Дякуємо за відвідування Nature.com. Версія браузера, яку ви використовуєте, має обмежену підтримку CSS. Для найкращого досвіду рекомендуємо використовувати оновлений браузер (або вимкнути режим сумісності в Internet Explorer). Тим часом, щоб забезпечити постійну підтримку, ми відображатимемо сайт без стилів та JavaScript.
Леткі та багаті на органічну речовину, астероїди типу C можуть бути одним з основних джерел води на Землі. Наразі хондрити, що містять вуглець, дають найкраще уявлення про їхній хімічний склад, але інформація про метеорити спотворена: лише найміцніші типи виживають, потрапляючи в атмосферу та взаємодіючи з земним середовищем. Тут ми представляємо результати детального об'ємного та мікроаналітичного дослідження первинної частинки Рюгу, доставленої на Землю космічним апаратом Хаябуса-2. Частинки Рюгу демонструють близьку відповідність за складом хімічно нефракціонованим, але зміненим водою хондритам CI (типу Івуна), які широко використовуються як індикатор загального складу Сонячної системи. Цей зразок демонструє складний просторовий зв'язок між багатими аліфатичними органічними речовинами та шаруватими силікатами та вказує на максимальну температуру близько 30 °C під час водної ерозії. Ми виявили велику кількість дейтерію та діазонію, що відповідає позасонячному походженню. Частинки Рюгу є найбільш незабрудненим та невіддільним чужорідним матеріалом, який коли-небудь вивчали, і найкраще відповідають загальному складу Сонячної системи.
З червня 2018 року по листопад 2019 року космічний апарат «Хаябуса-2» Японського агентства аерокосмічних досліджень (JAXA) провів масштабне дистанційне дослідження астероїда Рюгу. Дані ближнього інфрачервоного спектрометра (NIRS3) на астероїді «Хаябуса-2» свідчать про те, що Рюгу може складатися з матеріалу, подібного до термічно та/або ударно-метаморфічних вуглецевих хондритів. Найближчим аналогом є хондрит CY (тип Ямато) 2. Низьке альбедо Рюгу можна пояснити наявністю великої кількості компонентів, багатих на вуглець, а також розміром частинок, пористістю та просторовими ефектами вивітрювання. Космічний апарат «Хаябуса-2» здійснив дві посадки та збір зразків на астероїді Рюга. Під час першої посадки 21 лютого 2019 року було отримано поверхневий матеріал, який зберігався у відсіку А зворотної капсули, а під час другої посадки 11 липня 2019 року матеріал було зібрано поблизу штучного кратера, утвореного невеликим портативним ударником. Ці зразки зберігаються у відділенні C. Початкова неруйнівна характеристика частинок на етапі 1 у спеціальних, незабруднених та заповнених чистим азотом камерах на об'єктах, що керуються JAXA, показала, що частинки Рюгу найбільш схожі на хондрити CI4 та демонструють «різні рівні варіацій»3. Здавалося б, суперечливу класифікацію Рюгу, подібну до хондритів CY або CI, можна вирішити лише шляхом детальної ізотопної, елементної та мінералогічної характеристики частинок Рюгу. Результати, представлені тут, забезпечують міцну основу для визначення того, яке з цих двох попередніх пояснень загального складу астероїда Рюгу є найбільш ймовірним.
Вісім гранул Рюгу (загальною вагою приблизно 60 мг), чотири з камери A та чотири з камери C, були призначені до Фази 2 для управління командою Кочі. Головна мета дослідження — з'ясувати природу, походження та еволюційну історію астероїда Рюгу, а також задокументувати подібності та відмінності з іншими відомими позаземними зразками, такими як хондрити, міжпланетні пилові частинки (МПЧ) та комети, що повертаються. Зразки зібрані місією NASA Stardust.
Детальний мінералогічний аналіз п'яти зерен Рюгу (A0029, A0037, C0009, C0014 та C0068) показав, що вони переважно складаються з дрібно- та грубозернистих філосилікатів (~64–88 об.%; рис. 1a, b, додатковий рис. 1). та додаткова таблиця 1). Грубозернисті філосилікати зустрічаються у вигляді перистих агрегатів (розміром до десятків мікронів) у дрібнозернистих, багатих на філосилікати матрицях (розміром менше кількох мікронів). Шаруваті силікатні частинки є симбіонтами серпентину-сапоніту (рис. 1c). Карта (Si + Al)-Mg-Fe також показує, що об'ємна шарувата силікатна матриця має проміжний склад між серпентином та сапонітом (рис. 2a, b). Філосилікатна матриця містить карбонатні мінерали (~2–21 об.%), сульфідні мінерали (~2,4–5,5 об.%) та магнетит (~3,6–6,8 об.%). Одна з частинок, досліджених у цьому дослідженні (C0009), містила невелику кількість (~0,5 об.%) безводних силікатів (олівіну та піроксену), що може допомогти ідентифікувати вихідний матеріал, з якого виготовлено необроблений камінь Рюгу5. Цей безводний силікат рідко зустрічається в гранулах Рюгу і був позитивно ідентифікований лише в гранулах C0009. Карбонати присутні в матриці у вигляді фрагментів (менше кількох сотень мікрон), переважно доломіту, з невеликою кількістю карбонату кальцію та брінеллю. Магнетит зустрічається у вигляді ізольованих частинок, фрамбоїдів, бляшок або сферичних агрегатів. Сульфіди представлені переважно піротином у формі неправильних шестикутних призм/пластинок або рейок. Матриця містить велику кількість субмікронного пентландиту або в поєднанні з піротином. Фази, багаті на вуглець (розміром <10 мкм), зустрічаються повсюдно в матриці, багатій на філосилікати. Фази, багаті на вуглець (розміром <10 мкм), зустрічаються повсюдно в матриці, багатій на філосилікати. Богаті вуглеродом фази (розміром <10 мкм) зустрічаються повністю в багатій філосилікатами матриці. Фази, багаті на вуглець (розміром <10 мкм), зустрічаються повсюдно в матриці, багатій на філосилікати.富含碳的相（尺寸<10 мкм）普遍存在于富含层状硅酸盐的基质中。富含碳的相（尺寸<10 мкм）普遍存在于富含层状硅酸盐的基质中。 Богаті вуглеродом фази (розміром <10 мкм) переважають у багатій філосилікатами матриці. У матриці, багатій на філосилікати, переважають фази, багаті на вуглець (розміром <10 мкм).Інші допоміжні мінерали наведено в Додатковій таблиці 1. Перелік мінералів, визначених за рентгенівською дифрактограмою суміші C0087 та A0029 і A0037, дуже узгоджується з тим, що визначено в хондриті CI (Orgueil), але значно відрізняється від хондритів CY та CM (тип Mighei) (Рисунок 1 з розширеними даними та Додатковий рисунок 2). Загальний вміст елементів у зернах Ryugu (A0098, C0068) також узгоджується з хондритом 6 CI (розширені дані, Рис. 2 та Додаткова таблиця 2). На противагу цьому, хондрити CM збіднені помірно та високолетучими елементами, особливо Mn та Zn, і містять більше тугоплавких елементів7. Концентрації деяких елементів сильно варіюються, що може відображати притаманну неоднорідність зразка через малий розмір окремих частинок та результуючу систематичну помилку відбору проб. Усі петрологічні, мінералогічні та елементні характеристики вказують на те, що зерна Рюгу дуже схожі на хондрити CI8,9,10. Помітним винятком є ​​відсутність феригідриту та сульфату в зернах Рюгу, що свідчить про те, що ці мінерали в хондритах CI утворилися внаслідок наземного вивітрювання.
a, Складене рентгенівське зображення сухого полірованого шліфа C0068 з MgKα (червоний), CaKα (зелений), FeKα (синій) та SKα (жовтий). Фракція складається з шаруватих силікатів (червоний: ~88 об.%), карбонатів (доломіт; світло-зелений: ~1,6 об.%), магнетиту (синій: ~5,3 об.%) та сульфідів (жовтий: сульфід = ~2,5 об.%). есе. b, зображення контурної області у зворотно розсіяних електронах на a. Bru – незрілий; Dole – доломіт; FeS – сульфід заліза; Mag – магнетит; juice – мильний камінь; Srp – серпентин. c, зображення типового зрощення сапоніту та серпентину високої роздільної здатності, отримане за допомогою просвічувальної електронної мікроскопії (ТЕМ), що показує смуги решітки серпентину та сапоніту розміром 0,7 нм та 1,1 нм відповідно.
Склад матриці та шаруватих силікатів (ат. %) частинок Ryugu A0037 (суцільні червоні кола) та C0068 (суцільні сині кола) показано в потрійній системі (Si+Al)-Mg-Fe. a, Результати електронно-зондового мікроаналізу (EPMA), нанесені на графік відносно хондритів CI (Ivuna, Orgueil, Alais)16, показаних сірим кольором для порівняння. b, Аналіз скануючої просвічувальної електронної мікроскопії (STEM) та енергодисперсійної рентгенівської спектроскопії (EDS) показано для порівняння з метеоритами Orgueil9 та Murchison46 та гідратованим IDP47. Були проаналізовані дрібнозернисті та грубозернисті філосилікати, уникаючи дрібних частинок сульфіду заліза. Пунктирні лінії на a та b показують лінії розчинення сапоніту та серпентину. Багатий на залізо склад на a може бути зумовлений субмікронними зернами сульфіду заліза всередині шаруватих силікатних зерен, що не можна виключити просторовою роздільною здатністю EPMA-аналізу. Точки даних з вищим вмістом Si, ніж у сапоніті в b, можуть бути спричинені наявністю нанорозмірного аморфного кремнієвого матеріалу в проміжках шару філосилікату. Кількість аналізів: N=69 для A0037, N=68 для EPMA, N=68 для C0068, N=19 для A0037 та N=27 для C0068 для STEM-EDS. c, ізотопна карта триоксичастинки Ryugu C0014-4 у порівнянні зі значеннями хондриту CI (Orgueil), CY (Y-82162) та літературними даними (CM та C2-ung)41,48,49. Ми отримали дані для метеоритів Orgueil та Y-82162. CCAM – це лінія безводних вуглецевих мінералів хондритів, TFL – лінія розділу суші. d, карти Δ17O та δ18O частинки Ryugu C0014-4, хондриту CI (Orgueil) та хондриту CY (Y-82162) (це дослідження). Δ17O_Ryugu: значення Δ17O C0014-1. Δ17O_Orgueil: середнє значення Δ17O для Orgueil. Δ17O_Y-82162: середнє значення Δ17O для Y-82162. Для порівняння також наведено дані CI та CY з літератури 41, 48, 49.
Масовий ізотопний аналіз кисню було проведено на зразку матеріалу масою 1,83 мг, екстрагованого з гранульованого C0014 за допомогою лазерного фторування (Методи). Для порівняння ми проаналізували сім копій Orgueil (CI) (загальна маса = 8,96 мг) та сім копій Y-82162 (CY) (загальна маса = 5,11 мг) (Додаткова таблиця 3).
На рис. 2d показано чітке розділення Δ17O та δ18O між середньозваженими частинками Оргейля та Рюгу порівняно з Y-82162. Δ17O частинки Рюгу C0014-4 вище, ніж у частинки Оргейля, незважаючи на перекриття на рівні 2 стандартних відхилень. Частинки Рюгу мають вищі значення Δ17O порівняно з Оргейлем, що може відображати забруднення останнього наземними джерелами з моменту його падіння в 1864 році. Вивітрювання в наземному середовищі11 обов'язково призводить до включення атмосферного кисню, наближаючи загальний аналіз до лінії наземного фракціонування (TFL). Цей висновок узгоджується з мінералогічними даними (обговорюваними раніше), що зерна Рюгу не містять гідратів або сульфатів, тоді як Оргейль містить.
Ґрунтуючись на вищезазначених мінералогічних даних, ці результати підтверджують зв'язок між зернами Рюгу та хондритами CI, але виключають зв'язок з хондритами CY. Той факт, що зерна Рюгу не пов'язані з хондритами CY, які демонструють чіткі ознаки мінералогії дегідратації, викликає подив. Орбітальні спостереження Рюгу, здається, вказують на те, що він зазнав дегідратації і тому, ймовірно, складається з матеріалу CY. Причини цієї очевидної різниці залишаються незрозумілими. Аналіз ізотопів кисню інших частинок Рюгу представлений у супровідній статті 12. Однак результати цього розширеного набору даних також узгоджуються зі зв'язком між частинками Рюгу та хондритами CI.
Використовуючи методи координованого мікроаналізу (Додатковий рис. 3), ми дослідили просторовий розподіл органічного вуглецю по всій площі поверхні фракції сфокусованого іонного пучка (FIB) C0068.25 (рис. 3a–f). Спектри рентгенівського поглинання тонкої структури вуглецю (NEXAFS) на ближньому краю в перерізі C0068.25 показують кілька функціональних груп – ароматичні або C=C (285,2 еВ), C=O (286,5 еВ), CH (287,5 еВ) та C( =O)O (288,8 еВ) – структура графену відсутня при 291,7 еВ (рис. 3a), що означає низький ступінь теплової варіації. Сильний пік CH (287,5 еВ) часткової органічної речовини C0068.25 відрізняється від нерозчинної органічної речовини раніше досліджених вуглецевих хондритів і більше схожий на IDP14 та кометні частинки, отримані місією Stardust. Сильний пік CH при 287,5 еВ та дуже слабкий ароматичний або C=C пік при 285,2 еВ вказують на те, що органічні сполуки багаті на аліфатичні сполуки (рис. 3a та додатковий рис. 3a). Області, багаті на аліфатичні органічні сполуки, локалізовані у грубозернистих філосилікатах, а також в областях з поганою ароматичною (або C=C) структурою вуглецю (рис. 3c,d). На противагу цьому, A0037,22 (додатковий рис. 3) частково показав нижчий вміст аліфатичних областей, багатих на вуглець. Мінералогія, що лежить в основі цих зерен, багата на карбонати, подібно до хондриту CI 16, що свідчить про значну зміну вихідної води (додаткова таблиця 1). Окислювальні умови сприятимуть вищим концентраціям карбонільних та карбоксильних функціональних груп в органічних сполуках, пов'язаних з карбонатами. Субмікронний розподіл органічних речовин з аліфатичними структурами вуглецю може дуже відрізнятися від розподілу грубозернистих шаруватих силікатів. У метеориті озера Тагіш було виявлено натяки на аліфатичні органічні сполуки, пов'язані з філосилікат-ОН. Узгоджені мікроаналітичні дані свідчать про те, що органічна речовина, багата на аліфатичні сполуки, може бути широко поширена в астероїдах C-типу та тісно пов'язана з філосилікатами. Цей висновок узгоджується з попередніми повідомленнями про аліфатичні/ароматичні вуглецеві сполуки в частинках Рюгу, продемонстрованими за допомогою MicroOmega, гіперспектрального мікроскопа ближнього інфрачервоного діапазону. Важливим і невирішеним питанням є те, чи виявлені унікальні властивості аліфатичних багатих на вуглець органічних сполук, пов'язаних з грубозернистими філосилікатами, що спостерігаються в цьому дослідженні, лише на астероїді Рюгу.
a, вуглецеві спектри NEXAFS, нормалізовані до 292 еВ в області, багатій на ароматичні сполуки (C=C) (червоний), в області, багатій на аліфатичні сполуки (зелений), та в матриці (синій). Сіра лінія – це спектр нерозчинної органічної речовини Мерчісона 13 для порівняння. au, арбітражна одиниця. b, спектральне зображення K-краю вуглецю, отримане за допомогою скануючої просвічувальної рентгенівської мікроскопії (STXM), яке показує, що в перерізі переважає вуглець. c, композитний графік RGB з областями, багатими на ароматичні сполуки (C=C) (червоний), областями, багатими на аліфатичні сполуки (зелений), та матрицею (синій). d, органічні речовини, багаті на аліфатичні сполуки, зосереджені в грубозернистому філосилікаті, площа збільшена порівняно з білими пунктирними рамками в b та c. e, великі наносфери (нг-1) в області, збільшеній порівняно з білими пунктирними рамками в b та c. Для: піротину. Pn: нікель-хроміт. f, Нанорозмірна вторинно-іонна мас-спектрометрія (NanoSIMS), елементарні зображення водню (1H), вуглецю (12C) та азоту (12C14N), зображення співвідношення елементів 12C/1H та перехресні ізотопні зображення δD, δ13C та δ15N – Розділ PG-1: досонячний графіт з екстремальним збагаченням 13C (Додаткова таблиця 4).
Кінетичні дослідження деградації органічної речовини в метеоритах Мерчісона можуть надати важливу інформацію про гетерогенний розподіл аліфатичної органічної речовини, багатої на зерна Рюгу. Це дослідження показує, що аліфатичні зв'язки CH в органічній речовині зберігаються до максимальної температури близько 30°C у батьківській породі та/або змінюються залежно від температури (наприклад, 200 років при 100°C та 0°C 100 мільйонів років). Якщо попередник не нагрівається при заданій температурі довше певного часу, початковий розподіл аліфатичної органічної речовини, багатої на філосилікат, може зберегтися. Однак зміни води у вихідній породі можуть ускладнити цю інтерпретацію, оскільки багатий на карбонати A0037 не показує жодних багатих на вуглець аліфатичних областей, пов'язаних з філосилікатами. Ця низька зміна температури приблизно відповідає присутності кубічного польового шпату в зернах Рюгу (Додаткова таблиця 1)20.
Фракція C0068.25 (нг-1; рис. 3a–c,e) містить велику наносферу, що демонструє високоароматичні (або C=C), помірно аліфатичні та слабкі спектри C(=O)O та C=O. Характеристики аліфатичного вуглецю не відповідають характеристикам нерозчинних органічних речовин у масі та органічних наносфер, пов'язаних з хондритами (рис. 3a) 17,21. Раманівський та інфрачервоний спектроскопічний аналіз наносфер в озері Тагіш показав, що вони складаються з аліфатичних та окислених органічних сполук і невпорядкованих поліциклічних ароматичних органічних сполук зі складною структурою 22,23. Оскільки навколишня матриця містить органічні речовини, багаті на аліфатичні сполуки, характер аліфатичного вуглецю в нг-1 може бути аналітичним артефактом. Цікаво, що нг-1 містить вбудовані аморфні силікати (рис. 3e), текстура, яка ще не була зареєстрована для жодної позаземної органічної речовини. Аморфні силікати можуть бути природними компонентами ng-1 або утворюватися в результаті аморфізації водних/безводних силікатів іонним та/або електронним пучком під час аналізу.
Іонні зображення NanoSIMS розрізу C0068.25 (рис. 3f) показують рівномірні зміни δ13C та δ15N, за винятком досонячних зерен зі значним збагаченням 13C 30 811 ‰ (PG-1 на зображенні δ13C на рис. 3f) (Додаткова таблиця 4). Рентгенівські зображення елементарних зерен та зображення TEM високої роздільної здатності показують лише концентрацію вуглецю та відстань між базальними площинами 0,3 нм, що відповідає графіту. Примітно, що значення δD (841 ± 394 ‰) та δ15N (169 ± 95 ‰), збагачені аліфатичною органічною речовиною, пов'язаною з грубозернистими філосилікатами, виявляються дещо вищими за середні значення для всієї області C (δD = 528 ± 139 ‰). ‰, δ15N = 67 ± 15 ‰) у C0068.25 (Додаткова таблиця 4). Це спостереження свідчить про те, що багаті на аліфатичні сполуки органічні речовини у грубозернистих філосилікатах можуть бути більш примітивними, ніж навколишні органічні речовини, оскільки останні, можливо, зазнали ізотопного обміну з навколишньою водою у вихідному тілі. Як варіант, ці ізотопні зміни також можуть бути пов'язані з початковим процесом формування. Інтерпретується, що дрібнозернисті шаруваті силікати в хондритах CI утворилися в результаті безперервної зміни вихідних грубозернистих безводних силікатних кластерів. Багаті на аліфатичні сполуки органічні речовини могли утворитися з молекул-попередників у протопланетному диску або міжзоряному середовищі до формування Сонячної системи, а потім були дещо змінені під час змін води у материнському тілі Рюгу (великому). Розмір (<1,0 км) Рюгу занадто малий, щоб достатньо підтримувати внутрішнє тепло для водних змін з утворенням водних мінералів25. Розмір (<1,0 км) Рюгу занадто малий, щоб підтримувати достатню внутрішню температуру для водних змін з утворенням водних мінералів25. Розмір (<1,0 км) Рюгу занадто малий, щоб підтримувати достатньо внутрішнього тепла для водних змін з утворенням водних мінералів25. Розмір (<1,0 км) Рюґу занадто малий, щоб підтримувати достатнє внутрішнє тепло для обміну води з утворенням водних мінералів25. 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. Розмір Рюгу (<1,0 км) занадто малий, щоб підтримувати внутрішнє тепло для зміни води з утворенням водних мінералів25. Розмір Рюгу (<1,0 км) занадто малий, щоб підтримувати внутрішнє тепло для перетворення води на водні мінерали25.Отже, можуть знадобитися попередники Рюгу розміром у десятки кілометрів. Органічна речовина, багата на аліфатичні сполуки, може зберігати свої початкові ізотопні співвідношення завдяки асоціації з грубозернистими філосилікатами. Однак точна природа важких ізотопних носіїв залишається невизначеною через складне та делікатне змішування різних компонентів у цих фракціях FIB. Це можуть бути органічні речовини, багаті на аліфатичні сполуки в гранулах Рюгу, або грубі філосилікати, що їх оточують. Зауважте, що органічна речовина майже у всіх вуглецевих хондритах (включаючи хондрити CI), як правило, багатша на D, ніж у філосилікатах, за винятком метеоритів CM Paris 24, 26.
Графіки об'єму δD та δ15N зрізів FIB, отриманих для A0002.23 та A0002.26, A0037.22 та A0037.23 та C0068.23, C0068.25 та C0068.26 (загалом сім зрізів FIB від трьох частинок Ryugu). Порівняння NanoSIMS з іншими об'єктами Сонячної системи показано на рис. 4 (Додаткова таблиця 4)27,28. Зміни об'єму δD та δ15N у профілях A0002, A0037 та C0068 узгоджуються з такими в IDP, але вищі, ніж у хондритах CM та CI (рис. 4). Зауважте, що діапазон значень δD для зразка Комет 29 (від -240 до 1655 ‰) більший, ніж у Ryugu. Об'єми δD та δ15N профілів Рюкю, як правило, менші за середні значення для комет родини Юпітера та хмари Оорта (рис. 4). Нижчі значення δD ​​хондритів CI можуть відображати вплив земного забруднення в цих зразках. Враховуючи подібність між Беллс, озером Тагіш та IDP, велика гетерогенність значень δD та δN ​​у частинках Рюгу може відображати зміни в початкових ізотопних сигнатурах органічних та водних складів у ранній Сонячній системі. Подібні ізотопні зміни δD та δN у частинках Рюгу та IDP свідчать про те, що обидва могли утворитися з матеріалу з одного й того ж джерела. Вважається, що IDP походять з кометних джерел 14. Отже, Рюгу може містити кометоподібний матеріал та/або принаймні зовнішню частину Сонячної системи. Однак, це може бути складніше, ніж ми тут заявляємо, через (1) суміш сферолітної та багатої на D води на материнському тілі 31 та (2) співвідношення D/H комети як функції кометної активності 32. Однак причини спостережуваної гетерогенності ізотопів водню та азоту в частинках Рюгу до кінця не зрозумілі, частково через обмежену кількість аналізів, доступних сьогодні. Результати систем ізотопів водню та азоту все ще підвищують ймовірність того, що Рюгу містить більшу частину матеріалу з-за меж Сонячної системи і, таким чином, може демонструвати певну схожість з кометами. Профіль Рюгу не показав очевидної кореляції між δ13C та δ15N (Додаткова таблиця 4).
Загальний ізотопний склад H та N частинок Рюгу (червоні кола: A0002, A0037; сині кола: C0068) корелює з сонячною величиною 27, сімейством комет Юпітера (JFC27), хмарою Оорта (OCC27), IDP28 та вуглецевими хондрами. Порівняння метеорита 27 (CI, CM, CR, C2-ung). Ізотопний склад наведено в Додатковій таблиці 4. Пунктирні лінії – це земні ізотопні значення для H та N.
Перенесення летких речовин (наприклад, органічної речовини та води) на Землю залишається проблемою26,27,33. Субмікронні органічні речовини, пов'язані з грубими філосилікатами в частинках Рюгу, виявлених у цьому дослідженні, можуть бути важливим джерелом летких речовин. Органічна речовина в грубозернистих філосилікатах краще захищена від деградації16,34 та розпаду35, ніж органічна речовина в дрібнозернистих матрицях. Важчий ізотопний склад водню в частинках означає, що вони навряд чи є єдиним джерелом летких речовин, що потрапили на ранню Землю. Вони можуть змішуватися з компонентами з легшим ізотопним складом водню, як нещодавно було запропоновано в гіпотезі про наявність води, що рухається сонячним вітром, у силікатах.
У цьому дослідженні ми показуємо, що метеорити типу CI, незважаючи на їхню геохімічну важливість як представників загального складу Сонячної системи,6,10 є забрудненими земними зразками. Ми також надаємо прямі докази взаємодії між багатою аліфатичною органічною речовиною та сусідніми водними мінералами та припускаємо, що Рюгу може містити екстрасонячний матеріал37. Результати цього дослідження чітко демонструють важливість прямого відбору проб протоастероїдів та необхідність транспортування повернутих зразків у повністю інертних та стерильних умовах. Наведені тут докази показують, що частинки Рюгу, безсумнівно, є одними з найбільш незабруднених матеріалів Сонячної системи, доступних для лабораторних досліджень, і подальше вивчення цих цінних зразків, безсумнівно, розширить наше розуміння процесів ранньої Сонячної системи. Частинки Рюгу є найкращим відображенням загального складу Сонячної системи.
Для визначення складної мікроструктури та хімічних властивостей зразків субмікронного масштабу ми використовували синхротронно-випромінювальну комп'ютерну томографію (SR-XCT) та SR рентгенівську дифракцію (XRD)-CT, FIB-STXM-NEXAFS-NanoSIMS-TEM аналіз. Відсутності деградації, забруднення через земну атмосферу та пошкоджень від дрібних частинок або механічних зразків. Тим часом ми провели систематичний об'ємний аналіз за допомогою скануючої електронної мікроскопії (SEM)-EDS, EPMA, XRD, інструментального нейтронно-активаційного аналізу (INAA) та обладнання для лазерного фторування ізотопів кисню. Процедури аналізу показані на Додатковому рисунку 3, а кожен аналіз описано в наступних розділах.
Частинки астероїда Рюгу були вилучені з модуля спуску Хаябуса-2 та доставлені до Центру управління JAXA в Сагаміхарі, Японія, без забруднення атмосфери Землі4. Після початкової неруйнівної характеристики на об'єкті, що керується JAXA, використовуйте герметичні контейнери для міжсайтового перенесення та пакети для капсул зразків (сапфірове скло діаметром 10 або 15 мм та нержавіюча сталь, залежно від розміру зразка), щоб уникнути впливу на навколишнє середовище. y та/або ґрунтові забруднювачі (наприклад, водяна пара, вуглеводні, атмосферні гази та дрібні частинки) та перехресного забруднення між зразками під час підготовки зразків та транспортування між інститутами та університетами38. Щоб уникнути деградації та забруднення через взаємодію з атмосферою Землі (водяна пара та кисень), усі види підготовки зразків (включаючи сколювання танталовим зубилом, використання збалансованої алмазної дротяної пилки (Meiwa Fosis Corporation DWS 3400) та різання епоксидної смоли) та підготовку до встановлення) проводили в рукавичковій камері під чистим сухим N2 (точка роси: від -80 до -60 °C, O2 ~50-100 ppm). Усі предмети, що використовуються тут, очищуються комбінацією надчистої води та етанолу за допомогою ультразвукових хвиль різної частоти.
Тут ми вивчаємо колекцію метеоритів Національного полярного дослідницького інституту (NIPR) Антарктичного дослідницького центру метеоритів (CI: Orgueil, CM2.4: Yamato (Y)-791198, CY: Y-82162 та CY: Y 980115).
Для передачі між приладами для аналізу SR-XCT, NanoSIMS, STXM-NEXAFS та TEM ми використовували універсальний ультратонкий тримач зразків, описаний у попередніх дослідженнях38.
SR-XCT-аналіз зразків Ryugu було проведено за допомогою інтегрованої КТ-системи BL20XU/SPring-8. Інтегрована КТ-система складається з різних режимів вимірювання: широкого поля зору та режиму низької роздільної здатності (WL) для захоплення всієї структури зразка, вузького поля зору та режиму високої роздільної здатності (NH) для точного вимірювання площі зразка, що цікавить, та рентгенограм для отримання дифракційної картини об'єму зразка, а також виконання XRD-CT для отримання 2D-діаграми мінеральних фаз горизонтальної площини у зразку. Зауважте, що всі вимірювання можна виконувати без використання вбудованої системи для зняття тримача зразка з основи, що дозволяє проводити точні КТ та XRD-CT вимірювання. Рентгенівський детектор у режимі WL (BM AA40P; Hamamatsu Photonics) був оснащений додатковою металооксидно-напівпровідниковою (КМОП) камерою (C14120-20P; Hamamatsu Photonics) з роздільною здатністю 4608 × 4608 пікселів зі сцинтилятором, що складається з монокристалів лютецій-алюмінієвого граната товщиною 10 мкм (Lu3Al5O12:Ce) та релейної лінзи. Розмір пікселя в режимі WL становить близько 0,848 мкм. Таким чином, поле зору (FOV) у режимі WL становить приблизно 6 мм у режимі зміщеної комп'ютерної томографії. Рентгенівський детектор у режимі NH (BM AA50; Hamamatsu Photonics) був оснащений сцинтилятором з гадоліній-алюмінієво-галієвого гранату (Gd3Al2Ga3O12) товщиною 20 мкм, КМОП-камерою (C11440-22CU) з роздільною здатністю 2048 × 2048 пікселів; Hamamatsu Photonics) та лінзою ×20. Розмір пікселя в режимі NH становить ~0,25 мкм, а поле зору ~0,5 мм. Детектор для режиму XRD (BM AA60; Hamamatsu Photonics) був оснащений сцинтилятором, що складався з порошкового екрана P43 (Gd2O2S:Tb) товщиною 50 мкм, КМОП-камери з роздільною здатністю 2304 × 2304 пікселів (C15440-20UP; Hamamatsu Photonics) та релейної лінзи. Детектор має ефективний розмір пікселя 19,05 мкм та поле зору 43,9 мм2. Для збільшення поля зору ми застосували процедуру зміщення КТ у режимі WL. Зображення у прохідному світлі для КТ-реконструкції складається із зображення в діапазоні від 180° до 360°, відбитого горизонтально навколо осі обертання, та зображення в діапазоні від 0° до 180°.
У режимі XRD рентгенівський промінь фокусується зонною пластиною Френеля. У цьому режимі детектор розміщується на відстані 110 мм позаду зразка, а обмежувач променя — на 3 мм попереду детектора. Дифракційні зображення в діапазоні 2θ від 1,43° до 18,00° (крок решітки d = 16,6–1,32 Å) отримували з рентгенівською плямою, сфокусованою внизу поля зору детектора. Зразок рухається вертикально через рівні проміжки часу, з півобертом для кожного кроку вертикального сканування. Якщо мінеральні частинки задовольняють умову Брегга при повороті на 180°, можна отримати дифракцію мінеральних частинок у горизонтальній площині. Потім дифракційні зображення об'єднували в одне зображення для кожного кроку вертикального сканування. Умови аналізу SR-XRD-CT майже такі ж, як і для аналізу SR-XRD. У режимі XRD-CT детектор розташовується на відстані 69 мм позаду зразка. Дифракційні зображення в діапазоні 2θ варіюються від 1,2° до 17,68° (d = від 19,73 до 1,35 Å), де і рентгенівський промінь, і обмежувач променя знаходяться на одній лінії з центром поля зору детектора. Скануйте зразок горизонтально та поверніть його на 180°. Зображення SR-XRD-CT були реконструйовані з піковими інтенсивностями мінералів як значеннями пікселів. При горизонтальному скануванні зразок зазвичай сканується з кроком 500–1000.
Для всіх експериментів енергія рентгенівського випромінювання була зафіксована на рівні 30 кеВ, оскільки це нижня межа проникнення рентгенівського випромінювання в метеорити діаметром близько 6 мм. Кількість зображень, отриманих для всіх КТ-вимірювань під час обертання на 180°, становила 1800 (3600 для програми офсетної КТ), а час експозиції зображень становив 100 мс для режиму WL, 300 мс для режиму NH, 500 мс для XRD та 50 мс для XRD-CT. Типовий час сканування зразка становить близько 10 хвилин у режимі WL, 15 хвилин у режимі NH, 3 години для XRD та 8 годин для SR-XRD-CT.
КТ-зображення були реконструйовані за допомогою згорткової зворотної проекції та нормалізовані для лінійного коефіцієнта ослаблення від 0 до 80 см-1. Для аналізу 3D-даних використовувалося програмне забезпечення Slice, а для аналізу XRD-даних – програмне забезпечення muXRD.
Епоксидно-фіксовані частинки Ryugu (A0029, A0037, C0009, C0014 та C0068) поступово полірували на поверхні до рівня алмазної притиральної плівки 0,5 мкм (3M) у сухих умовах, уникаючи контакту матеріалу з поверхнею під час процесу полірування. Відполіровану поверхню кожного зразка спочатку досліджували за допомогою світлової мікроскопії, а потім розсіяли електрони назад для отримання мінералогічних та текстурних зображень (BSE) зразків та якісного зображення елементів NIPR за допомогою скануючого електронного мікроскопа JEOL JSM-7100F, оснащеного енергодисперсійним спектрометром (AZtec). Для кожного зразка вміст основних та другорядних елементів аналізували за допомогою електронно-зондового мікроаналізатора (EPMA, JEOL JXA-8200). Аналізували філосилікатні та карбонатні частинки при 5 нА, природні та синтетичні стандарти при 15 кеВ, сульфіди, магнетит, олівін та піроксен при 30 нА. Модальні оцінки були розраховані з карт елементів та зображень BSE за допомогою програмного забезпечення ImageJ 1.53 з відповідними пороговими значеннями, довільно встановленими для кожного мінералу.
Аналіз ізотопів кисню було проведено у Відкритому університеті (Мілтон-Кінз, Велика Британія) за допомогою системи інфрачервоного лазерного фторування. Зразки Hayabusa2 були доставлені до Відкритого університету 38 у контейнерах, заповнених азотом, для передачі між установами.
Завантаження зразків проводилося в азотній рукавичковій камері з контрольованим рівнем кисню нижче 0,1%. Для аналітичної роботи Hayabusa2 було виготовлено новий тримач для зразків Ni, що складається лише з двох отворів для зразків (діаметром 2,5 мм, глибиною 5 мм), один для частинок Hayabusa2, а інший для внутрішнього стандарту обсидіану. Під час аналізу лунка для зразка, що містить матеріал Hayabusa2, була покрита внутрішнім вікном BaF2 товщиною приблизно 1 мм і діаметром 3 мм для утримання зразка під час лазерної реакції. Потік BrF5 до зразка підтримувався каналом змішування газів, прорізаним у тримачі для зразків Ni. Камеру для зразків також було переналаштовано таким чином, щоб її можна було зняти з вакуумної лінії фторування, а потім відкрити в азотній рукавичковій камері. Двосекційна камера була герметизована мідним компресійним ущільненням та ланцюговим затискачем EVAC Quick Release CeFIX 38. Вікно BaF2 товщиною 3 мм у верхній частині камери дозволяє одночасно спостерігати за зразком та лазерним нагріванням. Після завантаження зразка знову затисніть камеру та знову підключіть її до фторованої лінії. Перед аналізом камеру для зразків нагрівали у вакуумі приблизно до 95°C протягом ночі для видалення будь-якої адсорбованої вологи. Після нагрівання протягом ночі камері дали охолонути до кімнатної температури, а потім частину, що піддавалася впливу атмосфери під час перенесення зразка, продули трьома аліквотами BrF5 для видалення вологи. Ці процедури гарантують, що зразок Hayabusa 2 не піддається впливу атмосфери та не забруднений вологою з частини фторвмісної лінії, яка виводиться в атмосферу під час завантаження зразка.
Зразки частинок Ryugu C0014-4 та Orgueil (CI) аналізували в модифікованому «одинарному» режимі42, тоді як аналіз Y-82162 (CY) проводили на одному лотку з кількома лунками для зразків41. Через їх безводний склад немає необхідності використовувати єдиний метод для хондритів CY. Зразки нагрівали за допомогою інфрачервоного CO2-лазера Photon Machines Inc. потужністю 50 Вт (10,6 мкм), встановленого на гентрі XYZ, у присутності BrF5. Вбудована відеосистема контролює хід реакції. Після фторування вивільнений O2 очищали за допомогою двох кріогенних азотних пасток та нагрітого шару KBr для видалення надлишку фтору. Ізотопний склад очищеного кисню аналізували на двоканальному мас-спектрометрі Thermo Fisher MAT 253 з роздільною здатністю за масою близько 200.
У деяких випадках кількість газоподібного O2, що виділився під час реакції зразка, була меншою за 140 мкг, що є приблизною межею використання сильфонного пристрою на мас-спектрометрі MAT 253. У цих випадках для аналізу використовуйте мікрооб'єми. Після аналізу частинок Hayabusa2 внутрішній стандарт обсидіану був фторований та визначений його ізотопний склад кисню.
Іони фрагмента NF+ NF3+ інтерферують з пучком масою 33 (16O17O). Щоб усунути цю потенційну проблему, більшість зразків обробляють за допомогою процедур кріогенного розділення. Це можна зробити в прямому напрямку перед аналізом MAT 253 або як другий аналіз, повернувши аналізований газ назад до спеціального молекулярного сита та повторно пропустивши його після кріогенного розділення. Кріогенне розділення включає подачу газу до молекулярного сита за температури рідкого азоту, а потім його вивільнення в первинне молекулярне сито за температури -130°C. Широкі випробування показали, що NF+ залишається на першому молекулярному ситі, і за допомогою цього методу не відбувається значного фракціонування.
На основі багаторазових аналізів наших внутрішніх обсидіанових стандартів, загальна точність системи в режимі сильфона становить: ±0,053‰ для δ17O, ±0,095‰ для δ18O, ±0,018‰ для Δ17O (2 стандартні відхилення). Аналіз ізотопів кисню наведено у стандартній дельта-нотації, де дельта18O розраховується як:
Також використовуйте співвідношення 17O/16O для δ17O. VSMOW – це міжнародний стандарт для Віденського середнього стандарту морської води. Δ17O представляє відхилення від лінії фракціонування землі, а формула розрахунку така: Δ17O = δ17O – 0,52 × δ18O. Всі дані, представлені в Додатковій таблиці 3, були скориговані з урахуванням прогалин.
Зрізи товщиною приблизно від 150 до 200 нм були вилучені з частинок Рюгу за допомогою приладу Hitachi High Tech SMI4050 FIB в JAMSTEC, Інститут відбору проб керна Кочі. Зауважте, що всі зрізи FIB були вилучені з необроблених фрагментів необроблених частинок після їх вилучення з резервуарів, заповнених газом N2, для міжоб'єктного перенесення. Ці фрагменти не вимірювалися за допомогою SR-CT, але оброблялися з мінімальним впливом земної атмосфери, щоб уникнути потенційних пошкоджень та забруднень, які могли б вплинути на спектр K-краю вуглецю. Після нанесення захисного шару вольфраму область інтересу (до 25 × 25 мкм2) була вирізана та стоншена пучком іонів Ga+ при прискорювальній напрузі 30 кВ, потім при 5 кВ та струмі зонда 40 пА для мінімізації пошкодження поверхні. Потім ультратонкі зрізи були розміщені на збільшеній мідній сітці (сітка Кочі) 39 за допомогою мікроманіпулятора, оснащеного FIB.
Гранули Ryugu A0098 (1,6303 мг) та C0068 (0,6483 мг) двічі герметизували у чистих поліетиленових листах високої чистоти в рукавичковій камері, заповненій чистим азотом, на установці SPring-8 без будь-якої взаємодії з земною атмосферою. Підготовку зразків для JB-1 (геологічної еталонної породи, виданої Геологічною службою Японії) проводили в Токійському столичному університеті.
INAA проводиться в Інституті інтегрованих радіаційних та ядерних наук Кіотського університету. Зразки опромінювали двічі з різними циклами опромінення, обраними відповідно до періоду напіврозпаду нукліда, що використовувався для кількісного визначення елементів. Спочатку зразок опромінювали в пневматичній трубці для опромінення протягом 30 секунд. Потоки теплових та швидких нейтронів на рис. 3 становлять 4,6 × 1012 та 9,6 × 1011 см-2 с-1 відповідно для визначення вмісту Mg, Al, Ca, Ti, V та Mn. Такі хімічні речовини, як MgO (чистота 99,99%, Soekawa Chemical), Al (чистота 99,9%, Soekawa Chemical) та металевий Si (чистота 99,999%, FUJIFILM Wako Pure Chemical), також опромінювали для корекції перешкоджаючих ядерних реакцій, таких як (n, n). Зразок також опромінювали хлоридом натрію (чистота 99,99%; MANAC) для корекції змін нейтронного потоку.
Після нейтронного опромінення зовнішній поліетиленовий лист замінили на новий, і гамма-випромінювання, що випромінювалося зразком та еталоном, негайно виміряли за допомогою германієвого детектора. Ті ж зразки повторно опромінювали протягом 4 годин у пневматичній трубці для опромінення. 2 має потоки теплових та швидких нейтронів 5,6·10^12 та 1,2·10^12 см-2 с-1 відповідно для визначення Na, K, Ca, Sc, Cr, Fe, Co, Ni, Zn, Ga, As, вмісту Se, Sb, Os, Ir та Au. Контрольні зразки Ga, As, Se, Sb, Os, Ir та Au опромінювали шляхом нанесення відповідної кількості (від 10 до 50 мкг) стандартних розчинів відомих концентрацій цих елементів на два шматки фільтрувального паперу з подальшим опроміненням зразків. Підрахунок гамма-випромінювання проводили в Інституті інтегрованих радіаційних та ядерних наук Кіотського університету та Дослідницькому центрі RI Токійського столичного університету. Аналітичні процедури та довідкові матеріали для кількісного визначення елементів INAA такі ж, як описано в нашій попередній роботі.
Для збору дифрактограм зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (≪1 мг) та C0087 (<1 мг) у NIPR використовували рентгенівський дифрактометр (Rigaku SmartLab). Для збору дифрактограм зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (≪1 мг) та C0087 (<1 мг) у NIPR використовували рентгенівський дифрактометр (Rigaku SmartLab). Рентгеновський дифрактометр (Rigaku SmartLab) використовувався для збору дифракційних зображень зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (≪1 мг) і C0087 (<1 мг) в NIPR. Для збору дифрактограм зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (≪1 мг) та C0087 (<1 мг) у NIPR використовували рентгенівський дифрактометр (Rigaku SmartLab).使用X 射线衍射仪 (Rigaku SmartLab) 在NIPR 收集Ryugu 样品A0029 (<1 мг), A0037 (<1 мг) 和C0087 (<1 мг) 的衍射图案。使用X 射线衍射仪 (Rigaku SmartLab) 在NIPR 收集Ryugu 样品A0029 (<1 мг), A0037 (<1 мг) 和C0087 (<1 мг) 的衍射图案。 Дифрактограмми зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (<1 мг) і C0087 (<1 мг) були отримані в NIPR з використанням рентгеновського дифрактометра (Rigaku SmartLab). Рентгенівські дифрактограми зразків Ryugu A0029 (<1 мг), A0037 (<1 мг) та C0087 (<1 мг) були отримані в NIPR за допомогою рентгенівського дифрактометра (Rigaku SmartLab).Всі зразки були подрібнені на дрібний порошок на кремнієвій невідбивній пластині за допомогою сапфірової скляної пластини, а потім рівномірно розподілені на кремнієвій невідбивній пластині без будь-якої рідини (води чи спирту). Умови вимірювання були наступними: рентгенівське випромінювання CuKα генерується при напрузі трубки 40 кВ та струмі трубки 40 мА, гранична довжина щілини становить 10 мм, кут розбіжності (1/6)°, швидкість обертання в площині становить 20 об/хв, а діапазон 2θ (подвійний кут Брегга) становить 3-100°, а аналіз займає близько 28 годин. Використовувалися бреггівські оптики Брентано. Детектор - одновимірний кремнієвий напівпровідниковий детектор (D/teX Ultra 250). Рентгенівські промені CuKβ видалялися за допомогою нікелевого фільтра. Використовуючи доступні зразки, вимірювання синтетичного магнієвого сапоніту (JCSS-3501, Kunimine Industries CO. Ltd), серпентину (листовий серпентин, Міядзу, Нікка) та піротину (моноклінний 4C, Чіуа, Мексика, Ваттс) були порівняні для ідентифікації піків та використання даних дифракції порошкових файлів з Міжнародного центру дифракційних даних, доломіту (PDF 01-071-1662) та магнетиту (PDF 00-019-0629). Дифракційні дані з Рюгу також були порівняні з даними про гідрозмінені вуглецеві хондрити, Оргей CI, Y-791198 CM2.4 та Y 980115 CY (стадія нагрівання III, 500–750°C). Порівняння показало подібність з Оргейлем, але не з Y-791198 та Y 980115.
Спектри NEXAFS з вуглецевим краєм K ультратонких зрізів зразків, виготовлених з FIB, були виміряні за допомогою каналу STXM BL4U на синхротронній установці UVSOR в Інституті молекулярних наук (Окадзакі, Японія). Розмір плями променя, оптично сфокусованого зонною пластиною Френеля, становить приблизно 50 нм. Крок зміни енергії становить 0,1 еВ для тонкої структури ближньої крайової області (283,6–292,0 еВ) та 0,5 еВ (280,0–283,5 еВ та 292,5–300,0 еВ) для передньої та задньої фронтальних областей. Час для кожного пікселя зображення було встановлено на 2 мс. Після вакуумування аналітичну камеру STXM заповнювали гелієм під тиском близько 20 мбар. Це допомагає мінімізувати тепловий дрейф рентгенівського оптичного обладнання в камері та тримачі зразка, а також зменшити пошкодження та/або окислення зразка. Спектри вуглецю NEXAFS K-edge були отримані з об'єднаних даних за допомогою програмного забезпечення aXis2000 та власного програмного забезпечення для обробки даних STXM. Зверніть увагу, що футляр для перенесення зразків та рукавичка використовуються для запобігання окисленню та забрудненню зразків.
Після аналізу STXM-NEXAFS ізотопний склад водню, вуглецю та азоту зрізів Ryugu FIB було проаналізовано за допомогою ізотопної візуалізації на JAMSTEC NanoSIMS 50L. Сфокусований первинний пучок Cs+ потужністю близько 2 пА для аналізу ізотопів вуглецю та азоту та близько 13 пА для аналізу ізотопів водню растеризується на площі від приблизно 24 × 24 мкм² до 30 × 30 мкм² на зразку. Після 3-хвилинного попереднього розпилення при відносно сильному струмі первинного пучка кожен аналіз починався після стабілізації інтенсивності вторинного пучка. Для аналізу ізотопів вуглецю та азоту зображення 12C–, 13C–, 16O–, 12C14N– та 12C15N– були одночасно отримані за допомогою мультиплексного детектування на семи електронних множниках з роздільною здатністю за масою приблизно 9000, що достатньо для розділення всіх відповідних ізотопних сполук. інтерференція (тобто 12C1H на 13C та 13C14N на 12C15N). Для аналізу ізотопів водню були отримані 1H-, 2D- та 12C- зображення з роздільною здатністю за масою приблизно 3000 з багаторазовим детектуванням за допомогою трьох електронних помножувачів. Кожен аналіз складається з 30 сканованих зображень однієї й тієї ж області, причому одне зображення складається з 256 × 256 пікселів для аналізу ізотопів вуглецю та азоту та 128 × 128 пікселів для аналізу ізотопів водню. Час затримки становить 3000 мкс на піксель для аналізу ізотопів вуглецю та азоту та 5000 мкс на піксель для аналізу ізотопів водню. Ми використовували 1-гідроксибензотриазолгідрат як стандарти ізотопів водню, вуглецю та азоту для калібрування інструментального мас-фракціонування45.
Для визначення ізотопного складу кремнію досонячного графіту в профілі FIB C0068-25 ми використовували шість електронних помножувачів з роздільною здатністю за масою близько 9000. Зображення складаються з 256 × 256 пікселів із часом затримки 3000 мкс на піксель. Ми калібрували прилад для масового фракціонування, використовуючи кремнієві пластини як стандарти ізотопів водню, вуглецю та кремнію.
Ізотопні зображення були оброблені за допомогою програмного забезпечення NASA NanoSIMS45 для обробки зображень. Дані були скориговані на мертвий час електронного помножувача (44 нс) та ефекти квазіодночасного надходження. Різне вирівнювання сканування для кожного зображення для корекції дрейфу зображення під час отримання. Остаточне ізотопне зображення створюється шляхом додавання вторинних іонів з кожного зображення для кожного пікселя сканування.
Після аналізу STXM-NEXAFS та NanoSIMS, ті ж зрізи FIB були досліджені за допомогою просвічуючого електронного мікроскопа (JEOL JEM-ARM200F) при прискорювальній напрузі 200 кВ у Кочі, JAMSTEC. Мікроструктуру спостерігали за допомогою світлопольної просвічувальної електронної мікроскопії (ПЕМ) та висококутової скануючої ПЕМ у темному полі. Мінеральні фази ідентифікували за допомогою точкової електронної дифракції та візуалізації ґратчастих зон, а хімічний аналіз проводили за допомогою EDS з використанням кремнієвого дрейфового детектора площею 100 мм² та програмного забезпечення JEOL Analysis Station 4.30. Для кількісного аналізу характеристичну інтенсивність рентгенівського випромінювання для кожного елемента вимірювали в режимі сканування ПЕМ з фіксованим часом збору даних 30 с, площею сканування променя ~100 × 100 нм² та струмом променя 50 пА. Співвідношення (Si + Al)-Mg-Fe в шаруватих силікатах визначали за допомогою експериментального коефіцієнта k, скоригованого на товщину, отриманого зі стандарту природного піропаграната.
Усі зображення та аналізи, використані в цьому дослідженні, доступні в Системі архівування та комунікації даних JAXA (DARTS) https://www.darts.isas.jaxa.jp/curation/hayabusa2. У цій статті наведено оригінальні дані.
Кітарі, К. та ін. Склад поверхні астероїда 162173 Рюгу, спостережений інструментом Hayabusa2 NIRS3. Science 364, 272–275.
Кім, А. Дж. Вуглецеві хондрити (CY) типу Ямато: аналоги поверхні астероїда Рюгу? Геохімія 79, 125531 (2019).
Пілорджет, С. та ін. Перший аналіз складу зразків Рюгу було проведено за допомогою гіперспектрального мікроскопа MicroOmega. National Astron. 6, 221–225 (2021).
Яда, Т. та ін. Попередній аналіз зразка Hyabusa2, отриманого з астероїда типу C Рюгу. National Astron. 6, 214–220 (2021).