UNIVERSIDAD AUSTRAL DE CHILE Facultad De Ciencias Escuela De Geología

UNIVERSIDAD AUSTRAL DE CHILE Facultad de Ciencias Escuela de Geología

PROFESOR PATROCINANTE: DR. ALEXANDRE CORGNE INSTITUTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA FACULTAD DE CIENCIAS

CLASIFICACIÓN DE LOS METEORITOS DEL DESIERTO DE ATACAMA SAN

JUAN 086 Y TALTAL 001 REPRESENTADOS EN LAS MUESTRAS AIUC-01 Y

AIUC-2

Seminario de Graduación presentado como parte de los requisitos para optar al Título de Geólogo

RODRIGO EDMUNDO ECHEVARRÍA HENRY VALDIVIA-CHILE Mayo 2020 MIEMBROS DE LA COMISIÓN

PROFESOR PATROCINANTE: Dr. Alexandre Corgne Instituto de Ciencias de la Tierra Facultad de Ciencias Universidad Austral de Chile

PROFESOR COPATROCINANTE: Dra. Millarca Valenzuela Picón Departamento de Ciencias Geológicas Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas Universidad Católica del Norte

PROFESOR INFORMANTE: Ldo. Gabriel Pinto Morales Instituto de Astronomía y Ciencias Planetarias de Atacama Universidad de Atacama

AGRADECIMIENTOS.

El presente Seminario de Graduación fue parcialmente financiado por el proyecto DID

S-2017-13, cuyo investigador responsable es el Dr. Alexandre Corgne junto a la Dra. Millarca

Valenzuela Picón, y el proyecto FONDECYT Nº11171090 a cargo de la Dra. Millarca

Valenzuela Picón que financio los análisis QEMSCAN realizados. Para empezar, me gustaría agradecer al Dr. Alexandre Corgne por la oportunidad de estudiar y trabajar en un área de la geología que era completamente ajena a mí, llevándome a explorar más sobre lo que actualmente considero es una de las partes más bellas e interesantes de esta. Además de agradecer su paciencia y disponibilidad que me ha brindado para ayudarme a realizar este trabajo. A la Dra. Millarca

Valenzuela por dedicarse a enseñarme las bases prácticas y teóricas necesarias para poder realizar mi trabajo, junto con mostrarme la dedicación y motivación que me inspiraron al hacerlo.

Al cuerpo docente del Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad Austral que me formaron para llegar donde estoy actualmente. Especialmente al Dr. Mario Pino por ser siempre más que un profesor para resolver todo tipo de problemas.

Agradezco a mi familia por su inagotable apoyo durante toda mi vida que me ha llevado a alcanzar lo que he querido, siendo siempre un ejemplo de esfuerzo y dedicación inigualable. A mis amigos tanto viejos como nuevos que siempre se preocuparon por mí y estuvieron siempre presentes durante estos años. En especial a los que me ayudaron a terminar mi trabajo cuando no me quedaban energías para seguir como Guti, la Isi, la Gladys y el Mago. A Ana Javiera le agradezco por ser gran parte de mi alegría durante mi etapa universitaria, junto con mi confidente.

Índice de contenidos 1. RESUMEN ...... 1 1.1. Abstract ...... 3 2. INTRODUCCIÓN ...... 5 2.1. Fundamentos de Meteorítica ...... 5 2.2. Objetivo general ...... 7 2.3. Objetivos específicos ...... 7 3. MATERIALES Y MÉTODOS ...... 9 3.1. Área de hallazgo de los meteoritos ...... 9 3.2. Metodología de clasificación ...... 11 3.2.1. Clasificación primaria ...... 11 3.2.2. Clasificación secundaria, terciaria y post caída ...... 14 3.2.2.1. Tipo Petrológico ...... 17 3.2.2.2. Metamorfismo de choque...... 21 3.2.2.3. Meteorización terrestre ...... 29 3.2.3. Propiedades mineralógicas de los condritos ...... 32 3.3. Técnicas analíticas de Laboratorio ...... 39 3.3.1. Microscopio óptico ...... 39 3.3.2. Microscopio electrónico de barrido ...... 40 3.3.3. QEMSCAN ...... 41 3.3.4. Susceptibilidad magnética ...... 41 4. RESULTADOS ...... 46 4.1. Susceptibilidad magnética ...... 46 4.2. Descripción macroscópica ...... 47 4.2.1. Muestra AIUC-01 ...... 47 4.2.2. Muestra AIUC-02 ...... 48 4.3. Descripción microscópica ...... 49 4.3.1. Muestra AIUC-01 ...... 49 4.3.1.1. Características texturales ...... 49 4.3.1.2. Cóndrulos ...... 54 4.3.1.3. Matriz ...... 57 4.3.1.4. Mineralogía Primaria ...... 60 4.3.1.5. Características composicionales ...... 64 4.3.1.6. Resumen de los principales componentes de la muestra AIUC-01...... 70 4.3.2. Muestra AIUC-02 ...... 70

4.3.2.1. Características texturales ...... 70 4.3.2.2. Cóndrulos ...... 73 4.3.2.3. Matriz ...... 76 4.3.2.4. Mineralogía Primaria ...... 77 4.3.2.5. Características composicionales ...... 80 4.3.2.6. Resumen de los principales componentes de la muestra AIUC-02 ...... 81 4.4. Datos químicos ...... 82 4.4.1. Análisis químico SEM ...... 82 4.4.2. Datos QEMSCAN...... 82 4.5. Evidencias de Metamorfismo de choque ...... 86 4.5.1. Muestra AIUC-01 ...... 86 4.5.2. Muestra AIUC-02 ...... 93 4.6. Mineralogía Secundaria ...... 94 4.6.1. Muestra AIUC-01 ...... 94 4.6.2. Muestra AIUC-02 ...... 96 5. DISCUSIÓN ...... 99 5.1. Clasificación Primaria ...... 99 5.2. Tipo Petrológico ...... 99 5.2.1. Muestra AIUC-01 ...... 100 5.2.2. Muestra AIUC-02 ...... 104 5.3. Clase de condritos ...... 105 5.4. Meteorización de las muestras ...... 108 5.5. Grupo Químico ...... 109 5.5.1. Susceptibilidad magnética ...... 109 5.5.2. QEMSCAN ...... 112 5.5.3. SEM ...... 113 5.5.4. Petrografía ...... 114 5.6. Estado de choque ...... 115 5.6.1. Muestra AIUC-01 ...... 115 5.6.2. Muestra AIUC-02 ...... 117 5.6.3. Relación entre metamorfismo de choque y meteorización ...... 118 5.7. Tipo de brecha de la muestra AIUC-01 ...... 118 5.8. Condiciones del cuerpo parental ...... 123 5.8.1. Origen ...... 123 5.8.2. Características ...... 127

5.9. Resultados Museum für Naturkunde ...... 129 6. CONCLUSIONES ...... 132 7. REFERENCIA BILBIOGRÁFICA ...... 136 8. ANEXOS ...... 147

Índice de figuras

Figura 1: Mapa de la región de Atacama en Chile con la ubicación de recolección de los meteoritos...... 10 Figura 2: Perfil O-E de la región con la ubicación de las muestras señalada con la estrella negra...... 10 Figura 3: Diagrama de clasificación de meteoritos modificada de Krot et al. (2003). Junto a gráficos de clasificación porcentual de los meteoritos descubiertos y clasificación porcentual de los condritos. Clases menores se presentan con un *...... 15 Figura 4: Cantidad porcentual de condritos caídos vs hallados según la base de datos del Meteoritical Bulletin a la fecha de junio 2018. Modificada de Krot et al. (2003)...... 16 Figura 5: Tipos petrológicos de los condritos junto a los dominios de la alteración acuosa y el metamorfismo termal en estos. Zonas oscurecidas corresponden al rango observado. Modificado de Weisberg et al. (2006) y McCall (2006)...... 21 Figura 6: Secciones transversales ilustrado el desarrollo progresivo de una estructura de impacto simple, modificado de French (1988). (A) Etapa inicial de contacto entre el proyectil y la superficie, generando ondas de choque irradiando desde la zona de impacto. (B) Primera parte de la etapa de excavación, donde tras la onda de choque se genera una onda de tensión (rarefacción). (C) Mitad de la etapa de excavación donde las ondas de choque y rarefacción se siguen expandiendo; en la cavidad en expansión se forma fundido por impacto. Al finalizar la etapa de excavación la cavidad llega a su tamaño máximo, el material eyectado logra su extensión máxima y se genera el alzamiento del borde del cráter. (D) Comienza la etapa de modificación donde los bordes alzados del cráter colapsan y caen dentro de la cavidad junto con parte del material eyectado para formar una brecha. (E) Estado final del cráter con una depresión cóncava rellenada por una brecha de material fundido, eyectado y colapsado desde el borde del cráter...... 23 Figura 7: Características de los estados de choque observados en minerales opacos de condritos ordinarios del grupo L. Barras blancas representan características inusuales (presentes en <10% de todos los granos opacos de la muestra), barras negras indican características comunes (observadas en >50% de todos los minerales opacos). Números en la sección de la plesita indican la temperatura mínima provocada por el choque en ºC registrado en minerales de kamacita y taenita. Modificado de Bennett y McSween (1996)...... 26 Figura 8: Equipo de microscopia electrónica de barrido y espectrómetro EDX a la izquierda utilizado para el estudio de los meteoritos...... 40 Figura 9: Susceptibilidad magnética de los meteoritos acondríticos. Modificado de Rochette et al. (2009)...... 42

Figura 10: Susceptibilidad magnética de los meteoritos condríticos. Modificado de Rochette et al. (2008)...... 42 Figura 11: Muestra de mano del meteorito AIUC-01. A) Corte transversal donde se aprecia la diferencia entre la corteza de fusión en la parte superior y el contenido de metales y cóndrulos en la sección pulida. B) Contacto entre ambas texturas de la muestra con una parte inferior de matriz fina oscura y una parte superior de matriz gruesa clara...... 48 Figura 12: Muestra de mano del meteorito AIUC-02. A) Sección pulida de la muestra de mano con la presencia de reflejos metálicos. B) Tonalidad rojiza de la muestra a lo largo de su textura clástica...... 49 Figura 13: Reconstrucción de la muestra AIUC-01 a luz transmitida con nícoles cruzados a través de la fusión de fotos individuales. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo...... 51 Figura 14: Reconstrucción de la muestra AIUC-01 a luz reflejada a través de la fusión de fotos individuales. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo...... 52 Figura 15: Límite entre las partes de la muestra AIUC-01 en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados, donde la parte A se caracteriza por una matriz oscura fina a la izquierda y la parte B se caracteriza por una matriz más gruesa de coloración más clara a la derecha...... 53 Figura 16: Límite entre las partes A y B de la muestra AIUC-01 en luz reflejada definido por una línea roja. La parte A en la parte inferior presenta un alto contenido de venillas rellenas por minerales opacos, principalmente kamacita y troilita. La parte B en la parte superior presenta minerales tanto silicatados como opacos menos choqueados, una menor densidad de venillas y fracturas y una mayor porosidad...... 53 Figura 17: Textura de cóndrulo de BO a la izquierda junto a relictos de cóndrulos al centro y derecha a luz reflejada en la parte A de la muestra AIUC-01...... 54 Figura 18: Relicto de cóndrulo BO en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados en la parte B de la muestra AIUC-01. A pesar de no conservar su esfericidad mantiene su textura intacta...... 55 Figura 19: Vista a luz transmitida polarizada y nícoles cruzados de AIUC-01 (B) de cóndrulos POP (izquierda y centro) junto a un cóndrulo C (derecha)...... 56 Figura 20: Vista a luz reflejada de cóndrulos con bordes difusos pero redondeados y rodeados por material más fino y metales en AIUC-01 (B)...... 56 Figura 21: La matriz de la parte A en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados se observa de una tonalidad oscura y grano fino rodeando minerales de olivino y feldespatos individuales dispersos o concentrados en cóndrulos y relictos de cóndrulos...... 57 Figura 22: Vista en luz reflejada en AIUC-01 (A) destacando la presencia de fracturas (color oscuro) junto a venillas rellenas de minerales opacos, óxidos y sulfuros...... 58 Figura 23: Matriz de AIUC-01 (B) alrededor de cóndrulos en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados, compuesta de minerales dispersos tanto silicatados como opacos presentando una coloración anaranjada junto a un tamaño de grano apreciable en el microscopio óptico...... 59

Figura 24: Fracturas en AIUC-01 (B) en luz reflejada ligadas principalmente a los minerales silicatados tanto en los cóndrulos como dispersos en la matriz. Las venillas se encuentran dispersas por la matriz al igual que en AIUC-01 (A). Fracturas y venillas no se presentan de forma pervasiva a lo largo de la muestra, sino que su presencia es puntual...... 59 Figura 25: Minerales primarios presentes a luz transmitida polarizada y nícoles cruzados en la parte A, principalmente olivinos y feldespatos y en menor medida piroxenos. Se encuentran principalmente dispersos y en tamaños cercanos al límite con la matriz de 200 µm...... 60 Figura 26: Vista en luz reflejada de la parte A de AIUC-01 evidenciando kamacita tanto como cristales anhedrales de tamaños cercanos a 500 µm rodeando minerales silicatados o como granos de menor tamaño concentrados principalmente en la matriz. La troilita presenta cristales de menor tamaño que la kamacita de forma anhedral junto a granos similares a los de la kamacita. La cromita se encuentra dispersa por la matriz en cristales menores a 200 µm...... 61 Figura 27: Fragmentos de olivinos y piroxenos de tamaños cercanos a 0,2 mm presentes en AIUC-01 (B) en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados, por lo que son considerados como parte de la matriz...... 62 Figura 28: Vista en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados donde se aprecia que los minerales de piroxenos de la parte B alcanzan tamaños cercanos al milímetro, los olivinos alcanzan tamaños cercanos a los 0,6 mm y feldespatos tamaños menores a 0,2 mm. Todos estos minerales se pueden encontrar como cristales aislados rodeados de minerales de tamaño más fino considerados matriz o dentro de cóndrulos...... 63 Figura 29: Minerales opacos de la sección B en luz reflejada. La kamacita (blanco) es anhedral con tamaños que superan el milímetro de largo. La troilita (amarillo) que alcanza a presentar la mitad de este tamaño forma junto a la kamacita gotas de fundido en la matriz que rodea a los cóndrulos. La cromita (gris) se encuentra principalmente como cristales menores a 200 µm dispersos por la matriz...... 64 Figura 30: Imágenes de electrones retrodispersados (BSE) de la parte B de AIUC-01 de un mineral opaco, cuyo borde presenta un cambio de tonalidad en forma de líneas de color gris claro a blanco en contraste con el resto del mineral de tonalidad grisácea más oscura...... 65 Figura 31: Mediciones de EDS de distintas secciones del mineral opaco con diferentes tonalidades que presentan una variación en el contenido porcentual de Ni y Fe...... 66 Figura 32: Imagen de electrones retrodispersos (BSE) de la parte B de AIUC-01 que presenta el contacto entre dos minerales opacos, cuyas texturas y composición se presentan de forma homogénea...... 68 Figura 33: Imagen de electrones retrodispersos (BSE) de la parte A de AIUC-01 que muestra la forma anhedral de minerales de kamacita (gris claro) y troilita (gris oscuro), cuyas texturas y composición se presentan de forma homogénea...... 69 Figura 34: Vista en luz transmitida polarizada en nícoles paralelos mostrando la textura condrítica granoblástica característica de la muestra AIUC-02. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo...... 71 Figura 35: Vista en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados mostrando Reconstrucción de la muestra AIUC-02 a luz transmitida polarizada a través de la fusión de fotos individuales. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo...... 72

Figura 36: Vista en luz reflejada mostrando la disminución del contenido metálico en la parte superior izquierda debido a un aumento en el grado de meteorización de la muestra AIUC-02. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo...... 73 Figura 37: Cóndrulo de PP afectado por venillas que generan alteración a oxidación en los minerales silicatados en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos...... 74 Figura 38: Cóndrulos de RP al centro de color gris junto a un cóndrulo C a su derecha arriba de color blanco afectado por venillas rellenas por material oxidado en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos...... 74 Figura 39: Cóndrulos de PP a la izquierda y centro de la foto junto a un cóndrulo POP en una matriz vítrea en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos...... 75 Figura 40: Cóndrulo de BO con varios cristales de olivino junto a minerales de piroxeno y olivino dentro de una matriz vítrea en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos...... 75 Figura 41: Minerales de tamaños cercanos a 200 µm y fragmentos de estos con tamaños menores en la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos, principalmente piroxenos y olivinos en menor medida. La matriz presenta una gran densidad de venillas rellenas por material oxidado cercano a los bordes que atraviesan dichos minerales...... 76 Figura 42: Límite entre el borde externo e interno de la muestra AIUC-02 en luz reflejada, donde se presencia el dominio del efecto de la meteorización. La parte exterior presente en el lado izquierdo de la muestra presenta venillas de minerales oxidados junto a cúmulos de óxidos, mientras que en la parte mejor conservada presente en el lado derecho se encuentran minerales opacos bien conservados y una mínima presencia de venillas con óxidos...... 77 Figura 43: Los fragmentos minerales presentes en la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados se encuentras dispersos en una matriz de minerales más finos. Por lo que no todos se encuentran asociados a cóndrulos ni a la matriz, sino a fragmentos aislados...... 78 Figura 44: Minerales opacos anhedrales de kamacita y troilita rodeando minerales silicatados en la muestra AIUC-02 en luz reflejada. Gran parte de estos son alterados principalmente en zonas más fracturadas de la muestra...... 79 Figura 45: Minerales opacos diseminados en la zona central de la muestra AIUC-02 en luz reflejada. Se encuentra kamacita, troilita y cromita junto a algunos óxidos en menor medida. A veces se puede encontrar a la troilita incluida en la kamacita...... 79 Figura 46: Minerales opacos en la muestra AIUC-02 visto a través del SEM con mediciones tanto en el núcleo caracterizado por una tonalidad blanca, y la aureola de alteración de los metales caracterizado por una tonalidad grisácea...... 80 Figura 47: Imagen BSE de cóndrulo en la muestra AIUC-02 con análisis químico (EDS) de sulfuros. Se puede apreciar el efecto pervasivo de la meteorización proveniente de la fractura rellena de óxidos en la zona inferior izquierda...... 81 Figura 48: Histograma de los porcentajes de olivino presentados en la Tabla 21...... 84

Figura 49: Mapa mineralógico de la muestra AIUC-01 creado a través de la metodología QEMSCAN...... 85 Figura 50: Mapa mineralógico de la muestra AIUC-02 creado a través de la metodología QEMSCAN...... 86 Figura 51: Bolsón de fundido con gotas de fundido en su interior afectando de forma pervasiva a la muestra AIUC-01 parte A en luz reflejada...... 87 Figura 52: Imagen BSE de la muestra AIUC-01 parte A donde se aprecia a las venillas rellenas de metales fundidos y los bolsones de fundido rellenos con gotas de fundido afectan de forma pervasiva a la muestra. En la parte superior derecha se aprecia el límite con la sección B de la muestra que no posee dicha característica...... 88 Figura 53: Set de fracturas rectas afectando a la parte A de la muestra AIUC-01 en luz reflejada. Se puede ver que hay familias de fracturas sin relleno (color negro) y venillas rellenas por metales (color claro)...... 88 Figura 54: Presencia de “mosaiquismo” en olivino con aspecto moteado durante su extinción en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados...... 89 Figura 55: Feldespatos fracturados en la matriz con extinción ondulosa a isotropía parcial. Fotografía a luz transmitida polarizada con nícoles cruzados de la parte A de la muestra AIUC- 01...... 89 Figura 56: Imagen BSE de la muestra AIUC-01 parte A presentando características de los feldespatos presentes. En la imagen se aprecia la existencia de fragmentos de minerales de olivino y piroxeno (gris claro) dentro de los minerales feldespáticos (gris oscuro), ramificaciones desde los minerales feldespáticos hacia los otros minerales silicatados que los rodean y la presencia de zonas fracturadas dentro de minerales feldespáticos sin evidencia de choque...... 90 Figura 57: Fracturas asociadas a minerales y cóndrulos junto a fracturas sinuosas que atraviesan la muestra AIUC-01 parte B en luz reflejada. Se pueden apreciar bolsones de fundido entre los cóndrulos y minerales dispersos en la matriz...... 91 Figura 58: Fracturas presentes en cóndrulos y minerales, sin relleno metálico. Se presentan bolsillos de fundido de forma menos pervasiva que en la parte A rodeando los minerales y cóndrulos con venillas rellenas de metales menores y gotas de fundido. Fotografía en luz reflejada...... 91 Figura 59: Olivino con dirección preferencial de fracturas planares a lo largo de la flecha señalada en la muestra AIUC-01 (A) a luz transmitida polarizada...... 92 Figura 60: Olivinos y piroxenos con direcciones preferenciales de fracturas planares a lo largo de las fechas blancas señaladas junto a fracturas irregulares. Fotografía a luz transmitida polarizada de la muestra AIUC-01 (B)...... 93 Figura 61: Minerales de olivino y piroxeno de la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados que presentan fracturas irregulares. Junto a los minerales con gran contenido de fracturas irregulares se encuentran granos de olivino y piroxenos con tamaños menores a 200 µm sin fracturas...... 94 Figura 62: Efecto de la meteorización en la parte A de la muestra AIUC-01. Minerales opacos cercanos a fracturas en la parte central se encuentran parcial o completamente reemplazados

por hidróxidos. En la parte superior de la imagen se distingue la alteración en la parte exterior de algunos minerales como la kamacita por limonita...... 95 Figura 63: Imagen de electrones secundarios de la disolución de un metal posiblemente producto de meteorización o la preparación de la lámina delgada de la muestra en la parte A de la muestra AIUC-01...... 95 Figura 64: Imagen de BSE de la muestra AIUC-02 con venillas de forma ondulada a la izquierda en contacto con un cóndrulo y minerales opacos reemplazados por clorhidróxidos. En la parte derecha de la imagen se ve como los minerales alejados de las venillas se conservan mejor de la meteorización...... 97 Figura 65: Efecto de disolución de minerales opacos en la parte externa de la muestra AIUC- 02 en luz reflejada. Los minerales alejados de las venillas y fracturas presentan un grado de meteorización menor al de los minerales en contacto o cerca de dichas estructuras...... 97 Figura 66: Imagen en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos de la muestra AIUC-02, donde se puede ver el material oxidado con color rojo tanto en venillas como encima de la matriz. Tanto los minerales como los cóndrulos se encuentran atravesados por las venillas. ... 98 Figura 67: Efecto de la meteorización reemplazando minerales tanto de kamacita como troilita por hidróxidos. Se puede apreciar como la kamacita se meteoriza desde el borde conservando el interior, mientras que la troilita se ve afectada según lineamientos intraminerales donde se depositan los productos de la meteorización...... 98 Figura 68: Valores de susceptibilidad magnética para los distintos grupos químicos de los condritos. Junto a estos se presentan los valores obtenidos de los condritos AIUC-01 y AIUC- 02. Modificado de Rochette et al. (2012)...... 110 Figura 69: Susceptibilidad magnética como log de χ frente a la escala de meteorización. El gráfico muestra el margen de error del valor de susceptibilidad magnética para el grupo químico H y L, al aumentar el valor de meteorización terrestre W. Los cuadrados blancos y grises representan los valores promedio de dichos condritos, y los rombos en la parte izquierda del gráfico el valor para condritos caídos. Modificado de Rochette et al. (2012)...... 111 Figura 70: Contenido molar de la Ferrosilita vs la Fayalita para los NEAs 241662 (2000 KO44) (triangulo negro), 19764 (2000 NF5) (circulo negro), 138404 (2000 HA24) (cuadrado negro), junto a los meteoritos LL (triángulos blancos), L (círculos blancos), H (cruces) y las muestras AIUC-01 (rombo rojo) y AIUC-02 (rombo azul). Los valores de los condritos ordinarios para comparar las muestras provienen de Nakamura et al. (2011) y los márgenes de error para los NEAs fueron determinados por Dunn et al. (2010). Modificado de Sanchez et al. (2013)...... 113 Figura 71: Esquema sobre la zona de formación de la brecha AIUC-01. La brecha tendría origen tras el impacto de un cuerpo a alta velocidad sobre el cuerpo parental condrítico. Dicho impacto formaría un cráter generando distintos tipos de residuos dependiendo de su cercanía con el punto de choque. En el caso de la brecha estudiada su origen sería producto del choque contra el cuerpo parental ejemplificado en la Figura 6, y el material se mezclaría en la zona de relleno post impacto para posteriormente ser sepultado en el cuerpo parental. Esquema simplificado de Stöffler et al. (1991)...... 121 Figura 72: Esquema sobre los escenarios geológicos para la formación de ciertos tipos de brechas producto de un impacto a menor velocidad (1,3 km/s) y mayor velocidad (4,5 a 5

km/s). Líneas semicirculares representan isobaras de presión de choque antes de la excavación del cráter, y círculo negro corresponde al proyectil. Esquema simplificado de Stöffler et al. (1988). La escala se encuentra exagerada, pero se considera el diámetro del asteroide en un rango de 0,1 a 1000 km y la proporción entre el proyectil y el cuerpo impactado muy menor a 1...... 123

Índice de tablas

Tabla 1: Resumen de los tipos petrológicos para condritos ordinarios modificados de Huss et al. (2006)...... 19 Tabla 2: Criterios para la clasificación de los tipos petrológicos modificados de Van Schmus y Wood (1967)...... 20 Tabla 3: Características de los estados progresivos del metamorfismo de choque para condritos ordinarios en minerales silicatados. Modificado de Stöffler et al. (1991)...... 25 Tabla 4: Clasificación de los tipos principales de brechas presentes en los meteoritos. Modificado de Bischoff et al. (2006)...... 28 Tabla 5: Estados progresivos de meteorización terrestre para condritos ordinarios. Modificado de Wlotzka (1993)...... 30 Tabla 6: Resumen del promedio de las propiedades petrológicas de los condritos ordinarios. Modificado de Krot et al. (2003), Vernazza et al. (2015) y Weisberg et al. (2006)...... 33 Tabla 7: Tipos texturales de cóndrulos y sus abundancias (en %vol) según grupo de condritos. Modificado de Scott y Krot (2006) y Jones (2012)...... 36 Tabla 8: Inclusiones presentes en los meteoritos condríticos. Modificado de (Scott y Krot, 2006)...... 39 Tabla 9: Valores de susceptibilidad magnética, error estándar, test de anisotropía, cálculo de la susceptibilidad magnética de masa y su anisotropía...... 46 Tabla 10: Valores de la susceptibilidad magnética en la UCN...... 47 Tabla 11: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales opacos de la Figura 31. .. 67 Tabla 12: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales de Fe-Ni de la Figura 32...... 68 Tabla 13: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los sulfuros de la Figura 32...... 68 Tabla 14: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales de Fe-Ni de la Figura 33...... 69 Tabla 15: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los sulfuros de la Figura 33...... 69 Tabla 16: Resumen del contenido porcentual de la lámina delgada de la muestra AIUC-01. ... 70 Tabla 17: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los puntos de la Figura 46...... 80

Tabla 18: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los sulfuros de la Figura 47. Las mediciones se realizaron en cristales independientes en la parte central para evitar el efecto de la meteorización...... 81 Tabla 19: Resumen del contenido porcentual de la lámina delgada de la muestra AIUC-02. ... 82 Tabla 20: Mineralogía detallada para ambas muestras en porcentaje peso...... 83 Tabla 21: Composición del olivino determinado por QEMSCAN...... 83 Tabla 22: Comparación de los datos de este trabajo con datos obtenidos por el curador Ansgar Greshake en el MNB...... 130

1. RESUMEN

Chile es uno de los países privilegiados para la conservación y acumulación de meteoritos gracias a la hiperáridez del desierto de Atacama. No obstante, presenta un bajo desarrollo en el estudio y recolección de estos comparado con otros países con condiciones menos propicias. El presente estudio tiene como objetivo realizar la clasificación de dos muestras encontradas en el desierto de Atacama, con el fin de apoyar al desarrollo de la disciplina de la meteorítica en un país con un enorme potencial como es Chile. Las muestras AIUC-01 y AIUC-02 estudiadas en este trabajo corresponden a fragmentos de los meteoritos oficialmente catalogados en el

Meteoritical Bulletin como San Juan 086 y Taltal 001, respectivamente.

Mediciones de susceptibilidad magnética, observaciones de microscopio óptico, microscopio electrónico de barrido y datos químicos de QEMSCAN fueron utilizadas para identificar a que grupo pertenecen las dos muestras de meteoritos, establecer el tipo petrológico, el estado de choque y el grado de meteorización terrestre de las muestras. Estas observaciones se fundamentaron principalmente sobre el estudio de los minerales de silicatos y metales.

Los resultados indican que ambos meteoritos corresponden a condritos, específicamente a la clase de condritos ordinarios según su contenido de cóndrulos y su mineralogía primaria. El grupo químico para la muestra AIUC-01 fue definido como L o “bajo en hierro" mientras que para la muestra AIUC-02 correspondería a H o “rico en hierro". Según los criterios utilizados la primera muestra correspondería a una brecha fragmental producto de la presencia de dos texturas, una fuertemente choqueada y oscurecida en contacto con una textura condrítica. Esta muestra presenta un tipo petrológico 5, un estado de choque S5 y un grado bajo de meteorización

W1. El segundo condrito presenta un tipo petrológico 4, un estado de choque S1 y un grado de meteorización W2.

Basado en los resultados obtenidos se puede identificar condiciones generales y parte de la historia de formación de los condritos estudiados. En primer lugar, ambas muestras serían producto de la acreción de material generado tras la formación de la nebulosa solar hace aproximadamente 4560 millones de años, como es el origen común de los condritos. Su cuerpo parental sería posiblemente parte de la familia de asteroides Hebe para la muestra AIUC-01 y

Gefion para la muestra AIUC-02 ubicado en la sección interna del cinturón de asteroides, basado en su grupo químico. El alto grado de metamorfismo termal definido por su tipo petrológico 4 implicaría que dicho cuerpo parental sufrió un aumento de temperatura entre 600 y 700 ºC mientras que la muestra con un tipo petrológico 5 alcanzaría temperaturas de 700 a 750 ºC. El metamorfismo de choque en la muestra AIUC-01 fue provocado por una presión de 45-55 GPa junto con un aumento de temperatura entre 600 y 850 ºC, lo que originaría la brecha de fundido presente. Este impacto de gran magnitud sería producto del choque de dos cuerpos a velocidades superiores a 4,5 km/s. En el caso del condrito AIUC-02 el estado de choque no supera los 4 a 5

GPa de presión con un aumento de temperatura de 10 a 20 ºC. Finalmente, el grado de meteorización generado tras la caída de los cuerpos en la Tierra es mínimo e incipiente, evidenciado únicamente en las zonas más externas de las muestras.

1.1. Abstract

Chile is one of the privileged countries to study meteoritics because it possesses with the Atacama Desert one of the best regions for the conservation and accumulation of meteorites. Surprisingly, this science is poorly developed at national level in comparison with other countries with less favorable conditions. The objective of this study is to classify two samples found in the Atacama Desert, as well as supporting the discipline of meteorology in a country with enormous potential such as Chile. The samples AIUC-01 and AIUC-02 studied in the present work correspond to fragments of meteorites officially registered in the Meteoritical Bulletin as San Juan

086 and Taltal 001, respectively.

Magnetic susceptibility measurements, observations of optical microscope, scanning electron microscope and chemical analysis from QEMSCAN were used to identify to which group the two meteorites belong, establish the petrological type, the state of shock and the degree of terrestrial weathering in the samples. These observations were grounded mainly on the content of minerals from silicates and metals.

The results indicate that both meteorites correspond to chondrites, specifically to the group of ordinary chondrites according to their content of chondrules and their primary mineralogy. The chemical group for the AIUC-01 sample was defined as L or “low iron” and the AIUC-02 sample would correspond to H or "high iron". According to the criteria used, the first sample would correspond to a fragmental breccia resulting from the presence of two textures, one strongly shocked and blackened in contact with a condritic texture. These sample presents a petrological type 5, a shock state S5 and a degree of weathering W1. The second

3 chondrite presents a petrological type 4, a state of shock S1 and a degree of weathering W2.

Based on the results obtained, general conditions and part of the formation history of the two ordinary chondrite fragments can be identified. First, both samples would be the product of the accretion of material generated after the formation of the solar nebula about 4560 million years ago, as is the common origin of chondrites.

Its parent body would be part of the Hebe asteroid family for AIUC-01 and part of the Gefion family for AIUC-02 located in the inner section of the asteroid belt, based on its chemical group. The high degree of thermal metamorphism defined by its petrological type 4 would imply that its parent body underwent an increase in temperature between 600 and 700 °C while the sample with a petrological type 5 would reach a temperature of 700 to 750 ºC. The shock metamorphism in the AIUC-

01 sample was caused by a pressure of 45-55 GPa together with an increase in temperature between 600 and 850 ºC, which originated the observed melt breccia.

This impact of great magnitude would be the product of the collision of two bodies at speeds above 4.5 km/s. In the case of AIUC-02 chondrite the shock state does not exceed 4 to 5 GPa with a temperature increase of 10 to 20 ºC. Finally, the degree of weathering generated after the fall on Earth is minimal and incipient, present only in the outermost zones of the samples.

2. INTRODUCCIÓN

2.1. Fundamentos de Meteorítica

Por definición, la geología es la ciencia que estudia tanto el origen como la evolución del planeta Tierra y de sus componentes. Sin embargo, en el último siglo, esta disciplina se ha expandido a estudiar el origen y la evolución de otros cuerpos planetarios del Sistema Solar, principalmente a través de la meteorítica, el estudio científico de los meteoritos (e.g.,

Goldschmidt, 1938). Este tipo de muestras de origen asteroidal o cometario se encuentra en distintos tamaños que varían desde partículas de polvo (<100 µm) hasta cuerpos masivos (>100 t). La atmósfera terrestre no es capaz de destruir los meteoroides más grandes (nombre dado a los cuerpos antes de atravesar la atmósfera) por lo que llegan hasta la superficie terrestre, provocando cráteres de impacto a velocidades supersónicas (Hutchison, 2004). El roce con la atmósfera produce la fusión de la parte exterior del meteoroide generando una capa oscura o corteza de fusión de un espesor milimétrico. Este proceso de fricción provoca una desintegración del meteoroide lo que puede generar tres casos según la Sociedad Americana de

Meteoros (https://www.amsmeteors.org/meteor-showers/meteor-faq/, 2020). Estos tres casos corresponden a un bólido, una bola de fuego y un meteoro. El bólido corresponde a un cuerpo de gran tamaño con origen en un meteoroide o asteroide que explota en la atmosfera. La bola de fuego implica que el meteoro que atraviesa la atmósfera posee un brillo mayor que el del planeta Venus (-4.47 de magnitud aparente). Finalmente, un meteoro es el meteoroide con un brillo menor al del planeta Venus que ingresa a la Tierra. Si se da el caso de que fragmentos del meteoroide sobrevivan el traspaso de la atmósfera, estos caen bajo la fuerza de gravedad dejando un meteorito en la superficie terrestre. Los meteoritos se diferencian según una clasificación primaria dependiendo de si su ingreso fue avistado o no. Un meteorito que se vio caer se considera “caído”, mientras que uno hallado ya en la superficie terrestre sin conocer su momento

5 de caída es “encontrado”. Esta primera división es de suma importancia, ya que los meteoritos

“encontrados” son propensos a efectos de alteración terrestre dependiendo del tiempo expuesto a las condiciones climáticas del sitio de su acumulación (Weisberg et al., 2006). El estudio de dicha alteración es trascendental debido a que los meteoritos encontrados representan la mayoría de las muestras disponibles en las colecciones, presentando cierto grado de alteración producto de la residencia en la Tierra. El estado prístino de los meteoritos es muy poco común, debido a la alta susceptibilidad de su composición mineral a la meteorización por parte de los agentes atmosféricos (Hutchison, 2004). Este estado prístino tiende a perderse tanto en la travesía del cuerpo hasta la Tierra como durante su estadía en esta, por lo que entender dicha alteración explicaría los procesos ocurridos tanto en el origen del Sistema Solar como su dinámica a través del tiempo (Norton y Chitwood, 2008).

La importancia de los meteoritos en Chile recae en la presencia y conservación de este material en el Desierto de Atacama. El flujo de meteoritos en la Tierra se ha calculado por diferentes métodos que incluyen métodos como la fotometría de bolas de fuego que entrega un valor 13700 caídas sobre 100 gramos y 4500 caídas de sobre 1 kg anualmente (Halliday, 2001).

A pesar de que la cantidad mencionada es de gran magnitud, solo 5 o 6 especímenes son recuperados anualmente tras caer producto de que tres cuartos del total de los meteoritos caen en las masas de agua y el resto se reparte en los continentes donde la mayor parte consiste en zonas no habitadas (Hutchison, 2004). Esto genera que zonas secas como los desiertos sean propicios para la conservación de los meteoritos que ahí caen producto de la falta de humedad y otras fuentes de meteorización. Estos terrenos de gran estabilidad frente a la denudación permiten acumulaciones de meteoritos a lo largo del tiempo. Por esta razón dichos terrenos son preciados para los científicos que estudian el escaso material extraterrestre. En específico el

Desierto de Atacama presenta una vasta extensión con un clima de hiperaridez que se ha mantenido desde el Mioceno, y aridez que podría alcanzar hasta el Triásico tardío (Clarke, 2006).

El presente trabajo se enfoca en el estudio de dos fragmentos de meteoritos del Desierto de Atacama, con técnicas de observación microscópica y técnicas analíticas no destructivas, con el objetivo de elaborar su clasificación según sus características mineralógicas y petrográficas.

Estas muestras con código AIUC-01 y AIUC-02 del repositorio del Centro de Astro-Ingeniería de la Universidad Católica, fueron previamente descritas por el coleccionista privado que los descubrió como un condrito ordinario (AIUC-01) y un condrito Rumuruti (AIUC-02), por lo que parte del estudio realizado busca comprobar o rechazar dicha hipótesis. Cabe destacar que otros fragmentos de estos mismos meteoritos fueron descritos por el Dr. Ansgar Greshake, curador del Museum für Naturkunde Berlin, Alemania, y registrados en el Meteoritical Bulletin bajo los códigos San Juan 086 (AIUC-01) y Taltal 001 (AIUC-02).

2.2. Objetivo general

Clasificar las 2 muestras en base a su metamorfismo de choque y termal, grado petrológico y meteorización según esquemas de clasificación ya establecidos, para así definir las características del cuerpo parental y evolución de las muestras.

2.3. Objetivos específicos

1.- Clasificar ambas muestras petrológicamente para identificar su grupo químico y tipo petrológico y así verificar la hipótesis del coleccionista.

2.- Caracterizar el estado de metamorfismo termal y de choque de ambos meteoritos basado en los parámetros petrográficos y químicos distinguibles en las muestras.

3.- Describir las condiciones de formación y evolución en el cuerpo parental, así como también, la posterior alteración debido a los agentes terrestres.

3. MATERIALES Y MÉTODOS

3.1. Área de hallazgo de los meteoritos

Las muestras proporcionadas para el estudio fueron halladas en la Región de

Antofagasta, Chile, específicamente a 77 kilómetros al Este de la Ciudad de Taltal dentro de la

Comuna de Taltal por el coleccionista privado Darío Ruiz durante una expedición el año 2017.

Las ubicaciones exactas de las muestras corresponden a 25° 17' 44" S y 69° 41' 58" W para el fragmento AIUC-01 y 25° 16' 44" S con 69° 44' 05" W para el fragmento AIUC-02. El sitio donde las muestras fueron halladas está presente en la Figura 1. Dicho emplazamiento se caracteriza por poseer una baja pendiente a una altura de entre 2150 y 2250 msnm. Desde un punto de vista geomorfológico, el sitio pertenece a la Depresión Central ubicada entre la

Cordillera de la Costa y la Cordillera de los Andes (Figura 2).

La zona de hallazgo pertenece a la zona central del Desierto de Atacama. Este desierto está definido como el desierto más antiguo en estado árido del planeta (Clarke, 2006) junto con tasas de denudación extremadamente bajas (Dunai et al., 2005), siendo un lugar propicio para la conservación y acumulación de material sensible a la meteorización como los meteoritos.

La zona de estudio, según el plan de Desarrollo Comunal de Taltal

(https://portal.municipalidadtaltal.cl/images/PLADECO_TALTAL_2016-

2022_POCH_AMBIENTAL.pdf, 2018), presenta un clima desértico interior con precipitaciones ligadas a fenómenos climáticos inherentes de la zona. Esta última está clasificada como BWh por la clasificación climática de Köppen, indicando un clima desértico sin influencia marina (Köppen, 1918). Esto genera una escasa humedad y neblina nula. Además de temperaturas altas que llegan a generar una media de 18 °C anuales y precipitaciones muy escasas o nulas en ciertas épocas, con un promedio de 22 mm/año.

Figura 1: Mapa de la región de Atacama en Chile con la ubicación de recolección de los meteoritos.

Figura 2: Perfil O-E de la región con la ubicación de las muestras señalada con la estrella negra.

Las dos muestras estudiadas se entregaron al Centro de Astro-Ingeniería de la

Universidad Católica de Chile en Santiago. Se midió su peso en una balanza analítica con las mediciones de susceptibilidad magnética en un magnetómetro de rotación facilitado por la

Universidad de Chile. Tras las mediciones se elaboraron los planos de corte con una sierra de diamante para definir donde se montarían las láminas delgadas y las secciones pulidas, las cuales

10 fueron realizadas en la Universidad de Concepción y en la Universidad Austral de Chile respectivamente.

3.2. Metodología de clasificación

3.2.1. Clasificación primaria

A pesar de ser un material poco común en la superficie terrestre, la colección de muestras de meteoritos supera las 50.000 unidades. Estas muestras fueron clasificadas para su estudio basado en primer lugar en su mineralogía y texturas petrográficas y luego en su composición química y mineral. La clasificación mencionada con anterioridad contempla las diferencias entre texturas y composición química de elementos mayores no volátiles como Si, Mg, Fe y Al, junto a la fugacidad y composición isotópica del oxígeno. Estas características son conocidas como primarias, debido a que representan las propiedades de los meteoritos justo después de su formación en estado prístino (Palme y Jones, 2003).

En base al contenido de dos tipos de material, silicatos y metales de hierro-níquel, se crearon tres categorías de meteoritos: Líticos compuestos principalmente por silicatos, Sideritos compuestos casi totalmente por metales y por último Siderolitos que presentan proporciones similares de metal y silicatos (Hutchison, 2004).

Aunque útil, esta clasificación sirve como una observación preliminar del material extraterrestre. Una clasificación más significativa en cuanto a su composición química y textura corresponde a la división entre meteoritos condríticos (meteoritos no diferenciados) y no condríticos (meteoritos diferenciados) (Krot et al., 2003). Los meteoritos condríticos o condritos son las rocas más antiguas y primitivas del sistema solar, los cuales fueron formados como un agregado de partículas en el período de la nebulosa solar (Brearley y Jones, 1998). Este material deriva su nombre de los cóndrulos, que corresponde a masas milimétricas y esféricas de silicato

11 y rara vez metales y sulfuros, presentes en la mayoría de los condritos (Hutchison, 2004).

Actualmente ese concepto no es completamente adecuado, ya que existen condritos que no presentan cóndrulos. Por esta razón el término condrito fue asignada a meteoritos que poseen composiciones similares a la fotosfera solar con la excepción de algunos elementos volátiles (H,

He, Li, C y Ni) (Palme y Jones, 2003) y provienen de cuerpos parentales que no experimentaron diferenciación de sus componentes (Weisberg et al., 2006). La composición de los meteoritos condríticos presenta cuatro componentes principales: los cóndrulos, Fe-Ni metálico, inclusiones refractarias (inclusiones ricas en Ca-Al y agregados de olivino ameboidal) y matriz de grano fino

(Krot et al., 2003).

Por otro lado, se tienen los meteoritos no condríticos o acondritos. Estos son meteoritos formados por fusión completa o parcial ocurrida en sus cuerpos parentales. Dicha fusión comprende desde una ligera alteración hasta una fusión a gran escala en el asteroide o planetesimal (Hutchison, 2004).

Según el trabajo de Mittlefehldt (2003), los acondritos se dividen en dos categorías dependiendo del grado de reemplazo del material original. El primer grupo corresponde a los acondritos primitivos, los cuales se caracterizan por texturas metamórficas posiblemente inducidas por el efecto de metamorfismo de choque. Su composición en cuanto a los elementos siderófilos, litófilos, calcófilos y atmófilos presenta un fraccionamiento moderado respecto al rango de elementos de la nebulosa solar. El segundo grupo está compuesto por los acondritos diferenciados, los cuales presentan una textura ígnea imperturbada o una textura ígnea modificada por metamorfismo de choque y/o termal. Estos meteoritos presentan composiciones de elementos litófilos, siderófilos, calcófilos y atmófilos empobrecidas respecto a la composición de la nebulosa solar.

El origen de los acondritos primitivos se atribuye a la migración y redistribución de fundido parcial de composición basáltica y/o rica en metales y sulfuros, generando residuos depravados de estos materiales lo que generaría la ligera diferenciación de su composición condrítica inicial. Debido a que la historia termal de estos meteoritos presenta un alza de temperatura de hasta 1000 ºC, pero bajo el solidus de los silicatos implica que los acondritos primitivos sean consideran como no magmáticos (Hutchison, 2004). Por otro lado, los acondritos diferenciados serían producto de fusión y posterior cristalización fraccionada

(Hutchison, 2004), dicho proceso ocurre en los cuerpos parentales como asteroides o cuerpos planetarios mayores como Marte y la Luna (Krot et al., 2003).

Esta división deja dos grandes familias de meteoritos resumida en el trabajo de Krot et al. (2003), donde se han subdividido posteriormente en varios ordenes que incluyen clases, grupos y subgrupos de meteoritos como se puede apreciar en la Figura 3. Basado en el trabajo de Hutchison (2004), los condritos se dividen en clases que están compuestos por dos o más grupos de condritos que contienen propiedades químicas similares, dejando tres clases principales: Carbonáceos (C), Ordinarios (O) y de Enstatita (E). Hoy en día se prioriza el uso de la letra sobre el nombre, ya que existen condritos carbonáceos con bajo contenido de carbón, entre otras incongruencias en su nomenclatura.

Los grupos se generan cuando cinco o más condritos tienen composición química similares o relacionadas. Existen ocho grupos para los condritos carbonáceos: CI (Ivuna), CM

(Mighei), CO (Ornans), CR (Renazzo), CH (ALH85085), CB (Bencubbin), CV (Vingarano) y

CK (Karoonda), donde la letra representa al condrito típico en el grupo. Para los condritos ordinarios existen tres grupos: H (high iron / alto hierro total), L (low iron / bajo) y LL (very low iron / muy bajo hierro total). La última clase de condritos corresponde a los condritos de enstatita y se divide en dos grupos: EH (enstatita con alto hierro) y EL (enstatita con bajo hierro). Los

13 dos grupos menores R (Rumuruti) y K (Kakangari) presentan características distintas a los otros grupos y hasta han sido sugeridos como otra clase (Krot et al., 2003).

La segunda familia de meteoritos que no corresponden a condritos se divide inicialmente en las categorías mencionadas con anterioridad de acondritos primitivos y acondritos diferenciados. Este último grupo se subdivide en tres clases principales compuestas por las acondritas, los meteoritos rocosos metálicos y los meteoritos metálicos. Dicha clasificación se encuentra resumida a continuación (Figura 3).

3.2.2. Clasificación secundaria, terciaria y post caída

Las propiedades de los meteoritos pueden ser alteradas por eventos subsiguientes a su formación en el cuerpo parental o en su trayecto hasta la Tierra como variaciones texturales y mineralógicas producto de metamorfismo termal o alteración acuosa, conocido como características secundarias. Esta alteración y/o metamorfismo termal sería provocado por alzas de temperatura generadas por distintos medios como ondas de choque post impacto, inducción electromagnética y decaimiento radioactivo entre otros medios (Vernazza et al., 2015).

La distinción entre alteración y metamorfismo estaría definida por la presencia de agua en el medio (Huss et al., 2006). Aparte de estos procesos, los meteoritos pueden sufrir eventos de choque que generan características asociadas a metamorfismo de choque, como granos minerales deformados, fracturas, venas, brechización, entre otras, con lo que se creó una escala para clarificar el grado del impacto. Esta escala fue definida por Stöffler et al. (1991) en base a estudios experimentales en olivinos y plagioclasas. Los cambios mencionados corresponden a

descubiertos y clasificación porcentual de los condritos. Clases menores se presentan con un *. Figura Tipo petrológico Tipo Subgrupo Grupo Clase 3 :

Diagrama de clasificación de meteoritos modificada de Krot Condritos 91% → → → → Meteoritos 1 1-2 3-4 1-2 3 3 3-4 3-6 3 3-4 1-2 3-4 1 1-2 CI CM CO CR CB CH CV CK Carbonáceos

| | Acondritos Metálico Metálico Rocoso CBb CBa 2% 1% 6% | | - | CVred CVb CVa Carbonáceo Rumuruti Kakangari Enstatita 1% 4% 0% 1% Condritos Ordinarios H L LL 3-6 Enstatita EH EL Clasificación de los meteoritos 3-6 et al. Condritos

(2003). Junto a gráficos de clasificación porcentual de los meteori Rumuruti* 3-6 Ordinario R 94% Kakangari* 3 K Inclusiones IIICD silicieas Inclusiones IAB silicieas Marcianos (SNC) Marcianos Ortopiroxenitas Acapulconitas Chassignitas Branchinitas Howarditas Winonaitas Shergotitas Acondritas Diogenitas Lodranitas Primitivos Nakhitas Ureilitas Aubritas Angritas Eucritas Lunares HED No condritos No Rocosos metálicos Rocosos Mesosiderolitos Pallasitas tos tos Diferenciados │ │ │ │ | │ Metálicos IIICD IIIAB IIAB IAB IVB IVA IIIE IIIF IIC IID IIE IC 15

los caracteres terciarios que ocurren en los meteoritos antes de entrar en contacto con la atmósfera terrestre (Valenzuela, 2003), ya que pasado este punto los meteoritos son afectados por la meteorización, cuyo grado se mide según la clasificación propuesta por Wlotzka (1993) en meteoritos antárticos. Este efecto se ve principalmente en los meteoritos con una larga residencia en la Tierra antes de ser encontrados, denominados hallados. El grado de meteorización es prácticamente nulo en los meteoritos caídos (Hutchison, 2004). Sin embargo, la importancia del estudio del grado de meteorización terrestre recae en la proporción de meteoritos que son hallados frente a los caídos (Figura 4).

Es de suma importancia entender la naturaleza de los procesos de meteorización, debido a que la meteorítica moderna consiste principalmente en el estudio de meteoritos recuperados de zonas desérticas donde se pueden acumular y sufrir dicha alteración (Bland et al., 2006).

Proporción entre meteoritos "caídos y "encontrados" en los meteoritos condríticos

100% 90% 80% 70% 60% 50% 40% 30% 20% 10% Porcentaje de del total meteoritos clasificados 0% CB CH CI CK CM CO CR CV H L LL EH EL R K Hallazgos 19 26 4 370 570 572 176 447 226620067288 181 163 197 3 Caídos 1 0 5 2 17 6 3 7 371 425 105 10 8 1 1

Figura 4: Cantidad porcentual de condritos caídos vs hallados según la base de datos del Meteoritical Bulletin a la fecha de junio 2018. Modificada de Krot et al. (2003).

3.2.2.1. Tipo Petrológico

A los condritos se les asigna un número que corresponde a su tipo petrológico, establecido por Van Schmus y Wood (1967). Esta clasificación va originalmente desde el tipo 1 al 6, pero otros autores agregaron posteriormente el grado 7. Dicha clasificación presenta subdivisiones para representar los distintos grados de alteración y metamorfismo termal.

El estado prístino del material condrítico está definido como tipo 3, mientras que los tipos 2 a 1 representan un aumento en el grado de alteración acuosa producto de la presencia de agua en el sistema. La alteración acuosa en los condritos está asociada a la presencia de minerales hidratados como serpentinas y arcillas, y en menor medida carbonatos, sulfatos, óxidos, sulfuros, haluros y oxihidróxidos (Brearley, 2006).

Existe una subdivisión en los tipos directamente superiores al tipo 3 que van del tipo

3.1 al 3.9 definidos por un metamorfismo de bajo grado. La susceptibilidad termoluminiscente corresponde a la cantidad de termoluminiscencia inducida en una muestra en condiciones estándar, y corresponde a uno de los parámetros de mayor confianza para definir esta subdivisión

(Huss et al., 2006). También se pueden encontrar diferencias en composición, textura, cátodoluminiscencia y propiedades minerales resumidas en la Tabla 1. Esta subdivisión del tipo petrológico 3 fue creada debido al amplio espectro de alteración metamórfica que identifica a este grupo (Sears et al., 1991).

Al subir del tipo 4 a 6 pasa a un mayor grado de equilibrio petrológico y de recristalización asociado a metamorfismo termal (Weisberg et al., 2006). La temperatura al superar las condiciones del tipo petrológico 6 puede provocar la fusión del material condrítico (Norton y

Chitwood, 2008), por lo que este material pasa a clasificarse como parte de los acondritos primitivos (Huss et al., 2006). Aun así, existen meteoritos clasificados con un tipo petrológico 7, pero generalmente son muestras compuestas en parte o totalmente por fundido de impacto. Al

17 clasificarse el estado de choque de forma independiente se considera que estos meteoritos están clasificados erróneamente (Huss et al., 2006). Para diferenciar entre los distintos tipos petrológicos se utiliza la tabla de criterios de las subclases de condritos por Van Schmus y Wood

(1967) adjuntada como Tabla 2.

Las fuentes de calor que explican la diferencia entre los distintos tipos de metamorfismo presente en los condritos fueron presentadas en el trabajo de Huss et al. (2006) como dos escenarios posibles. En primer lugar, el modelo de autometamorfismo o acreción caliente plantea que el material a alta temperatura seria acrecionado formando el cuerpo parental. Si la velocidad de enfriamiento fuera rápida formaría condritos del tipo petrológico 3 y sus subdivisiones, mientras que un enfriamiento lento generaría un mayor equilibrio generando tipos petrológicos

4-6. Actualmente este modelo fue catalogado como insostenible, formando un nuevo modelo donde los condritos serían expuestos a un metamorfismo termal progrado. Aquí el material condrítico en un estado frío y desequilibrado sería calentado en el cuerpo parental producto de distintas fuentes de calor posible como energía cinética asociada a colisiones, decaimiento radioactivo, inducción electromagnética entre otros (Huss et al., 2006).

El tipo petrológico también sirve como criterio para diferenciar entre algunos grupos de condritos. Esto se denota en la carencia de miembros hidratados (tipos petrológicos 1 y 2) en los condritos H, L, LL, EH y EL, junto a la ausencia de miembros no alterados (tipo 3 o superior) en los grupos CI, CM y CR. La clasificación basada en tipo petrológico se puede apreciar en la

Figura 5.

Tabla Composición química Composición verticales punteadas repre sólidas verticales Líneas Material feldespáticoMaterial Cátodoluminiscencia Termoluminiscencia No silicatos No Piroxenos Categoría Textura Olivino Matriz 1 :

Resumen de los tipos petrológicos para condritos o Carburos, magnetita Carburos, Desviación estandart Fa (%) Fa estandart Desviación cóndrulos los de mesostasis Textura Contenido de sulfuro (% peso) (%) matriz la de Recristalización presolares Diamantes cóndrulos de mesostasis en roja CL cóndrulos de mesostasis en azul CL temperatura Pico brillo de Curva Dhajala) rel. (x1000, Sensibilidad cóndrulos los de textural Equilibrio CL amarilla en mesostasis de cóndrulos de mesostasis en amarilla CL Desviación estandart Fs en piroxenos de de Fs estandart en piroxenos Desviación Tamaño de granos de piroxenos de alto Tamaño granos feldespato secundario granos feldespato Tamaño Mesostasis en cóndrulos tipo II tipo cóndrulos en Mesostasis Mesostasis en cóndrulos tipo I tipo cóndrulos en Mesostasis Estructura piroxenos de bajo Ca son criterios secundarios o complementarios.

FeO/(FeO+ MgO)

Carbón (% peso) Cóndrulos tipo I Gráfito presolar Fases hidratadas

Cóndrulos tipo II Vidrio isotrópico Indio (ppm) (% peso)

Parámetros bajo Ca (%) Ca bajo

Matriz CL Matriz

Kamacita Fosfatos Taenita

sentan los criteriossentan los de mayor confianza para diferenciar entre los distintos tipos petrológicos. Líneas (µm)

Contiene P, Cr, Si Cr, P, Contiene Algunos ricos en Na y Fe y en Na ricos Algunos > 0.3% > peso rara Albita Abundantes Roja

>1.0 3.0 No zonado No Común Común Albita modal poco común Presente Presente 170-200 Irregular Heterogeneidad de Co alta Co de Heterogeneidad CaO > 0.3% peso común Común <1 FeO < 2% peso 2% < FeO 45-60

heter. Aumenta la Albita modal Común 0.5-1.0 Presente Presente Áreas rojas

0.3 - 0.60.3 -

>1.4 <20 3.1 rdinarios modificados de Huss >33 1.0-2.5

FeO converge a valor de equilibrio de valor a converge FeO 1-2.2 No 3.2 >30 Granos pequeños en mesostasis de cóndrulos de mesostasis en pequeños Granos Presente Anortita normativa disminuye normativa Anortita aumenta granos de densidad de Número Decreciente CL Bajo <140 Predominante monoclínica Predominante Común 2.2-4.6 Heterogeneidad de Co moderada Co de Heterogeneidad Rara 3.3 Submicrométrica Ricos en aumentando en Ca, y tamaño cantidad Menos común Menos CaO disminuye hasta valor de equilibrio de valor hasta disminuye CaO FeO aumenta hasta equilibrio de valor 4.6-10 8-100 3.4 15-50 et al. 10-22 Tipo Petrológico 3.5

(2006 Libre de P, Cr, Si P, Cr, de Libre Albita modal presente modal Albita presente modal Albita Ausente Ausentes Incipiente 0.2 - 0.50.2 - 1.1-1.4 33-15 22-46 >20 3.6 > 0.1% > peso ).

<0.5

Raro aumento en Azul Rara a ausente

46-100

3.7 Zonado Raro a ausenteRaro Dominante Agudo Pico Notable 100-220 Cercano al equilibrio al Cercano equilibrio al Cercano equilibrio al Cercano 30-20 15-5 3.8 Heterogeneidad de Co baja Co de Heterogeneidad Ausente 15-5 >140 <1.0 220-460 Ausente <1.1 3.9 Granos grandes de fosfatos de Ca de fosfatos de grandes Granos Mesostasis ausente Mesostasis ausente Mesostasis ausente Mesostasis 0.5-5 300-600 Menor Mixta <0.3 20-5 100 <1 2 4 Recristalizado Ortorrómbica Ausente Ausente 600-2000 Moderada Uniforme Uniforme Uniforme Ausente en la matriz Ausente en la matriz Ausente en la matriz Ausente en la matriz Ausente en la matriz Ausente en la matriz Ausente en la matriz 0.1-8 2-10 - 5-30 2-5 <5 5 <5 Extensiva 0.2-2 50 6

Agua % peso % Agua Carbón % peso Matriz Cóndrulo- Integración Matriz sulfuros en Ni de Promedio Ni máximo en el metal Vidrio en cóndrulos Feldespato piroxeno de bajo Ca del estructural Estado composición del olivino y y olivino del composición Tabla Homogeneidad de la de Homogeneidad piroxeno bajo en Ca Criterio 2 :

Criterios para la clasificación de los tipos pe Alterado o ausente o Alterado Grano fino, opaca Sin cóndrulos Sin 18-22% 3-5% Granos primarios menores monoclínico Principalmente 1 - - - - - >5% desviación media desviación >5% Cóndrulos muy bien definidos bien muy Cóndrulos grano Principalmente de Taenita (<20%) menor menor (<20%) Taenita preservado en parte preservado Alterado pero fino, opaca o ausente o 0,8-2,6% 2-16% >0,5% 2 trológicos modificados de Van Schmus y Wood (1967). Clástica, menos opaca menos Clástica, Limpio e isotrópico 0,3-3,0% 0,2-1,0% 3 Transparente, recristalizada con engrosamiento desde tipo 4 a 7 a 4 tipo desde engrosamiento con recristalizada Transparente, Tipo petrológico Granos secundarios <2 <2 secundarios Granos >20% monoclinico >20% Bien definidos Bien Desvitrificado ≤ 5% ≤ Kamacita y taenita exsolución (>20%) asociadas como µm 4 Granos secundarios secundarios Granos <20% monoclínico <20% Delineados Delineados Granos secundarios 50 µm 50 secundarios Granos 2-50 µm 2-50 <1,5% <0,2% <0,5% 5 Ortorrómbico

Pobremente definidos Pobremente Homogéneo Ausente 6 Sólo relictos Sólo 7

Figura 5: Tipos petrológicos de los condritos junto a los dominios de la alteración acuosa y el metamorfismo termal en estos. Zonas oscurecidas corresponden al rango observado. Modificado de Weisberg et al. (2006) y McCall (2006).

3.2.2.2. Metamorfismo de choque

Una de las características más comunes en los meteoritos es la presencia de metamorfismo de choque y brechización producto de impactos a altas velocidades de los cuerpos parentales en el espacio (Stöffler, et al., 1991). Este metamorfismo es producto de ondas de choque generadas por el impacto de un cuerpo acelerado a hipervelocidad, resultando en la compresión y deformación del material (Stöffler et al., 1991). Este choque ocurre en un lapso de nanosegundos a microsegundos y afecta al meteorito por milisegundos a segundos (Stöffler et al., 1991).

Los choques capaces de producir el metamorfismo observado en los meteoritos se asocian a cinco etapas de la evolución del cuerpo parental: Al chocar partículas de polvo o agregados de partículas durante la formación del disco de acreción en la nebulosa solar, al colisionar partículas durante la acreción de planetesimales, al ocurrir un choque entre

21 planetesimales durante la acreción de los cuerpos parentales de los meteoritos, en colisiones interplanetarias de los cuerpos parentales inmediatamente después de su acreción y finalmente un choque entre cuerpos parentales de meteoritos en una etapa posterior a su formación que forman meteoroides o asteroides capaces de alcanzar a la órbita terrestre (Stöffler et al., 1988).

Las primeras dos etapas mencionadas con anterioridad se caracterizan por la colisión de partículas a baja velocidad que genera un mínimo efecto de metamorfismo de choque reconocible principalmente en el fracturamiento de algunos minerales. La segunda y tercera etapa son capaces de formar brechas de acreción que al igual que la primera etapa se caracteriza por la falta de evidencia reconocible de efectos de choque. Desde la cuarta etapa en adelante el impacto es de tal intensidad que produce un cráter por el impacto, metamorfismo de choque en forma de ondas de choque y formación de brechas. Estas brechas tienden a poseer tanto material choqueado como no choqueado producto de la depositación del material expulsado al formar el cráter (Stöffler et al., 1988). El desarrollo del choque y la formación de la brecha en una estructura de impacto se presentan ilustradas en la Figura 6 propuesta por French (1988).

El metamorfismo de choque y brechización dependen tanto de la velocidad de colisión como del tamaño absoluto y relativo de los cuerpos al chocar. Tratando con colisiones a hipervelocidad y variados tamaños de los cuerpos involucrados, Stöffler et al. (1988) caracterizaron los distintos escenarios sufridos por estos cuerpos en el espacio en cuatro casos.

Figura 6: Secciones transversales ilustrado el desarrollo progresivo de una estructura de impacto simple, modificado de French (1988). (A) Etapa inicial de contacto entre el proyectil y la superficie, generando ondas de choque irradiando desde la zona de impacto. (B) Primera parte de la etapa de excavación, donde tras la onda de choque se genera una onda de tensión (rarefacción). (C) Mitad de la etapa de excavación donde las ondas de choque y rarefacción se siguen expandiendo; en la cavidad en expansión se forma fundido por impacto. Al finalizar la etapa de excavación la cavidad llega a su tamaño máximo, el material eyectado logra su extensión máxima y se genera el alzamiento del borde del cráter. (D) Comienza la etapa de modificación donde los bordes alzados del cráter colapsan y caen dentro de la cavidad junto con parte del material eyectado para formar una brecha. (E) Estado final del cráter con una depresión cóncava rellenada por una brecha de material fundido, eyectado y colapsado desde el borde del cráter.

En la instancia de que los cuerpos presenten un mismo tamaño, el resultado del choque genera la destrucción de ambos cuerpos y su posterior reacreción. En el caso de un choque de un cuerpo de menor tamaño contra uno de mayor tamaño, el resultado tiende a ser la formación de un cráter y espalación o fragmentación parcial del cuerpo mayor junto a la formación de regolito o material no consolidado producto de la eyección post impacto. Si el cuerpo impactado posee un tamaño varias veces mayor que el proyectil solo presenta la formación de un cráter y depositación de regolito en su superficie. Finalmente, está el caso de que el cuerpo que recibe el impacto sea de un tamaño tan masivo comparado con el cuerpo que lo impacta que el cráter no supera la capa superficial de regolito y forma una superposición de regolitos o megaregolito.

Las características generadas por el metamorfismo de choque en condritos ordinarios fueron clasificadas por Stöffler et al. (1991) basado en el efecto sobre olivinos y plagioclasas. Esto genero seis etapas progresivas de choque que van de S1 a S6 caracterizando al material como: no choqueado, muy débilmente choqueado, débilmente choqueado, moderadamente choqueado, fuertemente choqueado y muy fuertemente choqueado. Las propiedades para definir el grupo al que pertenecen se pueden apreciar en la Tabla 3.

Para complementar el trabajo mencionado anteriormente Bennett y McSween (1996) crearon una clasificación con las mismas divisiones de S1 a S6, pero basado en las características de los minerales opacos que se pueden apreciar en la Figura 7.

Tabla 3: Características de los estados progresivos del metamorfismo de choque para condritos ordinarios en minerales silicatados. Modificado de Stöffler et al. (1991).

Incremento Efectos resultantes Presión por Incremento de Estado de Efectos resultantes del equilibrio por peak de presión mínimo de T por excursiones choque T post choque choque estimada locales de P-T (GPa) (C°) Olivino Plagioclasa (C°) No choqueado Extinción recta, fracturas irregulares Ninguno <4-5 10-20 10 (S1) Muy débilmente Extinción ondulosa,fracturas irregulares Ninguno 5-10 20-50 20 choqueado (S2) Venas de choque opacas, formación incipiente de Débilmente Fracturas planares, extinción Extinción ondulosa bolsones fundidos 15-20 100-150 100 choqueado (S3) ondulosa, fracturas irregulares ocasionalmente interconectados Extinción ondulosa, Bolsones de fundido, Moderadamente Mosaiquismo débil, fracturas parcialmente isotrópica, venas de fundido 30-35 250-350 300 choqueado (S4) planares caracteres planares de interconectadas, venas de deformación choque opacas Formación pervasiva de Mosaiquismo fuerte, fracturas y Maskelenita (transformación Fuertemente bolsones fundidos, venas características de deformación en estado sólido de la 45-55 600-850 600 choqueado (S5) y diques de opacos, venas planares plagioclasa a vidrio) opacas de choque Restringido a regiones locales en o cerca de zonas fundidas Muy fuertemente Igual al estado S5 Fundida por choque (vidrio 75-90 1500-1750 1500 choqueado (S6) Recristalización en estado sólido normal) Fundido por el Fusión total de la roca (rocas de fusión por impacto y brecha de fundido) >90>1750>1500 choque

Aparte de las deformaciones sufridas por los componentes de los condritos, existen características inducidas por el choque en la textura final de la muestra como el fundido mixto compuesto por minerales de olivino, piroxenos, plagioclasas, metales y sulfuros. Este fundido homogéneo se presenta de cuatro maneras: En primer lugar, se tienen venillas de fundido opaco compuesto por la mezcla del material fundido in-situ. En segundo lugar, están los bolsones fundidos (Dodd y Jarosewich, 1979; Hutson, 1989) y venillas de fundido irregulares interconectadas con matriz afanítica. En tercer lugar, las venillas pasan a vetas compuestas por material fundido junto a granos de matriz fina policristalina. Por último, tanto metales como sulfuros se encuentran inyectados en fracturas dentro de olivinos y piroxenos, siendo conocido esta textura como oscurecimiento o blackening (Stöffler et al., 1991).

Figura 7: Características de los estados de choque observados en minerales opacos de condritos ordinarios del grupo L. Barras blancas representan características inusuales (presentes en <10% de todos los granos opacos de la muestra), barras negras indican características comunes (observadas en >50% de todos los minerales opacos). Números en la sección de la plesita indican la temperatura mínima provocada por el choque en ºC registrado en minerales de kamacita y taenita. Modificado de Bennett y McSween (1996).

A pesar de que la clasificación mencionada se basa en la mineralogía y características de los condritos ordinarios para generar sus divisiones, sus principios son aplicados para cubrir los otros dos grandes grupos de condritos. En el caso de los condritos carbonáceos, tanto el grupo anhidro sin un alto nivel de reducción como los afectados por alteración acuosa comparten con los condritos ordinarios una mineralogía con suficiente olivino para que la clasificación sea equivalente (Scott et al., 1992). Por otra parte, los condritos de enstatita presentan una mineralogía anhidra pero altamente reducida (Rubin, 1997). Por esto el ortopiroxeno reemplaza

26 al olivino como medio de clasificación, generando distintas categorías para las mismas divisiones

(Rubin et al., 1997)

En base a su estado de choque los condritos ordinarios se dividen inicialmente en brechizados y no brechizados, para subdividir posteriormente el grupo de no brechizados en equilibrados y no equilibrados (Stöffler et al., 1988). La primera división busca separar los condritos ordinarios monomícticos compuestos por una roca coherente de las brechas polimícticas. La segunda división distingue entre condritos ordinarios con deformación y transformación de un cierto grado de choque en toda la muestra frente a condritos ordinarios con zonas de un metamorfismo de choque mayor o menor respecto a la presión que formó el equilibrio del meteorito.

Las brechas corresponden a una roca clástica compuesta por fragmentos de roca angulares y quebrados que se encuentran incluidos en una matriz de grano fino (Keil, 1982). Su clasificación es de suma importancia a la hora de recrear los escenarios transcurridos en la historia de la muestra, debido a que los distintos tipos de brecha son producto de distintos grados de metamorfismo de choque. Las variables asociadas a este tipo de metamorfismo para los meteoritos son los tamaños de los cuerpos involucrados, sus velocidades y el material (Stöffler et al., 1988). El impacto en la Tierra es obviado, ya que los meteoritos que son recuperados al cruzar la atmósfera terrestre sufren fragmentación y pierden su velocidad inicial al punto de viajar a velocidad de caída libre lo que genera un impacto mínimo en la superficie terrestre (Hutchison,

2004). Los cuerpos que conservan su velocidad aun después de cruzar la atmosfera y son suficientemente consistentes para no fracturarse terminan formando un cráter al explotar en la superficie terrestre donde el material del meteorito es esparcido en la zona de impacto, o vaporizado (Hutchison, 2004).

Estas brechas fueron clasificadas por Bischoff et al. (2006) donde los distintos tipos de condritos y no condritos se dividieron en brechas primitivas o acrecionales, genomícticas, de regolito, fragméntales, de fundido por impacto, granulíticas, polimícticas, monomícticas y dimícticas. La descripción básica y algunos ejemplos se encuentran resumidos en la Tabla 4.

Tabla 4: Clasificación de los tipos principales de brechas presentes en los meteoritos. Modificado de Bischoff et al. (2006).

Brechas Descripción / Constituyentes Ejemplos Brechas acrecionarias Constituyentes incluyendo clastos reunidos durante acreción. Allende (CV3), Leoville (CV3), primitivas Sharps (H3) Brechas genómicas Clastos y matriz del mismo grupo composicional, pero de Millbillillie (euc.), diferente historia metamórfica o alteración. Noblesville (H4-6) Brechas de regolito Componentes litificados de la parte superior de la superficie del Adzhi-Bogdo (LL3–6), Kapoeta cuerpo parental (contiene viento solar). (how.), Murchison (CM2), Nogoya (CM2), Rumuruti (R3–6) Brechas fragmentarias Material fragmentario sin propiedades de regolito (viento solar). Norton County (aub.), Dhurmsala (LL6), Siena (LL5) Brechas fundidas de Roca fundida por choque con clastos sin fundir. Shaw (L6), Chico (L6), NWA 1498 impacto (H4), Abee (EH4), DaG 896 (ungr. achon) Brechas granulíticas Brecha metamorfoseada. Camel Donga (euc.), Asuka 881388 (euc.), Cabezo de Mayo (L /LL6) Brechas polimícticas Fragmentos litificados de varios tipos; clastos y/o matriz de Howarditas, eucritas polimícticas (e.g., distinta composición. Petersburg) Brechas monomícticas Matriz y clastos son de la misma clase y tipo. Norton County (aub.), Bloomington (LL6), Stannern (euc.) Brechas dimícticas Brecha compuesta por dos litologías distintas. Cumberland Falls (aub.), FRO 93008 (ure.)

El estudio de las brechas producto de metamorfismo de choque sufrido por los meteoritos es de suma importancia debido a que una gran parte de las muestras de distintos grupos corresponden a brechas al punto que existen grupos conformados únicamente por especímenes brechizados como los condritos CI, mesosiderolitos y aubritas (Bischoff et al.,

2006). Junto a esto las brechas proporcionan un medio para estudiar los procesos de formación de regolito y cráteres en las condiciones a las que está expuesto el cuerpo parental (Keil, 1982).

3.2.2.3. Meteorización terrestre

El primer proceso sufrido por los cuerpos sólidos extraterrestres al entrar en contacto con el planeta Tierra corresponde al paso por la atmósfera. Durante este proceso los meteoroides son expuestos a una fase de ablación severa que genera características propias de los meteoritos que no se encuentran en ninguna roca terrestre. Estas características según Norton y Chitwood

(2008) corresponden a una corteza de fusión de aproximadamente 1 milímetro compuesta por la fusión de la mineralogía primaria que no alcanza a cristalizar. Este vidrio sin estructura presenta un rango de color de negro y marrón oscuro a beige dependiendo de la composición mineral del meteorito. Una característica común en algunos meteoritos rocosos es la presencia de fracturas por contracción producidas por el rápido enfriamiento de la superficie del meteorito.

Estas fracturas presentan una profundidad ligada a la corteza de fusión del meteorito y un grosor muy fino. Si el cuerpo sufre una fractura durante la caída, la superficie expuesta formará una nueva corteza de fusión más delgada y menos lisa debido a un menor tiempo de ablación. Por

último, los meteoritos presentan formas particulares producto de los procesos de ablación y fragmentación. Uno de los productos corresponde a surcos superficiales o regmagliptos, que son generados por el carácter fluido de la superficie del meteorito al sufrir fusión.

Al atravesar la atmósfera y tras su choque en la superficie de nuestro planeta, los meteoritos son expuestos instantáneamente a la meteorización terrestre producto de agentes externos como el agua, el aire rico en oxígeno, sales, viento y variaciones de temperatura. El efecto de estos agentes depende de la composición y porosidad inicial tanto del meteorito como del suelo donde este se encuentra (Valenzuela, 2011). Esto es provocado por el cambio gradual de silicatos y metales a arcillas y óxidos/hidróxidos de hierro hasta que la muestra es reemplazada completamente (Valenzuela, 2003).

La ubicación donde el meteorito se preserva también juega un rol de gran importancia en la intensidad de la meteorización del material y su posterior acumulación. La preservación de los meteoritos está estrictamente ligada al clima, ya que en zonas tropicales y húmedas su meteorización será rápida y su acumulación nula mientras que en climas establemente áridos el efecto de los agentes de meteorización es menos impactante al punto que los meteoritos se pueden acumular (Bland et al., 1996; 1998).

Wlotzka (1993) definió 6 grados de meteorización para los meteoritos antárticos. La subdivisión está basada en los efectos de oxidación y reemplazo de los metales y silicatos como se puede apreciar en la Tabla 5.

Tabla 5: Estados progresivos de meteorización terrestre para condritos ordinarios. Modificado de Wlotzka (1993).

Grado de Características meteorización W0 Sin oxidación visible en metales y sulfuros. Se pueden apreciar manchas de limonita W1 Oxido menor en bordes de metales y troilita. Venillas de óxido menores W2 Oxidación moderada del metal, entre el 20-60% es afectado W3 Oxidación fuerte del metal y la troilita, entre el 60-95% es afectado W4 Oxidación completa (>95%) del metal y la troilita, sin alteración en los silicatos W5 Aparece alteración en silicatos máficos, especialmente en fracturas W6 Reemplazo masivo de silicatos por minerales de arcilla y óxidos

Tanto las fases opacas compuestas principalmente por Fe-Ni y troilita como los silicatos ferromagnesianos presentan una disminución de estas fases dentro de los meteoritos frente a un aumento de la meteorización, implicando que todos los minerales que contienen Fe son susceptibles de ser afectados por dicha meteorización en cierta medida (Bland et al., 1998). El producto principal de dicha alteración es el óxido ferruginoso, dividido en dos por Gooding

(1986): “óxido metálico” (compuesto por Fe-Ni-S producto de la meteorización de metal de Fe-

Ni y troilita) y “óxido siálico” (compuesto por Fe-Si-Al proveniente de la meteorización de silicatos máficos). Según el trabajo presentado por Buchwald y Clark (1989), los principales 30 componentes del óxido corresponden a akaganeíta (β-FeO(OH,Cl)), goethita (α-FeO(OH)), lepidocrocita (γ-FeO(OH)) y maghemita (γ-Fe2O3).

Valenzuela (2011) reporta que en grados superiores a W2 se observa que los silicatos son afectados en los condritos ordinarios, implicando que la zona de acumulación de los meteoritos juega un rol en la forma de meteorizar de las muestras.

La meteorización terrestre se diferenciaría de la alteración acuosa en diferentes puntos, a pesar de que ambos procesos generan fases minerales secundarias en los condritos afectados

(Brearly, 2006; Bland et al., 2006). La primera diferencia radica en la ubicación de la muestra al momento de su alteración. Los efectos de la alteración acuosa están asociados al tiempo en que los materiales de la muestra se encuentran tanto en el sistema solar temprano como a los asteroides y cuerpos parentales de los meteoritos (Brearly, 2006), mientras que la meteorización terrestre está limitada a la alteración desde que la muestra entra en contacto con la atmósfera terrestre (Bland et al., 2006). La segunda diferencia se enfoca en los productos generados por la alteración. Para el caso de la alteración acuosa, la formación de fases secundarias incluye minerales hídricos como arcillas y serpentinas junto a carbonatos, sulfatos, óxidos, sulfuros, haluros y oxihidróxidos (Brearly, 2006). Esta contrasta con las fases generadas por la meteorización que se limitan a arcillas y óxidos e hidróxidos principalmente mencionados con anterioridad. Esto es debido en parte a que los procesos de alteración acuosa ocurren en ambientes con temperaturas de hasta 300 ºC, mientras que la meteorización ocurre a temperatura ambiente.

3.2.3. Propiedades mineralógicas de los condritos

Los distintos meteoritos reconocidos actualmente comprenden sobre 40 grupos de meteoritos con distintos orígenes, composiciones y texturas. Un resumen de las características principales de cada grupo sería demasiado extenso para este trabajo. Sin embargo, para tener una noción general de las características a estudiar en los meteoritos se utilizará como referente la clase más común presente en la Tierra: los condritos ordinarios.

Los condritos ordinarios representan el 87 % del total de meteoritos recuperados según la última actualización del Meteoritical Bulletin (https://www.lpi.usra.edu/meteor/, 2018).

Dividido en los tres grupos mencionados anteriormente H, L y LL, basándose en la variación de composición química reflejada en razones como [FeO/(FeO+MgO)] en olivinos y piroxenos

(Mason, 1963; Keil y Fredriksson, 1964) y Fe metálico en Fe total (Dodd et al., 1967).

Estos comparten características como poseer abundancia en cóndrulos de tamaño milimétrico con texturas y composiciones variadas junto a una matriz que representa entre el

10% y el 15% del volumen total, y su mayor diferencia recae en el contenido de Fe, ya que los condritos H son los más reducidos de los condritos ordinarios con su hierro casi completamente en forma metálica. En el extremo contrario, los condritos LL son los más oxidados con la menor cantidad de hierro metálico y el mayor contenido de FeO en muestras equilibradas (LL4 – LL6).

Los condritos ordinarios L presentan propiedades intermedias (Tabla 6) (Vernazza et al., 2015).

Las características químicas y petrológicas de los condritos ordinarios fueron clasificadas por Van Schmus y Wood (1967), cuyo trabajo se resume en la Tabla 2. donde se indican diferentes grados de metamorfismo termal para cada tipo petrológico. Esta subdivisión separa a los condritos según el grado de equilibrio alcanzado en dos grupos.

Tabla 6: Resumen del promedio de las propiedades petrológicas de los condritos ordinarios. Modificado de Krot et al. (2003), Vernazza et al. (2015) y Weisberg et al. (2006).

Propiedades H L LL Porcentaje de caída 34 37 9 Fe (%peso) 28 22 19 Fe/Si (atómico) 0,81 0,57 0,52 Metal (%peso) 8,4 4,1 2 Matriz (%peso) 10-15 10-15 10-15 Cóndrulos (%volumen) 60-80 60-80 60-80 Diámetro medio 0,3 0,7 0,9 cóndrulos (mm) Contenido de Fayalita 16-20 23-26 27-32 (%peso) del olivino 19,3* 25,2* 31,3* Contenido de Forsterita 15-17 18-22 22-30 (%peso) del piroxeno Ol/(Ol+Px) 51-60 60-67 70-82

*Contenido promedio para ejemplares equilibrados.

En primer lugar, están los condritos ordinarios no equilibrados que pertenecen al grupo petrológico 3 con un grado bajo de metamorfismo termal. Esto se evidencia en los minerales que presentan una composición química característica junto a que los componentes presentan una forma bien definida. En segundo lugar, están los condritos ordinarios equilibrados que pertenecen a los tipos petrológicos del 4 al 6. Este grupo presenta una homogeneización de sus componentes producto de la recristalización sufrida por las condiciones termales (Varela, 2015).

El grupo del tipo petrológico 3 se subdivide desde el 3,0 al 3,9 según propiedades de termoluminiscencia (Sears et al., 1980), como también por texturas de minerales opacos (Bourot-

Denise et al., 1997).

La composición mineralógica de los condritos ordinarios está constituida principalmente por silicatos, metales, sulfuros y óxidos en su mayor parte, y en menor medida por fosfatos y carburos (Rubin, 1997). Los principales minerales silicatados son olivinos [(Mg,Fe)2SiO4], ortopiroxenos [(Mg,Fe)SiO3], clinopiroxenos [(Ca,Mg,Fe)SiO3] y plagioclasas

[(Na,Ca)(Al,Si)3O8]. En cuanto a metales, la kamacita [bajo contenido Ni, α-(Fe,Ni)] y la taenita

[Alto contenido Ni, γ-(Fe,Ni)] son los más predominantes. Finalmente, el sulfuro más común es la troilita [(FeS)] (Varela, 2015). El óxido que aparece de forma recurrente en los condritos ordinarios es la cromita [(FeCr2O4)] y como accesorio el fosfato cloroapatito

[Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)] (Van Schmus, 1969). Estos representan los minerales más útiles para la clasificación de los condritos ordinarios ya que actualmente hay más de 350 minerales reconocidos sin considerar los minerales hidratados (Varela, 2015).

Los condritos son agregados de componentes de alta y baja temperatura (Hutchison,

2004), que gracias a su naturaleza primitiva pueden contener material procedente de los primeros eventos de la nebulosa solar con edades de hasta 4,6 Ga (Chen y Wasserburg, 1981). Los componentes estudiados para su clasificación son: los cóndrulos, metales y sulfuros, matriz y las inclusiones.

Como se puede observar en la Tabla 6, los cóndrulos comprenden entre un 60 – 80% del volumen de los condritos ordinarios. Estos corresponden a objetos subesféricos de tamaño submilimétrico constituidos de material ferromagnesiano silicatado, en su mayoría olivino, piroxenos y vidrio feldespático (Brearley y Jones, 1998). Su forma junto con su textura ígnea evidencia una formación por fusión parcial o total y la compactación de granos minerales en la nebulosa solar (Hutchison, 2004). Actualmente se han desarrollado distintas clasificaciones para los tipos de cóndrulos basado en su textura, composición y mineralógica (Brearley y Jones, 1998).

La composición ferromagnesiana de los cóndrulos es similar a la de los condritos carbonáceos CI en cuanto a sus elementos refractarios y moderadamente volátiles, pero se encuentran empobrecidos en elementos volátiles y siderófilos respecto al mismo (Grossman et al., 1988). Esto es debido a que los condritos CI presentan la composición más primitiva similar a la de la fotósfera solar (Weisberg et al., 2006). A pesar de un grado de variabilidad en la

34 composición de los cóndrulos dentro de los distintos tipos de condritos, las texturas observadas se pueden dividir en los mismos grupos para los distintos condritos: Cóndrulos porfíricos de olivino (PO), porfíricos de piroxeno (PP), porfíricos de olivino y piroxeno (POP), granulares con olivino, piroxeno o ambos (GO, GP y GOP respectivamente), de olivino barrado (BO), de piroxeno radial (RP) y criptocristalinos (C). El material intersticial presente en los cóndrulos se denomina mesostasis, la cual se caracteriza por una textura vítrea compuesta por microcristales de piroxeno enriquecidos en Ca en los condritos no equilibrados (Gooding y Keil, 1981).

La clasificación mencionada con anterioridad es la utilizada con mayor frecuencia, pero para algunos casos específicos se utilizan criterios composicionales, como el contenido de FeO en condritos no equilibrados. Los grupos definidos por McSween (1977) son: Tipo I (cóndrulos reducidos y empobrecidos en FeO), Tipo II (cóndrulos oxidados y enriquecidos en FeO) y un

último grupo usado infrecuentemente Tipo III (cóndrulos de piroxeno radial). Esta clasificación fue complementada por Scott y Taylor (1983) al agregar los términos: A (rico en olivino), B (rico en piroxeno) y AB (rico en ambos).

La clasificación de los cóndrulos presentes en los meteoritos se puede usar como complemento para definir el grupo químico de la muestra, ya que la abundancia de los tipos de cóndrulos varía dependiendo del condrito (Tabla 7).

Tabla 7: Tipos texturales de cóndrulos y sus abundancias (en %vol) según grupo de condritos. Modificado de Scott y Krot (2006) y Jones (2012).

CMCOCVCRCHCBbCK HL LL EH EL R Diámetro (mm)0,30,1510,7 0,80,30,50,60,20,60,4 Total P ∼959594 96-98 20 ∼1>99 8482 ∼87 ∼92 PO 8 85 23 0,1 POP 69 7 48 4 PP 19 2 1077

Granular <0,1<0,1 3 1 Cóndrulos Cóndrulos

porfíricos (%) porfíricos Tipo I (% de los P)60-90 9095 20-30 100 Tipo II (% de los P) 10-40 10 5 70-800 Total NP ∼556,32-4 80 ∼99 <1 1618 ∼13 ∼8 BO 26 1 4 0,1

(%) RP 20,20,3 7 13 6 Cóndrulos Cóndrulos no porfíricos no porfíricos C 10,10,4 79* 5 57

Los condritos ordinarios comparten las mismas abundancias de los distintos tipos de cóndrulos. * Incluye piroxenos radiales y cóndrulos de vidrio.

Los dos tipos de metal presentes en condritos son granos compuestos por elementos refractarios (iridio, osmio, molibdeno, etc.) condensados a 1600 K y granos compuestos de hierro, cobalto y níquel que se condensaron junto a la forsterita y enstatita a temperaturas de

1350-1450K (Scott y Krot, 2006). En los condritos ordinarios los metales se presentan de distinta forma según el estado de equilibrio de los condritos. En el caso de los condritos no equilibrados del tipo petrológico 3, los metales están compuestos principalmente por kamacita (Fe,Ni) y en menor medida taenita (Ni,Fe) y schreibersita (Fe,Ni,Cr)3P, mientras que los sulfuros están compuestos por troilita (FeS). Su ocurrencia es en forma de granos esféricos distribuido en los silicatos y mesostasis (Brearley y Jones, 1998). En el caso de los condritos equilibrados del tipo petrológico 4 a 6, el tamaño y forma de los granos de kamatica, taenita y troilita cambia en base al tipo petrológico. De menor a mayor grado de metamorfismo termal, la fracción de cóndrulos que contienen metal en su estructura disminuye junto con el metal presente en los cóndrulos.

Además, se puede apreciar la disminución de metales presentes como granos finos dando paso a granos de mayor tamaño formados por la fusión de los granos menores (Brearley y Jones,

1998). Esto se observa en los resultados presentados por el trabajo de Afiattalab y Wasson (1980)

36 donde se midió el tamaño de los granos metálicos para los tipos petrológicos 3 a 6 en condritos ordinarios. En el estudio mencionado se dividió el contenido metálico en granos finos (<0,1 mm), granos medianos (0,1-0,2 mm) y granos gruesos (>0,2 mm). Para el tipo petrológico 3, los granos finos corresponden al 40±20 %, los granos medianos a un 20±10 % y los granos gruesos a un 40±20 % del volumen porcentual de metales. Este número crece gradualmente hasta alcanzar al tipo petrológico 6 con granos finos representando un 10±5 %, los granos medianos un 20±10 % y los granos gruesos un 70±10 % del volumen porcentual de metales.

Desgraciadamente pocos son los condritos que conservan la historia de formación de sus metales debido procesos posteriores a su formación. Eventos como reacciones a baja temperatura que genera óxidos y sulfuros junto al metamorfismo termal que provoca la exsolución de la kamacita desde la taenita tienden a eliminar el registro originario (Scott y Krot,

2006). Siendo estos los primeros elementos de los condritos en ser afectados por la atmosfera oxidante de la Tierra, se consideran un buen indicador del efecto de la meteorización de los condritos (Bland et al., 2006).

La matriz en los condritos está definida como la mezcla de minerales ópticamente opacos con tamaños entre 10 y 5 µm que rodea a los cóndrulos, casi y otros componentes rellenando el espacio intersticial entre ellos (Scott et al., 1988).

Al igual que los metales, el tamaño de la matriz está ligado al tipo petrológico del meteorito. En condritos ordinarios no equilibrados, la matriz presenta una textura de grano muy fino (<5 µm) y de materiales formados a baja temperatura que rodean y envuelven materiales formados a mayor temperatura y usualmente de mayor tamaño (Scott et al., 1988). La composición mineralógica de la matriz varía según los distintos tipos petrológicos y en menor medida entre los distintos grupos de condritos (Huchinson, 2004), pero para los condritos ordinarios equilibrados se presenta una mineralogía compuesta mayormente por material

37 silicatado como olivino empobrecido en FeO, metales, sulfuros, espinela, cromita y calcita. Al aumentar el tipo petrológico, los granos de la matriz pasan a ser más gruesos y dan el aspecto de una textura más fragmental hasta que eventualmente la matriz tiene fragmentos del tamaño de los mismos cóndrulos (Sears, 2004).

Otra característica alterada por el cambio del tipo petrológico es la integración cóndrulo- matriz. Para los tipos petrológicos bajos que corresponden del tipo petrológico 1 al 3, existe una definición clara entre matriz opaca y cóndrulos. En tipos petrológicos 4 a 7, la matriz toma una tonalidad más clara junto a un tamaño de grano de hasta 100 µm que se caracteriza por presentar una textura gradualmente más clástica, generando una menor claridad del límite entre cóndrulos y la matriz (Valenzuela, 2003).

Existen dos tipos de inclusiones reconocidas en los condritos, que no son estrictamente características de los condritos ordinarios, pero pueden estar presentes en estos. Las inclusiones ricas en calcio y aluminio (CAIs) corresponden al material más antiguo presente en los condritos excluyendo a los granos presolares. Su origen se atribuye a la condensación de gases de composición similar a la del sol a temperaturas superiores a los 900 ºC y presiones de 5-10 bar, generando minerales como corindón (Al2O3), hibonita (Ca,Ce)(Al,Ti,Mg)12O19, grossita

(CaAl4O7), perovskita (CaTiO3), melilita (Ca,Na)(Al,Mg)(Si,Al)2O7, espinela (MgAl2O4), diópsido de Al-Ti (CaMgSi2O6), anortita (CaAl2Si2O8) y forsterita (Mg2SiO4). Se asume que su origen es producto de un condensado debido a sus formas irregulares (Scott y Krot, 2006). Debido a la gran diversidad de CAIs en los distintos grupos de condritos su clasificación se basó en tipos según su mineralogía para los condritos CV y en su mineralogía modal para el resto de los condritos como se puede apreciar en la Tabla 8.

El segundo tipo de inclusión corresponde a los agregados de olivino ameboidal. Estas inclusiones de formas irregulares y grano fino anhedral de entre 5 a 20 µm presentan una

38 composición mineral de forsterita (Fo97-99), aleaciones metálicas de Fe-Ni, y componentes refractarios como diópsido de aluminio, espinela, anortita y raramente melilita (Scott y Krot,

2006).

Tabla 8: Inclusiones presentes en los meteoritos condríticos. Modificado de (Scott y Krot, 2006).

Tipo Inclusión CM CO CV CR CH CB CK Acfer 094 Adelaide H–L–LL EH–EL inclusión Tipo A (rico en R C C C C C — C C R — Melilita) Tipo B (rico en — — C R — R R — — — — piroxeno Al-Ti) Tipo B (rico en — — R — — R — — — — — forsterita) Tipo C (rico en CAIs plagioclasa/pirox — R C R — — — R — — — eno) Rico en hibonita C C C R C C — R C R R y granate Rico en grossita — R — R C R — C — — — Rico en granate y C C C C C C R C C R R piroxeno AOAs AOAs C C C C C R C C C — — Cóndrulos Cóndrulos ricos en Al C C C C C C C C C C C

Abreviaciones: R, raro; C, común; —, ausente.

3.3. Técnicas analíticas de Laboratorio

3.3.1. Microscopio óptico

En el laboratorio de microscopía de la Universidad Austral de Chile se realizaron las diversas observaciones tanto de las láminas delgadas como de las secciones pulidas para la caracterización petrográfica de las muestras. Esto contempló la observación y documentación de los meteoritos en luz transmitida y reflejada. Basado en las imágenes obtenidas se utilizó el programa de análisis de imagen Photoshop para estimar las proporciones modales, caracterizar su textura y así reconocer su grado petrológico, grado de metamorfismo y grado de meteorización. Para el cálculo de los elementos presentes en las láminas delgadas se realizaron 5

39 mediciones con el programa de análisis de imagen y se consiguió un promedio y un margen de error de los distintos componentes y sus proporciones respecto al volumen total de las muestras.

3.3.2. Microscopio electrónico de barrido

Tanto las láminas transparentes como las secciones pulidas fueron observadas bajo el microscopio electrónico de barrido de la Universidad Austral de Chile, complementando las observaciones del microscopio óptico. Con este instrumento se logró caracterizar petrográficamentre el metamorfismo y meteorización, vía observación textural de alta resolución y el reconocimiento de la composición de las fases minerales a través de espectrometría de rayos

X de energía dispersa (EDS). El instrumento utilizado para esto corresponde a un microscopio electrónico de barrido Zeiss EVO MA10 con un detector EDS Oxford Instrument (Figura 8).

Figura 8: Equipo de microscopia electrónica de barrido y espectrómetro EDX a la izquierda utilizado para el estudio de los meteoritos.

3.3.3. QEMSCAN

Para complementar los datos obtenidos por microscopía se analizaron rechazos de las muestras estudiadas con la técnica analítica QEMSCAN (Quantitative Evaluation of Minerals based on SCANning Electron Microscopy) de la Universidad Católica del Norte. Esta unidad de

QEMSCAN corresponde a un modelo E430 compuesto por el SEM ZEISS EVO 50 combinado con detectores EDS Bruker Series 4. Gracias a estos componentes el equipo QEMSCAN mapea la distribución 2-D de las fases sólidas inorgánicas incluyendo minerales a través de la emisión de electrones retro-dispersados (BSE) y Rayos X. Este instrumento fue utilizado para la identificación y cuantificación de los minerales, junto a la determinación de su composición química. Una descripción detallada de la técnica utilizada por el análisis del QEMSCAN aparece en Caviedes (2019).

3.3.4. Susceptibilidad magnética

La susceptibilidad magnética de bajo campo corresponde a la razón de la inducción magnética de un material frente a la fuerza de un campo magnético el cual, depende del tipo y abundancia del material (Rochette et al., 2003). Esto implica que dicha susceptibilidad será afectada por la abundancia de fases minerales comúnmente metálicas presentes en el meteorito y la capacidad de ese material de ser magnetizado (Rochette et al., 2003).

La susceptibilidad de cada muestra fue medida en la Universidad de Chile en Santiago, con un magnetómetro de rotación Modelo JR5, Agico. Estos datos sirven para utilizar el método de clasificación propuesto por Rochette et al. (2003), el cual divide los meteoritos rocosos según el valor logarítmico de dicha susceptibilidad de forma no destructiva. Los distintos valores de susceptibilidad magnética medidos para los acondritos y condritos se presentan en la Figura 9 y

Figura 10.

Figura 9: Susceptibilidad magnética de los meteoritos acondríticos. Modificado de Rochette et al. (2009).

Figura 10: Susceptibilidad magnética de los meteoritos condríticos. Modificado de Rochette et al. (2008).

En el caso de los condritos ordinarios la presencia de aleaciones de Fe-Ni

(principalmente kamacita y taenita) permite usar la susceptibilidad magnética como proxy. Esto debido a que las otras fases metálicas como silicatos paramagnéticos y troilita antiferromagnetica

42 que contienen Fe o Ni tienen una susceptibilidad insignificante en comparación (Rochette et al.,

2003). El resultado en meteoritos caídos son grupos bien definidos de valores de susceptibilidad magnética que aumentan en el sentido LL, L y H y generando dos grupos nuevos igualmente de bien definidos L/LL y H/L entre estos (Rochette et al., 2003). Una de las dificultades de este método es el efecto de la meteorización terrestre en las fases metálicas revisada en trabajos posteriores que se puede encontrar en meteoritos encontrados. En el trabajo de Rochette et al.

(2012) se estudió el efecto de la meteorización en los minerales primarios magnéticos y su subsiguiente reemplazo por óxidos e hidroxilos. Esto provoca que, desde cierto grado de meteorización, el meteorito pierda la impronta magnética asociada a sus minerales, perdiendo su valor de estudio. El resultado de dicho trabajo creo valores de desviación estándar para los distintos grados de meteorización terrestre (W) propuestos por Wlotzka (1993) donde se puede observar cómo los mayores grados de meteorización generan rangos de grupos químicos que se sobreponen entre sí. Es importante tener en cuenta que existen valores de susceptibilidad magnética similares entre grupos de meteoritos distintos tanto para las acondritas como para los condritos. Por esta razón este parámetro no debe ser utilizado como único criterio para la clasificación de un meteorito, sino que debe ser complementado con estudios adicionales

(Rochette et al., 2009).

Existen dos fuentes de error en la medición de la susceptibilidad magnética (Rochette et al., 2001). En primer lugar, el efecto del roce durante el traspaso de la atmósfera genera que los meteoritos estén recubiertos por una corteza de fusión. Esto provoca que la muestra está cubierta por una capa de material fundido de hasta 100 µm de grosor que presenta una composición similar al resto del meteorito, pero con la oxidación del hierro a magnetita y una disminución en el contenido de hierro metálico. Debido a esta alteración la corteza de fusión presenta un valor de susceptibilidad magnética similar al de un meteorito fuertemente magnético.

Esta consideración es especialmente importante para meteoritos de baja susceptibilidad

magnética como algunos acondritos y condritos del grupo C donde la corteza influye de manera

significativa en el valor de su susceptibilidad magnética, junto a meteoritos caídos que conservan

la mayor parte de esta corteza representando un mayor porcentaje del contenido total de la

muestra. En segundo lugar, existen dos tipos de anisotropía de la susceptibilidad magnética que

genera variaciones en el valor de la susceptibilidad. La primera es debido a una dirección

preferencial de los granos minerales magnéticos. Esto ocurre debido a la irregularidad de la forma

de la muestra y se puede corregir al usar una muestra con forma regular como un cubo o esfera.

La otra forma en la que puede influir la anisotropía al calcular la susceptibilidad magnética es la

forma del campo magnético de la anisotropía. Formas comunes de un campo magnético

anisométrico son elipsoides, cilindros y paralelogramos cuyo efecto puede ser corregido al ser

conocido el valor de su alteración sobre la susceptibilidad magnética. Actualmente se mide la

susceptibilidad magnética de la muestra en tres direcciones perpendiculares y poder así corregir

el efecto de estas anomalías.

Los valores de susceptibilidad magnética entregados por el instrumento utilizado

corresponden a la susceptibilidad magnética volumétrica, la cual es adimensional. Pero para

utilizar la clasificación propuesta por Rochette et al. (2003) se necesita la susceptibilidad

magnética de masa como log (ꭓ), específicamente en la unidad 10-9 m3/kg, obtenida a partir de

la siguiente relación: ꭓ ꭓ = 푣표푙푢푚푒푛 푚푎푠푎 𝜌

Donde ꭓ representa las distintas susceptibilidades y 𝜌 representa la densidad de la muestra.

Junto con los valores de susceptibilidad magnética, el magnetómetro utilizado entrega

valores estadísticos para realizar una prueba de anisotropía con el fin de evaluar la calidad de los

44 datos obtenidos. Estos valores presentados como F, F12 y F23 corresponden a tres estadísticas introducidas por Hext (1963) para determinar la significancia de parámetros de anisotropía, donde F representa la significancia de anisotropía, F12 la significancia en la diferencia del autovector máximo e intermedio y el valor F23 la significancia en la diferencia del autovector intermedio y mínimo. La fórmula para cada unidad se presenta a continuación:

퐹 = ,4 휏 + 휏 + 휏 − 3ꭓ푏 /𝜎 휏 − 휏 퐹 = ,5 𝜎 휏 − 휏 퐹 = ,5 𝜎

Donde τ corresponden a los valores de susceptibilidad magnética mayor, intermedio y menor en el orden 휏 , 휏 y 휏 respectivamente. 𝜎 corresponde a la varianza de la incertidumbre desconocida en las mediciones y ꭓ푏 a la susceptibilidad total. La importancia de estas medidas recae en que si su valor alcanza o supera su valor crítico (F=3,4817, F12=4,2535 y F23=4,2535 para un 95% de confianza con 15 mediciones) se comprueba la significancia estadística de las mediciones, pero si no la muestra falla el test, lo cual implica que no se permite el rechazo de la hipótesis nula de la isotropía o la simetría rotacional. Si F alcanza su valor crítico, entonces la diferencia entre la susceptibilidad medida y su error es lo suficientemente grande como para considerar la muestra como anisótropa. Si los valores de F12 y F23 alcanzan o superan su valor crítico, la muestra posee una elipse de anisotropía triaxial. Pero al no alcanzar el valor crítico la muestra falla la prueba de Hext y se considera que no se puede rechazar que la muestra sea oblata si fallo F12 y prolata si fallo F23. Para ahondar en los cálculos necesarios para utilizar las estadísticas de Hext (1963) y su implementación en los cálculos de anisotropía de susceptibilidad magnética (AMS en inglés) se recomiendo la bibliografía de Tauxe et al. (2018).

4. RESULTADOS

4.1. Susceptibilidad magnética

Los datos obtenidos en la Universidad de Chile se resumen en la Tabla 9 adjuntada a continuación, donde se expresan los datos tanto de la balanza analítica como de magnetómetro de rotación.

Tabla 9: Valores de susceptibilidad magnética, error estándar, test de anisotropía, cálculo de la susceptibilidad magnética de masa y su anisotropía.

Muestra AIUC-1 AIUC-2 Masa (g) 4,2 2

Susceptibilidad -03 -03 52,4310 79,0610 media

Error estándar 4,442 3,839 [%]

F 20,7 15,3

F12 1,4 0,9

F23 34,2 27,7 Log ꭓ (10-9 4,194535 4,372912 m3/kg) Anisótropa Anisótropa Anisotropía oblata oblata

*Los valores de F corresponden a los valores de la prueba de anisotropía propuesta por Hext (1963) de las muestras. **La muestra AIUC-1 fue medida de forma horizontal, lateral y posteriormente sub vertical (y no vertical por dificultades con el tamaño de la muestra y el instrumento utilizado), mientras que la muestra AIUC-2 fue medida de forma sub vertical, horizontal y posteriormente lateral. Registro fotográfico en anexo.

El tipo de anisotropía es entregado por los valores de F entregados por el magnetómetro, siendo los valores de F y F23 superiores a su valor crítico. Esto basado en la estadística propuesta por Hext (1963) que indica que, si F es igual o superior a 3,4817 la muestra es anisótropa, y si

F23 es superior a 4,2535 la muestra no es prolata. El valor de F12 al no superar su valor crítico

46 indica que no se puede rechazar que la muestra sea oblata. Estos valores son de relevancia estadística con un valor de 95 % de confianza para ambas muestras.

Posteriormente se hicieron mediciones de susceptibilidad magnética en la Universidad

Católica del Norte con una mayor masa, para así corroborar los resultados. Los datos obtenidos para las muestras se presentan en la Tabla 10.

Tabla 10: Valores de la susceptibilidad magnética en la UCN.

Muestra Log ꭓ (10-9 m3/kg) AIUC-01 5,2 AIUC-02 5,1

4.2. Descripción macroscópica

4.2.1. Muestra AIUC-01

Presenta una superficie lisa no porosa de color negro y café oscuro que contiene hendiduras del tamaño de un centímetro o menores. Dichos surcos corresponden a regmagliptos, lo que implica que dicha superficie corresponde a una corteza de fusión generada por los procesos de ablación sufridos durante el traspaso de la atmósfera. Basado en estas observaciones preliminares se puede confirmar que la muestra AIUC-01 corresponde a un meteorito.

Tanto en la muestra de mano como en la sección pulida de la muestra se observan rasgos distintivos de los condritos como son la presencia de estructuras esféricas milimétricas que corresponden a cóndrulos y la presencia de metal reconocido a simple vista como granos reflectantes junto al magnetismo de la muestra detectado con un imán. Otro rasgo importante es la presencia de dos texturas. Una mitad presenta una matriz muy fina oscura y por la otra mitad una matriz más gruesa de un color más claro (Figura 11). La parte de una tonalidad más

47 oscura se denominó AIUC-01 (A), mientras que la parte más clara se denominó AIUC-01 (B) para facilitar su identificación en el texto.

Figura 11: Muestra de mano del meteorito AIUC-01. A) Corte transversal donde se aprecia la diferencia entre la corteza de fusión en la parte superior y el contenido de metales y cóndrulos en la sección pulida. B) Contacto entre ambas texturas de la muestra con una parte inferior de matriz fina oscura y una parte superior de matriz gruesa clara.

4.2.2. Muestra AIUC-02

Presentaba una tonalidad rojiza posiblemente debido a un mayor grado de meteorización que la muestra AIUC-01. Pero aun así presentaba características determinantes para no solo reconocerlo como un meteorito, sino como un condrito. Estas fueron la textura clástica con presencia de cóndrulos de tamaño submilimétrico y metales en una sección fresca y pulida

(Figura 12).

Figura 12: Muestra de mano del meteorito AIUC-02. A) Sección pulida de la muestra de mano con la presencia de reflejos metálicos. B) Tonalidad rojiza de la muestra a lo largo de su textura clástica.

4.3. Descripción microscópica

Basado en el uso del microscopio óptico y microscopio electrónico de barrido se describieron los componentes principales de ambas muestras, tanto en sus láminas delgadas como en sus cortes pulidos en briquetas. Esto resultó en la descripción morfológica y cuantificación modal de los cóndrulos, la matriz, la mineralogía primaria y secundaria con la luz transmitida y la clasificación de las fases opacas con luz reflejada.

4.3.1. Muestra AIUC-01

4.3.1.1. Características texturales

La muestra tiene una textura de brecha producto de la presencia de dos texturas definidas como las partes A y B. La parte A presenta una textura clástica debido a la presencia de fragmentos minerales fracturados dispersos en una matriz fina y opaca. Se descarta la textura

49 condrítica debido a que los cóndrulos solo se encuentran como relictos y en baja proporción

(<2 % del volumen de la sección). Esta sección se ve afectada por un fuerte fracturamiento.

La sección B presenta una textura condrítica producto de la presencia de cóndrulos y relictos de cóndrulos en una matriz más gruesa y clara (≈10 % del volumen de la sección), junto con un fracturamiento menor que la sección A.

Fotografías de la muestra bajo el microscopio óptico fueron combinadas para crear una imagen completa de la sección pulida y así determinar el contenido de sus componentes basado en el programa de análisis de imagen Photoshop. Estas imágenes se realizaron a luz transmitida polarizada y a luz reflejada (Figura 13 y Figura 14). La división entre las partes A y B se puede apreciar en la zona central de la muestra tanto en luz transmitida como en luz reflejada. En el caso de la luz transmitida se puede observar en la Figura 15 el cambio de tamaño y coloración de la matriz en el contacto entre ambas partes. Bajo luz reflejada se puede apreciar que la parte

A es altamente afectada por fracturas y venillas mientras que la parte B presenta una menor densidad de fracturas y venillas junto con una mayor porosidad (Figura 16).

50 cuadros de colores se ubican las diferentes Figura 13 : Reconstrucciónde la muestra AIUC fotos utilizadas - 01 a luz transmitida con durante el trabajo. nícoles cruzados a través de lade fotos individuales. fusión En

51 ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo. Figura 14 :

Reconstrucción de la la de Reconstrucción muestra AIUC - 01 a luz reflejada a través de la

fusión de fotos individuales.de fotos fusión Encuadros de colores se

Figura 15: Límite entre las partes de la muestra AIUC-01 en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados, donde la parte A se caracteriza por una matriz oscura fina a la izquierda y la parte B se caracteriza por una matriz más gruesa de coloración más clara a la derecha.

Figura 16: Límite entre las partes A y B de la muestra AIUC-01 en luz reflejada definido por una línea roja. La parte A en la parte inferior presenta un alto contenido de venillas rellenas por minerales opacos, principalmente kamacita y troilita. La parte B en la parte superior presenta minerales tanto silicatados como opacos menos choqueados, una menor densidad de venillas y fracturas y una mayor porosidad.

4.3.1.2. Cóndrulos

Los cóndrulos presentes varían en tamaño y textura dependiendo de la zona de la brecha en la que se encuentran. En la parte A se pueden apreciar cóndrulos de 0,3 mm a 0,6 mm, con un promedio de 0,5 mm. Presentan formas subesféricas y mal definidas por lo que se utilizó principalmente la luz reflejada del microscopio óptico para identificarlos. Estos se encuentran dispersos y en baja cantidad, pero basado en una estimación visual y ayuda de un programa de análisis de imagen se llegó a que un ≈13,5 % del área A de la muestra en la lámina delgada corresponde a cóndrulos. Los cóndrulos presentan texturas de BO y PO observables en la Figura

17. Los minerales opacos no tienden a generar un borde alrededor de los cóndrulos, sino que están presentes como venillas y de forma granular tanto dentro como fuera de estos (Figura 17).

Figura 17: Textura de cóndrulo de BO a la izquierda junto a relictos de cóndrulos al centro y derecha a luz reflejada en la parte A de la muestra AIUC-01.

En la parte B, los cóndrulos conservan una forma semicircular bien definida con tamaños desde 0,5 hasta 1,7 mm con un promedio de 1 mm. Se pueden encontrar variados tipos de cóndrulos como PO, POP, BO, C y GO que representan hasta un ≈61,9 % del total de esta sección y se presentan en la Figura 18, Figura 19 y Figura 20. Al igual que en la parte A los minerales opacos de la parte B no tienden a formar un halo alrededor de los cóndrulos, sino que se presentan tanto dentro como fuera de estos en forma granular (Figura 20).

Figura 18: Relicto de cóndrulo BO en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados en la parte B de la muestra AIUC-01. A pesar de no conservar su esfericidad mantiene su textura intacta.

Figura 19: Vista a luz transmitida polarizada y nícoles cruzados de AIUC-01 (B) de cóndrulos POP (izquierda y centro) junto a un cóndrulo C (derecha).

Figura 20: Vista a luz reflejada de cóndrulos con bordes difusos pero redondeados y rodeados por material más fino y metales en AIUC-01 (B).

4.3.1.3. Matriz

La matriz representa aproximadamente un 60 % del total del área de la parte A de la muestra AIUC-01. Consiste en material de grano fino (<5 µm) silicatado indeterminado junto a metales y sulfuros (Figura 21). La sección mencionada contiene venillas rellenas por el fundido de minerales opacos junto a fracturas vacías. Las venillas rellenas por metales y sulfuros presentan anchos de aproximadamente 10 µm, mientras que las vacías presentan anchos de hasta

800 µm (Figura 22).

Figura 21: La matriz de la parte A en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados se observa de una tonalidad oscura y grano fino rodeando minerales de olivino y feldespatos individuales dispersos o concentrados en cóndrulos y relictos de cóndrulos.

Figura 22: Vista en luz reflejada en AIUC-01 (A) destacando la presencia de fracturas (color oscuro) junto a venillas rellenas de minerales opacos, óxidos y sulfuros.

En la parte B de AIUC-01, la matriz representa aproximadamente un 30 % del volumen total. Esta presenta un tamaño de grano variado desde una matriz oscura fina similar a la de la sección A hasta fragmentos silicatados de una textura granoblástica media con un tamaño menor a 0,2 mm (Figura 23). Contiene principalmente fragmentos de olivino, y en menor medida piroxeno junto a minerales opacos como kamacita, troilita y cromita. La abundancia de fracturas y venillas es considerablemente menor que en la sección A, ya que en la sección B las fracturas están ligadas mayoritariamente a los límites de los minerales y estructuras y en menor medida a fracturas pervasivas (Figura 24).

Figura 23: Matriz de AIUC-01 (B) alrededor de cóndrulos en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados, compuesta de minerales dispersos tanto silicatados como opacos presentando una coloración anaranjada junto a un tamaño de grano apreciable en el microscopio óptico.

4.3.1.4. Mineralogía Primaria

En la parte A se encuentran a través del microscopio óptico cristales subhedrales de olivino con tamaños de hasta 0,3 mm de forma granular y esparcidos dentro de la matriz o dentro de los cóndrulos. Estos fragmentos corresponden en su mayoría a cristales de mayor tamaño que fueron fracturados pero que conservan la forma y la posición del mineral anterior al efecto de choque. Otro aspecto importante de esta parte de la muestra es la presencia en la matriz de granos de feldespatos de hasta 0,35 mm que presentan extinción ondulosa con la luz polarizada del microscopio junto a una isotropía parcial. Los piroxenos presentes en esta parte de la muestra se encuentran principalmente con tamaños menores a 0,2 mm (Figura 25).

Figura 25: Minerales primarios presentes a luz transmitida polarizada y nícoles cruzados en la parte A, principalmente olivinos y feldespatos y en menor medida piroxenos. Se encuentran principalmente dispersos y en tamaños cercanos al límite con la matriz de 200 µm.

En cuanto a la mineralogía opaca encontramos por orden de abundancia kamacita, troilita y cromita. La kamacita corresponde a un ≈2,5 % del área total de la parte A y se presenta como granos anhedrales rellenando espacios alrededor del material silicatado, además de presentarse como relleno de venillas y gotas de menor tamaño (melt droplets). Producto de esta diversidad de formas, los tamaños de dicho mineral varían entre granos de 10 µm hasta 1,6 mm.

La troilita representa un ≈1 % del área de la parte A y se encuentra tanto como granos anhedrales individuales como asociada a los bordes de la kamacita, donde rodea granos menores y se encuentra como un halo alrededor de granos de mayor tamaño. Por último, la cromita, correspondiendo a un ≈0,4 % del área de la parte A de la muestra AIUC-01, está presente como granos individuales de tamaños menores de unos pocos µm hasta 200 µm (Figura 26).

Figura 26: Vista en luz reflejada de la parte A de AIUC-01 evidenciando kamacita tanto como cristales anhedrales de tamaños cercanos a 500 µm rodeando minerales silicatados o como granos de menor tamaño concentrados principalmente en la matriz. La troilita presenta cristales de menor tamaño que la kamacita de forma anhedral junto a granos similares a los de la kamacita. La cromita se encuentra dispersa por la matriz en cristales menores a 200 µm.

La parte B presenta principalmente cristales de olivino subhedrales de 0,6 mm. Gran parte de estos cristales se encuentra fragmentados al punto de ser parte de la matriz con tamaños menores a 0,2 mm (Figura 27). Generalmente los cristales se encuentran rodeados por otros cristales formando cúmulos dentro de la matriz (Figura 28). Se puede apreciar junto a estos la presencia de piroxenos en cóndrulos de forma radial o como fragmentos cristalinos en la matriz de forma tabular y tamaños de hasta 0,6 mm. Se caracterizan por una forma subhedral y presentarse en menor cantidad que los granos de olivino. Los feldespatos se manifiestan como granos subhedrales rectos con un tamaño medio de 200 µm o menores.

Figura 27: Fragmentos de olivinos y piroxenos de tamaños cercanos a 0,2 mm presentes en AIUC-01 (B) en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados, por lo que son considerados como parte de la matriz.

Figura 28: Vista en luz transmitida polarizada y nícoles cruzados donde se aprecia que los minerales de piroxenos de la parte B alcanzan tamaños cercanos al milímetro, los olivinos alcanzan tamaños cercanos a los 0,6 mm y feldespatos tamaños menores a 0,2 mm. Todos estos minerales se pueden encontrar como cristales aislados rodeados de minerales de tamaño más fino considerados matriz o dentro de cóndrulos.

Los minerales opacos conservan las propiedades de la otra parte de la muestra. Kamacita, troilita y cromita se encuentran aproximadamente en la misma proporción con la kamacita correspondiendo a un ≈2,5 % de la parte B de la muestra, luego la troilita corresponde a un ≈

1,5% y posteriormente la cromita corresponde a un ≈0,4 % del área de la parte B de la muestra

AIUC-01. La kamacita se encuentra tanto como gotas con un tamaño cercano a 10 µm hasta granos anhedrales de 1,5 mm. La troilita también se encuentra como parte de la matriz en forma de gotas, pero sus cristales alcanzan tamaños de hasta 0,6 mm, y no se encuentran ligados a los cristales de kamacita. Por último, los cristales de cromita presentan tamaños menores a 0,2 mm a excepción de un cristal de 0,36 mm (Figura 29).

Figura 29: Minerales opacos de la sección B en luz reflejada. La kamacita (blanco) es anhedral con tamaños que superan el milímetro de largo. La troilita (amarillo) que alcanza a presentar la mitad de este tamaño forma junto a la kamacita gotas de fundido en la matriz que rodea a los cóndrulos. La cromita (gris) se encuentra principalmente como cristales menores a 200 µm dispersos por la matriz.

4.3.1.5. Características composicionales

Junto con las imágenes obtenidas con el microscopio electrónico de barrido, se obtuvieron mediciones puntuales de composiciones químicas semicuantitativas con EDS de los minerales presentes.

En la muestra AIUC-01 se observó que algunas secciones de los metales de kamacita presentaban una diferencia en su tonalidad. Dicha diferencia se manifiesta como líneas de un color blanquecino en una matriz de un color grisáceo (Figura 30).

Figura 30: Imágenes de electrones retrodispersados (BSE) de la parte B de AIUC-01 de un mineral opaco, cuyo borde presenta un cambio de tonalidad en forma de líneas de color gris claro a blanco en contraste con el resto del mineral de tonalidad grisácea más oscura.

Los resultados de las mediciones puntuales con EDS en distintas ubicaciones presentes en la Figura 30 se presentan en la Figura 31.

Figura 31: Mediciones de EDS de distintas secciones del mineral opaco con diferentes tonalidades que presentan una variación en el contenido porcentual de Ni y Fe.

Las diferencias en contenidos detectadas gracias a las mediciones de EDS se resumieron en la Tabla 11, donde se puede apreciar que las zonas más oscuras del mineral comprenden un contenido menor a 10 % de su peso en Ni, mientras que las zonas con una tonalidad más clara presentan valores de hasta aproximadamente 30 % de su peso en Ni.

Tabla 11: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales opacos de la Figura 31.

Porcentaje peso Spectrum 53 Spectrum 54 Spectrum 55 Spectrum 56

Fe 92,51 79,6 69,01 90,44 Ni 7,49 20,4 30,99 9,56 Total 100 100 100 100

Sin embargo, esto no es representativo del total de los minerales de Fe-Ni presentes en la muestra, ya que en su mayoría presentan una textura homogénea como la presente en la Figura

32 y Figura 33 que corresponden a las partes B y A respectivamente. Con un rango de porcentaje de Ni entre 12 y 16 % presente en la Tabla 12 y Tabla 14. En cuanto a los sulfuros presentes, en ninguna de las mediciones realizadas por el EDS se detectó Ni, resultado observable en la Tabla

13 y Tabla 15.

Figura 32: Imagen de electrones retrodispersos (BSE) de la parte B de AIUC-01 que presenta el contacto entre dos minerales opacos, cuyas texturas y composición se presentan de forma homogénea.

Tabla 12: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales de Fe-Ni de la Figura 32.

Porcentaje peso Spectrum 59 Spectrum 60 Spectrum 61 Fe 84,02 84,91 84,12 Ni 15,98 15,09 15,88 Total 100 100 100

Tabla 13: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los sulfuros de la Figura 32.

Porcentaje Spectrum 58 Spectrum 63 peso S 47,99 47,7 Fe 52,01 52,3 Total 100 100

Figura 33: Imagen de electrones retrodispersos (BSE) de la parte A de AIUC-01 que muestra la forma anhedral de minerales de kamacita (gris claro) y troilita (gris oscuro), cuyas texturas y composición se presentan de forma homogénea.

Tabla 14: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los minerales de Fe-Ni de la Figura 33.

Porcentaje Spectrum 48 Spectrum 49 Spectrum 50 peso Fe 87,37 88,14 86,64 Ni 12,63 11,86 13,36 Total 100 100 100

Tabla 15: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los sulfuros de la Figura 33.

Porcentaje Spectrum 47 Spectrum 52 peso S 49,26 47,9 Fe 50,74 52,1 Total 100 100

4.3.1.6. Resumen de los principales componentes de la muestra AIUC-01.

Basado en el análisis de imagen de luz reflejada (Figura 14) y luz transmitida polarizada con nícoles cruzados (Figura 13) se calcularon las proporciones de los distintos componentes de la muestra AIUC-01 (silicatos, metales, sulfuros y óxidos) para ambas partes (Tabla 16).

Tabla 16: Resumen del contenido porcentual de la lámina delgada de la muestra AIUC-01.

% Minerales % Matriz % % Minerales opacos Condrito Silicatados Total Óxidos* (> 200 µm) (<200 µm) Fe-Ni FeS Cromita AIUC-01 36 ± 1 60± 1 0,17± 0,006 2,34± 0,07 0,90± 0,08 0,37± 0,06 ≈ 100 (A) AIUC-01 0,367± 64 ± 1,8 32 ± 2 <0,01 2,69± 0,02 1,51± 0,05 ≈ 100 (B) 0,001

*Minerales de alteración (reemplazo y presentes en venillas y fracturas).

4.3.2. Muestra AIUC-02

4.3.2.1. Características texturales

La muestra AIUC-02 presenta una textura condrítica granoblástica con un fuerte grado de meteorización por la presencia de óxidos de hierro en fracturas a lo largo de la muestra y alteración tanto en metales como silicatos en la parte externa de la misma.

Para esta muestra se generaron 3 imágenes de la lámina delgada. Estos corresponden a las imágenes a continuación que presentan la muestra a luz transmitida polarizada en nícoles paralelos (Figura 34), a luz transmitida polarizada en nícoles cruzados (Figura 35) y a luz reflejada

(Figura 36).

Figura 34: Vista en luz transmitida polarizada en nícoles paralelos mostrando la textura condrítica granoblástica característica de la muestra AIUC-02. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo.

Figura 35: Vista en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados mostrando Reconstrucción de la muestra AIUC-02 a luz transmitida polarizada a través de la fusión de fotos individuales. En cuadros de colores se ubican las diferentes fotos utilizadas durante el trabajo.

4.3.2.2. Cóndrulos

Representan un ≈58 % del total de la muestra basado en los resultados de la estimación visual y del programa de análisis de imagen de la Figura 34, Figura 35 y Figura 36. Presentan formas esféricas bien conservadas con tamaños entre los 10 µm hasta 1,3 mm (promedio de 0,45 mm). Están afectados parcialmente por meteorización proveniente de las venillas que les cortan.

Los tipos de cóndrulos que se conservan son en mayor medida de tipo PO, PP y de RP, aunque igualmente se pueden encontrar cóndrulos de BO, C y GO (Figura 37, Figura 38, Figura 39 y

Figura 40). 73

Figura 37: Cóndrulo de PP afectado por venillas que generan alteración a oxidación en los minerales silicatados en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos.

Figura 38: Cóndrulos de RP al centro de color gris junto a un cóndrulo C a su derecha arriba de color blanco afectado por venillas rellenas por material oxidado en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos.

Figura 39: Cóndrulos de PP a la izquierda y centro de la foto junto a un cóndrulo POP en una matriz vítrea en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos.

Figura 40: Cóndrulo de BO con varios cristales de olivino junto a minerales de piroxeno y olivino dentro de una matriz vítrea en muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos.

4.3.2.3. Matriz

La matriz está constituida principalmente por granos gruesos de tamaño menor a 200

µm compuesto principalmente por fragmentos de material silicatado como olivino y en menor medida piroxeno, junto a plagioclasa, troilita, cromita y kamacita (Figura 41). Representa aproximadamente el 30 % del total de la muestra y se encuentra cortada por varias venillas que surcan la muestra, las cuales pueden presentar un relleno de óxido de Fe, presentar un relleno parcial o estar vacías. Las venillas rellenas por material oxidado tienden a concentrarse en la parte externa de la muestra que suele ser más susceptible a los efectos de la meteorización, mientras que las fracturas se concentran en la parte interna (Figura 42).

Figura 41: Minerales de tamaños cercanos a 200 µm y fragmentos de estos con tamaños menores en la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos, principalmente piroxenos y olivinos en menor medida. La matriz presenta una gran densidad de venillas rellenas por material oxidado cercano a los bordes que atraviesan dichos minerales.

Figura 42: Límite entre el borde externo e interno de la muestra AIUC-02 en luz reflejada, donde se presencia el dominio del efecto de la meteorización. La parte exterior presente en el lado izquierdo de la muestra presenta venillas de minerales oxidados junto a cúmulos de óxidos, mientras que en la parte mejor conservada presente en el lado derecho se encuentran minerales opacos bien conservados y una mínima presencia de venillas con óxidos.

4.3.2.4. Mineralogía Primaria

Los minerales silicatados presentes corresponden a olivinos y piroxenos, y en menor medida feldespatos (Figura 43). El olivino se presenta de forma euhedral y subhedral dentro de los cóndrulos, mientras que en la matriz se encuentran fragmentos subhedrales con tamaños de hasta 0,75 mm, y como parte de la matriz en fragmentos menores a 0,2 mm. Los piroxenos se encuentran principalmente en forma euhedral, subhedral y radial dentro de los cóndrulos con tamaños que superan 1 mm, y en menor medida como cristales subhedrales dentro de la matriz con tamaños de hasta 0,6 mm y finalmente como parte de la matriz con tamaños menores a 0,2 mm (Figura 43). También se puede observar feldespatos de tamaño menor a 100 µm, principalmente como parte de la matriz.

Figura 43: Los fragmentos minerales presentes en la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados se encuentras dispersos en una matriz de minerales más finos. Por lo que no todos se encuentran asociados a cóndrulos ni a la matriz, sino a fragmentos aislados.

La muestra AIUC-02 contiene un ≈2,5 % de metal de Ni-Fe que presenta forma anhedral con tamaños que llegan a 0,5 mm de largo. Contiene un ≈2 % de troilita con tamaños de 0,3 mm. Al igual que la kamacita, la troilita tiene un hábito anhedral y rodea cristales de silicatos

(Figura 44). Se observa exsolución de troilita y kamacita, lo que forma una mezcla de ambos minerales con troilita en la parte central rodeada por kamacita (Figura 45). Por último, la cromita se encuentra solamente como granos de tamaños menores a 10 µm representando únicamente un <1 % del total de la muestra (Figura 45).

Figura 44: Minerales opacos anhedrales de kamacita y troilita rodeando minerales silicatados en la muestra AIUC-02 en luz reflejada. Gran parte de estos son alterados principalmente en zonas más fracturadas de la muestra.

Figura 45: Minerales opacos diseminados en la zona central de la muestra AIUC-02 en luz reflejada. Se encuentra kamacita, troilita y cromita junto a algunos óxidos en menor medida. A veces se puede encontrar a la troilita incluida en la kamacita. 79

4.3.2.5. Características composicionales

En el caso de la muestra AIUC-02, la característica que resaltaba en los metales es el halo que se generaba alrededor de los minerales metálicos como el presente en la Figura 46 y Figura

47. Las mediciones indicaron la composición tanto del núcleo como de la aureola de alteración de los metales en la Tabla 17 y Tabla 18.

Figura 46: Minerales opacos en la muestra AIUC-02 visto a través del SEM con mediciones tanto en el núcleo caracterizado por una tonalidad blanca, y la aureola de alteración de los metales caracterizado por una tonalidad grisácea.

Tabla 17: Análisis químico semicuantitativo (EDS) de los puntos de la Figura 46.

Porcentaje peso Spectrum 1 Spectrum 2 Spectrum 5 Spectrum 6 Fe 92,89 93,25 52,53 54,31 Ni 7,11 6,75 3,96 2,75 O 0 0 38,75 41,46 Cl 0 0 4,41 1,17 S 0 0 0,35 0,3 Total 100 100 100 100

Valores no incluyen contenido de H, al no poder ser medido por EDS.

Figura 47: Imagen BSE de cóndrulo en la muestra AIUC-02 con análisis químico (EDS) de sulfuros. Se puede apreciar el efecto pervasivo de la meteorización proveniente de la fractura rellena de óxidos en la zona inferior izquierda.

Porcentaje peso Spectrum 37 Spectrum 57 S 37,79 40,06 Fe 62,21 59,94 Total 100 100

4.3.2.6. Resumen de los principales componentes de la muestra AIUC-02

Como para la muestra AIUC-01 se realizó un análisis de la imagen de luz reflejada (Figura

36) y la imagen a luz transmitida polarizada con nícoles cruzados (Figura 35) para calcular las proporciones de los distintos componentes de la muestra (Tabla 19).

Tabla 19: Resumen del contenido porcentual de la lámina delgada de la muestra AIUC-02.

% Minerales % Matriz % % Minerales opacos Condrito Total Silicatados (<200 µm) Óxidos* (> 200 µm) Fe-Ni FeS Cromita 1,97± 0,029± AIUC-02 62 ± 5,3 29,07 ± 5 4,44± 0,25 2,48± 0,12 100 0,006 0,007

*Minerales de alteración (reemplazo y presente en venillas y fracturas).

4.4. Datos químicos

4.4.1. Análisis químico SEM

Junto con las mediciones realizadas a los minerales opacos con el SEM, se hicieron 65 mediciones de minerales silicatados en 6 áreas entre las dos muestras estudiadas. Estos resultados se pueden presentar como los miembros finales de los olivinos y los piroxenos. Para la muestra

AIUC-01 los resultados corresponden a Fo 86,3 – Fa 13,7 y En 88,1 – Fs 11,2 – Wo 0,7, mientras que la muestra AIUC-02 presenta resultados de Fo 79,4 – Fa 20,6 y En 86,6 – Fs 12,8 – Wo 0,6 en olivinos y piroxenos pobres en Ca respectivamente. La desviación estándar para estos resultados es menor a 1 % para los datos de AIUC-01 y menor a 5 % para los datos de AIUC-02. Otros minerales presentes en menor cantidad corresponden a los feldespatos, los piroxenos ricos en Ca y los sulfuros que presentan composiciones de An5 – Ab81 – Or14, En 60,4 – Fs 4,4 – Wo 35,3 y S47,93 –

Fe52,07 para la muestra AIUC-01 y An27 – Ab68 – Or5, En 75,4 – Fs 21,6 – Wo 3 y S39– Fe61 para la muestra AIUC-2.

4.4.2. Datos QEMSCAN.

Los resultados obtenidos del análisis mineralógico por la metodología QEMSCAN se presentan en la Tabla 20 y Tabla 21 junto con mapas individuales de cada lámina (Figura 49 y

Figura 50). La precisión de los datos se encuentra limitada a un ≈3 % de margen de error debido a la rápida velocidad de la operación de medición (Hornby et al., 2019) y otras limitantes documentadas para las mediciones con SEM-EDS como el límite de detección de la intensidad de la energía de los rayos X individuales (Rollinson et al., 2011). Por esta razón los valores presentados por el QEMSCAN son utilizados en este trabajo sin los decimales presentados.

Tabla 20: Mineralogía detallada para ambas muestras en porcentaje peso.

Mineral AIUC01 AIUC02 Olivino 42,09 34,21 Ortopiroxeno 27,38 21,00 Clinopiroxeno 6,37 7,61 Feldespato 5,54 3,18 Troilita 2,55 2,91 Fe-Ni 10,20 26,05 Cromita 0,60 0,40 Apatito 0,22 0,08 Zircón 0,00 0,00 Carbonatos 0,22 0,79 Otros 4,83 3,76 Total 100 100

Tabla 21: Composición del olivino determinado por QEMSCAN.

Mineral AIUC01 AIUC02 Forsterita 0,00 0,07 Olivino Fo90 0,04 2,32 Olivino Fo80 33,06 23,21 Olivino Fo70 8,05 6,55 Olivino Fo60 0,60 1,44 Olivino Fo50 0,13 0,40 Olivino Fo40 0,01 0,04 Olivino Fo30 0,01 0,01 Olivino Fo20 0,00 0,01 Olivino Fo10 0,00 0,00 Fayalita 0,00 0,00 Olivino* 0,19 0,16 Otros** 57,91 65,79 Total 100 100

* “Olivino” corresponden a los olivinos que no se encuentran entre las composiciones de la Fayalita y la Forsterita. ** “Otros” hace referencia a minerales no correspondientes a la serie del olivino. 83

Los porcentajes de olivino de la Tabla 21 que se encuentran en la serie de Forsterita-

Fayalita fueron graficados con la finalidad de representar de forma más clara la composición de los olivinos presentes en ambas muestras. Posterior a la normalización se puede ver que tanto la muestra AIUC-01 como la muestra AIUC-02 presentan un mayor contenido de olivinos con composición Fa20. El segundo mayor valor para ambas muestras también coincide Fa30 (Figura

48).

Composición Olivino 90 80 70 60 50 40 30 Valor Valor Normalizado 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 Porcentaje Fayalita

AIUC-01 AIUC-02

Figura 48: Histograma de los porcentajes de olivino presentados en la Tabla 21.

La mineralogía detallada en la Tabla 20 se encuentra representada en la Figura 49 y Figura

50, donde se ve la distribución de los minerales en cada muestra.

Figura

49 : Mapa mineralógico de la muestra AIUC

- 01 creado a través de la metodología QEMSCAN.

Figura 50: Mapa mineralógico de la muestra AIUC-02 creado a través de la metodología QEMSCAN.

4.5. Evidencias de Metamorfismo de choque

4.5.1. Muestra AIUC-01

Debido a la presencia de dos partes con diferencias texturales evidentes, se clasifican el grado de metamorfismo de choque de dichas partes de forma separada. En primer lugar, la parte

A presenta una extensa zona denominada “bolsillos” de fundido con la presencia de gotas de fundido dentro de una matriz vítrea, (melt pockets y melt droplets) (Figura 51 y Figura 52). Junto a esto, las venillas rellenas por material opaco se consideran producto de un efecto de choque,

86 debido a su forma recta y su contenido de material removilizado formando un denso enrejado en la parte A de la muestra (Figura 53).

En cuanto a los minerales silicatados, el olivino que predomina en este sector presenta una textura policristalina fina en la parte externa de la muestra que no presenta fracturas (Figura

54). La parte interior, contiene granos de olivinos y piroxenos fracturados con extinción ondulosa. Los feldespatos presentes en la parte A de la muestra presentan una extinción ondulosa al punto de estar caracterizados por una parcial isotropía a luz transmitida polarizada con nícoles cruzados (Figura 55). Usando el microscopio electrónico se pueden apreciar otras propiedades de los feldespatos como la presencia de una superficie fracturada envuelta en zonas sin características de choque y su interacción con los minerales adyacentes. Esta interacción comprende la fractura de minerales silicatados alrededor de los feldespatos e inclusión de fragmentos de estos minerales adyacentes dentro de los minerales feldespáticos (Figura 56).

Figura 51: Bolsón de fundido con gotas de fundido en su interior afectando de forma pervasiva a la muestra AIUC-01 parte A en luz reflejada.

Figura 52: Imagen BSE de la muestra AIUC-01 parte A donde se aprecia a las venillas rellenas de metales fundidos y los bolsones de fundido rellenos con gotas de fundido afectan de forma pervasiva a la muestra. En la parte superior derecha se aprecia el límite con la sección B de la muestra que no posee dicha característica.

Figura 53: Set de fracturas rectas afectando a la parte A de la muestra AIUC-01 en luz reflejada. Se puede ver que hay familias de fracturas sin relleno (color negro) y venillas rellenas por metales (color claro).

Figura 54: Presencia de “mosaiquismo” en olivino con aspecto moteado durante su extinción en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados.

Figura 55: Feldespatos fracturados en la matriz con extinción ondulosa a isotropía parcial. Fotografía a luz transmitida polarizada con nícoles cruzados de la parte A de la muestra AIUC-01.

Figura 56: Imagen BSE de la muestra AIUC-01 parte A presentando características de los feldespatos presentes. En la imagen se aprecia la existencia de fragmentos de minerales de olivino y piroxeno (gris claro) dentro de los minerales feldespáticos (gris oscuro), ramificaciones desde los minerales feldespáticos hacia los otros minerales silicatados que los rodean y la presencia de zonas fracturadas dentro de minerales feldespáticos sin evidencia de choque.

En el sector B las características de choque son menores, ya que las fracturas rectas producto de metamorfismo de impacto se encuentran principalmente cerca de donde ambas partes coinciden. Disminuyendo su densidad al alejarse del contacto y dejando al resto de la muestra con fracturas asociadas a los límites entre los granos sin relleno alguno o con fracturas sinuosas con un origen posible en la elaboración de la lámina delgada (Figura 57). Gotas de fundido y “bolsones” de fundido se encuentran principalmente cercanos a cóndrulos (Figura

58). No presentan formas pervasivas como en el sector A.

Figura 57: Fracturas asociadas a minerales y cóndrulos junto a fracturas sinuosas que atraviesan la muestra AIUC-01 parte B en luz reflejada. Se pueden apreciar bolsones de fundido entre los cóndrulos y minerales dispersos en la matriz.

Figura 58: Fracturas presentes en cóndrulos y minerales, sin relleno metálico. Se presentan bolsillos de fundido de forma menos pervasiva que en la parte A rodeando los minerales y cóndrulos con venillas rellenas de metales menores y gotas de fundido. Fotografía en luz reflejada. 91

El olivino de la muestra presenta uno a dos dominios de fracturas planares junto a una extinción ondulosa que varía de fuerte a regular (Figura 59). Esta característica también es apreciable en los piroxenos que presentan una extinción ondulosa regular junto con variadas fracturas irregulares (Figura 60). El feldespato presente en la muestra conserva sus características cristalinas, aunque se puede observar un grado de extinción ondulosa bajo a regular.

Figura 59: Olivino con dirección preferencial de fracturas planares a lo largo de la flecha señalada en la muestra AIUC-01 (A) a luz transmitida polarizada.

Figura 60: Olivinos y piroxenos con direcciones preferenciales de fracturas planares a lo largo de las fechas blancas señaladas junto a fracturas irregulares. Fotografía a luz transmitida polarizada de la muestra AIUC-01 (B).

4.5.2. Muestra AIUC-02

Los efectos de metamorfismo de choque de la muestra AIUC-02 a diferencia de la anterior no son tan marcados, debido a que las venillas son aparentemente producto de la meteorización. La extinción de los minerales silicatados es recta a ligeramente ondulosa, y los dominios de sus fracturas son irregulares (Figura 61).

Figura 61: Minerales de olivino y piroxeno de la muestra AIUC-02 en luz transmitida polarizada con nícoles cruzados que presentan fracturas irregulares. Junto a los minerales con gran contenido de fracturas irregulares se encuentran granos de olivino y piroxenos con tamaños menores a 200 µm sin fracturas.

4.6. Mineralogía Secundaria

4.6.1. Muestra AIUC-01

La alteración producto de la meteorización terrestre es bastante escasa en la muestra, ya que la mayoría de los minerales opacos se conservan de forma prístina tanto en el borde como en el centro de la muestra. Sin embargo, existen granos de troilita afectados de forma intramineral evidenciado por la meteorización que deposita óxidos de Fe al interior de los minerales a lo largo de lineamientos. Esto alcanza a generar disolución del sulfuro en zonas aledañas a fracturas

(Figura 62). Otro aspecto de meteorización es la presencia de manchas de tonalidades rojizas a verdosas en la parte exterior de cristales de kamacita, que no afectan de forma pervasiva al mineral (Figura 62). Se presencia disolución producto de meteorización o de la elaboración de la muestra afectando únicamente a la parte A de la muestra (Figura 63), mientras que las manchas se encuentran en ambas partes de la muestra.

Figura 62: Efecto de la meteorización en la parte A de la muestra AIUC-01. Minerales opacos cercanos a fracturas en la parte central se encuentran parcial o completamente reemplazados por hidróxidos. En la parte superior de la imagen se distingue la alteración en la parte exterior de algunos minerales como la kamacita por limonita.

Figura 63: Imagen de electrones secundarios de la disolución de un metal posiblemente producto de meteorización o la preparación de la lámina delgada de la muestra en la parte A de la muestra AIUC-01.

4.6.2. Muestra AIUC-02

Los efectos de alteración en esta muestra se concentran especialmente en la parte externa, donde se puede apreciar una mayor concentración de venillas y fracturas. Estas estructuras presentan formas sinuosas a diferencia de las presentes en la muestra AIUC-01 que presentan un perfil recto. Con un ancho de hasta 0,2 mm, dichas fracturas tienden a presentar un relleno de productos de alteración que corresponden a hidróxidos y/o clorhidróxidos de hierro que se ramifican en venillas menores formando un denso enrejado que afecta gran parte de la muestra

AIUC-02. Cristales de kamacita o troilita en contacto con estas vetas sufren alteración significativa (Figura 64).

Otro rasgo de la meteorización de la muestra es la amplia diferencia de reemplazo entre minerales como la kamacita por hidróxidos, donde existen minerales completamente alterados y minerales sin efectos visibles de meteorización en la misma muestra. El grado de meteorización depende de la ubicación del grano respecto al borde de la muestra, estando los granos mejor conservados en la parte interior. La meteorización en las partes externas de la muestra llega a ser tan intensa que genera disolución de los metales, formando cavidades vacías con bordes de

óxidos (Figura 65). En la parte exterior de la muestra AIUC-02 los minerales silicatados presentan una coloración rojiza en presencia de venillas rellenas de óxidos, generando una tonalidad rojiza en la muestra a la luz transmitida sin polarizar (Figura 66).

En minerales como la troilita la alteración se presenta de forma intramineral, alterando principalmente planos preferenciales del mineral, por lo que se puede ver óxidos en la parte interior de estos cristales o su reemplazo total (Figura 67).

Figura 64: Imagen de BSE de la muestra AIUC-02 con venillas de forma ondulada a la izquierda en contacto con un cóndrulo y minerales opacos reemplazados por clorhidróxidos. En la parte derecha de la imagen se ve como los minerales alejados de las venillas se conservan mejor de la meteorización.

Figura 65: Efecto de disolución de minerales opacos en la parte externa de la muestra AIUC-02 en luz reflejada. Los minerales alejados de las venillas y fracturas presentan un grado de meteorización menor al de los minerales en contacto o cerca de dichas estructuras.

Figura 66: Imagen en luz transmitida polarizada con nícoles paralelos de la muestra AIUC-02, donde se puede ver el material oxidado con color rojo tanto en venillas como encima de la matriz. Tanto los minerales como los cóndrulos se encuentran atravesados por las venillas.

Figura 67: Efecto de la meteorización reemplazando minerales tanto de kamacita como troilita por hidróxidos. Se puede apreciar como la kamacita se meteoriza desde el borde conservando el interior, mientras que la troilita se ve afectada según lineamientos intraminerales donde se depositan los productos de la meteorización.

5. DISCUSIÓN

5.1. Clasificación Primaria

En primer lugar, basado en los resultados texturales macroscópicos obtenidos se puede confirmar que tanto la muestra AIUC-01 y la muestra AIUC-02 corresponden a meteoritos. Esto demostrado por la presencia de una corteza de fusión en la parte superficial de las muestras

(Figura 11), junto con el resto del estudio realizado. En segundo lugar, el tipo de meteorito de ambas muestras corresponde a condritos. Por la presencia de cóndrulos claramente identificables a nivel microscópico (Figura 17, Figura 18, Figura 19 y Figura 20 para AIUC-01 y Figura 37,

Figura 38, Figura 39 y Figura 40 para AIUC-02). Aparte de su clasificación como meteorito, se caracterizó a la muestra AIUC-01 como una brecha según los datos obtenidos. En la sección 5.7 se tratará en detalle el tipo de brecha al que la muestra corresponde mientras que su posible origen se tratara en la sección 5.8.

5.2. Tipo Petrológico

La subdivisión presentada por Van Schmus y Wood (1967), se basa en características químicas y petrográficas producto de la formación de la muestra incluyendo metamorfismo termal y alteración acuosa en el cuerpo parental. Los criterios para realizar esta clasificación contemplan: homogeneidad de la composición química de los minerales silicatados (olivino y piroxeno), razón entre piroxenos monoclínicos de bajo contenido de Ca frente a piroxenos ortorrómbicos, presencia de feldespatos, presencia de vidrio en cóndrulos, contenido de Ni en metales y sulfuros, características texturales de la matriz y contenido de C y H2O como gases

(H2O, CO2, CO y CH4) (Tabla 1). Gracias a esta caracterización se puede reconocer el grado de

99 metamorfismo termal que afectó a la muestra en etapas tempranas posterior a la acreción del cuerpo parental.

5.2.1. Muestra AIUC-01

Los cóndrulos de la parte A de la brecha estudiada, se encuentran en baja cantidad y presentan bordes mal definidos producto de un alto grado de integración entre la matriz y los cóndrulos (Figura 17). Los feldespatos se encuentran principalmente ausentes o como material intersticial en la muestra (Figura 25) con tamaños cercanos a 50 µm, implicando que fueron recristalizados. La matriz está compuesta principalmente por fragmentos minerales con tamaños menores a 200µm opacos rodeando minerales fracturados, presentando una textura clástica

(Figura 25). Existen sectores con mayor proporción de fragmentos de minerales silicatados con tamaños superiores a 200 µm provenientes de la fragmentación de cóndrulos (Figura 21). A pesar de la acumulación de fragmentos en ciertos sectores de la parte A de la brecha, la matriz se caracteriza principalmente por ser de grano fino opaco que está asociado al efecto de oscurecimiento (blackening) que implica la inyección de minerales opacos (metales y sulfuros) en fracturas que afectan minerales silicatados (Stöffler et al., 1991). Los minerales opacos son principalmente anhedrales en posiciones intersticiales entre granos de material silicatado (Figura

26), sugiriendo un grado de recristalización producto de un metamorfismo termal (Hutchison,

2004). Se puede notar una relación entre la kamacita y la troilita, basado en la ocurrencia de estos dos minerales fuera de los cóndrulos y formando cúmulos de troilita rodeando granos de kamacita de menor tamaño (Figura 16). Esto es producto de la historia de condensación de estos minerales, donde la aleación de Fe-Ni se cristaliza primero en temperaturas cercanas a 1350 a

1450 K, mientras que la troilita se condensaría a temperaturas menores a 650 K por tres medios.

El primero consiste en que la troilita condensa producto de la interacción entre los gases nebulares y la aleación de Fe-Ni, el segundo medio es debido a la cristalización desde fundidos

100 de Fe-Ni-S en cóndrulos y finalmente el tercer medio es por procesos secundarios en los asteroides (Scott y Krot, 2006). Estos procesos secundarios comprenden eventos de aumento de temperatura posterior a la acreción del cuerpo parental. En los eventos mencionados el fundido de metal y sulfuro producido por el alza de temperatura migra debido a su carácter móvil en el material condrítico sólido caliente y es incorporado en la matriz (Lauretta et al., 1996).

Gracias a las mediciones composicionales realizadas en el metal de Fe-Ni de la Figura 30 se comprobó la presencia de exsolución de kamacita desde taenita (Nagahara, 1979). Esto en base a la presencia de una aleación de Fe-Ni rica en Ni (Ni 20-30 %peso) asociada a taenita (γ- fcc, austenita) y otra pobre en Ni (Ni 7-10 % peso) asociada a kamacita (α-bcc, ferrita). El intercrecimiento de estas dos fases minerales se denomina plesita (Ramdohr, 1963) y se produce por la descomposición interna de la taenita no equilibrada (Massalski, Park y Vassamillet, 1966).

El origen de esta exsolución que genera la textura de plesita se asocia al proceso de enfriamiento posterior al peak metamórfico de los minerales monocristalinos de taenita (Reisener y Goldstein,

2003). En este proceso, los condritos ordinarios del tipo 4 a 6 alcanzan su peak metamórfico a temperaturas de 700 a 900 ºC donde la taenita es el metal más estable. Al bajar la temperatura los minerales de taenita monocristalina no presentan un punto de nucleación favorable para la formación de kamacita, el cual consiste en el límite entre varios minerales de taenita más común en taenitas policristalinas (Reisener y Goldstein, 2003). El metal baja su temperatura como un mineral homogéneo hasta transformarse en martensita aproximadamente a los 500 ºC y finalmente se transforma en tetrataenita y kamacita al seguir bajando su temperatura hasta aproximadamente los 400 ºC (Reisener y Goldstein, 2003). Junto a las mediciones de porcentaje peso de los metales las mediciones de contenido mineral por EDS de los sulfuros indican que no existe Ni dentro de la troilita. La presencia de la plesita y la falta de Ni en la troilita están

101 asociados a una posible homogenización de los metales producto de un impacto posterior al metamorfismo que requiere una temperatura mínima de 600 ºC (Bennett y McSween, 1996).

Basado en estas características se asigna a la primera sección de la muestra AIUC-01 como una brecha de fundido. Esto debido a que la muestra fue afectada fuertemente por metamorfismo de choque por lo que sus características de condrito ordinario fueron obliteradas.

Debido a lo mencionado con anterioridad no se le asigna un tipo petrológico individual a esta sección de la muestra.

En cuanto a la parte B de la muestra, se puede apreciar la presencia de cóndrulos delineados a definidos en una matriz fina y opaca (Figura 19) pero principalmente los cóndrulos se encuentran envueltos en una matriz condrítica granoblástica (Figura 18). Esto implicando una mayor recristalización de la matriz propia de un grado petrológico 3 y superior. Además de una integración entre la matriz y los cóndrulos no tan severa, pasando de bien definidos a delineados propio de un tipo petrológico 4 a 5.

Todo esto junto a cristales de feldespatos con tamaños menores a 0,2 mm común en tipos petrológicos superiores a 5. Se descarta que los feldespatos de la muestra correspondan a

CAIs compuestos de melilita, basado en que no poseen características petrológicas como la presencia de otros minerales comunes de dichas inclusiones como espinela, hibonita y perovskita

(Varela, 2015). Además de no poseer características estructurales como la presencia de un borde de grano fino (MacPherson, 2014). Los minerales de feldespato se encuentran como cristales anhedrales en contacto con otros cristales de minerales como olivinos y piroxenos (Figura 56).

Los metales y sulfuros se encuentran principalmente como cristales anhedrales que siguen la forma de granos silicatados o máficos a los que rodean (Figura 29), producto de un metamorfismo termal propio de un tipo petrológico mayor a 5 (Huss et al., 2006). Además, se encuentran granos menores constituyendo la matriz, formando un halo alrededor de los

102 cóndrulos y en menor medida dentro de ellos (Figura 24 y Figura 29). Los metales de Fe-Ni presentan una composición más regular con contenidos de Ni entre los 12 y 16 % sin textura de plesita, lo que indicaría la presencia de martensita en la muestra según los datos de la Figura 32 y Figura 33 (Kimura et al., 2011), la cual corresponde a una aleación de Fe-Ni de rápido enfriamiento y estructuras monocristalinas de taenita (Reisener y Goldstein, 2003). La troilita no presenta Ni en su composición observable en las mediciones de la Figura 32 y Figura 33, por lo que junto a los datos de Fe-Ni se caracteriza por un tipo petrológico >3. Gracias a los datos obtenidos por el QEMSCAN se pueden utilizar otro criterio para clasificar la muestra. La estructura de los piroxenos, que en la muestra AIUC-01 según la Tabla 20 son principalmente ortopiroxenos correspondientes a un ≈27 % del volumen de la muestra y en menor medida clinopiroxenos que representan un ≈6 % del volumen de la muestra. En base a estos resultados y según lo expuesto en la Tabla 2 la muestra presenta un contenido de piroxenos principalmente ortorrómbico asociado a un tipo petrológico >4.

Complementando los datos del QEMSCAN se tienen los valores obtenidos por el SEM con la composición de los olivinos y piroxenos, los cuales poseen una desviación media en su contenido de hierro homogénea correspondiente a menos de un 1 % presentada en la sección de análisis químico. Esto según los criterios de clasificación presentados en la Tabla 2 implica un tipo petrológico superior a 5.

Según el engrosamiento de la matriz, la forma delineada de los cóndrulos, el tamaño cercano a 0,1 mm de la plagioclasa, la forma anhedral de los metales y la estructura principalmente ortorrómbica de los piroxenos se le asigna un tipo petrológico 5 a la muestra.

103

5.2.2. Muestra AIUC-02

La segunda muestra presenta rasgos de un tipo petrológico bajo a medio en su conjunto.

En esta muestra se puede apreciar que los cóndrulos presentan una forma redondeada marcada y muy bien definida (Figura 37, Figura 38, Figura 39 y Figura 40) correspondiente a un tipo petrológico 3 a 4.

Los metales de esta muestra se presentan con tamaños menores y más compactos que en la brecha AIUC-01 (Figura 44 y Figura 45). Esto incluye la presencia de granos de troilita rodeados por kamacita en una asociación parecida a la forma de un huevo frito y (Figura 45) común en los grados petrológicos menores (Huss et al., 2006). Las mediciones obtenidas con el equipo EDS indicaron que los metales de Fe-Ni poseían un contenido menor a 7 % peso de Ni

(Figura 46), por lo que su composición es principalmente kamacitas. Mientras que los sulfuros medidos no indicaban la presencia de Ni en su composición. Esto implica un tipo petrológico 3 a 4 según la Tabla 2.

Por otro lado, la presencia de una matriz recristalizada y una escasez de feldespatos

(Figura 43) son características de un grado petrológico 3 a 4, ya que aún se aprecia parte de una matriz fina y opaca. El análisis químico de la estructura de los piroxenos en la Tabla 20 indican que la mayoría de los piroxenos siguen siendo ortopiroxenos con un ≈21 % del volumen de la muestra en comparación a los clinopiroxenos que corresponden a un ≈8 % del volumen de la muestra. Esto indica que la muestra presenta una mayor concentración de piroxenos monoclínicos, pero sigue siendo principalmente ortorrómbica lo que implica un tipo petrológico

>4. Para complementar dichos resultados, los valores de dispersión en la composición de los olivinos y piroxenos para esta muestra corresponden a <5 %, lo que corresponde a un tipo petrológico 4 o mayor. Fundado en las características mencionadas se propone un tipo petrológico 4 a la muestra.

104

5.3. Clase de condritos

Los condritos se limitan a las tres clases principales: Carbonáceos, Ordinarios y de

Enstatita, o de las dos clases menores Rumuruti o Kakangari. Para poder discernir entre las distintas clases se utilizó la susceptibilidad magnética de las muestras en conjunto con sus características mineralógicas y su composición química.

Los criterios petrográficos para discernir entre las clases de condritos considerados para esta investigación corresponden al tipo petrológico (Tabla 2), las propiedades petrológicas (Tabla

6), los tipos de cóndrulos (Tabla 7), los tipos de inclusiones (Tabla 8) y la composición mineral.

La mineralogía de ambas muestras estudiadas en este trabajo corresponde principalmente a olivino, piroxenos y feldespatos constituyendo los minerales silicatados y kamacita-taenita, troilita y cromita para los minerales metálicos, sulfuros y óxidos en ese orden. Esto según la división de clases de meteoritos según mineralogía de Rubin (1997) corresponde al grupo de meteoritos anhidros del tipo petrológico 3 a 6 no muy reducidos. Esta agrupación está compuesta por los grupos H, L, LL, CO, CV, CK, CH y R. El otro conjunto que contempla condritos tiene las características de ser meteoritos altamente reducidos y anhidros que contiene a los grupos EH, EL y Aubritas. La característica predominante que caracteriza a los condritos

EH y EL es una mineralogía compuesta por enstatita (60-80 % del volumen), metal (13-28 % del volumen) y sulfuros (5-17 % del volumen) (Lauretta y Killgore, 2005). Dichos porcentajes no se encuentran representados en las muestras estudiadas. De las clases que cumplen con el criterio mineralógico, existen 3 que no cumplen con el criterio del tipo petrológico. Esto debido a que ambas muestras presentaron un tipo petrológico superior a 3, y las clases CO, CV y CH solo se presentan como condritos con tipos petrológicos 3 o menores (Figura 5). En cuanto a los cóndrulos presentes se presenta una predominancia de cóndrulos PO, POP y PP junto a uno o dos ejemplares de cóndrulos OB, GOP y C para AIUC-01 y mayor concentración de cóndrulos

105

PO, POP y PP, pero con una mayor representación de cóndrulos PR, OB, GOP y en menor medida cóndrulos C para AIUC-02. Estas proporciones son similares a las proporciones esperadas para condritos ordinarios (Tabla 7). Los resultados de la Tabla 7 implican que la muestra no pertenece a los grupos químicos EH, CK, CB y CH debido a que no coinciden con los contenidos de cóndrulos de las muestras, pero no excluye al resto de los grupos presentados que no presentan contenidos con una mayor definición. Basado en la presencia de inclusiones presentada en la Tabla 8, los condritos carbonáceos presentan de forma común inclusiones como agregados de olivino ameboidal, inclusiones ricas en espinela y piroxeno e inclusiones ricas en hibonita y espinela, las cuales no fueron detectadas en las muestras estudiadas por lo que se descarta la clase de condritos carbonáceos para las muestras. Los condritos de tipo Rumuruti también pueden ser descartados por una de sus propiedades petrológicas resumida por Krot et al. (2003), donde se especifica que dichos meteoritos presentan únicamente un valor de <0,1 % de su volumen como metal. En comparación la muestra AIUC-01 presenta un ≈5 % de su volumen como metal (Tabla 16) y la muestra AIUC-02 un ≈2,5 % de su volumen como metal sin considerar el material oxidado (Tabla 19). Finalmente, las clases que comprenden características similares con las muestras estudiadas tanto en ausencia de inclusiones, contenido mineral, tipo petrológico como tipos de cóndrulos corresponden a los condritos ordinarios. Las proporciones volumétricas de cóndrulos y matriz observadas por Krot et al. (2003) en condritos ordinarios (Tabla 6) no coinciden con las proporciones expuestas en este trabajo para las muestras AIUC-01 y AIUC-02. Específicamente el contendido de matriz para ambas muestras supera el 10-15 % asociado a los condritos ordinarios mientras que el contenido de cóndrulos es mucho menor que el 60-80 % ligado a estos meteoritos. Esto se puede atribuir a el modo en que se definió la matriz para este trabajo, donde los constituyentes menores a 200 µm fueron considerados como matriz, a pesar de que estos podrían ser parte de un relicto de cóndrulo. Esta

106 clasificación que considera a la matriz como todos los componentes externos a los cóndrulos definidos de forma óptica no es la única manera de medir el contenido de matriz de un condrito.

Brearley y Jones (1988) proponen que la matriz corresponde a “material predominantemente silicatado de grano fino intersticial a entidades enteras o fragmentadas macroscópicas como cóndrulos, inclusiones y granos de minerales aislados (i.e. silicatos, metales, sulfuros y óxidos)

(Scott et al., 1988). Junto a esto Huss et al. (2006) indican que existe una integración textural entre los cóndrulos y la matriz al aumentar el tipo petrológico de los condritos ordinarios. Esto provoca que la matriz se vuelva indistinguible de los cóndrulos en tipos petrológicos mayores.

Un ejemplo de este proceso está planteado en el trabajo de Huss et al. (2006) quienes observaron que la abundancia de cóndrulos reconocibles en condritos ordinarios del grupo químico H disminuye desde 65-75 % del volumen de la muestra en el grupo H3 a 22 % del volumen de la muestra en el grupo H5 y a un 11 % del volumen de la muestra en el grupo H6. En comparación, el contenido de cóndrulos presentes en cada muestra se encuentra presente en las secciones de cóndrulos de cada muestra. La muestra AIUC-01 contiene un porcentaje de cóndrulos observables dependiendo de la parte de la muestra, donde la parte A contiene un ≈14 % de su volumen como cóndrulos mientras que la parte B posee un ≈62 % de su volumen como cóndrulos. La muestra AIUC-02 presenta un porcentaje de cóndrulos de un ≈58 % de su volumen total. Estas mediciones fueron realizadas en las imágenes a luz reflejada para identificar la estructura redonda de los cóndrulos. Según lo expuesto por Huss et al. (2006) con un tipo petrológico 5 para la muestra AIUC-01 se esperaría un contenido observable de cóndrulos de

22 % y para la muestra AIUC-02 un volumen de 65 a 75 % debido a que la integración entre la matriz y los cóndrulos empieza en el tipo petrológico 5 (Huss et al., 2006). Tanto la parte B de la muestra AIUC-01 como la muestra AIUC-02 se encuentran cerca del rango de 60 a 80 % del volumen de la muestra para los condritos ordinarios expuestos en la Tabla 6, pero la parte A de

107 la muestra AIUC-01 muestra un valor menor al esperado. Este valor puede estar asociado al estado de choque de la muestra que se observa predominantemente en esta parte de la muestra.

Para definir entre los tipos de condritos ordinarios se utilizaron los valores de susceptibilidad magnética presentados en la Tabla 9 y Tabla 10, los resultados de la composición de los olivinos y ortopiroxenos obtenidos por EDS y QEMSCAN y la clasificación según características químicas presentada en la Tabla 6. Un inconveniente para utilizar los valores de susceptibilidad magnética mencionados es que utilizar los resultados directos implica que las muestras fueran meteoritos caídos en estado prístino. Pero como ya fue mencionado con anterioridad en este trabajo, es imperante tener en consideración el grado de meteorización de las muestras para utilizar la susceptibilidad magnética. Según lo propuesto por los trabajos de

Rochette et al. (2001) y Uehara et al. (2012), los valores de la susceptibilidad magnética presentan valores menores al aumentar el grado de meteorización. Con las observaciones realizadas se puede establecer el grado de meteorización terrestre de ambas muestras, basado en el reemplazo tanto de los minerales opacos como silicatados (Wlotzka, 1993) (Tabla 5).

5.4. Meteorización de las muestras

Para la muestra AIUC-01, se tiene un grado de reemplazo del total de los minerales de

Fe-Ni y troilita de un ≈5 %. Este grado de reemplazo no es representativo de la muestra en su totalidad, sino de uno de los sectores de la parte externa de la brecha. Se pueden presenciar manchas sobre los minerales opacos a lo largo de toda la muestra, pero el reemplazo de los minerales de Fe-Ni está restringido a las partes más exteriores de la muestra asociado a fracturas y zonas de debilidad. La presencia de manchas sobre los metales de los meteoritos se considera representativa para la determinación del grado de meteorización W0 según lo expuesto por

Wlotzka (1993), ya que en el mínimo nivel de meteorización se puede apreciar arcillas como

108 limonitas manchando los metales. Pero producto de la presencia de venillas incipiente con óxidos de hierro en algunas zonas exteriores de la muestra y basado en la Tabla 5 correspondería a un grado W1.

La muestra AIUC-02 presenta granos minerales tanto de Fe-Ni como troilita y en menor medida cromita completamente reemplazados por óxidos de Fe en las zonas más exteriores de la muestra mientras que las zonas interiores los cristales se conservan completamente. El total corresponde a un ≈50 % del metal de la muestra afectado por la oxidación, donde una mitad consiste en granos minerales reemplazados parcial a completamente por la alteración a óxido de

Fe y el resto corresponde a oxido presente junto a las fracturas y venillas de forma amorfa.

Debido a esto a pesar de la presencia de una zona de meteorización pervasiva fuerte, el grado según la escala de meteorización de Wlotzka (1993) alcanza únicamente un grado de W2 o menor dependiendo la sección de la muestra. Esto debido a que la zona de mayor alteración no es representativa de la mayor parte de la muestra.

5.5. Grupo Químico

5.5.1. Susceptibilidad magnética

Los valores de la susceptibilidad magnética de ambas muestras fueron medidas con la intención de definir el grupo químico sin tener que usar un método destructivo como química de roca total. Los resultados se presentan en la Figura 68 a continuación, donde se puede apreciar los distintos grupos condríticos y sus valores de susceptibilidad magnética según los resultados de Rochette et al. (2012).

109

Figura 68: Valores de susceptibilidad magnética para los distintos grupos químicos de los condritos. Junto a estos se presentan los valores obtenidos de los condritos AIUC-01 y AIUC-02. Modificado de Rochette et al. (2012).

Sin embargo, estos valores corresponden a los valores de susceptibilidad magnética de condritos caídos, los cuales presentan un grado mínimo a nulo de meteorización terrestre. Al afectar directamente al contenido metálico, la meteorización terrestre puede causar que un condrito ordinario del grupo H presente un valor de susceptibilidad magnética del grupo L por la alteración de su contenido metálico (Rochette et al., 2003). Para incorporar tanto el grado de meteorización como los valores de susceptibilidad magnética, se presenta a continuación la

Figura 69. Los valores de susceptibilidad magnética de las muestras AIUC-01 y AIUC-02 se grafican junto al promedio de 110 condritos ordinarios del Desierto de Atacama presentados en el trabajo de Rochette et al. (2012).

110

Figura 69: Susceptibilidad magnética como log de χ frente a la escala de meteorización. El gráfico muestra el margen de error del valor de susceptibilidad magnética para el grupo químico H y L, al aumentar el valor de meteorización terrestre W. Los cuadrados blancos y grises representan los valores promedio de dichos condritos, y los rombos en la parte izquierda del gráfico el valor para condritos caídos. Modificado de Rochette et al. (2012).

Al conocer tanto el grado de meteorización terrestre como el valor de la susceptibilidad magnética de las muestras se puede establecer su grupo químico según lo propuesto en el trabajo de Rochette et al. (2012). Esta división entre los grupos de condritos ordinarios H, L y LL se basa en el contenido metálico de la muestra, y al presentar un estado bajo de meteorización los valores de susceptibilidad magnética deberían presentar valores prístinos para la muestra AIUC-

01 y ligeramente alterados para la muestra AIUC-02. Basado en los valores entregados por la

Tabla 9 y Tabla 10 y graficado en el diagrama de log (ꭓ) vs W de Rochette et al. (2012) (Figura

68 y Figura 69) se tienen dos resultados. En primer lugar, la muestra AIUC-02 se encuentra cerca de los valores asignados para el grupo L en ese grado de meteorización. Mientras que la muestra

111

AIUC-01 se encontraría fuera de los valores ploteados, más cerca de los posibles valores de los condritos ordinarios del grupo LL. En segundo lugar, las mediciones realizadas en la Universidad

Católica del Norte ubican ambas muestras directamente sobre la línea de los condritos ordinarios del grupo H.

Se puede apreciar una notable discrepancia entre los resultados de la Universidad de

Chile y los de la Universidad Católica del Norte, siendo los últimos más coherentes a los otros resultados obtenidos durante este trabajo. Las limitaciones de los resultados obtenidos en la

Universidad de Chile realizados antes que los otros se pueden atribuir principalmente al tamaño de las muestras puestas en análisis, que eran relativamente pequeñas y quizá no eran representativas del total de la muestra. Junto a esto la falta de experiencia al medir los datos necesarios para calcular la susceptibilidad magnética pudo ser causa de una falta de exactitud. A diferencia de estos resultados los valores obtenidos en la Universidad Católica del Norte fueron obtenidos de una parte más representativa de la muestra y por medio de un operario con más experiencia.

5.5.2. QEMSCAN

Los datos entregados por la metodología utilizada (Tabla 21) entregan a intervalos la serie entre la Forsterita y la Fayalita. Para la muestra AIUC-01 los resultados indican que la mayor parte de los olivinos se encuentran en el intervalo de Fo80 y Fo70, principalmente en el primer valor. Este valor implica un contenido de Fayalita en los olivinos cercano a Fa22, lo que indica según lo presente en la Tabla 6 que la muestra está más cerca del grupo L. Para el caso de la muestra AIUC-02 los valores de Forsterita se encuentran divididos entre Fo90, Fo80 y Fo70, pero se mantiene una mayor concentración en el segundo valor. Basado en estos resultados el valor para el contenido de Fayalita coincide en Fa22, cerca del grupo L.

112

5.5.3. SEM

El contenido de Fayalita en los olivinos como de Ferrosilita en los ortopiroxenos, entregados en la Tabla 6 se presentan graficados la Figura 70.

En dicha figura se puede apreciar que tres sectores que presentan una mayor concentración de un tipo de condrito ordinario, siendo la zona inferior perteneciente principalmente a condritos ordinarios tipo H. Ambas muestras se encuentran en la parte inferior del gráfico según los datos obtenidos por el SEM, indicando que ambas muestras presentan una composición similar a los condritos del grupo H.

Figura 70: Contenido molar de la Ferrosilita vs la Fayalita para los NEAs 241662 (2000 KO44) (triangulo negro), 19764 (2000 NF5) (circulo negro), 138404 (2000 HA24) (cuadrado negro), junto a los meteoritos LL (triángulos blancos), L (círculos blancos), H (cruces) y las muestras AIUC-01 (rombo rojo) y AIUC- 02 (rombo azul). Los valores de los condritos ordinarios para comparar las muestras provienen de Nakamura et al. (2011) y los márgenes de error para los NEAs fueron determinados por Dunn et al. (2010). Modificado de Sanchez et al. (2013).

113

5.5.4. Petrografía

Las características petrográficas relevantes para la clasificación del grupo químico de las muestras son el volumen del metal en las muestras y el promedio del diámetro de los cóndrulos

(Tabla 6). Para el muestra AIUC-01 se tiene que el volumen de metales es cercano a 5 % mientras que en el muestra AIUC-02 el volumen de metales es aproximadamente 2,5 % según el cálculo en los mapas creados a partir de las imágenes del microscopio óptico a luz reflejada (Figura 14 y

Figura 36), el segundo método utilizado para calcular el volumen de los metales de la muestra fue en base a los mapas mineralógicos creados a través de la metodología QEMSCAN que indican que la muestra AIUC-01 posee un ≈3 % de su volumen como metal y para la muestra

AIUC-02 un ≈7 % de su volumen como metal. La diferencia de los valores presentados por las distintas metodologías se puede atribuir a que el primer método utiliza un cálculo del volumen según el color del metal en la imagen, mientras que el segundo método crea un mapa de menor resolución, pero en base a la composición de las muestras. Los valores obtenidos por el método

óptico indican que las muestras AIUC-01 y AIUC-02 corresponden a condritos ordinarios L y

LL y el método del mapa del QEMSCAN indica que son condritos ordinarios LL y H respectivamente. Junto a la diferencia de metodología estos resultados no toman en cuenta dos puntos importantes. En primer lugar, para la muestra AIUC-01 los metales se encuentran como cristales anhedrales de un tamaño superior al milimétrico o como granos con tamaños menores a 10 µm, los cuales son difíciles de identificar para ambos programas utilizados al calcular el volumen de los metales en las muestras. En segundo lugar, que gran parte del contenido metálico de la muestra AIUC-02 se encuentra oxidado, por lo que la metodología óptica solo indica el contenido como metal. En base a estas apreciaciones se tiene que el grupo químico más probable para la muestra AIUC-01 es L según el contenido metálico calculado con la metodología óptica que posee una mayor precisión en metales prístinos y H para la muestra AIUC-02 en base a los

114 resultados del análisis químico que considera tanto el metal como óxidos para el volumen del metal en la muestra. Complementando este resultado el diámetro promedio de los cóndrulos de la muestra AIUC-01 corresponde a 0,5 mm y el de la muestra AIUC-02 corresponde a 0,4 mm.

Estos resultados corresponden según la Tabla 6 a valores de condritos ordinarios del grupo químico H/L para AIUC-01 y H para AIUC-02.

En base a todos los resultados obtenidos se propone que la clasificación del grupo químico para el condrito ordinario San Juan 086 sea L y para el condrito ordinario Taltal 001 H.

5.6. Estado de choque

5.6.1. Muestra AIUC-01

En esta sección se tratan las características para definir el estado de choque de la muestra

AIUC-01, mientras que los criterios para su clasificación como brecha se tratan individualmente en el apartado 5.7. Las evidencias del efecto de metamorfismo de choque en la muestra son caracterizadas dependiendo el sector de la muestra en la que se encuentran. En la parte A, las características visibles con luz polarizada paralela plana consisten en el efecto de mosaiquismo en minerales de olivino en las partes más alejadas de la parte B (Figura 54), junto a la extinción ondulosa con varias fracturas irregulares o la presencia de fracturas planares en la parte más cercana a la zona de contacto e intermedia (Figura 59). Como se mencionó con anterioridad existen feldespatos reconocibles, los cuales presentan extinción ondulosa junto a una isotropía parcial a luz transmitida polarizada con nicoles cruzados (Figura 55). Esto implica una posible deformación del feldespato producto de un impacto moderado (Stöffler et al., 1991). Esta fase mineral puede ser amorfa y corresponder a maskelinita en ciertos sectores debido a que en general no presenta características de choque, presenta fracturas inducidas por choque en los minerales silicatados adyacentes rellenas por feldespatos y además se pueden encontrar

115 fragmentos de minerales silicatados incluidos dentro de esta fase mineral (Figura 56). Estas son algunas de las propiedades para reconocer al mineral maskelinita (Chen & El Goresy, 2000), pero no todos los minerales de feldespato de la parte A de la muestra corresponden a este mineral.

Ya que en la misma Figura 56 se puede apreciar zonas con fracturas implicando la presencia de feldespatos de un menor grado de choque en interacción con la maskelinita.

El efecto de la reflectancia reducida presente en la parte A de la muestra se puede apreciar comparando la imagen en luz transmitida polarizada (Figura 13) y la imagen en luz reflejada

(Figura 14). Esto basado en que estructuras compuestas por minerales silicatados son identificables en base a su contorno a través de la luz reflejada (Figura 17) pero se presentan oscurecidos en luz transmitida polarizada (Figura 21). Este tipo de oscurecimiento (blackening) sería producto de la inyección de metales y sulfuros en las fracturas de minerales silicatados como olivinos y piroxenos provocado por un metamorfismo de choque y termal asociado a condiciones de presión de >10 GPa y temperatura de >50 ºC (Stöffler et al., 1991). Estas características podrían indicar que la muestra formo parte de un cráter de impacto (Britt y Pieters,

1994).

En cuanto a los minerales opacos, existen extensas zonas en esta sección de la muestra con la presencia de gotas de fundido en zonas de fundido junto a venas milimétricas rectas rellenas de minerales opacos removilizados que son características claras de un estado de choque alto (Bennet y McSween, 1996). Basado en el trabajo de Smith y Goldstein (1977) en condritos ordinarios tipo L, la presencia de un denso enrejado de venillas con rellenos de metales y sulfuros representa un alza de la temperatura de hasta 900 ºC con un posterior enfriamiento rápido. Según las características mencionadas se puede definir un estado de choque de S5 para la parte A de la muestra.

116

La parte B de la brecha presenta olivinos con extinción ondulosa mucho más marcada y generalmente fracturas irregulares que pasan hasta dos dominios de fracturas planares (Figura

57). Los feldespatos reconocibles presentan una extinción recta a moderadamente ondulosa con la presencia de fracturas irregulares. Los piroxenos en esta parte de la muestra fueron más fáciles de reconocer y muestran una extinción más bien recta (Figura 27). Las características presentes con la luz reflejada incluyen la presencia de gotas de fundido dispersas en la matriz en menor medida que su contraparte donde se encontraban en zonas de fundido (Figura 16), junto a que no presenta fracturas rellenas por material opaco. Las fracturas presentes están ligadas principalmente a los minerales silicatados (Figura 20). Basado en la Tabla 3 y la Figura 7 utilizadas para definir el estado de choque tanto con minerales silicatados como opacos se podría asignar un estado de choque entre S3 y S4 para el sector B de la muestra, pero el bajo grado de reemplazo de minerales y cóndrulos por bolsones de fundido y venas de opacos implicaría un estado de choque más similar al grado S3 (Bennet y McSween, 1996).

5.6.2. Muestra AIUC-02

El reconocimiento del estado de choque en esta muestra se basó en la parte interior de la muestra debido a que la parte exterior de la muestra está afectada por la meteorización, lo que dificulta en cierta medida el reconocimiento de patrones y características que definen el grado de choque de los condritos. En cuanto a los minerales silicatados se puede apreciar que los olivinos presentan una extinción recta a ligeramente ondulosa con la presencia de fracturas irregulares

(Figura 43 y Figura 61). Tanto los feldespatos como los piroxenos presentan extinciones rectas

(Figura 41). En cuanto a los minerales opacos, no se encuentran venas de minerales prístinos, sino que únicamente de óxidos de Fe (Figura 64, Figura 65, Figura 66 y Figura 67). Aunque estos se pueden descartar como de origen por metamorfismo de choque por su figura sinuosa en vez de recta. Se puede apreciar la presencia de minerales opacos de kamacita y troilita con tamaños 117 semejantes a gotas de fundido (Figura 44 y Figura 45), pero estas presentan formas irregulares por lo que se descarta que sean producto de un impacto. Basado en estos resultados se le asigna según la Tabla 3 un valor de estado de choque la muestra AIUC-02 de S1.

5.6.3. Relación entre metamorfismo de choque y meteorización

Es de relevancia mencionar que se ha definido una relación entre el estrado de choque de la muestra y su grado de meteorización en el trabajo de Valenzuela (2011). El resultado indica que, en los condritos ordinarios presentes en el Desierto de Atacama con un mayor grado de metamorfismo de choque, y por lo mismo menor porosidad, presentan un menor grado de meteorización. Esto se cumple para las muestras estudiadas, ya que el condrito AIUC-01 con un grado fuertemente choqueado presenta una meteorización incipiente (W1), mientras que el condrito AIUC-02 presenta una meteorización fuerte en las zonas exteriores (W4 al estar todo el metal y sulfuro reemplazado y presentar una meteorización en los silicatos incipiente (Figura

65) y baja en la zona interior (W2), junto a un grado de choque menor. No se conoce el tiempo de residencia de las muestras, pero la congruencia con el modelo propuesto sirve como explicación de las características presentes.

5.7. Tipo de brecha de la muestra AIUC-01

Basado en la clasificación de los tipos principales de brechas entregados por Bischoff et al. (2006) resumidos en la Tabla 4 se busca determinar el tipo de brecha según características texturales y de sus componentes. La primera distinción al clasificar una brecha es determinar si los componentes fueron ensamblados durante la acreción del cuerpo en un régimen de baja velocidad que generaría una brecha primitiva acrecionaria o por un impacto a mayor velocidad generando una brecha de impacto (Stöffler et al., 1988). En el caso de la brecha AIUC-01 se

118 puede apreciar la presencia de una matriz fina y opaca que rodea al resto de los componentes en el sector A de la muestra, lo cual es una característica de las brechas primitivas (Scott y Taylor,

1983). Pero la característica más común a lo largo de dicho sector es el efecto de metamorfismo de choque fuerte y que los componentes como los cóndrulos se encuentran fragmentados y pobremente preservados indicando un origen por impacto (Kracher et al., 1985). Al definir que la brecha fue producto de un impacto a alta velocidad y no una acreción de sus componentes, se pasa a definir sus componentes y relación con el resto del material.

En primer lugar, la muestra posee una matriz fina (zona A) en contacto con una matriz más gruesa y de color marrón más claro (zona B) observable tanto en la muestra de mano (Figura

11) como en lámina delgada (Figura 13 y Figura 15). La presencia de dos texturas distintas en una misma muestra es una característica común en las brechas genomícticas, polimícticas y dimícticas junto a las brechas de regolito y fragmentarias que comprenden los componentes litificados de la parte superior del cuerpo parental según lo entregado en la Tabla 4.

Al no poseer la susceptibilidad magnética o la composición química de los sectores individuales de la muestra no se puede afirmar que las partes sean dos condritos procedentes de cuerpos parentales diferentes en vez de un condrito con niveles de metamorfismo y/o alteración afectando con distinta intensidad los sectores de la muestra. Al atribuir la muestra completa al grupo LL, se asigna como una brecha genomíctica que implica que ambos sectores de la brecha pertenecen al mismo grupo químico, pero presentan una historia de metamorfismo distinta.

La historia para la parte A de la muestra implica a primera vista un alto grado de metamorfismo de choque provisto por la matriz fina y oscura junto a los granos de minerales opacos finos dispersos (Figura 21) (Lauretta y Killgore, 2005), pero dentro de la misma sección existen ensamblajes de minerales opacos que superan el milímetro de tamaño (Figura 29) y los cóndrulos se encuentran pobremente definidos y oscurecidos (Figura 17). El estado de choque

119 de esta sección fue definido como alto (S5), tanto por las características de deformación en minerales silicatados como opacos. Basado en las características texturales de la parte A de la muestra AIUC-01 se puede caracterizar como una brecha de fundido, siendo la definición entregada por Bischoff et al. (2006) de una brecha de fundido como una roca fundida por impacto con clastos sin fundir.

Por otro lado, la sección B de la muestra presenta una textura condrítica con un tipo petrológico 4. Basado en la definición de los cóndrulos, la matriz parcialmente recristalizada y la composición y características de sus minerales silicatados. Pero su estado de choque es

únicamente S3 al presentar características similares a su contraparte, pero en menor medida e intensidad.

Basado en las características de ambas partes de la muestra se define que el condrito

AIUC-01 corresponde a una brecha fragmental, donde la parte A correspondería a una brecha de fundido en contacto con una zona de menor grado de choque correspondiente a la parte B.

El oscurecimiento de los condritos es un proceso común en la zona de regolito de los asteroides que comprenden los cuerpos parentales de los condritos ordinarios. Formados en la parte inferior o a los lados de los cráteres producidos por impactos que dispersan metal de Fe y Ni junto a sulfuros de tamaño micrométrico (Britt y Pieters, 1994). Las brechas formadas por este proceso pueden poseer una tonalidad completamente negra en luz transmitida paralela si el material se encontraba a solo centímetros de la zona de impacto, mientras que una estructura compuesta por una parte clara y otra oscura implica que la muestra se encontraba a una mayor distancia (Britt y Pieters, 1994). En este último caso la parte clara de la muestra representa el material primitivo del cuerpo parental, mientras que el oscuro la parte oscurecida o reemplazada por el fundido por impacto. Para que ambas texturas estén presentes en la misma muestra se

120 propone que la muestra fue formada durante el desarrollo de una estructura de impacto simple propuesta por French B. M. (1988) e ilustrada como la Figura 6.

En el caso de la muestra AIUC-01, según la característica del condrito de presentar dos texturas similares a lo descrito para brechas con secciones claras y oscuras, se asume que su origen corresponde al de una brecha fragmental en contacto con una brecha de fundido producido tras un choque en la superficie del cuerpo parental como se ejemplifica en la Figura

71. El abrupto contacto entra ambas texturas sería producto del efecto de la naturaleza clástica de los condritos ordinarios sobre las ondas de choque. Este tipo de textura formaría irregularidades en el frente de la onda de choque, formando zonas intensamente afectadas en contacto con zonas de un grado menor (Fredriksson et al., 1963; Kieffer, 1975).

Figura 71: Esquema sobre la zona de formación de la brecha AIUC-01. La brecha tendría origen tras el impacto de un cuerpo a alta velocidad sobre el cuerpo parental condrítico. Dicho impacto formaría un cráter generando distintos tipos de residuos dependiendo de su cercanía con el punto de choque. En el caso de la brecha estudiada su origen sería producto del choque contra el cuerpo parental ejemplificado en la Figura 6, y el material se mezclaría en la zona de relleno post impacto para posteriormente ser sepultado en el cuerpo parental. Esquema simplificado de Stöffler et al. (1991).

En cuanto a las condiciones sufridas por el cuerpo parental para la formación de la brecha estudiada, basado en el trabajo de Stöffler et al. (1988) para que cuerpos de similar tamaño (razón entre el diámetro del proyectil y el cuerpo impactado menor a 1) formen brechas de fundido el

121 choque debe ser a velocidades superiores a 4,5 km/s. En general los choques en el espacio ocurren al impactar un cuerpo de menor tamaño a uno de mayor tamaño, generando dos casos:

Si el impacto es de baja magnitud, el efecto en el cuerpo impactado será la formación de una brecha de fundido en contacto con una brecha de regolito que queda en la superficie del cuerpo.

En el caso de un impacto mayor se genera una brecha de fundido que queda en contacto con una brecha fragmental que posee clastos no afectados del cuerpo impactado, esto debido a que la parte superior impactada de regolito es eyectada durante el impacto. Mientras que los impactos menores se caracterizan por generar la litificación del regolito y su remoción para la posterior implantación de vientos solares, las características de un impacto a alta velocidad son las que mejor se aplican a las propiedades y clasificación de la muestra AIUC-01. Este último modelo implica que tanto el regolito como clastos presentes en el cuerpo parental son removidos y sepultados en el mismo con la brecha de fundido. La Figura 72 presenta en forma de esquema los dos casos planteados.

122

Figura 72: Esquema sobre los escenarios geológicos para la formación de ciertos tipos de brechas producto de un impacto a menor velocidad (1,3 km/s) y mayor velocidad (4,5 a 5 km/s). Líneas semicirculares representan isobaras de presión de choque antes de la excavación del cráter, y círculo negro corresponde al proyectil. Esquema simplificado de Stöffler et al. (1988). La escala se encuentra exagerada, pero se considera el diámetro del asteroide en un rango de 0,1 a 1000 km y la proporción entre el proyectil y el cuerpo impactado muy menor a 1.

5.8. Condiciones del cuerpo parental

5.8.1. Origen

Basado en las características texturales, químicas y los datos de susceptibilidad magnética se definió el tipo de material al que correspondían las muestras AIUC-01 y AIUC-02, y según el estado de choque y tipo petrológico se caracterizó las condiciones de los eventos sufridos por estas muestras antes de su llegada a la superficie terrestre.

Según los resultados obtenidos por este trabajo estos meteoritos pertenecen a los condritos, en específico ambas muestras son parte de la clase de condritos ordinarios. La historia de los condritos ordinarios se origina en la formación de los cóndrulos hace ≈4566 millones de

123 años (Krot et al., 2009). Este componente sería producto de la condensación de partículas de polvo y gases presentes en la nebulosa solar (Hutchison, 2004). El evento que dio paso a la formación de dicho material se encuentra actualmente en discusión, pero entre las hipótesis se encuentra una formación en la parte interna del disco protoplanetario y una formación en el cuerpo parental producto de un alza de temperatura por choque en el cinturón de asteroides

(Scott y Krot, 2006). En este punto se puede hacer una diferencia entre los orígenes de las distintas muestras en base a la clase a la que pertenecen. Según el trabajo de Vernazza et al. (2004) la zona de formación de las distintas clases de condritos ordinarios sería dependiente del tamaño y composición de sus componentes. El grupo químico H, al tener un mayor porcentaje de cóndrulos de menor tamaño que los condritos L y LL (Tabla 6), se presentaría en la zona más alejada del sol, mientras que el grupo LL que presenta los cóndrulos de mayor tamaño entre los condritos ordinarios se encontrarían más cerca del sol. Los metales poseen propiedades aerodinámicas similares a los cóndrulos de menor tamaño, por lo que se asume que estos se presentarían con mayor concentración en la zona alejada del sol correspondiente a los condritos ordinarios del grupo H (Kuebler et al., 1999). Los condritos ordinarios de tipo L, al poseer un tamaño medio de cóndrulos intermedio a los dos grupos mencionados estaría presente entre ambas zonas, sobreponiéndose en parte a estas. Este efecto sería producto de que los sólidos de mayor tamaño presentan un acoplamiento aerodinámico mayor al de cuerpos de menor tamaño, provocando una mayor deriva hacia el sol.

Esto implica que ambas muestras serían formadas en un rango de tiempo similar y en condiciones similares. La diferencia en su formación recae en que los cóndrulos de la muestra

AIUC-01 serían de un tamaño medio mayor y de un carácter más oxidante que los cóndrulos de la muestra AIUC-02. Esto debido a que a pesar de que los componentes minerales de los grupos condríticos sean similares, sus proporciones y composición varían en los diferentes grupos. Esta

124 característica se puede apreciar comparando la proporción de hierro como metal, la cantidad de hierro en los silicatos y la cantidad de hierro total. Los parámetros mencionados dependen del grado de oxidación atribuible a la muestra (Varela et al. 2015).

El origen del material de dichos cuerpos parentales se formaría hace aproximadamente

4560 Ma producto de la acreción y solidificación de condensados nebulares (Xie y Chen, 2016).

El material correspondería tanto a agregados de alta temperatura (>1600 ºC) como cóndrulos y granos de metales y sulfuros en una matriz fina que se cree que se mantuvo a baja temperatura

(<200 ºC) (Vernazza et al., 2015). Los distintos minerales presentes en los condritos ordinarios estudiados se habrían formado por etapas en base a su temperatura de condensación según Xie y Chen (2016) en el orden:

1. Cromita a temperaturas ≧ 1600 K.

2. Metales de Fe-Ni a temperaturas entre 1600 y 1400 K.

3. Silicatos como olivinos, ortopiroxenos y clinopiroxenos a temperaturas entre

1500 y 1200 K.

4. Silicatos y fosfatos como plagioclasa a temperaturas entre 1100 y 1000 K.

5. Sulfuros como la troilita a temperaturas entre 1000 y 570 K

La mineralogía de ambas muestras es producto de condiciones reductoras intermedias, a diferencia de las condritas carbonáceas que presentan mineralogía producto de condiciones oxidantes y las condritas de enstatita que poseen una mineralogía producto de condiciones más reductoras (Varela, 2015). La mineralogía tanto de la muestra AIUC-01 como de la muestra

AIUC-02 está compuesta principalmente por olivinos, piroxenos, troilita y aleaciones de Fe-Ni.

Notándose ausentes minerales hidratados comunes en los condritos carbonáceos como la serpentina (Scott y Krot, 2003). En el caso de los condritos de enstatita, las muestras presentan piroxenos, pero para pertenecer al grupo de las condritas de enstatita la muestra debe poseer

125 entre un 50 a 60 % de ortopiroxenos (enstatita), no presentar olivinos y kamacita rica en sílice

(Krot et al., 2003). Pero en el caso de los condritos ordinarios presentan contenidos de ortopiroxenos de 27 a 14 % y de olivinos entre 60 y 33 % (Van Schmus, 1969). En comparación, para este trabajo los resultados entregados por el QEMSCAN (Tabla 20) son una proporción de

≈42 % de olivinos y ≈34 % de ortopiroxenos para AIUC-01 y una proporción de ≈34 % de olivino y ≈29 % de ortopiroxenos para AIUC-02. Las proporciones de olivinos de ambas muestras se encuentran dentro del rango mencionado para condritos ordinarios. Sin embargo, las proporciones de ortopiroxenos se encuentran levemente por sobre el rango estimado para esta clase de condritos. De lo anterior, se confirma que los condritos AIUC-01 y AIUC-02 no corresponden a condritos de enstatita, sino que condritos ordinarios. La muestra AIUC-01 corresponde a un condrito ordinario tipo L que posee entre 45-49 % peso de Olivino y 21-25% peso de Ortopiroxeno y la muestra AIUC-02 corresponde a un condrito ordinario tipo H que posee entre 22-37 % peso de Olivino y 23-27 % peso de Ortopiroxeno (Van Schmuss, 1969).

Trabajos con espectrometría infrarroja como Vernazza et al. (2014) asociaron la composición de los condritos ordinarios a la de los asteroides del tipo S debido a que ambos se caracterizan por un rango de absorción similar debido a su composición basada en olivinos y piroxenos. Según los valores obtenidos, la distribución de los asteroides cercanos a la Tierra no es equivalente a la proporción de condritos ordinarios catalogados, siendo más común el tipo

LL en los asteroides (≈2/3 de los NEAs poseen propiedades espectrales similares a los condritos

LL según los 38 asteroides estudiados por Binzel et al. (2004)), y lo contrario en los condritos ordinarios donde los condritos LL representan un 8 % de todos los meteoritos (Vernazza et al.,

2008). En el trabajo de Vernazza et al. (2014) se asociaron familias de asteroides del tipo S del cinturón de asteroides principal a los distintos grupos de condritos ordinarios basado en su contenido de olivino y piroxeno con bajo contenido de Ca. Los resultados indicaron que los

126 condritos ordinarios LL poseen composiciones similares a la familia Eunomia y Flora, los condritos ordinarios tipo L a la familia Gefion y los condritos ordinarios tipo H son similares a la familia Hebe. Estos resultados no excluyen que puedan existir otros cuerpos parentales para los condritos ordinarios, ya que como muestra Vernazza et al. (2014) existen varios asteroides y familias de asteroides con una resonancia parecida o mejor que la del asteroide Hebe para los condritos ordinarios H. Pero que los distintos grupos químicos de condritos ordinarios provengan de un cuerpo parental único es plausible, ya que las distintas mediciones de edades de las muestras indican tiempos similares en su formación (Vernazza et al., 2014). Este es el caso para los condritos ordinarios tipo H como la muestra AIUC-02, que presentan en el 50 % de las muestras con análisis de exposición a rayos cósmicos1 una edad entre 7 a 8 Ma, atribuible a un origen en común (Eugster et al., 2006). En el caso de los condritos ordinarios L como la muestra

AIUC-01 se tiene que dos tercios de las muestras a las que se les realizo un estudio de 39Ar-40Ar presentan un fuerte choque y desgasificación en edades cercanas a los 470 Ma (Korochantseva et al., 2007), con lo que se puede llegar a una conclusión similar.

5.8.2. Características

Finalmente, tanto el tipo petrológico como el estado del metamorfismo de choque se utilizan para definir valores de temperatura y presión al que el cuerpo se vio sometido para generar las texturas y mineralogías observadas. En el caso del tipo petrológico 4 observado en la muestra AIUC-02 se define un metamorfismo termal con temperaturas desde 600 hasta 750 ºC

1 La exposición a los rayos cósmicos implica que la muestra en su etapa de meteoro y posiblemente en su etapa como parte del cuerpo parental fue bombardeada por rayos cósmicos. Esta alteración provoca una acumulación de nuclidos cosmogénicos estables y radiogénicos de vidas medias variables en los minerales. Este proceso presenta un quiebre al caer el meteorito en la Tierra debido a la disminución de la exposición a los rayos cósmicos. Por esta razón dicho proceso es relevante no solo para calcular edades terrestres desde la disminución a la exposición de los rayos cósmicos, sino que además para determinar el tiempo desde su separación del cuerpo parental. Para mayor información revisar Eugster et al. (2006). 127 y para el tipo petrológico 5 de la muestra AIUC-01 se determina un metamorfismo termal con temperaturas desde 700 hasta 750 ºC según McCall (2006). Las fuentes de calor consideradas para alterar los componentes en el espacio corresponden a energía por colisión, decaimiento radiogénico de 26Al y 69Fe, inducción electromagnética y/o eventos tipo Fu-Orionis (Huss et al.,

2006). Este último corresponde a un evento de rotación rápida durante la época temprana de evolución estelar que puede generar explosiones de energía e irradiarlas a la nebulosa (Hartmann

& Kenyon, 1985).

Este tipo de fuente de calor en los cuerpos parentales sería propicio para generar una estructura de capas de cebolla en el asteroide, la cual presenta secciones producto de una acreción rápida (≈100.000 años) o lenta (≥1 Ma) (Vernazza et al., 2014). Estos distintos modelos presentan estructuras internas diferentes en cuanto al tamaño de las capas, pero con la misma distribución de sus capas. Desde la superficie hacia el centro del cuerpo parental se encuentra una primera capa con material condrítico de tipo petrológico 3 y aumenta hacia el centro hasta el tipo petrológico 6 en distintas capas. La diferencia recae en que en el caso de la acreción rápida la corteza de material de bajo tipo petrológico (3,0-3,4) es de 5 km para un cuerpo parental de

200 km de diámetro. La acreción lenta forma una capa gruesa de material de bajo tipo petrológico

(>20 km asumiendo un cuerpo parental de un diámetro de 200 km) que corresponde a más del

40% del volumen del cuerpo. En el mismo trabajo presentado por Vernazza et al. (2014) se tienen composiciones de cuerpos parentales de tipo H, los cuales presentan menos de un 15 % de su volumen total compuesto por material de tipo petrológico 3, respaldando así el modelo de acreción rápida. Otro punto que respalda una acreción rápida del cuerpo parental es que las proporciones de material no equilibrado en estos son similares a las proporciones presentes en las muestras recuperadas en la Tierra (Hutchison, 2004). En base a estos resultados se puede asumir que la muestra AIUC-02 presenta un origen a una profundidad poco mayor a 5 km en

128 un cuerpo parental de 200 km de diámetro, mientras que la muestra AIUC-01 sería formada a mayor profundidad.

En cuanto al metamorfismo de choque, la muestra AIUC-01 se encuentra fuertemente choqueada en la parte A lo que resulta en una presión de choque de 45 a 55 GPa, creando un incremento de temperatura posterior al choque de 600 a 850 ºC según los datos proporcionados por Stöffler et al. (1991) para un grado de choque de S5. La parte B presenta un estado de choque menor asociado a presiones de choque de 15 a 20 GPa con un alza de temperatura de 100 a 150

ºC. La muestra AIUC-02 presenta un registro mínimo de metamorfismo de choque, por lo que sus condiciones están asociadas a una presión menor a 5 GPa y una posible alza de temperatura de 10 hasta 20 ºC.

Sin embargo, es importante recalcar la observación de Tomkins (2009), que hace referencia a la escala de las condiciones y su posible contemporaneidad. En el caso del choque, su efecto está ligado a la zona de impacto, de manera heterogénea y con una duración del efecto corta. Mientras que el metamorfismo termal afecta al cuerpo parental a gran escala de manera homogénea durante largos periodos de tiempo. Debido a esto los efectos de metamorfismo de choque pueden no ser tan marcados o simplemente reemplazados por el efecto del metamorfismo termal, como es el posible caso de la muestra AIUC-02 y el posible caso de la sección B de la muestra AIUC-01.

5.9. Resultados Museum für Naturkunde

Durante la elaboración de este seminario de graduación el Museum für Naturkunde de

Berlín (MNB), Alemania, entrego sus resultados sobre los meteoritos estudiados a la Meteoritical

Society. Esta sociedad entre otras funciones se dedica a publicar un boletín con los nombres y

129 clasificaciones de los meteoritos conocidos. Los resultados provistos a esta institución se resumen en la Tabla 22.

Tabla 22: Comparación de los datos de este trabajo con datos obtenidos por el curador Ansgar Greshake en el MNB.

Nombre AIUC-01/San Juan 086 AIUC-02/Taltal 001

Resultados Resultados Fuente Este Trabajo Este Trabajo MNB MNB Brecha de Brecha Clasificación H3 H4 fundido L6 fragmental L5 Estado de choque S3 S5 S2 S1 (S) Grado W1 W1 W1 W2 meteorización (W)

Fayalita (%mol) 24,8 ± 0,4 13,7 ± 1 / 22* 14,5 ± 8,0 20,6 ± 5 / 22*

Ferrosilita (%mol) 20,9 ± 0,3 11,2 ± 1 10,9 ± 7,1 12,8 ± 5 Wollastonita 1,35 ± 0,1 0,7 0,8 ± 0,3 0,6 (%mol)

*Resultados procedentes del microscopio electrónico/ QEMSCAN.

La clasificación realizada se realizó a través de la determinación de la composición química de olivinos y piroxenos usando una microsonda de emisión de campo JEOL JXA 8500F.

Estos datos fueron acompañados por una descripción de las características físicas y petrográficas de cada muestra. Las características físicas de ambas muestras coincidieron en ser descritas como especímenes de color marrón oscuro sin corteza de fusión. En el caso de las características petrográficas la muestra AIUC-01 se define como un meteorito con sectores que presentan textura condrítica con relictos de cóndrulos y plagioclasas de tamaños cercanos a 60 µm. Los otros sectores de la muestra se caracterizan por contener fundido por choque recristalizado identificado por el característico metal de Fe-Ni y glóbulos de sulfuro. Las partes definidas como condríticas se encuentran atravesadas por venillas rellenas por fundido de choque. La muestra

130

AIUC-02 presenta una textura condrítica con cóndrulos ligeramente aplanados y holgadamente comprimidos. Estos cóndrulos con un diámetro medio de 0,4 mm se encuentran en una matriz con sulfuros y abundante metal de Fe-Ni.

Los datos del MNB sirven como un punto de comparación con los resultados obtenidos por este seminario de título, debido a que representan otra sección de las mismas muestras. Los puntos en común entre los resultados del MNB y este trabajo son la clasificación del grupo químico de condrito ordinario L para AIUC-01 y H para AIUC-02, estado de choque S3 y de meteorización W1 para AIUC-01. Las mayores diferencias recaen en la muestra AIUC-02, donde el tipo petrológico se define como 3, implicando que la muestra es un condrito ordinario no equilibrado. Este resultado es en base a la dispersión de los valores de Fayalita y Ferrosilita que supera el 5 % de desviación estándar, por lo que el sector en el que se tomen las mediciones puede generar cierta discordancia en los resultados químicos de la muestra. El estado de choque propuesto es mayor y el grado de meteorización menor al presentado en este trabajo para AIUC-

02 pero solo en un grado, lo que es atribuible a una diferencia local en la muestra. La muestra

AIUC-01 es presentada como una brecha de fundido de un tipo petrológico 6 a diferencia de una brecha fragmental de tipo L5. Junto a la diferencia en el resultado químico se presenta en este trabajo que la muestra contiene una sección de brecha de fundido, pero se encuentra en contacto con otra parte por lo que fue subdividida en partes A y B. Siendo A la sección de brecha de fundido es posible que la muestra estudiada por el MNB presente un mayor contenido de esta zona.

131

6. CONCLUSIONES

Basado en los resultados del trabajo realizado se puede concluir que las muestras AIUC-

01 y AIUC-02 obtenidas del Desierto de Atacama corresponden a meteoritos. Específicamente la muestra AIUC-01 corresponde a una brecha fragmental clasificada como un condrito ordinario del grupo L, de tipo petrológico 5, un estado de choque S5 y un grado de meteorización

W1. La muestra AIUC-02 también es catalogada como un condrito ordinario, pero del grupo H y tipo petrológico 4, con un estado de choque S1 y un grado de meteorización terrestre W2.

Estas conclusiones coinciden globalmente con las clasificaciones propuestas por el Dr. Ansgar

Greshake del MNB sobre otros fragmentos de los mismos meteoritos (San Juan 086 y Taltal

001). Existen ligeras diferencias respecto al tipo petrológico y estado de choque y mayores diferencias respecto a los contenidos de Fo y Fa de los silicatos, posiblemente debido a las heterogeneidades en las muestras estudiadas.

La muestra AIUC-01 es una brecha fragmental debido a que se divide en dos partes: la parte definida como A posee una textura de brecha de fundido mientras que la parte B una textura condrítica con un tipo petrológico 5. A pesar de que la parte B de la muestra presenta un estado de choque menor en dos grados que la parte A, la clasificación de la muestra se basa en el estado de choque mayor. Por otra parte, al presentar sus características de condrito ordinario oscurecidas por la inyección de metales y sulfuros en las grietas intraminerales la clasificación del tipo petrológico se basa en la parte B que es visible a través del microscopio óptico.

Al pertenecer ambos condritos a un tipo petrológico mayor a 3 se considera que ambas muestras corresponden a condritos equilibrados. Esto implica que los cuerpos parentales habrían sufrido los efectos de metamorfismo termal entre los 600 y los 750 ºC para formar las características del tipo petrológico 4 y 5 presente en ambas muestras.

132

En específico la muestra AIUC-01 habría sufrido un impacto de gran magnitud durante o posterior al metamorfismo termal. Para formar las características petrográficas presentes en la muestra con las que se definió el estado de choque, este impacto tuvo que haber provocado una fuerza de hasta 45 a 55 GPa y un aumento localizado de temperatura hasta los 850 ºC, generando así una brecha fragmental en la superficie del cuerpo parental. La muestra AIUC-02 tiene características de haber sufrido un impacto menor con una presión asociada de <5 GPa y un aumento localizado de temperatura de 10 a 20 ºC. Fragmentos de ambos cuerpos parentales habrían sido eyectados por el evento de impacto mencionado u otro posterior y viajarían por el espacio hasta alcanzar la Tierra, cayendo en el Desierto de Atacama específicamente en las cercanías de Taltal. Por el grado de reemplazo producto de la meteorización terrestre se puede especular que la muestra AIUC-02 con un grado de meteorización W2 cayó antes que la muestra

AIUC-01 con un grado de meteorización W1, estando correlacionado el grado de meteorización terrestre con a la estadía en la atmósfera terrestre (Bland et al., 2006). Esto contrasta con lo propuesto por Valenzuela (2011) que menciona que específicamente en Atacama la porosidad primaria es una de las principales variables a tener en consideración junto a las condiciones de humedad, ya que los efectos de la meteorización son controlados por la porosidad inicial del meteorito. Al estar ligada la porosidad al estado de choque de la muestra, un meteorito con menor estado de choque puede poseer un mayor grado de meteorización en un periodo de tiempo igual o menor a otro meteorito con el mismo tiempo de estadía en la Tierra. Esta característica se cumple para las muestras AIUC-01 y AUIC-02, donde la muestra AIUC-02 con un menor estado de choque presenta un mayor grado de meteorización.

Con respecto al grado de meteorización utilizado, se puede ver cierta discrepancia entre las características de la muestra y los estados progresivos propuesto por Wlotzka (1993). Esto debido a que las muestras presentan zonas en específico con mayor meteorización asociadas a la

133 parte externa y las fracturas de las muestras. Finalmente se decidió utilizar el valor de meteorización mayor presente en la muestra para su clasificación, aunque este no fuera representativo de la muestra. Esto puede ser producto a que la clasificación utilizada se creó para describir muestras antárticas, implicando que es necesario una clasificación de grados de meteorización terrestre según las propiedades específicas de cada zona de recolección.

La definición del tipo petrológico fue establecida mediante características observadas al microscopio óptico y electrónico, por esta razón se puede atribuir cierto grado de error tanto humano como por parte de que las láminas utilizadas no sean completamente representativas.

Esto en mayor medida para la muestra AIUC-01, donde los efectos de un metamorfismo de choque fuerte pudieron obliterar algunas características para definir el tipo petrológico.

Respecto a la hipótesis realizada por el dueño de las muestras de que AIUC-01 correspondería a un condrito ordinario y AIUC-02 a un condrito Rumuruti, la primera afirmación resulta cierta siendo el meteorito AIUC-01 un condrito ordinario L. En el caso de

AIUC-02 resulta que también pertenece a los condritos ordinarios, específicamente al grupo químico H. La discrepancia al nombrar a la muestra AIUC-02 como un condrito rumuruti se puede atribuir a que el dueño hizo únicamente un examen óptico de las muestras, y debido al alto grado de meteorización de la zona exterior del meteorito y su coloración rojiza de la superficie de la muestra pudo atribuirla a un condrito más raro.

Finalmente terminado el trabajo existen áreas en las que se podría mejorar o ahondar en los resultados obtenidos. Un complemento para los resultados obtenidos sería la química total de las muestras para tener la máxima certeza respecto al grupo químico de las muestras. Una alternativa no destructiva a la opción mencionada sería el uso de microsonda, ya que esta permite conocer parámetros composicionales con alta precisión que definen las características de los condritos. Para el caso de los condritos ordinarios estos criterios incluyen el contenido de

134

Fayalita en el olivino vs el de la Ferrosilita en el piroxeno y el porcentaje de cobalto en la kamacita vs la fayalita en el olivino que son comparables a los obtenidos por el EDS y QEMSCAN, pero de mayor precisión. Otro punto de importancia es la existencia de estimaciones visuales como el porcentaje de cóndrulos o la estimación de la integración de la matriz a los cóndrulos que se basan en el parámetro definido por el investigador y puede generar discrepancia de un trabajo a otro.

135

7. REFERENCIA BILBIOGRÁFICA

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8. ANEXOS

Anexo 1. Posiciones en que la muestra AIUC-01 fue insertada en el magnetómetro de rotación para medir su susceptibilidad magnética y anisotropía. En orden de la A a la C son: horizontal, lateral y sub vertical.

Anexo 2. Posiciones en que la muestra AIUC-01 fue insertada en el magnetómetro de rotación para medir su susceptibilidad magnética y anisotropía. Posiciones sub vertical, horizontal y lateral

Anexo 3: Tabla de datos entregada por el programa SUSAR con las mediciones de la muestra AIUC-01. Utilizando el magnetómetro de rotación AGICO de la Universidad de Chile.

11LG2801A ANISOTROPY OF SUSCEPTIBILITY PROGRAM SUSAR

Azi 81 O.P. : 12 0 3 90 Nom. vol. 10.00

Dip 61 Demag. fac.: YES Holder -2.02E-06 Act. vol. 10.00

T1 F1 L1 T2 F2 L2

B0 2/0 2/0 00 0/0 0/0

Mean susc. Norming factor Standard err. [%]

52.43E-03 52.43E-03 4.442

Tests for anisotropy

147

F F12 F23

20.7 1.4 34.2

Normed principal susceptibilities

1.2388 1.1377 0.6235

+- 0.0362 0.0351 0.0370

95% confidence angles

Ax1 Ax2 Ax3

43.7 9.9 8.02

7.9 43.7 9.9

Anisotropy factors (principal values positive)

L F P 'P T U Q E

1.089 1.825 1.987 2.114 0.752 0.671 0.179 1.676

Principal directions Normed tensor

Specimen D 313 219 44 0.9830 1.0050 1.0120

system I 2 60 30 -0.2443 -0.1564 -0.1564

Geograph D 107 322 210 0.7969 1.0806 1.1224

system I 35 49 18 -0.2223 0.1213 0.1156

Paleo 1 D 107 322 210 0.7969 1.0806 1.1224

Anexo 4: Tabla de datos entregada por el programa SUSAR con las mediciones de la muestra AIUC-02. Utilizando el magnetómetro de rotación AGICO de la Universidad de Chile.

s11LG2705A ANISOTROPY OF SUSCEPTIBILITY PROGRAM SUSAR

Azi 225 O.P. : 12 0 3 90 Nom. vol. 10.00

148

Dip 46 Demag. fac. : YES Holder -2.15E-06 Act. vol. 10.00

T1 F1 L1 T2 F2 L2

B0 2/0 2/0 00 0/0 0/0

Mean susc. Norming factor Standard err. [%]

79.06E-03 79.06E-03 3.839

Tests for anisotropy

F F12 F23

15.3 0.9 27.7

Normed principal susceptibilities

1.1689 1.1010 0.7301

+- 0.0316 0.0279 0.0308

95% confidence angles

Ax1 Ax2 Ax3

52.2 13.1 9.6

9.6 52.2 13.2

Anisotropy factors (principal values positive)

L F P 'P T U Q E

1.062 1.508 1.601 1.669 0.746 0.690 0.168 1.420

Principal directions Normed tensor

Specimen D 282 184 79 1.0978 1.0246 0.8775

149 system I 34 11 54 -0.0340 -0.2030 -0.0288

Geograph D 77 322 176 0.8202 1.1595 1.0203 system I 15 57 29 0.0348 0.0053 0.1595

Paleo 1 D 77 322 176 0.8202 1.1595 1.0203

150