Oued Chebeika 002: Meteorit CI1 baru yang terkait dengan benda-benda luar tata surya

Abstrak
Kondrit CI1 adalah meteorit langka dengan nilai ilmiah tinggi. Faktanya, mereka adalah meteorit paling primitif secara kimia dan menunjukkan bukti perubahan air induk-badan yang intens. Mereka juga memiliki kemiripan yang kuat dengan sampel dari asteroid Ryugu dan Bennu yang dikembalikan oleh misi JAXA Hayabusa2 dan OSIRIS-REx NASA. Dalam karya ini, kami menyajikan studi terperinci tentang meteorit Oued Chebeika 002, kondrit CI1 seberat ~420 g yang ditemukan di Maroko pada tahun 2024. Kami menjelaskan petrografi, tekstur, dan mineraloginya, dengan fokus pada mineralogi lempung. Kami memberikan komposisi kimia massal dan mineral, serta komposisi isotop oksigen, besi, dan kromium massal. Sifat spektroskopi dipelajari dengan menggunakan spektroskopi inframerah dan Raman. Kami juga mengukur kepadatan, kepadatan butiran, dan sifat magnetik. Hasil kami mengonfirmasi bahwa Oued Chebeika 002 adalah kondrit CI1, dengan kemiripan dekat dengan lima kondrit CI1 lain yang diketahui, dan sampel dari asteroid Ryugu dan Bennu. Beberapa bukti menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 tidak mengalami perubahan terestrial yang signifikan. Dalam hal itu, kondrit ini lebih murni daripada kondrit CI1 Alais, Orgueil, dan Ivuna, dan lebih mirip dengan sampel dari asteroid Ryugu dan Bennu. Ada perbedaan halus antara Oued Chebeika 002 dan kondrit CI1 lainnya yang tidak dapat dijelaskan oleh perubahan terestrial yang terakhir. Misalnya, olivin dan kalsit tidak diamati. Perlu dicatat juga bahwa kumpulan mineral magnetik Oued Chebeika 002 secara signifikan berbeda dari Alais, Ivuna, dan Orgueil, tetapi tidak dapat dibedakan dari sampel Ryugu. Komposisi isotop kromium dan besi dari Oued Chebeika 002 menegaskan bahwa kondrit CI1, seperti sampel Ryugu, berbeda dari meteorit yang termasuk dalam kelompok isotop non-karbon dan karbon dan mungkin berasal dari wilayah yang sama di mana planet es raksasa dan komet Awan Oort terbentuk.

PERKENALAN
Meteorit kondrit CI merupakan material penting dalam kosmokimia. Komposisi kimianya sesuai dengan fotosfer matahari dalam kisaran 10% untuk sekitar 30 elemen (misalnya, Asplund et al., 2009 ). Semua kelompok kondrit lainnya terfraksinasi secara signifikan relatif terhadap kondrit CI dan fotosfer matahari (Braukmüller et al., 2018 ). Dengan demikian, komposisi kimia CI dianggap sebagai proksi terbaik untuk komposisi tata surya awal (Lodders, 2003 ). Komposisi kimia CI bahkan dianggap sebagai komposisi kimia referensi dalam astrofisika ekstrasurya (misalnya, Trierweiler et al., 2023 ).

Kondrit CI biasanya sebagian besar terbuat dari filosilikat dan oleh karena itu diklasifikasikan sebagai kondrit petrologi tipe 1. Material kondrit tipe 1 biasanya ditemukan dalam bentuk mikrometeorit berbutir halus, partikel debu antarplanet (IDP), beberapa anggota kelompok kondrit CM dan CR (Russell et al., 2021 ), dan kondrit tak berkelompok yang langka seperti Flensburg (Bischoff et al., 2021 ). Material kondrit tipe 1 kaya akan unsur-unsur ringan seperti hidrogen, nitrogen, atau karbon (misalnya, Alexander et al., 2012 ; Hashizume et al., 2024 ), yang cenderung membentuk komponen volatil di banyak lingkungan geokimia. Peningkatan unsur-unsur ringan ini dibandingkan dengan kondrit lain telah diteliti secara khusus karena senyawanya (H 2 O, CO 2 atau N 2 ) mewakili (atau mewakili) sebagian besar atmosfer planet. Beberapa studi pemodelan mempertimbangkan material kondritik tipe 1 sebagai kontributor yang mungkin terhadap anggaran planet unsur-unsur ringan dan air (misalnya, Nimmo et al., 2024 ). Selain itu, sifat bahan organik penting seperti asam amino dalam kondrit CI1 berbeda dari sifat yang ada dalam kondrit karbon (CC) lainnya (misalnya, Ehrenfreund et al., 2001 ).

Meteorit CI1 sangat langka. Selain Oued Chebeika 002, hanya sembilan yang terdaftar dalam Meteoritical Bulletin Database, tetapi ini termasuk empat meteorit yang dikumpulkan di Pegunungan Yamato di Antartika (Y-86029, Y-86737, Y-980115, dan Y-980134) yang sekarang diidentifikasi sebagai metamorfosis dan, setidaknya untuk beberapa di antaranya, tidak terkait dengan kondrit CI (King et al., 2019 ; Schrader et al., 2025 ; Tonui et al., 2014 ; Zuh et al., 2025 ). Lima kondrit CI1 klasik (Alais, Orgueil, Tonk, Ivuna, Revelstoke) semuanya jatuh dari tahun 1806, 1864, 1911, 1938, dan 1965. Material yang tersedia bervariasi dari beberapa gram (Revelstoke dan Tonk) hingga sekitar 13 kg (Orgueil, dari total berat awal yang diketahui sebesar 14 kg). Dari Alais dan Ivuna hanya tersisa sekitar 600 dan 200 g dari total berat awal yang diketahui sebesar 6 kg dan 705 g, masing-masing (Grady, 2000 ). Karena sebagian besar material CI1 yang tersedia mungkin bersumber dari Orgueil, banyak pengamatan pada kondrit CI1 berasal dari meteorit tersebut, sehingga membatasi potensi penyelidikan keanekaragaman CI1. Selain kelima meteorit ini, material mirip CI1 juga telah diidentifikasi sebagai xenolith dalam berbagai meteorit seperti ureilite (Brearley & Prinz, 1992 ), howardite, eucrite, dan diogenite (HED) achondrites (Zolensky et al., 1996 ), CR dan CH chondrites (misalnya, Bischoff et al., 1993 ), atau breksi polimik Kaidun (Zolensky & Ivanov, 2003 ). Material mirip CI1 juga telah ditemukan di antara mikrometeorit (Genge et al., 2008 ). Namun, untuk xenolith dan mikrometeorit ini, seringkali tidak mungkin untuk mengklasifikasikan material ini secara tepat sebagai CI1 karena ukurannya yang kecil mencegah deskripsi petrografi yang terperinci dan representatif. Faktanya, telah ditunjukkan bahwa beberapa klast mirip CI1 tidak terkait dengan kondrit CI1 dan lebih tepat disebut klast C1 (Patzek et al., 2020 ). Selain itu, mikrometeorit mirip CI1 mungkin telah dimodifikasi selama masuk ke atmosfer.

Kondrit CI1 berwarna gelap, dan meskipun padat setelah jatuh, cenderung hancur seiring waktu (misalnya, Gounelle & Zolensky, 2014 ). Tidak seperti kelompok kondritik lainnya, kondrit CI1 mengandung sangat sedikit olivin atau piroksen dan tidak memiliki kondrul (Krot et al., 2014 ; Rubin, 1997 ). Mereka terutama terbuat dari filosilikat (saponit dan serpentin), magnetit yang melimpah, karbonat minor (dolomit, kalsium karbonat, dan breunnerit), sulfida (pirotit, pentlandit, kubanit), dan fosfat (Alfing et al., 2019 ).

Bahasa Indonesia : Perakitan mineralogi yang berbeda dari kondrit CI1 biasanya ditafsirkan sebagai hasil dari alterasi berair pada badan induknya (Zolensky & McSween Jr., 1988 ), meskipun pandangan alternatif mendalilkan bahwa hal itu juga dapat dijelaskan oleh proses nebula (Ciesla et al., 2003 ; Thi et al., 2020 ). Hipotesis alterasi badan induk sesuai dengan pengamatan bahwa kondrit CI1 memiliki salah satu komposisi isotop oksigen terberat (Clayton & Mayeda, 1999 ; Young et al., 1999 ). Terlepas dari latarnya, fakta bahwa kondrit CI1 mengalami alterasi ekstensif menjadikan mereka batuan paradoks: mereka adalah yang paling primitif secara kimia dan paling banyak dimodifikasi secara petrografi (Brearley, 2014 ; Gounelle & Zolensky, 2014 ).

Mirip dengan banyak meteorit lainnya (Bischoff et al., 2006 ), kondrit CI1 biasanya mengalami breksi (Morlok et al., 2006 ). Breksi dapat dilihat pada sampel tangan melalui keragaman corak hitam dan keberadaan klast berukuran sentimeter. Selain itu, beberapa kondrit CI1 seperti Orgueil cenderung hancur, menghasilkan fragmen berukuran sentimeter yang koheren. Sebagai akibat dari sifat breksi tersebut, terdapat variabilitas intra-meteorit dalam kondrit CI1 yang harus diingat saat perbandingan antar-meteorit dilakukan.

Meskipun segera pulih setelah jatuh, meteorit CI1 berubah secara signifikan selama berada di daratan. Meteorit tersebut mengandung sulfat yang sangat tinggi (Richardson, 1978 ) dan ferrihidrit (Tomeoka & Buseck, 1988 ) yang mungkin terbentuk di lingkungan daratan. Pertumbuhan mineral sulfat, misalnya, sekarang terdokumentasi dengan baik di laboratorium daratan (Gounelle & Zolensky, 2001 ; Imae et al., 2024 ; King et al., 2020 ). Ferrihidrit yang melimpah juga dianggap telah terbentuk di lingkungan daratan (Imae et al., 2024 ; Leroux et al., 2024 ; Nakamura et al., 2022 ; Roskosz et al., 2023 ). Air daratan menggantikan beberapa senyawa organik asli di lapisan filosilikat (Viennet et al., 2023 ). Terakhir, kondrit CI1 cenderung terurai seiring waktu. Kesadaran bahwa kondrit CI1 berinteraksi kuat dengan atmosfer bumi memiliki konsekuensi penting bagi model atmosfer planet serta bagi penilaian keadaan oksidasinya (Leroux et al., 2024 ; Roskosz et al., 2023 ; Thompson et al., 2021 ).

vPada tahun 2021, sekitar 5 g asteroid tipe C (162173) Ryugu dikembalikan ke Bumi oleh misi JAXA Hayabusa2. Sifat kimia, isotop, dan mineralogi sampel Ryugu memiliki banyak karakteristik umum dengan meteorit CI1, yang sejauh ini memberikan kecocokan terbaik yang tersedia dengan komposisi Tata Surya secara keseluruhan (Ito et al., 2022 ; Nakamura et al., 2022 ; Yokoyama, Nagashima, et al., 2023 ). Meskipun belum dikarakterisasi secara halus seperti Ryugu, analisis awal sampel dari asteroid kaya karbon (101955) Bennu yang dikembalikan oleh misi OSIRIS-REx NASA pada bulan September 2023 juga menunjukkan kemiripan yang dekat dengan kondrit CI1 (Lauretta dan Connolly et al., 2024 ). Oleh karena itu, meskipun jarang dalam kumpulan meteorit, material CI1 mungkin tersebar luas di tata surya.

Secara keseluruhan, material seperti CI1 merupakan komponen utama material tata surya, karena kelimpahannya dan komposisi kimianya yang primitif. Kelangkaannya dalam bentuk meteorit sebenarnya kemungkinan besar disebabkan oleh kombinasi dinamika orbital dan kemampuan bertahan yang buruk selama memasuki atmosfer karena sifat material yang rapuh (Russell et al., 2021 ). Material tersebut juga sangat rentan terhadap pelapukan terestrial karena sifatnya yang rapuh dan berpori, serta reaktivitasnya yang tinggi terhadap air. Hal ini membuat material tersebut tidak mungkin bertahan di permukaan terestrial untuk jangka waktu yang lama. Dalam konteks tersebut, penambahan massa meteorit CI1 yang signifikan merupakan hal yang sangat penting.

Di sini kami menyajikan deskripsi terperinci tentang Oued Chebeika 002, meteorit CI1 baru yang ditemukan di Maroko pada tahun 2024, dan membandingkannya dengan meteorit CI1 lainnya serta sampel Ryugu dan Bennu.

BAHAN DAN METODE
Hingga Januari 2025, berat total Oued Chebeika 002 yang berhasil ditemukan adalah 418 g, kemungkinan berasal dari satu batu pecah. Lima pecahan terbesar memiliki berat 136,4, 33,9, 12,44, 10,64, dan 8,0 g (Gambar 1 ). Sekitar 173 g material dikumpulkan dalam bentuk pecahan berukuran milimeter.

Sampel yang dipelajari dalam karya ini berasal dari batu seberat 33,9 g yang ditemukan oleh Bobaker Bakarrat pada tanggal 20 Juni 2024, di Maroko pada permukaan berpasir di lokasi 28°5′34.45″ LU dan 11°32′10.34″ BB. Daerah pemulihan dicirikan oleh iklim kering dengan curah hujan sekitar 100 mm tahun −1 (sebagian besar selama bulan-bulan musim dingin), di daerah yang cocok untuk pengumpulan meteorit (misalnya, Aboulahris et al., 2019 ). Batu seberat 33,9 g tersebut kemudian dibeli oleh Jean Redelsperger. Kami juga memperoleh material dari kumpulan pecahan berukuran milimeter yang kemudian dibeli oleh Mark Lyon. Bahan sebelumnya telah sampai di Centre Européen de recherche et d’enseignement des géosciences de l’environnement (CEREGE) pada tanggal 1 September 2024. Bahan terakhir telah sampai di CEREGE pada bulan November 2024. Sejak saat itu, sampel-sampel ini telah disimpan dalam lemari desikator dengan tingkat kelembapan relatif 10% yang dipantau.

Tomografi mikrokomputer sinar-X (micro-XCT) dari batu Oued Chebeika 002 seberat 10,407 g dilakukan menggunakan mikroskop sinar-X micro-XCT-400 (Zeiss) dari platform MATRIX di CEREGE. Data diperoleh dengan sumber sinar-X tungsten pada tegangan percepatan 80 kV dan daya 10 W. Pemindaian terdiri dari 1201 proyeksi pada waktu pencahayaan 2 detik per proyeksi yang dikumpulkan selama rotasi sampel 360°. Sampel ditempatkan dalam tempat sampel polipropilena dan diblokir dengan spacer polistirena. Rekonstruksi volume 3-D menggunakan penyaringan proyeksi balik (oleh XMReconstructor, perangkat lunak Xradia) mencapai ukuran voksel isotropik 28,8 μm dan bidang pandang 28,8 × 28,8 × 28,8 mm 3 . Perangkat lunak Avizo 2020 (Thermo Scientific, Hillsboro, OR, AS) digunakan untuk visualisasi, pemrosesan, dan analisis gambar 3-D.

Pencitraan tomografi mikrokomputasi (CT) resolusi tinggi tambahan dari tiga fragmen yang lebih kecil (~18, ~18, dan ~19 mg) dilakukan menggunakan sistem CT Zeiss Xradia Versa 520 di Natural History Museum (NHM), London. Sinar-X dihasilkan dari sumber tungsten (140 kV, ~70 μA), dan untuk setiap fragmen, ~2400 proyeksi (waktu pencahayaan 10 d/proyeksi) diperoleh saat diputar 360°. Setiap proyeksi diperbesar oleh lensa objektif 4x, menghasilkan resolusi spasial (dalam voksel) ~2 μm.

Bagian yang dipoles tebal disiapkan dari fragmen berukuran sentimeter mengikuti teknik yang dijelaskan dalam Wilson et al. ( 2024 ). Bagian pertama dipoles kering menggunakan amplas silikon karbida hingga grit 4000. Bagian kemudian dipoles dengan intan menggunakan minyak mineral sebagai pelumas dan heksana untuk membersihkan bagian di antara langkah pemolesan.

Di Muséum national d’histoire naturelle (MNHN), Paris, satu bagian yang dipoles diperiksa dengan mikroskop elektron pemindaian (SEM) TESCAN CLARA yang dilengkapi dengan spektroskopi sinar-X dispersif energi ganda (EDS). Alat ini dioperasikan pada percepatan 15 kV dan jarak kerja bervariasi antara 9 dan 16 mm. Analisis kimia mineral kualitatif dilakukan menggunakan EDS. Dua bagian yang dipoles tambahan dicitrakan dengan SEM di CEREGE dengan SEM Hitachi S3000N yang dilengkapi dengan Bruker X-Flash/Esprit EDS, di Centre Pluridisciplinaire de Microscopie de Marseille dengan Zeiss Gemini 500 FEG-SEM yang dilengkapi dengan EDAX EDS dan di Centre Interdisciplinaire de Nanoscience de Marseille (CINaM) dengan JEOL JSM-7900F FEG-SEM yang dilengkapi dengan Bruker X-Flash/ESPRIT EDS. Sebagian besar gambar direkam dalam mode elektron hamburan balik (BSE) dengan tegangan percepatan 15 kV. Beberapa gambar beresolusi tinggi direkam dengan tegangan percepatan yang lebih rendah, yaitu 10 atau 5 kV. Beberapa gambar SEM juga direkam pada pecahan chip berukuran beberapa ratus mikrometer yang diendapkan pada pita karbon untuk mengamati morfologi kristal magnetit dengan lebih baik.

Komposisi unsur mineral kuantitatif diperoleh dengan mikroprobe elektron SX-Five di fasilitas Camparis (Sorbonne Université, Paris). Analisis tambahan diperoleh pada mikroprobe elektron SX-Five di Laboratoire Magmas et Volcans, Clermont-Ferrand, Prancis. Kondisi operasinya adalah tegangan percepatan 15 keV dan arus 15 nA. Ukuran berkas bervariasi menurut sifat mineral antara 1 dan 20 μm. Standar sintetis dan alami digunakan.

EDS kuantitatif butiran sulfida di Oued Chebeika 002 dilakukan di NHM menggunakan SEM ZEISS EVO 15LS yang dilengkapi dengan sistem EDS AZtec Oxford Instruments dan detektor pergeseran silikon (SDD) Ultim Max 100. Analisis dilakukan pada tegangan percepatan 20 kV, dengan arus probe 1,5 nA dan jarak kerja 8,5 mm. Hal ini menghasilkan laju hitungan masukan sekitar 150.000 hitungan per detik (cps) dan waktu mati sekitar 24% untuk mineral sulfida. Spektrum diperoleh dengan statistik hitungan total 2.000.000 hitungan, yang sesuai dengan waktu akuisisi ~13 detik. Kuantifikasi unsur dilakukan menggunakan prosedur koreksi matriks XPP (Pouchou dan Pichoir, 1991 ), dikalibrasi terhadap seperangkat bahan referensi (S—kalkopirit, Fe—logam Fe, Ni—logam Ni, dan Cu—logam Cu) yang disediakan oleh Micro-Analysis Consultants Ltd. Kobalt dikuantifikasi menggunakan referensi logam Co internal yang disediakan oleh perangkat lunak AZtec. Untuk memastikan keakuratan dan presisi analitis, konsentrasi secara teratur diperiksa silang terhadap seperangkat sampel referensi sulfida (pentlandit, pirotit, dan kalkopirit) baik sebelum maupun selama pengambilan data.

Mikroskopi elektron transmisi analitis (TEM) dilakukan pada Jeol JEM2010 yang dioperasikan pada 200 kV di CINaM. Residu penggergajian dan satu serpihan (13 mg) Oued Chekeiba 002 dihancurkan, dan fraksi lempung dimasukkan ke dalam suspensi dalam air atau etanol. Tetesan larutan diendapkan pada kisi-kisi TEM Cu yang ditutupi dengan lapisan karbon. Mikroanalisis TEM-EDS dilakukan pada partikel atau agregat individual menggunakan Detektor X-Flash Silicon Drift EDS 5030 dan perangkat lunak Esprit (Bruker). Parameter pengumpulan data ditetapkan sebagai berikut: perbesaran 50.000×, ukuran titik 4 L, kemiringan sudut 20° ke arah detektor, konstanta waktu 60 kcp.s −1 , rentang energi 40 keV, dan waktu penghitungan terkoreksi 30 detik. Diameter berkas ditetapkan pada ~20 nm (200 Å) untuk mengambil gambar partikel terkecil. Kepadatan berkas konstan adalah ~63,5 pA.cm −2 . Oksigen, Na, Mg, Al, Si, K, Ca, dan Fe dikuantifikasi dengan menerapkan prosedur kuantifikasi data tanda garis Bruker AXS MET, yang mendekati metode Cliff dan Lorimer asli (Cliff & Lorimer, 1975 ). Dalam prosedur ini, spektrum EDS yang diperoleh dikoreksi dengan pengurangan latar belakang (perhitungan Bremsstrahlung), dekonvolusi Gaussian, dan koreksi faktor k menggunakan nilai yang sebelumnya dihitung pada standar silikat lapisan dengan komposisi homogen yang diketahui (Berthonneau et al., 2014 ).

Di MNHN, pengukuran difraksi sinar-X (XRD) dilakukan pada fragmen Oued Chebeika 002 seberat 32 mg yang dipasang dalam kotak membran. Mengikuti protokol eksperimen Viennet et al. ( 2023 ), pengukuran XRD diulang setelah butiran dikeringkan semalaman dan kemudian disegel dalam kapiler di dalam kotak sarung tangan dengan tekanan total tipikal 3 mbar argon (Alphagaz1), H 2 O < 0,5 ppm, dan O 2  < 1,5 ppm. Pengukuran XRD diperoleh pada difraktometer Rigaku MM007HF yang beroperasi di fasilitas XRD Institut de Minéralogie, de Physique des Matériaux et Cosmochimie (IMPMC), Sorbonne Université (Paris, Prancis). Difraktometer dilengkapi dengan optik pemfokus Varimax, detektor pelat gambar RAXIS4++ yang ditempatkan pada jarak 350 mm dari sampel, dan anoda putar Mo ( λ Kα 1  = 0,709319 Å dan λ Kα 2  = 0,713609 Å) yang dioperasikan pada 50 keV dan 24 mA. Rentang pemindaian adalah 3–30°2θ dan waktu akuisisi adalah 45 menit. Program FIT2D (Hammersley, 2016 ) digunakan untuk integrasi gambar 2-D ke dalam pola 1-D setelah kalibrasi menggunakan standar LaB 6. Ukuran berkas XRD berdiameter ~80 μm. XRD fraksi lempung berorientasi direkam pada CINaM menggunakan difraktometer Panalytical X’Pert Pro MPD θ–θ menggunakan tabung sinar-X Cu dan detektor Xcelerator. Selain itu, mineralogi modal dari sampel ~50 mg ditentukan menggunakan difraksi sinar-X detektor peka posisi (PSD-XRD) di NHM mengikuti metode yang dijelaskan oleh King, Schofield, et al. ( 2015 ).

Komposisi massal representatif dari CI tidak dapat ditentukan dengan benar hanya menggunakan sampel kecil (Morlok et al., 2006 ). Dengan demikian, sampel 1,06 g (mewakili 4% dari massa spesimen tipe) dihancurkan menggunakan mortar dan alu boron karbida menjadi bubuk berbutir halus yang homogen dalam kondisi ruang bersih di Institut Universitaire Européen de la Mer (IUEM), Plouzané. Aliquot 111 mg dicerna dan dianalisis untuk konsentrasi elemen utama dan jejak dengan ICP-SFMS (spektrometri massa bidang sektor plasma yang digabungkan secara induktif) menggunakan spektrometer Thermo Scientific ELEMENT XR™ di Pôle Spectrométrie Océan (Brest), menurut protokol analitis kami yang biasa untuk kondrit (misalnya, Barrat et al., 2012 , 2016 , 2023 ). Reproduktifitas konsentrasi secara umum jauh lebih baik dari 5%. Presisi untuk rasio elemen jejak (misalnya, Y/Ho, Zr/Hf, Nb/Ta, Eu/Eu*) lebih baik dari 2,5% (2 × deviasi standar relatif [SD]). Perhatikan bahwa prosedur dan kalibrasi sama dengan Barrat et al. ( 2012 ), dan akibatnya, hasilnya secara langsung sebanding (tidak bias) dengan hasil penelitian sebelumnya pada CI.

Kandungan C, N, H, dan S dalam dua alikuot (1,55 dan 1,56 mg) dari sampel bubuk 100 mg diukur dengan penganalisa Thermo Finnigan EA 1112 di Spectropole of the Fédération des Sciences Chimiques di Marseille, Prancis. Sampel dibakar pada 970 °C di bawah gas helium dengan aliran 140 mL min −1 . Gas yang dilepaskan oleh pembakaran dipisahkan oleh kolom kromatografi dan dianalisis menggunakan detektor konduktivitas termal. Kesalahan analitis pada pengukuran adalah ± 0,2 wt% untuk C, ± 0,2 wt% untuk H, ± 0,02 wt% untuk N, dan ± 0,02 wt% untuk S, diukur dalam sampel tanah referensi.

Analisis isotop oksigen rangkap tiga dilakukan di Laboratorium Isotop Stabil CEREGE. Kami menganalisis satu keping mentah Oued Chebeika 002 seberat 3,40 mg. O 2 molekuler diekstraksi menggunakan teknik fluorinasi pemanasan laser inframerah (IR) (Alexandre et al., 2006 ; Crespin et al., 2008 ; Suavet et al., 2010 ). Di akhir prosedur, gas dilewatkan melalui lumpur bersuhu −114°C untuk membekukan kembali molekul apa pun yang mengganggu massa 33 (misalnya, NF yang berpotensi tertinggal di saluran). Gas langsung dikirim ke spektrometer massa saluran masuk ganda (ThermoQuest Finnigan Delta V Plus). Komposisi isotop yang diukur dari sampel dikoreksi menggunakan standar kuarsa laboratorium yang dikalibrasi terhadap standar internasional NBS28 (δ 18 O = 9,57‰; δ 18 O = 4,99‰). Komposisi isotop dinyatakan dalam notasi standar δ, relatif terhadap Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW) dan menggunakan ∆ 17 O = δ 17 O–0,525 × δ 18 O. Satu alikuot meteorit dianalisis. Reproduktifitas (1 SD) analisis standar laboratorium kuarsa selama sesi analisis adalah 0,10‰ untuk δ 18 O, 0,06‰ untuk δ 17 O, dan 0,015‰ untuk ∆ 17 O ( n  = 3).

Bahasa Indonesia: Alikuot yang mewakili 85 mg Oued Chebeika 002 yang dicerna di IUEM diberikan ke Laboratorium Origins Universitas Chicago untuk analisis isotop Fe. Dua alikuot yang mengandung 1 mg Fe diambil sampelnya untuk pemurnian dan analisis isotop menggunakan protokol yang ditetapkan (Hopp et al., 2022 ; Tang & Dauphas, 2012 ). Sekitar 25 mg kondrit CI Orgueil (dari Museum National d’Histoire Naturelle, Paris) dicerna di Chicago menggunakan HNO3 dan HF mengikuti protokol yang sama seperti yang digunakan untuk Oued Chebeika 002 (Barrat et al., 2012 ) . Satu alikuot larutan pencernaan Orgueil yang mengandung 1 mg Fe diambil sampelnya untuk pemrosesan lebih lanjut. Besi dalam larutan pencernaan dimurnikan di Universitas Chicago mengikuti metodologi Hopp et al . Alikuot yang mengandung 1 mg Fe (dua alikuot untuk Oued Chebeika 002 dan satu alikuot untuk Orgueil) dimasukkan ke dalam 0,25 mL HCl 10 M ke dalam kolom Teflon PFA sepanjang 10,5 cm (diameter dalam 0,62 cm) yang diisi dengan 3 mL resin penukar anion AG1-X8 (200–400 mesh) yang telah dibersihkan sebelumnya. Elemen matriks yang mengandung Ni dielusi menggunakan 5 mL HCl 10 M dan diawetkan. Kontaminan lain (Co, Cu) dielusi menggunakan 30 mL HCl 4 M. Besi dielusi dari resin menggunakan 9 mL HCl 0,4 M. Hasil keseluruhan Fe lebih dari 99%.

Bagian kecil lain dari larutan sampel, yang mewakili ~15 mg Oued Chebeika 002, diberikan kepada Institut Sains Tokyo, dan sekitar sepertiga dari larutan ini (~5 mg Oued Chebeika 002) digunakan untuk analisis isotop Cr. Selain itu, bagian kecil larutan sampel meteorit yang mengandung ~5 mg Kainsaz (CO3.1) dan ~5 mg Forest City (H5), yang awalnya disiapkan dari 30 mg meteorit ini oleh Yokoyama, Okhuma, dkk. ( 2023 ), diolah dengan cara yang sama seperti Oued Chebeika 002 sebagai referensi. Larutan sampel ini dikeringkan dan dilarutkan kembali dalam 12 M HNO3 . Larutan sampel dilewatkan melalui 0,5 mL resin normal DGA (50–100 μm) untuk menahan Fe, Ti, elemen kekuatan medan tinggi (HFSE), dan elemen tanah jarang (REE) sambil mengelusi elemen lain termasuk Cr. Potongan Cr dilarutkan dalam 0,5 M HCl dan dimuat ke dalam 1 mL AG50W-X12 (200–400 mesh), diikuti oleh elusi Cr dengan 1 M HCl sambil mempertahankan kation utama lainnya. Potongan Cr dikeringkan dan dilarutkan dalam campuran 1 M HNO3 dan 10% H2O2 , dan kemudian dimuat ke dalam rakitan kolom tandem yang menempatkan 0,5 mL resin DGA di atas 0,3 mL AG50W-X8 (200–400 mesh). Setelah mengelusi 1 M HNO3 dan 0,5 M HF untuk menghilangkan kation utama yang tersisa, Cr dikumpulkan dengan 6 M HCl. Hasil Cr keseluruhan lebih dari 90%–95% untuk tiga sampel yang diperiksa dalam penelitian ini.

Komposisi isotop besi diukur dalam mode resolusi sedang pada Thermo Fischer Scientific Neptune multi-collector inductively coupled plasma-mass spectrometer (MC-ICP-MS) menggunakan protokol yang ditetapkan di Origins Laboratory (Hopp et al., 2022 ). Berkas ion 54 Fe + , 56 Fe + , 57 Fe + , dan 58 Fe + diukur menggunakan cawan Faraday dan penguat 10 11  Ω, kecuali 56 Fe + yang diukur menggunakan penguat 10 10  Ω. Berkas ion 53 Cr + dan 60 Ni + diukur menggunakan cawan Faraday dan penguat 10 12  Ω untuk mengoreksi interferensi isobarik 54 Cr + dan 58 Ni + pada 54 Fe + dan 58 Fe + , berturut-turut. Nebulizer ionisasi elektrospray (ESI) dengan laju penyerapan 100 μL min −1 dikombinasikan dengan ruang semprot kaca siklon digunakan untuk memasukkan larutan Fe murni (10 ppm dalam 0,3 M HNO 3 ) ke dalam MC-ICP-MS. Larutan kosong yang terbuat dari asam dan air yang sama seperti yang digunakan untuk menganalisis besi diukur pada awal dan akhir setiap sesi untuk menentukan intensitas kosong, dan rata-rata dari kedua pengukuran tersebut dikurangi dari semua analisis (prosedur On Peak Zero). Laju penyerapan sampel 90 detik dan waktu pencucian 210 detik digunakan di antara setiap analisis. Setiap pengukuran terdiri dari 50 siklus masing-masing 8,369 detik. Setiap pengukuran sampel diapit oleh pengukuran IRMM-524a dalam skema standar-sampel-standar-bracketing. Konsentrasi Fe dari sampel dan standar bracketing dicocokkan dalam 2%, yang diperlukan untuk analisis isotop Fe yang akurat dan tepat. Analisis isotop Fe dilaporkan dalam notasi berikut:

 

Komposisi isotop kromium dari sampel yang dimurnikan diukur dengan spektrometri massa ionisasi termal (TIMS) menggunakan TRITON Plus (Thermo Fisher Scientific) yang dipasang di Institute of Science Tokyo. Instrumen tersebut dilengkapi dengan delapan cawan Faraday yang dapat dipindah dan satu cawan Faraday tengah (penguat dengan register 10 11  Ω). Cr yang dimurnikan dimuat ke pita W yang telah dilepaskan gasnya (99,95%, Nilaco) bersama dengan aktivator Si-Al-B. Kami menggunakan metode multidinamik tiga garis yang ditetapkan oleh Yokoyama, Ohkuma, dkk . Interferensi spektral pada isotop Cr ( 50 Ti + , 50 V + , dan 54 Fe + ) dikoreksi dengan memantau m / z  = 49, 51, dan 56, yang semuanya tidak memengaruhi hasil pengukuran isotop Cr secara signifikan. Data untuk rasio isotop Cr dikurangi dengan merata-ratakan 210 rasio (tingkat penolakan 2 detik = 4,55%), diperoleh 14 blok dengan 15 siklus/blok, 3 baris/siklus, dan integrasi 16,667 detik/baris. Pemusatan puncak dan pemfokusan lensa dilakukan pada setiap dua dan tiga blok dari keseluruhan proses, masing-masing. Pengukuran isotop tunggal memerlukan waktu ~5 jam termasuk waktu pemanasan filamen. Rasio isotop Cr dilaporkan dalam notasi μ yang didefinisikan sebagai berikut:

di mana std mengacu pada standar NIST SRM 979. Koreksi bias massa dilakukan menggunakan hukum eksponensial dengan mengasumsikan bahwa 50 Cr/ 52 Cr = 0,051859.
Pengukuran Raman dilakukan di Ecole Normale Supérieure de Lyon (Laboratoire de Géologie de Lyon—Terre, Planètes, Environnement) menggunakan spektrometer Raman LabRAM HR800 Evolution (Horiba) yang dilengkapi dengan kisi 600 g mm −1 yang berpusat pada 1400 cm, −1 yang memberikan akses ke daerah spektral 500–2200 cm −1 . Laser difokuskan melalui objektif 100× untuk memperoleh ukuran titik < 2 μm. Daya pada sampel adalah 0,3 mW. Setiap akuisisi terdiri dari enam integrasi 15 detik yang dirata-ratakan untuk membuat spektrum akhir. Sebanyak 40 spektrum diperoleh pada ~20 fragmen matriks dengan ukuran khas 50–70 μm, dengan maksimum tiga spektrum per fragmen. Sebelum pengukuran, fragmen matriks telah dipilih secara manual berdasarkan warna dan tekstur di bawah mikroskop binokuler. Fragmen matriks yang dipilih ditekan di antara dua slide kaca yang juga digunakan sebagai substrat untuk analisis Raman.

Karena beberapa pita Raman yang terkait dengan materi CC bersifat dispersif, data untuk Oued Chebeika 002 dan sampel perbandingan (meteorit dan partikel Hayabusa2) diperoleh dan dianalisis sepanjang serangkaian parameter yang diberikan secara ketat (daya, waktu akuisisi, pemrosesan data, dll.). Spektrum Raman yang diperoleh pada Oued Chebeika 002 secara sistematis menunjukkan apa yang disebut pita D dan G yang terkait dengan keberadaan materi CC poliaromatik (Ferrari & Robertson, 2000 ; Quirico et al., 2014 ). Spektrum individual disesuaikan secara serupa dengan sampel perbandingan (meteorit dan sampel Hayabusa2). Koreksi garis dasar linear dari spektrum antara 1000 dan 1700 cm −1 dikurangi secara sistematis. Pita G dan D masing-masing dipasang dengan profil Breit–Wigner–Fano dan Lorentzian. Posisi ( ω ), intensitas puncak ( I ), dan lebar penuh pada setengah maksimum (FWHM) pita D dan G ditentukan untuk setiap spektrum. Untuk setiap sampel, nilai rata-rata dan 1σ-SD dari masing-masing parameter ini dihitung.

Spektrum IR transmisi diperoleh dengan mikroskop IR Bruker Hyperion 3000 di Institut de Planétologie et d’Astrophysique (IPAG), Grenoble. Sinar IR difokuskan melalui lensa objektif 15x, dan ukuran khas titik pada sampel adalah 80 × 80 μm 2 . Spektrum diukur pada resolusi spektral 4 cm −1 pada rentang spektral 4000–650 cm −1 , menggunakan detektor merkuri kadmium telurida (MCT) yang didinginkan dengan nitrogen cair.

Persiapan sampel merupakan masalah kritis dalam mikrospektroskopi IR transmisi, karena sampel harus tipis (<100 μm) dan permukaannya cukup datar untuk meminimalkan saturasi pita serapan dan artefak hamburan. Oleh karena itu, fragmen matriks kecil (50–80 μm) dipilih di bawah mikroskop binokuler dan ditekan di antara dua jendela berlian (3 mm × 0,5 mm, berlian sintetis tipe IIa) (misalnya, Battandier et al., 2018 ). Jendela berlian individual dimuat ke dalam sel lingkungan, yang dirancang dan dibangun di IPAG, yang memungkinkan pengukuran dalam vakum (biasanya ~2,5 × 10 −5  mbar untuk pengukuran dalam pekerjaan ini) untuk menghilangkan air molekuler atmosfer yang teradsorpsi. Akses optik diizinkan dari kedua sisi sel melalui jendela ZnS, sehingga memungkinkan pengukuran dalam transmisi. Spektrum diproses dengan perangkat lunak Igor Pro (Wavemetrics): koreksi dasar dari spektrum individual pertama kali diproses dengan fungsi spline. Semua spektrum kemudian dinormalisasi dengan menetapkan absorbansi puncak pita peregangan silikat Si-O 1000 cm −1 ke 1, yang tidak berevolusi dalam rentang tekanan pengukuran.

Spektrum reflektansi dalam rentang 500–4000 nm diukur menggunakan spektrometer reflektansi buatan sendiri SHADOWS (Potin et al., 2018 ) dan SHINE (Brissaud et al., 2004 ) di IPAG. Spektrum Oued Chebeika 002 diperoleh dari berbagai macam serpihan mentah (massa total m  = 235 mg), serta untuk bubuk yang diperoleh setelah menggiling sampel 100 mg dengan lembut dalam mortar batu akik. Spektrum diperoleh pada sudut iluminasi 0° dan sudut kemunculan 30°, pada pengambilan sampel spektral 10 nm dan resolusi spektral 4,8 nm (0,55–0,67 μm), 9,5 nm (0,68–1,59 μm), 19 nm (1,60–2,83 μm), dan 39 nm (2,84–4,0 μm). Spektrum dikalibrasi menggunakan permukaan referensi (Spectralon dan Infragold dibeli dari Labsphere). Spektrum bubuk Oued Chebeika 002 juga diperoleh menggunakan ruang vakum buatan sendiri (MIRAGE) pada tekanan di bawah 10 −4 mbar  . Dampak jendela safir pada tingkat reflektansi selama pengukuran dalam vakum dikoreksi menggunakan pendekatan yang sama seperti Potin et al . Spektrum dibandingkan dengan spektrum yang diperoleh untuk bubuk Orgueil di IPAG dengan pengaturan yang sama, dan dengan spektrum reflektansi yang diukur untuk bubuk Alais dan Ivuna di RELAB (spektrum c1mt264 dan c1mb60).

Spektrum reflektansi dalam kisaran 1,3–16 μm juga diperoleh pada sampel Oued Chebeika 002 mentah menggunakan spektrometer inframerah transformasi Fourier (FT-IR) (Brüker Vertex 70) yang dilengkapi dengan peralatan reflektansi bikonikal (lihat Sultana et al., 2023 ). Spektrum diukur di bawah pembersihan udara kering dan dikalibrasi menggunakan dua permukaan referensi: diffuser reflektif yang terbuat dari permukaan pelapis emas terlindungi 120-pasir yang dibeli dari Edmund Optics (ref1) dan diffuser kaca dasar reflektif emas tak berlapis 1500-pasir yang dibeli dari Thorlabs (ref2). Permukaan referensi sebelumnya memiliki beberapa fitur penyerapan karena lapisan pelindung, tetapi secara spektral datar pada rentang panjang gelombang yang dipelajari, sedangkan permukaan referensi terakhir tidak memiliki fitur tetapi kurang reflektif saat panjang gelombang meningkat. Kami mengukur spektrum “[ref2]/[ref1]” dan kemudian menghitung spektrum “[ref2]/[ref1 bebas pelapisan]” dengan mengganti rentang spektral yang dipengaruhi oleh pita serapan ref1 dengan interpolasi polinomial. Kemudian, kami mengalikan spektrum “[Oued Chebeika 002]/[ref2]” dengan “[ref2]/[ref1 bebas pelapisan]” untuk memperoleh spektrum “[Oued Chebeika 002]/[ref1 bebas pelapisan],” yang bebas dari artefak spektral.

Semua data spektral yang diperoleh pada Oued Chebeika 002 tersedia di database SSHADE Spektroskopi Padat di https://www.sshade.eu/ (Bonal, Beck, & Poch, 2024 ).

Spektroskopi Mössbauer diterapkan pada sampel 32 mg yang sama yang digunakan untuk pengukuran XRD. Biasanya, spektroskopi Mössbauer pada partikel besar akan menghasilkan garis-garis yang lebar secara artifisial. Oleh karena itu, sampel dihancurkan dengan hati-hati hingga ukuran butiran ~100 μm. Bubuk ini dipadatkan di antara dua foil Kapton dalam foil timah yang dilubangi (berdiameter 2 mm). Pengukuran dilakukan pada suhu ruangan dalam geometri transmisi, menggunakan sumber matriks 57 Co-in-Rh sekitar 200 MBq dalam mode akselerasi konstan. Pergeseran isomer diberikan relatif terhadap α-Fe pada 300 K, yang foilnya digunakan untuk mengkalibrasi unit penggerak spektrometer. Data dianalisis menggunakan paket perangkat lunak SYNCmoss (Yaroslavtsev, 2023 ; https://gitlab.esrf.fr/yaroslav/syncmoss ). Fungsi instrumental ditentukan dari spektrum yang dikumpulkan pada foil besi. Lebar garis yang digunakan untuk menyesuaikan spektrum cukup lebar untuk mendapatkan kecocokan yang baik, tanpa menerapkan distribusi Gaussian dari medan hyperfine, pemisahan quadrupole, dan nilai pergeseran isomer. Seperti dijelaskan di bawah ini, material kondritik menunjukkan spektrum Mössbauer polifasik yang kompleks. Untuk alasan ini, kami membuat prosedur penyesuaian sistematis yang digunakan untuk semua sampel yang mirip dengan yang dibuat dalam Roskosz et al. Pertama, rasio situs dari semua fase disempurnakan dan kemudian kami melanjutkan untuk menyesuaikan parameter hyperfine magnetit, karena garis magnetit terluar tidak tumpang tindih dengan garis fase lainnya. Rasio area antara situs A dan B dalam magnetit dibiarkan berubah secara sewenang-wenang. Situs pirotit kemudian sedikit disesuaikan dari model awal, dan akhirnya, parameter silikat dirilis. Alih-alih melakukan prosedur penyesuaian tanpa parameter uji apriori, kami menggunakan model mineralogi yang ditentukan oleh analisis XRD untuk menyesuaikan kecocokan terbaik dengan spektrum. Pengujian tambahan, termasuk variasi bebas parameter lainnya, dilakukan untuk mengonfirmasi ketahanan model yang diperoleh mengikuti metodologi ini.

Faktor Lamb–Mössbauer tidak diperhitungkan. Faktanya, total Fe 3+ /Fe sebenarnya dari lempung mungkin tidak sepenuhnya proporsional dengan luas doublet quadrupole seperti yang ditabulasikan dalam Tabel 1. Meskipun umumnya diabaikan dalam literatur, fraksi atom besi bebas recoil sedikit berbeda untuk Fe 2+ dan Fe 3+ dalam silikat pada suhu berapa pun. Terlepas dari kenyataan bahwa koreksi dapat bervariasi dari satu mineral ke mineral lainnya, koreksi yang wajar dan umum dapat diasumsikan: rasio luas doublet untuk Fe 3+ dan Fe 2+ dapat melebih-lebihkan total Fe 3+ /Fe sebenarnya dengan faktor hingga 1,2 (De Grave & Van Alboom, 1991 ; Dyar et al., 2009 ; Roskosz et al., 2022 ). Kebutuhan untuk koreksi tersebut pada sampel-sampel ini tidak pasti, dan karena alasan ini, kami tidak memberikan rasio yang dikoreksi dalam Tabel 1 . Perbedaannya masih dalam kesalahan umum yang terkait dengan penentuan redoks berdasarkan spektrum Mössbauer, yang biasanya diperkirakan sebesar 3%–5%.

TABEL 1. Parameter Mössbauer yang diperoleh dari spektrum.

Catatan : Tidak ada koreksi untuk faktor Lamb–Mössbauer dari silikat besi fero dan ferri yang diterapkan di sini (lihat bagian Metode ).
Singkatan: HT, pemisahan hiperhalus magnetik (T); IS, pergeseran isomer (mm s −1 ); QS, pemisahan kuadrupol (mm.s −1 ).

Untuk analisis termogravimetri (TGA), serpihan Oued Chebeika 002 seberat 12 mg dihaluskan menggunakan lumpang dan alu batu akik, dimasukkan ke dalam wadah alumina, lalu dikarakterisasi menggunakan penganalisa termogravimetri TA Instruments Simultaneous Thermal Analysis SDT Q600 di NHM. Kehilangan massa dicatat saat sampel dipanaskan dalam tungku tertutup dari ~20 hingga 1000°C pada laju 10°C min −1 di bawah aliran N 2 100 mL min −1 .

Kepadatan butiran diukur di CEREGE dengan stereopiknometer helium Quantachrome pada empat macam fragmen dengan massa 14,84 g (banyak fragmen, termasuk yang berukuran milimeter), 12,49 g (2 fragmen), 11,88 g (3 fragmen), dan 7,02 g (5 fragmen).

Pengukuran magnetik dilakukan di CEREGE. Magnetisasi sisa alami (NRM) dari sampel Oued Chebeika 002 diukur pada magnetometer SQUID (2G Enterprises, model 755R, dengan sensitivitas 5 × 10 −12 A m −2 ) pada 7 sampel dalam kisaran ~10 mg dan dengan magnetometer pemutar Minispin dari Molspin untuk 11 sampel yang lebih besar dengan massa di atas 800 mg. Demagnetisasi medan bolak-balik (AF) bertahap dilakukan dengan menggunakan demagnetizer AF tiga sumbu yang dipasang pada magnetometer SQUID. Semua langkah demagnetisasi tiga sumbu diulang tiga kali, setiap kali berakhir pada sumbu yang berbeda untuk mencegah perolehan magnetisasi giroremanen. Demagnetizer AF AGICO LDA5 dan magnetizer anhisteretik digunakan untuk memberikan magnetisasi sisa anhisteretik pada sampel. Kerentanan magnetik medan rendah (
) diukur dengan Agico MFK1 (sensitivitas 5 × 10 −13  m 3 , beroperasi pada 200 A m −1 dan 976 Hz). Untuk beberapa sampel, kerentanan juga diukur pada 15616 Hz untuk memperkirakan ketergantungan frekuensi (FD) dari kerentanan magnetik (dihitung sebagai FD = ( χ 976Hz −χ 15616Hz )/χ 976Hz dinyatakan dalam %), proksi untuk jumlah butiran superparamagnetik. Beberapa sampel besar jatuhnya CI1 diukur dengan pengukur kerentanan KLY2 yang dilengkapi dengan kumparan 65 cm 3 (lihat metode dalam Rochette et al., 2008 ). Parameter histeresis, spektrum koersivitas, dan kurva pembalikan orde pertama (FORC) diperoleh dengan menggunakan magnetometer sampel getar seri LakeShore 8600. Untuk memberikan magnetisasi remanen isotermal saturasi (SIRM; yaitu, magnetisasi remanen maksimum yang diperoleh oleh sampel setelah dikenai medan magnet jenuh), kami menggunakan magnetizer pulsa 3-T dari pengukuran magnetik.

HASIL
Mineralogi dan Petrografi
Sampel makroskopis berwarna hitam dan menunjukkan bahwa meteorit tersebut mengalami breksi (Gambar 1 ). Kerak fusi terlihat pada beberapa fragmen, termasuk yang terbesar. Kerak tersebut terawetkan dengan sangat baik tanpa tanda-tanda abrasi oleh angin, debu, dan pasir (Gambar 1d ). Pemindaian XCT pada batu seberat 10,4 g menunjukkan bahwa skala breksiasi hanya beberapa milimeter dan klast-klast tersebut berbentuk subangular (Gambar 2a,b ).

Pencitraan SEM-BSE dari potongan yang dipoles dan mikroanalisis EDS menunjukkan butiran dan agregat magnetit dan sulfida yang melimpah, serta karbonat dan fosfat, yang tertanam dalam matriks filosilikat berbutir halus (Gambar 3 ). Magnetit menampilkan berbagai macam morfologi: framboid, keping yang tersusun sebagai agregat “sarang lebah”, sferulit, butiran subhedral yang terbuat dari jarum berukuran nanometer atau butiran terisolasi dengan berbagai bentuk, dari bulat hingga euhedral, dan jarang butiran berbentuk kubus (Gambar 4 ).

 

Pyrrhotite (Fe 1- x S), dengan kandungan nikel hingga 1,1 wt% dan x bervariasi antara 0,11 dan 0,13 (rata-rata 0,12), sejauh ini merupakan sulfida yang paling melimpah (Tabel S1 ). Dalam beberapa kesempatan langka, pirhotite mengandung inklusi pentlandit. Pentlandit juga terjadi sebagai butiran individu hingga 10 μm, dengan rumus struktur rata-rata (Fe 3,9 Ni 4,9 Co 0,3 ) ∑=9,0  S 8 . Butiran langka sulfida besi kaya Cu telah diamati: empat butir kubanit, dan satu butir kalkopirit berukuran ~100 μm (Gambar S1 , Tabel S1 ). Satu butir kubanit mengandung inklusi pentlandit (Gambar 3f ). Komposisinya diberikan dalam Tabel S1 . Karbonat terjadi baik sebagai butiran besar, hingga 400 μm, dengan morfologi berkisar dari anhedral ke sudut atau euhedral, sebagai agregat, atau sebagai butiran bulat yang lebih kecil ~10 μm tersebar secara heterogen dalam matriks berbutir halus. Karbonat utamanya adalah dolomit. Varietas magnesit yang kaya (Fe,Mn) (varietas “breunnerite”) juga terjadi sebagai butiran hingga 400 μm (Gambar 3 ). Fosfat didominasi oleh apatit, meskipun kami mengamati beberapa fosfat kaya Mg, Na dan satu fosfat terhidrasi. Karbonat, apatit dan filosilikat berbutir kasar, atau campuran dari dua atau tiga di antaranya, terkadang membentuk agregat yang menampung kristal magnetit yang melimpah dengan morfologi yang bervariasi (Gambar 3e ). Gumpalan hingga 200 μm yang terbuat dari filosilikat “murni” diamati di ketiga bagian poles yang dipelajari. Gumpalan filosilikat ini miskin inklusi magnetit atau besi sulfida dibandingkan dengan matriks “normal” dan berbutir lebih kasar, dengan ukuran butir berkisar dari beberapa mikrometer hingga sekitar 20 μm (Gambar 3b dan Gambar 5c,d ). Komposisi kimia gumpalan filosilikat ini, diukur dengan analisis mikro probe elektron (EPMA) dengan sinar defokus 20 μm, dilaporkan dalam Tabel S1 dan Gambar 6. Gumpalan ini dapat diinterpretasikan sebagai campuran antara saponit dan serpentin, dengan rasio Fe/(Fe + Mg) yang sangat konstan sebesar 0,15 ± 0,01.

 

Pencitraan mikro-XCT dari tiga fragmen kecil (<20 mg) (Gambar 2c,d ) menunjukkan bahwa fragmen-fragmen tersebut secara umum serupa, dengan butiran-butiran dan agregat berukuran mikrometer yang berlimpah “terang” (yaitu, lebih padat) yang tersusun dalam matriks berbutir lebih halus, konsisten dengan identifikasi sulfida, magnetit, dan filosilikat pada bagian-bagian yang dipoles. Butiran euhedral yang lebih besar (~10’s μm) kemungkinan adalah pirotit (terang pada gambar), dolomit (abu-abu gelap), dan breunnerit (abu-abu muda). Breksiasi tidak jelas pada skala ini, dan fragmen-fragmen tersebut tidak menunjukkan petrofabrik yang jelas. Namun, satu fragmen berisi urat fase abu-abu gelap, kemungkinan besar karbonat, yang mengisi rekahan (Gambar 2c ), sementara fragmen kedua memiliki daerah tempat material terang membentuk urat-urat yang lebih halus (Gambar 2d ), mirip dengan urat-urat kaya magnetit yang terlihat pada partikel-partikel Ryugu (misalnya, Bazi et al., 2022 ).

Pola XRD Oued Chebeika 002 ditunjukkan pada Gambar 7. Pola PSD-XRD ditunjukkan pada Gambar S2 . Oued Chebeika 002 terutama tersusun dari dua filosilikat yang membentuk matriks berbutir halus: matriks yang kaya smektit (refleksi 001 pada 12,6 Å) dan matriks yang kaya serpentin (refleksi 001 pada 7,3 Å). Mineralogi lempung dirinci dalam bagian Mineralogi Matriks. Mineral lain yang terlihat dalam pola XRD adalah magnetit (dengan puncak pada 5,25, 2,96, 2,54, 2,11, 1,72, 1,62 Å), dolomit (puncak pada 2,89, 2,20 Å), pirotit 4C (puncak pada 5,8, 5,3, 3,6, 2,64, 2,06, 1,44, 1,43, 1,42 Å), dan pentlandit (puncak pada 2,89, 1,93, 1,78, 1,49 Å), sesuai dengan mineral utama yang terlihat pada penampang tipis dengan SEM-EDS dan EPMA. Olivin dan kalsit tidak terlihat dalam pola XRD. Mineralogi modal massal Oued Chebeika 002 berdasarkan analisis PSD-XRD adalah ~88 vol% filosilikat, ~7 vol% Fe-sulfida, ~4 vol% magnetit dan ~1 vol% karbonat.

Pada Gambar 7a , kami juga menunjukkan pola XRD Orgueil dan butiran Ryugu C-0061 yang diukur sebelumnya (Viennet et al., 2023 ) dan fragmen Alais berukuran ~500 μm yang diukur sebagai bagian dari studi ini. Pola XRD Oued Chebeika 002 serupa dengan yang diukur untuk butiran Ryugu C-0061, Alais, dan Orgueil, yang menunjukkan bahwa mineral yang sama terdapat dalam material ini. Perhatikan bahwa ada sedikit perbedaan dalam bentuk latar belakang pada sudut rendah yang terutama disebabkan oleh persiapan sampel dan konfigurasi instrumen XRD.

Mineralogi Matriks
Matriks berbutir halus dipelajari dengan EPMA berkas defokus, XRD, dan TEM analitis.

EPMA, dengan berkas yang tidak fokus antara 5 dan 20 μm di wilayah matriks yang menghindari butiran magnetit atau sulfida yang besar (>1 μm), dilaporkan dalam Tabel S1 . Mereka menunjukkan komposisi silikat yang dominan (Mg, Fe), dengan Al2O3 minor ( 2–4 wt %), kandungan Na2O bervariasi (1–6 wt%), dan jejak Cr, K, Ca, dan Mn. Kandungan Fe, S, dan Ni yang bervariasi dapat dikaitkan dengan kontaminasi filosilikat oleh sulfida sub-mikrometer dan butiran magnetit. Semua analisis matriks dicirikan oleh total analitis yang rendah, dalam kisaran 81–93 wt% (Tabel S1 ). Kisaran total dapat dijelaskan oleh proporsi filosilikat, sulfida, dan magnetit yang bervariasi.

Pola XRD (Gambar 7 ) mengindikasikan bahwa Oued Chebeika 002 terutama tersusun dari mineral lempung kaya Mg trioktahedral berdasarkan refleksi 02,11 dan 06,33 pada 4,6 dan 1,54 Å. Mineral lempung tersebut terdiri dari mineral yang kaya smektit dengan refleksi 001 pada 12,6 Å dan mineral yang kaya serpentin dengan refleksi 001 dan 002 masing-masing pada 7,3 dan 3,6 Å. Sedikit irasionalitas antara refleksi serpentin 001 dan 002 disebabkan oleh ukuran domain hamburan koheren yang rendah (ukuran partikel kecil sepanjang sumbu- c ) atau karena pelapisan campuran mineral kaya serpentin dengan lapisan yang sifatnya tidak diketahui. XRD dari fraksi lempung berorientasi yang dikeringkan di udara, diglikosilasi, dan dipanaskan (Gambar 7c ) mengonfirmasi identifikasi serpentin (refleksi 001 yang tidak berubah pada 7,3 Å) dan Na-smektit (001 pada 12,5 Å di udara, membengkak pada 17,2 saat diglikosilasi dan runtuh pada 10 Å setelah pemanasan) sebagai filosilikat utama. Perhatikan bahwa refleksi 00  l ( l  > 1) dari mineral kaya smektit tidak terlihat, yang mencegah pembahasan potensi interstratifikasi fase tersebut. Pola XRD setelah mengeringkan butiran pada kelembaban relatif 0% ditunjukkan pada Gambar 7b dan dijelaskan dalam pembahasan.

TEM analitis dari fraksi lempung menunjukkan partikel lempung berbutir halus dari beberapa puluh nanometer hingga sekitar 200 nm, bersama dengan partikel sulfida dan magnetit yang membulat hingga euhedral berukuran 50–200 nm (Gambar 8 ). Dalam sampel TEM yang disiapkan dari fragmen yang dijaga tetap kering sebelum persiapan dalam etanol, sebagian besar partikel magnetit dan sulfida berbentuk kristal; hanya sedikit yang menunjukkan tepian kecil dari bahan amorf. Di sisi lain, dalam sampel lain yang fraksi lempungnya disimpan dalam suspensi dalam air selama beberapa minggu, sebagian besar butiran berubah menjadi bahan amorf atau berbutir sangat halus yang menyerupai apa yang digambarkan sebagai ferrihidrit di Orgueil (Gambar 8b ; Tomeoka & Buseck, 1988 ).

Pencitraan pinggiran kisi TEM resolusi tinggi dari partikel lempung (Gambar 8c,d ) menunjukkan jarak basal 0,7 nm, karakteristik mineral serpentin, serta jarak sekitar 1,0 nm, karakteristik mineral smektit yang runtuh di bawah vakum. Ketebalan partikel sepanjang arah c biasanya bervariasi dari beberapa lapisan hingga sekitar 20 lapisan. Butiran serpentin biasanya terpisah dari butiran smektit, dengan hanya interstratifikasi terbatas. Analisis TEM-EDS direkam pada agregat partikel lempung sekitar 250 nm, menghindari partikel magnetit dan sulfida. Hasilnya dilaporkan dalam diagram (Si + Al)-Mg-Fe pada Gambar 6. Mereka menunjukkan campuran lempung serpentin dan saponit yang kaya Mg, pada skala ini, dengan jejak rasio atom Cr, Fe/(Mg + Fe) bervariasi dari 0,15 hingga 0,20 dan rasio atom Al/Si sekitar 0,1. Seperti halnya EPMA, komposisi dengan kandungan Fe yang lebih tinggi dapat dikaitkan dengan kontaminasi oleh sulfida berukuran nanometer atau butiran magnetit. Na (1,8 ± 0,7 wt% unsur) dan K minor (0,2 ± 0,1 wt% unsur) dapat dikaitkan dengan kandungan interlayer komponen smektit. Kombinasi analisis XRD, EPMA, dan analisis TEM-EDS serta pencitraan TEM secara jelas mengungkapkan bahwa filosilikat dalam matriks dan klas Oued Chebeika 002 merupakan campuran serpentin kaya Mg dan Na-saponit, yang bercampur pada skala nanometrik, dengan interstratifikasi terbatas.

Komposisi Kimia Massal
Komposisi kimia dalam jumlah besar diberikan dalam Tabel 2. Kandungan karbon, nitrogen, sulfur, dan hidrogen dalam jumlah besar masing-masing adalah 3,09 ± 0,2 wt%, 0,07 ± 0,02 wt%, 6,51 ± 0,06 wt%, dan 0,97 ± 0,2 wt%, komposisi isotop oksigen dalam jumlah besar adalah δ17O = 8,81 ± 0,06, δ18O = 15,34 ± 0,10, dan δ17O = 0,76 ± 0,015 (kemiringan 0,525, ketidakpastiannya adalah 1SD, ditentukan dari reproduktifitas standar kuarsa yang dianalisis selama sesi yang sama).

TABEL 2. Kelimpahan unsur dalam CI (Barrat et al.,  2012 ) dan dalam Oued Chebeika 002 (dalam wt% untuk Na, Mg, Al, Ca, Fe, dan Ni, dan dalam μg/g untuk unsur lainnya).

Komposisi Isotop Besi dan Kromium
Dua alikuot dari larutan Oued Chebeika 002 yang sama diproses melalui kimia dan dianalisis secara terpisah. Pengukurannya konsisten dalam kesalahan (μ 54 Fe = +1 ± 5, N  = 29 dan +3 ± 11, N  = 12, dan μ 58 Fe = +9 ± 10, N  = 29 dan + 10 ± 12, N  = 12). Oleh karena itu, kami menggabungkan hasilnya menggunakan rata-rata tertimbang (Tabel 3 ). Oued Chebeika 002 dan Orgueil menampilkan variasi isotop Fe yang bergantung pada massa yang terbatas relatif terhadap standar terestrial IRMM-524a (Tabel 3 ). Ini berarti bahwa semua anomali isotop yang dilaporkan di sini adalah nyata dan bukan artefak dari skema normalisasi internal yang digunakan untuk mengoreksi fraksinasi massa alamiah dan instrumental menggunakan hukum eksponensial. Pengukuran anomali isotop besi mengungkapkan bahwa Oued Chebeika 002 menampilkan rata-rata μ 54 Fe = +1 ± 5 dan μ 58 Fe = +9 ± 11, sementara Orgueil menampilkan rata-rata μ 54 Fe = +2 ± 7 dan μ 58 Fe = +13 ± 11. Data yang dilaporkan untuk Orgueil konsisten dengan pengukuran sebelumnya yang dilakukan oleh Hopp et al. ( 2022 ).

TABEL 3. Anomali isotop besi dan kromium serta fraksinasi dalam Oued Chebeika 002 relatif terhadap standar terestrial IRMM-524a untuk Fe dan NIST SRM-979 untuk Cr.

Mencicipi	Diukur pada	N	μ 53 Kr	μ 54 Kr
OC002	Sains Tokyo	4	+24 ± 5	+103 ± 13
Kainsaz (CO3.1)	Sains Tokyo	2	+4 ± 6	+71 ± 13
Kota Hutan (H5)	Sains Tokyo	2	+15 ± 5	-35 ± 13

Catatan : N adalah jumlah analisis ulang larutan standar-sampel-standar untuk analisis isotop Fe dan jumlah analisis ulang sampel untuk analisis isotop Cr menggunakan TIMS.
Singkatan: OC002, Oued Chebeika 002; TIMS, spektrometri massa ionisasi termal.

Oued Chebeika 002 memiliki μ 53 Cr = +24 ± 5 ​​dan μ 54 Cr = +103 ± 13. Sebagai perbandingan, Kainsaz (CO3.1) dan Forrest City (H5) juga diukur pada waktu yang sama. Kainsaz memiliki μ 53 Cr = +4 ± 6 dan μ 54 Cr = +71 ± 13, dan Forrest City memiliki μ 54 Cr = +15 ± 5 dan μ 54 Cr = −35 ± 13 (Tabel 3 ). Nilai-nilai ini identik dengan nilai yang diukur sebelumnya untuk Kainsaz sebesar μ 54 Cr = +87 ± 18 (Qin et al., 2011 ) dan untuk Forrest City sebesar μ 54 Cr = −36 ± 3 (Pedersen et al., 2019 ). Untuk Oued Chebeika 002, μ 53 Cr ditemukan identik dengan kondrit CI1 lainnya; namun, μ 54 Cr sedikit lebih rendah (+103 ± 13 vs +151 ± 5) daripada sampel CI yang diukur dalam Zhu et al. ( 2021 ). Hasil pemulihan Cr selama pemisahan kimia adalah >90%–95% untuk sampel-sampel ini, jadi kami tidak berpikir bahwa fraksinasi massa yang menyimpang dari hukum eksponensial dapat menjelaskan nilai μ54 Cr yang rendah di Oued Chebeika 002. Nilai-nilai yang diukur di Kainsaz dan Forrest City konsisten dengan data sebelumnya, jadi tidak mungkin juga data tersebut akan terpengaruh oleh interferensi isobarik yang belum terselesaikan. Yokoyama, Wadhwa, dkk. ( 2023 ) melaporkan nilai μ54 Cr yang rendah tersebut di CI1s Alais (μ54 Cr = +90 ± 10) dan Orgueil (μ54 Cr = +84 ± 14), tetapi ini adalah outlier, karena sebagian besar pengukuran μ54 Cr di CI1s memberikan nilai sekitar 1,5 (22 dari 24; Dauphas dkk., 2024 ). Kami tidak memiliki alasan untuk meragukan keakuratan analisis kami saat ini. Dua kemungkinan penjelasannya adalah (i) sampel yang dicerna tidak mewakili sebagian besar, yang dapat terjadi pada CI yang dianalisis sebelumnya dengan μ 54 Cr rendah karena hanya ~20 mg Orgueil dan Alais yang dicerna (Yokoyama, Wadhwa, et al., 2023 ) atau (ii) pencernaan tidak lengkap, karena cakupan utamanya adalah untuk menganalisis jejak, komposisi utama, dan minor dari Oued Chebeika 002, dan beberapa pembawa anomali isotop sangat tahan terhadap bahan kimia. Nilai μ 53 Cr yang kami ukur sesuai dengan pengukuran CI sebelumnya, yang menunjukkan bahwa masalahnya terutama terletak pada μ 54 Cr. Kemungkinan besar, pencernaan tidak cukup menyeluruh untuk menghancurkan pembawa anomali 54 Cr sepenuhnya. Presolar nanospinel (Cr oksida) merupakan pembawa anomali 54 Cr yang diketahui pada meteorit (Dauphas et al., 2010 ; Nittler et al., 2018 ; Qin et al., 2011) dan mungkin ada lebih banyak pembawa anomali 54 Cr. Pembawa utama anomali 54 Cr dapat dicerna dalam HCl panas (Dauphas et al., 2010 ; Nittler et al., 2018 ; Qin et al., 2011 ; Rotaru et al., 1992 ). Sampel Oued Chebeika 002 dan Orgueil dicerna dengan campuran HF-HNO3 ( pada 130°C) dan HNO3 , lalu dilarutkan dalam HCl (Barrat et al., 2012 ). Protokol seperti itu seharusnya telah mencerna sebagian besar nanospinel, tetapi dapat dibayangkan bahwa sebagian butiran tersebut atau pembawa presolar lain selamat dari prosedur ini, yang dapat menjelaskan nilai μ54 Cr rendah yang diukur. Diperlukan lebih banyak pengukuran untuk menjawab pertanyaan ini, tetapi, kemungkinan besar, hal ini akan menggeser nilai μ54Cr yang sebenarnya ke arah μ54Cr yang lebih tinggi , mendekati nilai yang diukur dalam CI1 lainnya. Tidak seperti Cr, hingga saat ini tidak ada bukti bahwa komposisi isotop Fe dapat dipengaruhi oleh pencernaan yang tidak lengkap tersebut.

Spektroskopi Mössbauer
Berdasarkan pola XRD, dan pengamatan SEM dan TEM, fase utama yang mengandung Fe yang ada dalam sampel adalah magnetit, pirhotit, pentlandit, dan mineral lempung. Spektrum Mössbauer didominasi oleh sekstet magnetit dan pirhotit (Gambar 9a ). Komponen yang terbelah secara magnetis yang ditetapkan untuk besi di situs tetrahedral (A) dan oktahedral (B) magnetit menyajikan rasio area yang mendekati stoikiometri nominal magnetit sebesar 1:2 (Tabel 1 ). Nilai ini mendekati kristal magnetit kuasi-stoikiometri yang diukur dalam Ryugu (Roskosz et al., 2023 ), tidak seperti kristal magnetit di Orgueil yang teroksidasi secara signifikan (Madsen et al., 1986 ). Dua doublet Fe 2+ dan Fe 3+ paramagnetik diamati di bagian tengah spektrum. Mereka merupakan ciri khas besi yang tertampung dalam silikat (Gambar 9a ). Parameter Mössbauer dari setiap fase yang diidentifikasi sangat mirip dengan yang diukur dalam sampel Ryugu (Tabel 1 ; Roskosz et al., 2023 ). Fraksi besi yang ada di setiap situs ini diturunkan dari kecocokan dengan data eksperimen dan dapat digunakan sebagai perkiraan pertama untuk mendapatkan proporsi fase. Magnetit mengonsentrasikan sekitar 36 atom% dari total besi, pirotit mengonsentrasikan ~30 atom%, filosilikat mengandung ~31 atom% besi, dan pentlandit berjumlah ~3 atom% dari total besi (Tabel 1 ). Dari kecocokan dengan data ini, rasio redoks (Fe 3+ /Fe tot ) filosilikat ditemukan sebesar 59% dan rasio redoks massal rata-rata meteorit adalah ~42%. Rasio-rasio ini secara signifikan lebih rendah daripada yang diukur di Orgueil, Alais (biasanya ~80%–90%) dan Murchison (biasanya 70%), dan sangat sebanding dengan rasio redoks yang ditentukan untuk partikel Ryugu (Nakamura et al., 2022 ; Roskosz et al., 2023 ). Jumlah besi yang ditampung dalam filosilikat juga sangat mirip dengan partikel Ryugu (~30 atom%). Atribusi doublet yang diamati ke silikat tertentu tidak langsung. Fe 2+ dikaitkan dengan filosilikat (besi fero dalam posisi oktahedral) dan doublet Fe 3+ dapat dikaitkan dengan situs oktahedral atau tetrahedral dalam struktur mineral lempung. Pengukuran krio-Mössbauer awal kami mengesampingkan kemungkinan bahwa ferrihidrit mewakili fraksi besi yang signifikan di Oued Chebeika 002.

Spektroskopi IR
Spektrum transmisi IR diperoleh baik (i) dalam kondisi suhu dan tekanan sekitar dan (ii) dalam vakum dan suhu sekitar (Gambar 10a ). Setiap spektrum Oued Chebeika 002 yang diperoleh dalam kondisi sekitar dicirikan oleh adanya serapan luas antara 3700 dan 3000 cm −1 . Biasanya, fitur “3-μm” yang luas ini mungkin disebabkan oleh (i) air interlayer dan gugus -OH dalam filosilikat dan/atau (ii) air yang teradsorpsi secara fisik. Dengan cara yang mirip dengan pengukuran reflektansi (Gambar 11 ), fitur luas ini sebagian besar menghilang dalam spektrum yang diperoleh dari sampel Oued Chebeika 002 yang ditempatkan dalam vakum. Ini menggambarkan kontribusi utama air yang teradsorpsi di wilayah spektral ini. Untuk alasan ini, kami akan mempertimbangkan spektrum yang diperoleh dalam vakum sebagai berikut (Gambar 10b ).

 

Pita 3-μm dari semua matriks kondritik tipe 1 dan 2 dikontrol oleh mineralogi hidrat dari sampel. Di Orgueil, misalnya, fitur spektral pada 3 μm ditafsirkan sebagai hasil dari campuran serpentin dan saponit yang berasosiasi dengan ferrihidrit. Spektrum IR rata-rata Oued Chebeika 002 dicirikan oleh fitur asimetris yang tajam dengan puncak yang terdefinisi dengan baik pada 3685 cm −1 (yaitu, 2,71 μm).

Fitur spektral pada ~1000 cm −1 terkait dengan peregangan Si-O. Fitur ini dikontrol oleh kimia dan struktur kristalografi filosilikat. Profil pita 10-μm sering dimodifikasi dalam kondrit dengan adanya pita tambahan dengan intensitas lebih rendah seperti sulfat (~1100 cm −1 ) dan karbonat (~900 cm −1 ). Pita-pita ini sebagian besar tidak ada dalam spektrum Oued Chebeika 002.

Oued Chebeika 002 juga menampilkan pita spektral yang terkait dengan keberadaan materi CC: pita CH alifatik pada 2960 cm −1 ( peregangan asimetris CH 3 ), 2930–2925 cm −1 (peregangan asimetris CH 2 ), dan 2855–2850 cm −1 ( peregangan simetris CH 3 dan CH 2 ), dan pita spektral pada 1460 cm −1 (guntingan untuk CH 2 ) dan 1380 cm −1 (tekukan ansimetris untuk CH 3 ). Fitur pada 1705–1690 cm −1 dan ~1600 cm −1 masing-masing dikaitkan dengan peregangan C=O dan C=C aromatik (dengan beberapa kontribusi mode tekukan air).

Reflektansi IR dari sampel mentah dan bubuk rendah (sekitar 2,5% pada 0,55 μm) dan lebih rendah daripada nilai-nilai khas yang diukur untuk kondrit CI1 (Gambar 11 , kiri). Dibandingkan dengan sampel mentah, spektrum reflektansi bubuk Oued Chebeika 002 menunjukkan kemiringan spektral yang lebih curam dan penyerapan 3-μm yang lebih dalam. Pemaparan bubuk ini ke vakum menghasilkan perubahan besar dalam bentuk pita 3-μm (Gambar 11 , kanan), seperti yang juga diamati dalam spektrum transmisi (Gambar 10a ). Di bawah vakum, reflektansi pada 2,9 μm meningkat, kemungkinan karena eliminasi molekul air yang terikat lemah, dan penyerapan tajam pada 2,72 μm menjadi lebih terlihat, seperti halnya mode CH yang terkait dengan senyawa organik pada 3,4–3,5 μm. Bahasa Indonesia: Setelah terpapar vakum, penyerapan lemah tetapi terdeteksi pada 3,05–3,06 μm menjadi terlihat (Gambar 11 , kanan, panah) yang kami kaitkan dengan keberadaan senyawa yang mengandung NH seperti filosilikat teramoniasi atau molekul organik yang mengandung NH (De Sanctis et al., 2015 ; King et al., 1992 ; Pilorget et al., 2022 ; Viennet et al., 2023 ). Ini juga konsisten dengan pengamatan dalam sampel Bennu (Glavin dan Dworkin et al., 2025 ). Perlu dicatat bahwa senyawa ini tidak terdeteksi dalam spektrum transmisi matriks, di mana mereka akan muncul sebagai fitur spektrum ~3,06 μm. Ini dapat ditutupi sebagian oleh kontribusi air yang teradsorpsi yang tersisa atau tidak ada dalam fragmen matriks yang dipilih untuk spektroskopi IR transmisi.

Penyerapan kecil pada 3,8 dan 3,95 μm juga diamati dalam spektrum yang diperoleh pada sampel mentah yang kami artikan sebagai keberadaan karbonat. Spektrum reflektansi yang diperoleh hingga 16 μm mengonfirmasi kesamaan spektral Oued Chebeika 002 dengan material seperti CI1 dan khususnya sampel Ryugu, dalam hal reflektansi absolut, kemiringan spektral, keberadaan, dan amplitudo fitur spektral (Gambar 12 ). Karena mode Si-O dan karbonat sangat kuat dalam rentang ini, reflektansi berada dalam interaksi bagian riil dan imajiner dari konstanta optik, dan perbandingan dengan spektrum transmisi (Gambar 10 ) tidak langsung. Perbedaan mineralogi silikat antara Oued Chebeika 002 dan kondrit CM2 (Murchison) dapat dilihat dengan melihat posisi puncak reflektansi di wilayah 10-μm. Kehadiran silikat anhidrat dalam kondrit CM2 dan sifat filosilikat yang berbeda antara kondrit CM2 dan CI1 menjelaskan perbedaan ini.

Spektroskopi Raman
Semua spektrum Raman yang diperoleh pada fragmen matriks Oued Chebeika 002 menunjukkan pita D dan G, yang menunjukkan keberadaan materi CC poliaromatik. Fitur spektrumnya luas dan ditumpangkan pada latar belakang fluoresensi, seperti yang biasanya diamati untuk sampel Orgueil, Hayabusa2 (Bonal, Quirico, dkk., 2024 ; Yabuta dkk., 2023 ) dan kondrit CM yang tidak terguncang (Quirico dkk., 2018 ) (Gambar 13 ).

Nilai numerik parameter spektral turunan pita D dan G adalah sebagai berikut: FWHM D (cm −1 ) = 167,1 ± 5,7, FWHM G (cm −1 ) = 69,1 ± 5,7, I D / I G  = 0,73 ± 0,04, ω D (cm −1 ) = 1349,7 ± 3,08, dan ω G (cm −1 ) = 1598,0 ± 1,80.

Analisis Termogravimetri
Kehilangan massa total (20–1000°C) untuk Oued Chebeika 002 adalah 18,7 wt%, dengan kurva termogravimetri diferensial (DTG) menyoroti beberapa peristiwa kehilangan massa yang terkait dengan berbagai mineral dan spesies yang ada dalam sampel (Gambar 14 ). Puncak yang signifikan dalam kurva DTG pada ~50°C dikaitkan dengan penghilangan air terestrial yang teradsorpsi dan dehidrasi air interlayer dari smektit, sementara peristiwa kehilangan massa yang relatif kecil pada ~115°C kemungkinan besar disebabkan oleh pemecahan sulfat (misalnya, Garenne et al., 2014 ; King, Solomon, et al., 2015 ). Namun, kehilangan massa utama untuk Oued Chebeika 002 terjadi antara ~400 dan 700 °C, konsisten dengan dehidrasi dan dehidroksilasi OH struktural dari serpentin dan smektit, diikuti oleh puncak tajam pada kurva DTG pada ~700–800 °C karena dekomposisi karbonat (King, Solomon, et al., 2015 ; Yokoyama, Nagashima, et al., 2023 ).

Jika kita berasumsi bahwa semua kehilangan massa antara 200 dan 800°C disebabkan oleh dehidrasi dan dehidroksilasi filosilikat, maka kelimpahan air untuk Oued Chebeika 002 adalah ~11 wt% (Garenne et al., 2014 ; King, Solomon, et al., 2015 ). Namun, kami mencatat bahwa pendekatan ini diketahui sedikit melebih-lebihkan kandungan air, dengan pemecahan smektit dan karbonat berkontribusi terhadap kehilangan massa di atas 700°C, dan dekomposisi sulfida dan bahan organik terjadi di atas 400°C (King, Solomon, et al., 2015 ; Yokoyama, Nagashima, et al., 2023 ).

Kepadatan Massal dan Porositas
Kepadatan butiran adalah 2,67 ± 0,11 g cm −3 (rata-rata tertimbang massa dari empat pengukuran ±1 SD, total massa terukur 46,22 g). Pemindaian XCT dari batu seberat 10,407 g menunjukkan volume massal 5,105 cm 3 , menghasilkan kepadatan massal 2,04 g cm −3 . Menggabungkan kepadatan butiran dan massal menghasilkan perkiraan porositas sebesar 24%.

Sifat Magnetik
Semua data magnetik yang disajikan di sini dapat ditemukan di Tabel S2 . Sebagai perbandingan dengan kondrit CI1 lainnya, kami juga mengukur sampel dari kondrit CI1 Alais, Orgueil, Ivuna, dan Tonk. Sifat histeresis dan kerentanan magnetik medan rendah (
) diukur pada 14 dan 13 sampel independen Oued Chebeika 002, masing-masing, dengan massa berkisar antara 3,3 mg dan 52,0 g. Kami mengukur rata-rata tertimbang massa
sebesar 6,52 × 10 −5  m 3  kg −1 untuk massa total sebesar 90,72 g dan magnetisasi saturasi rata-rata tertimbang massa ( M s ) sebesar 10,54 A m −2 kg −1 untuk massa total sebesar 0,275 g.

Nilai M dari Oued Chebeika 002 relatif konstan seiring dengan berkurangnya massa sampel hingga ~20 mg, dengan sebaran sempit di bawah 20 mg (Gambar 14a ).
juga relatif konstan antara 33,9 g dan 7,0 mg (Gambar 14b ). Ini menunjukkan bahwa mineralogi magnetik Oued Chebeika 002 homogen hingga skala 10-mg atau kurang. Ini konsisten dengan rasio S -300 yang relatif konstan (yaitu, rasio antara SIRM dan IRM backfield yang diperoleh dalam medan 300-mT) dari sampel-sampel ini. Kami menemukan rasio S -300 rata-rata sebesar -0,80, yang menunjukkan jumlah mineral yang signifikan dengan koersivitas magnetik yang tinggi (>300 mT). Rata-rata FD tertimbang massa dari kerentanan magnetik adalah FD = 1,6%, yang menunjukkan keberadaan sejumlah kecil mineral superparamagnetik. Butiran superparamagnetik ini adalah butiran magnetit dan/atau pirhotit yang lebih kecil dari 20 nm (Clark, 1983 ; Worm, 1998 ).

Pada suhu rendah,
mengalami peningkatan tajam yang khas ketika dipanaskan di atas ~125 K, sesuai dengan transisi Verwey dari magnetit (Gambar 14c ). Hal ini konsisten dengan keberadaan butiran magnetit yang dominan dalam keadaan magnetik pusaran (ukuran butiran ~0,1 hingga ~5 μm) dan/atau keadaan magnetik multidomain (
Spektrum koersivitas (Gambar 14d ; Gambar S3 ) memberikan perkiraan proporsi populasi grain yang berbeda yang berkontribusi pada SIRM dari sampel, yaitu remanensi magnetik maksimum yang dapat direkam. Dengan menggunakan perangkat lunak MAX Unmix (Maxbauer & Feinberg, 2016 ), untuk sampel 49 mg, kami menemukan populasi dominan dengan koersivitas median 73 mT yang mencakup 55% dari SIRM, populasi kedua dengan koersivitas median 302 mT (20% dari SIRM), dan populasi ketiga dengan koersivitas median 31 mT (18% dari SIRM). Distribusi yang sangat mirip ditemukan untuk dua sampel lain dengan massa masing-masing 30 dan 9 mg (Gambar S4 ). Mengingat nilai mediannya sekitar 300 mT, populasi dengan koersivitas tinggi tidak dapat bersesuaian dengan magnetit, dan oleh karena itu kami mengidentifikasinya sebagai butiran pirhotit mikron/submikron (Dekkers, 1988 ). Puncak koersivitas sedang kemungkinan bersesuaian dengan magnetit yang melimpah yang ditemukan dalam bentuk framboid, plaquette, dan spherulit, dan puncak koersivitas rendah bersesuaian dengan butiran magnetit dan/atau pirhotit yang lebih besar.

Diagram FORC (Gambar 14e ) menunjukkan pola segitiga, yang diamati pada kondrit CI1 lainnya (Sridhar et al., 2021 ; Gambar S5 ). Sinyal vertikal yang melebar, asimetris terhadap sumbu horizontal; intensitas puncak sekitar 30 mT; dan daerah diagonal kanan bawah negatif konsisten dengan populasi dominan butiran yang berinteraksi kuat dalam keadaan magnetik pusaran (Egli, 2021 ). Ini kemungkinan sesuai dengan framboid magnetit atau konfigurasi butiran magnetit rapat lainnya. Sinyal yang lebih lemah yang memanjang sepanjang sumbu horizontal setidaknya hingga 300 mT mencerminkan keberadaan mineral dengan koersivitas magnetik yang lebih tinggi, seperti butiran pirhotit berukuran mikrometer.

Kami mengukur rasio magnetisasi sisa alami terhadap kerentanan magnetik (NRM/
) untuk 7 sampel berkisar antara 20 dan 52 mg, dan 11 sampel berkisar antara 0,88 dan 10,41 g. Semua sampel kecuali satu memiliki NRM/
rasio >500 A m −1 , menunjukkan kontaminasi ireversibel melalui kontak dengan magnet (Maurel et al., 2024 ). Sampel tunggal seberat 34 mg memiliki NRM/
sebesar 6,5 A m −1 , yang menunjukkan bahwa ia lolos dari kontaminasi magnetik. Hal ini dikonfirmasi oleh rasio NRM/SIRM yang rendah sebesar 4,72 × 10 −4 . Demagnetisasi AF bertahap dari NRM sampel ini mengungkapkan komponen magnetisasi dengan tren non-asal dan koersivitas rendah antara 0 dan 9 mT (Gambar 14f ). Hal ini mungkin sesuai dengan magnetisasi remanen kental yang diperoleh selama paparan singkatnya terhadap medan geomagnetik. Untuk langkah AF di atas 10 mT, demagnetisasi NRM menjadi kacau, tanpa komponen yang dapat diidentifikasi.

DISKUSI
Perbandingan dengan Kondrit CI1 Lain dan Sampel dari Asteroid Ryugu dan Bennu
Aspek Oued Chebeika 002 yang secara keseluruhan gelap dan terbreksikan mirip dengan kondrit CI1, dengan perbedaan yang mencolok bahwa ia tidak membawa sulfat, yang pada kondrit CI1 lainnya terlihat sebagai titik-titik putih dan urat-urat dalam sampel massal (misalnya, Gounelle & Zolensky, 2001 ). Sulfat juga tidak ada dalam bagian-bagian yang tebal. Kerak fusi terpelihara dan sangat murni (Gambar 1d ), yang menunjukkan bahwa meteorit itu dikumpulkan segera setelah jatuh. Keadaan pengawetan batu yang sangat baik, meskipun sensitivitas jenis material ini terhadap paparan air sangat tinggi (misalnya, Wilson et al., 2024 ), dan terjadinya curah hujan sekitar 100 mm rata-rata di area tersebut selama periode musim dingin (antara Oktober dan Maret) menunjukkan bahwa meteorit itu jatuh setelah Maret 2024 dan dalam hal apa pun setelah curah hujan signifikan terakhir.

Komposisi kimia massal Oued Chebeika 002, diukur pada sebagian kecil sampel bubuk 1,06 g, menyerupai komposisi rata-rata Orgueil yang diukur pada 5 sampel untuk total massa hampir 4 g yang dianalisis oleh Barrat et al. Pola elemen jejak dengan jelas mengonfirmasi bahwa Oued Chebeika 002 adalah kondrit CI (Gambar 15a ). Namun, Oued Chebeika 002 berbeda dari Orgueil, Alais, dan Ivuna karena memiliki sedikit defisit Cu dan Pb (<20%), dan umumnya konsentrasi elemen jejak lainnya lebih tinggi. Pada Gambar 15b , kami membandingkan pola yang diperoleh dari Oued Chebeika 002 dengan pola sampel kondrit CI1 lainnya yang relatif besar: Alais, Ivuna, dan Orgueil (Barrat et al., 2012 ). Selain Alais, yang menunjukkan pola sedikit cembung dengan pengayaan sedang RRE tengah, pola lainnya datar dan tanpa anomali signifikan. Namun, Oued Chebeika 002 ~15% lebih kaya REE daripada rata-rata Orgueil. Pengayaan REE ini tidak mencapai konsentrasi lebih tinggi yang diukur oleh Yokoyama, Nagashima, dkk. ( 2023 ) dalam dua sampel Ryugu (24 dan 22 mg), dengan peringatan bahwa konsentrasi ini diukur pada sampel yang jauh lebih kecil, mungkin kurang representatif. Pengayaan REE juga lebih rendah daripada pengayaan yang ditemukan pada kondrit CC lainnya, seperti yang dicontohkan oleh hasil untuk Paris CM2 dan Allende CV3 pada Gambar 15b .

Komposisi isotop oksigen Oued Chebeika 002 berada dalam kisaran komposisi isotop oksigen yang diukur dalam kondrit CI1 lain dan sampel Ryugu yang diukur menggunakan teknik serupa (Greenwood et al., 2023 ). Ini berbeda dari komposisi isotop oksigen kelompok kondrit CC lainnya (Gambar 16a ). Hanya dua kondrit, Niger I (C2-ung) dan Wisconsin Range (WIS) 91600 (CM-an), yang memiliki komposisi isotop oksigen yang serupa namun berbeda. Perbandingan komposisi isotop oksigen Oued Chebeika 002 dengan kondrit CI1 lain dan material Ryugu menunjukkan perbedaan yang halus (Gambar 16b ). Seperti yang diamati dalam Greenwood et al. ( 2023 ), Orgueil, Alais, dan terutama Ivuna memiliki nilai ∆ 17 O yang sedikit lebih rendah daripada material Ryugu. Hal ini ditafsirkan sebagai kemungkinan kontaminasi kondrit CI1 oleh air terestrial. Sebaliknya, nilai ∆ 17 O untuk Oued Chebeika 002 (∆ 17 O = 0,76 ± 0,03‰) kompatibel dalam level 2 SD dengan nilai rata-rata ∆ 17 O untuk sampel Ryugu (∆ 17 O = 0,66 ± 0,09‰, Greenwood et al., 2023 ) dan sampel Bennu (∆ 17 O = 0,62 ± 0,15‰, dihitung dari Lauretta dan Connolly et al., 2024 ). Ini dapat menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 mengalami lebih sedikit perubahan terestrial daripada tiga jatuhnya CI1 lain yang dipelajari.

Pengamatan petrografi dan pengukuran XRD menunjukkan bahwa mineralogi Oued Chebeika 002 mirip dengan kondrit CI1 lainnya, sampel Ryugu dan Bennu, dengan mineral lempung serpentin dan saponit yang dominan, magnetit, pirotit, dan jumlah karbonat (dolomit dan breunnerit), pentlandit, dan aksesori Cu-sulfida, apatit, dan fosfat Na,Mg lainnya yang lebih sedikit. Kelimpahan filosilikat yang tinggi (88 vol%) sebanding dengan mineralogi massal yang dilaporkan untuk kondrit CI lainnya (King, Schofield, et al., 2015 ). Tidak adanya silikat anhidrat konsisten dengan alterasi air yang hampir lengkap.

Morfologi magnetit yang luar biasa di Oued Chebeika 002 (Gambar 4 ) identik dengan yang diamati di kondrit CI1 lainnya (Hua & Buseck, 1998 ; Jedwab, 1967 ), sampel Ryugu (Dobrică et al., 2023 ) dan sampel Bennu (Lauretta dan Connolly et al., 2024 ). Kandungan sulfur di Oued Chebeika 002 (6,5 wt%) adalah dua kali lipat jumlah yang ditemukan di sampel Ryugu (3,3 wt%) dan di kondrit CI1 lainnya (3,0–4,4 wt%, Burgess et al., 1991 ), kemungkinan mencerminkan kelimpahan sulfida yang lebih tinggi di Oued Chebeika 002 dibandingkan di kondrit CI1 lainnya. Sulfida besi sebagian besar adalah pirotit, dengan komposisi yang paling konsisten dengan pirotit 4C (Fe 7 S 8 , atau Fe 0,875 S) (Wang & Salveson, 2005 ) (Tabel S1 ), mirip dengan kondrit CI1 lainnya (Berger et al., 2016 ; Bullock et al., 2005 ), dan Ryugu (Nakamura et al., 2022 ). Morfologi euhedral sulfida besi juga sangat mirip dengan kondrit CI1 lainnya (Bullock et al., 2005 ), sampel Ryugu (Harrison et al., 2025 ), dan sampel Bennu (Lauretta dan Connolly et al., 2024 ). Rata-rata rasio atom Fe/S dari pirhotit rendah-Ni (<1 atom% Ni), yang menurun dengan meningkatnya derajat oksidasi selama alterasi berair (Schrader et al., 2021 ), adalah 0,87 dalam Oued Chebeika 002. Ini serupa dengan rasio Fe/S dari pirhotit rendah-Ni dalam kondrit CI1 lainnya (~0,86, Schrader et al., 2021 ), yang menunjukkan derajat oksidasi yang konsisten antara Oued Chebeika 002 dan kondrit CI1 lainnya, sedangkan rasio Fe/S sedikit lebih rendah dalam sampel Ryugu (~0,83, Harrison et al., 2025 ). Komposisi pentlandit dalam Oued Chebeika 002 lebih konsisten dengan hubungan fase pirotit–pentlandit dalam bagian isotermal 25°C dari diagram fase Fe-Ni-S dibandingkan dengan bagian isotermal 100–135°C (Gambar 17 ). Ini serupa dengan estimasi suhu untuk kondrit CI1 Orgueil dan Ivuna (Berger et al., 2016 ; Harrison et al., 2025 ) dan sampel Ryugu (Harrison et al., 2025 ; Nakamura et al., 2022 ), sementara Fe-sulfida dalam Alais mencapai kesetimbangan pada suhu yang lebih tinggi (~100–135°C) (Berger et al., 2016 ). Cubanite, mineral langka di meteorit, hadir di Oued Chebeika 002 serta di kondrit CI1 lainnya (MacDougall & Kerridge, 1977 ) dan dalam sampel Ryugu (Yokoyama, Nagashima, et al., 2023) .). Cubanite juga dideskripsikan dalam sampel komet Wild 2 yang dibawa kembali oleh misi Stardust (Berger et al., 2011 ). Satu perbedaan mencolok antara Oued Chebeika 002 dan material CI1 lainnya adalah keberadaan kalkopirit. Besi sulfida kaya Cu ini belum dideskripsikan dalam kondrit CI1 atau dalam sampel Ryugu, meskipun butiran kalkopirit skala nano langka telah diidentifikasi dalam sampel Bennu (Keller et al., 2024 ). Kalkopirit juga telah terdeteksi dalam kondrit CK, CY, dan R yang mengalami metamorfosis termal (Schrader et al., 2016 ; Harrison et al., 2025 ). Komposisi dolomit dan breunnerit (Gambar 18 ) termasuk dalam kisaran karbonat dalam kondrit CI1 (Endreß & Bischoff, 1996 ; Johnson & Prinz, 1993 ) dan sampel Ryugu (Nakamura et al., 2022 ). Kisaran komposisi apatit dan fosfat kaya Mg,Na (Tabel S1 ) sesuai dengan yang diamati dalam kondrit CI1, sampel Ryugu (Mikouchi et al., 2024 ), dan sampel Bennu (McCoy et al., 2025 ).

 

Tidak adanya kalsit, karbonat kaya Na, atau siderit dalam penampang ~3 cm 2 Oued Chebeika 002 yang kami pelajari dan dalam pola XRD mungkin merupakan perbedaan mineralogi yang signifikan dibandingkan dengan kondrit CI1 lainnya, sampel Ryugu, dan sampel Bennu. Namun, mineral-mineral ini jarang ditemukan dalam kondrit CI1 lainnya dengan kelimpahan yang sangat heterogen dalam CI1 tertentu (Johnson & Prinz, 1993 ; Lee & Nicholson, 2009 ). Mereka sama langkanya dalam sampel Ryugu (Matsumoto et al., 2024 ; Yokoyama, Nagashima, et al., 2023 ) dan sampel Bennu (Connolly et al., 2025 ). Hal yang sama berlaku untuk olivin dan piroksen, yang jarang ditemukan di kondrit CI1 lainnya (King, Schofield, et al., 2015 ; Leshin et al., 1997 ) dan di Ryugu dan Bennu (Connolly et al., 2025 ; Mikouchi et al., 2023 ). Seperti sampel Ryugu, Oued Chebeika 002 tidak mengandung sulfat, yang mengonfirmasi fakta bahwa sulfat di Orgueil dan kondrit CI1 lainnya terbentuk selama meteorit berada di Bumi (Airieau et al., 2005 ; Gounelle & Zolensky, 2001 ). Pengamatan yang sama mungkin berlaku untuk ferrihidrit (lihat di bawah). Kami belum melakukan kimia analitik untuk mengonfirmasi keberadaan dan mengukur kelimpahan ion amonium dan garam lainnya, yang tampaknya merupakan komponen penting setidaknya dari meteorit Orgueil (Laize-Générat et al., 2024 ) dan sampel Bennu (Glavin dan Dworkin et al., 2025 ; McCoy et al., 2025 ).

Sifat dan komposisi mineral lempung konsisten dengan yang dilaporkan dari kondrit CI1 lainnya, sampel Ryugu dan Bennu, dengan hanya sedikit perbedaan. Analisis TEM-EDS dari filosilikat serupa dengan penelitian sebelumnya dengan teknik yang sama pada Orgueil (Leroux et al., 2024 ; Tomeoka & Buseck, 1988 ) dan Ryugu (Leroux et al., 2024 ). Perbedaan kecil dari komposisi rata-rata, dalam hal rasio Fe/(Mg/Fe) atau (Mg + Fe ) /Si atau kandungan Na, harus dipertimbangkan dengan hati-hati karena kemungkinan bias representativitas. EPMA berkas-defokus dari matriks Oued Chebeika 002 memberikan komposisi yang mirip dengan yang dilaporkan Orgueil oleh Zolensky et al. Namun, komposisi matriksnya berbeda secara signifikan dari Ivuna dan Alais (Zolensky et al., 1993 ). Namun, perbedaan ini mungkin tidak signifikan, karena analisis matriks terdiri dari sinyal campuran yang dipengaruhi oleh pengisian porositas oleh epoksi (Prêt et al., 2010 ), dan oleh ada atau tidaknya butiran <1 μm magnetit, sulfida, atau karbonat yang mungkin termasuk dalam volume interaksi berkas mikroprobe elektron. Satu-satunya kekhususan Oued Chebeika 002 dalam hal filosilikat mungkin adalah kemunculan gumpalan besar filosilikat yang hampir murni, hingga berukuran 200 μm, yang telah diamati di ketiga bagian terpoles yang kami pelajari tetapi, sepengetahuan kami, belum dilaporkan di meteorit CI1 lainnya.

Kandungan hidrogen massal, yang merupakan proksi untuk kelimpahan mineral terhidrasi (Alexander et al., 2012 , 2013 ), serupa di Oued Chebeika 002 (0,97 ± 0,2 wt% H), Ryugu (1,14 wt% H), dan Bennu (0,90–0,93 wt% H), sesuai dengan mineralogi yang diamati antara sampel (Glavin dan Dworkin et al., 2025 ; Lauretta dan Connolly et al., 2024 ; Naraoka et al., 2023 ).

Mineralogi feromagnetik Oued Chebeika 002 didominasi oleh (i) butiran magnetit dalam kisaran ukuran 0,1–5-μm, yang sesuai dengan kumpulan framboid magnetit, plaquette, spherulit, dan (ii) butiran pirhotit berukuran mikron/submikron. Hanya sebagian kecil butiran magnetit yang superparamagnetik, yaitu berukuran lebih kecil dari sekitar 20 nm. Berdasarkan nilai M s yang diukur , mineralogi magnetik terasa homogen hingga <10 mg, lebih banyak daripada kondrit CI1 lainnya (Orgueil, Ivuna, Alais; Gambar 14a ). Spektrum koersivitas dan rata-rata tertimbang massa M s yang lebih tinggi menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 sedikit diperkaya dengan magnetit dan/atau pirhotit dibandingkan dengan kondrit CI1 lainnya. Meskipun secara keseluruhan terdapat kemiripan mineralogi dengan kondrit CI1 (misalnya, Gambar 14a ; Gambar S3 ), rentang ukuran butiran dan proporsi mineral feromagnetik dalam Oued Chebeika 002 berbeda secara signifikan dari yang ada di Orgueil, Ivuna, dan Alais, sebaliknya menyerupai sampel Ryugu. Hal ini tampak dari rata-rata S −300 yang lebih rendah dari Oued Chebeika 002 dan Ryugu (masing-masing −0,80 dan −0,85) dibandingkan dengan kondrit CI1 lainnya (masing-masing −0,98, −0,94, dan −0,95 untuk Orgueil, Ivuna, dan Alais), yang menunjukkan kelimpahan relatif mineral yang lebih besar dengan koersivitas di atas 300 mT. Spektrum koersivitas jelas terpisah menjadi dua kelompok, Oued Chebeika 002 dan Ryugu di satu sisi dan Orgueil, Ivuna, Tonk, dan Alais di sisi lain, yang berbeda baik dalam koersivitas rata-rata dan proporsi populasi koersivitas sedang dan tinggi (Gambar 14d ; Gambar S3 ; Tabel S2 ). Ini lebih luar biasa bahwa pengamatan ini berlaku ketika mengukur beberapa sampel Ryugu (dari kedua kamar A dan C), Oued Chebeika 002, dan Orgueil, dengan massa sampel berkisar dari 1,6 hingga 44 mg (Gambar S4 ). Pelapukan terestrial dapat menyebabkan perubahan mineral magnetik tertentu. Misalnya, pirotit dapat berubah menjadi sulfat dalam kondrit CI1 (Gounelle & Zolensky, 2001 ). Nilai median yang lebih rendah dari komponen koersivitas tinggi (>300 mT) dari Orgueil, Ivuna, dan Alais dapat dijelaskan oleh transformasi butiran pirhotit berbutir terkecil. Ini akan konsisten dengan S −300 yang lebih tinggi untuk meteorit ini dibandingkan dengan Ryugu dan Oued Chebeika 002. Meskipun magnetit biasanya stabil di lingkungan terestrial, butiran kecil di lingkungan asam (disukai oleh keberadaan bahan organik) dapat teroksidasi menjadi maghemit. Faktanya, sekitar 12% magnetit di Orgueil telah digantikan oleh maghemit (Madsen et al., 1986 ; Roskosz et al., 2023 ). Meskipun maghemit memiliki M s yang lebih rendah daripada magnetit (masing-masing 75 dan 92 A m −2  kg −1 ), 12% maghemitisasi tidak cukup untuk menjelaskan nilai M s yang lebih rendah pada air terjun CI1 dibandingkan dengan Oued Chebeika 002. Selain itu, alterasi terestrial tidak dapat menjelaskan kontribusi relatif yang lebih tinggi secara keseluruhan terhadap magnetisasi saturasi pirhotit versus magnetit di Orgueil, Alais, Tonk, dan Ivuna dibandingkan dengan material Oued Chebeika 002 dan Ryugu (Gambar 14d ). Oleh karena itu, kami menginterpretasikan data ini sebagai perbedaan intrinsik dalam kumpulan mineral magnetik asli antara kedua set sampel ini.

Perilaku paleomagnetik dari sampel Oued Chebeika 002 seberat 34 mg yang tidak terkontaminasi secara magnetis mirip dengan sampel Orgueil dan Ryugu++ (Mansbach et al., 2024 ; Maurel et al., 2024 ): demagnetisasi AF yang kacau, dan rasio NRM/χ dan NRM/SIRM yang rendah. Untuk Orgueil dan Ryugu, disimpulkan bahwa remanensi magnetiknya diperoleh dalam medan magnet yang sangat lemah hingga nol, yang menunjukkan terjadinya alterasi berair dan/atau pembentukan distal badan induknya secara terlambat (Mansbach et al., 2024 ; Maurel et al., 2024 ). Namun, studi paleomagnetik terperinci dari material Oued Chebeika 002 berada di luar cakupan makalah ini.

Tidak Adanya Pelapukan Terestrial
Pelapukan meteorit sangat cepat di sebagian besar pengaturan gurun panas, dan perubahan mineralogi dan kimia yang dialami batuan ini terdokumentasi dengan baik (misalnya, Barrat et al., 1999 ; Bland et al., 2006 ; Stelzner et al., 1999 ). Oued Chebeika 002 tidak menunjukkan bukti sidik jari kimia khas pelapukan Sahara yang ada di mana-mana bahkan dalam penemuan yang tampaknya sangat segar, seperti pengayaan Ba, Sr, dan kadang-kadang U yang ditandai. Di sini, konsentrasi untuk unsur-unsur ini persis seperti yang diharapkan untuk CI bebas dari alterasi gurun panas, (Ba/La) n  = 0,994, (Sr/La) n  = 1,005, dan Th/U = 3,78 dibandingkan dengan 3,68 untuk Orgueil rata-rata. Ini menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 ditemukan segera setelah jatuhnya.

Dibandingkan dengan Oued Chebeika 002, perlu dicatat bahwa spektrum XRD Alais dan Orgueil menunjukkan puncak tambahan pada 7,6, 4,3, 3,8, 3,06, dan 2,75 Å yang sesuai dengan gipsum (Gambar 7a ).

Pengamatan petrografi pada semua skala (makroskopis, SEM, TEM) tidak menunjukkan keberadaan sulfat atau ferrihidrit. Pita sempit 10-μm dalam spektrum reflektansi IR Oued Chebeika 002 menegaskan tidak adanya sulfat. Pita curam 3-μm dan kemudahan air terdesorpsi dari permukaan fragmen matriks Oued Chebeika 002 saat dipompa tanpa pemanasan mencerminkan kesegaran Oued Chebeika 002. Hal ini juga didukung oleh kesamaan spektral (profil pita 3-μm, tidak adanya oksida) dengan sampel Ryugu (Gambar 11 ). Pita 10-μm dalam spektrum IR untuk Orgueil diperbesar secara signifikan dibandingkan dengan pita Oued Chebeika 002. Hal ini mungkin dapat dijelaskan dengan keberadaan butiran sulfat, yang menghasilkan puncak sekunder sekitar 1100 cm −1 (Salisbury et al., 1991 ) di Orgueil, tetapi sebagian besar tidak ada dalam spektrum Oued Chebeika 002.

Kehilangan massa total (20–1000 °C) sebesar 18,7 wt% untuk Oued Chebeika 002 selama analisis TGA, ditunjukkan pada Gambar 19 , ~35% lebih rendah daripada nilai yang dilaporkan untuk sampel Ivuna (~29 wt%) dan Orgueil (~30 wt%) yang dianalisis menggunakan metode yang sama (Tabel 4 , King, Solomon, dkk., 2015 ). Secara kualitatif, kurva DTG untuk Oued Chebeika 002 mirip dengan Ivuna dan Orgueil, dengan sebagian besar kehilangan massa terjadi pada suhu ~400 hingga 800 °C akibat dehidroksilasi filosilikat dan dekomposisi karbonat (~700–800 °C). Kehilangan massa dari 400 hingga 700°C dan 700 hingga 800°C masing-masing adalah 8,1 dan 2,5 wt% untuk Oued Chebeika 002, dibandingkan dengan ~10 dan ~3 wt% dalam rentang suhu yang sama untuk Ivuna dan Orgueil. Oleh karena itu, perbedaan utamanya adalah peristiwa kehilangan massa pada ~220–250°C untuk Ivuna dan Orgueil yang tidak teramati untuk Oued Chebeika 002. Dengan menggunakan TGA yang dikombinasikan dengan spektrometri massa, Yokoyama, Nagashima, dkk. ( 2023 ) menunjukkan bahwa untuk Ivuna, kehilangan massa pada suhu ini dikaitkan dengan pelepasan H 2 O dan SO 2 yang kemungkinan besar berasal dari pemecahan sulfat. Lebih jauh lagi, peristiwa kehilangan massa tersebut tidak terlihat dalam analisis sampel murni yang dikembalikan dari asteroid Ryugu (Yokoyama, Nagashima, dkk., 2023 ). Karena sebagian besar sulfat di air terjun CI1 diperkirakan berasal dari daratan (misalnya, Gounelle & Zolensky, 2001 ), kelangkaan yang tampak di Oued Chebeika 002 menunjukkan bahwa itu adalah contoh baru kondrit CI1 meskipun merupakan temuan gurun.

 

TABEL 4. Kehilangan massa TGA (wt%) sebagai fungsi suhu untuk Oued Chebeika 002, Ivuna, dan Orgueil. Data untuk Ivuna dan Orgueil berasal dari King, Schofield, dkk. ( 2015 ) dan King, Solomon, dkk. ( 2015 ).

Spektroskopi Mössbauer telah menunjukkan bahwa Orgueil mengandung hingga 5 wt% ferrihidrit (Bland et al., 2004 ; King, Schofield, et al., 2015 ; Madsen et al., 1986 ; Roskosz et al., 2023 ; Tomeoka & Buseck, 1988 ). Tanda tangan Mössbauer yang khas dari meteorit CI1 ini tidak teramati dalam sampel Ryugu dan dalam Oued Chebeika 002 (Gambar 9b ). Ketiadaan ferrihidrit dalam Oued Chebeika 002 juga disimpulkan dari pita yang lebih sempit pada 3685 cm −1 dalam spektrum IR, suatu perbedaan yang kami kaitkan dengan ketiadaan hidroksida. Lebih jauh lagi, dua pengukuran spektroskopi Mössbauer yang dilakukan pada sampel yang sama, dengan jarak 1 bulan, tidak menunjukkan perubahan signifikan, yang menunjukkan bahwa oksidasi dalam lingkungan terestrial yang tidak terkendali (melalui pembentukan ferrihidrit) memang terjadi dalam waktu karakteristik yang lebih lama dari beberapa bulan. Tot Fe 3+ /Fe dari magnetit mengindikasikan bahwa Oued Chebeika 002 secara signifikan kurang teroksidasi daripada jatuhnya CI1 historis. Seperti dalam sampel Ryugu, kristal magnetit hampir bersifat stoikiometris, berbeda dengan 12% maghemitisasi yang terdeteksi di Orgueil (Madsen et al., 1986 ; Roskosz et al., 2023 ). Keadaan redoks silikat hidrat juga relatif rendah (59%) dan rasio redoks keseluruhan meteorit (42%) sebanding dengan sampel Ryugu dan jauh lebih rendah daripada jatuhnya CI1 lainnya. Jika tanda-tanda ini terutama menunjukkan kondisi pembentukan dan proses induk-tubuh yang diduga, mereka juga dengan jelas menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 tidak mengalami oksidasi yang luas di Bumi dibandingkan dengan kondrit CC yang rapuh dan berpori lainnya. Lebih jauh, dari perbandingan dengan spektrum Orgueil dan Alais Mössbauer (Gambar 9b ), jelas bahwa Oued Chebeika 002 lebih mirip dengan sampel Ryugu. Untuk alasan ini, kami mengusulkan bahwa rasio redoks yang diukur di sini terutama adalah rasio redoks mineral yang mengandung besi yang ada di induk tubuh Oued Chebeika 002 pada saat ejeksinya.

Singkatnya, beberapa bukti (unsur jejak, TGA, pelestarian kerak fusi, tidak adanya sulfat, ferrihidrit, maghemit, dan mungkin komposisi isotop oksigen) menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 adalah meteorit yang sangat murni dengan sedikit atau tidak ada kontaminasi terestrial yang terdeteksi. Hasil ini menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 kurang terpengaruh oleh perubahan terestrial daripada air terjun CI1 Orgueil, Alais, dan Ivuna.

Faktanya, air terjun ini telah terkumpul dalam rentang waktu 100–200 tahun, tanpa kontrol atmosfer yang efisien selama sebagian besar waktu tersebut. Meskipun tanggal jatuhnya Oued Chebeika 002 tidak diketahui, namun pastinya singkat mengingat kondisi pengawetannya yang sangat baik. Kepekaannya yang ekstrem terhadap air menunjukkan bahwa air terjun tersebut tidak pernah mengalami hujan di lokasi penemuan dan bahwa tanggal jatuhnya paling lama beberapa minggu sebelum tanggal pengumpulan pada tanggal 6 Juni 2024. Material yang diteliti telah diawetkan dalam atmosfer yang stabil dengan higrometri terkontrol sebesar 10% sejak tanggal 30 Agustus 2024, yang berarti material tersebut bersentuhan dengan air atmosfer hanya selama beberapa bulan. Dengan demikian, material tersebut mungkin merupakan material CI1 paling segar yang tersedia selain sampel Ryugu dan Bennu.

Konten Organik
Kandungan karbon Oued Chebeika 002 (3,09 wt% C) serupa tetapi sedikit lebih rendah daripada kondrit CI1 lainnya (3,5–3,9 wt% C), sampel Ryugu A0106 (3,76 wt% C), dan sampel Bennu (4,5–4,7 wt% C) (Alexander al., 2012; Glavin dan Dworkin et al., 2025 ; Lauretta dan Connolly et al., 2024 ; Naraoka et al., 2023 ; Pearson et al., 2006 ). Akan menarik untuk menyelidiki keragaman dan distribusi molekuler bahan organik di Oued Chebeika 002 dan membandingkannya dengan yang ada di sampel Bennu dan Ryugu (Glavin dan Dworkin et al., 2025 ; Naraoka et al., 2023 ).

Parameter spektral Raman dari Oued Chebeika 002 dapat dibandingkan dengan yang diperoleh sebelumnya dalam kondisi yang sama dari partikel Orgueil dan Ryugu (Bonal, Beck, & Poch, 2024 ; Bonal, Quirico, et al., 2024 ). Struktur makromolekul materi CC poliaromatik dalam material ekstraterestrial sebagian besar mencerminkan riwayat termal benda induk meteorit (Bonal et al., 2006 , 2016 ; Bonal, Beck, & Poch, 2024 ; Bonal, Quirico, et al., 2024 ; Busemann et al., 2007 ; Quirico et al., 2003 , 2018 ). Kecocokan dekat dengan Oued Chebeika 002 adalah kondrit tipe 1 dan tipe 2, dan sampel Hayabusa2. Parameter spektral Oued Chebeika 002 berbeda dari kondrit CC tipe 3 dan dari subkelompok meteorit CM WIS 91600 dan Pecora Escarpment 02012 yang mengalami metamorfosis termal (Gambar 13 ). Hal ini menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 tidak mengalami metamorfisme termal radiogenik durasi panjang pada benda induknya, seperti yang dialami kondrit petrologi tipe 3, atau pemanasan durasi pendek akibat benturan, seperti yang dialami oleh beberapa kondrit petrologi tipe 2 (Quirico et al., 2018 ).

Pita spektral yang terkait dengan keberadaan materi CC hadir dalam spektrum matriks Oued Chebeika 002, seperti pada partikel Orgueil dan Ryugu (Yabuta et al., 2023 ). Spektrum sampel Oued Chebeika 002 dan Hayabusa2 menampilkan fitur organik pada 1705–1690 cm −1 (C=O) dan ~1600 cm −1 (C=C aromatik dengan beberapa kontribusi mode pembengkokan air) yang tidak terlihat dalam spektrum Orgueil di mana mereka kemungkinan besar ditutupi oleh fitur pembengkokan air. Pola XRD butiran Oued Chebeika 002 di bawah kelembaban relatif 0% menunjukkan perpindahan puncak XRD yang terkait dengan air molekuler dalam ruang interlayer (Gambar 7b ). Ruang antarlapis smektit tidak runtuh pada ~10 Å seperti halnya smektit yang bebas dari bahan organik (Viennet et al., 2023 ). Refleksi 001 pada 11,3 Å di bawah kelembapan relatif 0% dapat disebabkan oleh keberadaan bahan organik dan/atau senyawa yang mengandung NH dalam ruang antarlapis, seperti yang diusulkan untuk sampel Ryugu.

Fitur penyerapan lemah yang terlihat pada 3,05–3,06 μm dalam sampel Oued Chebeika 002 yang diukur dalam vakum mirip dengan fitur penyerapan samar ~3,06-μm yang diamati dalam skala besar pada seluruh koleksi biji-bijian Ryugu (Gambar 11 , kanan; Yada et al., 2022 ; Pilorget et al., 2022 ). Fitur penyerapan ini dapat dikaitkan dengan senyawa organik atau anorganik yang mengandung NH (NH 4 + ) dalam ruang interlayer filosilikat (Pilorget et al., 2022 ; Viennet et al., 2023 ), mirip dengan apa yang diamati di Ryugu.

Di Orgueil dan Alais, yang memiliki waktu tinggal terestrial yang lama, bahan organik tersebut mungkin telah terdesorpsi atau dimodifikasi, seperti yang ditunjukkan oleh perbedaan pantulan smektit 001 untuk kedua meteorit ini. Ini berarti bahwa struktur filosilikat asli dari material CI1 dapat ditemukan di Oued Chebeika 002 dan Ryugu, bukan di kondrit CI1 lainnya.

Namun, kandungan nitrogen dalam Oued Chebeika 002 (0,07 wt% N) jauh lebih rendah daripada yang diukur dalam kondrit CI1 lainnya (0,20 ± 0,11 wt% N; Hashizume et al., 2024 dan referensi di dalamnya) dan sampel Bennu (0,24 wt% N; Glavin dan Dworkin et al., 2025 ), tetapi sebanding dengan kisaran nilai yang diukur dalam butiran Ryugu (dari 0,05 wt% N hingga 0,16 wt% N; Broadley et al., 2023 ; Hashizume et al., 2024 ; Naraoka et al., 2023 ; Oba et al., 2023 ; Okazaki et al., 2022 ). Faktanya, rasio atom N/C Oued Chebeika 002 hanya ~0,02, yang lebih dekat ke bahan organik yang tidak larut (Alexander et al., 2007 ) daripada ke bahan organik massal dalam kondrit CI1 (~0,04–0,05 rasio atom) atau dalam sampel Ryugu (rasio atom 0,032) (Alexander et al., 2012 ; Naraoka et al., 2023 ; Pearson et al., 2006 ). Rasio atom N/C yang rendah dan kelimpahan karbon yang lebih rendah menunjukkan distribusi molekuler molekul organik yang berbeda dalam Oued Chebeika 002 daripada dalam sampel Ryugu atau Bennu. Ini dan studi spesies nitrogen anorganik memerlukan penyelidikan lebih lanjut (Laize-Générat et al., 2024 ).

Meninjau Kembali Makroprositas Asteroid Ryugu
Kepadatan butir Oued Chebeika 002 sebesar 2,67 ± 0,11 g cm −3 , yang diukur pada massa total 46,22 g, secara signifikan lebih tinggi daripada nilai rata-rata untuk Alais, Ivuna, Orgueil, dan Tonk (berkisar antara 2,20 dan 2,38 g cm −3 ; Britt & Consolmagno, 2003 ). Nilai yang paling dapat diandalkan dari kumpulan data ini mungkin adalah pengukuran pada massa Orgueil seberat 47,2 g yang menghasilkan kepadatan butir sebesar 2,43 ± 0,06 g cm −3 (Consolmagno & Britt, 1998 ), masih secara signifikan lebih rendah daripada estimasi kami untuk Oued Chebeika 002. Kepadatan butir CI1 rata-rata sebesar 2,46 ± 0,04 g cm −3 diberikan oleh Consolmagno et al. ( 2008 ), masih lebih rendah daripada Oued Chebeika 002. Perbedaan dalam kepadatan butiran mencerminkan perbedaan dalam mineralogi modal, terlepas dari porositas. Kami pikir nilai yang lebih rendah untuk jatuhnya CI1 mungkin disebabkan oleh perubahan terestrial, khususnya pembentukan sulfat dari sulfida besi (Gounelle & Zolensky, 2001 ), atau penyerapan air terestrial dalam filosilikat sebagai pengganti organik kaya NH4 seperti yang dibahas di atas (lihat juga Baker et al., 2010 ). Patut dicatat pula bahwa kerapatan butiran yang dihitung dari mineralogi modal yang diperoleh dari analisis XRD (King, Schofield, dkk., 2015 ) dan menggunakan kerapatan mineral rata-rata (2,3, 5,17, 4,61, 3,32, 2,71, dan 3,93 g cm −3 untuk filosilikat, magnetit, pirotit, olivin, kalsium karbonat, dan ferrihidrit, berturut-turut) adalah 2,65 g cm −3 untuk Alais, 2,69 g cm −3 untuk Orgueil, dan 2,72 g cm −3 untuk Ivuna, mendekati nilai terukur untuk Oued Chebeika 002 (2,67 g cm −3 ). Kami menyimpulkan bahwa estimasi kerapatan butiran kami lebih akurat daripada pengukuran sebelumnya pada air terjun CI1.

Kepadatan massal Oued Chebeika 002 (2,04 g cm −3 ) identik dalam ketidakpastian dengan nilai 2,11 ± 0,12 g cm −3 untuk Orgueil (Britt & Consolmagno, 2003 ). Porositas Oued Chebeika 002 (24%) secara signifikan lebih tinggi daripada porositas yang diukur untuk air terjun CI1: masing-masing 2,0%, 5,0%, dan 19,0 ± 27,0% di Alais, Ivuna, dan Orgueil. Kami mengaitkan variabilitas antar sampel ini dengan tingkat alterasi terestrial yang bervariasi yang dapat mengisi pori-pori dengan produk alterasi (yang menyebabkan penurunan porositas) dan/atau retakan terbuka (yang menyebabkan peningkatan porositas) (Britt & Consolmagno, 2003 ). Kepadatan massal partikel Ryugu yang diperkirakan adalah 1,79 ± 0,31 g cm −3 (1 SD untuk 637 butir yang diukur, Miyazaki et al., 2006 ). Kepadatan massal material Bennu yang diperkirakan adalah 1,71 ± 0,10 g cm −3 (rata-rata tertimbang massa untuk total massa 14,25 g dan 12 batu yang diukur, 1 variasi sd tertimbang massa, Lauretta dan Connolly et al., 2024 ). Kedua perkiraan ini serupa tetapi lebih rendah daripada kepadatan massal Oued Chebeika 002 dan penurunan CI1, yang mungkin mengindikasikan bahwa hanya material seperti CI yang lebih keras yang bertahan dari penyaringan masuk atmosfer. Di sisi lain, kepadatan massal asteroid Ryugu jauh lebih rendah, yaitu 1,19 g cm −3 (Watanabe et al., 2019 ), yang mengindikasikan peningkatan makroporositas. Jika kita hitung ulang porositas massal asteroid Ryugu dan sampel Ryugu menggunakan kerapatan butiran kita sebesar 2,67 g cm −3 , kita menemukan masing-masing 55% dan 33%. Ini menunjukkan makroporositas (pada skala ~10 cm, lebih besar dari sampel meteorit CI1) sebesar 22% untuk asteroid Ryugu.

Tautan Spektral ke Ryugu dan Asteroid Lain serta Badan Induk
Reflektansi near-IR dari sampel mentah dan bubuk Oued Chebeika 002 lebih rendah daripada nilai yang diukur untuk kondrit CI1 (Gambar 11 , kiri). Spektrum reflektansi near-IR dan mid-IR yang diperoleh pada sampel mentah (Gambar 11 dan 12 ) sangat mirip dengan pengukuran yang diperoleh pada rakitan partikel Ryugu (Amano et al., 2023 ), dalam hal reflektansi absolut, kemiringan spektral, dan kedalaman pita pada 2,72 μm. Dalam near-IR, perbedaan utamanya adalah kedalaman pita yang lebih tajam pada 3 μm untuk sampel Ryugu, dan sebaliknya, penyerapan yang lebih kuat pada 2,9 μm untuk Oued Chebeika 002 (Gambar 11 , kanan). Pada pertengahan IR, perbedaan utamanya adalah pita serapan sekitar 6,1 μm dalam spektrum Oued Chebeika 002 (tidak diperoleh dalam vakum), yang tidak ada dalam sampel Ryugu, yang dapat dikaitkan dengan mode pembengkokan molekul air (Gambar 11 , kiri). Perbedaan sekitar 3 μm dan 6 μm ini kemungkinan besar disebabkan oleh keberadaan sejumlah kecil tetapi terdeteksi H 2 O terestrial yang terikat lemah dalam Oued Chebeika 002, yang tidak ada dalam sampel Ryugu.

Brož et al. ( 2024 ) mempelajari 38 famili asteroid, termasuk yang muda dan tua, dan mengidentifikasi analog meteorit yang paling mungkin. Dalam sampel besar ini, 18 famili tampaknya terkait dengan kondrit CI1 dan/atau material luar angkasa yang miskin kondrit, seperti IDP dan kondrit CC yang tidak berkelompok seperti Danau Tagish. Pada langkah kedua, Brož et al. ( 2024 ) menentukan kontribusi famili asteroid ini terhadap populasi objek dekat Bumi (NEO) pada ukuran meter dan kilometer menggunakan model tumbukan dan orbital. Tampaknya enam famili merupakan sumber lebih dari 95% NEO mirip CI1 berukuran meter, dengan masing-masing famili berkontribusi setidaknya 7% dari fluks kondrit CI yang masuk (Polana 38%, Clarissa 15%, Misa 13%, Hoffmeister 12,5%, Euphrosyne 10%, Themis 7,5%, berdasarkan urutan kontribusi yang menurun). Famili Polana, sumber asteroid Ryugu dan Bennu yang paling mungkin (Brož et al., 2024 ), juga kemungkinan merupakan sumber utama kondrit CI1. Namun, dari sudut pandang statistik, tidak mungkin menjadi satu-satunya sumber untuk semua jatuhnya CI. Oleh karena itu, koleksi kondrit CI1 kami yang terbatas saat ini (6 jatuh) mungkin berasal dari lebih dari satu badan induk.

Isotop Kromium dan Besi
Pengukuran anomali isotop yang tepat pada meteorit telah mengungkapkan keberadaan reservoir isotop yang berbeda di tata surya bagian dalam dan luar (Dauphas et al., 2024 ; Hopp et al., 2022 ; Kruijer et al., 2020 ; Trinquier et al., 2009 ; Warren, 2011 ). Studi anomali isotop pada meteorit dan material planet awalnya mengungkapkan keberadaan dua reservoir: non-karbon (NC) di tata surya bagian dalam dan CC di tata surya bagian luar (Kruijer et al., 2020 ; Warren, 2011 ). Baru-baru ini, analisis isotop besi dan evaluasi ulang seluruh rangkaian anomali isotop dalam meteorit telah mengungkapkan kemungkinan keberadaan reservoir isotop ketiga yang didefinisikan oleh meteorit CI (Hopp et al., 2022 ; Dauphas et al., 2024 ; Nesvorný et al., 2024 ). Meteorit ini, serta sampel yang dikembalikan dari asteroid Ryugu oleh misi Hayabusa2, memiliki anomali isotop Fe yang dekat dengan komposisi terestrial dan NC, sementara kondrit CC lainnya menunjukkan nilai Fe μ 54 positif (Hopp et al., 2022 ). Dalam diagram korelasi silang yang melibatkan anomali isotop Fe, material planet dibagi menjadi tiga kluster berbeda, yang mendefinisikan trikotomi. Oleh karena itu, anomali isotop besi merupakan alat diagnostik yang ampuh untuk mengidentifikasi material CI. Seperti yang ditunjukkan pada Gambar 20 , pada diagram μ54 Fe – μ54 Cr dan μ54 Fe -Δ17 O , Oued Chebeika 002 jelas memetakan di gugus CI-Ryugu. CI memiliki karakteristik petrografi yang khas seperti tidak adanya kondrul dan inklusi refraktori, dan analisis saat ini menunjukkan bahwa fitur-fitur ini hanya ditemukan di antara meteorit yang memetakan di gugus CI. Penelitian sebelumnya (Dauphas et al., 2024 ; Hopp et al., 2022 ; Nesvorný et al., 2024 ) telah menyatakan bahwa reservoir pembentuk CI mungkin terletak di wilayah yang sama di mana planet es raksasa dan komet Awan Oort terbentuk, sesuai dengan asal komet Orgueil yang disarankan (Gounelle et al., 2006 , 2008 ). Alasan mengapa meteorit yang terbentuk di reservoir yang begitu jauh memiliki karakteristik petrografi yang berbeda masih harus dijelaskan.

KESIMPULAN
Oued Chebeika 002 adalah kondrit CI1 yang tekstur, mineraloginya (namun, dengan tidak adanya olivin dan kalsit, dan adanya kalkopirit), kandungan unsur utama dan jejak, komposisi isotop oksigen, sifat spektral IR dan Raman, dan sifat magnetiknya mirip dengan lima meteorit CI1 yang diketahui (tidak termasuk meteorit Yamato yang terdaftar sebagai CI1 dalam Basis Data Buletin Meteoritik) dan sampel dari asteroid Ryugu dan Bennu. Dengan berat total yang diketahui sebesar 418 g dan setidaknya 35 g yang sudah ada dalam koleksi akademis, Oued Chebeika 002 merupakan tambahan yang sangat signifikan pada rangkaian sampel CI1 yang keseluruhan studinya cenderung bias terhadap Orgueil.

Beberapa bukti (pengawetan kerak fusi dan tidak adanya sulfat, ferrihidrit, maghemit) menunjukkan bahwa Oued Chebeika 002 telah mengalami sedikit atau tidak ada perubahan terestrial. Dalam hal itu, ia lebih murni daripada air terjun CI1 berusia 100 tahun Orgueil, Alais, dan Ivuna yang telah berinteraksi dengan atmosfer terestrial selama beberapa dekade dan mirip dengan sampel dari asteroid Ryugu dan Bennu. Kami memperkirakan sampel Oued Chebeika 002 yang dikurasi di atmosfer terestrial akan mengembangkan sulfat, seperti yang diamati pada air terjun CI1 lainnya. Kontaminasi terestrial yang baru mulai terjadi di Oued Chebeika 002 terungkap oleh spektrum IR (dari 0,6–16 μm) yang, meskipun sangat mirip dengan butiran Ryugu, berbeda dengan adanya air terestrial yang teradsorpsi. Demikian pula, TGA mengungkapkan adanya, meskipun terbatas, air terestrial yang teradsorpsi di Oued Chebeika 002.

Untuk menghindari kontaminasi terestrial, kami sarankan untuk menyimpan meteorit berharga ini di lemari dengan atmosfer terkendali dan kelembapan relatif <10%. Untuk menghindari kontak dengan O 2 terestrial , sampel sebaiknya disimpan di atmosfer N 2 atau Ar murni, atau di bawah vakum (Imae et al., 2024 ), tetapi pada suhu rendah untuk menghindari desorpsi senyawa yang sangat mudah menguap (misalnya, Herd et al., 2016 ). Solusi sebelumnya sedang diterapkan di CEREGE untuk pengawetan spesimen tipe.

Tidak adanya pelapukan terestrial sangat penting bagi banyak aspek studi material CI1. Misalnya, kami memperkirakan kerapatan butiran Oued Chebeika 002 sebesar 2,67 g cm −3 , yang secara signifikan lebih tinggi daripada perkiraan sebelumnya pada kondrit CI1 dan lebih sesuai dengan mineralogi modalnya. Hal ini memungkinkan kami untuk memperkirakan ulang porositas sampel Ryugu dan asteroid Ryugu masing-masing sebesar 33% dan 55%, yang menunjukkan makroporositas sebesar 22% untuk asteroid Ryugu.

Meskipun secara keseluruhan memiliki kesamaan, Oued Chebeika 002 menunjukkan perbedaan yang halus dengan air terjun CI1 lainnya, beberapa di antaranya tidak dapat dijelaskan oleh perubahan terestrial. Secara khusus, susunan mineral magnetik Oued Chebeika 002 berbeda dari yang diamati di Alais, Ivuna, dan Orgueil, yang menunjukkan sejarah perubahan air yang berbeda. Sebaliknya, sifat magnetik Oued Chebeika 002 tidak dapat dibedakan dari sifat magnetik sampel Ryugu.

Deteksi kalkopirit mungkin menjadi perbedaan yang signifikan antara Oued Chebeika 002 dan kondrit CI1 lainnya. Ini akan membutuhkan pemeriksaan yang lebih cermat, terutama karena mineral ini dapat menjembatani kesenjangan antara kondrit CI1 dan kondrit CY (Harrison et al., 2025 ). Meskipun demikian, orang harus ingat bahwa kondrit CI1 terbreksi pada skala sentimeter dan tersusun dari berbagai macam litologi. Penambahan Oued Chebeika 002 ke rangkaian sampel CI1 dan fakta bahwa ia terbuat dari batu-batu yang koheren dengan massa yang signifikan akan membantu memahami hubungan antara litologi ini menggunakan teknik seperti pemindaian CT. Satu pertanyaan penting yang harus dijawab adalah bagaimana variabilitas dalam satu objek CI1 dibandingkan dengan variabilitas antara berbagai objek CI1.

Penilaian itu juga akan membantu memecahkan pertanyaan penting tentang jumlah benda induk CI1 serta hubungan genetik (kemungkinan) dan lokasi pembentukannya di cakram protoplanet matahari. Meskipun sebagian besar kondrit CI1 mungkin berasal dari asteroid yang sekarang ada di tata surya bagian dalam (Brož et al., 2024 ), bukti isotop serta kelimpahan air mengarah pada pembentukan tata surya bagian luar. Ini sejalan dengan fakta yang diterima dengan baik bahwa apa yang sekarang menjadi sabuk asteroid telah terkontaminasi dengan objek tata surya bagian luar (Levison et al., 2009 ) dan dengan asal komet yang disarankan dari meteorit Orgueil (Gounelle et al., 2006 ). Dalam diagram μ54Fe – μ54Cr dan μ54Fe – Δ17O , Oued Chebeika 002 diplot dalam gugus CI1–Ryugu, yang dapat dibedakan dari gugus meteorit kelompok CC dan NC. Kesamaan isotop yang diamati antara Oued Chebeika 002 dan kondrit CI1 lainnya menunjukkan bahwa mereka berbagi warisan genetik yang sama, yang mungkin berasal dari wilayah yang sama di mana planet raksasa es dan komet Awan Oort terbentuk.

Terakhir, penemuan Oued Chebeika 002, serta penemuan bahwa asteroid Bennu dan Ryugu terbuat dari material CI1, menjelaskan banyaknya material CI1 di tata surya. Kelangkaannya di antara meteorit tentu saja merupakan bias karena kekuatannya yang rendah dan kesulitannya untuk mempertahankan lingkungan terestrial tanpa runtuh dalam waktu singkat. Di tahun-tahun mendatang, penelitian lebih lanjut tentang material CI1 yang berfokus pada (i) hubungan dengan kelompok kondrit CC lainnya, (ii) proses nebula dan benda induk yang direkamnya, dan (iii) sifat es yang terkandung dan komponen volatil akan menjadi topik utama dalam bidang kosmokimia.