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Volátiles y ricos en materia orgánica, los asteroides de tipo C podrían ser una de las principales fuentes de agua en la Tierra. Actualmente, las condritas carboníferas ofrecen la mejor idea de su composición química, pero la información sobre los meteoritos está distorsionada: solo los tipos más resistentes sobreviven tras entrar en la atmósfera y luego interactuar con el entorno terrestre. Aquí presentamos los resultados de un estudio volumétrico y microanalítico detallado de la partícula primaria de Ryugu, entregada a la Tierra por la sonda espacial Hayabusa-2. Las partículas de Ryugu muestran una composición muy similar a la de las condritas CI (tipo Iwuna) químicamente no fraccionadas pero alteradas por el agua, que se utilizan ampliamente como indicador de la composición general del sistema solar. Este espécimen muestra una compleja relación espacial entre la riqueza de compuestos orgánicos alifáticos y los silicatos estratificados, e indica una temperatura máxima de alrededor de 30 °C durante la erosión hídrica. Encontramos una abundancia de deuterio y diazonio, consistente con un origen extrasolar. Las partículas de Ryugu son el material extraterrestre más inseparable y no contaminado jamás estudiado y son las que mejor se ajustan a la composición general del sistema solar.
Desde junio de 2018 hasta noviembre de 2019, la sonda Hayabusa2 de la Agencia de Exploración Aeroespacial de Japón (JAXA) realizó un extenso estudio remoto del asteroide Ryugu. Los datos del Espectrómetro de Infrarrojo Cercano (NIRS3) en Hayabusa-2 sugieren que Ryugu puede estar compuesto de un material similar a las condritas carbonáceas metamórficas térmicamente y/o por choque. La coincidencia más cercana es la condrita CY (tipo Yamato) 2. El bajo albedo de Ryugu se puede explicar por la presencia de una gran cantidad de componentes ricos en carbono, así como por el tamaño de las partículas, la porosidad y los efectos de la meteorización espacial. La sonda Hayabusa-2 realizó dos aterrizajes y recolección de muestras en Ryugu. Durante el primer aterrizaje, el 21 de febrero de 2019, se obtuvo material de la superficie, que se almacenó en el compartimento A de la cápsula de retorno, y durante el segundo aterrizaje, el 11 de julio de 2019, se recolectó material cerca de un cráter artificial formado por un pequeño impactador portátil. Estas muestras se almacenan en el pabellón C. La caracterización inicial no destructiva de las partículas en la Etapa 1 en cámaras especiales, no contaminadas y llenas de nitrógeno puro en instalaciones administradas por JAXA indicó que las partículas de Ryugu eran más similares a las condritas CI4 y exhibieron "diversos niveles de variación"3. La clasificación aparentemente contradictoria de Ryugu, similar a las condritas CY o CI, solo puede resolverse mediante una caracterización isotópica, elemental y mineralógica detallada de las partículas de Ryugu. Los resultados presentados aquí proporcionan una base sólida para determinar cuál de estas dos explicaciones preliminares para la composición general del asteroide Ryugu es la más probable.
Ocho perdigones de Ryugu (aproximadamente 60 mg en total), cuatro de la Cámara A y cuatro de la Cámara C, se asignaron a la Fase 2 para gestionar al equipo de Kochi. El objetivo principal del estudio es dilucidar la naturaleza, el origen y la historia evolutiva del asteroide Ryugu, así como documentar las similitudes y diferencias con otros especímenes extraterrestres conocidos, como condritas, partículas de polvo interplanetario (PDI) y cometas que regresan. Muestras recolectadas por la misión Stardust de la NASA.
El análisis mineralógico detallado de cinco granos de Ryugu (A0029, A0037, C0009, C0014 y C0068) mostró que están compuestos principalmente de filosilicatos de grano fino y grueso (~64–88 % vol.; Fig. 1a, b, Fig. 1 suplementaria). y tabla adicional 1). Los filosilicatos de grano grueso se presentan como agregados pinnados (de hasta decenas de micras de tamaño) en matrices de grano fino ricas en filosilicatos (de menos de unas pocas micras de tamaño). Las partículas de silicato estratificado son simbiontes serpentina-saponita (Fig. 1c). El mapa (Si + Al)-Mg-Fe también muestra que la matriz de silicato estratificado en masa tiene una composición intermedia entre serpentina y saponita (Fig. 2a, b). La matriz de filosilicato contiene minerales de carbonato (~2–21 vol.%), minerales de sulfuro (~2.4–5.5 vol.%) y magnetita (~3.6–6.8 vol.%). Una de las partículas examinadas en este estudio (C0009) contenía una pequeña cantidad (~0.5 vol.%) de silicatos anhidros (olivino y piroxeno), lo que puede ayudar a identificar el material de origen que compuso la piedra cruda de Ryugu5. Este silicato anhidro es raro en los pellets de Ryugu y solo se identificó positivamente en el pellet C0009. Los carbonatos están presentes en la matriz como fragmentos (menos de unos pocos cientos de micras), principalmente dolomita, con pequeñas cantidades de carbonato de calcio y brinell. La magnetita se presenta como partículas aisladas, framboides, placas o agregados esféricos. Los sulfuros están representados principalmente por pirrotita en forma de prismas/placas o listones hexagonales irregulares. La matriz contiene una gran cantidad de pentlandita submicrónica o en combinación con pirrotita. Las fases ricas en carbono (de tamaño <10 µm) se encuentran de forma ubicua en la matriz rica en filosilicatos. Las fases ricas en carbono (de tamaño <10 µm) se encuentran de forma ubicua en la matriz rica en filosilicatos. Las fases más grandes (razas <10 mm) se pueden colocar en matrices de filigranas grandes. Las fases ricas en carbono (de tamaño <10 µm) se encuentran de forma ubicua en la matriz rica en filosilicatos.富含碳的相（尺寸<10 µm）普遍存在于富含层状硅酸盐的基质中.富含碳的相（尺寸<10 µm）普遍存在于富含层状硅酸盐的基质中. Las fases de mayor tamaño (tamaños <10 mm) se colocan en matrices de fibra de alta densidad. Las fases ricas en carbono (tamaño <10 µm) predominan en la matriz rica en filosilicatos.Otros minerales auxiliares se muestran en la Tabla Suplementaria 1. La lista de minerales determinada a partir del patrón de difracción de rayos X de la mezcla C0087 y A0029 y A0037 es muy consistente con la determinada en la condrita CI (Orgueil), pero difiere en gran medida de las condritas CY y CM (tipo Mighei) (Figura 1 con datos expandidos y Figura Suplementaria 2). El contenido total de elementos de los granos de Ryugu (A0098, C0068) también es consistente con la condrita 6 CI (datos expandidos, Fig. 2 y Tabla Suplementaria 2). Por el contrario, las condritas CM están empobrecidas en elementos moderadamente y altamente volátiles, especialmente Mn y Zn, y más altas en elementos refractarios7. Las concentraciones de algunos elementos varían en gran medida, lo que puede ser un reflejo de la heterogeneidad inherente de la muestra debido al pequeño tamaño de las partículas individuales y el sesgo de muestreo resultante. Todas las características petrológicas, mineralógicas y elementales indican que los granos de Ryugu son muy similares a las condritas CI8,9,10. Una notable excepción es la ausencia de ferrihidrita y sulfato en los granos de Ryugu, lo que sugiere que estos minerales en las condritas CI se formaron por meteorización terrestre.
a, Imagen compuesta de rayos X de Mg Kα (rojo), Ca Kα (verde), Fe Kα (azul) y S Kα (amarillo) de la sección pulida en seco C0068. La fracción consiste en silicatos estratificados (rojo: ~88% vol.), carbonatos (dolomita; verde claro: ~1,6% vol.), magnetita (azul: ~5,3% vol.) y sulfuros (amarillo: sulfuro = ~2,5% vol. ensayo. b, imagen de la región de contorno en electrones retrodispersados ​​en a. Bru: inmaduro; Dole: dolomita; FeS es sulfuro de hierro; Mag: magnetita; jugo: esteatita; Srp: serpentina. c, imagen de microscopía electrónica de transmisión (TEM) de alta resolución de un intercrecimiento típico de saponita-serpentina que muestra bandas reticulares de serpentina y saponita de 0,7 nm y 1,1 nm, respectivamente.
La composición de la matriz y el silicato estratificado (en %) de las partículas Ryugu A0037 (círculos rojos sólidos) y C0068 (círculos azules sólidos) se muestra en el sistema ternario (Si+Al)-Mg-Fe. a, Resultados del microanálisis de sonda electrónica (EPMA) graficados contra condritas CI (Ivuna, Orgueil, Alais)16 que se muestran en gris para comparación. b, Análisis de TEM de barrido (STEM) y espectroscopia de rayos X de energía dispersiva (EDS) que se muestran para comparación con meteoritos Orgueil9 y Murchison46 e IDP47 hidratado. Se analizaron filosilicatos de grano fino y de grano grueso, evitando pequeñas partículas de sulfuro de hierro. Las líneas punteadas en a y b muestran las líneas de disolución de saponita y serpentina. La composición rica en hierro en a puede deberse a granos submicrónicos de sulfuro de hierro dentro de los granos de silicato estratificado, lo cual no puede excluirse por la resolución espacial del análisis EPMA. Los puntos de datos con un mayor contenido de Si que la saponita en b pueden deberse a la presencia de material amorfo rico en silicio de tamaño nanométrico en los intersticios de la capa de filosilicato. Número de análisis: N = 69 para A0037, N = 68 para EPMA, N = 68 para C0068, N = 19 para A0037 y N = 27 para C0068 para STEM-EDS. c, mapa isotópico de la partícula trioxi Ryugu C0014-4 comparado con los valores de condrita CI (Orgueil), CY (Y-82162) y datos bibliográficos (CM y C2-ung)41,48,49. Hemos obtenido datos para los meteoritos Orgueil e Y-82162. CCAM es una línea de minerales de condrita carbonácea anhidra, TFL es una línea divisoria de tierras. d, mapas de Δ17O y δ18O de la partícula Ryugu C0014-4, condrita CI (Orgueil) y condrita CY (Y-82162) (este estudio). Δ17O_Ryugu: Valor de Δ17O C0014-1. Δ17O_Orgueil: Valor promedio de Δ17O para Orgueil. Δ17O_Y-82162: Valor promedio de Δ17O para Y-82162. También se muestran los datos de CI y CY de la literatura 41, 48 y 49 a modo de comparación.
Se realizó un análisis isotópico de masa de oxígeno en una muestra de 1,83 mg de material extraído de C0014 granular mediante fluoración láser (Métodos). A modo de comparación, se analizaron siete copias de Orgueil (CI) (masa total = 8,96 mg) y siete copias de Y-82162 (CY) (masa total = 5,11 mg) (Tabla Suplementaria 3).
En la fig. 2d se muestra una clara separación de Δ17O y δ18O entre las partículas promedio en peso de Orgueil y Ryugu en comparación con Y-82162. El Δ17O de la partícula Ryugu C0014-4 es mayor que el de la partícula Orgeil, a pesar de la superposición a 2 desv. Las partículas Ryugu tienen valores de Δ17O más altos en comparación con Orgeil, lo que puede reflejar la contaminación terrestre de este último desde su caída en 1864. La meteorización en el entorno terrestre11 necesariamente resulta en la incorporación de oxígeno atmosférico, lo que acerca el análisis general a la línea de fraccionamiento terrestre (TFL). Esta conclusión es consistente con los datos mineralógicos (discutidos anteriormente) de que los granos de Ryugu no contienen hidratos o sulfatos, mientras que Orgeil sí.
Con base en los datos mineralógicos anteriores, estos resultados respaldan una asociación entre los granos de Ryugu y las condritas CI, pero descartan una asociación con las condritas CY. El hecho de que los granos de Ryugu no estén asociados con las condritas CY, que muestran claros signos de mineralogía de deshidratación, resulta desconcertante. Las observaciones orbitales de Ryugu parecen indicar que ha sufrido deshidratación y, por lo tanto, probablemente esté compuesto de material CY. Las razones de esta aparente diferencia aún no están claras. Un análisis de isótopos de oxígeno de otras partículas de Ryugu se presenta en un artículo complementario 12. Sin embargo, los resultados de este conjunto de datos ampliado también son consistentes con la asociación entre las partículas de Ryugu y las condritas CI.
Mediante técnicas de microanálisis coordinado (Fig. 3 suplementaria), examinamos la distribución espacial del carbono orgánico sobre toda la superficie de la fracción de haz de iones enfocado (FIB) C0068.25 (Figs. 3a-f). Los espectros de absorción de rayos X de estructura fina del carbono (NEXAFS) en el borde cercano de la sección C0068.25 muestran varios grupos funcionales: aromático o C=C (285,2 eV), C=O (286,5 eV), CH (287,5 eV) y C(=O)O (288,8 eV). La estructura de grafeno está ausente a 291,7 eV (Fig. 3a), lo que indica una baja variación térmica. El fuerte pico de CH (287,5 eV) de los orgánicos parciales de C0068.25 difiere de los orgánicos insolubles de las condritas carbonáceas estudiadas previamente y es más similar a IDP14 y las partículas cometarias obtenidas por la misión Stardust. Un fuerte pico de CH a 287,5 eV y un pico aromático o C=C muy débil a 285,2 eV indican que los compuestos orgánicos son ricos en compuestos alifáticos (Fig. 3a y Fig. 3a suplementaria). Las áreas ricas en compuestos orgánicos alifáticos se localizan en filosilicatos de grano grueso, así como en áreas con una estructura de carbono aromática (o C=C) pobre (Fig. 3c,d). Por el contrario, A0037,22 (Fig. 3 suplementaria) mostró parcialmente un menor contenido de regiones ricas en carbono alifático. La mineralogía subyacente de estos granos es rica en carbonatos, similar a la condrita CI 16, lo que sugiere una extensa alteración del agua de origen (Tabla Suplementaria 1). Las condiciones oxidantes favorecerán mayores concentraciones de grupos funcionales carbonilo y carboxilo en compuestos orgánicos asociados con carbonatos. La distribución submicrónica de compuestos orgánicos con estructuras de carbono alifático puede ser muy diferente de la distribución de silicatos estratificados de grano grueso. Se encontraron indicios de compuestos orgánicos alifáticos asociados con filosilicato-OH en el meteorito del lago Tagish. Los datos microanalíticos coordinados sugieren que la materia orgánica rica en compuestos alifáticos puede estar ampliamente distribuida en asteroides de tipo C y estrechamente asociada con filosilicatos. Esta conclusión es consistente con informes previos de CH alifáticos/aromáticos en partículas de Ryugu demostrados por MicroOmega, un microscopio hiperespectral de infrarrojo cercano. Una pregunta importante y sin resolver es si las propiedades únicas de los compuestos orgánicos alifáticos ricos en carbono asociados con los filosilicatos de grano grueso observados en este estudio se encuentran solo en el asteroide Ryugu.
a, Espectros de carbono NEXAFS normalizados a 292 eV en la región rica en aromáticos (C=C) (rojo), en la región rica en alifáticos (verde) y en la matriz (azul). La línea gris es el espectro de orgánicos insolubles Murchison 13 para comparación. au, unidad de arbitraje. b, Imagen espectral de microscopía de rayos X de transmisión de barrido (STXM) de un borde K de carbono que muestra que la sección está dominada por carbono. c, Gráfico compuesto RGB con regiones ricas en aromáticos (C=C) (rojo), regiones ricas en alifáticos (verde) y matriz (azul). d, Los orgánicos ricos en compuestos alifáticos se concentran en filosilicato de grano grueso; el área se amplía a partir de los recuadros blancos punteados en b y c. e, Nanoesferas grandes (ng-1) en el área ampliada a partir del recuadro blanco punteado en b y c. Para: pirrotita. Pn: níquel-cromita. f, Espectrometría de masas de iones secundarios a nanoescala (NanoSIMS), imágenes elementales de hidrógeno (1H), carbono (12C) y nitrógeno (12C14N), imágenes de la relación de elementos 12C/1H e imágenes de isótopos cruzados δD, δ13C y δ15N – Sección PG-1: grafito presolar con enriquecimiento extremo de 13C (Tabla complementaria 4).
Los estudios cinéticos de la degradación de materia orgánica en meteoritos de Murchison pueden proporcionar información importante sobre la distribución heterogénea de la materia orgánica alifática rica en los granos de Ryugu. Este estudio muestra que los enlaces CH alifáticos en la materia orgánica persisten hasta una temperatura máxima de aproximadamente 30 °C en el precursor y/o cambian con las relaciones tiempo-temperatura (por ejemplo, 200 años a 100 °C y 0 °C 100 millones de años). Si el precursor no se calienta a una temperatura dada durante más de un cierto tiempo, la distribución original de compuestos orgánicos alifáticos ricos en filosilicatos puede conservarse. Sin embargo, los cambios en el agua de la roca madre pueden complicar esta interpretación, ya que A0037, rico en carbonatos, no muestra ninguna región alifática rica en carbono asociada con filosilicatos. Este bajo cambio de temperatura se corresponde aproximadamente con la presencia de feldespato cúbico en los granos de Ryugu (Tabla Suplementaria 1) 20.
La fracción C0068.25 (ng-1; Figs. 3a–c,e) contiene una gran nanoesfera que muestra espectros altamente aromáticos (o C=C), moderadamente alifáticos y débiles de C(=O)O y C=O. . La firma del carbono alifático no coincide con la firma de los orgánicos insolubles a granel y las nanoesferas orgánicas asociadas con las condritas (Fig. 3a) 17,21. El análisis espectroscópico Raman e infrarrojo de las nanoesferas en el lago Tagish mostró que consisten en compuestos orgánicos alifáticos y oxidados y compuestos orgánicos aromáticos policíclicos desordenados con una estructura compleja22,23. Debido a que la matriz circundante contiene orgánicos ricos en compuestos alifáticos, la firma del carbono alifático en ng-1 puede ser un artefacto analítico. Curiosamente, ng-1 contiene silicatos amorfos incrustados (Fig. 3e), una textura que aún no se ha informado para ningún orgánico extraterrestre. Los silicatos amorfos pueden ser componentes naturales de ng-1 o resultar de la amorfización de silicatos acuosos/anhidros por haz de iones y/o electrones durante el análisis.
Las imágenes de iones NanoSIMS de la sección C0068.25 (Fig. 3f) muestran cambios uniformes en δ⁻¹⁷C y δ⁻¹⁷N, excepto en los granos presolares con un alto enriquecimiento en δ⁻¹⁷C del 30,811‰ (PG-1 en la imagen de δ⁻¹⁷C de la Fig. 3f) (Tabla Suplementaria 4). Las imágenes de rayos X de granos elementales y las imágenes TEM de alta resolución muestran únicamente la concentración de carbono y la distancia entre los planos basales de 0,3 nm, que corresponde al grafito. Cabe destacar que los valores de δD (841 ± 394‰) y δ15N (169 ± 95‰), enriquecidos en materia orgánica alifática asociada a filosilicatos de grano grueso, resultan ser ligeramente superiores al promedio de toda la región C (δD = 528 ± 139‰). ‰, δ15N = 67 ± 15 ‰) en C0068.25 (Tabla Suplementaria 4). Esta observación sugiere que los orgánicos ricos en alifáticos en los filosilicatos de grano grueso pueden ser más primitivos que los orgánicos circundantes, ya que estos últimos pueden haber experimentado un intercambio isotópico con el agua circundante en el cuerpo original. Alternativamente, estos cambios isotópicos también pueden estar relacionados con el proceso de formación inicial. Se interpreta que los silicatos estratificados de grano fino en las condritas CI se formaron como resultado de la alteración continua de los cúmulos originales de silicatos anhidros de grano grueso. La materia orgánica rica en alifáticos podría haberse formado a partir de moléculas precursoras en el disco protoplanetario o el medio interestelar antes de la formación del sistema solar, y posteriormente se alteró ligeramente durante los cambios hídricos del cuerpo progenitor Ryugu (grande). El tamaño (<1,0 km) de Ryugu es demasiado pequeño para mantener el calor interno de manera suficiente para que la alteración acuosa forme minerales hidratados25. El tamaño (<1,0 km) de Ryugu es demasiado pequeño para mantener suficiente calor interno para que la alteración acuosa forme minerales hidratados25. Размер (<1,0 км) Рюгу слишком ал, чтобы поддерживать достаточное внутреннее тепло для водного изменения с образованием водных minerlov25. Tamaño (<1,0 km) Ryugu es demasiado pequeño para mantener suficiente calor interno para que el cambio de agua forme minerales acuáticos25. Ryugu 的尺寸（<1.0 公里）太小，不足以维持内部热量以进行水蚀变形成含水矿物25。 Ryugu 的尺寸（<1.0 公里）太小，不足以维持内部热量以进行水蚀变形成含水矿物25。 Размер Рюгу (<1,0 км) слишком мал, чтобы поддерживать внутреннее тепло для изменения воды с образованием водных minералов25. El tamaño de Ryugu (<1,0 km) es demasiado pequeño para soportar el calor interno necesario para transformar el agua y formar minerales acuosos25.Por lo tanto, podrían requerirse predecesores de Ryugu de decenas de kilómetros de tamaño. La materia orgánica rica en compuestos alifáticos podría conservar sus proporciones isotópicas originales debido a la asociación con filosilicatos de grano grueso. Sin embargo, la naturaleza exacta de los portadores pesados ​​isotópicos sigue siendo incierta debido a la compleja y delicada mezcla de los diversos componentes en estas fracciones de FIB. Estos pueden ser sustancias orgánicas ricas en compuestos alifáticos en los gránulos de Ryugu o en los filosilicatos gruesos que los rodean. Cabe destacar que la materia orgánica en casi todas las condritas carbonosas (incluidas las condritas CI) tiende a ser más rica en D que en filosilicatos, con la excepción de los meteoritos CM Paris 24 y 26.
Gráficas de volumen δD y δ15N de cortes FIB obtenidos para cortes FIB A0002.23 y A0002.26, A0037.22 y A0037.23 y C0068.23, C0068.25 y C0068.26 (un total de siete cortes FIB de tres partículas Ryugu). Una comparación de NanoSIMS con otros objetos del sistema solar se muestra en la fig. 4 (Tabla suplementaria 4)27,28. Los cambios de volumen en δD y δ15N en los perfiles A0002, A0037 y C0068 son consistentes con aquellos en el IDP, pero mayores que en las condritas CM y CI (Fig. 4). Obsérvese que el rango de valores de δD para la muestra del cometa 29 (-240 a 1655‰) es mayor que el de Ryugu. Los volúmenes δD y δ15N de los perfiles de Ryukyu son, por regla general, menores que el promedio de los cometas de la familia de Júpiter y la nube de Oort (Fig. 4). Los valores de δD más bajos de las condritas CI pueden reflejar la influencia de la contaminación terrestre en estas muestras. Dadas las similitudes entre Bells, el lago Tagish e IDP, la gran heterogeneidad en los valores de δD y δN en las partículas de Ryugu puede reflejar cambios en las firmas isotópicas iniciales de las composiciones orgánicas y acuosas en el sistema solar primitivo. Los cambios isotópicos similares en δD y δN en las partículas de Ryugu e IDP sugieren que ambas podrían haberse formado a partir de material de la misma fuente. Se cree que las IDP se originan a partir de fuentes cometarias 14 . Por lo tanto, Ryugu puede contener material similar al de un cometa y/o al menos al sistema solar exterior. Sin embargo, esto puede ser más difícil de lo que afirmamos aquí debido a (1) la mezcla de agua esferulítica y rica en D en el cuerpo original 31 y (2) la relación D/H del cometa como función de la actividad cometaria 32. Sin embargo, las razones de la heterogeneidad observada de los isótopos de hidrógeno y nitrógeno en las partículas de Ryugu no se comprenden por completo, en parte debido al número limitado de análisis disponibles en la actualidad. Los resultados de los sistemas de isótopos de hidrógeno y nitrógeno aún plantean la posibilidad de que Ryugu contenga la mayor parte del material de fuera del Sistema Solar y, por lo tanto, pueda mostrar alguna similitud con los cometas. El perfil de Ryugu no mostró una correlación aparente entre δ13C y δ15N (Tabla complementaria 4).
La composición isotópica general de H y N de las partículas de Ryugu (círculos rojos: A0002, A0037; círculos azules: C0068) se correlaciona con la magnitud solar 27, la familia media de Júpiter (JFC27), los cometas de la nube de Oort (OCC27), IDP28 y los cóndrulos carbonáceos. Comparación del meteorito 27 (CI, CM, CR, C2-ung). La composición isotópica se presenta en la Tabla Suplementaria 4. Las líneas punteadas representan los valores isotópicos terrestres de H y N.
El transporte de volátiles (p. ej., materia orgánica y agua) a la Tierra sigue siendo una preocupación26,27,33. La materia orgánica submicrónica asociada con filosilicatos gruesos en partículas de Ryugu identificadas en este estudio puede ser una fuente importante de volátiles. La materia orgánica en filosilicatos de grano grueso está mejor protegida de la degradación16,34 y la descomposición35 que la materia orgánica en matrices de grano fino. La composición isotópica más pesada del hidrógeno en las partículas significa que es poco probable que sean la única fuente de volátiles transportados a la Tierra primitiva. Pueden mezclarse con componentes con una composición isotópica de hidrógeno más ligera, como se propuso recientemente en la hipótesis de la presencia de agua impulsada por el viento solar en silicatos.
En este estudio, demostramos que los meteoritos CI, a pesar de su importancia geoquímica como representantes de la composición general del sistema solar,6,10 son muestras terrestres contaminadas. También proporcionamos evidencia directa de interacciones entre materia orgánica alifática rica y minerales hidratados vecinos, y sugerimos que Ryugu podría contener material extrasolar37. Los resultados de este estudio demuestran claramente la importancia del muestreo directo de protoasteroides y la necesidad de transportar las muestras devueltas en condiciones completamente inertes y estériles. La evidencia presentada aquí muestra que las partículas de Ryugu son, sin duda, uno de los materiales del sistema solar menos contaminados disponibles para la investigación de laboratorio, y el estudio posterior de estas valiosas muestras sin duda ampliará nuestra comprensión de los procesos iniciales del sistema solar. Las partículas de Ryugu son la mejor representación de la composición general del sistema solar.
Para determinar la compleja microestructura y las propiedades químicas de muestras submicrónicas, utilizamos tomografía computarizada con radiación de sincrotrón (SR-XCT) y difracción de rayos X SR (DRX)-CT, análisis FIB-STXM-NEXAFS-NanoSIMS-TEM. No se observó degradación, contaminación atmosférica ni daños causados ​​por partículas finas ni muestras mecánicas. Mientras tanto, realizamos análisis volumétricos sistemáticos mediante microscopía electrónica de barrido (SEM)-EDS, EPMA, DRX, análisis instrumental por activación neutrónica (INAA) y fluoración isotópica de oxígeno por láser. Los procedimientos de ensayo se muestran en la Figura Suplementaria 3 y cada ensayo se describe en las siguientes secciones.
Las partículas del asteroide Ryugu se recuperaron del módulo de reentrada Hayabusa-2 y se entregaron al Centro de Control de la JAXA en Sagamihara, Japón, sin contaminar la atmósfera terrestre. Tras la caracterización inicial y no destructiva en una instalación gestionada por la JAXA, se utilizan contenedores de transferencia entre sitios sellables y bolsas de cápsulas de muestra (de cristal de zafiro de 10 o 15 mm de diámetro y acero inoxidable, según el tamaño de la muestra) para evitar interferencias ambientales. Contaminantes del suelo (p. ej., vapor de agua, hidrocarburos, gases atmosféricos y partículas finas) y la contaminación cruzada entre muestras durante su preparación y transporte entre institutos y universidades. Para evitar la degradación y la contaminación debidas a la interacción con la atmósfera terrestre (vapor de agua y oxígeno), toda la preparación de las muestras (incluido el desportillado con cincel de tantalio, el uso de una sierra de hilo de diamante equilibrada (Meiwa Fosis Corporation DWS 3400) y el corte de epoxi para la instalación) se realizó en una caja de guantes bajo nitrógeno limpio y seco (punto de rocío: -80 a -60 °C, O2 ~50-100 ppm). Todos los elementos utilizados se limpian con una combinación de agua ultrapura y etanol mediante ondas ultrasónicas de diferentes frecuencias.
Aquí estudiamos la colección de meteoritos del Instituto Nacional de Investigación Polar (NIPR) del Centro de Investigación de Meteoritos Antárticos (CI: Orgueil, CM2.4: Yamato (Y)-791198, CY: Y-82162 y CY: Y 980115).
Para la transferencia entre instrumentos para análisis SR-XCT, NanoSIMS, STXM-NEXAFS y TEM, utilizamos el portamuestras ultrafino universal descrito en estudios anteriores38.
El análisis SR-XCT de las muestras de Ryugu se realizó con el sistema CT integrado BL20XU/SPring-8. Este sistema consta de varios modos de medición: campo de visión amplio y baja resolución (WL) para capturar la estructura completa de la muestra, campo de visión estrecho y alta resolución (NH) para una medición precisa del área de la muestra. Se pueden tomar muestras de interés y radiografías para obtener un patrón de difracción del volumen de la muestra, y se puede realizar XRD-CT para obtener un diagrama 2D de las fases minerales del plano horizontal de la muestra. Cabe destacar que todas las mediciones pueden realizarse sin necesidad de retirar el portamuestras de la base mediante el sistema integrado, lo que permite mediciones precisas de CT y XRD-CT. El detector de rayos X en modo WL (BM AA40P; Hamamatsu Photonics) estaba equipado con una cámara CMOS (C14120-20P; Hamamatsu Photonics) de 4608 × 4608 píxeles con un centelleador compuesto por un monocristal de granate de lutecio y aluminio de 10 µm de espesor (Lu₃Al₃O₄:Ce) y una lente de retransmisión. El tamaño del píxel en modo WL es de aproximadamente 0,848 µm. Por lo tanto, el campo de visión (FOV) en modo WL es de aproximadamente 6 mm en modo CT offset. El detector de rayos X en modo NH (BM AA50; Hamamatsu Photonics) estaba equipado con un centelleador de granate de gadolinio-aluminio-galio (Gd₃Al₂Ga₃O₂) de 20 µm de espesor, una cámara CMOS (C11440-22CU) con una resolución de 2048 × 2048 píxeles (Hamamatsu Photonics) y una lente de 20 ×. El tamaño de píxel en modo NH es de ~0,25 µm y el campo de visión es de ~0,5 mm. El detector para el modo XRD (BM AA60; Hamamatsu Photonics) estaba equipado con un centelleador compuesto por una pantalla de polvo P43 (Gd₂O₂S:Tb) de 50 µm de espesor, una cámara CMOS con una resolución de 2304 × 2304 píxeles (C15440-20UP; Hamamatsu Photonics) y una lente de retransmisión. El detector tiene un tamaño de píxel efectivo de 19,05 µm y un campo de visión de 43,9 mm². Para aumentar el campo de visión (FOV), aplicamos un procedimiento de TC offset en modo WL. La imagen de luz transmitida para la reconstrucción por TC consiste en una imagen en el rango de 180° a 360° reflejada horizontalmente alrededor del eje de rotación, y una imagen en el rango de 0° a 180°.
En el modo XRD, el haz de rayos X se enfoca mediante una placa de zona de Fresnel. En este modo, el detector se coloca 110 mm detrás de la muestra y el tope del haz se encuentra 3 mm por delante del detector. Se obtuvieron imágenes de difracción en el rango 2θ de 1,43° a 18,00° (paso de rejilla d = 16,6–1,32 Å) con el punto de rayos X enfocado en la parte inferior del campo de visión del detector. La muestra se mueve verticalmente a intervalos regulares, con media vuelta por cada paso de escaneo vertical. Si las partículas minerales satisfacen la condición de Bragg al rotarlas 180°, es posible obtener la difracción de las partículas minerales en el plano horizontal. Las imágenes de difracción se combinaron entonces en una sola imagen para cada paso de escaneo vertical. Las condiciones del ensayo SR-XRD-CT son prácticamente las mismas que las del ensayo SR-XRD. En el modo XRD-CT, el detector se coloca 69 mm detrás de la muestra. Las imágenes de difracción en el rango 2θ varían de 1,2° a 17,68° (d = 19,73 a 1,35 Å), donde tanto el haz de rayos X como el limitador de haz están alineados con el centro del campo de visión del detector. Escanee la muestra horizontalmente y gírela 180°. Las imágenes SR-XRD-CT se reconstruyeron con las intensidades minerales máximas como valores de píxel. Con el escaneo horizontal, la muestra se escanea típicamente en 500-1000 pasos.
Para todos los experimentos, la energía de rayos X se fijó en 30 keV, ya que este es el límite inferior de penetración de rayos X en meteoritos con un diámetro aproximado de 6 mm. El número de imágenes adquiridas para todas las mediciones de TC durante una rotación de 180° fue de 1800 (3600 para el programa de TC offset), y el tiempo de exposición para las imágenes fue de 100 ms para el modo WL, 300 ms para el modo NH, 500 ms para XRD y 50 ms para XRD-TC. El tiempo típico de escaneo de muestra es de aproximadamente 10 minutos en el modo WL, 15 minutos en el modo NH, 3 horas para XRD y 8 horas para SR-XRD-TC.
Las imágenes de TC se reconstruyeron mediante retroproyección convolucional y se normalizaron para un coeficiente de atenuación lineal de 0 a 80 cm⁻¹. Se utilizó el software Slice para analizar los datos 3D y el software muXRD para analizar los datos de XRD.
Las partículas de Ryugu fijadas con epoxi (A0029, A0037, C0009, C0014 y C0068) se pulieron gradualmente en la superficie hasta el nivel de una película de diamante de 0,5 µm (3 M) en condiciones secas, evitando que el material entrara en contacto con la superficie durante el proceso de pulido. La superficie pulida de cada muestra se examinó primero mediante microscopía óptica y luego mediante electrones retrodispersados ​​para obtener imágenes de mineralogía y textura (BSE) de las muestras y elementos NIPR cualitativos utilizando un SEM JEOL JSM-7100F equipado con un espectrómetro de energía dispersiva (AZtec). Para cada muestra, se analizó el contenido de elementos mayoritarios y minoritarios utilizando un microanalizador de sonda electrónica (EPMA, JEOL JXA-8200). Se analizaron partículas de filosilicato y carbonato a 5 nA, estándares naturales y sintéticos a 15 keV, sulfuros, magnetita, olivino y piroxeno a 30 nA. Las leyes modales se calcularon a partir de mapas de elementos e imágenes de BSE utilizando el software ImageJ 1.53, con umbrales apropiados establecidos arbitrariamente para cada mineral.
El análisis de isótopos de oxígeno se realizó en la Universidad Abierta (Milton Keynes, Reino Unido) mediante un sistema de fluoración láser infrarroja. Las muestras de Hayabusa2 se entregaron a la Universidad Abierta 38 en contenedores llenos de nitrógeno para su traslado entre instalaciones.
La carga de la muestra se realizó en una caja de guantes de nitrógeno con un nivel de oxígeno monitoreado por debajo del 0,1 %. Para el análisis de Hayabusa2, se fabricó un nuevo portamuestras de Ni, compuesto únicamente por dos orificios de muestra (diámetro de 2,5 mm, profundidad de 5 mm), uno para partículas de Hayabusa2 y otro para el estándar interno de obsidiana. Durante el análisis, el pocillo de muestra que contenía el material de Hayabusa2 se cubrió con una ventana interna de BaF₂ de aproximadamente 1 mm de grosor y 3 mm de diámetro para contener la muestra durante la reacción láser. El flujo de BrF₃ a la muestra se mantuvo mediante un canal de mezcla de gases cortado en el portamuestras de Ni. La cámara de muestra también se reconfiguró para poder retirarla de la línea de fluoración al vacío y luego abrirla en una caja de guantes llena de nitrógeno. La cámara de dos piezas se selló con un sello de compresión con junta de cobre y una abrazadera de cadena EVAC Quick Release CeFIX 38. Una ventana de BaF₂ de 3 mm de grosor en la parte superior de la cámara permite la observación simultánea de la muestra y el calentamiento láser. Tras cargar la muestra, vuelva a sujetar la cámara y conéctela a la línea fluorada. Antes del análisis, la cámara se calentó al vacío a aproximadamente 95 °C durante la noche para eliminar la humedad adsorbida. Tras el calentamiento, se dejó enfriar a temperatura ambiente y, a continuación, la parte expuesta a la atmósfera durante la transferencia de la muestra se purgó con tres alícuotas de BrF₄ para eliminar la humedad. Estos procedimientos garantizan que la muestra de Hayabusa 2 no esté expuesta a la atmósfera ni se contamine con la humedad de la parte de la línea fluorada que se ventila a la atmósfera durante la carga de la muestra.
Las muestras de partículas Ryugu C0014-4 y Orgueil (CI) se analizaron en un modo "único" modificado42, mientras que el análisis de Y-82162 (CY) se realizó en una sola bandeja con múltiples pocillos de muestra41. Debido a su composición anhidra, no es necesario utilizar un único método para las condritas CY. Las muestras se calentaron utilizando un láser infrarrojo de CO₂ Photon Machines Inc. de 50 W (10,6 µm) montado en el pórtico XYZ en presencia de BrF₄. El sistema de vídeo integrado monitoriza el curso de la reacción. Tras la fluoración, el O₂ liberado se depuró utilizando dos trampas de nitrógeno criogénico y un lecho calentado de KBr para eliminar el exceso de flúor. La composición isotópica del oxígeno purificado se analizó en un espectrómetro de masas de doble canal Thermo Fisher MAT 253 con una resolución de masas de aproximadamente 200.
En algunos casos, la cantidad de O₂ gaseoso liberado durante la reacción de la muestra fue inferior a 140 µg, que es el límite aproximado para el uso del dispositivo de fuelle del espectrómetro de masas MAT 253. En estos casos, utilice microvolúmenes para el análisis. Tras analizar las partículas de Hayabusa₂, se fluoró el patrón interno de obsidiana y se determinó su composición isotópica de oxígeno.
Los iones del fragmento NF+ NF3+ interfieren con el haz de masa 33 (16O17O). Para eliminar este posible problema, la mayoría de las muestras se procesan mediante procedimientos de separación criogénica. Esto puede realizarse en sentido directo, antes del análisis MAT 253, o como segundo análisis, devolviendo el gas analizado al tamiz molecular especial y volviéndolo a pasar después de la separación criogénica. La separación criogénica consiste en suministrar gas a un tamiz molecular a temperatura de nitrógeno líquido y luego descargarlo en un tamiz molecular primario a una temperatura de -130 °C. Numerosas pruebas han demostrado que el NF+ permanece en el primer tamiz molecular y que no se produce un fraccionamiento significativo con este método.
Según análisis repetidos de nuestros estándares internos de obsidiana, la precisión general del sistema en modo de fuelle es: ±0,053‰ para δ⁻⁴O, ±0,095‰ para δ⁻⁴O, ±0,018‰ para Δ⁻⁴O (2 DE). El análisis de isótopos de oxígeno se presenta en la notación delta estándar, donde delta⁻⁴O se calcula como:
Utilice también la relación 17O/16O para δ17O. VSMOW es el estándar internacional para el Estándar de Agua Media del Mar de Viena. Δ17O representa la desviación de la línea de fraccionamiento terrestre, y la fórmula de cálculo es: Δ17O = δ17O – 0,52 × δ18O. Todos los datos presentados en la Tabla Suplementaria 3 se han ajustado por brecha.
Se extrajeron secciones de aproximadamente 150 a 200 nm de espesor de partículas de Ryugu utilizando un instrumento Hitachi High Tech SMI4050 FIB en JAMSTEC, Kochi Core Sampling Institute. Cabe destacar que todas las secciones FIB se recuperaron de fragmentos sin procesar de partículas sin procesar tras ser extraídas de recipientes llenos de gas N₂ para la transferencia interobjeto. Estos fragmentos no se midieron mediante SR-CT, sino que se procesaron con mínima exposición a la atmósfera terrestre para evitar posibles daños y contaminación que pudieran afectar el espectro del borde K del carbono. Tras la deposición de una capa protectora de tungsteno, la región de interés (hasta 25 × 25 μm²) se cortó y adelgazó con un haz de iones Ga+ a un voltaje de aceleración de 30 kV, luego a 5 kV y una corriente de sonda de 40 pA para minimizar el daño superficial. Las secciones ultrafinas se colocaron entonces en una malla de cobre agrandada (malla Kochi) 39 utilizando un micromanipulador equipado con FIB.
Los gránulos de Ryugu A0098 (1,6303 mg) y C0068 (0,6483 mg) se sellaron dos veces en láminas de polietileno puro de alta pureza en una caja de guantes llena de nitrógeno puro en el SPring-8, sin interacción con la atmósfera terrestre. La preparación de muestras para JB-1 (roca de referencia geológica emitida por el Servicio Geológico de Japón) se llevó a cabo en la Universidad Metropolitana de Tokio.
INAA se lleva a cabo en el Instituto de Radiación Integrada y Ciencias Nucleares, Universidad de Kioto. Las muestras se irradiaron dos veces con diferentes ciclos de irradiación elegidos de acuerdo con la vida media del nucleido utilizado para la cuantificación del elemento. Primero, la muestra se irradió en un tubo de irradiación neumático durante 30 segundos. Los flujos de neutrones térmicos y rápidos en la fig. 3 son 4,6 × 1012 y 9,6 × 1011 cm-2 s-1, respectivamente, para determinar los contenidos de Mg, Al, Ca, Ti, V y Mn. También se irradiaron productos químicos como MgO (99,99 % de pureza, Soekawa Chemical), Al (99,9 % de pureza, Soekawa Chemical) y Si metálico (99,999 % de pureza, FUJIFILM Wako Pure Chemical) para corregir reacciones nucleares interferentes como (n, n). La muestra también se irradió con cloruro de sodio (pureza del 99,99 %; MANAC) para corregir los cambios en el flujo de neutrones.
Después de la irradiación neutrónica, la lámina exterior de polietileno se sustituyó por una nueva y la radiación gamma emitida por la muestra y la referencia se midió inmediatamente con un detector de Ge. Las mismas muestras se volvieron a irradiar durante 4 horas en un tubo de irradiación neumático. 2 tiene flujos de neutrones térmicos y rápidos de 5,6 1012 y 1,2 1012 cm-2 s-1, respectivamente, para determinar Na, K, Ca, Sc, Cr, Fe, Co, Ni, Zn, Ga, As, Contenido Se, Sb, Os, Ir y Au. Las muestras de control de Ga, As, Se, Sb, Os, Ir y Au se irradiaron aplicando cantidades apropiadas (de 10 a 50 μg) de soluciones estándar de concentraciones conocidas de estos elementos en dos hojas de papel de filtro, seguido de la irradiación de las muestras. El recuento de rayos gamma se realizó en el Instituto de Radiación Integrada y Ciencias Nucleares, Universidad de Kioto y el Centro de Investigación RI, Universidad Metropolitana de Tokio. Los procedimientos analíticos y los materiales de referencia para la determinación cuantitativa de elementos INAA son los mismos que los descritos en nuestro trabajo anterior.
Se utilizó un difractómetro de rayos X (Rigaku SmartLab) para recolectar los patrones de difracción de las muestras de Ryugu A0029 (<1 mg), A0037 (≪1 mg) y C0087 (<1 mg) en NIPR. Se utilizó un difractómetro de rayos X (Rigaku SmartLab) para recolectar los patrones de difracción de las muestras de Ryugu A0029 (<1 mg), A0037 (≪1 mg) y C0087 (<1 mg) en NIPR. Difractómetro digital (Rigaku SmartLab) utilizado para tarjetas de difracción Ryugu A0029 (<1 mg), A0037 (≪1 mg) y C0087 (<1 mg) en NIPR. Se utilizó un difractómetro de rayos X (Rigaku SmartLab) para recopilar patrones de difracción de muestras de Ryugu A0029 (<1 mg), A0037 (≪1 mg) y C0087 (<1 mg) en NIPR.使用X 射线衍射仪(Rigaku SmartLab) 在NIPR 收集Ryugu 样品A0029 (<1 mg)、A0037 (<1 mg) 和C0087 (<1 mg) 的衍射图案。使用X 射线衍射仪(Rigaku SmartLab) 在NIPR 收集Ryugu 样品A0029 (<1 mg)、A0037 (<1 mg) 和C0087 (<1 mg) 的衍射图案。 Los diafragmas de Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (<1 мг) y C0087 (<1 мг) son compatibles con NIPR según la aplicación actual. Difractómetro (Rigaku SmartLab). Los patrones de difracción de rayos X de las muestras Ryugu A0029 (<1 mg), A0037 (<1 mg) y C0087 (<1 mg) se obtuvieron en el NIPR utilizando un difractómetro de rayos X (Rigaku SmartLab).Todas las muestras se molieron hasta obtener un polvo fino sobre una oblea de silicio no reflectante utilizando una placa de vidrio de zafiro y luego se extendieron uniformemente sobre la oblea de silicio no reflectante sin ningún líquido (agua o alcohol). Las condiciones de medición son las siguientes: la radiación de rayos X de Cu Kα se genera a un voltaje de tubo de 40 kV y una corriente de tubo de 40 mA, la longitud de rendija límite es de 10 mm, el ángulo de divergencia es de (1/6)°, la velocidad de rotación en el plano es de 20 rpm y el rango es 2θ (ángulo doble de Bragg) es de 3-100° y tarda aproximadamente 28 horas en analizarse. Se utilizó óptica Bragg Brentano. El detector es un detector semiconductor de silicio unidimensional (D/teX Ultra 250). Los rayos X de Cu Kβ se eliminaron utilizando un filtro de Ni. Utilizando las muestras disponibles, se compararon las mediciones de saponita magnésica sintética (JCSS-3501, Kunimine Industries CO. Ltd), serpentina (serpentina hoja, Miyazu, Nikka) y pirrotita (monoclínica 4C, Chihuahua, México Watts) para identificar picos y utilizar datos de difracción de archivos de polvo del Centro Internacional de Datos de Difracción, dolomita (PDF 01-071-1662) y magnetita (PDF 00-019-0629). Los datos de difracción de Ryugu también se compararon con datos sobre condritas carbonáceas hidroalteradas, Orgueil CI, Y-791198 CM2.4 e Y 980115 CY (etapa de calentamiento III, 500–750 °C). La comparación mostró similitudes con Orgueil, pero no con Y-791198 e Y 980115.
Los espectros NEXAFS con borde de carbono K de secciones ultrafinas de muestras de FIB se midieron utilizando el canal STXM BL4U en el sincrotrón UVSOR del Instituto de Ciencias Moleculares (Okazaki, Japón). El tamaño de punto de un haz enfocado ópticamente con una placa de zona de Fresnel es de aproximadamente 50 nm. El paso de energía es de 0,1 eV para la estructura fina de la región del borde cercano (283,6-292,0 eV) y de 0,5 eV (280,0-283,5 eV y 292,5-300,0 eV) para las regiones frontal y posterior. El tiempo para cada píxel de la imagen se ajustó a 2 ms. Tras la evacuación, la cámara analítica STXM se llenó con helio a una presión de aproximadamente 20 mbar. Esto ayuda a minimizar la deriva térmica del equipo óptico de rayos X en la cámara y el portamuestras, así como a reducir el daño y/o la oxidación de las muestras. Los espectros de carbono NEXAFS K-edge se generaron a partir de datos apilados mediante el software aXis2000 y el software propietario de procesamiento de datos STXM. Cabe destacar que el estuche de transferencia de muestras y la caja de guantes se utilizan para evitar la oxidación y contaminación de las muestras.
Tras el análisis STXM-NEXAFS, se analizó la composición isotópica de hidrógeno, carbono y nitrógeno de cortes de Ryugu FIB mediante imágenes isotópicas con un JAMSTEC NanoSIMS 50L. Un haz primario de Cs+ enfocado de aproximadamente 2 pA para el análisis de isótopos de carbono y nitrógeno, y de aproximadamente 13 pA para el análisis de isótopos de hidrógeno, se rasterizó sobre un área de aproximadamente 24 × 24 µm² a 30 × 30 µm² en la muestra. Tras una prepulverización de 3 minutos con una corriente de haz primario relativamente alta, cada análisis se inició tras la estabilización de la intensidad del haz secundario. Para el análisis de isótopos de carbono y nitrógeno, se obtuvieron simultáneamente imágenes de 12C–, 13C–, 16O–, 12C14N– y 12C15N– utilizando detección multiplex de siete multiplicadores de electrones con una resolución de masa de aproximadamente 9000, que es suficiente para separar todos los compuestos isotópicos relevantes. interferencia (es decir, 12C1H en 13C y 13C14N en 12C15N). Para el análisis de isótopos de hidrógeno, se obtuvieron imágenes de 1H, 2D y 12C con una resolución de masa de aproximadamente 3000 con detección múltiple utilizando tres multiplicadores de electrones. Cada análisis consta de 30 imágenes escaneadas de la misma área, con una imagen que consta de 256 × 256 píxeles para el análisis de isótopos de carbono y nitrógeno y 128 × 128 píxeles para el análisis de isótopos de hidrógeno. El tiempo de retardo es de 3000 µs por píxel para el análisis de isótopos de carbono y nitrógeno, y de 5000 µs por píxel para el análisis de isótopos de hidrógeno. Se ha utilizado hidrato de 1-hidroxibenzotriazol como estándar de isótopos de hidrógeno, carbono y nitrógeno para calibrar el fraccionamiento másico instrumental45.
Para determinar la composición isotópica de silicio del grafito presolar en el perfil FIB C0068-25, utilizamos seis multiplicadores de electrones con una resolución de masa de aproximadamente 9000. Las imágenes constan de 256 × 256 píxeles con un retardo de 3000 µs por píxel. Calibramos un instrumento de fraccionamiento de masa utilizando obleas de silicio como estándares isotópicos de hidrógeno, carbono y silicio.
Las imágenes de isótopos se procesaron con el software de imágenes NanoSIMS45 de la NASA. Los datos se corrigieron para el tiempo muerto del multiplicador de electrones (44 ns) y los efectos de llegada casi simultánea. Se utilizó una alineación de escaneo diferente para cada imagen para corregir la deriva de la imagen durante la adquisición. La imagen isotópica final se crea añadiendo iones secundarios de cada imagen a cada píxel de escaneo.
Tras el análisis STXM-NEXAFS y NanoSIMS, se examinaron las mismas secciones de FIB con un microscopio electrónico de transmisión (JEOL JEM-ARM200F) a un voltaje de aceleración de 200 kV en Kochi, JAMSTEC. La microestructura se observó mediante un TEM de campo claro y un TEM de barrido de ángulo alto en campo oscuro. Las fases minerales se identificaron mediante difracción electrónica puntual e imágenes de bandas reticulares, y el análisis químico se realizó mediante EDS con un detector de deriva de silicio de 100 mm² y el software JEOL Analysis Station 4.30. Para el análisis cuantitativo, se midió la intensidad de rayos X característica de cada elemento en el modo de barrido TEM con un tiempo de adquisición de datos fijo de 30 s, un área de barrido del haz de ~100 × 100 nm² y una corriente de haz de 50 pA. La relación (Si + Al)-Mg-Fe en silicatos estratificados se determinó utilizando el coeficiente experimental k, corregido por espesor, obtenido a partir de un estándar de piropagranate natural.
Todas las imágenes y análisis utilizados en este estudio están disponibles en el Sistema de Archivo y Comunicación de Datos de JAXA (DARTS) https://www.darts.isas.jaxa.jp/curation/hayabusa2. Este artículo proporciona los datos originales.
Kitari, K. et al. Composición superficial del asteroide 162173 Ryugu observada por el instrumento NIRS3 de Hayabusa2. Science 364, 272–275.
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Pilorjet, S. et al. El primer análisis composicional de muestras de Ryugu se realizó con un microscopio hiperespectral MicroOmega. National Astron. 6, 221–225 (2021).
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