopiques du Pb du matériau exogène sont les plus compatibles avec la dérivation d'une chondrite ordinaire qui préserve une histoire plus intense d'altération des fluides et un degré inférieur de métamorphisme thermique que le reste de Kakowa, suggérant que l'altération de le matériau exogène et le métamorphisme de la majeure partie de Kakowa sont tous deux antérieurs à leur juxtaposition. L'injection des phases exogènes enregistre un deuxième événement d'impact, avec une faible vitesse de rencontre, qui est postérieur au choc fort et probablement également postérieur à la perturbation du corps parent de la L-chondrite.

Une seule section polie épaisse (500 μm d'épaisseur) de la météorite Kakowa (NHMV-N6231) a été examinée pour les indicateurs de choc en mettant l'accent sur ses veines de fusion (MV). Onze zones situées dans les trois MV sous-parallèles ont été analysées par microscopie optique, microscopie électronique à balayage et microanalyse par sonde électronique pour la texture et la chimie minérale (MV1 à MV11 sur la Fig. 1). Deux des régions (MV1 et MV2) ont été étudiées plus en détail avec la spectroscopie Raman colocalisée afin de coupler la caractérisation structurelle et compositionnelle aux points communs.

Nous avons utilisé la microscopie à lumière transmise et réfléchie pour caractériser la texture et probablement la minéralogie des phases suffisamment grandes pour être résolues optiquement.

La microscopie électronique à balayage (Field-emission SEM; JEOL JSM-IT300LV au NHM Vienna et Zeiss 1550VP à Caltech) a donné des images, une composition préliminaire par spectroscopie à rayons X à dispersion d'énergie et une détermination de structure par EBSD. Des analyses EBSD monocristallines à l'échelle sub-micrométrique ont été réalisées à 20 kV et 6 nA en mode faisceau focalisé avec une platine inclinée à 70° sur des sections non revêtues en mode "pression variable" (25 Pa de gaz N2 dans la chambre pour réduire le chargement de l'échantillon) . L'imagerie, la cartographie, l'analyse EDS semi-quantitative et l'EBSD ont été réalisées à l'aide des progiciels SmartSEM, AZtec et Channel 5.

Le microanalyseur à sonde électronique a produit une chimie quantitative des éléments majeurs à l'aide d'un instrument EPMA à émission de champ JEOL JXA8530F (FE-EPMA) équipé de cinq spectromètres à dispersion de longueur d'onde (WDS) et d'un spectromètre à dispersion d'énergie (EDS) au NHM de Vienne, en Autriche. Toutes les analyses ont été acquises en 15 kV. Pour les minéraux, un courant de faisceau focalisé de 15 nA, un temps de comptage de 20 s sur la position de pointe et 10 s pour chaque arrière-plan ont été utilisés. Pour les analyses de verre, un faisceau légèrement défocalisé (diamètre de 5 μm), un courant de sonde de 5 nA et des temps de comptage de 10 s en pointe et de 5 s sur chaque position de fond ont été utilisés. Les étalons minéraux naturels utilisés étaient l'albite (Na, Si, Al), la wollastonite (Ca), l'olivine (Mg), l'almandine (Fe), la spessartine (Mn), l'orthose (K), le rutile (Ti), la chromite (Cr) et Ni-oxyde (Ni) avec correction de matrice ZAF.

Les analyses par spectroscopie Raman ont été recueillies à partir de la section mince polie de Kakowa à l'aide d'un microscope Raman confocal dispersif, Renishaw inVia Reflex à la National Hellenic Research Foundation. Les analyses ont utilisé un laser Ar-ion de 514 nm et une lentille d'objectif 100 × et les spectres ont été collectés dans la région de 200 à 1600 cm-1. Nous avons acquis les spectres très soigneusement en nous concentrant à la surface des échantillons, avec une puissance laser ~ 5 mW pour éviter la destruction de la zone d'analyse. Le temps d'acquisition était de 30 à 60 s avec une moyenne de 5 accumulations. Des spectres Raman supplémentaires ont été collectés avec un microscope Raman confocal Renishaw InVia au laboratoire de spectroscopie minérale de Caltech. Le laser de 514 nm a été réglé sur une puissance < 2 mW pour éviter les dommages au laser. Chaque spectre a été collecté pendant 5 s avec des réseaux de diffraction de 3 000 lignes/mm, correspondant à des décalages Raman de 200 à 1 100 cm−1. L'ajustement de pic gaussien-lorentzien (fityk version 0.9.8) a été utilisé pour supprimer le bruit de fond et estimer les centres des pics avec une précision de ~ ± 0,2 cm−1. Les spectres Raman des phases riches en P et de la margarite ont été comparés aux données publiées de la base de données RRUFF.

Spectrométrie de masse à plasma multicollecteur à couplage inductif - Analyse isotopique du Pb à l'Isotoparium (Caltech). La section montée du NHMV-N6231 a été micro-percée à l'aide d'un GEOMILL 326 équipé d'un foret en carbure de tungstène. A chacun des trois points de forage, trois aliquotes de poudre ont été récupérées, en forant successivement à 10–20 μm, 50–60 μm et 80–100 μm de profondeur. La première aliquote de poudre a été obtenue en forant "à sec" le matériau, puis en pipetant 4 à 6 μL de MQ-H2O sur la surface pour suspendre le matériau, en récupérant la goutte et en la transférant dans un bécher en PFA nettoyé à l'acide contenant 1 ml de 1 M HNO3 (distillé deux fois à partir de HNO3 de qualité réactif ACS). Les deux autres points ont été forés "humides" en pipetant d'abord une goutte de 4 à 6 μL sur la surface entourant le foret, puis en forant pour suspendre le matériau libéré dans la goutte, et enfin en récupérant la goutte et en la transférant dans un PFA nettoyé à l'acide. bécher contenant 1 ml de HNO3 1 M. Une fois la profondeur finale forée, une goutte supplémentaire de 4 à 6 μL a été pipetée sur et hors de la surface pour récupérer toute poudre restante. Les béchers contenant le matériau récupéré dans du HNO3 1 M ont ensuite été placés sur une plaque chauffante à 140 °C pendant plusieurs heures pour digérer les phases contenant du Pb.

Après la digestion des phases hôtes Pb, une aliquote de 50 μL (5% du total de la digestion) a été prélevée et diluée avec 0,95 mL de HNO3 0,45 M. La concentration de Pb a été vérifiée dans ces solutions sur un NeptunePlus MC-ICP-MS (Thermo Scientific) via un étalonnage en un point avec une solution de Pb à 200 ppb (SPEX). Les échantillons contenant > 10 ng Pb ont ensuite été dilués à 15 ng/g ou 6,25 ng/g pour analyse isotopique. À ces solutions, Tl a été ajouté pour corriger le biais de masse instrumental74, de sorte que la solution finale avait un rapport Pb:Tl de 4:1. Des solutions étalons internes ont été préparées aux mêmes concentrations de Pb et Tl (15 ng/g Pb + 3,75 ng/g Tl et 6,25 ng/g Pb + 1,625 ng/g Tl) en utilisant des étalons certifiés SPEX.

Les compositions isotopiques Pb et Tl des échantillons et des solutions standard ont été analysées sur le NeptunePlus MC-ICP-MS à l'aide d'une chambre de nébulisation en verre, d'échantillonneurs et de cônes d'écumoire réguliers, et d'un nébuliseur PFA nominal de 50 μL/min, produisant ~ 57 V/ppm de Pb. Chaque analyse consistait en 50 cycles de mesure de 4,914 s en mode statique, avec des interférences de mercure surveillées dans la tasse L3 (202Hg), et des isotopes Tl et Pb mesurés dans L2 à H3 (L2 : 203Tl, L1 : 204Pb, C : 205Pb, H1 : 206Pb, H2 : 207Pb et H3 : 208Pb). Toutes les coupelles étaient équipées d'amplificateurs 1011 Ω. Les données brutes ont été corrigées du biais de masse instrumental via une normalisation externe avec Tl64. Pour chaque analyse, le biais de masse (β dans l'équation 10 de la référence 75) est calculé en utilisant le rapport 203Tl/205Tl mesuré, un rapport de normalisation de 0,418922 et les masses molaires respectives (M203 = 202,972344 et M205 = 204,974427). Les rapports isotopiques Pb réels ont ensuite été calculés à l'aide de la valeur β déterminée, des masses molaires des isotopes Pb (M204 = 203,973043, M206 = 205,964465, M207 = 206,975897, M208 = 207,976652) et du rapport isotopique Pb mesuré (20xPb/20 4Pb) . Chaque solution d'échantillon a été analysée entre cinq et six fois. Les données finales sont rapportées comme la moyenne et 2σ des analyses répétées (entre ± 0,004 et 0,012 pour 206Pb/204Pb). La reproductibilité externe a été évaluée à l'aide de 30 analyses répétées de solutions SPEX Pb + Tl, donnant un 2SD de ± 0,026 (2SE de ± 0,011 pour n = 6) pour 206Pb/204Pb.

Les résultats (en ng Pb) obtenus à partir de la tache de silicate, et des deux autres zones riches en Pb (Spot #1 et Spot #2), sont donnés dans le tableau S1. Il est clairement démontré que les 10 à 20 premiers μm contiennent peu ou pas de Pb (il semble enlever la couche superficielle de colle/vernis recouvrant la section de l'échantillon). Les forages plus profonds échantillonnent en fait le matériau riche en Pb. Dans la tache de silicate, 2 ordres de grandeur de moins de Pb sont récupérés, démontrant que la contamination du blanc par le foret lui-même n'est pas un problème).

NanoSIMS - L'analyse des isotopes de l'oxygène a été réalisée sur un instrument Cameca NanoSIMS 50L à Caltech. Un faisceau primaire d'ions Cs + de 8 kV avec un courant d'environ 1 pA a été utilisé pour pulvériser les phases minérales cibles dans une zone de 3 × 3 μm. Les ions secondaires de 16O-, 17O- et 18O- à -8 keV ont été mesurés simultanément avec des multiplicateurs d'électrons (EM) à des puissances de résolution de masse supérieures à 8000, suffisamment élevées pour résoudre les interférences avec les ions d'intérêt. Un canon à électrons à incidence normale (NEG) avec un potentiel d'accélération de 8 kV a été utilisé pour la compensation de charge de l'échantillon. Le temps de collecte des données de chaque point de données était d'environ 70 min, en raison du faible taux de comptage de 17O−. Les données ont été corrigées pour le bruit de fond et le temps mort des EM. Un étalon d'olivine de San Carlos a été utilisé pour calibrer le fractionnement de masse instrumental pour toutes les phases minérales. Un standard d'olivine Eagle Station a également été utilisé pour examiner l'exactitude de l'analyse parmi les échantillons. Les erreurs analytiques 2σ pour δ17O, δ18O et Δ17O sont respectivement de ~ 3,5‰, ~ 1,5‰ et ~ 4‰.

Nous abordons la veine fondue comme un élément de forme tabulaire (dalle chaude d'épaisseur 2w), entourée d'un matériau totalement solide à la température T0 = 100 °C, tandis que l'intérieur de la veine est totalement fondu à la température Tm = 2000 °C. Le temps maximal requis pour la solidification complète du bain intérieur a été estimé selon les procédures de Turcotte et Schubert76 et Langenhorst et Poirier77. La veine se refroidira et se solidifiera dans le temps ts donné par l'équation

où κ est la diffusivité thermique et λ est un coefficient sans dimension qui tient compte des conditions aux limites et de la chaleur latente. Le coefficient λ est obtenu en résolvant numériquement l'équation

où L est la chaleur latente de cristallisation, Cp est la chaleur spécifique et erf est la fonction d'erreur. Nous avons utilisé pour la modélisation d'un filon de fonte à Kakowa les valeurs suivantes : L = 320 kJ kg−1, Cp = 1,2 kJ K−1 kg−1 et κ = 10−6 m2 s−1. La température à la frontière avec le matériau de la masse souterraine environnante lorsque la veine est solidifiée est donnée par :

Les paramètres ci-dessus ont donné λ = 0, 93, Tb = 1148 ° C, tandis que le temps de refroidissement était de 26 et 37 ms pour l'épaisseur minimale (300 μm) et maximale (360 μm) de la veine de fusion la plus épaisse.

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IB remercie le projet SYNTHESYS [AT-TAF-30] financé par l'UE, qui a fourni des fonds pour les frais de voyage, d'hébergement et d'instruments tout en utilisant SEM et EPMA au NHMV. Stamatios Xydous remercie vivement "The Barringer Family Fund for Meteorite Impact Research" pour son soutien. Les auteurs remercient Dan Topa pour son aide dans les analyses EPMA.

Les analyses à Caltech ont été financées par le prix 80NSSC18K0532 de la NASA. La PDA reconnaît le prix NSF 1947614. Les analyses des isotopes du plomb ont été financées par la subvention NSF MGG-2054892, une bourse Packard et des fonds de démarrage Caltech au FLHT.

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Tous les auteurs ont conçu cette recherche. Tous les auteurs ont observé, analysé les coupes de météorites et participé à la rédaction et à la révision du manuscrit.

Correspondance à IP Baziotis.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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Réimpressions et autorisations

Baziotis , IP , Ma , C. , Guan , Y. et al. Preuve unique d'altération des fluides dans la chondrite ordinaire de Kakowa (L6). Sci Rep 12, 5520 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-09465-6

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Reçu : 06 octobre 2021

Accepté : 24 mars 2022

Publié: 12 avril 2022

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

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