Meteoryty żelazne to grupa meteorytów, których głównym składnikiem jest stop żelaza i niklu. Spada ich tylko około około 4,56% wszystkich obserwowanych spadków, ale ze względu na swoją budowę są trwalsze i lepiej przeżywają przelot przez atmosferę. Ich metaliczna budowa i wyjątkowo duża waga czynią z nich meteoryty łatwe do odróżnienia od zwykłych ziemskich skał. Ich wyjątkowy wygląd, już dawno zaintrygował badaczy i prowokował do badania ich natury i genezy. Początkowo były one klasyfikowane przede wszystkim ze względu na swój wygląd i zawartość niklu. Współcześnie badania składu i pochodzenia meteorytów żelaznych, wykorzystując najnowsze techniki pomiarowe znacząco zbliżyły nas do wyjaśnienia ich pochodzenia. W polskiej literaturze nie ma kompleksowego opracowania opisującego współczesną klasyfikację meteorytów żelaznych. Postanowiłem zebrać aktualną wiedzę na ich temat i opisać wyodrębnione aktualnie grupy meteorytów. By opis ten uczynić bardziej atrakcyjnym i przystępnym dołączyłem do niego wiele wykresów i fotografii, które ilustrują wiele zależności i pozwalają zgłębić fascynujący świat „żelaza z nieba”.

Wstęp

Uważa się, że materia meteorytów żelaznych powstała w jądrach lub podpowierzchniowych basenach ciekłego stopu żelaza i niklu na różnych małych planetozymalach, ciałach macierzystych (parent body) meteorytów żelaznych. Ciała te składały się z krzemianów, metalicznego żelaza i niklu oraz siarczku żelaza w proporcjach podobnych do tej w materii chondrytowej. Topienie się tych planetozymali, głównie pod wpływem ciepła pochodzącego z rozpadu izotopu glinu ²⁶Al, spowodowało rozdzielenie się gęstszego metalu od materii krzemianowej i jego spłyniecie do jąder, proces ten nazywamy dyferencjacją (differentiation). Większość meteorytów żelaznych pochodzi z rozbitych jąder takich zdyferencjonowanych planetozymali. Kilka procent meteorytów żelaznych zawiera liczne wtrącenia krzemianowe i prawdopodobnie powstały one w wyniku topienia uderzeniowego, podczas spadku planetoid na ciała chondrytowe i pochodzą one z basenów stopionego metalu w płaszczu lub skorupie już zdyferencjonowanych planetozymali.

  Typowy meteoryt żelazny składa się głównie z żelaza, 5-10% niklu, ~0,5% kobaltu, 0,1-05% fosforu i 0,1-2% siarki oraz ponad 20 pierwiastków śladowych. Analiza chemiczna i mineralogiczna pozwala wydzielić 13 grup meteorytów żelaznych o wspólnym pochodzeniu. Dodatkowo około 15% niezgrupowanych meteorytów żelaznych (Iron-ung) jest jeszcze nie rozpoznanych w swojej genezie.

  Analiza izotopowa meteorytów żelaznych pozwala określić ich wiek i dostarcza wskazówek dotyczących ich pochodzenia. Datowanie sugeruje, że ciała macierzyste meteorytów żelaznych powstały przed uformowaniem się ciał chondrytowych! Są one prawdopodobnie najstarszymi znanymi meteorytami?! Uformowały się one około 2 miliony lat po powstaniu najstarszych cząstek, inkluzji wapniowo-glinowych (CAI, calcium-aluminium inclusion). Analiza anomalii izotopowych wskazuje, że część ciał macierzystych meteorytów żelaznych uformowała się w obszarach poza Jowiszem (outer Solar System), inne natomiast wykazują podobieństwo do Ziemi i mogły powstać w rejonie planet ziemskich (inner Solar System).

Klasyfikacja – struktura: zawartość niklu

Fot. 1. Typowy wygląd wytrawionych powierzchni: heksaedrytów – (A) Agoudal (IIAB, HEX), (B) Boguslavka (IIAB, HEX) (dobrze widoczne linie Neumanna); oktaedrytów – gruboziarnisty (C) Odessa (IAB-MG, Og), średnioziarnisty (D) El Sampal (IIIAB, Om), drobnoziarnisty (E) Gan Gan (IVA, Of) (widoczne figury Thomsona-Widmanstättena) i plessytowy (F) NWA 859 (Taza; Iron-ung, Opl); ataksytów – (G) Dronino (Iron-ung, ATAX) i (H) Gebel Kamil (Iron-ung, ATAX) (widoczne inkluzje troilitu, schreibersytu i cohenitu).
Photo 1. An example of the typical etched surfaces: hexahedrites – (A) Agoudal (IIAB, HEX), (B) Boguslavka (IIAB, HEX) (Neumann lines visible); octahedrites – coarse (C) Odessa (IAB-MG, Og), medium (D) El Sampal (IIIAB, Om), fine (E) Gan Gan (IVA, Of) (visible Thomson-Widmanstätten patterns) and plessitic (F) NWA 859 (Taza; Iron-ung, Opl); ataxites – (G) Dronino (Iron-ung, ATAX) and (H) Gebel Kamil (Iron-ung, ATAX) (visible inclusions of troilite, schreibersite and cohenite). © Woreczko

Strukturalną klasyfikację meteorytów żelaznych zaproponowali i rozwinęli pod koniec XIX wieku dwaj czołowi badacze meteorytów Gustav Tschermak (Tschermak 1883) i Aristides Brezina (Brezina 1885). Bazuje ona na strukturze widocznej na wytrawionych kwasem wypolerowanych powierzchniach przecięcia, widać wówczas charakterystyczny wzór równoległych belek (lamelek) kamacytu i taenitu, tzw. figury Thomsona-Widmanstättena. Średnia wielkość belek kamacytu (band width) posłużyła do podziału meteorytów żelaznych na trzy grupy strukturalne – heksaedryty (HEX, H), ataksyty (ATAX, D) i oktaedryty (O) (fot. 1)^[2]. Dwie pierwsze grupy nie mają widocznych struktur, a tę trzecią podzielono jeszcze na: oktaedryty bardzo gruboziarniste (Ogg – coarsest octa­hedrite), gruboziarniste (Og – coarse octahedrite), średnioziarniste (Om – medium octahedrite), drobnoziarniste (Of – fine octahedrite) i bardzo drobno­ziarniste (Off – finest octahedrite) oraz plessytowe (Opl – plessitic octahedrites) (tab. 1, rys. 1 i 2, fot. 2).  Jako ciekawostkę można dodać, że litera „g” w oznaczeniu Og i Ogg pochodzi z niemieckiego słowa „grob” – oznaczającego szorstki, gruby!

  Przez wiele lat uważano, że wzór figur Thomsona-Widmanstättena jest wynikiem krystalizacji wolno stygnącego ciekłego stopu Fe-Ni. Współczesne badania i eks­pe­ry­menty zmieniły ten pogląd. Obecnie uważa się, że figury te powstały dopiero w fazie stałej, gdy stop już się zestalił. Wzór ten tworzą belki kamacytu zorientowane równolegle do ośmiościennych (płaszczyzny (111) ośmiościanu w układzie regu­lar­nym) płaszczyzn kryształów taenitu (ciekawostka: kryształy te mogą mieć nawet kilka metrów!). Kamacyt to ubogi w nikiel minerał Fe-Ni o strukturze krystalicznej regularnej przestrzennie centrowanej (bcc, body-centered cubic), natomiast taenit to minerał Fe-Ni o większej zawartości niklu (>16% wag.), nietrwały w temperaturze poniżej 910^oC i o strukturze krystalicznej regularnej ściennie centrowanej (fcc, face-centered cubic). W wyniku zestalenia stopu wy­krys­ta­lizował taenit. Następnie w wyniku przemiany fazowej taenitu w kamacyt (fcc → bcc, która zaszła w już zestalonym stopie Fe-Ni), wykształciły się figury Thomsona-Widmanstättena (Goldstein et al. 2009; Scott 2020).

  Modelowanie wzrostu belek kamacytu dostarcza informacji dotyczącej tempa stygnięcia (coolong rate) zestalonego już stopu Fe-Ni. Wzrost ten zachodzi na drodze dyfuzji w stanie stałym i powoduje wraz ze spadkiem temperatury wzrost stężenia niklu w taenicie. Stwierdzono także, że zawartość fosforu znacząco wpływa na tempo wzrostu lamelek kamacytu. Również nawet niewielkie ilości innych pierwiastków mają wpływ na tempo dyfuzji, stąd szacowane tempo stygnięcia meteorytów różnych grup jest obarczone niepewnością rzędu 2-3×. Warto dla porównania przytoczyć oszacowania tempa stygnięcia dla innych typów meteorytów. Dla meteorytów żelazno-kamiennych pallasytów grupy głównej (PMG, pallasite main group) wynosi ono ~2-20^oC na milion lat, a dla mezosyderytów około 0,2-5^oC na milion lat.

Fot. 2. Typowe oktaedryty: gruboziarniste – (A) Baygorria (IAB complex, Og) i (B) Uruacu (IAB-MG, Og); średnioziarniste – (C) Henbury (IIIAB, Om), (D) Laguna Manantiales (IIIAB, Om), (E) Zacatecas (1969) (IIIAB, Om) i (F) Mundrabilla (IAB-ung, Om); drobnoziarniste – (G) Yarovoye (IIIAB, Of) i (H) Muonionalusta (IVA, Of). Doskonale widoczne figury Thomsona-Widmanstättena oraz ich zróżnicowane wielkości i formy.
Photo 2. An example of typical octahedrites: coarse – (A) Baygorria (IAB complex, Og) and (B) Uruacu (IAB-MG, Og); medium – (C) Henbury (IIIAB, Om), (D) Laguna Manantiales (IIIAB, Om), (E) Zacatecas (1969) (IIIAB, Om) and (F) Mundrabilla (IAB-ung, Om); fine – (G) Yarovoye (IIIAB, Of) and (H) Muonionalusta (IVA, Of). Evident Thomson-Widmanstätten patterns, with their various sizes and forms, are visible. © Woreczko

  Dla grupy meteorytów magmowych (definicja meteorytów magmowych patrz dalej) tempo chłodzenia jest całkowicie określone przez grubość płaszcza krzemianowego i regolitu na powierzchni, gdyż przewodnictwo cieplne metalu jest kilkadziesiąt razy większe od przewodnictwa skały krzemianowej. Oszacowane promienie ciał ma­cie­rzystych dla tych grup wahają się od kilku kilometrów dla szybko schło­dzo­nych ciał macierzystych grupy IVB, do około 100 km dla wolno stygnącej grupy IIAB.

  W oktaedrytach lamelki kamacytu się coraz węższe w miarę wzrostu zawartości niklu lub przy szybszym wychłodzeniu. Dla bogatych w nikiel ataksytów blaszki te są tak cienkie, że nie widać ich gołym okiem. Meteoryty żelazne o bardzo niskiej zawartości niklu (<~5,8% wag.) pozbawione są taenitu i składają się z dużych kryształów kamacytu (wielkości do kilkudziesięciu centymetrów), meteoryty takie nazywamy heksaedrytami. W tabeli 1 zestawiono główne własności strukturalne meteorytów żelaznych. Widać, że (tab. 1, patrz również rys. 1):

• większość heksaedrytów (HEX) i oktaedrytów bardzo gruboziarnistych (Ogg) to meteoryty grupy IIAB, odpowiednio nisko- (IIA) i wysokoniklowe (IIB) (tab. 2);

• większość oktaedrytów gruboziarnistych (Og) to meteoryty grupy IAB;

• w większości oktaedryty średnioziarniste (Om) to przedstawiciele grupy IIIAB;

• w większości oktaedryty drobnoziarniste (Of) to meteoryty grupy IVA;

• w większości oktaedryty bardzo drobnoziarniste (Off) i plessytowe (Opl) należą do grupy IIC;

• natomiast ataksyty (ATAX) to w większości meteoryty grupy IVB.

Taki podział meteorytów żelaznych oparty na ich strukturze generalnie nie różnicuje poszczególnych meteorytów ze względu na ich pochodzenie. Taka klasyfikacja nie daje nam precyzyjnej informacji o ciele macierzystym meteorytów żelaznych. Ale, co warto podkreślić, średnia zawartość niklu (bulk Ni content) i tempo stygnięcia (cooling rate) ciała macierzystego (parent body) są silnie skorelowane z szerokością belek kamacytu w oktaedrytach. Cecha ta pozwala jednak pośrednio wiele powiedzieć o warunkach w jakich formowały się poszczególne meteoryty (rys. 2 i 3).

Klasyfikacja – chemia: pierwiastki śladowe, minerały, struktura

Rys. 4. Para pierwiastków gal i german jest silnie skorelowana oraz ma silne wła­sności dyskryminujące. Na wykresie widać również, że dla grupy IIF galu jest ponad 10× mniej niż germanu, odwrotnie niż w grupie IVA, gdzie galu jest ponad 10× więcej niż germanu. Silnie są sepa­ro­wane grupy IIF, IIIF, IVA i IVB (patrz również rys. 17). Wykres ten ilustruje również początkową ideę podziału mete­ory­tów żela­znych na grupy ponu­me­rowane rzymskimi liczbami I-IV.
Fig. 4. Gallium vs. germanium diagram. The strong, positive correlation is visible. The diagram shows that the IIF group is charac­te­rised by ca. 10 higher gallium content than germanium. Opposite situation is connected with the group IVA. The groups IIF, IIIF, IVA and IVB are strongly separated (see fig. 17). This diagram illustrates the early idea of iron meteorites classification groups (numbered by the use of Roman numerals I-IV).

Współczesna klasyfikacja meteorytów żelaznych opiera się głównie na badaniu zawartości w nich pierwiastków śladowych (trace elements). Głównymi minerałami, z których składają się meteoryty żelazne są kamacyt i taenit, różniące się od siebie zawartością niklu. Samo oparcie klasyfikacji meteorytów żelaznych na średniej zawartości niklu daje tylko podział strukturalny na ataksyty, oktaedryty i heksaedryty (o czym wcześniej). Już w latach pięćdziesiątych XX wieku zaczęto mierzyć zawartość galu (Ga) i germanu (Ge) w meteorytach żelaznych i zauważono, że zawartość tych pierwiastków śladowych pozwala wyodrębnić pewne grupy meteorytów o podobnym składzie (Goldberg et al. 1951; Lovering et al. 1957). Zaobserwowana wówczas zmiana zawartości Ga i Ge dzieliła zbiór meteorytów na wyraźnie widoczne cztery odrębne skupiska (klastry, clusters). Tak powstałe grupy ponumerowano rzymskimi liczbami od I do IV w miarę zmniejszania się zawartości Ga i Ge (rys. 4). To oznaczenie I-IV przyjęło się w klasyfikacji meteorytów żelaznych choć nie ma ono związku z genezą poszczególnych grup. Na przykład grupy IVA i IVB nie są spokrewnione w swoim pochodzeniu, tak jak meteoryty grupy II nie „następują” po grupie I, a dwie grupy III – IIIE i IIIF są od siebie bardzo różne. Taka zaszłość historyczna – oryginalne oznaczenia Loveringa nadal są stosowane, co doskonale widać na przykładzie „zdegradowanych” grup IIIC i IIID i dołączenia ich do grupy IAB, pomimo ich niskiej zawartości Ga i Ge – uzasadniona nie­konsekwencja.

  Wyznaczając zawartość kolejnych pierwiastków śladowych: platyny (Pt), palladu (Pd), irydu (Ir), rodu (Rh), rutenu (Ru) oraz złota (Au), badacze zaczęli wyodrębniać kolejne grupy meteorytów żelaznych (Scott et al. 1975, 1976; Smales et al. 1967; Cobb 1967; Wasson et al. 1998; Wasson et al. 2009). Tak narodziła się współczesna chemiczna klasyfikacja meteorytów żelaznych. Początkowo wydzielono niemal 20 grup, ale w miarę kolejnych badań wiele z nich połączono i ostatecznie zredukowano ich liczbę do 14 odrębnych grup (wliczając nie­zgru­powane) (tab. 2). Z czasem schemat został ponownie rozszerzony przez dalszy podział, jak się okazało bardziej złożonej, grupy IAB (Wasson et al. 2002) (rys. 5).

W części zdefiniowanych grup wyróżnia się jeszcze meteoryty, których mineralogia jest różna od charakterystycznej dla danej grupy lub zawartość pierwiastków śladowych odbiega znacznie od wartości średnich w grupie,  zostały one sklasyfikowane jako anomalne (anom, -an, anomalous) (tab. 2).^[3] Pewniej części meteorytów żelaznych nie udało się zaklasyfikować do konkretnych grup i są one klasyfikowane jako żelazne niezgrupowane (Iron-ung, ungrouped). Jest wysoce prawdo­podobne, że wiele z nich tworzy nieznane i nie wyodrębnione/zidentyfikowane jeszcze grupy, ale zbyt mała liczba reprezentantów danego typu nie pozwala na zidentyfikowanie i zdefiniowanie nowego klastra, tzn. grupy (Scott et al. 1975). Zgodnie z przyjętym przez The Meteoritical Society kryterium, można zdefiniować nową grupę wówczas, gdy udaje się wyodrębnić co najmniej 5 meteorytów o podobnych cechach (patrz rozdział: Meteoryty anomalne i niezgrupowane).

Pierwiastki śladowe – czynniki dyskryminacyjne

Podstawową metodą wyznaczania koncentracji pierwiastków śladowych (trace elements) w meteorytach żelaznych jest technika neutronowej analizy aktywacyjnej (NAA, Neutron Activation Analysis). Polega ona na naświetlaniu próbki strumieniem neutronów w wyniku czego powstają w niej promieniotwórcze izotopy, których charakterystyczne promieniowanie jest rejestrowane i identyfikowane na podstawie porównania z wzorcem. Jest to bardzo czuła metoda pozwalająca wyznaczać zawartość pierwiastków występujących w stężeniach nawet ng/g (ppb, jeden na miliard, 10^–9). Istnieje kilka wariantów tej techniki stosowanych w analizach meteorytów żelaznych: INAA (instrumental NAA) oraz RNAA (radiochemical NAA). Metodę tę stosował pionier badań meteorytów żelaznych John T. Wasson.

  Obecnie coraz popularniejszą techniką wyznaczania zawartości pierwiastków śladowych jest spektrometria mas sprzężona z plazmą wzbudzaną indukcyjnie (ICP-MS, inductively coupled plasma mass spectrometry). Polega ona w uproszczeniu na doprowadzeniu próbki do stanu plazmy, a następnie do analizy jej składu z użyciem spektrometru mas. Ma ona też wiele wariantów aparaturowych. Metoda ta jest o kilka rzędów wielkości czulsza od techniki INAA, pozwala ona na na wykrywanie stężenia pierwiastków nawet w ilości jedna część na 10¹⁵ oraz umożliwia pomiar większej ilości różnych pierwiastków. Pomimo, że aparatura do analizy ICP-MS jest bardzo kosztowna, technika ta powoli wypiera INAA we współczesnych analizach meteorytów.

Główne pierwiastki budulcowe meteorytów żelaznych to (tab. 3): żelazo (Fe), nikiel (Ni) i kobalt (Co). Należą one do grupy pierwiastków syderofilnych (siderophile elements; potocznie pierwiastki „lubiące żelazo”, są to pierwiastki mające tendencję do koncentracji w stopie Fe-Ni). Drugą grupę stanowią pierwiastki chalkofilne (chalcophile elements; mające tendencję koncentracji w fazie siarczkowej), są to: siarka (S), gal (Ga), german (Ge), arsen (As), złoto (Au) i miedź (Cu).

  W dalszej części, poza chromem (Cr) i wolframem (W), które są pierwiastkami litofilnymi (lithophile elements; pierwiastki mające tendencję do koncentracji w fazie krzemianowej), pozostałe oznaczane pierwiastki śladowe również należą do grupy pierwiastków syderofilnych, są to: iryd (Ir), platyna (Pt), ren (Re), osm (Os), pallad (Pd), rod (Rh), ruten (Ru), molibden (Mo).^[4]

  Największy zakres stężeń w meteorytach żelaznych (tab. 3) występuje dla germanu i jego stężenie pomiędzy grupami meteorytów różni się o czynnik ~200000×! Natomiast zakres zawartości irydu w niektórych grupach jest prawie tak duży, jak dla wszystkich meteorytów żelaznych, a jego czynnik wynosi ~10000×. Na przykład na drugim końcu skali rozpiętości występuje kobalt w bardzo wąskim zakresie o czynniku równym 4×, ale wewnątrz grup ma on mały rozrzut zawartości rzędu ±15% wartości średniej (patrz Załączniki 2). Na potrzeby klasyfikacji nie oznacza się wszystkich pierwiastków śladowych. Głównymi pierwiastkami są nikiel, gal, german, iryd, złoto, wolfram i to one mają największą siłę dyskryminacyjną.

  Wykresy zawartości par pierwiastków śladowych w meteorytach żelaznych dostarczają wiele cennych informacji dotyczących ich pochodzenia (genezy). Para pierwiastków złoto (Au) i kobalt (Co) są dodatnio skorelowane (widać bardzo silną korelację wewnątrz grup pomiędzy tymi pierwiastkami) oraz mają prawie równoległe trendy dla większości grup. Własności dyskryminacyjne tych pierwiastków nie są bezpośrednio wykorzystywane do klasyfikacji meteorytów żelaznych, ale, np. silna dodatnia korelacja zawartości złota z innymi pierwiastkami czyni go ważnym wskaźnikiem przynależności do grup (rys. 6). Silne korelacje złota i kobaltu z niklem wewnątrz grup świadczą o genetycznej doniosłości klasyfikacji chemicznej. W dalszej części artykułu przy opisach poszczególnych grup meteorytów żelaznych zamieszczono wiele innych wykresów różnych par pierwiastków śladowych.

Rys. 7. Wykres pary nikiel i iryd. Widać silną ujemną korelację zawartości tych pierwiastków wewnątrz grup (niemal dla wszystkich). Oba te pierwiastki są waż­ny­mi wskaźnikami w klasyfikacji. Zwraca uwagę bardzo szeroki zakres wartości za­war­tości irydu w grupie IIAB, większy niż dla wszystkich pozostałych grup.
Fig. 7. Nickel vs. iridium diagram. Strong, negative correlation very well visible in almost all selected groups. Both the elements are important indicators for the classifi­ca­tion. An wide range of iridium content in the IIAB group is noted, which is higher than for all other groups.

  Nikiel i iryd są ujemnie skorelowane w każdej grupie (rys. 7). Natomiast para arsen i złoto (rys. 8) jest wyjątkowo silnie skorelowana również dla wszystkich meteorytów żelaznych. Na wykresie widać, że jest kilka meteorytów żelaznych niezgrupowanych (Iron-ung), które zapewne mają bardzo egzotyczną genezę? Dwa kluczowe w klasyfikacji pierwiastki, gal i german (rys. 4), są również silnie skorelowane, a ich wąskie zakresy wartości dla poszczególnych grup czynią je bardzo dobrymi wskaźnikami przynależności do danej grupy – mają bardzo dużą siłę dyskryminującą. To właśnie ta para pierwiastków posłużyła do początkowego wydzielenia klas I-IV przez Loveringa (Lovering et al. 1957).

  Wahania zawartości w obrębie grup dla prawie wszystkich pierwiastków są zgodne z trendami oczekiwanymi podczas krystalizacji frakcyjnej dużej objętości stopionego metalu, takiego jak rdzeń planetoidy, który jest dokładnie wymieszany przez konwekcję i wystarczająco duży, aby zapobiec homogenizacji ciała stałego przez dyfuzję. W grupach meteorytów żelaznych niemamgmowych (IAB i IIE) nie występuje już tak duże zróżnicowanie zawartości większości pierwiastków śladowych, ale to zagadnienie zostanie omówione przy opisie poszczególnych grup meteorytów żelaznych. Jak poszczególne pierwiastki śladowe pozwalają separować różne grupy widać na przykładzie dwóch grup meteorytów nie magmowych IAB i IIE (rys. 13). W dalszej części artykułu, opisując poszczególne grupy meteorytów żelaznych, zostaną podane własności dyskryminacyjne innych przykładowych par pierwiastków śladowych, które pozwalają „rozdzielić” grupy podobne pod względem składu pierwiastkowego. Przykładowo pary IIIAB i IIE oraz IIAB i IC dobrze separują się na wykresach par Ni-Ir, Ni-Au. Inne nakładające się na wykresie pary Ni-Ge grupy IIC i IID są dobrze rozseparowane dla pary Ni-Ga. Nachodzące grupy IIC i IB (tzn. IAB-sHH, IAB-sHL) są rozłączne na wykresach Ni-Ir i Ni-szerokość belek kamacytu.

Rys. 8. Wykres pary arsen i złoto. Para tych pierwiastków jest wyjątkowo silnie skorelowana wewnątrz wszystkich grup, ale również dla wszystkich meteorytów żelaznych. Na wykresie zamieszczono także wartości dla meteorytów żelaznych nie­zgru­powanych (Iron-ung). Widać, że kilka meteorytów niezgrupowanych ma wartości znacznie odbiegające od trendu, mogą tworzyć nową, różną w pochodzeniu grupę meteorytów żelaznych.
Fig. 8. Arsenic vs. gold diagram. These elements are strongly correlated within all selected groups as well as for all iron meteorites in total. The graph shows the values for ungrouped iron meteorites (Iron-ung). A few ungrouped meteorites have different position on the diagram, which may form a new, different in origin group of iron meteorites.

    Ponieważ głównym budulcem meteorytów żelaznych jest stop żelazo-nikiel, prowadzi to do dużo większej koncentracji pierwiastków syderofilnych w mete­ory­tach żelaznych w stosunku do standaryzowanego składu pierwotnej mgławicy słonecznej reprezentowanej przez średni skład chondrytów węglistych typu CI (carbonaceous chondrites, Ivuna type). Co oczywiste, ich zawartość w mete­ory­tach żelaznych jest również dużo większa niż w skorupie Ziemi, która jest ciałem zdyferencjonowanym, więc jej skorupa została zubożona w pierwiastki syderofilne. Stężenie niektórych pierwiastków syderofilnych w meteorytach żelaznych przewyższa o kilka rzędów wielkości ich stężenie w skorupie ziemskiej. Na przykład irydu i rutenu jest ponad milion razy więcej w meteorytach żelaznych niż w skorupie Ziemi!

Minerały meteorytów żelaznych – czynniki wskaźnikowe

Współczesna klasyfikacja meteorytów żelaznych bazuje na: zawartości pierwiastków śladowych i pobocznych (trace and minor elements) (tab. 3), strukturze (szerokości belek kamacytu, kamacite bandwidths) (tab. 1), tempie stygnięcia ciała macierzystego (cooling rates), czasie kosmicznej ekspozycji (cosmic ray exposure ages), cechach szokowych (shock features) oraz składzie mineralnym (tab. 4).

  1. Pierwiastki śladowe i poboczne pozwalają wyodrębnić główne grupy (tab. 3).

  2. Szerokość belek kamacytu w połączeniu z zawartością niklu pozwala oszacować tempo stygnięcia ciała macierzystego (tab. 1). Początkowe oszacowania tempa stygnięcia oparte na modelach wzrostu kamacytu dawały wyniki rzędu ułamka do kilkudziesięciu stopni na milion lat. Obecnie bardziej dokładne i wyrafinowane modele (np. symulacja wzrostu fosforków) powiększyły te wartości średnio kilkunastokrotnie, np. dla grupy IIIAB przyjmuje się obecnie tempo stygnięcia na ~60-300ºC/My.

  3. Minerałami „wskaźnikowymi” w klasyfikacji chemicznej są (tab. 4):

• siarczki: troilit, daubréelit i sfaleryt;

• fosforki: schreibersyt i jego odmiana rhabdyt;

• węgliki: cohenit i haxonit;

• pierwiastki rodzime: grafit;

• azotki: carlsbergit;

• krzemiany: oliwiny, pirokseny i plagioklazy;

• oraz chromit i fosforany (brianit, buchwaldyt, czochralskiit, moraskoit).

Głównymi minerałami budującymi meteoryty żelazne są kamacyt i taenit – stopy żelaza i niklu. Mniej liczne minerały odzwierciedlają zmniejszającą się rozpuszczalność fosforu, siarki, azotu i węgla w stopie Fe-Ni w miarę spadku jego temperatury. Minerały te występują w formie małych ziaren i wtrąceń, jak też w postaci masywnych makroskopowych struktur oraz inkluzji krzemianowych (tab. 4). Omówimy je po kolei.

  Minerały występujące w formie małych ziaren i wtrąceń są ważnymi wskaźnikami klasyfikacyjnymi. Ich powstanie wiązane jest z wychłodzonym już stopem Fe-Ni. Obecność fosforu manifestuje się występowaniem, prawie we wszystkich meteorytach żelaznych z wyjątkiem grupy IVA, ziaren schreibersytu (jego małe euhedralne kryształy są nazywane rhabdytem). Meteoryty bogate w węgiel z grup IAB, zawierają wtrącenia węglików i grafitu. Cohenit jest liczniejszy w meteorytach ubogich w nikiel, natomiast drugi występujący w meteorytach węglik haxonit ma tendencję do tworzenia się w meteorytach bogatszych w nikiel. Meteoryty IAB mają też często nodule grafitowe.^[5]

  Azotki tworzą się w grupach o stosunkowo niskiej zawartości niklu i dużej zawartości azotu, a mianowicie w grupach IAB, IIAB i IIIAB (stwierdzone też w grupach IC i IIIE). Główny azotek to carlsbergit tworzący ziarna o wielkości poniżej 30 mikrometrów. Drugim azotkiem stwierdzonym w kilku meteorytach jest rzadki roaldit tworzący kłosowate płytki o szerokości kilku mikrometrów i długości do kilku milimetrów.^[6]

  W wielu okazach meteorytów żelaznych obserwuje się ziarna miedzi rodzimej. Występują one w kamacycie jako małe submilimetrowe grudki.

  Siarka reprezentowana jest w postaci submilimetrowych ziaren troilitu, które powstały prawdopodobnie jaką wtrącenia w stanie stałym. Towarzyszą im wydzielenia daubréelitu.

Fot. 3. Nodule troilitowe w meteorycie Mont Dieu (IIE, Of).
Photo 3. Troilite nodules in the Mont Dieu meteorite (IIE, Of). © Woreczko

Masywne formy minerałów występujące w meteorytach żelaznych to przede wszystkim troilit, schreibersyt, cohenit i rzadziej grafit oraz chromit. Te trzy pierwsze tworzą często inkluzje o rozmiarach kilku centymetrów i naj­prawdo­podob­niej krystalizowały z ciekłego stopu w przeciwieństwie do mikroskopijnych ziaren. W meteorytach grupy IAB nodule troilitu osiągają rozmiary nawet kilku centy­metrów i zwykle zawierają grafit i krzemiany (fot. 3). Duże nodule troilitu są również powszechne w grupie IIIAB i IC. W meteorycie Cape York (IIIAB, Om) nodule troilitowe są wydłużone i mogą osiągać do 18 cm długości!

  Niemal cały schreibersyt wytrącał się w stałym stopie Fe-Ni, ale jego duże ziarna prawdopodobnie wykrystalizowały z ciekłego stopu. W grupie IIG obserwuje się olbrzymie formy schreibersytu w formie nieregularnych gruboziarnistych inkluzji (fot. 4), długich (do kilku centymetrów) lamelek oraz w formie mniejszych wtrąceń rhabdytu. Na przykład meteoryt Tombigbee River (IIG, HEX) zawiera 11% objętościowo ziaren schreibersytu o wielkości do kilku centymetrów, które prawdopodobnie są ze sobą połączone!

Fot. 4. Inkluzje schreibersytu i cohenitu w meteorycie Morasko (IAB-MG, Og). Widać również małe pola plessytowe.
Photo 4. Schreibersite and cohenite inclu­sions in the Morasko meteorite (IAB-MG, Og). Some small plessite areas are visible. © Woreczko

  Duże wytrącenia cohenitu często towarzyszą dużym ziarnom schreibersytu oraz tworzą otoczki nodul troilitowych (fot. 4).

  Chromit występuje w formie ultra cienkich zorientowanych belek w lamelkach taenitu, zwanych lamelami Reichenbacha, które krystalizowały w fazie stałej. Występują też duże lamele chromitu o długości do 8 cm w meteorycie Sikhote-Alin (IIAB, Ogg), ale one krystalizowały prawdopodobnie w ciekłym stopie.

  Duże nodule grafitu o średnicy do 10 cm występują w meteorytach grupy IAB. Najbardziej znane nodule grafitowe to te w meteorycie Canyon Diablo (IAB-MG, Og), mają one charakterystyczne pęknięcia wypełnione metalem (fot. 5 i 6). Zdarzają się w kamacycie małe ziarna kliftonitu (pseudomorf grafitu po kamacycie) o rozmiarach poniżej 1 mm i kształcie oktaedrycznym (lub sześciennym), które wytrąciły się w stałym stopie. Stwierdzono ich występowanie w meteorycie Campo del Cielo (IAB-MG, Og).

Fot. 5. Nodula grafitowa otoczona schrei­ber­sytem i cohenitem w meteorycie Nantan (IAB-MG, Om).
Photo 5. Graphite nodule surrounded by schreibersite and cohenite in the Nantan meteorite (IAB-MG, Om). © Woreczko

  W meteorytach żelaznych stwierdzono występowanie kilkunastu minerałów z gru­py fosforanów, m.in. buchwaldyt, brianit, graftonit oraz moraskoit i czochralskiit. Najwięcej fosforanów występuje w grupie IIIAB. Meteoryty nisko irydowe IIIAB zawierają głownie fosforany żelazowo-manganowe (graftonit), podczas gdy wysoko irydowe, które krystalizowały wcześniej, zawierają fosforany magnezowe (brianit). Meteoryty grup IAB i IIE zawierają fosforany bogate w wapń (chlorapatyt), których to nie stwierdzono w grupie IIIAB. Fosforan zawierający fluor – moraskoit – został znaleziony przez polskich naukowców w meteorycie Morasko (IAB-MG, Og) (Karwowski et al. 2015a).^[7] Jeszcze jeden fosforan został odkryty przez Polaków w meteorycie Morasko, to minerał czochralskiit występujący w no­du­lach krzemianowo-grafitowo-siarczkowych (Karwowski et al. 2015b). Buchwaldyt stwierdzono w nodulach troilitowych meteorytu Cape York (IIIAB, Om).

Krzemiany występujące w meteorytach żelaznych przed długi czas stanowiły zagadkę. Biorąc pod uwagę dużą różnicę gęstości pomiędzy krzemianami a stopem Fe-Ni, krzemiany powinny szybko wypłynąć na powierzchnię stopu, chyba że zostały uwięzione przez krystalizujący się metal w stanie stałym lub intensywne mieszanie. Krzemiany są bardzo powszechne w grupach IAB i IIE. Ale są też obfite w dwóch anomalnych meteorytach grupy IVA: Steinbach i São João Nepomuceno (fot. 7). Większość krzemianowych wtrąceń w meteorytach niemagmowych ma proporcje krzemianów podobne jak w chondrytach zwyczajnych – równe ilości oliwinu i piroksenu przy mniejszym udziale skaleni. W niektórych meteorytach zaobserwowano w krzemianowych klastach reliktowe chondry – w  Campo del Cielo (IAB-MG, Og) (fot. 8) oraz Netschaëvo (IIE, Om) i Mont Dieu (IIE, Of)^[8]. W grupach tych występują też wtrącenia krzemianowe o mineralogii niechondrytowej. Składają się na to klastry gabro, bazaltu i andezytu, które są bogate w skalenie oraz harzburgit i lherzolit, które są zubożone w skalenie i wzbogacone w oliwin i piroksen.

  W kilku meteorytach grupy IVA zaobserwowano płytki trydymitu i stiszowitu.

Fot. 6. Wygląd noduli grafitowej w mete­ory­cie Canyon Diablo (IAB-MG, Og). Grafit poprzetykany żyłkami stopu żelazo-nikiel (jasne pola). Photo 6. An example of graphite nodule from the Canyon Diablo meteorite (IAB-MG, Og). Intergrowns of graphite and iron-nickel alloy inclusions (bright fields). © Woreczko

Fot. 7. Bogaty w krzemiany meteoryt anomalny Steinbach (IVA-an). Photo 7. The silicate-rich anomalous meteorite Steinbach (IVA-an). © Woreczko

Fot. 8. Fazy krzemianowe w meteorycie Campo del Cielo (IAB-MG, Og). Photo 8. Silicates minerals in the Campo del Cielo meteorite (IAB-MG, Og). © Woreczko

Ciała macierzyste

Tak zdefiniowane 14 grup meteorytów żelaznych podzielono dodatkowo na dwa zbiory biorąc za kryterium podziału typy ich ciał macierzystych i w konsekwencji miejsce ich powstania (rys. 9).

• Wydzielono zbiór meteorytów żelaznych niemagmowych (non-magmatic iron meteorites) – IAB i IIE, które uformowały się na powierzchni lub w obszarach przypowierzchniowych ciał(a) macierzystych(ego), będącego planetoidą typu S (S-type asteroid) w wyniku zderzenia meteoroidu żelaznego ze zdyferencjonowanym ciałem o składzie krzemianowym lub w wyniku fragmentacji zderzeniowej i ponownym złożeniu ciała, które było już gorące i częściowo stopione. Zaliczane są one do klasy achondrytów prymitywnych. Obecnie termin „niemagmowe” jest uznawany za niewłaściwy. Początkowo sądzono, że ta grupa meteorytów powstała ze zmieszania (spiekania) stałych ziaren metalu i krzemianów powstałych w mgławicy słonecznej, stąd „niemagmowe”. Lepszym terminem byłoby „bogate w krzemiany”. Pomimo, że krzemiany występują też i w innych grupach meteorytów żelaznych magmowych, a w grupach niemagmowych IAB-sLH i IAB-sLM (stara grupa IIICD) krzemiany są rzadkie – termin niemagmowe pozostał.

• Oraz drugi zbiór meteorytów żelaznych magmowych (magmatic iron meteorites), które uformowały się w jądrach zdyferencjonowanych planetozymali, które zostały później rozbite. Określa się je też jako obiekty poddane krystalizacji frakcyjnej (fractionally crystallized). Obecnie ich ciała macierzyste utożsamiane są z planetoidami typu M (M-type asteroid).

Niezależnie grupy meteorytów dzieli się jeszcze na dwa inne zbiory. Pierwszy zbiór to te, których pierwotne planetozymale formowały się w rejonach wewnętrznych Układu Słonecznego (ozn. NC, inner Solar System) i drugi zbiór obejmujący takie które formowały się w rejonach zewnętrznych US (ozn. CC, outer Solar System). Podziału tego dokonano badając skład izotopowy molibdenu (Mo).^[9] Rozkład jego wartości pozwala wyróżnić dwie populacje (zbiory) meteorytów. Pierwsza populacja związana z chondrytami węglistymi (carbonaceous chondrites) oznaczana CC (carbonaceous) – to te uformowane w zewnętrznych rejonach Układu Słonecznego. Druga populacja (zbiór) związana jest z chondrytami zwyczajnymi i enstatytowymi (ordinary and enstatite chondrites) oznaczana NC (non-carbonaceous) – te uformowała się w wewnętrznych rejonach US. Prawdopodobnie podział tych populacji dokonał się za sprawą Jowisza na początku powstania US? (rys. 10) (Goldstein et al. 2009; Scott 2020; Spitzer et al. 2021; Tornabene et al. 2020).

• Populacja CC – IIC, IID, IIF, IIIF, IVB;

• populacja NC – IAB, IC, IIAB, IIE, IIG (?), IIIAB, IIIE, IVA;

• oraz ~65% meteorytów niezgrupowanych (Iron-ung) należy do populacji CC.

  Szacuje się, że meteoryty żelazne pochodzą z ponad 60 różnych ciał macierzystych. W tym dwie trzecie z nich zostało stopionych w stopniu wystarczającym do separacji metal-krzemiany. Ciała na których uformowały się meteoryty żelazne miały ponad 100 km średnicy, a wiele tych ciał mogło zostać rozbite zanim ostygły całkowicie (Scott 2020). Kiedyś sądzono, że chondryty powstały przed ciałami macierzystymi meteorytów zdyferncjonowanych (achondrytów), gdyż wydają się one bardziej prymitywne. Jednak pomiary wieku chondr dają czas ich powstania ok. 2-4 mln lat po uformowaniu się najbardziej pierwotnych struktur CAI (inkluzji wapniowo-glinowych). Natomiast oszacowany wiek formowania się stopionych jąder ciał macierzystych meteorytów żelaznych magmowych grupy NC wynosi od 0,3 do 1,8 mln lat po utworzeniu CAI, a dla meteorytów CC wynosi on 2,1-2,8 mln lat. Wynika z tego, że większość chondr uformowała się już po stopieniu ciał macierzystych meteorytów żelaznych. To w wyniku fal uderzeniowych tworzonych przez stopione planetozymale mogły powstać chondry z pyłu w dysku protoplanetarnym. W innym scenariuszu zderzenia stopionych planetozymali mogły rozpylać stopione krople krzemianów. Chondry nie powstały w pierwotnym dysku protoplanetarnym, ale są późniejsze!

  Grupy meteorytów żelaznych z populacji CC są zwykle bogatsze w nikiel i ogniotrwałe pierwiastki syderofilne, niż te z populacji NC. Ale podział ten nie jest ścisły. Co ciekawe grupy najliczniejsze, IAB, IIAB, IIIAB i IVA należą do populacji NC, natomiast większość mniej licznych grup i meteorytów niezgrupowanych należy do populacji CC (tab. 2). Niewykluczone, że ciała macierzyste populacji CC były mniejsze od ciał populacji NC (Scott 2020). Również pallasyty podzielono na bazie analiz izotopowych na populacje. I tak do populacji CC należą pallasyty grupy Eagle  Station (PES), a do populacji NC należy grupa główna pallasytów (PMG).

Trwają poszukiwania planetoid, które mogły być ciałami macierzystymi meteorytów żelaznych. W pasie planetoid dominują ciemne planetoidy typu C (C-type asteroids; stanowiące ~75% znanych planetoid) powiązane z chondrytami węglistymi. Druga liczna grupa jasnych planetoid typu S (S-type asteroids; ~17% znanych planetoid), jest wiązana z chondrytami zwyczajnymi. Najbardziej znana planetoida typu S to (6) Hebe wiązana z chondrytami zwyczajnymi typu H. Kolejna grupa planetoid to typ V (V-type asteroids; ~6% znanych planetoid), do której należy najbardziej znana planetoida (4) Westa, która ma metaliczne jądro i bazaltową powierzchnię. Jest ona ciałem macierzystym achondrytów z grupy HED (howardyty, eukryty i diogenity). Najbardziej prawdopodobnym źródłem meteorytów żelaznych są planetoidy typu M (M-type asteroids). Nie mają one widma typowego dla metalu, często w ich widmie obserwuje się sygnatury krzemianowe, a ich gęstość wynosi około połowy gęstości stopu Fe-Ni. Ale prawdopodobnie przypominają one porowate, luźne sterty metalowych fragmentów pokrytych i zanurzonych w krzemianowym regolicie. Największą znaną planetoidą typu M jest (16) Psyche, o wymiarach około 280×232×190 km. Może ona być też ciałem macierzystym mezosyderytów?

  W pasie planetoid dominują ciała chondrytowe. Pomimo wysiłków, nie udało się zidentyfikować wśród planetoid jednoznacznych kandydatów na ciała macierzyste meteorytów żelaznych. Jedyny znany metaliczny rdzeń znajduję się wewnątrz 4 Westy, ale nie był on źródłem meteorytów żelaznych. Prawdopodobnie meteoryty żelazne pochodzą z wielu małych planetoid typu M porozrzucanych po całym pasie głównym. Dopuszcza się też hipotezę, że metalowe fragmenty rozbitych dawno jąder skrywane są pod chondrytowymi płaszczami wielu planetoid typu C i S.

Grupy meteorytów żelaznych

W tej części artykułu opisano skład pierwiastkowy, skład mineralny i cechy charakterystyczne wszystkich 14 obecnie wyróżnianych grup meteorytów żelaznych. Podstawowe kryteria definiujące te grupy to zawartość w nich pierwiastków śladowych oraz stwierdzone w nich minerały (lub ich brak). Opis właściwości grup oparto na publikacjach: Choi et al. 1995; Goldstein et al. 2009; Grady et al. 2014; Scott et al. 1975; Scott 2020; Wasson et al. 2007.

  Opisy grup zostały dodatkowo zilustrowane wykresami zawartości pierwiastków śladowych. Na wykresach tych widać separację grup oraz siłę dyskryminacyjną poszczególnych pierwiastków (patrz Załącznik 2) oraz cechy które dostarczają wielu wskazówek dotyczących pochodzenia meteorytów żelaznych. Występujące rozkłady i korelacje pozwalają sprawdzać modele krystalizowania stopów w zależności od ich składu pierwiastkowego.

  Ze względu na występowanie meteorytów anomalnych w części grup, których właściwości odbiegają od tych przyjętych dla danej grupy – na potrzeby czytelności wykresów, nie włączono ich do zbiorów danych na wykresach (o meteorytach anomanych i niezgrupowanych w dalszej części artykułu). Przyjęło się, że na potrzeby klasyfikacji poszczególnych meteorytów oznacza się często tylko część pierwiastków śladowych (w literaturze i Meteoritical Bulletin Database rzadko podawane się zawartości wszystkich pierwiastków śladowych), stąd dla różnych zestawów par tych pierwiastków na ilustracjach, ich ilości (i rozkłady) mogą się różnić. Najczęściej wyznaczanymi pierwiastkami są: nikiel, gal, iryd, kobalt, arsen, platyna, wolfram, złoto; rzadziej: german, chrom, miedź i ren. Natomiast najmniej jest analiz zawierających wyniki dla: antymonu, osmu, palladu, rutenu, rodu i molibdenu (patrz Załącznik 2).

  Dane bazowe do sporządzenia ilustracji zawartych w artykule zaimportowano z bazy Koblitz MetBase oraz z najnowszych wpisów z Meteoritical Bulletin Database. Zostały one również uzupełnione danymi z publikacji:  Choi et al. 1995; Hilton et al. 2020; Kracher et al. 1980; Malvin et al. 1984; Scott et al. 1973; Tornabene et al. 2020; Wasson et al. 2006; Wasson et al. 2009; Worsham et al. 2016.

  Ze względu na niehomogeniczność materii meteorytów każdy pomiar zawartości pierwiastków śladowych jest obarczony pewnym błędem wynikającym z niemożliwej do zagwarantowania reprezentatywności próbki. Dla wielu meteorytów istnieją w literaturze wyniki różnych analiz, stąd baza danych, na podstawie której sporządzono wykresy do artykułu, zawiera często kilka wyników pomiarów dla danego meteorytu. W MBD zarejestrowanych jest ponad 1260^[10] różnych meteorytów żelaznych, ale baza zawartości pierwiastków śladowych wykorzystana w artykule obejmuje ponad 2480 wyników.

Klasa achondrytów prymitywnych: IAB i IIE – niemagmowych

Dwie grupy meteorytów żelaznych: IAB i IIE są obecnie zaliczane do klasy achondrytów prymitywnych (primitive achondrites). W klasie tej obok klanu winonaitów–IAB–IIE znajduje się jeszcze klan akapulkoitów–lodranitów oraz grupy ureilitów i brachinitów.

  Przyjmuje się, że meteoryty żelazne z tych dwóch grup uformowały się na powierzchni lub w warstwach przypowierzchniowych ciała macierzystego w metalicznych basenach (metallic pools), które powstały w wyniku stopienia wywołanego impaktem meteoroidu żelaznego na chłodne  zdyferencjonowane ciało o składzie krzemianowym lub w wyniku fragmentacji zderzeniowej i ponownym złożeniu ciała, które było już gorące i częściowo stopione. Są to tzw. meteoryty żelazne niemagmowe. Ciała macierzyste obu tych grup formowały się w rejonach wewnętrznych Układu Słonecznego i należą do populacji NC (patrz rozdział: Klasyfikacja - chemia...).

Grupa IAB

Grupa IAB – należy, obok grupy IIE, do klasy achondrytów prymitywnych, do klanu winonaitów–IAB–IIE – grupy mete­ory­tów żelaznych bogatych we frakcję krzemianową (silicate-bearing). Typu IAB są również metalowe klasty w winonaitach.

  Grupa IAB jest najliczniejszą grupą meteorytów żelaznych. Powstała ona z połączenia wyróżnianych początkowo grup IA i IB oraz z włączenia do niej grupy IIICD (pierwotnie IIIC i IIID) (rys. 11):

• grupa IA – bardzo homogeniczna; zawiera meteoryty o zawartości Ge powyżej 190 ppm i równocześnie małej zawartości Ni; obecnie meteoryty tej grupy włączono w skład podgrup IAB-MG i IAB-sLL;

• grupa IB – silnie zróżnicowana; zawiera meteoryty o zawartości Ge poniżej 190 ppm i większej zawartości Ni; obecnie meteoryty tej grupy włączono w skład podgrup IAB-sHH, IAB-sHL;

• grupa IIIC – o niskiej zawartości Ge i średniej zawartości Ni; obecnie to podgrupa IAB-sLM;

• grupa IIID – o bardzo niskiej zawartości Ge i wysokiej zawartości Ni; obecnie to podgrupa IAB-sLH.

  Podział ten ma swoje uzasadnienie przede wszystkim w składzie mineralnych i tempie stygnięcia (coolong rate) poszczególnych meteorytów tej grupy. Mimo, że mają one bardzo zróżnicowaną strukturę, od bardzo gruboziarnistych (Ogg) do bardzo drobnoziarnistych (Off), aż po bezstrukturowe ataksyty (ATAX), średnie tempo stygnięcia wynosi dla nich ok. kilkadziesiąt stopni ma milion lat.

  Meteoryty grupy IAB charakteryzują się wysoką zawartością arsenu (As) i złota (Au). Warto podkreślić, że zawartość obu tych pierwiastków jest bardzo silnie skorelowana dodatnio dla wszystkich grup meteorytów żelaznych! (patrz Załącznik 2 i rys. 8).

  Charakterystyczne dla tej grupy są liczne nodule troilitowe i grafitowe, kanciaste, nieregularne, duże inkluzje krzemianowe oraz występowanie węglików (cohenit, haxonit) (fot. 4). Liczne inkluzje krzemianowe ułatwiają wstępne rozpoznanie tej grupy. Duża część meteorytów tej grupy zawiera duże nodule troilitowo-grafitowe otoczone warstewkami schreibersytu i cohenitu. Grafit często towarzyszy troilitowi oraz tworzy też samodzielnie duże nodule  (fot. 5). Cohenit tworzy otoczki nodul troilitowych oraz występuje w formie grup milimetrowej wielkości „pęcherzyków” (makrowytrąceń, macroprecipitates) zorientowanych wzdłuż belek kamacytu. Jest to też bardzo charakterystyczna cecha meteorytów grupy IAB. W grupie IAB występują też bardzo licznie makroskopowe wytrącenia (macroprecipitates) schreibersytu (fosforek), a w grupie IA stwierdzono występowanie rhabdytu. W grupie IA zaobserwowano również występowanie daubréelitu (siarczek) i carlsbergitu (azotek). Stwierdzono w meteorytach grupy IAB występowanie chromitu (spinel), fosforanów (brianit, buchwaldyt, czochralskiit, moraskoit) i sfalerytu (siarczek).

  Kanciaste (angular) inkluzje krzemianowe mogą stanowić do 15% objętości meteorytu. Składają się one głównie z oliwinu (Fa_1-8), ortopiroksenu (Fs_4-9) i plagioklazu (Ab_76-87). Inkluzje te mają w przybliżeniu chondrytową mineralogię i są bardzo podobne, pod względem mineralogicznym i składu izotopowego tlenu (Δ¹⁷O i δ¹⁸O), do winonaitów. W okazach meteorytów bogatych w inkluzje krzemianowe ciągłość figur Thomsona-Widmanstättena rzadko przekracza odległość 15 mm, jest to prawdopodobnie spowodowane przerwaniem ciągłości wzrostu ziaren taenitu?

  Najnowsze oszacowania średniego tempa stygnięcia stopu Fe-Ni dla grupy IAB (jej bogatszych w nikiel członków) dają wartość 10-30^oC na milion lat. Skład izotopowy metalu meteorytów grupy IAB odpowiada składowi Ziemi, więc jej ciało macierzyste uformowało się w jej pobliżu (populacja NC).

Współcześnie meteoryty żelazne grupy IAB dzieli się na kilka podgrup, które mają bardzo zróżnicowaną zawartość pierwiastków śladowych i prawdopodobnie różne pochodzenie (różne ciała macierzyste).

  Jest to zbiór (kompleks, complex) składający się z podgrup (grouplets): IAB-MG, IAB-sHH, IAB-sHL, IAB-sLH, IAB-sLL, IAB-sLM oraz podgrupy IAB-ung (ungrouped). Podział ten i przyjęte oznaczenia literowe opierają się na średniej zawartości niklu (Ni) i złota (Au) (rys. 12):

• IAB-MG (main group) – grupa główna, najliczniejsza; niska zawartość niklu i złota (zbliżona do zawartości w podgrupie IAB-sLL); największa spośród wszystkich meteorytów żelaznych zawartość galu i germanu;

• IAB-sHH – high Au, high Ni; razem z podgrupą IAB-sHL mają odmienny skład izotopów molibdenu od pozostałych podgrup;

• IAB-sHL – high Au, low Ni;

• IAB-sLH – low Au, high Ni; pierwotnie IIID; razem z podgrupą IAB-sLM mają taki sam skład izotopowy molibdenu, jak podgrupy IAB-MG i IAB-sLL; meteoryty tej podgrupy mają najniższą zawartość galu i irydu;

• IAB-sLL – low Au, low Ni; druga pod względem liczebności podgrupa; meteoryty tej podgrupy mają jedną z naj­większych spośród wszystkich meteorytów żelaznych zawartość galu i germanu;

• IAB-sLM – low Au, medium Ni; pierwotnie IIIC;

• IAB-ung – niezgrupowne; w podgrupie tej wyodrębniono kilka par i trio (gruplets) podobnych meteorytów, które być może stanowią zalążki przyszłych nowych grup? (więcej o tych nie zatwierdzony jeszcze podgrupach w rozdziale o meteorytach anomalnych i niezgrupowanych);

• 

  Fot. 9. Bogaty w fazę krzemianową okta­edryt Maslyanino (IAB complex, Of).
  Photo 9. An example of the silicate-rich octahedrite Maslyanino meteorite (IAB complex, Of). © Woreczko

  do grupy IAB zalicza się także: podgrupę IAB complex (IAB cplx) – zbiór meteorytów, które nie zostały zaklasyfikowane do żadnej z podgrup;
  oraz IAB-an – meteoryty anomalne;
  również IAB? – nieokreślone;
  wyróżniamy jeszcze 2 anomalne meteoryty po jednym w podgrupach IAB-sHL-an i IAB-sLM-an.

Najbardziej znani przedstawiciele grupy IAB to meteoryty: Toluca (IAB-sLL, Og), Campo del Cielo (IAB-MG, Og), Odessa (IAB-MG, Og), Canyon Diablo (IAB-MG, Og) i Mundrabilla (IAB-ung, Om) (fot. 2, 6 i 8). Większość jej członków to oktaedryty grubo- i średnioziarniste (Og, Om, ale zdarzają się i inne oktaedryty, a nawet ataksyty; patrz tabela 1 oraz rys. 2). Jest bardzo prawdopodobne, że meteoryty tej grupy pochodzą z różnych ciał macierzystych i mają różną historię powstania.

  Oktaedryty gruboziarniste Morasko, Przełazy (Seeläsgen) i Tabarz były początkowo klasyfikowane jako IIICD, ale obecnie są w podgrupie IAB-MG i są uważane za sparowane (paired). Więcej patrz rozdział: Polskie meteoryty żelazne.

Grupa IIE

Grupa IIE należy do klasy achondrytów prymitywnych, podobnie jak grupa IAB, do klanu winonaitów–IAB–IIE – klanu meteorytów żelaznych bogatych we frakcję krzemianową (silicate-bearing). Meteoryty żelazne grupy IIE to oktaedryty o różnej grubości belek kamacytu (oktaedryty od  Og do Off) (rys. 1). Większość meteorytów grupy IIE zawiera liczne wtrącenia zrekrystalizowanych krzemianów.

  Grupa ta znajduje się na wykresach Ni-Ga i Ni-Ge w pobliży grupy IIIAB, ale zawartość Ga i Ge jest w nich wyższa. Natomiast zawartość Co w grupie IIE jest niższa niż w IIIAB (rys. 13). Odróżnia je również od grupy IIIAB obecność inkluzji krzemianowych w ilości do 5-10% objętości, choć są w tej grupie meteoryty bez obserwowanych inkluzji, ale są one klasyfikowane jako anomalne (IIE-an). Ogólnie w grupie tej występuje duża zmienność występowania krzemianów. Na wykresach zawartości pierwiastków śladowych grupa IIE leży poza obszarami podgrup innej niemagmowej grupy IAB (IAB-sXY) (rys. 13)!

  W okazach grupy IIE występuje troilit, ale nodul powyżej 1 cm nie stwierdzono. Występuje schreibersyt i rhabdyt. Inaczej niż w grupie IAB nie stwierdzano występowania w nich daubréelitu, brak również cohenitu, haxonitu, grafitu i carlsbergitu. Jeszcze jedna cecha różni meteoryty IIE od grupy IAB, stwierdzono w nich obecność rutylu (tlenek tytanu, TiO₂).

  Meteoryty tej grupy mają podobny skład mineralny i proporcje izotopów tlenu do chondrytów zwyczajnych grupy H, jednak minimalne przesunięcie średnich wartości Δ¹⁷O i δ¹⁸O dla chondrytów typu H i żelaza IIE, może sugerować, że pochodzą jednak z różnych ciał macierzystych (dla chondrytów H za ciało macierzyste przyjmowana jest typu S (6) Hebe) (Goldstein et al. 2009). W przeciwieństwie do większości meteorytów żelaznych uważa się, że typ IIE został wytopiony z chondrytowej (krzemianowej)  powierzchni macierzystej planetoidy w wyniku impaktów we wczesnej jej historii. Meteoryty tej grupy mają skład izotopowy i chemiczny zbliżony do chondrytów zwyczajnych, więc ich ciało macierzyste powstało zapewne w głównym pasie planetoid (populacja NC). Meteoryty tej grupy charakteryzują się stosunkowo wolnym tempem stygnięcia średnio ~6-10 stopni ma milion lat (~6-10ºC/My).

Najpopularniejsze meteoryty tej grupy to: Miles (IIE, Og) oraz anomalny Netschaëvo (IIE-an).

Klasa achondrytów, grupa meteorytów żelaznych – magmowych

W tej klasie wydzielono grupy meteorytów żelaznych pochodzących prawdopodobnie z jąder rozbitych zdyferencjonowanych planetozymali. Ciała macierzyste meteorytów żelaznych magmowych, powiązane zostały z planetoidami typu M (M-type asteroid), ponieważ mają podobne własności widmowe w zakresie widzialnym i bliskiej podczerwieni. Uważa się, że meteoryty żelazne magmowe to fragmenty jąder dużych zdyferencjonowanych ciał rozbitych w przeszłości w wyniku zderzeń. Planetoidy typu M stanowią tylko kilka procent wszystkich ciał w pasie planetoid. Najbardziej znane planetoidy typu M to (16) Psyche i (22) Kalliope, ta druga ma nawet naturalnego satelitę – Linus. Wyznaczone gęstości tych planetoid są mniejsze niż 4 g/cm³. Tak małą ich gęstość, przy założeniu, że są to planetoidy metaliczne, tłumaczy się faktem ich znacznej porowatości – są to luźne sterty (pile) metalowych fragmentów i krzemianowego gruzu (rubble) związanego słabymi siłami grawitacyjnymi.

Grupy „przysłoneczne”, populacja NC: IC, IIAB, IIIAB, IIIE, IVA

Zgrupowano w tym zbiorze dodatkowo grupy meteorytów żelaznych, które pochodzą z jąder rozbitych planetozymali uformowanych w rejonach wewnętrznych Układu Słonecznego (inner Solar System), w sąsiedztwie planet ziemskich, tzw. populacja NC (patrz rozdział: Klasyfikacja - chemia...).

Grupa IC

Grupa IC – grupa bardzo podobna w składzie mineralnym do grupy IAB. Ale okazy meteorytów tej grupy nie zawierają inkluzji krzemianowych! Natomiast zawierają one liczne nodule troilitowe oraz wrostki cohenitu, chromitu i schreibersytu (oraz rhabdyt), ale nie stwierdzono w nich występowania haxonitu. Zawierają grafit wyłącznie z rozkładu węglików. Zawierają mało niklu, ale, jak wskazuje rzymski numer I, zawierają dużo galu i germanu. W grupie tej nikiel jest dodatnio skorelowany z arsenem, złotem i fosforem, a ujemnie skorelowany z galem, irydem i wolframem. Większość meteorytów tej grupy na strukturę oktaedrytu gruboziarnistego (Og) (rys. 1). Oszacowane dla tej grupy tempo stygnięcia zawiera się w bardzo szerokim zakresie od 1 do 10000 stopni na milion lat (~1-10000ºC/My).

  Nie tylko brak w tej grupie inkluzji krzemianowych różni ją od grupy IAB. Różni je również zakres zawartości części pierwiastków śladowych. Grupa ta pokrywa się częściowo z grupą IIAB, ale zawartość irydu w grupie IC jest w dużo węższym zakresie. Dobrze widać separację grupy IC od grup IAB i IIAB na wykresie par Ni-Ge-Au (rys. 14).

Najpopularniejsze meteoryty tej grupy to  Bendegó (Og) i Mount Dooling (Og).

Grupa IIAB

Grupa IIAB – grupa ta powstała z połączenia dwóch wcześniej wyróżnianych grup IIA i IIB. Charakteryzują się one jedną z najniższych zawartości niklu spośród wszystkich meteorytów żelaznych,^[11] ale mają bardzo dużą zawartość galu i germanu w bardzo wąskim przedziale (rys. 4), przeciwnie niż zawarty w nich iryd występujący w zakresie niemal 4 rzędów wielkości (rys. 7)!^[12] Również w szerokim przedziale (3 rzędy wielkości) zawartości występuje pierwiastek ren (Re) (patrz Załącznik 2). Są to najczęściej heksaedryty (HEX) (grupa IIA) i oktaedryty bardzo gruboziarniste (Ogg) (grupa IIB) (rys. 1).^[13] W grupie tej znajduje się również ubogi w nikiel ataksyt (Ni-poor) Siratik. Zawartość pierwiastków śladowych sugeruje, że meteoryty grupy IIAB uformowały się z jądra zdyferencjonowanej planetoidy typu C rozbijanej w wielokrotnych zderzeniach. Średnie tempo stygnięcia wyznaczone z modeli wynosi dla tej grupy ~6-12 stopień ma milion lat (~6-12ºC/My).

  Wielu członków grupy IIA to klasyczne „pojedyncze kryształy” kamacytu z widocznymi liniami Neumanna  (fot. 1) i euhedralnymi (dobrze wykształconymi, własnopostaciowymi kryształami, których wzrost nie był zakłócony przez inne kryształy) kryształami rhabdytu. Nodule siarczkowe są dość rzadkie i nigdy nie większe niż kilka milimetrów średnicy.  W grupie IIA nodule i ziarna daubréelitu są wszechobecne. Obfitość w nich fosforków (schreibersyt) rośnie ze wzrostem zawartości niklu w grupie IIA i bardzo zauważalnie w IIB, tak, że w wysoko niklowych okazach obserwuje się centymetrowej wielkości „hieroglificzne wzory” schreibersytu. Cohenit i dwukrotnie obfitszy haxonit występują w nich w formie małych wytrąceń, które często rozpadły się do grafitu i nisko niklowego kamacytu. Ogólnie grafit w nich pochodzi wyłącznie z rozpadu węglików. Ziarna carlsbergitu są rzadkie. W okazach Coahuila (dawniej IIA, HEX) i Hex River Mountains (dawniej IIA, HEX) zaobserwowano ziarna kosmochloru (dawniej ureyit, NaCr[Si₂O₆]) w towarzystwie daubréelitu (Scott et al. 1975; Wasson et al. 2009).

  Nie zaobserwowano w nich inkluzji krzemianowych, ale w okazach meteorytów Sikhote-Alin* i Sierra Gorda zdarzają się małe wtrącenia krzemianowe (Wasson et al. 2007).

Najbardziej znani przedstawiciele tej grupy to spadki: Sikhote-Alin (IIB-an, obecnie IIAB, Ogg), Boguslavka (dawniej IIA, HEX) (fot. 1) i Braunau (dawniej IIA, HEX) oraz znaleziska Agoudal (HEX), Veevers (dawniej IIB, Ogg) i North Chile (dawniej IIA, HEX).

Grupa IIIAB

Grupa IIIAB – początkowo wyróżniano dwie grupy IIIA i IIIB, ale struktura i skład pierwiastkowy wskazują na ich wspólne pochodzenie z różnych części jądra tego samego ciała macierzystego. Meteoryty z grupy IIIA to najczęściej oktaedryty średnioziarniste (Om) i gruboziarniste (Og), natomiast z grupy IIIB to wyłącznie oktaedryty średnioziarniste (Om) (w grupie tej znajdują się również meteoryt Yarovoye który jest Of (fot. 1), a meteoryt Juromenha z tej grupy to ataksyt). Ciekawostką jest fakt, że grubość belek kamacytu dla grupy IIIB rośnie, a dla grupy IIIA maleje, wraz ze wzrostem zawartości niklu (rys. 1)! Również charakterystyczna dla grupy IIIAB jest nietypowa korelacja par pierwiastków śladowych. Dla większości grup jest ona „prostoliniowa”, ale dla IIIAB widać wyraźnie dwa „prostoliniowe trendy” korelacji! Szczególnie jest to widoczne dla par Ni-Ga i Ir-Au. Także na wykresie zawartości irydu i złota widać lokalne „deficyty” meteorytów o zawartości niklu 7,5-8% (rys. 15).

  Wiele meteorytów grupy IIIAB zawiera duże nodule troilitowe i grafitowe (obserwowane na przykład w okazach meteorytów Cape York, Willamette oraz El Sampal), natomiast inkluzje krzemianowe są w nich bardzo, bardzo rzadkie. Współczesne badania łączyły grupę IIIAB z pallasytami grupy głównej (pallasite main group, PMG) bogatymi w krzemiany, jako pochodzącymi z jednego ciała macierzystego rozbitego podczas pojedynczego zderzenia – IIIAB pochodziłyby z jądra, a pallasyty PMG z granicy pomiędzy jądrem i płaszczem (mantle boundary). Ale obliczone średnie tempo stygnięcia (cooling rate) dla grupy IIIAB wynoszące ~20-350 stopni na milion lat (~20-350ºC/My) stoi w sprzeczności do szacowanego tempa dla PMG wynoszącego 2,5-18ºC/My. Jądro (core) ewentualnej wspólnej planetozymali nie mogło stygnąć szybciej od granicy jądra i płaszcza. Trzeba jednak pamiętać, że przyjęte wartości tempa stygnięcia wyliczone różnymi metodami dają bardzo rozbieżne wyniki! Hipoteza wspólnego pochodzenia IIIAB i PMG ma jednak silny argument za, gdyż średnie wartości izotopów tlenu (Δ¹⁷O i δ¹⁸O) obu grup IIIAB i PMG, są bardzo zbliżone – pallasyty PMG izotopowo są niemal nie do odróżnienia od żelazna IIIAB. Warto wspomnieć, że również podobne wartości izotopów tlenu łączą ze sobą mezosyderyty i achondryty grupy HED (Goldstein et al. 2009; Scott 2020).

  Troilit i jego nodule są liczniejsze w IIIB niż w IIIA (ale nie mają one w ogólności więcej niż 1 cm), podobnie jest ze schreibersytem (w IIIA stwierdzono jeszcze rhabdyt). Natomiast odwrotnie jest z daubréelitem, jest on liczniejszy w IIIA niż w IIIB. W IIIA stwierdzono występowanie cohenitu, grafitu i carlsbergitu, których nie ma w IIIB. W całej grupie nie występuje haxonit. W meteorytach tych obserwuje się tzw. lamele Reichenbacha (Reichenbach lamellae) – są to wydłużone inkluzje składające się głównie z troilitu domieszkowanego daubréelitem i rzadkimi ziarnami grafitu i krzemianów. Schreibersyt występuje w postaci lamelek Breziny (to wielocentymetrowe listwy schreibersytu) oraz jako otoczki nodul troilitowych. W okazach grupy IIIAB powszechne są linie Neumanna (deformacje kryształów kamacytu), które powstawały podczas licznych zderzeń jakim musiało ulegać ciało macierzyste meteorytu. Podczas zderzeń przy ciśnieniach >13 GPa kamacyt przekształca się w zwartą gęsto upakowaną sześciokątną fazę ε-żelaza (epsilon-iron, hexaferrum; hpc, hexagonal close-packed). Po spadku ciśnienia kamacyt wraca do formy bcc (body-centered cubic). Ponieważ sieć została zniekształcona, więc po wytrawieniu na powierzchnie kamacytu występuje charakterystyczny wzór linii Neumanna widoczny w świetle odbitym (fot. 1). Grupy linii tworzą ze sobą kąt 120^o (Scott et al. 1975; Malvin et al. 1984; Scott 2020).

Jest to druga pod względem liczebności po IAB grupa meteorytów żelaznych. Do grupy tej należą największe z meteorytów: Cape York (dawniej IIIA), Chupaderos (dawniej IIIB), Morito (dawniej IIIA), Willamette (dawniej IIIA) oraz meteoryty kraterotwórcze: Boxhole (dawniej IIIA), Henbury (dawniej IIIA), Wabar (dawniej IIIA) i Wolf Creek (dawniej IIIB).

  Najpopularniejsze meteoryty grupy IIIAB to: Boxhole, El Sampal (dawniej IIIB), Henbury (fot. 1), Yarovoye  oraz polskie Schwetz (Świecie) (dawniej IIIA) i niedawno znaleziony i sklasyfikowany Tartak (fot. 15). Znany spadek tego typu to Juromenha (dawniej IIIA).

Grupa IIIE

Rys. 16. Grupa IIIE została wydzielona z grupy IIIAB. Zawiera ona średnio mniej galu i germanu niż grupa IIIAB (patrz Załącznik 2). Malvin (Malvin i in. 1984) twierdzi, że grupa ta wyróżnia się za­war­to­ścią miedzi, przeczy temu za­mieszczo­ny wykres par Co-Cr-Cu. Większą siłę dys­kry­mi­na­cji daje para Co-Cr.
Fig. 16. The group IIIE was selected from the group IIIAB. It contains less gallium and germanium than the group IIIAB (see Appendix 2). Malvin et ai. (1984) claims that this group is distinguished by the copper content. In is not confirmed on the diagrams Co-Cu and Cr-Cu pairs. The Co-Cr diagram is characterised greater power of discrimination.

Grupa IIIE – jest to mała grupa wydzielona z grupy IIIAB i na wykresach par pierwiastków śladowych „leży” bardzo blisko tej grupy. Malvin et al. (1984) zwraca uwagę, że para pierwiastków nikiel-miedź dobrze separuje grupy IIIAB i IIIE, ale przeczy temu ilustracja (rys. 16). Większą siłę różnicowania mają kobalt i chrom. Przedstawiciele tej grupy to oktaedryty gruboziarniste (Og) (rys. 1), ale należący do niej anomalny Aletai jest typu Om (fot. 11).

  Członkowie tej grupy zawierają dużo węglików w postaci haxonitu. Powszechny jest w nich troilit, carlsbergit, daubréelit i schreibersyt (i rhabdyt). Nie zawierają nodul troilitowych tylko małe wtrącenia troilitu. Zawierają grafit pochodzący wyłącznie z rozkładu węglików. Brak w nich cohenitu i inkluzji krzemianowych (Scott et al. 1975; Malvin et al. 1984).

Najpopularniejszym przedstawicielem tej małej grupy są chińskie olbrzymy Aletai typu IIIE-an (fot. 11) (wspólna nazwa dla sparowanych okazów: Armanty, Akebulake, Wuxilike, Ulasitai, Xinjiang (b); część z nich była wcześniej klasy­fi­ko­wana jako IIIAB). Dużo meteorytów typu IIIE to wielkie bryły!

Grupa IVA

Rys. 17. Ilustracja niskiej zawartości niklu w meteorytach grupy IID i najwyższej jego zawartość dla grupy IVB, która ma również najniższą za­war­tość galu. Zwraca uwagę duża liczba meteorytów niezgrupowanych (IAB-ung i Iron-ung), dla których za­war­tości niklu i galu znacznie odbiegają od średnich w grupach (patrz również rysunki 20 i 21).
Fig. 17. Illustration of the low nickel content in the group IID meteorites and the highest nickel content for group IVB also has the lowest gallium content. There are many ungrouped meteorites (IAB-ung and Iron-ung) for which nickel and gallium contents differ significantly from the group averages (see figures 20 and 21).

Grupa IVA – grupa o najniższej wśród meteorytów żelaznych zawartości kobaltu (Co) oraz bardzo niskiej zawartości germanu i galu (rys. 6). Zawartość niklu rzadko przekracza w nich 10% (100 ppm) (rys. 17). Wszystkie meteoryty tej grupy to oktaedryty drobnoziarniste (Of).^[14] Na wykresach Ni-Ga i Ni-Ge grupa jest silnie izolowana i bardzo zwarta – wartości dla Ga i Ge są w wąskim przedziale. Zawartość galu jest w grupie IVA kilkanaście razy większa od zawartości germanu! (rys. 4) (odwrotnie niż w grupie IIF, gdzie przeważa german).

  Charakterystyczny dla tej grupy jest nieznaczny wzrost szerokości belek kamacytu wraz ze wzrostem zawartości niklu (rys. 1), takiej dodatniej korelacji nie obserwuje się dla innych grup, gdzie korelacja jest ujemna! Może to sugerować, że grupa IVA składa się z dwóch podgrup pochodzących z różnych ciał macierzystych?! Na poparcie tej tezy świadczą obserwacje pewnych luk (gap) w zawartościach niklu i irydu, które mogą sugerować istnienie dwóch podgrup (rys. 15). Również modelowanie formowania się struktur Thomsona-Widmanstättena dla grupy IVA wskazują na lukę w tempie stygnięcia ciała macierzystego. Badacze skłaniają się jednak ku twierdzeniu, że sugerowany podział na dwie podgrupy to artefakt i wynika z mało reprezentatywnej liczby próbek oraz z subiektywnego i niejednoznacznego pomiaru szerokości belek kamacytu.^[15] Zagadnienie otwarte. Obliczone średnie tempo stygnięcia ciała macierzystego (stopu Fe-Ni) dla tej grupy wynosi ~100-6600 stopni ma milion lat (~100-6600ºC/My). Wartość najniższe dotyczą meteorytów z grupy IVA o dużej zawartości niklu, wartości najwyższe dotyczą meteorytów tej grupy o najniższej zawartości niklu.^[16] Tak duże tempo stygnięcia znajduje również swoje odzwierciedlenia w morfologii pól plessytu obserwowanych w okazach z tej grupy. Zbliżone wartości izotopów tlenu (Δ¹⁷O i δ¹⁸O) dla meteorytów grupy IVA i chondrytów zwyczajnych typu L i LL, sugerowały ich wspólne pochodzenie. Ale obecnie hipoteza ta jest odrzucana, gdyż wydaje się mało prawdopodobne by żelazo i chondryty pochodziły z tego samego ciała, które dla pierwszych było całkowicie stopione, a te drugie nie uległy znacznemu stopieniu (Scott 2020).

  W składzie meteorytów grupy IVA całkowicie brak cohenitu, haxonitu, grafitu i carlsbergitu. Bardzo rzadko obserwuje się małe inkluzje krzemianów. Schreibersyt jest rzadki, a w nisko niklowych członkach grupy nieobecny. Natomiast minerał daubréelit jest bardzo obfity, i dla nisko niklowych członków, jest najczęściej liczniejszy niż troilit. Sam troilit jest popularny oraz występuje w formie nodul (Scott et al. 1975).

  Opisując skład mineralny członków tej grupy trzeba pamiętać, że należą do niej również nietypowe, anomalne meteoryty Steinbach* i São João Nepomuceno, które swym składem i budową przysparzają tylko „kłopotów” naukowcom! Zawierają one tak dużo krzemianów, iż należałoby je właściwie klasyfikować jako żelazno-kamienne. Jednak skład chemiczny i tekstura ich metalowych części oraz wyznaczone tempo chłodzenia ściśle odpowiadają cechom grupy IVA. Ich frakcja metaliczna ma wyraźną strukturę oktaedrytu, ale ich wtrącenia krzemianowe są zagadką. Chociaż skład izotopowy tlenu w krzemianowej fazie przypomina ten dla chondrytów zwyczajnych typu L i LL, jednak jej mineralogia jest całkowicie niechondrytowa.

  W meteorycie Gibeon zaobserwowano płytki polimorficznej odmiany kwarcu trydymitu, a meteoryt Muonionalusta zawiera płytki minerału wysokociśnieniowego stiszowitu, który prawdopodobnie pierwotnie był trydymitem. W okazach grupy IVA powszechne są linie Neumanna (Scott 2020).

Grupa jest liczna, zajmuje czwarte miejsce pod względem liczebności po grupach IAB, IIAB i IIIAB. Najbardziej znane meteoryty tej grupy to: Gibeon, Muonionalusta, Gan Gan, Zaragoza (IVA-an) (fot. 1) oraz nieudokumentowany Kaposfüred (patrz Wiki.Meteoritica.pl). Większość okazów meteorytów z tej grupy ma też bardzo ładny wzór figur Thomsona-Widmanstättena. Do grupy tej należy też już wspomniany wyjątkowej urody anomalny Steinbach* (IVA-an) (fot. 7).

Grupy „odsłoneczne”, populacja CC: IIC, IID, IIF, IIG, IIIF, IVB

Zgrupowano dodatkowo grupy meteorytów żelaznych, które pochodzą z jąder rozbitych planetozymali uformowanych w rejonach zewnętrznych Układu Słonecznego (outer Solar System), poza orbitą Jowisza, tzw. populacja CC (patrz rozdział: Klasyfikacja - chemia...).

Grupa IIC

Grupa IIC – meteoryty tej grupy to oktaedryty plessytowe (Opl, symbol wprowadzony przez V.F. Buchwalda). Na wytrawionych kwasem przekrojach meteorytów tej grupy nie widać gołym okiem figur Thomsona-Widmanstättena, gdyż są one bardzo drobne, szerokość belek kamacytu jest poniżej 0,1 mm (rys. 1). Powierzchnie te przypominają trochę przekroje znanego meteorytu Taza (Iron-ung) (fot. 2) lub niektórych ataksytów (np. Dronino, fot. 1).

  Grupa jest bardzo homogeniczna, pierwiastki śladowe Ni, Ga, Ge, Ir i Au występują w wąskich przedziałach (Ni 9,3-11,5%, Ga 37-39 ppm, Ge 88-114 ppm, Ir 4-11 ppm, Au 600-1400 ppb). Grupa charakteryzuje się wysoką zawartością miedzi (patrz Załącznik 2).^[17]  Meteoryty tej grupy charakteryzują się bardzo szybkim tempem stygnięcia ciała macierzystego średnio ok. 100-250 stopni ma milion lat (100-250ºC/My).

  Schreibersyt jest wszechobecny w matriks tych meteorytów, natomiast w wysoko niklowym meteorycie Wiley stwierdzono również występowanie fosforanów: graftonitu i sarkopsydu (tab. 4). (Ciekawostka: sarkopsyd został odkryty i po raz pierwszy opisany w Polsce w pegmatytach Michałkowej koło Wałbrzycha).

  W meteorytach grupy IIC nie stwierdzono występowania cohenitu i haxonitu oraz grafitu i carlsbergitu. Nie występują inkluzje krzemianowe. Występuje troilit (nodule), stwierdzono też daubréelit (Scott et al. 1975; Tornabene et al. 2020).

Jest to mało liczna grupa, w kwietniu 2021 roku było w MBD tylko 8 meteorytów tej grupy. Przykładowe meteoryty grupy IIC to: Wiley z USA, Ballinoo z Australii i Darinskoe z Kazachstanu.

Grupa IID

Grupa IID – okazy meteorytów tej grupy to oktaedryty średnio- i drobnoziarniste (Om i Of) (z wyjątkiem anomalnego ataksytu Arltunga (IID-an)). Meteoryty w tej grupie mają jedną z największych zawartości galu spośród wszystkich meteorytów żelaznych, jego średnia wartość wynosi ok. 75 μg/g i ustępują tylko meteorytom typu IA (rys. 4 oraz Załącznik 2). Tempo stygnięcia ich ciał macierzystych wynosiło zaledwie ok. 1-2 stopnie na milion lat (1-2ºC/My).

  Schreibersyt jest w nich popularny, jego obfitość rośnie ze wzrostem zawartości niklu. Zawartość troilitu jest podobna do zawartości w grupie IIC, ale jest mniejsza niż w grupie IIIAB. Nodule troilitowe większe niż 1 cm są rzadkie. Brak cohenitu, ale występuje haxonit w polach plessytowych. Tylko jeden meteoryt tej grupy, Elbogen zawiera grafit, ale występowanie martensytowych obszarów w innych meteorytach grupy IID sugeruje, że grafit jest dość popularny w tej grupie. Stwierdzono małe ziarna krystobalitu w meteorycie Carbo, jako małe 0,5 mm zielone szkliste krople w jego nodulach troilitowych. Nie zaobserwowano występowania carlsbergitu, natomiast inkluzje krzemianowe są bardzo rzadkie. W grupie są tylko trzy^[18] meteoryty anomalne: Arltunga (ATAX), Los Vientos 189 (Om, polskie znalezisko!) i NEA 002 (Of). W meteorycie Arltunga (ATAX) belki kamacytu są bardzo wąskie, ~0,005 mm, 100 razy mniejsze niż w oktaedrytach drobnoziarnistych, ale pierwiastki śladowe lokują go w obszarze nisko-niklowych IID (Scott et al. 1975; Wasson et al. 2006)!

  W 1808 roku podczas trawienia dwóch meteorytów z tej właśnie grupy – Hraschiny i Elbogen – austriacki drukarz i naukowiec Count Alois von Beckh Widmanstätten zaobserwował po raz pierwszy słynne figury.

Najpopularniejsze meteoryty tej grupy to: Elbogen* (Om), Hraschina* (Om), Arltunga (IID-an, ATAX), Carbo (Om) oraz Alt Bela (Om). O meteorytach grupy IID patrz też Wiki.Meteoritic.pl.

  Bardzo ciekawą budowę (układ kryształów kamacytu i taenitu) ma przedstawiciel tej rzadkiej grupy, meteoryt Rodeo!

Grupa IIF

Rys. 18. Wysoka zawartość kobaltu i miedzi w meteorytach grupy IIF. Oraz bardzo niska zawartość miedzi dla grupy IVB (brak danych dla grupy IIC oraz mała ich ilość dla IIIF).
Fig. 18. Diagram presents high cobalt and copper content in the group IIF of iron meteorites, with visible a very low copper content for the group IVB (lack data for the IIC group; a small amount of data points for the IIIF group).

Grupa IIF – grupa ta wyróżnia się na wykresie Ga-Ge niestandardowym stosunkiem galu do germany – galu jest ponad 10× mniej niż germanu! (rys. 4)^[19] Drugą charakterystyczną cechą okazów meteorytów IIF jest wysoka zawartość kobaltu (Co) i ustępuje w tym tylko grupie IVB. Również zawartość miedzi (Cu) jest nieznacznie wyższa od typowej (rys. 18). Z wyjątkiem meteorytu Balambala, który jest ataksytem (patrz przypisy w tabeli 1), pozostałe meteoryty tej grupy to oktaedryty plessytowe (Opl) (podobnie jak w grupie IIC) (rys. 1).

  Nietypowo duża wartość stosunku Ga/Ge w grupie IIF jest bardzo zbliżona do wartości zmierzonej dla metalu w pallasytach podgrupy Eagle Station (PES, pallasites Eagle Station; grupa liczy 5 członków). Ten fakt oraz występowanie podobnych zestawów pierwiastków syderofilnych w obu grupach zaowocował hipotezą, że obie grupy meteorytów uformowały się na podobnych chemicznie ciałach macierzystych (Kracher et al. 1980). Na poparcie tezy, że było to to samo ciało przemawia jeszcze wyznaczone tempo stygnięcia ciał macierzystych wynoszące dla IIF ok. 1-70 stopni na milion lat (1-70ºC/My), a dla PES średnio 15ºC/My. Zagadnienie jest otwarte i badania trwają (Scott et al. 1975; Hilton et al. 2020; Kracher et al. 1980).

Grupa IIF jest mało liczna. Składa się na nią tylko 7 meteorytów.^[20] Wśród nich jest jeden spadek, to Repeev Khutor spadek z 1933 roku w Rosji. Wspomniany Balambala (co za nazwa!) jedyny ataksyt w tej grupie o średniej szerokości belek kamacytu ~0,05 mm został prawdopodobnie źle oznaczony, gdyż pozostałe meteoryty tej grupy mają podobne grubości belek i zostały sklasyfikowane jako oktaedryty plessytowe (Opl) (patrz przypisy w tabela 1)?

Grupa IIG

Rys. 19. Najniższa ze wszystkich grup zawartość niklu i wolframu w meteorytach grupy IIG (patrz również Załącznik 2). Część podgrup grupy IAB („IAB-sXY”) ma niższe zawartości wolframu (brak danych dla grupy IIIF).
Fig. 19. The lowest nickel and tungsten content for data from subgroups in the IIG group meteorites (see Appendix 2). Some of the subgroups of the IAB group (“IAB-sXY”) have slightly lower tungsten content (lack data for the IIIF group).

Grupa IIG – na podobieństwo składu trzech nietypowych meteorytów: Bellsbank, La Primitiva i Tombigbee River pierwszy zwrócił uwagę John T. Wasson (Wasson et al. 1967).  Wstępnie zaproponowano dla tej podgrupy heksaedrytów nazwę „Ballsbang Trio”. Z czasem zidentyfikowano kolejne meteoryty podobne do tego trio: Auburn, Guanaco i Twannberg. Zgodnie z wytycznymi The Meteoritical Society, potrzeba co najmniej pięciu meteorytów do utworzenia nowej grupy. Rozszerzone trio spełniło te warunki i zaproponowano utworzenie grupy IIG. Rzymskie II oznacza, że zawartość Ga i Ge jest w tych meteorytach stosunkowo wysoka (rys. 4).

  Wszystkie meteoryty tej grupy są heksaedrytami (HEX) i zawierają bardzo mało niklu i wolframu, najmniej ze wszystkich grup (rys. 19 oraz Załącznik 2).^[21]  Składają się wyłącznie z kamacytu. Charakteryzują się bardzo dużą zawartością schreibersytu, który stanowi nawet do kilku procent objętości meteorytu. Na polerowanych przekrojach okazów z grupy IIG schreibersyt wy­stę­pu­je w formie nieregularnych gruboziarnistych inkluzji, długich (do kilku centymetrów) lamelek oraz w formie małych wtrąceń rhabdytu (do 10 μm długości). Tak duża zawartość schreibersytu skutkuje największą zawartością fosforu (P) (bulk composition) spośród wszystkich grup meteorytów żelaznych. Również bardzo mała koncentracja siarki (S) w IIG jest charakterystyczna i najmniejsza spośród innych grup meteorytów.

  Już we wcześniejszych badaniach zwracano uwagę na podobieństwo składu meteorytów grupy IIG i grupy IIAB. Niewielkie przesuniecie tych grup na wykresach wiązano z hipotezą, że powstały one na różnych ciałach macierzystych. Obecnie dopuszcza się hipotezę, że powstały one na jednym ciele, ale fizyczna separacja pierwotnych stopów, spowodowała oddzielenie części stopu i uformowanie się mieszaniny schreibersytu i żelaza o składzie meteorytów grupy IIG, podczas gdy główna masa stopu wykrystalizowała w meteoryty IIAB (Scott et al. 1975; Wasson et al. 1967; Wasson et al. 2009).

Najbardziej znanym przedstawicielem tej grupy jest szwajcarskie znalezisko z 1984 roku meteoryt Twannberg.

Grupa IIIF

Grupa IIIF – bardzo mało liczna grupa wydzielona na początku lat 70. XX wieku. Zauważono na wykresach (Ni-Ge) „osamotnioną” grupę 5 meteorytów o małych stężeniach galu i germanu (i złota) w wąskim przedziale wartości (rys. 4 oraz Załącznik 2). W przeciwieństwie do małej rozpiętości zawartości galu i germanu, iryd w tej grupie występuje w zakresie ponad 3 rzędów wartości (!), ale za skrajne małe wartości irydu odpowiada jeden meteoryt Klamath Falls (rys. 7 oraz Załącznik 2). Obecnie znanych jest tylko 9 meteorytów tego typu.^[22]

  W grupie tej przeważają oktaedryty średnioziarniste (Om), ale są też oktaedryty typu Ogg (np. Nelson County, o zmiennej szerokości belek od 1 do 10 mm!), typu Og (Binya i Oakley (iron)) i typu Of (St. Genevieve County). Tak duża rozpiętość wartości szerokości belek kamacytu (rys. 1) utrudnia oszacowanie tempa stygnięcia ciała macierzystego, ale wg najnowszych modeli zawiera się ono w przedziale ok. 5-20 stopni na milion lat (5-20ºC/My). Grupa charakteryzuje się najniższą zawartością kobaltu spośród wszystkich meteorytów żelaznych. Wysoką zawartością chromu i całkiem niską fosforu (rys. 6 oraz Załącznik 2).

  W meteorytach grupy IIIF nie stwierdzono występowania cohenitu, haxonitu, grafitu i carlsbergitu oraz inkluzji krzemianowych. Stwierdzono troilit, dużo daubréelitu i schreibersytu (Scott et al. 1975; Scott et al. 1976).

  Grupa rzadko reprezentowana w kolekcjach!

Grupa IVB

Grupa IVB – wszyscy członkowie tej małej grupy to ataksyty (ATAX, D) (rys. 1). Charakteryzują się one największą spośród meteorytów żelaznych zawartością niklu, ponad 16%^[23] oraz najmniejszymi wartościami stężenia galu, germanu, fosforu, antymonu, arsenu i złota (patrz Załącznik 2). Te sześć pierwiastków syderofilnych jest bardziej lotnych niż inne pierwiastki syderofilne, co wskazuje, że zostały one utracone przed krystalizacją stopionego metalu. Wysokie stężenia niklu, irydu i innych silnie syderofilnych pierwiastków wskazuje, że meteoryty grupy IVB uformowały się na utlenionym ciele macierzystym. Meteoryty IVB mają największą zawartość kobaltu, wolframu, renu, rodu, rutenu, platyny, palladu, osmu i molibdenu spośród pozostałych grup (patrz Załącznik 2). W grupie tej obserwuje się bardzo niską zawartość siarki oraz wyjątkowo niską miedzi! Jest to mała grupa silnie izolowana na wykresach Ni-Ga, Ni-Ge (rys. 4).

  W okazach tej grupy nie zaobserwowano występowania węglików, grafitu, krzemianów i carlsbergitu. Zawartość daubréelitu i schreibersytu rośnie w nich w miarę wzrostu zawartości niklu. W okazach tej grupy występują małe wtrącenia troilitu. W miarę wzrostu stężenia niklu rośnie równocześnie zawartość kamacytu i powiązanymi z nim małymi inkluzjami schreibersytu.

Fot. 10. Struktura ataksytu na przykładzie meteorytu Santa Clara (IVB, ATAX).
Photo 10. An example of ataxite from the Santa Clara meteorite (IVB, ATAX). © Woreczko

  Obliczone dla tej grupy średnie tempo stygnięcia ciała macierzystego wynosi od 1400 do 17000 stopni ma milion lat (1400-17000ºC/My). Ale w przeciwieństwie do meteorytów grupy IVA, meteoryty grupy IVB o wysokiej zawartości niklu schładzały się szybciej niż meteoryty tej grupy o niskiej zawartości niklu. Nieoczekiwanym rezultatem współczesnych modeli ciała macierzystego meteorytów IVB, jest konkluzja, że metalowy rdzeń ciała macierzystego IVB miał promień 65±15 km i uległ wychłodzeniu bez płaszcza krzemianowego! Meteoryty tej grupy należą do populacji CC, więc ich ciało(a) macierzyste uformowało(y) się w zewnętrznym obszarze pasa planetoid.

Najbardziej znani przedstawiciele tej grupy to olbrzym Hoba oraz Dumont i Santa Clara (fot. 10). Wcześniej do tej grupy była zaliczana Chinga, ale obecnie jest klasyfikowana jako meteoryt żelazny niezgrupowany (Iron-ung).

Meteoryty anomalne i niezgrupowane

W większości zdefiniowanych grup istnieją jeszcze meteoryty, których mineralogia jest różna od charakterystycznej dla danej grupy lub ich skład pierwiastków śladowych odbiega znacznie od wartości średnich w grupie,  zostały one sklasyfikowane jako meteoryty anomalne (anom, -an, anomalous) (tab. 2).^[24] Takimi meteorytami są wspomniane już, np.: Arltunga (IID-an),  Aletai (IIIE-an) (fot. 11),  Zaragoza (IVA-an) (fot. 12) i spadek Steinbach (IVA-an) (fot. 7). Meteoryty te mają często cechy zbyt odbiegające od przyjętych dla danej grupy. Na przykład mają zbyt duży lub żaden udział fazy krzemianowej lub troilitowej, charakterystyczny dla danej grupy. Czy też w okazach nie udało się stwierdzić występowania wskaźnikowych minerałów czy też je znaleziono, ale nie są one obserwowane w innych członkach grupy. Lub zawartość części pierwiastków śladowych odbiega znacznie od ich rozkładu wartości dla danej grupy (uwaga: meteoryty anomalne nie zostały uwzględnione na ilustracjach zawartych w tym artykule).

   Dodatkowo w grupie IAB istnieje liczna podgrupa meteorytów przyporządkowanych do tej grupy, ale definiowanych jako niezgrupowane (IAB-ung, ungrouped). Najbardziej znanymi przykładami takich meteorytów niezgrupowanych w podgrupie IAB-ung są: Mundrabilla (fot. 2), Santa Catharina, Zagora (fot. 14) i spadek Udei Station (fot. 13). Na wykresach par pierwiastków śladowych (rys. 20) widać wiele lokalnych skupisk kilku meteorytów niezgrupowanych, ale o podobnych składach.^[25]  Prawdopodobnie wchodzą one w skład podgrup (group­lets), które są być może „zalążkami” nowych, jeszcze nie rozpoznanych grup meteorytów?

Fot. 11. Anomalny oktaedryt średnio­ziar­nisty Aletai (IIIE-an, Om). Widoczne duże inkluzje schreibersytu. Photo 11. The Aletai meteorite (IIIE-an, Om) as an example of anomalous medium octahedrite. Large schreibersite inclusions are noted. © Woreczko

Fot. 12. Anomalny oktaedryt drobno­ziar­nisty Zaragoza (IVA-an, Of). Photo 12. Anomalous fine octahedrite Zaragoza meteorite (IVA-an, Of). © Woreczko

Fot. 13. Bogaty w fazę krzemianową nie­zgru­powany oktaedryt średnioziarnisty Udei Station (IAB-ung, Om). Photo 13. The Udei Station meteorite (IAB-ung, Om) an example of silicate-rich ungrouped medium octahedrite. © Woreczko

Obecnie w grupie IAB-ung udało się znaleźć wiele takich par i trypletów (podgrup, grouplets) – meteorytów o podobnych ce­chach, ale jest ich za mało do utworzenia nowej grupy. Na przykład (Wasson et al. 2002; Wang et al. 2005) wydzielono podgrupy (rys. 20):

• Udei Station grouplet (IAB-ung) – w skład której wchodzi już 8 członków (6 z inkluzjami krzemianowymi), są to m.in. Udei Station, Zhaoping, NWA 8443, Four Corners, Caddo County, Harlowton, TIL 91725, Zagora;

• Pitts grouplet (IAB-ung) – 3 członków (2 z inkluzjami krzemianowymi) – Pitts, Colfax, Woodbine;

• Mundrabilla duo (IAB-ung) – obecnie podgrupa liczy 3 członków: Mundrabilla, Waterville oraz Buffalo Gap;

• Twin City duo (IAB-ung) – obecnie 3 członków: Twin City, Santa Catharina oraz Lime Creek.

O podobieństwie meteorytów w tych podgrupach decydując rolę odgrywają ich cechy mineralne, a niekoniecznie zawartość pierwiastków śladowych.^[26]

Fot. 14. Bogaty w fazę krzemianową nie­zgru­powany oktaedryt Zagora (IAB-ung).
Photo 14. The Zagora meteorite (IAB-ung) represents silicate-rich ungrouped octahedrite. © Woreczko

Wiele okazów meteorytów nie udało się zaklasyfikować do żadnej konkretnej grupy i są one klasyfikowane jako meteoryty żelazne-niezgrupowane (Iron-ung, Iron, ungrou­ped). Jest wysoce prawdopodobne, że wiele z nich tworzy nieznane i nie wyodrębnione jeszcze grupy, ale zbyt mała liczba reprezentantów o podobnych cechach nie pozwala na jednoznaczne zidentyfikowanie i zdefiniowanie nowego klastra (Scott et al. 1975)!^[27]

  W grupie meteorytów Iron-ung, stanowiących ponad 10% wszystkich skla­sy­fi­ko­wanych meteorytów żelaznych, również udało się zidentyfikować tria podobnych meteorytów (rys. 21). Najlepiej zbadane trio to South Byron Tro (Iron-ung, ATAX) do którego należą South Byron,  Babb's Mill (Troost's Iron) oraz antarktyczny Inland Forts 83500. Podgrupa ta jest łączona z pallasytem niezgrupowanym Milton.

  Badacze szacują, że meteoryty z grupy niezgrupowanych (Iron-ung) pochodzą z różnych ciał macierzystych, których szacowana liczba przekracza ponad 50. Chociaż meteoryty żelazne stanowią tylko ~4,5% spadków, to prawdopodobnie pochodzą one z większej liczby ciał macierzystych niż którakolwiek inna grupa meteorytów!

W MBD wydzielono jeszcze grupę Iron. Znajdują się w niej tak egzotyczne meteoryt, jak te znalezione na Marsie (Aeolis Mons #, Aeolis Palus #, Gusev Crater #, Meridiani Planum #). Do tej grupy zaliczono również polskie artefakty z żelaza meteorytowego Wietrzno-Bobrka i Czestochowa Rakow I i II oraz zaginiony meteoryt Krzadka.

Blisko 90% znanych meteorytów żelaznych zostało już przyporządkowanych do określonych grup. Grupy główne, z wyłączeniem IAB i IIE (niemagmowe), mają dobrze zdefiniowane cechy i wiarygodne modele ich powstania. Dalsze badania i odkrycia nowych meteorytów żelaznych pozwolą zapewne zidentyfikować kolejne grupy, ale również uporządkować zagadnienie meteorytów anomalnych i grupy Iron-ung. Obecnie udaje się powiązać część pallasytów i chondrytów zwyczajnych typu H z genezą określonych grup meteorytów żelaznych, ale pozostaje otwartą kwestią powiązanie mezosyderytów i chondrytów zwyczajnych typu L i LL.

Polskie meteoryty żelazne

W Meteoritical Bulletin Database jest obecnie zarejestrowanych kilka meteorytów żelaznych i artefaktów z żelaza meteorytowego pochodzących z Polski.

• Artefakty żelazne to: Wietrzno-Bobrka i Czestochowa Rakow I i II. Nie znamy ich składu pierwiastkowego, więc nie można ich zaklasyfikować do żadnej grupy. Wiemy tylko tyle, że zostały wykonane z oktaedrytów lub ataksytu.

• W 2021 został zarejestrowany meteoryt kopalny Lechówka. Ale ze względu na małą ilość materiału, nie zostały wykonane analizy pierwiastków śladowych. Niska zawartość niklu w kamacycie (5,8-6,5%; Szopa et al. 2017) pozwala przypuszczać, że należy on prawdopodobnie do popularnej grupy IIAB?

• O zaginionym meteorycie żelaznym Krzadka wiemy tylko tyle, że był to prawdopodobnie oktaedryt bardzo gruboziarnisty (Ogg).

• Jest jeszcze grupa meteorytów żelaznych uznawanych za znaleziska wątpliwe, to: Oborniki, Pomorze i Warsaw I (więcej Wiki.Meteoritica.pl).

W bazie MBD są jeszcze cztery dobrze zbadane meteoryty żelazna pochodzące z Polski:

• Dwa meteoryty żelazne typu IAB-MG:  Morasko i Przełazy (Seeläsgen);

• oraz dwa meteoryty żelazne typu IIIAB: Schwetz (Świecie) i Tartak.

W dalszej części omawiamy skład i położenie tych ostatnich czterech meteorytów na wykresach zawartości pierwiastków śladowych, dla których dysponujemy analizami INNA lub ICP-MS.

Morasko i Seeläsgen (Przełazy)

Dwa najpopularniejsze polskie meteoryty żelazne Morasko (fot. 4) i Przełazy (Seeläsgen) należą do grupy IAB-MG, oba to oktaedryty gruboziarniste (Og).

 (Za Wiki.Meteoritica.pl) Już wiele lat temu badacze meteorytów żelaznych (Kracher et al. 1980) zwrócili uwagę na podobieństwo składu i budowy meteorytów Morasko i Przełazy. W 2001 roku Rainer Bartoschewitz (Bartoschewitz et al. 2001) porównując wyniki analiz meteorytu Tabarz z danymi dla Moraska i Przełazów wysunął hipotezę, że te trzy meteoryt mają wspólne pochodzenie. Jeśli byłaby to prawda to ich miejsca znalezienia tworzyłyby największą ze znanych elips spadku o długości co najmniej 475 km i szerokości ok. 20 km.

  Wyniki analiz meteorytów z „grupy” Moraska (dane Bartoschewitz et al. (2001); zmodyfikowane i uzupełnione Koblitz MetBase) przedstawiono w tabeli 5.

Analizy wykonywano metodą instrumentalnej neutronowej analizy aktywacyjnej (INAA, Instrumental Neutron Activation Analysis) pozwalającej na ilościowe oznaczanie pierwiastków śladowych oraz nie wymagającej dużej ilości materiału badanego (na przykład Bartoschewitz dysponował do badań jedynie małą próbką meteorytu Tabarz o masie 0,07 g). Niewielki różnice wartości zawartości pierwiastków śladowych dla danych meteorytów otrzymane w różnych analizach, są spowodowane naturalną niejednorodnością próbek. Badane fragmenty, zasadniczo składające się z kamacytu i taenitu, zawierały również drobne wtrącenia innych minerałów – cohenitu, schreibersytu, grafitu i troilitu co nieznacznie wpływa na wyniki poszczególnych pomiarów. Z analizy otrzymanych wyników wynika, że wszystkie trzy badane meteoryty żelazne należą do grupy IAB-MG, mają bardzo zbliżone zawartości pierwiastków śladowych oraz charakterystyczną bardzo niską zawartość irydu (Ir) (rys. 22). Wyjątkowo mała zawartość irydu wyróżnia Morasko w grupie IAB-MG, co jeszcze bardziej wzmacnia dowody na poparcie hipotez wspólnego pochodzenia i jednoczesnego spadku tych meteorytów. W tabeli 6 zestawiono porównanie meteorytu Morasko z innymi popularnymi meteorytami z grupy IAB-MG (będącymi również oktaedrytami gruboziarnistymi Og).

Istnieją wątpliwości dotyczące okoliczności spadku meteorytu Tabarz oraz podejrzenie, że może on być jednak fragmentem znalezionego wcześniej meteorytu Przełazy. Zmienia to spojrzenie na wielkość elipsy, ale nie podważa hipotezy wspólnego pochodzenia tych trzech meteorytów. Hipoteza ta ma wielu zwolenników i obecnie meteoryty te są traktowane jako sparowane (ang. paired), co ma już swe potwierdzenie w oficjalnej bazie meteorytów Meteoritical Bulletin Database (MBD). W literaturze (Pilski et al. 2013) wymienia się jeszcze jeden meteoryt grupy IAB-MG o bardzo zbliżonym składzie do meteorytu Morasko, to znaleziony w 1941 roku w Rosji meteoryt żelazny Burgavli.

  Mała zawartość irydu i brak spójnego modelu wyjaśniającego tak niską jego wartość, skłoniły badaczy (Pilski et al. 2013) do sugestii, że meteoryt Morasko i sparowane z nim Przełazy i Tabor, należałoby prawdopodobnie  zaliczyć do typu anomalnych IAB-an (w MBD są tylko 4 takie meteoryty) (fot. 4, rys. 22).

Schwetz (Świecie) i Tartak

Fot. 15. Oktaedryt średnioziarnisty Tartak (IIIAB, Om).
Photo 15. The medium octahedrite Tartak meteorite (IIIAB, Om). © Woreczko

Kolejne dwa polskie meteoryty żelazne należą do grupy IIIAB i są oktaedrytami średnioziarnistymi (Om). Oba meteoryty to znaleziska.

  Wyniki analiz zawartości niklu, kobaltu i pierwiastków śladowych w meteorycie Tartak (fot. 15) i Świecie oraz dla kilku meteorytów z grupy IIIAB o po­dob­nym składzie zamieszczono w tabeli 7.

Według Wassona (MB 103) meteoryt Tartak różni się w składem od znanych europejskich meteorytów żelaznych typu IIIAB, ale jest podobny do meteorytu Ssyromolotovo (rys. 23). W meteorycie Tartak został znaleziony cohenit jako obwódka na małej noduli troilitowo-daubréelitowej o wielkości μm (fot. 15).

Podsumowanie

Badania genezy meteorytów żelaznych są w fazie rozkwitu. Od czasów prostego strukturalnego opisu meteorytów żelaznych naukowcy doszli obecnie już do etapu częściowego rozumienia genezy. Doskonalone są techniki pomiarowe, stosuje się coraz bardziej wyrafinowane modele formowania się ciał macierzystych meteorytów żelaznych oraz wiemy coraz więcej o złożonych procesach frakcjonowania. To wszystko przybliża nas do zrozumienia czym są i jak powstały meteoryty żelazne. Wiele pytań nadal pozostaje bez odpowiedzi, wiele meteorytów nadal stanowi dla nas wielką zagadkę, ale to jest właśnie nauka.

Podziękowania

Autor pragnie podziękować swoim meteorytowym mentorom doktor Jadwidze Białej, profesorowi Łukaszowi Karwowskiemu i Andrzejowi S. Pilskiemu za inspiracje, merytoryczną pomoc i wyrozumiałość. Dziękuję doktorowi Krzysztofowi Szopie za angielskie tłumaczenia.

Przypisy

[2]  Fotografie zamieszczono w Załączniku 1.

[3]  W grupie IAB istnieje jeszcze liczna podgrupa IAB-ung.

[4]  Podział na pierwiastki sydero-, chalko- i litofilne nie jest precyzyjny. Na przykład w zależności od przyjętych kryteriów złoto, gal i german oraz wolfram są czasami zaliczane do pierwiastków syderofilnych, a platynowce na równi do pierwiastków chalko- i syderofilnych.

[5]  W meteorycie Wedderburn (IAB-sLH) wykryto jeszcze węglik edscottit Fe₅C₂; nazwano go tak na cześć kosmochemika i badacza meteorytów żelaznych Edwarda R.D. Scotta.

[6]  Roaldit (Fe,Ni)₄N został po raz pierwszy opisany w 1981 roku w meteorycie Youndegin (IAB-MG) z Australii. Stwierdzono również jego obecność w meteorytach: Jerslev (IIAB) i Canyon Diablo (IAB-MG). Został nazwany na cześć Roalda Norbacha Nielsena, duńskiego eksperta w dziedzinie mikrosond elektronowych.

[7]  Stwierdzono jego występowanie również w niezgrupowanym meteorycie Soroti (Iron-ung, Off).

[8]  Meteoryt Mont Dieu wcześniej był klasyfikowany jako Iron-ung.

[9]  Podział ten znajduje też potwierdzenie w analizach izotopów hafnu i wolframu, a w ich wyniku oszacowania czasu tworzenia się metalicznych jąder meteorytów magmowych.

[10]  Stan na kwiecień 2021 roku.

[11]  Niższą ma grupa IIG składająca się tylko z heksaedrytów.

[12]  Zakres zawartości irydu w tej grupie jest równy zakresowi dla wszystkich znanych meteorytów żelaznych!

[13]  O umowności podziału na heksaedryty i oktaedryty bardzo gruboziarniste, patrz przypis w tabeli 1.

[14]  Z wyłączeniem meteorytów Fuzzy Creek, Millarville, Smithland, które mają strukturę anomalną SA. Jest w tej grupie jeszcze meteoryt anomalny Longchang o strukturze Om. O umowności podziału na heksaedryty i oktaedryty bardzo gruboziarniste, patrz przypis w tabeli 1.

[15]  O umowności podziału na heksaedryty i oktaedryty bardzo gruboziarniste, patrz przypis w tabeli 1.

[16]  Wykorzystanie modelowania termicznej i frakcyjnej krystalizacji, sugeruje, że żelazo z grupy IVA wykrystalizowało ze stopionego metalowego ciała o promieniu 150±50 km i płaszczu krzemianowym o grubości mniej niż 1 km. Takie „nagie” jądro mogło powstać w wyniku zderzeń i w ich wyniku ucieczki materii płaszcza.

[17]  Ale w części podgrup grupy IAB („IAB-sXY”) jest ona wyższa.

[18]  Stan na kwiecień 2021 r.

[19]  Odwrotnie niż w grupie IVA, gdzie przeważa gal.

[20]  Stan na kwiecień 2021 r.

[21]  Część podgrup IAB („IAB-sXY”) ma niższe zawartości wolframu.

[22]  Stan na kwiecień 2012 r.

[23]  Większą zawartość niklu mają meteoryty podgrupy IAB-sLH (rys. 2).

[24]  W grupie IAB istnieje jeszcze podgrupa IAB-ung.

[25]  Dla wielu meteorytów dysponujemy kilkoma różnymi pomiarami zawartości w nich pierwiastków śladowych, stąd na wykresach są one reprezentowane przez kilka punktów.

[26]  W podgrupie IAB-sHH wyróżnia się jeszcze trio: Garden Head, Gay Gulch i Kofa.

[27]  Patrz przyjęte przez The Meteoritical Society kryterium definicji nowej grupy meteorytów.

Źródła (sources)

Bartoschewitz R., Spettel B., 2001, Tabarz – a Fragment of the Morasko Strewn Field?, Meteoritics & Planetary Science, 36(S9), s. A15-A16. DOI: 10.1111/j.1945-5100.2001.tb01534.x.

Brezina A., 1885, Die Meteoritensammlung des k. k. mineralogischen Hofkabinetes in Wien am 1. Mai 1885 (Mit vier Tafeln (Nr. II-V).), Jahrbuch der Kaiserlich-Königlichen Geologischen Reichsanstalt, 35, s. 151-276.

Buchwald V.F., 1975, Handbook of Iron Meteorites. Their History, Distribution, Composition, and Structure, University of California Press, Berkeley 1975.

Choi B.-G., Ouyang X., Wasson J. T., 1995, Classification and origin of IAB and IIICD iron meteorites, Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(3), s. 593-612, 1995. DOI: 10.1016/0016-7037(94)00384-X.

Cobb J.C., 1967, A trace element study of iron meteorites, Journal of Geophysics Research, 72, s. 1329-1341.

Goldberg E., Uchiyama A., Brown H., 1951, The distribution of nickel, cobalt, gallium, palladium and gold in iron meteorites, Geochimica et Cosmochimica Acta, 2, s. 1-25. DOI: 10.1016/0016-7037(57)90088-1.

Goldstein J.I., Scott E.R.D., Chabot N.L., 2009, Iron meteorites: Crystallization, thermal history, parent bodies, and origin, Geochemistry, Chemie der Erde, 69(4), s. 293–325. DOI: 10.1016/j.chemer.2009.01.002.

Grady M.M., Pratesi G., Cecchi V. M., 2014, Atlas of Meteorites, Cambridge University Press, London, UK, 2014, ss. 384.

Hilton C.D., Ash R.D., Walker R.J., 2020, Crystallization histories of the group IIF iron meteorites and Eagle Station pallasites, Meteoritics & Planetary Science, 55(12), s. 2570-2586. DOI: 10.1111/maps.13602.

Karwowski Ł., Kusz J., Muszyński A., Kryza R., Sitarz M., Galuskin E.V., 2015a, Moraskoite, Na₂Mg(PO₄)F, a new mineral from the Morasko IAB-MG iron meteorite (Poland), Mineralogical Magazine, 79, 2015, 387-398.

Karwowski Ł., Kryza R., Muszyński A., Kusz J., Helios K., Drożdżewski P., Galuskin E.V., 2015b, Czochralskiite, IMA 2015-011, CNMNC Newsletter No 25, June 2015, page 534; Mineralogical Magazine, 79, 2015, s. 529-535.

Koblitz Jörn, MetBase. Meteorite Data Retrieval Software, Version 7.3 (CD-ROM), Ritterhude, Germany 1994-2012.

Kracher A., Willis J., Wasson J.T., 1980, Chemical classification of iron meteorites—IX. a new group (IIF), revision of IAB and IIICD, and data on 57 additional irons, Geochimica et Cosmochimica Acta, 44(6), s. 773-787. DOI: 10.1016/0016-7037(80)90259-8.

Lovering J.F., Nichiporuk W., Chodos A., Brown H., 1957, The distribution of gallium, germanium, cobalt, chromium, and copper in iron and stony-iron meteorites in relation to nickel content and structure, Geochimica et Cosmochimica Acta, II, s. 263-278. DOI: 10.1016/0016-7037(57)90099-6.

Malvin D.J., Wang D., Wasson J.T., 1984, Chemical classification of iron meteorites—X. Multielement studies of 43 irons, resolution of group IIIE from IIIAB, and evaluation of Cu as a taxonomic parameter, Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(4), s. 785-804. DOI: 10.1016/0016-7037(84)90101-7.

McSween H.Y.Jr, Huss G.R., 2010, Cosmochemistry, Cambridge University Press, ss. 549.

Pilski A.S., Kryza R., Wasson J.T., Muszyński A., Karwowski Ł., 2012, Pierwiastki syderofilne w meteorytach Morasko (Siderophile elements in the Morasko meteorites), Acta Soc. Metheor. Polon., 3, s. 62-70.

Pilski A.S., Wasson J.T., Muszyński A., Kryza R., Karwowski Ł., Nowak M., 2013, Low-Ir IAB irons from Morasko and other locations in central Europe: One fall, possibly distinct from IAB-MG, Meteoritics & Planetary Science, 48(12), s. 2531-2541. DOI: 10.1111/maps.12225.

Scott E.R.D., Wasson J. T., Buchwald V. F., 1973, The chemical classification of iron meteorites—VII. a reinvestigation of irons with Ge concentrations between 25 and 80 ppm, Geochimica et Cosmochimica Acta, 37(8), s. 1957-1983. DOI: 10.1016/0016-7037(73)90151-8.

Scott E.R.D., Wasson T., 1975, Classification and properties of iron meteorites, Reviews of Geophysics and Space Physics, 13(4), s. 527-546. DOI: 10.1029/RG013i004p00527.

Scott E.R.D., Wasson J. T., 1976, Chemical classification of iron meteorites—VIII. Groups IC. IIE, IIIF and 97 other irons, Geochimica et Cosmochimica Acta, 40(1), s. 103-115. DOI: 10.1016/0016-7037(76)90198-8.

Scott E.R.D., 2020, Iron Meteorites: Composition, Age, and Origin, Oxford Research Encyclopedias, Planetary Science, Oxford University Press. DOI: 10.1093/acrefore/9780190647926.013.206.

Smales A.A., Mapper D., Fouché K.F., 1967, The distribution of trace elements in iron meteorites as determined by neutron activation, Geochimica et Cosmochimica Acta, 31, s. 673-720. DOI: 10.1016/S0016-7037(67)80026-7.

Spitzer Fridolin, Burkhardt Christoph, Nimmo Francis, Kleine Thorsten, 2021, Nucleosynthetic Pt isotope anomalies and the Hf-W chronology of core formation in inner and outer solar system planetesimals, Earth and Planetary Science Letters, 576, 2021. DOI: 10.1016/j.epsl.2021.117211.

Tornabene H.A., Hilton C.D., Bermingham K.R., Ash R.D., Walker R.J., 2020, Genetics, Age and Crystallization History of Group IIC Iron Meteorites, Geochimica et Cosmochimica Acta, 288, s. 36-50. DOI: 10.1016/j.gca.2020.07.036.

Tschermak G., 1883, Beitrag zur Classification der Meteoriten, Sitzungsberichte der mathematisch-naturwissenschaftliche Classe der Kaiserlichen Akademie der Wissenschaften, 88, Abt. 1, s. 347-371.

Wang D.D., Lin Y.T., 2005, Chemical compositions and classification of Grove Mountains (GRV) 98003 and other Chinese meteorites, Chinese Journal of Polar Science, 16(1), s. 13-22. Link.

Wasson J.T., Kimbeblin J., 1967, The chemical classification of iron meteorites—II. Irons and pallasites with germanium concentrations between 8 and 100 ppm, Geochimica et Cosmochimica Acta, 31(10), s. 2065–2093. DOI: 10.1016/0016-7037(67)90143-3.

Wasson J.T., Kallemeyn G.W., 2002, The IAB iron-meteorite complex: A group, five subgroups, numerous grouplets, closely related, mainly formed by crystal segregation in rapidly cooling melts, Geochimica et Cosmochimica Acta, 66(13), s. 2445-2473. DOI: 10.1016/S0016-7037(02)00848-7.

Wasson J.T., Huber H., 2006, Compositional trends among IID irons; their possible formation from the P-rich lower magma in a two-layer core, Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(24), s. 6153-6167. DOI: 10.1016/j.gca.2006.01.032.

Wasson J.T., Huber H., Malvin D.J., 2007, Formation of IIAB iron meteorites, Geochimica et Cosmochimica Acta, 71(3), s. 760-781. DOI: 10.1016/j.gca.2006.09.032.

Wasson J.T., Choe W.-H., 2009, The IIG iron meteorites: Probable formation in the IIAB core, Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(16), s. 4879-4890. DOI: 10.1016/j.gca.2009.05.062.

Wasson J.T., Choi B.-G., Jerde E.A., Ulff-Møller F., 1998, Chemical classification of iron meteorites: XII. New members of the magmatic groups, Geochimica et Cosmochimica Acta, 62, s. 715–724. DOI: 10.1016/S0016-7037(97)00379-7.

Worsham E.A., Bermingham K. R., Walker R. J., 2016, Siderophile element systematics of IAB complex iron meteorites: New insights into the formation of an enigmatic group, Geochimica et Cosmochimica Acta, 188, s. 261–283. DOI: 10.1016/j.gca.2016.05.019. Link.

Woźniak Marek, (2021), Meteoryty żelazne – klasyfikacja w obrazach (Iron meteorites – classification in pictures), Acta Soc. Metheor. Polon., 12, 2021, s. 149-216. Plik ASMP, portal Wiki.

Portale Wiki.Meteoritica.pl,
www.woreczko.pl

Zobacz również

Załącznik 1. Fotografie

Załącznik 2. Diagramy BOX i DENSITY

Słownik meteorytowy (Glossary)

Rozpoznawanie meteorytów (Meteorite identification)  •  Jak rozpoznać NIE meteoryt? (How to recognize NOT a meteorite?)

Chondry (chondrules) 

Figury, struktury Widmanstättena (Widmanstätten pattern; Widmanstatten) 

Skorupa obtopieniowa (fusion crust, fusion rind) 

Test na zawartość niklu w żelazie meteorytowym (nickel-test) 

Trawienie meteorytów żelaznych (etching iron meteorites) 

Żelazo w meteorytach 

Portal - wiki.meteoritica.pl

Brudnopis

W MBD znajduje się w sumie 337 meteorytów grupy IAB

Windows8

Sasha2

ggthemes1 (my modify)

ggthemes

Scott 2020

my old

my old

{{Paleta dobra do wykresów bandwidth}}