NWA 6991（CV3）球粒陨石中岩石学和化学性质罕见的球粒的氧同位素系统学研究：对球粒前体物质及原行星盘中物质径向传输过程的启示

《Geochimica et Cosmochimica Acta》：Oxygen isotope systematics of petrographically and chemically rare chondrules from the NWA 6991 (CV3) chondrite: Implications for chondrule precursors and radial transport in the protoplanetary disk

　　须谷拓也（Takuma Sumitani）|福田浩平（Kohei Fukuda）|内久保隆之（Takayuki Ushikubo）|金成玲（Rei Kanemaru）|北诺里子（Noriko T. Kita）|辻幸明（Koki Tsutsui）|朴昌坤（Changkun Park）|金惠翁（Hwayoung Kim）|康丕谟（Pilmo Kang）|寺田健太郎（Kentaro Terada）
日本大阪大学理学研究生院地球与空间科学系，大阪府丰中市

**摘要**
整体陨石中的同位素二分性表明非碳质（NC）和碳质（CC）物质库之间的混合有限。然而，最近对球粒陨石的多同位素分析揭示了这种分离情况下的混合现象。理解这两种物质库之间混合的效率对于揭示太阳系天体的多样性和演化至关重要。在这项研究中，我们分析了NWA 6991（CV3）碳质球粒陨石中15个化学和岩石学上较为罕见的球粒陨石的氧（O）同位素组成，这些球粒陨石包括富含FeO的球粒陨石（Mg# < 98）和大多数FeO贫乏的球粒陨石（Mg# ≥ 98）、含尘埃的橄榄石球粒陨石、包裹化合物的球粒陨石以及层状球粒陨石和条纹状橄榄石（BO）球粒陨石。富含FeO的球粒陨石和含尘埃的橄榄石球粒陨石占NWA 6991球粒陨石总数的约5%。其中，四个富含FeO的球粒陨石和两个含尘埃的橄榄石球粒陨石的同位素组成被分析，它们均显示出类似NC的O同位素特征，其宿主岩的Δ17O值为δ17O ? 0.52 × δ18O，范围从?0.5 ± 1.1‰到+0.4 ± 0.7‰（2σ），这表明它们形成于NC物质库，并随后被输送到CC物质库中。另一个含尘埃的橄榄石球粒陨石Ch63显示出不同矿物间的O同位素变化，包括内部类似NC的残留橄榄石（Δ17O = 0.5 ± 2.4‰；2SD）、类似CC的橄榄石边缘（Δ17O = ?6.1 ± 2.0‰；2SD）以及NC-CC中间型的高钙辉石（Δ17O = ?0.8 ± 2.2‰；2SD）。这种O同位素特征表明该球粒陨石的前体形成于NC物质库，随后在CC物质库中通过部分熔化过程中与富16O的环境气体发生了O同位素交换。尽管包裹化合物的球粒陨石、层状球粒陨石和BO球粒陨石具有类似NC的Cr和Si同位素组成，但它们的宿主岩Δ17O值仍表现为类似CC的特征（?5.8 ± 0.7‰ ≤ Δ17O ≤ ?2.3 ± 0.8‰；2σ）。这里研究的层状球粒陨石和BO球粒陨石均匀的类似CC的O同位素组成也表明这些天体经历了与类似NC的前体尘埃和富含16O的环境气体之间的O同位素交换，这些环境气体可能来自难熔质包体或更早代的CC球粒陨石。重要的是，层状球粒陨石和含尘埃橄榄石球粒陨石Ch63的橄榄石边缘的O同位素组成与大多数FeO贫乏的CV球粒陨石一致，这表明大多数CV球粒陨石是由同位素多样的前体物质在具有Δ17O约为?5‰的共同O同位素物质库中形成的。

NWA 6991碳质球粒陨石中存在≥5%可能属于NC类物质的球粒陨石，表明CV球粒陨石的母体比其他CC球粒陨石的母体吸收了更多从NC物质库输送而来的球粒陨石。NC类物质的较高丰度表明CV球粒陨石的母体可能在更接近NC物质库的区域形成，可能靠近H2O雪线。

**1. 引言**
球粒陨石由亚毫米到毫米大小的球粒陨石、难熔质包体（如富钙铝包体（CAI）和 amoeboid 橄榄石聚集体（AOA）以及微米级的细粒基质颗粒组成，每个颗粒都记录了它们在太阳原行星盘中形成时的物理化学条件（Krot等人，2018年）。其中，球粒陨石是硅酸盐球粒，表明它们的前体在太阳原行星盘中的短暂加热过程中熔化后迅速冷却（Jones等人，2018年）。基于高精度同位素分析，球粒陨石的形成时间比太阳系中最古老的固体CAI晚约1-5百万年（例如Nagashima等人，2018年；Connelly等人，2018年；及其中的参考文献）。因此，球粒陨石是理解小行星种子形成及其在后5百万年内被吸积成陨石母体的过程的关键。
Warren（2011年）根据ε5?Ti和ε54Cr同位素比率发现了不同陨石群之间的基本同位素特征。非碳质（NC）陨石群（包括普通球粒陨石和橄榄石球粒陨石）含有较少中子富集的同位素（如5?Ti和54Cr），而碳质（CC）陨石群则含有较多的中子富集同位素。这些发现意味着太阳原行星盘内陨石母体的形成区域在空间上是分离的（例如Warren，2011年；Kruijer等人，2017年；Kleine等人，2020年）。此外，由于CC陨石通常比NC陨石富含挥发性元素，其母体可能形成于盘中较冷的外围区域，而NC陨石的母体则形成于较热的内围区域。对于这种行星物质的分离，提出了两种机制：（1）由原木星引起的 gas 压力最大（Brasser和Mojzsis，2020年；Kruijer等人，2017年；Morbidelli等人，2016年；Lin和Papaloizou，1986年；Lambrechts等人，2014年）；（2）靠近H2O雪线的卵石和气体的共同演化（Lichtenberg等人，2021年），尽管这些机制的细节仍有争议。

与整体陨石观察到的同位素特征不同，CV球粒陨石中的球粒陨石表现出超出整体CC球粒陨石组成范围的同位素多样性（Gerber等人，2017年；Williams等人，2020年；Schneider等人，2020年；van Kooten等人，2021年；Fukuda等人，2024年）。CV球粒陨石中存在具有类似NC同位素组成的球粒陨石（以下简称NC类球粒陨石）表明一些在NC物质库中形成的球粒陨石被输送到CV球粒陨石的母体中（Williams等人，2020年；van Kooten等人，2021年；Fukuda等人，2024年）。van Kooten等人（2021年）研究了Leoville（CV3.1–3.4；Bonal等人，2006年）球粒陨石的核心、火成边缘和细粒边缘的核合成Cr同位素异常程度，该球粒陨石的母体变质作用最小。有趣的是，Leoville球粒陨石的核心显示出类似NC的Cr同位素组成，但其边缘和细粒边缘的组成趋向于CC球粒陨石。同样，Onyett等人（2024年）测量了Leoville（CV3.1–3.4；Bonal等人，2006年）和Allende（CV3.6；Bonal等人，2006年）球粒陨石中斑状球粒陨石、非斑状球粒陨石和层状球粒陨石（后者由火成边缘完全包裹的球粒陨石核心组成（Weisberg等人，1993年；Krot等人，2004年）的Si同位素组成。Onyett等人（2024年）研究的非斑状球粒陨石和层状球粒陨石的核心显示出类似NC无球粒陨石的Si同位素组成，与Leoville球粒陨石核心的Cr同位素特征一致（van Kooten等人，2021年）。相比之下，这些球粒陨石的火成边缘的Cr和Si组成趋向于整体CI球粒陨石的组成。基于这些发现，van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）提出CV球粒陨石由类似NC的前体尘埃形成，随后类似CI的尘埃与来自难熔质包体和/或早期CC球粒陨石的富含16O的环境气体发生了混合。然而，目前尚不清楚这一模型能否普遍解释CV球粒陨石中观察到的同位素多样性，因为除了Cr和Si之外，尚未使用其他同位素系统进行充分测试。

原始球粒陨石中的难熔质包体和球粒陨石的氧（O）同位素组成在O-three同位素图中沿着一条斜率约为1的质量无关分馏线分布（例如Kita等人，2010年；Ushikubo等人，2012年；Ushikubo等人，2017年；Piralla等人，2021年）。目前考虑的两种可能机制是：类似于臭氧合成过程中的化学质量无关同位素分馏效应（例如Thiemens和Heidenreich，1983年；Robert等人，2021年；Asset等人，2025年）和自我屏蔽效应（例如Yurimoto和Kuramoto，2004年；Lyons和Young，2005年）。詹姆斯·韦伯太空望远镜（JWST）的最新光谱观测结果与原行星盘环境中CO的自我屏蔽效应一致（Frediani等人，2025年）。因此，我们认为太阳原行星盘中质量无关的O同位素分馏起源于自我屏蔽作用。氧载体（即CO气体、H2O-冰和某些硅酸盐/氧化物）在原行星盘中的H2O雪线两侧的不同行为可能导致太阳系材料O同位素组成的空间和时间上的异质性，例如富16O的CO气体和贫16O的H2O-冰（Yurimoto和Kuramoto，2004年）。在这种框架下，球粒陨石的O同位素多样性反映了这些氧载体（即贫16O的H2O-冰和富16O的CO气体以及前体尘埃）的混合。具体来说，球粒陨石的O同位素组成反映了球粒陨石熔体与气体（由星云气体和前体硅酸盐尘埃及H2O-冰的蒸发产物混合而成）之间的相互作用（例如Connolly和Huss，2010年；Ushikubo等人，2012年；Tenner等人，2015年；Tenner等人，2017年；Marrocchi等人，2019年；Marrocchi等人，2024年）。由于H2O-冰的丰度强烈依赖于球粒陨石形成事件相对于H2O雪线的位置，球粒陨石的O同位素系统应反映其前体物质及其相对于H2O雪线的形成位置（Chaumard等人，2021年）。在这种背景下，球粒陨石的O同位素组成可以反映其前体尘埃的来源及其形成过程，包括熔化、重结晶和气体-熔体相互作用。因此，原位O同位素系统可以作为一种独立且强大的工具，用于验证van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）基于整体Cr和Si同位素系统提出的混合模型。具体来说，O同位素系统使我们能够评估类似NC的前体物质在CC球粒陨石形成区域中的保留程度，并评估它们随后混合过程的记录。

对CC球粒陨石中球粒陨石的O同位素分析发现了罕见的类似NC的球粒陨石或碎片，它们相对于典型的CC球粒陨石通常贫16O（例如Tenner等人，2017年；Hertwig等人，2019a；Hertwig等人，2019b；Hertwig等人，2018年；Schrader等人，2020年；Zhang等人，2022年；Fukuda等人，2024年），这与Williams等人（2020年）提出的外向输送机制一致。重要的是，这些研究中保存了类似NC特征的球粒陨石往往具有独特的岩石学特征，包括：（i）条纹状橄榄石球粒陨石等非斑状结构；（ii）含有尘埃橄榄石（含有μm级Fe金属微泡的颗粒）的球粒陨石；（iii）相对贫Mg的球粒陨石，而不是典型的富Mg的斑状球粒陨石。然而，之前对CC球粒陨石的O同位素研究主要集中在典型类型上，而对较少见的球粒陨石类型的系统性研究较少。如果类似NC的保存特征或相关混合过程主要记录在特定结构类型中，仅限于这些典型的富Mg斑状球粒陨石的研究可能会低估与类似NC组分相关的O同位素变化的全部复杂性。

为了进行全面的多元素同位素研究，我们首先调查了西北非地区NWA 6991（CV3ox）球粒陨石中具有多样化特征的球粒陨石的O同位素组成，并评估了它们与岩石学和矿物化学的关系。本研究分析的球粒陨石仅占全部球粒陨石的少数百分比，并表现出较少研究的岩石学和化学特征。重要的是，这些少数类型的球粒陨石可能形成于与典型CV球粒陨石不同的环境中，为了解太阳原行星盘中固体物质的传输提供了新的见解。通过将这些数据与之前关于典型CV球粒陨石的结果相结合，我们提供了CV母体如何获得其多样化成分的更详细图景。

**2. 样品与分析技术**
在本研究中，从NWA 6991（CV3ox）碳质球粒陨石的9个厚切片中选择了15个球粒陨石进行岩石学、化学和同位素分析。所研究球粒陨石的信息总结在表1和表2中。

**表1. NWA 6991球粒陨石的特征和大小**
| 类型 | 特征 | 核心 | 边缘 | SIMS分析点数 | 主要和次要轴的平均值 |
|------------|--------------------|------------|--------------|----------------------|
| 层状 + 包裹化合物 | | | | |
| 条纹状 | | | | |
| 含尘埃 | | | | |
| 富FeO | | | | |
| 层状 | | | | |
| Q | | | | |
| POPOP | | | | |
| V | | | | |
| 富FeO | | | | |
| Ch63 | | | | |
| W | | | | |
| POPOP | | | | |
| 棒状 | | | | |
| 层状 | | | | |
| POPOP | | | | |

**表2. NWA 6991球粒陨石的特征、数量和SIMS分析总结**
| 类型 | 条纹状 + 包裹化合物 | 条纹状 | 含尘埃 | 富FeO |
| | | | | |
| 总计 | | | | |
| 数量 | | | | |
| 28 | | | | |
| 分析次数 | | | | |
| 72 | | | | |
| 24 | | | | |
| 15 | | | | |电子显微镜和电子探针分析
在日本大阪大学，使用配备能量色散X射线光谱仪（EDS）的JEOL JSM-6010LA扫描电子显微镜（SEM）研究了球粒陨石的岩相学。选择没有裂纹和抛光引起的划痕的平坦区域作为进一步进行化学和同位素分析的目标区域。这里研究的9个厚切片及其球粒位置的背散射电子（BSE）图像展示在图S1–S9中。除了观察球粒陨石的岩相外，还使用日本宇宙航空研究开发机构（JAXA）的Hitachi S-4300SE/N场发射SEM（FE-SEM）对15个球粒中的9个进行了元素映射，并总结在图S10–S18中。

使用JAXA的JXA-iHP200F电子探针微分析仪（EPMA）测定了15个球粒中橄榄石（Ol）、低钙辉石（Lpx）和高钙辉石（Hpx）的化学成分。获得了单个颗粒的主要元素氧化物（CaO、NiO、Na2O、Al2O3、TiO2、Cr2O3、FeO、MnO、MgO和SiO2）的组成。电子束聚焦到2微米直径，束流电流为20纳安，加速电压为15千伏。EPMA的定量分析使用了以下参考材料：玉髓（Na）、MgO（Mg）、Al2O3氧化物（Al）、透辉石（Ca和Si）、TiO2氧化物（Ti）、红柱石（Mn）、FeO氧化物（Fe）和NiO氧化物（Ni）。通过ZAF校正了基体效应。只有那些总含量在98%到102%之间的数据被纳入报告的数据集。

2.2. 二次离子质谱法（SIMS）
使用日本海洋地球科学技术机构（JAMSTEC）的Cameca IMS1280-HR二次离子质谱仪（SIMS）对15个球粒中的橄榄石、低钙辉石和高钙辉石进行了氧同位素分析。分析条件与Ushikubo和Kimura（2021）描述的类似。初级Cs+离子束聚焦到3微米，束流电流为20皮安。使用多收集器法拉第杯（FC）收集16O?离子，使用两个多收集器电子倍增器（EM）收集17O?和18O?离子。每次测量结束时还检测了16O1H?离子，以评估对17O?信号的潜在拖尾效应（Heck等人，2010），其影响小于0.2‰。16O?的FC使用了1010 O电阻器。通过使用运行标准样品San Carlos橄榄石（δ18OVSMOW = 5.37‰, Mg# = 91.4；Ushikubo和Kimura，2021）或KC-HT低钙辉石（δ18OVSMOW = 20.07‰, Mg# = 99.1；表S1）来评估外部重复性。对于每组约8-15个未知样品的分析，运行标准样品进行了8次测量，其中4次分析在未知样品之前进行，4次在之后进行（Kita等人，2009）。外部重复性计算为两次标准偏差（2SD），针对San Carlos橄榄石或KC-HT低钙辉石的括号测量，得到的平均值分别为δ17,18O (= [(17, 18O/16O)sample/(17, 18O/16O)VSMOW – 1] × 103) 和 Δ17O (= δ17O – 0.52 × δ18O)。

为了评估由于辉石成分变化引起的仪器偏差，对4个具有已知δ18O值的辉石标准样品进行了多次测量（表S1），包括三种低钙辉石（Fs1-10，Wo<0.3）和一种高钙辉石（Fs5，Wo>0.3），其中Fs = Fe/(Fe + Mg + Ca) 和 Wo = Ca/(Fe + Mg + Ca) (摩尔比例)。Fs1-10和Wo<0.3–51的偏差最大值分别为0.4‰和3.3‰，后者的校正基于Tenner等人（2015）描述的标准。对于橄榄石分析，仪器偏差是根据San Carlos橄榄石的测量结果进行校准的。已知在橄榄石的Mg#范围（Mg# > 60）内，仪器偏差没有显著差异（Zhang等人，2022）。这里分析的未知橄榄石颗粒的Mg#范围为85.7到99.1，因此这种方法是适当的。

为了评估球粒陨石中氧同位素组成的均匀性，对每个球粒进行了多次SIMS分析（n = 4到10）。这个过程很关键，因为球粒中的橄榄石颗粒有时会显示出不同的氧同位素比值（例如，Ushikubo等人，2012），这表明一些橄榄石颗粒并非直接从最终的球粒熔体中结晶。这些颗粒在最终的球粒形成事件中可能没有完全熔化，因此保留了前体材料的氧同位素特征。这些颗粒被称为“残余”颗粒，在确定每个球粒的氧同位素组成时被排除。在这项研究中，宿主氧同位素组成是根据Ushikubo等人（2012）和Tenner等人（2013）的程序计算得出的。该程序通过平均多个橄榄石和辉石分析的结果来确定给定球粒的δ17O、δ18O和Δ17O，这些分析结果在平均值的一定阈值范围内。对于Δ17O，使用了±1.7‰的阈值，对应于SIMS会话期间运行标准分析的3SD平均值。首先，确定给定球粒中单个橄榄石和辉石的Δ17O值。如果所有数据点都在平均值±1.7‰的范围内，则该平均值被定义为给定球粒的宿主Δ17O值。相应的δ17O和δ18O也进行平均并作为宿主δ17O和δ18O值。如果有任何数据点超出阈值范围，则排除此数据集，重新选择数据集。对于新的数据集重复此过程，以确定数据集是否均匀。这些计算是迭代进行的。符合阈值标准的数据点组合用于计算给定球粒的宿主Δ17O、δ17O和δ18O值。在计算球粒的宿主值时排除的数据点被识别为氧同位素残余颗粒。宿主值的不确定性计算程序与Hertwig等人（2019a）描述的方法相同。对于宿主δ17O和δ18O值，不确定性是通过以下各项的平方和的平方根来传播的：(i) 用于计算宿主值的分析的2个标准误差的平均值（2SE = 2SD/n），其中2SD代表未知样品的2SD或括号内分析的2SD，以较大者为准；(ii) 括号分析的2SE；(iii) 一个固定值，以考虑由于样品几何形状和地形可能导致的质量依赖性分馏（δ18O为±0.3‰，δ17O为±0.15‰；Kita等人，2009）。宿主Δ17O值的不确定性是通过(i)和(ii)的平方和的平方根来传播的。SIMS分析后，获得了溅射点的BSE图像，以确认样品表面没有裂纹或其他矿物与坑洞重叠。如果发现任何重叠，则排除该分析点。所有SIMS坑洞的BSE图像总结在图S19–S33中。

2.3. 整体组成
我们通过结合模式矿物丰度和其组成矿物的平均组成，计算了球粒核、火成边缘和整个层状球粒的总体元素组成。从EPMA（橄榄石、辉石）或SEM-EDS（斜长石和铁相）获得了单个矿物的平均组成。通过在BSE图像上像素计数和/或使用ImageJ软件进行元素映射，确定了每个球粒中各相（橄榄石、辉石、斜长石、铁和空隙）的面积分数，并假设这些代表每个相的三维体积分数。通过将相应矿物的密度（橄榄石：3.27 g/cm3；辉石：3.2 g/cm3；斜长石：2.73 g/cm3；铁金属：7.87 g/cm3）与其面积分数相乘来估计矿物的质量分数。我们使用球粒核、火成边缘和整个球粒中每种矿物的平均元素浓度来计算单个球粒的总体组成。尽管这种方法提供了总体组成的合理的一阶估计，但它涉及一些不确定性。特别是，那些在球粒核和边缘中丰度始终低于大约1%的元素被排除在进一步解释之外，因为它们可能会受到模式比例或分析精度的微小变化的影响。

3. 结果
3.1. 岩相学和矿物化学
下面讨论的球粒类型比例基于在NWA 6991的9个厚切片中识别出的657个球粒的岩相分类（表2）。下面的SIMS分析是在从这些分类的球粒中选出的15个代表性球粒上进行的，旨在表征更广泛球粒群体中的代表性纹理和组成类别。橄榄石和辉石的个别元素组成显示在表S2中。在这项研究中分析的十五个球粒中，Ch9（图1a）被识别为包裹化合物球粒，其二次球粒和一次球粒之间的接触角度超过180°（Rubin，2010），而六个被分类为层状球粒，其特征是火成边缘完全包裹球粒核，并且表现出与核不同的纹理和颗粒大小（图1b–h）（Rubin，1984；Rubin和Wasson，1987；Weisberg等人，1993；Krot和Wasson，1995；Krot等人，2004；Rubin，2010）。铁以Fe-Ni金属、硫化物和氧化物相的形式存在，在本研究中统称为Fe相。在许多情况下，Fe相出现在球粒核和火成边缘之间，火成边缘中的橄榄石和辉石颗粒大小比核中的小（例如，图1e，h）。包裹化合物球粒和层状球粒的核由条纹状橄榄石（BO）（图1a，c）、斑状橄榄石辉石（POP）（图1b，d，e，f）或斑状橄榄石（PO）（图1g）组成，而球粒核周围的边缘由POP或斑状辉石（PP）（图1a–h）组成。在六个层状球粒中，Ch31的核是BO，周围有火成边缘，两个BO核分别位于外部，周围有POP火成边缘（图1c）。BO核中几乎没有Fe相，这与Libourel和Portail（2018）的观察结果一致，而Fe相普遍存在于周围的火成边缘中。与BO核不同，斑状核中的Fe相以橄榄石中的圆形包裹体、玻璃质基质内的球形泡状物以及通常几十微米大小的不规则颗粒形式存在（图1b，d，e）。这些纹理差异可能是由于核在高温条件下的长时间演变造成的，与火成边缘的形成条件不同。在这样的条件下，铁在球粒熔体中足够熔化，使得金属滴聚集成更大的、更不规则的Fe相。橄榄石和辉石之间的Mg#差异可能是由于橄榄石中的Fe-Mg互扩散速率比辉石快，导致橄榄石中的原始Mg#发生了改变（例如，McCoy等人，1991年；Hertwig等人，2019a年）。Fe的来源可能是周围的基质材料。另外，Fe-Mg互扩散的程度也可能取决于与球粒陨石中存在的Fe相的距离（Libourel和Portail，2018年）。无论如何，热变质球粒陨石中橄榄石颗粒的Mg#很可能在球粒形成后发生了变化，可能不代表球粒形成时的原始Mg#。本研究中的球粒陨石橄榄石和辉石的Mg#在给定的球粒内显示出微妙的差异（图2），这表明NWA 6991中的球粒经历了热变质。因此，在这项研究中，我们使用辉石的Mg#作为球粒形成时的代表性Mg#值。两个BO球粒陨石不含有辉石，因此它们的Mg#是根据橄榄石的Mg#计算得出的。我们注意到，橄榄石和辉石的Mg#取决于它们的结晶温度，因此使用辉石的Mg#作为代表性值可能会引入相对于球粒熔体真实组成的偏差。

图2. 球粒陨石中的橄榄石和辉石Mg#图。还展示了被认为是最原始的CV3red球粒陨石NWA 8613的数据（Hertwig等人，2019a年）以供比较。黑色实线代表一对一的关系。由于母体的热改变，图表按照图中箭头所示的方向移动。误差条为2SD。仅绘制了同时含有橄榄石和辉石的球粒陨石。

除了包裹层球粒、层状球粒和BO球粒陨石外，还研究了四个富FeO球粒陨石（图3a–d）和两个含尘埃橄榄石的球粒陨石（图3e–f）。在这项研究中，我们将辉石Mg#低于98且不含尘埃橄榄石的球粒陨石定义为富FeO球粒陨石，以便研究与典型的CV I型球粒陨石（Mg#≥98）的关系。在这些球粒陨石中，橄榄石和辉石的Mg#在同一个球粒内显示出微妙的差异。研究结果表明，NWA 6991中的球粒陨石经历了热变质。因此，在这项研究中，我们使用辉石的Mg#作为球粒形成时的代表性Mg#值。

此外，还研究了四种富FeO球粒（图3a–d）和两种含尘埃橄榄石的球粒陨石（图3e–f）。在这项研究中，我们将辉石Mg#低于98且不含尘埃橄榄石的球粒陨石定义为富FeO球粒陨石，以便研究与典型的CV I型球粒陨石（Mg#≥98）的关系。这些球粒陨石中，橄榄石和辉石的Mg#在同一球粒内显示出微妙的差异。研究结果表明，NWA 6991中的球粒陨石经历了热变质。因此，在这项研究中，我们使用辉石的Mg#作为球粒形成时的代表性Mg#值。

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图3. NWA 6991（CV3）碳质球粒陨石中富FeO和含尘埃橄榄石的球粒的BSE图像。(a) Ch47（富FeO），(b) Ch49（富FeO），(c) Ch54（富FeO），(d) Ch57（富FeO），(e) Ch50（含尘埃橄榄石），以及(f) Ch63（含尘埃橄榄石）。缩写：dusty ol：含尘埃橄榄石，Fe：小Fe相，Hpx：高Ca辉石，ol：橄榄石。

含尘埃橄榄石的球粒Ch50由含尘埃的残余橄榄石颗粒以及不含Fe相的橄榄石和高Ca辉石组成（图3e）。橄榄石的Mg#范围为97.9至98.9。另一个含尘埃橄榄石的球粒Ch63含有无定形的高Ca辉石（Wo53），这些辉石填充了多面体到无定形残余橄榄石斑晶之间的间隙区域，这些残余橄榄石又被具有火成结构的橄榄石所包围（图3f）。Ch63中橄榄石颗粒的Mg#范围为87.0至99.6。

3.2 氧同位素组成
橄榄石和辉石的个别氧同位素数据见表S3和图4、图5、图6。本研究中分析的球粒陨石的宿主氧同位素值见表3，并在图7中进行了说明。SIMS分析的位置总结在图S19–S33中。

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图4. NWA 6991（CV3）碳质球粒陨石中包裹层球粒、层状球粒和BO球粒的氧同位素组成。红色圆圈：核心（橄榄石：Ol）；红色三角形：核心（低Ca辉石：Lpx）；蓝色圆圈：边缘（Ol）；蓝色三角形：边缘（高Ca辉石：Hpx）。参考线包括地球分馏（TF；Clayton等人，1991年）、Young和Russell（Y&R；Young和Russell，1998年）、原始球粒矿物（PCM；Ushikubo等人，2012年）以及碳质球粒无水矿物（CCAM；Clayton等人，1977年）的线。误差条为2SD。

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图5. NWA 6991（CV3）碳质球粒陨石中富FeO和含尘埃橄榄石的球粒的氧同位素组成。红色圆圈：橄榄石；蓝色三角形：低Ca辉石。每个球粒的特征显示在图的顶部中心。参考线与图4中的相同。

图6. (a) NWA 6991（CV3）碳质球粒陨石中含尘埃橄榄石球粒Ch63的BSE图像；(b) 含尘埃橄榄石球粒Ch63的氧同位素组成。红色圆圈：橄榄石（Ol）；绿色三角形：高Ca辉石（Hpx）。BSE图像(a)上标记的每个分析点(#1–13)对应于氧三同位素图(b)中的数字。参考线与图4中的相同。

表3. 分层（核心、边缘、宿主）、条纹状橄榄石（BO）和含尘埃橄榄石球粒的Mg#和宿主氧同位素组成。

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图7. CV球粒陨石中球粒的宿主氧同位素组成汇总。实心圆和三角形分别对应于此处研究的NWA 6991球粒陨石。蓝色圆圈：层状和包裹层球粒陨石；蓝色三角形：BO球粒陨石；红色圆圈：含尘埃橄榄石球粒；红色三角形：富FeO球粒陨石。CV球粒陨石的先前SIMS研究数据也进行了对比。文献来源：Allende（Rudraswami等人，2011年；Williams等人，2020年），Kaba（Hertwig等人，2018年）和NWA 8613（Hertwig等人，2019a）。参考线与图4中的相同。由于Ch63的内部同位素异质性较大，因此未包括在内。

我们分析了每个橄榄石和辉石的三到五个颗粒，包括在核心和边缘的部分，无论是包裹层球粒还是层状球粒。包裹层球粒（图4a）、层状球粒（图4b–g）和BO球粒（图4h–i）的氧同位素数据都绘制在原始球粒矿物（PCM；Ushikubo等人，2012年；Zhang等人，2022年）和/或碳质球粒无水矿物（CCAM；Clayton等人，1977年）的线上或附近。其中，只有层状球粒Ch36在其球粒核心含有富16O的残余颗粒（图4e）。如图4a–g所示，包裹层球粒和层状球粒的核心与火成边缘之间没有显著差异。层状球粒和BO球粒的宿主Δ17O、δ18O和δ17O值分别范围为?5.8 ± 0.7‰至?2.3 ± 0.8‰、?6.7 ± 0.9‰至2.2 ± 0.5‰和?9.0 ± 1.1‰至?1.1 ± 1.0‰（2σ）。大多数分析球粒的宿主Δ17O值与CV球粒中的I型球粒一致（例如，Rudraswami等人，2011年；Hertwig等人，2018年；Hertwig等人，2019a），但BO球粒Ch8的组成较为贫16O，δ17O约为?2.3‰。对于富FeO球粒，每个球粒测量了四到六个点，数据如图5a–d所示。这些数据点位于氧三同位素图的TF线上或以上。此外，它们的氧同位素数据也接近TF线和PCM/CCAM线的截距。含尘埃橄榄石球粒Ch50的氧同位素数据也位于TF线上（图5e）。Ch50中的一些橄榄石颗粒在TF线附近显示出Δ17O的微妙变化。另一个含尘埃橄榄石球粒Ch63在球粒内部表现出不同的氧同位素组成，包含富16O和贫16O的橄榄石颗粒（图6）。其中，含尘埃的残余橄榄石颗粒表现出贫16O的组成（Δ17O = 0.5 ± 2.4‰；2σ），而火成橄榄石边缘则表现出富16O的组成（Δ17O = ?6.1 ± 2.0‰；2σ）。高Ca辉石（Hpx）颗粒在Ch63中的组成介于富16O和贫16O的橄榄石颗粒之间（Δ17O = ?0.8 ± 2.2‰；2σ）。

表4. 包裹层球粒、层状球粒和BO球粒的核心和边缘的元素组成。如前所述，球粒陨石中记录的氧化还原条件似乎是相反的：大多数CC球粒陨石形成于还原条件下，而NC球粒陨石则形成于更氧化的条件下。这是因为球粒陨石记录的氧化还原条件不仅反映了H2O-冰和有机物的丰度，还反映了尘埃与气体的比例（例如，Connolly和Huss，2010年）。因此，如果尘埃与气体的比例低于原行星盘的内部区域，那么在原行星盘的外部区域可能会形成局部还原条件。

图9. 富含FeO的球粒陨石、含尘橄榄石球粒陨石、条带状橄榄石（BO）球粒陨石以及分层和包层复合球粒陨石的核心和边缘的Δ17O值。对于分层和包层复合球粒陨石，每个球粒的核心和边缘数据成对显示。图中的红色阴影区域表示普通球粒陨石的成分范围（Kita等人，2010年）。蓝色阴影区域表示典型I型CV球粒陨石（Mg# ≥ 98）的平均值和2σ范围（Rudraswami等人，2011年；Hertwig等人，2018年；Hertwig等人，2019a年；Williams等人，2020年；Fukuda等人，2024年）。误差条为2σ。

含尘橄榄石球粒陨石Ch50中的橄榄石和辉石颗粒并不总是富含FeO（Mg# ≈ 89.0–99.5）。这些球粒陨石中含有含有小尺寸Fe金属颗粒（约μm大小）的橄榄石颗粒，这些颗粒可能是通过以下反应使橄榄石中的FeO还原形成的（Jones和Danielson，1997年；Leroux等人，2003年）：
Fe2SiO4（在橄榄石中）= 2Fe（金属中）+ xSiO2（熔体中）+ 1-xSiO（气体中）+ 3-x/2O2（气体中）
通过这一过程，橄榄石颗粒的Mg#变得更加富MgO，这意味着在固体Fe还原过程之前，含尘橄榄石球粒陨石中的橄榄石颗粒的Mg#可能较低。值得注意的是，含尘橄榄石球粒陨石在碳质球粒陨石中较为罕见，但在普通球粒陨石中较为常见（Jones，2012年）。

总体而言，岩石学和化学特征表明，所研究的O同位素类似NC的球粒陨石或其前体硅酸盐尘埃表现出介于CV球粒陨石群体之间的中等Mg#。这些观察结果表明，CV球粒陨石中的NC类似球粒陨石形成于比典型I型（Mg# ≥ 98）CV球粒陨石更为氧化的局部条件下，但并不像典型的II型CV球粒陨石（Mg# < 80）那样处于极氧化的条件下。

在含尘橄榄石球粒陨石中，值得注意的是Ch63表现出高度异质的O同位素组成（图6）。正如Jacquet（2021年）所讨论的，Ch63上部的叶状结构可以解释为在球粒形成过程中与一个独立液滴的碰撞结果。然而，仅凭这种简单的碰撞情景无法完全解释Ch63中观察到的岩石学纹理和同位素异质性。如果O同位素异质性是通过与独立液滴的碰撞形成的，那么应该会有明确的边界和双峰同位素分布。相反，Ch63表现出由矿物学或纹理控制的O同位素异质性（图6），其间隙辉石的同位素组成介于富16O的橄榄石边缘和贫16O的含尘橄榄石颗粒之间。此外，Ch63还表现出复杂的岩石学纹理，包括含尘橄榄石的生长和不规则的颗粒边界（图6），这些特征难以仅通过简单附着的硅酸盐尘埃来解释。因此，Ch63中观察到的O同位素异质性可以归因于与富16O的环境气体发生的部分熔化和同位素交换。Ch63内部的含尘橄榄石颗粒表现出贫16O的NC类似同位素组成，表明其内部的橄榄石是在NC储库中形成的。相比之下，该球粒外缘的橄榄石颗粒不含有细小的Fe金属颗粒，并且表现出更富16O的CC类似同位素组成（图6）。此外，在Ch63的边缘观察到了相对较大且不规则的Fe相（图6），这可以解释为部分熔化过程中小Fe气泡的聚集结果，与Leroux等人（2003年）的观察结果一致。Ch63内部含尘橄榄石颗粒与橄榄石边缘之间的O同位素差异表明，Ch63的NC类似前体经历了高温事件，导致了部分熔化。在此事件期间，很可能发生了与富16O环境气体的同位素交换和部分熔化，从而导致从原始贫16O的NC类似同位素特征转变为富16O的CC类似组成。高Ca辉石可能是在外部橄榄石边缘之后结晶的，这可能限制了气体与结晶高Ca辉石的熔体之间的有效O同位素交换。Ch63中观察到的矿物学控制的O同位素异质性可能是NC类似尘埃向外运输到CC储库（Williams等人，2020年；Schrader等人，2020年）以及随后热处理（Fukuda等人，2022年；2024年）的进一步证据。这种NC类似尘埃被运输到外部CC储库，并遇到了更富16O的环境，在那里形成了I型CC球粒陨石。随后它经历了部分熔化和气体-熔体交换，产生了NC-CC中间型的高Ca辉石和CC类似橄榄石外层。导致Ch63中观察到的含尘橄榄石形成的FeO还原可能是对与运输相关的氧化还原条件变化的响应。然而，也有可能是在运输到外部CC储库之前就已经形成了这些特征，因为含尘橄榄石在普通球粒陨石中相对常见（Jones，2012年）。总体而言，Ch63中记录的矿物学和同位素证据突显了原行星盘内的多样化环境和动态过程，例如尘埃的形成和运输，以及太阳系演化最早阶段在不同时间和/或不同区域发生的多次加热事件。类似的案例也在Kita等人（2010年）的研究中有所报道，他们描述了来自Semarkona（LL3.0）的IA型球粒陨石CH44，其中含有贫16O的残余橄榄石核心，其外缘被富16O的橄榄石覆盖。他们认为CH44形成于一个以富16O环境气体为特征的最后储库中，而其前体物质包括来自普通球粒陨石形成区域的成分。我们认为CH44的形成过程与本研究对Ch63的推断类似，即先是有同位素不同的前体尘埃的运输，随后在不同的气体储库中发生熔化。CH44与Ch63之间的关键区别在于CH44随后被 transport 回到普通球粒陨石形成区域。

4.2 分层球粒陨石的形成机制和同位素特征
本研究分析的分层球粒陨石的岩石学特征表明，它们是通过原本包围初级球粒表面的尘埃覆盖层的熔化和再结晶形成的（Krot等人，2004年）。这些围绕初级球粒的尘埃覆盖层可能来源于大小从毫米到厘米不等的不规则、高孔隙率的尘埃球（Rubin，2010年）。这些尘埃球可能是通过尘埃颗粒的静电聚集（Love和Pettit，2004年）或由于太阳星云中的气体拖拽作用导致的局部尘埃浓缩而形成的（Haghighipour，2004年）。低速碰撞可能将球粒陨石纳入这些尘埃球中，从而在初级球粒周围形成了尘埃覆盖层。本研究中发现的具有厚火成边缘的相对较大的球粒陨石进一步表明，这些球粒陨石形成于局部尘埃丰富的星云环境中。这样的解释得到了附着复合球粒陨石的存在支持，在BO球粒陨石的外缘观察到较小的球粒陨石在高温下与较大的球粒陨石发生碰撞（图1k）。这表明球粒陨石是在尘埃丰富的环境中形成的，而且尘埃经常附着在球粒核心上（Bischoff等人，2017年）。

已经提出了几种形成火成边缘的机制，包括部分熔化、球粒陨石外围的铁镁硅酸盐还原和分步结晶（Krot等人，2004年）。然而，这些机制似乎与本研究中分析的球粒陨石的岩石学观察结果不一致。例如，部分熔化过程会导致球粒陨石外层的再结晶。相比之下，分层球粒陨石Ch31的核心由保留有厚橄榄石壳的BO结构组成（图1c），这些橄榄石壳是在球粒表面在气体辅助下的外延生长过程中形成的（Libourel和Portail，2018年；Faure等人，2022年）。BO分层球粒陨石中存在的厚橄榄石壳（图1c）反对通过部分熔化形成火成边缘的观点，因为壳层应该在部分熔化过程中消失。同样，保存完好的核心-边缘结构也不只是单个球粒熔体分步结晶的结果。因此，本研究中分析的分层球粒陨石的火成边缘的主要形成机制被认为是由围绕球粒核心的多孔尘埃球中的尘埃覆盖层的熔化和再结晶形成的，没有核心的显著熔化。

van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）测量了来自CV球粒陨石Allende（CV3.6）和Leoville（CV3.1–3.4）的分层球粒陨石以及BO球粒陨石的核心和边缘的mass-independent ε54Cr和μ30Si组成。根据他们的发现，分层球粒陨石的核心保留了NC类似组成，而其外缘则表现出NC类似或CC类似的组成。此外，由于球粒陨石边缘和周围细粒边缘（FGRs）的同位素组成接近CI球粒陨石中的组成，他们得出结论，CV球粒陨石中的分层球粒陨石和BO球粒陨石的核心是由NC类似前体材料形成的，而火成边缘则是通过混合CI尘埃形成的。此外，Onyett等人（2024年）提出，具有NC类似同位素特征的BO球粒陨石是在内部盘中与NC无球粒陨石同时形成，甚至更早形成（<1 ma after CAI形成；Kruijer等人，2013年；Schiller等人，2015年），这是基于普通球粒陨石和橄榄石球粒陨石中的μ30Si组成在CAI形成后约2 Ma向正值演变的事实（Onyett等人，2023年）。然而，这种简单的运输和混合模型并不能完全解释本研究中获得的O同位素数据。van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）分析的分层球粒陨石与这里研究的NWA 6991中的分层球粒陨石具有相似的纹理特征。因此，有理由预期本研究中分析的分层球粒陨石的同位素特征与van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）研究的结果相似。具体来说，分层球粒陨石和BO球粒陨石的核心预计会表现出NC类似同位素组成，而其火成边缘则预计会接近CC类似同位素组成。然而，与Cr和Si同位素系统不同，这里研究的分层球粒陨石和BO球粒陨石在其核心和火成边缘都表现出均匀的CC类似同位素组成（图9）。分层球粒陨石的核心和边缘的Δ17O值（?6.0?±?1.0‰至?4.1?±?0.9‰；2σ）与典型I型（Mg# ≥98）CV球粒陨石的宿主O同位素组成一致（平均Δ17O?=??5.2?±?1.8‰（2SD）：Rudraswami等人，2011年；Hertwig等人，2018年；Hertwig等人，2019a年；Williams等人，2020年；Fukuda等人，2024年）在分析不确定性范围内（图9）。我们推断，分层球粒陨石的核心和火成边缘的均匀CC类似O同位素组成表明，它们的最终熔化都发生在CC储库中。这表明van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）提出的情景，即NC类似球粒陨石在内部盘中形成后直接被运输并融入CV球粒陨石母体，无法完全解释本研究中获得的O同位素数据。然而，分层球粒陨石的核心保留着NC类似的Cr和Si同位素特征，强烈表明这些核心来源于NC来源的前体材料，因此并不必然与van Kooten等人（2021年）和Onyett等人（2024年）提出的基本概念相矛盾。需要注意的是，尽管橄榄石和辉石之间的Mg#差异（图2）表明NWA 6991球粒陨石在其母体上经历了热变质作用，但本研究中获得的O同位素组成不太可能受到母体内二次改变的影响。确实，Rudraswami等人（2011年）的研究表明，在Allende（CV3.6）中，与NWA 6991相比，经历了更广泛的改变，尽管如此，橄榄石和辉石的主要Δ17O值在改变过程中保持不变，只有斜长石更容易受到二次改变的影响。在这项研究中，仅分析了橄榄石和辉石，并认为二次改变的影响可以忽略不计。考虑到层状球粒陨石的核心具有类似于NC（普通球粒陨石）的Cr和Si同位素特征，而其火成边缘由于吸收了类似CI（碳质球粒陨石）的尘埃并随后发生熔融，因此具有更类似于CC的特征（van Kooten等人，2021年；Onyett等人，2024年），可以合理假设这里研究的层状球粒陨石的核心最初具有类似于NC的O同位素组成。这些核心随后被输送到CC储库中，在那里形成了具有更类似于CC的Cr和Si特征的火成边缘。具体来说，van Kooten（2021年）研究的火成边缘的ε54Cr值略微为负值，因此类似于NC，但相对于核心的成分更接近CC。CC类物质对火成边缘的贡献得到了相关Zn同位素组成的支持（van Kooten等人，2021年）。层状球粒陨石核心中观察到的一致的CC类O同位素组成表明，它们最初的NC类O同位素组成在初次形成后完全转变为CC类值。虽然层状球粒陨石的核心和火成边缘中的一致的CC类O同位素组成表明在球粒陨石形成过程中发生了NC类前体尘埃与CC类成分之间的同位素交换，但也必须考虑Cr和Si等元素的同位素交换程度。球粒陨石熔体与周围气体之间的同位素交换率仍然不确定。太阳组成中Cr的丰度比氧低三个数量级（Grossman等人，2008年），这表明球粒陨石熔体与太阳星云气体之间的Cr同位素交换可能不如氧有效。岩石学和同位素证据表明，I型球粒陨石的形成是在开放系统条件下进行的，因此气体-熔体相互作用对于理解球粒陨石的同位素系统至关重要（例如，Libourel等人，2006年；Nagahara等人，2008年；Libourel和Portail，2018年；Marrocchi等人，2018年；Marrocchi等人，2019年）。关于Si同位素，应当考虑SiO气体与球粒陨石熔体之间的相互作用。正如Chaumard等人（2021年）所讨论的，球粒陨石形成区域的环境温度明显低于Si的凝结温度（例如，Desch等人，2018年；Schrader等人，2018年）。因此，环境气体中的SiO应该是由自身的球粒陨石前体尘埃通过蒸发产生的。在这种情况下，气体-熔体相互作用会改变质量相关的Si同位素组成（Villeneuve等人，2020年），但在短暂加热过程中不会影响球粒陨石熔体的质量无关的Si同位素组成。基于上述讨论，尽管需要进一步通过对单个层状球粒陨石进行多元素同位素分析来验证这一情景，但这里研究的所有层状BO球粒陨石中一致? CC类 O-同位素组成表明，层状球粒陨石和BO球粒陨石在O-Cr-Si同位素系统上的差异可以通过周围气体与球粒陨石熔体之间的同位素交换条件的元素差异来解释。

4.3. 不同的球粒陨石前体，但I型CC球粒陨石形成区域存在共同的O-同位素储库
球粒陨石的Mg#与Δ17O值之间的关系为理解球粒陨石形成环境的氧化还原条件提供了关键见解。较高的尘埃与气体比例，以及球粒陨石前体中较多的H2O-冰含量，被解释为与更氧化的条件相关，球粒陨石中Mg#的增加对应于越来越氧化的形成环境（例如，Connolly和Huss，2010年）。Tenner等人（2015年）以及Hertwig等人（2018年，2019a年）认为，CR和CV球粒陨石中Δ17O值的变化可以通过向16O贫瘠的无水尘埃前体中添加16O丰富的H2O-冰的程度来解释。例如，Mg# > 99且Δ17O = -8‰的I型球粒陨石的特征对应于无水条件，其尘埃富集程度约为太阳星云条件的50–100倍，而相对于CI球粒陨石尘埃，H2O-冰的富集程度不到0.6倍。相比之下，Mg# < 90且Δ17O约为-2‰的II型球粒陨石形成于尘埃富集程度更高的盘状区域（约2000倍），相对于太阳星云气体，H2O-冰的富集程度约为1–2倍。尽管上述质量平衡模型被用来解释CC球粒陨石之间的O-同位素变化，但尘埃橄榄石球粒陨石Ch63的O-同位素系统却无法完全用这个模型来解释。如第4.1节所讨论的，Ch63的前体硅酸盐尘埃的O-同位素组成类似于NC（Δ17O约为0.5 ± 2.4‰；2SD），这一点在尘埃残留的橄榄石颗粒中得到了记录。为了解释橄榄石边缘的CC类O-同位素组成，需要一个16O丰富的成分，而不是16O贫瘠的H2O-冰。这个16O丰富的成分可能来源于难熔性包裹体或前一代I型CC球粒陨石。如果这些16O丰富的前体尘埃与NC类尘埃共存，并且球粒陨石的形成发生了，那么周围气体可能比NC类前体尘埃更富含16O，从而导致形成CC类橄榄石边缘。这种情景不需要16O贫瘠的H2O-冰，因此与Fe金属颗粒的形成一致（即，空间和时间上受限制的还原条件）。同样的情景也可以用于解释层状和BO球粒陨石的O-同位素演化（见第4.2节）。这种解释与Libourel等人（2023年）提出的最新模型一致，在该模型中，观察到的CC球粒陨石之间的O-同位素变化无需通过添加16O贫瘠的H2O-冰来解释。根据他们的模型，这些同位素变化可以由同位素不同的气体储库之间的高温混合引起。

通常认为，CC球粒陨石的前体硅酸盐尘埃比宿主球粒陨石更富含16O，这是基于AAO类16O丰富的残留橄榄石颗粒的存在（例如，Marrocchi等人，2019年）。然而，如上所述，情况并不总是如此，因为相对于宿主球粒陨石，也发现了16O贫瘠的残留颗粒（例如，本研究的尘埃橄榄石球粒陨石Ch63；Ushikubo等人，2012年；Libourel等人，2022年；Libourel等人，2023年；Fukuda等人，2022年，2024年），这表明16O丰富和16O贫瘠的硅酸盐尘埃都可能作为CC球粒陨石的前体。无论前体材料的O-同位素多样性如何，值得注意的是，大多数I型CV球粒陨石的宿主Δ17O值都集中在-5‰左右（图10）。其他CC球粒陨石，如CM、CO和Acfer 094以及少数CR球粒陨石也是如此（Tenner等人，2018年；Marrocchi等人，2024年；Libourel和Chaussidon，2011年及其中的参考文献）。这些观察结果表明，在CC球粒陨石形成区域存在一个共同的O-同位素储库，其Δ17O约为-5‰。

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图10. 本研究中分析的CV3球粒陨石（Allende、NWA 8613和Kaba）中FeO贫瘠和FeO丰富的球粒陨石的宿主Δ17O值分布直方图，以及NWA 6991（CV3）中的球粒陨石。文献数据来源包括Rudraswami等人（2011年），Hertwig等人（2018年），Hertwig等人（2019a年）；Williams等人（2020年），Fukuda等人（2024年）。

4.4. CV球粒陨石母体的吸积历史
最后，我们讨论CV球粒陨石母体的吸积历史。有人提出，CC球粒陨石母体是在木星轨道之外形成的（例如，Desch等人，2018年）。木星形成产生的物理屏障可能抑制了物质在其轨道上的径向传输，而传输效率可能取决于物质的大小。直径从几十微米到几百微米的小尘埃颗粒仍与气体保持耦合，并且能够穿过木星引起的压力波（Haugb?lle等人，2019年）。Schrader等人（2020年）认为，直径小于300微米的小尘埃颗粒可能已经穿越了木星的屏障，实际上，所有来自太阳系内部NC储库的CM球粒陨石中的小碎片都保持了小于300微米的尺寸。相比之下，本研究中发现的结果难以用上述情景来解释。本研究中显示具有NC类O-同位素特征的球粒陨石的直径都大于300微米，有些甚至超过1毫米（表1），表明它们不太可能穿越了木星屏障（Fukuda等人，2024年）。此外，值得注意的是，在NWA 6991球粒陨石中，FeO丰富的尘埃橄榄石球粒占球粒陨石总数的约5%（657个中的37个）（表2）。Schrader等人（2020年）报告称，CM球粒陨石中的大多数尘埃橄榄石球粒陨石显示NC类特征（Δ17O约为0‰）。此外，据报道，CV球粒陨石中Mg#约为90的尘埃橄榄石球粒陨石和FeO丰富的球粒陨石大多显示NC类O-同位素组成，其中一些的直径大于1毫米（Hertwig等人，2018年；Hertwig等人，2019a年；Williams等人，2020年；Fukuda等人，2024年）。考虑到这些发现，这些类型的球粒陨石（尘埃橄榄石和FeO丰富的球粒陨石）很可能系统性具有NC类同位素组成，占总CV球粒陨石数量的约5%。此外，如第4.2节所讨论的，如果层状球粒陨石和BO球粒陨石的前体起源于NC储库，那么融入CV母体的NC类成分的比例可能会更大。如果我们假设CV球粒陨石是在木星轨道之外形成的，那么所有这些碎片都必须穿越了木星引起的屏障，这似乎不太可能。相反，我们倾向于另一种可能性，即CV球粒陨石母体是在木星轨道内部形成的，可能靠近H2O雪线（van Kooten等人，2021年）。在H2O雪线附近，石块和气体的共同演化被认为会产生同位素不均匀性并触发行星体的形成（Dr??kowska和Alibert，2017年；Lichtenberg等人，2021年）。在这些模型中，当冰质石块穿过H2O雪线时，由升华产生的部分H2O蒸汽会向外扩散并在雪线之外重新凝结，增加了雪线外的石块表面密度。在H2O雪线内部，剩余的颗粒变成了直径较小的岩石尘埃颗粒，其迁移速度较慢，导致局部固体的积累。其中一些小尘埃颗粒通过湍流进一步向外重新分布，并重新穿过H2O雪线。这些过程的综合效应增强了雪线外的石块表面密度，并可能通过流动不稳定性触发行星体的形成。在这种情景下，H2O雪线可以作为过滤屏障，促进不同同位素组成的固体材料的空间分离。这一机制也适用于CC球粒陨石母体的形成，表明CC球粒陨石的形成并不局限于CV球粒陨石。在这个框架下，我们还提出CV球粒陨石母体的吸积区域可能比其他CC球粒陨石母体更靠近NC储库，从而使得CV球粒陨石中融入了更大比例的NC类成分（图11）。这是因为在其他CC球粒陨石中，具有NC类O-同位素特征的球粒陨石较为罕见（Schrader等人，2020年；Tenner等人，2017年及其中的参考文献）。此外，Only在CV和CK中观察到具有NC类Cr-Ti同位素组成的球粒陨石（Williams等人，2020年；Schneider等人，2020年；Fukuda等人，2024年；Anand和Mezger，2025年）。Cr同位素测量也表明，在金属丰富的CC球粒陨石（如CH和CB）以及CR球粒陨石中，具有NC类同位素特征的球粒陨石极为罕见，这表明它们的母体可能在更遥远的外部区域形成（van Kooten等人，2016年，2021年）。这些观察结果表明，CV球粒陨石母体可能因为其吸积区域更靠近NC储库而获得了更多的NC类材料。也可能是因为每种球粒陨石母体的吸积时间不同，导致类似NC的球粒群体存在差异，而不是吸积区域的不同。然而，CV、CO和CM球粒陨石的球粒形成时间和估计的吸积时间有所重叠（参见Fukuda等人2022年的讨论），这表明形成地点的差异比吸积时间的差异更有可能。下载：下载高分辨率图像（178KB）下载：下载全尺寸图像图11. CV球粒形成和CV球粒陨石母体吸积模型的示意图。类似NC的球粒通过湍流扩散和/或盘风等机制在太阳原行星盘中向内和向外运输。一些向外运输的类似NC的球粒与富含16O的环境气体发生了同位素交换，形成了含尘橄榄石球粒Ch63，以及可能的BO球粒和层状球粒。这些球粒随后被纳入CV球粒陨石母体的吸积区域，位于H2O雪线之外的高密度区域（例如，Dr??kowska和Alibert，2017年；Lichtenberg等人，2021年）。与其他碳质球粒陨石（如CM和CO）相比，CV球粒陨石中类似NC的成分比例较高，表明CV球粒陨石母体的吸积区域更接近NC储库（van Kooten等人，2021年）。van Kooten等人（2021年）基于CV球粒核心均匀的类似NC的Cr同位素组成，提出了CV球粒陨石母体在木星轨道内吸积的观点。他们还指出，可以通过从木星轨道外添加类似CI的尘埃来解释火成边缘的形成。即使CV球粒是在木星轨道内形成的，类似CI的尘埃也只有几微米大小，可能会穿过原木星屏障（Schiller等人，2018年；Haugb?lle等人，2019年）。在这种情况下，从NC储库向外运输的类似NC的物质可能会通过与来自木星轨道外的类似CI的尘埃的吸积而被重新利用。这里研究的类似NC的球粒避免了进一步熔化事件，这些事件最终将类似NC的前体成分转变为CC成分，形成了典型的CV球粒（图11）。这一情景也可以解释在木星轨道内存在贫水和小水含量的小行星，这些小行星可能是在小行星带内原位形成的，而不需要大Tack假说所解释的小行星散射（Walsh等人，2011年），以及可以解释CC球粒中Δ17O-Mg#相关性的CC球粒形成（Chaumard等人，2021年）。尽管CV球粒陨石母体在雪线附近的吸积可以解释CV球粒的同位素特征，但仍有许多重要问题需要考虑。虽然一些CC球粒陨石中已经报告了类似NC的球粒的存在，但从太阳系外部向内部运输并融入CV球粒陨石的类似CC的球粒的报告非常有限（Kita等人，2010年；Marrocchi等人，2024年）。这表明，从外部CC储库向CV球粒陨石母体的大规模球粒运输并不常见。一种可能的解释是CC球粒是在NC球粒陨石母体吸积之后形成的。包括普通球粒、顽火辉石球粒和R球粒在内的NC球粒陨石母体的吸积年龄分别估计为CAI形成后的2.14±0.1 Ma、1.83±0.1 Ma和2.1±0.1 Ma（Sugiura和Fujiya，2014年）。相比之下，最近的研究表明，主要CC球粒陨石中的球粒主要形成于CAI形成后的约2.2 Ma之后，并且系统地比推断的NC球粒陨石母体的吸积年龄要年轻，尽管有少数例外。例如，CO和CM球粒的Al-Mg年龄约为CAI形成后的2.2–2.8 Ma（Fukuda等人，2022年），而Acfer 094和CV球粒的年龄约为2.3–3.0 Ma（Ushikubo等人，2013年；Nagashima等人，2017年；Hertwig等人，2019b年）。因此，即使CC储库中的球粒形成了并向内部运输，NC球粒陨石母体也已经完成了吸积过程，不会吸收新到达的球粒。另一个重要问题是“CAI储存问题”。尽管认为CAI是在靠近太阳的高温区域形成的，但在更遥远区域形成的CC球粒中含有丰富的CAI（0.5–10 vol%），而靠近太阳形成的NC球粒中则含有很少的CAI（<0.1 vol%）（Scott和Krot，2014年）。Desch等人（2018年）表明，通过湍流扩散（Yang和Ciesla，2012年）和/或引力不稳定性（Boss等人，2012年）等过程在盘中扩散的CAI可能会被木星屏障捕获，而木星轨道内的CAI则会被空气动力阻力清除，从而解释了NC和CC球粒陨石母体中CAI的丰度和球粒的大小。上述关于H2O雪线处的尘埃过滤机制及其相关的尘埃演化的解释不仅适用于球粒，也可能适用于CAI，导致它们被捕获在外盘。然而，未来的详细研究需要确认这些机制是否能够再现不同球粒群中观察到的CAI分布。未来的研究应该对单个球粒进行多元素同位素和年代测定分析，以进一步限制产生CV球粒成分多样性和原行星盘时空结构的物理化学条件。我们还应探索其他碳质球粒和非碳质球粒是否存在类似的多样性，从而更广泛地理解太阳原行星盘的结构。5. 结论在这项研究中，我们调查了NWA 6991（CV3）球粒中次要球粒的岩石学、化学和O同位素关系。我们总结如下：1. NWA 6991（CV3）球粒中含有富FeO的球粒（Mg# < 98）以及含尘橄榄石球粒，两者都表现出类似NC的同位素组成（?0.5±1.1‰ < Δ17O < 0.4±0.7‰；2σ），表明这些球粒是从NC储库向CC储库运输而来的。2. 一个含尘橄榄石球粒Ch63在其组成矿物中显示出明显的O同位素变化：内部的类似NC的残余橄榄石（Δ17O = 0.5±2.4‰；2SD），类似CC的橄榄石边缘（Δ17O = ?6.1±2.0‰；2SD），以及中等高钙的辉石（Δ17O = ?0.8±2.2‰；2SD）。我们将观察到的矿物间的同位素变化解释为类似NC的贫16O前体尘埃与富含16O的环境气体之间的部分熔化和同位素交换的结果。3. 包裹着化合物和层状球粒的核心和边缘以及BO球粒保持了均匀的类似CC的O同位素组成（?5.8±0.7‰ < Δ17O < ?2.3±0.8‰；2σ）。结合之前关于层状球粒中Cr和Si同位素系统的发现（van Kooten等人，2021年；Onyett等人，2024年），我们推断一些BO球粒和层状球粒的核心与CC储库内的类似NC的前体尘埃发生了同位素交换，这与含尘橄榄石球粒Ch63的形成情景一致。4. 含尘橄榄石球粒Ch63的O同位素系统，以及可能的层状和BO球粒，不能仅通过向富含16O的硅酸盐前体尘埃中添加贫16O的H2O-冰来解释。相反，它们可能与来自难熔夹杂物（CAI或AOA）和/或上一代CC球粒的环境气体发生了O同位素交换。值得注意的是，层状球粒和含尘橄榄石球粒Ch63的橄榄石边缘中观察到的O同位素组成处于典型的富Mg（Mg# ≥ 98）CV球粒范围内。富Mg CV球粒中Δ17O值围绕?5‰的聚集表明它们来自具有共通O同位素储库的同位素多様的前体（Δ17O ～ ?5‰）。5. 从岩石学、化学或O同位素上看，类似NC的球粒似乎占NWA 6991中所有球粒的至少5%，表明CV球粒陨石母体吸收了从NC储库向外运输的球粒。与其他CC球粒相比，CV球粒中类似NC的球粒比例较高，意味着它们的母体可能在靠近NC储库的区域吸积，可能靠近H2O雪线。这些发现有助于更广泛地理解球粒在太阳原行星盘中经历的材料的多样性和物理化学过程，揭示了CV球粒形成区域的环境。数据可用性数据可通过Mendeley Data获取：https://data.mendeley.com/datasets/7kgf7fhfrz/1。作者贡献声明Takuma Sumitani：写作 – 审稿与编辑，写作 – 原始草稿，可视化，调查，正式分析，数据管理，概念化。Kohei Fukuda：写作 – 审稿与编辑，验证，监督，项目管理，调查，资金获取，概念化。Takayuki Ushikubo：写作 – 审稿与编辑，方法学，调查，资金获取，数据管理。Rei Kanemaru：写作 – 审稿与编辑，方法学，调查，数据管理。Noriko T. Kita：写作 – 审稿与编辑，资源获取，资金获取。Koki Tsutsui：调查。Changkun Park：写作 – 审稿与编辑，方法学，调查，资金获取。Hwayoung Kim：方法学，调查。Pilmo Kang：方法学，调查。Kentaro Terada：写作 – 审稿与编辑，监督。