Calcium-Aluminium-reiche Einschlüsse

Calcium-Aluminium-reiche Einschlüsse (abgekürzt „CAI“ von engl. Ca-Al-rich Inclusions) sind mikrometer- bis zentimetergroße hellfarbige Einschlüsse, die in vielen chondritischen Meteoriten, vor allem in kohligen Chondriten, vorkommen. Darüber hinaus wurden CAI-ähnliche Fragmente in Proben des Kometen Wild 2 gefunden, die die Stardust-Sonde Anfang 2006 zur Erde brachte.^[1][2] CAIs bildeten sich zu Beginn der Entstehung unseres Sonnensystems und gehören mit einem Alter von ~4,6 Milliarden Jahren zu den ältesten bekannten Objekten.

Die erste Beschreibung eines Calcium-Aluminium-reichen Einschlusses stammt von Mireille Christophe Michel-Lévy vom CNRS in Paris. Sie beschrieb 1968 eine „Melilith-Spinell-Chondrule“ im Vigarano Meteoriten, einem Kohligen Chondriten aus Italien.^[3] Seither wurden zahlreiche CAIs in den meisten Kohligen Chondriten sowie einigen Enstatit-Chondriten^[4] beschrieben.

Zusammensetzung

Die Zusammensetzung dieser Einschlüsse wird bestimmt von hochschmelzenden Oxiden der Elemente Calcium (Ca), Aluminium (Al), Magnesium (Mg), Titan (Ti) und in geringerem Umfang Scandium (Sc) und Metalle der Seltenen Erden wie Cer (Ce), Europium (Eu) und Gadolinium (Gd). Bereits bei sehr hohen Temperaturen um 2000 °Kelvin (~1700 °C) kondensierten diese Oxide aus dem sich abkühlenden protoplanetaren Nebel, aus dem sich das Planetensystem bildete.^[5] Die Eisengehalte sind durchweg vernachlässigbar gering.

Anhand ihres Mineralbestandes werden 3 Typen von CAIs unterschieden.

• Typ-A CAIs (Melilith-Spinell-CAIs) bestehen zu 80–85 % aus Melilith, 15–20 % Spinell und 1–2 % Perowskit. Akzessorisch können geringe Mengen Plagioklas, Hibonit, Wollastonit und Grossular hinzukommen. Klinopyroxen bildet, wenn vorhanden, schmale Ränder um Einschlüsse oder Hohlräume und ist arm an Aluminium und Titan. Die Melilithe sind reich an Gehlenit mit 10–30 Mol-% Åkermanit, die Spinelle sind reine Mg-Spinelle.^[6]
• Typ-B CAIs (Pyroxen-Spinell-CAIs) bestehen zu 35–60 % aus Klinopyroxen, 15–30 % Spinell, 5–25 % Plagioklas und 5–20 % Melilith. Die Melilithe sind reicher an Åkermanit und variieren stärker in ihrer Zusammensetzung, als die der Typ-A CAIs. Im Gegensatz zu den Pyroxenen der Typ-A-CAIs sind die Pyroxene in Typ-B-CAIs reich an Aluminium (Kushiroit) und Titan (Grossmanit).^[6]
• Typ-C CAIs (Anorthit-Pyroxen-CAIs) bestehen zu 30–60 % aus Anorthit und bis zu je 35 % Al-Ti-Pyroxen, Melilith und Spinell. Kleinere, Natrium-reichere Typ-C CAIs enthalten neben Albit-haltigen Anorthit noch Pyroxen, Olivin und Spinell. Die Pyroxene sind Diopsid-Grossmanit-Kushiroit-Mischkristalle, die Melilithe Gehlenit mit 35–55 Mol-% Åkermanit. Weiterhin enthalten sie kleine Körnchen komplexer Legierungen verschiedener Platinmetalle und Fremdlinge.^[7]

Nach den Mineralgefügen werden CAIs in 2 Gruppen eingeteilt:^[8]

• Flockige (fluffy) CAIs sind lockere Aggregate kleiner Kristalle mit einer schneeflockenartigen Struktur. Für sie wird eine Bildung durch Resublimation direkt aus dem Gas des präsolaren Nebels angenommen.
• Kompakte (igneus) CAIs sind dichte, rundliche Aggregate mit dem Aussehen von erstarrten Schmelztröpfchen. Folglich wird für sie eine Bildung durch Kristallisation aus einer Schmelze angenommen.

Beide Gefügevarianten wurden sowohl für Typ-A wie auch Typ-B-CAIs beobachtet.

Bildung und Vorkommen

Mittels Uran-Blei-Datierung konnte für CAIs ein Alter von 4,5672 ± 0,0006 Milliarden Jahren ermittelt werden, das als Entstehungsbeginn unseres Planetensystems gedeutet werden kann.^[9][10][11] Die gemessenen Blei-Verhältnisse liegen innerhalb der Fehlertoleranzen auf der sogenannten Konkordia, einer theoretischen Kurve, die dazu dient die Zuverlässigkeit von gemessenen Blei-Blei-Altern zu bestimmen. Das Alter kann als sehr gut gesichert angesehen werden. Trotzdem wurde argumentiert, dass die Fehlertoleranzen der Isotopenmessungen eine sehr leichte Störung des Uran-Blei-Isotopensystem in CAIs zuließen, das darauf basierende Alter nur ein unteres Limit des tatsächlichen Alters darstellen würde, das in Wirklichkeit etwas höher sei. Andere, auf Mangan-Chrom- und Magnesium-Aluminium-Datierung basierende Methoden, ergaben mit einem Wert von 4,571 Milliarden Jahren tatsächlich ein leicht höheres Alter.^[12]

Datierungen verschiedener CAI aus verschiedenen Meteoriten liefern im Rahmen ihrer Fehler identische Alter. Demnach gehören Calcium-Aluminium-reiche Einschlüsse zu den ältesten, erhaltenen Objekten unseres Sonnensystems. Ihre Bildung begann mit dem Kollaps des prästellaren Kerns und dauerte nur den kurzen Zeitraum von ~160.000 Jahren während der Existenz eines Protosterns der Klasse 0 im Zentrum unseres Sonnensystems. Zeitgleich setzte auch die Bildung von Silikat-Schmelztröpfchen ein, die als Chondren erhalten blieben und einen großen Teil der Chondrite ausmachen. Deren Bildung erstreckte sich über rund 3.000.000 Jahre, in denen sich unsere Sonne vom Protostern der Klasse 0 zum Protostern der Klasse 3 entwickelte.^[13]

Thermodynamische Gleichgewichtsberechnungen erlauben vereinfachte Rückschlüsse auf die Abfolge von Mineralen, die sich bei der Abkühlung des Solaren Nebels aus dem heißen Gas abscheiden. Demnach beginnt bei 0,001 bar und ~1730 K (~1460 °C) die Abscheidung von Korund (Al₂O₃). Ab ~1700 K reagiert dieser mit Calcium aus der Gasphase zu den zunehmend calciumreicheren Verbindungen Hibonit (CaAl₁₂O₁₉), Grossit (CaAl₄O₇, ab ~1660 K) und Krotit (CaAl₂O₄, ab ~1600 K). Ab dieser Temperatur enthält die Gasphase nahezu kein Aluminium mehr und es beginnt ab ~1560 K zum einen die Abscheidung des 4-wertigen Titans als Perowskit (CaTiO₃) und zum anderen die Bildung vom Melilith (Gehlenit-Åkermanit-Mischkristalle Ca₂Al_1-xMg_xAl_1-xSi_1+xO₇) durch die Reaktion von gasförmigen Magnesium und Silicium mit Ca-Al-Oxiden. Diese werden hierbei wieder aluminiumreicher und es bildet sich zunächst Grossit (bis ~1500 K), dann wieder Hibonit (bis ~1470 K). Ab ~1500 K ist auch das gesamte Calcium aus der Gasphase verschwunden. Ab ~1470 K reagiert Hibonit mit Magnesium aus der Gasphase zu Spinell (MgAl₂O₄) und Melilith reagiert ab ~1430 K mit der Gasphase zu Klinopyroxen, die reich an Kushiroit (CaAlAlSiO₆) sind (Fassait). Dreiwertiges Titan wird als Grossmanit (CaTi³⁺AlSiO₆) gebunden. Das hohe Verhältniss von Ti³⁺ zu Ti⁴⁺ in den Pyroxenen belegt extrem niedrige Sauerstoffgehalte, die der solaren Zusammensetzung des Urnebels entsprechen. Ab ~1375 K schließlich reagiert Spinell und Klinopyroxen zu Anorthit (CaAl₂Si₂O₈).^{[14][15][16][17]}

Diese einfache Folge von Mineralenabscheidungen aus und Reaktion mit dem abkühlenden Gas des präsolaren Nebels lässt sich am ehesten an den flockigen CAIs der Typen A und B beobachten. Dieser ursprünglichste Zustand blieb der weiteren Entwicklung des Sonnensystems und der Aggregation der Meteorite oft nicht erhalten. So wurden viele der CAIs teilweise oder vollständig aufgeschmolzen, verloren bei der Erhitzung leichter flüchtige Elemente wie Silicium, Magnesium^[18] und leichtere Seltenerdelemente, und kristallisierten erneut. Dies konnte sich mehrfach wiederholen. Die meisten kompakten CAIs sind auf diese Weise entstanden.^[19][17]

1–2 Millionen Jahre nach der Bildung der CAIs setzten oft mehrphasige, metamorphe Überprägungen ein. Sie erstreckten sich über einen Zeitraum von bis zu ~15 Millionen Jahren und erfolgten bei Temperaturen unter 1000 K und Anwesenheit einer wässrigen, fluiden Phase. Hierbei bildeten sich Minerale wie Grossular, Monticellit, Wollastonit und Forsterit oder bei niedrigeren Temperaturen Sodalith, Nephelin und Schichtsilikate.^[20] Bei Mitwirkung Cl-reicher Fluide bildeten sich auch Minerale der Mayenit-Obergruppe (Adrianit,^[21] Wadalit,^[22] Chlormayenit^[23]).

Einzelnachweise