KOLEKCJA METEORYTÓW I TEKTYTÓW

 

            Zbiór ten obejmuje podstawowe typy meteorytów i tektytów. Prezentuje także różne ich  formy i struktury. Szczególną pozycję zajmują tu okazy zawierające ciekawe minerały w tym również takie które w ogóle nie występują na Ziemi (więcej na ten temat patrz artykuł: „Minerały meteorytów”). W przypadku meteorytów polskich celem jest aby w zbiorze reprezentowana była możliwie jak największa ilość znanych spadków.

Krajobraz księżycowy ...Tak ale w centrum Stanów Zjednoczonych.
Krater meteorytowy Barringera w Arizonie.

            W przestrzeni międzyplanetarnej Układu Słonecznego nieustannie krążą całe roje większych i mniejszych brył materii zwanych meteoroidami. Większość z nich jest niewątpliwie pozostałością różnego rodzaju katastrof kosmicznych ale istnieją też takie które stanowią najbardziej pierwotną materię Układu Słonecznego. Wiele meteoroidów ma kurs kolizyjny z Ziemią. Wchodzą one w atmosferę naszej planety z prędkością 11,2-72 km/s ale na wysokości 120-90 km na skutek oporu stawianego przez masy powietrza zaczynają gwałtownie wyhamowywać. Ich powierzchnia ulega wtedy silnemu rozżarzeniu, topieniu, kruszeniu i parowaniu czemu towarzyszy charakterystyczne zjawisko świetlne. Zwiemy je wtedy meteorami lub potocznie „spadającymi gwiazdami”. Po najwyżej kilku sekundach na wysokości 40-20 km większość meteorów przestaje istnieć. Niektóre z nich nie ulegają jednak całkowitemu rozproszeniu w atmosferze i w jakiejś części docierają do powierzchni naszej planety. To są właśnie meteoryty. Ocenia się że co roku na Ziemię spada kilka tysięcy meteorytów ale odnajdywane są tylko nieliczne.
            Zmiany termiczne powstałe w meteorycie w czasie jego przelotu przez atmosferę Ziemi mają jedynie charakter powierzchniowy. Widocznym ich skutkiem jest tzw. skorupa obtopieniowa. Tworzy ją najwyżej kilkumilimetrowej grubości warstwa szkliwa powstałego w wyniku powierzchniowego obtopienia i częściowego utlenienia składników mineralnych materii meteorytowej. Głębiej jednak struktura meteorytu pozostaje nienaruszona. Skorupa obtopieniowa może być gładka i błyszcząca do matowej i popękanej. Najczęściej ma ona barwę czarną lub brunatną wywołaną domieszką tlenków żelaza. Nieliczne meteoryty nie zawierające w swoim składzie żelaza mają skorupę o barwie jasnej lub nawet zupełnie bezbarwną i przezroczystą.
W warunkach ziemskich skorupa obtopieniowa szybko ulega zwietrzeniu. Najczęściej przyjmuje wtedy rdzawe zabarwienie i po pewnym czasie odpada od powierzchni meteorytu umożliwiając wniknięcie do jego wnętrza ziemskich zanieczyszczeń.
Ze względu na skład mineralny meteoryty dzieli się na trzy grupy: aerolity, syderolity i syderyty.

.

AEROLITY

            Aerolity (meteoryty kamienne) są najbardziej zróżnicowaną pod względem składu, budowy i genezy grupą meteorytów. Mają zazwyczaj wnętrze barwy szarej o wyraźnej budowie ziarnistej. Bardzo często są porowate i kruche. Prawie wszystkie (z wyjątkiem niektórych bardzo rzadko spotykanych typów achondrytów), wykazują właściwości magnetyczne, co wiąże się z obecnością w ich składzie żelaza niklonośnego i minerałów ferromagnetycznych np. magnetytu, troilitu, cohenitu itp.
Ze względu na różnice genetyczne, strukturalne i skład mineralny aerolity dzieli się na: chondryty i achondryty.

.

Chondryty

            Pochodzą prawdopodobnie z powierzchni małych planetoid lub są pozostałością komet.  Ich wiek szacuje się na 4,21-4,59 mld lat. Wyróżniają się znaczną zawartością żelaza, sięgającą 25-30%. Pierwiastek ten zawarty jest głównie w składzie minerałów krzemianowych np. oliwinów i piroksenów ale występuje również w postaci metalicznej (kamacyt i taenit) lub wchodzi w skład prostych siarczków (troilit). W niektórych typach chondrytów żelazo pojawia się także w postaci całkowicie utlenionej (magnetyt).
            Najbardziej charakterystycznym składnikiem chondrytów są jednak chondry. Ich wiek szacuje się na około 4,57 mld lat a więc stanowią one prawdopodobnie najbardziej pierwotną materię Układu Słonecznego. Zapewne początkowo chondry tworzyły indywidualne nie powiązane ze sobą ziarna o czym świadczą dostrzeżone  na ich powierzchniach mikrokratery o bezspornie uderzeniowym charakterze. Z czasem jednak uległy scementowaniu tworząc materię chondrytów.
Chondry mogą stanowić nawet 75% masy meteorytu. W wielu chondrytach są one wyraźne i luźno związane z podłożem (dają się łatwo wyizolować). W innych mogą być silnie  spojone o zatartych konturach (trudno je zauważyć nawet w badaniach mikroskopowych). Są to przeważnie utwory kuliste lub zaokrąglone (owalne, kroplowe). Rzadziej spotyka się chondry o nieregularnych kształtach. Ich wielkość waha się od kilku mikronów do kilkunastu milimetrów. Materię chondr stanową kryształy oliwinów lub piroksenów. Niekiedy zawierają one również szkliwo lub małe kulki żelaza niklonośnego. Te ostatnie są zwykle bezładnie rozproszone we wnętrzu chondry.
            Tło skalne chondrytów jest nieprzezroczyste, bezpostaciowe do krystalicznego a nawet wtórnie przekrystalizowane i obtopione. W jego składzie przeważają minerały krzemianowe, głównie oliwiny i pirokseny (najczęściej hipersten i bronzyt). W mniejszych ilościach występują plagioklazy i diopsyd. Zwykle chondryty zawierają również inkluzje żelaza niklonośnego i troilitu dlatego wyraźnie przyciągają magnes. Ilość inkluzji stopu Fe-Ni w danym chondrycie zależy prawdopodobnie od miejsca w Układzie Słonecznym w którym formowała się jego macierzysta planetoida. Chondryty z dużą zawartością żelaza niklonośnego mają pochodzić z ciał które tworzyły się bliżej Słońca.
Wiele chondrytów jest brekcjami spojonymi czarnymi lub ciemnymi żyłkami szkliwa. Co ciekawe poza fragmentami różnego typu materii chondrytowej często zawierają one również okruchy achondrytów.
            Chondryty nie stanowią jednorodnej grupy meteorytów lecz różnią się między sobą genezą, strukturą oraz składem mineralnym i chemicznym. Z tego względu dzieli się je na następujące typy: chondryty węgliste, chondryty zwyczajnechondryty enstatytowe,
rumurutyty i kakangariity.

.

            Chondryty węgliste - należą do rzadko spotykanego typu chondrytów gdyż ze względu na małą odporność na warunki ziemskie szybko ulegają całkowitemu rozkładowi. Zbudowane są głównie z serpentynów, oliwinów, enstatytu, klinoenstatytu i pigeonitu. W podrzędnych ilościach występuje w nich blödyt, epsomit, gips i substancje organiczne a w śladowych kalcyt, dolomit, merrillit, pentlandyt, siarka rodzimareewersyt oraz magnezyt i braunneryt (magnezyt żelazowy). Materia chondrytów węglistych nie wykazuje śladów przeobrażenia termicznego lub jest przeobrażona tylko w niewielkim stopniu. Znaczna zawartość minerałów uwodnionych niespotykanych w innych typach meteorytów świadczy o tym że na ich macierzystych planetoidach musiała niegdyś istnieć woda i to w postaci płynnej.
Ilość żelaza w chondrytach węglistych dochodzi do 20-25%. Poza minerałami krzemianowymi jest ono prawie wyłącznie zawarte w magnetycie natomiast żelazo niklonośne występuje w nich rzadko i na ogół w niewielkich ilościach.
Bardzo ciekawy składnik chondrytów węglistych stanowią
białe inkluzje (CAI
od ang. Calcium-Aluminum Inclusions) stanowiące mieszaninę nanoziaren cohenitu, grafituhibonitu, korundu, spinelu, azotków krzemu oraz węglików Si, Ti, Zr i Mo. Przypuszcza się że są one produktami wybuchów materii spadającej na młode Słońce. Jeszcze ciekawsza jest geneza mikroskopijnych kryształków diamentów zawartych w inkluzjach CAI. Badania izotopowe zawartych w nich gazów wykazały że są one starsze niż Układ Słoneczny (utworzyły się one około 4,6 mld lat temu) a więc musiały się utworzyć poza nim. Diamenty te są najprawdopodobniej produktami kondensacji materii wyrzuconej w czasie wybuchu pobliskiej gwiazdy supernowej (czerwonego olbrzyma).
I
nteresującym składnikiem chondrytów węglistych jest również węgiel. Jego zawartość w typie CI dochodzi do 3,54% ale w wyższych typach stopniowo maleje osiągając w CV i CO poziom zaledwie 0,46%. Występuje on w postaci rodzimej (grafit, diament) lub jest zawarty w węglikach, minerałach węglanowych oraz licznych i różnorodnych związkach organicznych.
Substancje organiczne
występują w chondrytach węglistych w ilości od kilku do kilkudziesięciu mg na gram meteorytu. W przeważającej części mają one postać nierozpuszczalnego i w związku z tym trudnego do identyfikacji polimeru. W niektórych typach polimer ten może stanowić nawet 90% wszystkich związków organicznych. Zwykle tworzy on wydzielenia wokół ziaren mineralnych, rzadziej inkluzje w szkliwie. W wyniku żmudnych badań ustalono że zbudowany jest ze skondensowanych pierścieni aromatycznych i heterocyklicznych którym towarzyszą grupy karboksylowe i boczne łańcuchy węglowodorów alifatycznych. mgr
Wśród dających się wyizolować związków organicznych bardzo licznie reprezentowane są węglowodory (średnio 24-93 mg/g meteorytu). Przeważają wśród nich węglowodory alifatyczne ale obecne są także węglowodory cykliczne, aromatyczne i pochodne izoprenu. Łańcuchy węglowodorów aromatycznych liczą zwykle 10-30 i więcej atomów węgla. Zidentyfikowano również liczne węglowodory posiadające łańcuchy rozgałęzione (głównie izomery mono- i dimetylowe). Z innych związków organicznych w meteorytach węglistych wykryto m. in. kwasy tłuszczowe, kwasy dwukarboksylowe, a-hydroksykwasy, alkohole, aldehydy, ketony i aminy alifatyczne. Wiele z tych związków także posiada rozgałęzione łańcuchy. W chondrytach węglistych wykryto również ponad 70 różnych aminokwasów w tym 33 niebiałkowe nie występujące w ziemskich organizmach żywych. Występują one zarówno w formach lewo jak i prawoskrętnych. Co ciekawe formy prawoskrętne ilością nieznacznie ustępują postaciom lewoskrętnym które na Ziemi stanowią podstawowy budulec DNA wszystkich organizmów żywych.
Innym ciekawym składnikiem chondrytów węglistych są fullereny będące cząsteczkami o wzorze C60 w których atomy węgla układają się w złożone z pięciokątów kuliste struktury swoim wyglądem przypominające piłkę futbolową. Cechują się one wyjątkową trwałością i zdolnością do absorpcji innych molekuł. Oprócz tego w chondrytach węglistych wykryto również obecność fulleranów czyli połączeń fullerenów z wodorem o wzorze C60H60. Pochodzenie fullerenów i ich pochodnych nie zostało jeszcze wyjaśnione. Być może rolę prekursorów w ich tworzeniu odegrały zakrzywione cząsteczki wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych takich jak benzofluoraten i korannulen (C20H20), których śladowe ilości również zaobserwowano w tym typie chondrytów.
Obecność związków organicznych w chondrytach węglistych nie jest czymś wyjątkowym. Substancje te znaleziono również w innych typach meteorytów (nawet w ziarnach grafitu meteorytów żelaznych). Ich ilość jest tam jednak śladowa.
Ze względu na budowę wewnętrzną wyróżniono siedem typów chondrytów węglistych oznaczonych symbolami CI, CM, CV, CK, CO, CR, CH, CB i CC.

.

            Chondryty węgliste typu CI1 - stanowią najbardziej pierwotny typ chondrytów węglistych i wbrew swojej nazwie w ogóle nie zawierają chondr. Charakteryzują się małą gęstością oraz wysoką porowatością. Świeże okazy mają czarną, matową skorupę obtopieniową która jest jednak ledwie zauważalna. Wewnątrz są one mocno przeobrażone przez wodę w związku z czym swoim wyglądem przypominają węgiel drzewny lub stwardniałe błoto. Zawierają do 20,08% wody, do 6,20% siarki i do 3,54% węgla. Są również bogate w związki lotne.
Tło skalne ma barwę czarną. Jest ono w całości zbudowane z ciemnej, nieprzezroczystej materii w której składzie dominują serpentyny, chloryty i magnetyt. Tkwią w nim liczne jasne wtrącenia będące mieszaniną osadzonych przez wodę węglanów (kalcytu, dolomitu, magnezytu, braunnerytu) mogących stanowić nawet do 5% objętości meteorytu oraz siarczanów (głownie epsomitu, rzadziej heksahydrytu, podrzędnie gipsu i blödytu). Rzadko natomiast występują  rozproszone ziarna oliwinów i troilitu.
W chondrytach tych znaleziono również dwa proste aminokwasy. Produktem wyjściowym do ich powstania był cyjanowodór.
Wiek chondrytów węglistych typu CI szacuje się jednak tylko na 4,37 mld. lat. Przypuszcza się że ich ciałami macierzystymi są komety powstałe z brył zamarzniętej wody i pierwotnej materii występujących w najbardziej zewnętrznej strefie Układu Słonecznego.

.

            Chondryty węgliste typu CM2 - swoim wyglądem przypominają chondryty węgliste typu CI, ale w odróżnieniu od nich zawierają bardzo małe chondry. Charakteryzują się małą gęstością oraz wysoką porowatością. Świeże okazy mają czarną, matową skorupę obtopieniową.  Wewnątrz są w znacznym stopniu przeobrażone przez wodę. Zawierają około 10% wody i do 2% węgla.
Tło skalne ma barwę czarną. W jego składzie dominuje serpentyny, chloryty i magnetyt. Tkwią w nim świeże lub częściowo rozłożone chondry oliwinowe. Często spotyka się również białe inkluzje CAI będące mieszaniną mikroskopijnych kryształków spinelu, korundu, hibonitu i znacznie rzadszych większych ziaren grafitu, diamentu i moissanitu. Meteoryty te zawierają także pokaźne ilości substancji organicznych (kilkadziesiąt mg/g) w tym ponad 70 różnych aminokwasów.
Wiek chondrytów węglistych typu CM szacuje się na 4,21 mld. lat. Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 19 Fortuna z głównego pasa planetoid.

    

Chondryt węglisty CM2 Zawiera do 2% węgla i ponad 70 różnych aminokwasów. Murchison, Australia kształt: okruch
wymiary: 8x5x3 mm
waga: 0,082 g
2011.03.20/ME/053/24.20

.

            Chondryty węgliste typu CV3 - strukturą i teksturą przypominają chondryty zwyczajne. Charakteryzują się dość znaczną gęstością. Świeże okazy mają czarną skorupę obtopieniową. Wewnątrz są zwykle dość zwarte (mało porowate). Zawierają poniżej 2% wody i mniej niż 1% węgla.
Tło skalne ma barwę ciemnoszarą. Dominują w nim bogate w żelazo oliwiny (fajalit) tworzące mikroskopijne kryształki i nieregularne okruchy równomiernie rozmieszczone w czarnej masie minerałów nieprzezroczystych. Często są one  pokryte cienką powłoką materii węglistej. Wśród składników nieprzezroczystych przeważa magnetyt, troilit, pentlandyt, bogaty w nikiel taenit lub awaruit a niekiedy również serpentyny i chloryty. Rzadko spotyka się klinoenstatyt, gehlenit, augit, kirschsteinit, nefelin oraz nie znane dotychczas z innych typów meteorytów granaty (andradyt i grossular). Brak tu natomiast tak pospolitych w chondrytach węglistych typu CI1 i CM2 uwodnionych krzemianów oraz osadzonych przez wodę siarczanów i węglanów. W tle skalnym tkwią liczne duże chondry które mogą stanowią do 60% objętości meteorytu. Zwykle są one dość duże i wyraźne. Przeważają wśród nich chondry zbudowane z ubogich w żelazo  oliwinów (forsteryt). Formy piroksenowe są natomiast nieco rzadsze. Napotkano tu również nie występujące w innych typach chondrytów ciemnoszare chondry anortytowo-forsterytowo-spinelowe. Mają one wymiary 0,1-2 mm i są idealnie okrągłe. Ich obrzeże tworzą układające się mniej więcej promieniście mikroskopijne igiełki anortytu natomiast wnętrze wypełnia bardzo drobnoziarnista masa złożona z mikroskopijnych ziaren spinelu i kryształków forsterytu.
Charakterystycznym składnikiem tych meteorytów są także duże białe lub lekko różowawe inkluzje CAI. Stanowią one około 10% objętości meteorytu. Są drobnoziarniste i zwykle mają nieregularne kształty. Składają się z drobnych (wielkości poniżej 1 μm) kryształków  melilitów, spinelu i diamentu oraz w różnym stopniu przeobrażonych fassaitu, anortytu, sodalitu, nefelinu.
Nie wiadomo dokładnie jaki jest wiek chondrytów węglistych typu CV. Dotychczas nie znaleziono również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Znaczny udział żelaza w postaci rodzimej świadczy że pierwotna materia tych meteorytów tworzyła się w warunkach silnie redukcyjnych (beztlenowych). Wiek chondr zawartych w chondrytach węglistych typu CV szacuje się na 4,21 mld. lat.

    

         

Chondryt węglisty CV3 Zawiera ok. 1% C, chondry i  białe inkluzje CAI Allende, Meksyk kształt: ytka
wymiary:
32x29x3 mm
waga:
6,2 g
1998.10.24/ME/007/22.85

 

    

Chondryt węglisty CV3 Zawiera ok. 1% C. Zachowana skorupa obtopieniowa Allende, Meksyk kształt: cały
wymiary:
36x28x14 mm
waga:
24,2 g
1999.02.14/ME/009/94.30

.

            Chondryty węgliste typu CK3-6 - stanowią typ pośredni pomiędzy chondrytami węglistymi szeregu CV-CO i są z nimi blisko genetycznie spokrewnione. Świeże okazy mają czarną błyszczącą skorupę obtopieniową. Wewnątrz nie wykazują one zmian wywołanych działaniem wody i fyllityzacją krzemianów. Są natomiast w znacznym stopniu przekrystalizowane.
Tło skalne ma barwę szarą do ciemnoszarej spowodowaną znaczą domieszką magnetytu. W jego składzie dominują bogate w żelazo oliwiny (fajalit) i pirokseny. Tkwią w nim trudne do zauważenia chondry które stanowią około 15% masy meteorytu. Mają one wielkość pośrednią pomiędzy chondrami z chondrytów węglistych typu CV i CO. Pospolicie występują również białe inkluzje CAI. które często osiągają znaczne rozmiary. Niekiedy obecne są także żyłki szkliwa.
Nie wiadomo dokładnie jaki jest wiek chondrytów węglistych typu CK. Najwyższa zawartość inkluzji CAI wskazuje że tworzyły się one we wczesnym okresie kształtowania się Układu Słonecznego. Duża domieszka magnetytu może natomiast świadczyć że ich materia formowała się w warunkach utleniających.

         

Chondryt węglisty CK5/6 Chondry. Sahara, Maroko (NWA 3081) kształt: płytka
wymiary: 45x27x1 mm
waga: 4,3 g
2011.03.14/ME/050/45.70

.

            Chondryty węgliste typu CO3 - składem mineralnym przypominają one chondryty zwyczajne. Stanowią również najbardziej ubogi w węgiel typ chondrytów węglistych. Świeże okazy mają czarną błyszczącą skorupę obtopieniową.
Tło skalne ma barwę ciemnoszarą. Tworzą je ziarna oliwinów i piroksenów. Tkwią w nim bardzo liczne małe chondry stanowiące do 70% objętości meteorytu. W znacznych ilościach występuje również żelazo niklonośne tworzące małe wydzielenia nieregularnie rozproszone w masie krzemianów. Rzadko natomiast spotyka się inkluzje CAI ale są one z reguły bardzo małe.
Nie wiadomo dokładnie jaki jest wiek chondrytów węglistych typu CO. Dotychczas nie znaleziono również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Znaczny udział żelaza rodzimego świadczy że pierwotna materia tych meteorytów tworzyła się w warunkach jeszcze bardziej redukcyjnych (beztlenowych) niż
chondrytów węglistych typu CV.

Chondryt węglisty CO3.2   Kainsaz (Tatarskaya), Rosja
obw. Moslyumovskij
kształt: płytka
wymiary: 13x9x1 mm
waga: 0,28 g
2008.01.21/ME/045/7.55

.

            Chondryty węgliste typu CR2 - są genetycznie związane z bogatymi w żelazo niklonośne chondrytami węglistymi typu CH i CB. Wewnątrz wykazują objawy przeobrażenia przez wodę i fyllityzacji.
Tło skalne ma ciemną barwę. Jest ono wyjątkowo drobnoziarniste, złożone głównie z fragmentów chondr oraz okrągławych inkluzji żelaza niklonośnego i troilitu które mogą stanowić do 10% jego objętości. W podrzędnych ilościach (do 1%) występuje chrom rodzimy. W tle tym tkwią duże i wyraźnie widoczne pomarańczowe chondry. Stanowią one do 50% objętości meteorytu. Część z nich jest przeobrażona w chloryty i serpentyny przy czym chondry zmienione występują obok świeżych. Może to świadczyć że ich przeobrażenie nastąpiło jeszcze w pierwotnej mgławicy. Wyróżniono chondry oliwinowe, oliwinowo-piroksernowe i piroksenowe. Mają one przeważnie budowę porfirową. Zwykle są otoczone obwódkami ziaren oliwinów i piroksemów lub serpentynów i kalcytu, rzadziej żelaza niklonośnego. Te ostatnie niekiedy przenika do wnętrza chondr a nawet tworzy w nich inkluzje. Rzadko natomiast spotyka się inkluzje CAI. W niektórych chondrytach  węglistych typu CR2 zaobserwowano także zabarwione rozproszonym magnetytem czarne okruchy materii chondrytów węglistych typu CI i CM.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek chondrytów węglistych typu CR.
 Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 2 Pallas z głównego pasa planetoid.

    

Chondryt węglisty CR2 Chondry, biała inkluzja CAI. Sahara, Maroko (NWA 6216) kształt: płytka
wymiary: 32x15x3 mm
waga: 3,0 g
2011.03.22/ME/055/21.10

.

            Chondryty węgliste typu CH2-3 - są genetycznie związane z bogatymi w żelazo niklonośne chondrytami węglistymi typu CR i CB. Wewnątrz wykazują pewne objawy fyllityzacji i przeobrażenia ślady działania wody. Mają postać brekcji złożonej z okruchów różnych typów chondrytów. Są one spojone drobnoziarnistą krzemianową masą w której tkwią liczne małe i najczęściej pokruszone chondry oraz mikroinkluzje CAI. Zawierają duże owalne inkluzje kamacytu które mogą stanowić do 15% ich objętości. Są natomiast ubogie w składniki lotne.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek chondrytów węglistych typu CH. Przypuszcza się że ich materia uformowała się w pobliżu orbity Merkurego we wczesnej fazie kształtowania Układu Słonecznego (ma o tym świadczyć obfitość żelaza niklonośnego) a następnie została wypchnięta do pasa planetoid.

.

            Chondryty węgliste typu CB3 (Bencubbinity) - są genetycznie związane z bogatymi w żelazo niklonośne chondrytami węglistymi typu CR i CH.
Tło skalne ma ciemną barwę. Jest ono złożone głównie z w różnym stopniu zbrekcjonowanych i częściowo obtopionych chondr oraz dużych inkluzji kamacytu. Te ostatnie mogą stanowić nawet ponad 50% objętości meteorytu. Niekiedy spotyka się również inkluzje CAI.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek chondrytów węglistych typu CB.
 Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 2 Pallas z głównego pasa planetoid.

.

            Chondryty węgliste niezgrupowane - stanowią grupę chondrytów węglistych które nie pasują do żadnego z wyżej wymienionych typów. Meteoryty te określa symbolem CC lub CC UNGR. Część z nich po szczegółowych badaniach okaże się zapewne nietypowymi przedstawicielami istniejących już grup. Niektóre jednak zdają się stanowić odmienne typy i jedynie brak większej ilości okazów uniemożliwia ich wyróżnienie.

.

            Chondryty zwyczajne - są najbardziej rozpowszechnioną grupą meteorytów. Stanowią one ponad 85% wszystkich znanych spadków. Zawierają głównie oliwiny, ortopirokseny oraz pewną ilość żelaza niklonośnego (wyraźnie przyciągają magnes). Wiek tych meteorytów szacuje się na około 4,5 mld. lat. Ich macierzystymi ciałami są przypuszczalnie planetoidy z grupy NEO których orbity przebiegają w pobliżu orbity Ziemi.
Ze względu na zawartość żelaza i skład mineralny chondryty zwyczajne dzieli się na:
chondryty zwyczajne typu H, chondryty zwyczajne typu Lamfoteryty.

.

            Chondryty zwyczajne typu H3-7 (chondryty oliwinowo-bronzytowe) - charakteryzują się wysoką ogólną zawartością żelaza (25-31%) i dużą żelaza niklonośnego  (16-21%) w związku z czym wyraźnie przyciągają magnes. Okazy świeże mają szaro-czarną, matową skorupę obtopieniową. Zwykle na jej powierzchni widoczne są liczne małe gruzełki metalu.
Tło skalne ma barwę szarą. Wietrzejąc staje się ciemno-brązowe z powodu utlenienia żelaza niklonośnego. Składa się ono w 25-40% z oliwinów i w 25-35% z bronzytu. W mniejszych ilościach towarzyszy im oligoklaz. Podrzędnie występuje chromit i chlorapatyt a rzadko diopsyd. W tle tym tkwią mniej lub bardziej wyraźnie widoczne chondry oraz różnej wielkości inkluzje żelaza niklonośnegotroilitu (około 5%). Spotyka się również brekcje złożone z okruchów różnych podtypów petrologicznych chondrytów zwyczajnych typu H.
Wiek chondrytów zwyczajnych typu H szacuje się na 4,43 do 4,59 mld lat.  Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 6 Hebe z głównego pasa planetoid.

    

Chondryt zwyczajny H5 Chondry, żelazo-nikiel El Hammami, Mauretania kształt: płytka
wymiary:
34x31x3 mm
waga:
8,3 g
1998.10.25/ME/008/8.60

 

    

    

Chondryt zwyczajny H5 Żelazo-nikiel. Częściowo zachowana skorupa obtopieniowa Ciołkowo, Polska (Pułtusk) kształt: piętka
wymiary:
22x15x11 mm
waga:
3,7 g
1999.06.04/ME/011/(25.00)/a-c

 

    

Chondryt zwyczajny H5 Zachowana skorupa obtopieniowa Obryte, Polska (Pułtusk) kształt: cały
wymiary: 22x15x12 mm
waga: 5,7 g
2001.03.03/ME/027/50.00

.

            Chondryty zwyczajne typu L3-7 (chondryty oliwinowo-hiperstenowe) - charakteryzują się dość dużą ogólną zawartością żelaza (20-25%) ale małą żelaza niklonośnego (4-10%) w związku z czym słabiej przyciągają magnes. Okazy świeże  mają szaro-czarną, matową skorupę obtopieniową w czym łudząco przypominają chondryty zwyczajne typu H.
Tło skalne ma zazwyczaj barwę jasnoszarą, ale zdarzają się też okazy o wnętrzu ciemnozielonym a nawet czarnym. Składa się ono w 35-60% z oliwinów, 25-35% z hiperstenu i 5-10% z  plagioklazów, Tkwią w mim mniej lub bardziej wyraźnie widoczne chondry oraz różnej wielkości inkluzje troilitu (około 5%) i znacznie rzadsze niż chondrytach zwyczajnych typu H wydzielenia żelaza niklonośnego (1-10%).  Spotyka się również brekcje złożone z okruchów różnych podtypów petrologicznych chondrytów zwyczajnych i to zarówno typu L, H jak i LL.
Wiek chondrytów zwyczajnych typu L szacuje się na 4,38 do 4,44 mld lat. Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do okresowo zbliżającej się do Ziemi planetoidy 433 Eros.

    

Chondryt zwyczajny L3 Na powierzchni guzki żelazo-niklu Boudnib, Maroko (NWA 469) kształt: piętka
wymiary:
19x13x9 mm
waga:
3,0 g
2000.07.07/ME/023/4.30

 

Chondryt zwyczajny L6   Sahara, Maroko (NWA 4292) kształt: cały
wymiary: 19x11x9mm
waga: 2,5 g
2010.09.18/ME/048/D
Dar Pana Pawła Żochowskiego z Warszawy

.

            Chondryty zwyczajne typu LL1-7 (amfoteryty, chondryty oliwinowo-pigeonitowe) - charakteryzują się niską ogólną zawartością żelaza (19-22%) i niską zawartością żelaza niklonośnego (1-3%) w związku z czym słabo przyciągają magnes. Wewnątrz  wykazują objawy znacznego metamorfizmu. W okazach najbardziej zmienionych praktycznie nie widać chondr a minerały tła skalnego noszą wyraźne ślady obtopienia. Świeże okazy mają grubą, czarną i raczej gładką skorupę obtopieniową.
Tło skalne ma barwę szarą. W jego składzie dominują oliwiny i pigeonit. Tkwią w nim mniej lub bardziej wyraźnie widoczne chondry. Inkluzje żelaza niklonośnego występują sporadycznie i mają niewielkie rozmiary.
Wiek chondrytów zwyczajnych typu LL szacuje się na 4,43 do 4,50 mld lat. Mała zawartość żelaza zarówno wchodzącego w skład minerałów krzemianowych jak i występującego w postaci rodzimej wskazuje że ich materia uformowała się w warunkach bardziej utleniających niż materia chondrytów zwyczajnych typu H i L. Dotychczas jednak nie znaleziono żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego.

    

         

Amfoteryt LL5 Chondry, żelazo-nikiel Tuxtuac, Meksyk (Zacatecas) kształt: okruch
wymiary:
18x15x6 mm
waga:
3,0 g
2001.04.01/ME/028/37.50

 

         

Amfoteryt LL6 Brekcja poprzecinana żyłkami szkliwa Kilabo, Nigeria kształt: okruch
wymiary: 10x7x4 mm
waga: 0,6 g
2010.09.19/DEP/25
Depozyt Pani Ewy Borzęckiej z  Warszawy

 

            Chondryty zwyczajne niezgrupowane - stanowią grupę chondrytów zwyczajnych które nie pasują do żadnego z wyżej wymienionych typów. Meteoryty te określa symbolem C lub C UNGR. Część z nich po szczegółowych badaniach okaże się zapewne nietypowymi przedstawicielami istniejących już grup. Niektóre jednak zdają się stanowić odmienne typy i jedynie brak większej ilości okazów uniemożliwia ich wyróżnienie.

.

            Chondryty typu E3-7 (chondryty enstatytowe) - ze względu na zawartość żelaza dzielą się na dwa podtypy: EL3-7 o niedoborze Fe i EH3-6 o nadmiarze Fe. Wyraźnie przyciągają magnes. Mają jasną czasem nawet bezbarwną skorupą obtopieniową.
Tło skalne ma piaskową lub jasno-szarą barwę. W jego składzie dominuje enstatyt stanowiący około 65% masy meteorytu. Plagioklazy występują w ilości zaledwie 5%. W śladowych ilościach spotyka się diopsyd, trydymit i cristobalit oraz nie znany z innych typów meteorytów kwarc. W tle tym tkwią liczne ale trudno zauważalne chondry oraz drobne inkluzje kamacytu (15%) z domieszką krzemków żelaza i troilitu (10%). Podobny skład miała prawdopodobnie materia z której powstała nasza Ziemia.
W
iek chondrytów typu E szacuje się na 4,43 do 4,51 mld lat.  Prawie całkowity brak żelaza w minerałach krzemianowych i jego znaczny udział w postaci rodzimej świadczą że pierwotna materia tych meteorytów tworzyła się w warunkach silnie redukcyjnych (beztlenowych). Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 16 Psyche z głównego pasa planetoid.

    

Chondryt enstatytowy EL6/7   Sahara, Maroko (NWA 4295) kształt: płytka
wymiary: 41x17x5 mm
waga: 7,5 g
2008.01.31/ME/046/8.60

 

            Nietypowym (anomalnym) chondrytem typu E jest polskie Zakłodzie którego wiek określono na około 4,4 mld. lat. Jego tło skalne ma barwę jasną do ciemnoszarej. Dominuje w nim enstatyt żelazowy, klinoenstatyt i albit w czym meteoryt ten przypomina ziemski websteryt plagioklazowy. W podrzędnych ilościach występuje kamacyt, troilit, schreibersyt, wurtzyt i oldhamit.

.

            Chondryty typu R3-6 (rumurutyty) - charakteryzują się znaczną ogólną zawartością żelaza przy praktycznie całkowitym braku żelaza rodzimego w związku z czym bardzo słabo przyciągają magnes. Wnętrze często stanowi silnie utleniona brekcja złożona z jasnych i ciemnych okruchów tkwiących w bardzo drobnoziarnistym tle skalnym. Okruchy  jasne z nielicznymi chondrami są fragmentami różnych podtypów petrologicznych tych chondrytów. Osiągają one rozmiary do 10 mm. Ich głównymi składnikami są oliwiny. Ciemne okruchy wielkości do 4 mm tworzy troilit, magnetyt i chromit.
Tło skalne ma barwę czerwonawą. Dominują w nim oliwiny (fajalit) stanowiące  około 70% jego masy. W podrzędnych ilościach występują pirokseny, pirotyn (nietypowy składnik meteorytów), pentlandyt i chromit a w śladowych chalkopiryt, taenit (poniżej 0,1%) i złoto rodzime którego ziarna osiągają wielkość do kilku μm.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek chondrytów typu R. Nie znamy również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Zbrekcjonowanie, duża zawartość obcych wtrąceń i pochodzących z wiatru słonecznego gazów szlachetnych wskazują że macierzystą materią tych meteorytów mógł być regolit pokrywający powierzchnie jakiejś planetoidy.

    

Rumurutit R3,9 Troilit, żelazo-nikiel Maroko (NWA 753) kształt: piętka
wymiary:
21x14x5 mm
waga:
2,4 g
2005.04.02/ME/036/17.65

.

            Chondryty typu K3 (kakangariity) - chemicznie i izotopowo są niepodobne do żadnego innego typu chondrytów. Wyraźnie przyciągają magnes. Wnętrze nie wykazuje większych przeobrażeń wywołanych metamorfizmem termicznym. W tle skalnym tkwią liczne dobrze widoczne chondry stanowiące około 20% objętości meteorytu. W znacznych ilościach występują również inkluzje troilitu i żelaza niklonośnego. To ostatnie może tworzyć drobne wydzielenia zarówno w tle skalnym jak i w chondrach.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek chondrytów typu K. Nie znamy również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego.

.

Achondryty

            Są fragmentami skał pochodzących z powierzchni planet i ich księżyców lub z wnętrza większych planetek których materia uległa całkowitemu stopieniu i rozwarstwieniu na skorupę i metaliczne jądro. Swoją budową przypominają niektóre skały ziemskie pochodzenia magmowego lub wylewnego. Mają budowę krystaliczną ale często są zbrekcjonowane.  Zupełnie lub prawie zupełnie nie zawierają chondr. Niemal wcale nie ma w nich również żelaza niklonośnego i troilitu w związku z czym na ogół nie przyciągają one magnesu. Cechy te sprawiają że po dłuższym przebywaniu na Ziemi stają się nierozróżnialne od typowych dla naszego globu skał magmowych.
Ze względu na pochodzenie i skład mineralny achondryty dzielimy na:
- pierwotne - acapulcoity, lodranitybrachinity, winonity.
- planetoidalne - angryty, aubryty, urelity i podgrupa HED (howardyty, euryty, diogenity).
- planetarne  - podgrupa SNC (schergottyty, nakhlity i chassignity).
- księżycowe - lunaity
.

.

            Acapulcoity - należą do grupy pierwotnych achondrytów. Świeże okazy mają ciemnobrązową do czarnej, matową skorupę obtopieniową. Wewnątrz wykazują umiarkowany stopień przetopienia i rekrystalizacji.
Tło skalne ma skład mineralny pośredni między chondrytami enstatytowymi i chondrytami zwyczajnymi typu H ale jest wyraźnie bardziej gruboziarniste. W jego składzie dominują oliwiny i ortopirokseny. W podrzędnych ilościach towarzyszą im plagioklazy. W tle tym tkwią żyłki i inkluzje żelaza niklonośnego których wielkość waha się od kilku μm do jednego cm oraz znacznie rzadsze i mniejsze wydzielenia troilitu. W niektórych okazach dostrzeżono również pojedyncze chondry.
Nie wiadomo jaki jest wiek acapulcoitów.
Dotychczas nie znaleziono również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Pod względem składu mineralnego i izotopowego są one zbliżone do lodranitów co może świadczyć że pochodzą ze wspólnego źródła. Utworzyły się prawdopodobnie z materii chondrytów ale o składzie innym od chondrytów zwyczajnych a następnie uległy metamorfizmowi termicznemu. Procesy te miały miejsce w bardzo wczesnej historii układu słonecznego.

.

            Lodranity - należą do grupy pierwotnych achondrytów. Świeże okazy mają czarną, niezbyt efektowną skorupę obtopieniową. Wewnątrz przypominają acapulkoity ale są nieco bardziej gruboziarniste i silniej zmetamorfizowane termicznie.
W składzie tła skalnego dominują różnej wielości ziarna zielonych oliwinów oraz bronzytu. W podrzędnych ilościach występują plagioklazy a w śladowych chromit. W tle tym tkwią liczne, masywne żyłki i inkluzje żelaza niklonośnego którego ilość w ogólnej masie meteorytu dochodzi do 20%. W niewielkich ilościach pojawia się również troilit.
Nie wiadomo jaki jest wiek lodranitów.
Dotychczas nie znaleziono również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Pod względem składu mineralnego i izotopowego przypominają one
acapulcoity co może świadczyć że pochodzą ze wspólnego źródła. Są jednak silniej przetopione i rekrystalizowane a więc muszą pochodzić z głębszych stref ich macierzystego ciała.

    

Lodranit Zbrekcjonowany Sahara, Maroko (NWA 4478) kształt: płytka
wymiary: 17x11x4 mm
waga: 1,9 g
2011.03.15/ME/051/30.70

.

            Brachinity (achondryty oliwinowo-pigeonitowe) - należą do grupy pierwotnych achondrytów. Składem mineralnym przypominają one ziemskie dunity i perydotyty. Charakteryzują się dość dużą ogólną zawartością żelaza (20%) ale praktycznie nie zawierają żelaza rodzimego. Świeże okazy mają czarną, matową skorupę obtopieniową. Wewnątrz są zwykle jednorodne i nie zawierają chondr.
Tło skalne ma barwę jasnobrązową do ciemnobrązowej. W jego składzie dominują ziarna oliwinów stanowiące 74-98% masy meteorytu. W podrzędnych ilościach występują ortopirokseny (do 2,4%), klinopirokseny (1,5-8%), plagioklazy (6,7-12,9%), chromit (0,5-1,2%)  i troilit (1,8-4%) a w śladowych różne fosforany, schreibersyt i niekiedy żelazo niklonośne.
W
iek brachinitów ocenia się na około 4,5 mld lat. Prawdopodobnie powstały one z materii podobnej do chondrytów a następnie uległy częściowemu przetopieniu i rekrystalizacji. Dotychczas nie znaleziono jednak żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego.

    

Brachinit Żelazo-nikiel Sahara, Maroko (NWA 6292) kształt: płytka
wymiary: 15x8x3 mm
waga: 0,9 g
2011.03.20/ME/054/21.50

.

            Winonaity - należą do grupy pierwotnych achondrytów. Wewnątrz są drobnoziarniste i najczęściej nie zawierają chondr. Składem mineralnym przypominają jednak chondryty enstatytowe.
Tło skalne ma barwę ciemnobrązową. Dominują w nim drobne ziarna piroksenów i oliwinów (forsteryt). Zawiera również liczne żyłki i inkluzje żelaza niklonośnego i troilitu.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek winonitów. Nie znamy również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Prawdopodobnie powstały one z materii podobnej do chondrytów która uległa później całkowitej rekrystalizacji. Składem mineralnym przypominają wrostki krzemianowe w oktaedrytach typu IAB co może świadczyć że oba te typy meteorytów pochodzą ze wspólnego źródła.

    

Winonait Zbrekcjonowany żelazo-nikiel Sahara, Maroko (NWA 4024) kształt: płytka
wymiary: 10x7x4 mm
waga: 0,56 g
2011.03.16/ME/052/26.10

.

            Angryty (achondryty augitowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia plenetoidalnego. Składem mineralnym przypominają one ziemskie bazalty. Świeże okazy mają czarną skorupę obtopieniową. Wewnątrz są średnioziarniste i często porowate przy czym liczne okrągławe pory mogą osiągać średnicę nawet do 2,5 cm.
Tło skalne ma barwę jasnoszarą do ciemnoszarej często z zielonawym odcieniem. W jego składzie dominuje fassait stanowiący do 80% masy meteorytu. W podrzędnych ilościach występuje diopsyd wapniowo-glinowo-tytanowy i plagioklazy (anortyt) a w śladowych oliwiny zasobne w Ca, kirschsteinit, troilit i spinel.
Wiek angrytów szacuje się na 4,56 mld lat. Pochodzą one prawdopodobnie z ciał podobnych do planetoidy 289 Nenetta lub 3819 Robinson z głównego pasa planetoid. Obecne w strukturze angrytów liczne pory mogą wskazywać na ich wulkaniczne pochodzenie. Były by to więc najstarsze skały magmowe w Układzie Słonecznym.

    

Angryt   Sahara, Maroko (NWA 2999) kształt: płytka
wymiary: 10x6x2 mm
waga: 0,276 g
2008.02.12/ME/047/22.30

.

            Aubryty (achondryty enstatytowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia plenetoidalnego. Świeże okazy mają jasno-brązową w różnych odcieniach skorupę obtopieniową. Wewnątrz są gruboziarniste a nawet wielko-krystaliczne (struktura pegmatytowa). Większość aubrytów jest również zbrekcjonowana lub ma postać brekcji regolitowej co sprawia że są one dość kruche. Niekiedy brekcje takie zawierają okruchy materii chondrytów w tym również fragmenty nie znanych z samodzielnych okazów chondrytów forsterytowych.
Tło skalne ma barwę białą do jasnożółtej.
W jego składzie dominuje enstatyt występujący w postaci dużych ale pokruszonych, białych kryształów o długości do 10 cm. W podrzędnych ilościach występują oliwiny (forsteryt) i oligoklaz a w śladowych kamacyt, troilit tytanowy, schreibersyt, diopsyd, alabandyn, daubréelit, grafit, diament i miedź rodzima.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek aubrytów. Pod względem zawartości enstatytu są one
podobne do chondrytów enstatytowych co może wskazywać że pochodzą ze wspólnego źródła. Być może ciałem macierzystym aubrytów jest okresowo zbliżająca się do Ziemi planetoida nr 3103 Eger.

         

Aubryt Skała enstatytowa Mt. Egerton, Australia kształt: piętka
wymiary:
11x11x4 mm
waga:
0,5 g
1999.10.23/ME/018/6.25

.

            Urelity (achondryty oliwinowo-pigeonitowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia plenetoidalnego. Świeże okazy mają czarną skorupę obtopieniową. Wewnątrz są średnio- do gruboziarnistych. Wiele urelitów jest brekcjami. Często zawierają one ciemne okruchy chondrytów węglistych i różnych innych typów chondrytów. Zawierają one również gazy szlachetne charakterystyczne dla wiatru słonecznego co może wskazywać że materiałem wyjściowym do ich powstania był zalegający na powierzchni planetoidy regolit.
Tło skalne ma barwę ciemo-szarą lub brązowawą. W jego składzie dominują oliwiny i mniej liczny pigeonit. W podrzędnych ilościach występuje troilit, żelazo niklonośne, diament i trydymit. W tle tym tkwią żyłki i nieregularne wydzielenia czarnej materii węglistej (grafit). Zawiera ona mikroskopijne ziarna lonsdaleitu (diamentów 2H) których ilość w ogólnej masie meteorytu może dochodzić do 1%.
Nie wiadomo jaki jest dokładnie wiek urelitów. Nie znamy również żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego.

    

Urelit Lonsdaleit C Shisr 007, Oman kształt: płytka
wymiary:
23x20x4 mm
waga:
2,43 g
2004.10.03/ME/035/75.00

.

            Achondryty grupy HED (howardyty, eukryty, diogenity) mimo iż różnią się od siebie składem mineralnym posiadają pewne cechy które wskazują że mogą pochodzić z jednego wspólnego źródła. Źródłem tym musiała bardzo duża planetoida w której wnętrzu przez pewien czas zachodziły zaawansowane procesy magmowe. Spowodowały one utworzenie się skał składem mineralnym przypominających ziemskie bazalty, doleryty, gabra itp. Działo się to około 4,43-4,55 mld lat temu. W wyniku późniejszego zderzenia z innym ciałem kosmicznym fragmenty tych skał zostały wyrzucone w przestrzeń kosmiczną dając początek achondrytom grupy HED. Obecnie panuje powszechne przekonanie że ciałem macierzystym tych meteorytów była planetoida 4 Westa z głównego pasa planetoid. W pobliżu jej południowego bieguna znajduje się olbrzymi krater o średnicy około 460 km i głębokości około 30 km będący widomym śladem dawnej katastrofy.

.

            Howardyty (achondryty piroksenowo-plagioklazowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia planetoidalnego. Świeże okazy mają czarną, połyskującą skorupę obtopieniową. Wewnątrz są zawsze silnie zbrekcjonowane. Zawierają liczne, różnej wielkości fragmenty jasnej materii eukrytów i nieco ciemniejszej diogenitów, a niekiedy również chondrytów (gównie chondrytów węglistych) scementowane szarą sproszkowaną masą skalną (brekcja regolitowa).
W składzie tła skalnego przeważają pirokseny (bronzyt) i augit lub bytownit. W podrzędnych ilościach występują oliwiny i pigeonit, a w śladowych żelazo niklonośne, ilmenittroilit i trydymit.
Obecnie panuje powszechne przekonanie że ciałem macierzystym howardytów była planetoida Westa 4 z głównego pasa planetoid. Powstały one z zalegającego na jej powierzchni rozkruszonego w wyniku kolejnych zderzeń materiału skalnego (regolit). Świadczą o tym zawarte w nich gazy szlachetne których skład izotopowy wskazuje że pochodzą z wiatru słonecznego. Regolit howardytowy został scementowany i wyrzucony w przestrzeń kosmiczną w wyniku zderzenia Westy 4 z inną planetoidą zbudowaną prawdopodobnie z materii chondrytowej typu węglistego. Świadczą o tym tkwiące w ich wnętrzu okruchy  chondrytów węglistych.

    

         

Howardyt Ziarna piroksenów Sahara, Maroko (NWA 1943) kształt: piętka
wymiary:
13x7x4 mm
waga:
0,6 g
2006.05.05/ME/039/13.75

.

            Eukryty (achondryty pigeonitowo-plagioklazowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia planetoidalnego. Składem mineralnym są one podobne do ziemskich bazaltów. Świeże okazy mają czarną połyskującą skorupę obtopieniową. Wewnątrz są najczęściej zbrekcjonowane i kruche.
Tło skalne ma barwę jasnoszarą ale wietrzejąc staje się brązowe. W jego składzie dominują pirokseny (pigeonit lub augit) oraz tworzące wydłużone ziarna plagioklazy (anortyt lub bytownit). W podrzędnych ilościach występują oliwiny a w śladowych żelazo niklonośne, ilmenit i troilit.
Wiek eukrytów szacuje się na  4,43 do 4,57 mld lat. Obecnie panuje powszechne przekonanie że ich ciałem macierzystym była planetoida Westa 4 z głównego pasa planetoid. Są one fragmentami skał tworzących zalegające na jej powierzchni pokrywy lawowe. Okazy zberkcjonowane mogą w swoim składzie zawierać do 10% okruchów materii diogenitów.

         

Eukryt Zachowana skorupa obtopieniowa Dhofar 007, Oman kształt: piętka
wymiary:
23x20x11 mm
waga:
7,6 g
2006.12.04/ME/041/3.75

.

            Diogenity (achondryty hiperstenowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia planetoidalnego. Większość z nich składem mineralnym przypomina ziemskie piroksenity ale znane są również odmiany oliwinowe podobne do perydotytów. Świeże okazy mają czarną, matową skorupę obtopieniową. W środku są gruboziarniste i najczęściej zbrekcjonowane.
Tło skalne ma barwę jasnoszarą do zielonawej ale wietrzejąc staje się brązowe. W jego składzie dominuje hipersten który miejscami tworzy duże  zielone kryształy. W podrzędnych ilościach występuje bytownit i oliwin a w śladowych troilit, żelazo niklonośne i chromit.
Wiek diogenitów szacuje się na  4,45 mld lat. Obecnie panuje powszechne przekonanie że ich ciałem macierzystym była planetoida Westa 4 z głównego pasa planetoid. Są one fragmentami skał powstałych w wyniku procesów magmowych zachodzących w głębi jej skorupy. Okazy zberkcjonowane mogą w swoim składzie zawierać ponad 10% okruchów materii eukrytów.

         

Diogenit Częściowo zachowana skorupa obtopieniowa Balanga, Burkina Faso kształt: piętka
wymiary:
14x10x6 mm
waga:
1,1 g
2005.04.02/ME/037/28.50

.

            Lunaity są fragmentami skał pochodzenia księżycowego. Ich wiek szacuje się na 2,8 - 4 mld. lat. Składem mineralnym przypominają one ziemskie anortozyty i bazalty lub stanowią brekcję będącą mieszaniną okruchów tych skał i scementowanego pyłu. Większość z nich różni się jednak od próbek gruntu księżycowego przywiezionego przez misje księżycowe. Przypuszcza się zatem że pochodzą one z wyżyn ciemnej strony Srebrnego Globu która nie była penetrowana. Okazy z nizin (Mare) widocznej strony są natomiast bardzo rzadkie.
Ze względu na skład mineralny i genezę lunaity dzieli się na:
brekcje anortozytowe, lunaity bazaltowe i brekcje regolitowe.

.

Brekcje anortozytowe (LUN A) - należą do grupy achondrytów pochodzenia księżycowego. Składem mineralnym przypominają one niektóre ziemskie głębinowe skały magmowe. Świeże mają oliwkowo-zielona skorupę obtopieniową. Wewnątrz są gruboziarniste ale zwykle silnie zbrekcjonowane. Mają barwę jasnoszarą do ciemnoszarej. Zawierają duże białe ziarna skał składem mineralnym przypominających ziemskie anortozyty, noryty, gabra lub gabronoryty, oraz małe ciemne okruchy bazaltów i szkliwa. Niekiedy wykazują one objawy częściowego obtopienia i rekrystalizacji. Tkwią w ciemnym cieście utworzonym z mikronowej wielkości ziaren pyłu skalnego, rzadziej w drobnoziarnistej masie oliwinowo-piroksenowej.
Pierwotnie brekcje anortozytowe były bardzo starymi grubokrystalicznymi, głębinowymi skałami magmowymi tworzącymi księżycowe wyżyny. Z czasem w wyniku licznych zderzeń naszego satelity z innymi ciałami kosmicznymi uległy one zbrekcjonowaniu i granulacji a niekiedy również częściowemu przetopieniu i rekrystalizacji. Później w wyniku kolejnego uderzenia zostały wyrzucone w przestrzeń kosmiczną. Co ciekawe znajdowane obecnie na Ziemi meteoryty tego typu pochodzą głownie z ciemnej strony Księżyca.

Lunait Brekcja anortozytowa z powierzchni Księżyca Dhofar 307, Oman kształt: płytka
wymiary:
6x5x1 mm
waga:
0,088 g
2003.11.29/ME/032/125.00

.

Lunaity bazaltowe (LUN B) - są rzadkim typem achondrytów pochodzenia księżycowego. Składem mineralnym przypominają one ziemskie bazalty, doleryty lub gabra. Świeże okazy mają czarną matową skorupę obtopieniową. Wewnątrz  są drobnoziarniste (bazalty) do gruboziarnistych (gabroidy).
Tło skalne ma ciemną barwę. W jego składzie dominują plagioklazy i pirokseny. Tkwią w nim fenokryształy oliwinów i augitu. W śladowych ilościach występuje chromit, ilmenit, fluorapatyt, troilit i żelazo niklonośne.
Lunaity bazaltowe są fragmentami młodych skał magmowych tworzących powierzchniowe pokrywy lawowe (
bazalty) lub wypełniających podziemne komory magmowe dawnych wulkanów (gabroidy). Ich skład mineralny jest zbliżony do składu próbek przywiezionych przez misje księżycowe. Wskazuje to że pochodzą one głównie z nizin (Mare) widocznej strony srebrnego globu.

.

Brekcje regolitowe (LUN C) - należą do grupy achondrytów pochodzenia księżycowego. Świeże okazy mają matową skorupę obtopieniową o barwie od czarnej poprzez brązową do oliwkowo-zielonej. Wewnątrz są szare. Stanowią brekcję złożoną głównie z występujących w różnych stosunkach białych ziaren materiału anortozytów i ciemnych okruchów bazaltów. Około 1-1,5% jej masy stanowią fragmenty materii składem mineralnym zbliżonej chondrytów węglistych typu CI1. Ponadto brekcja ta zawiera liczne kulki i okruchy szkliwa o barwie żółtej, pomarańczowej, brunatnej itp. Spoiwo stanowi mieszanina drobnoziarnistej materii skalnej, pyłu o wielkości cząstek 60-100 μ i szkliwa.
Pod względem mineralogicznym brekcja regolitowa składa się ze skaleni (głównie plagioklazów  wapniowych) stanowiących około 30% jego objętości, piroksenów i oliwinów (50-60%) oraz ilmenitu (10-20%). Trafiają się również pojedyncze ziarna żelaza niklonośnego.
Regolit jest rozprzestrzeniony są na całej powierzchni Księżyca dlatego dość trudno jest ustalić z którego miejsca Srebrnego Globu pochodzą powstałe z niego fragmenty brekcji.

.

            Achondryty grupy SNC (schergottyty, nakhlity i chassignity) mają zróżnicowany skład mineralny przypominający ziemskie skały magmowe typu bazaltów, ryolitów, lherzolitów i harzburgitów. Posiadają jednak pewne cechy które wskazują że pochodzą z jednego wspólnego źródła. Charakteryzują się również na ogół młodym wiekiem ocenianym na 0,15-1,35 mld. lat (wyjątkowo spotyka się utwory starsze o wieku nawet 3,8 mld. lat). Wskazuje to że ich źródłem musiała być planeta ponieważ tylko we wnętrzu planet mogły przez tak długi okres czasu zachodzić zaawansowane procesy magmowe. Obecnie wiemy już że ciałem macierzystym achondrytów grupy SNC był Mars. Świadczą  o tym zamknięte w ich porach gazy szlachetne których skład izotopowy wskazuje że pochodzą z marsjańskiej atmosfery. Co ciekawe wszystkie te meteoryty zawierają pewne ilości minerałów zmienionych pod wpływem wody co świadczy że musiała ona kiedyś płynąć po powierzchni Czerwonej Planety. W niektórych z nich wykryto również ślady związków organicznych (w tym także aminokwasów) które mogą być pozostałościami jakiś form życia istniejących niegdyś na Marsie.

.

            Schergottyty - dawniej były traktowane jako odmiana eukrytów. Późniejsze badania jednak że należą one do grupy achondrytów pochodzenia marsjańskiego. Stanowią fragmenty drobnoziarnistych skał magmowych młodego wieku. Składem mineralnym przypominają one ziemskie bazalty i lherzolity są jednak zbudowane z nieco większych kryształów plagioklazów i piroksenów.
 Ze względu na skład mineralny i genezę schergottyty dzieli się na: schergottyty bazaltowe, schergottyty porfirowe i schergottyty iherzolitowe.

.

Schergottyty bazaltowe - składem mineralnym przypominają ziemskie bazalty właściwe (podtyptyp A) lub bazalty oliwinowe (podtyp B). Świeże okazy mają czarną lśniącą skorupę obtopieniową. Wnętrze zwykle wykazuje objawy metamorfizmu szokowego. Tło skalne o barwie szarej ma strukturę średnio do gruboziarnistej. W jego składzie dominuje pigeonit i augit. W mniejszej ilości występują plagioklazy (najczęściej zmienione w maskelynit i szkliwo), oliwiny, ortopirokseny oraz różne tlenki, siarczki i fosforany. Niekiedy spotyka się również uwodnione krzemiany, węglany i siarczany co wskazuje to że pierwotna materia niektórych schergottytów bazaltowych miała kontakt z wodą.
Wiek schergottytów bazaltowych waha się przeważnie w granicach od 150 do 300 mln. lat. Są one więc fragmentami wylewnych skał magmowych młodego wieku. Większość z nich pochodzi prawdopodobnie z rejonu Tharsis i okolic wulkanu Olimp (największy wulkan w Układzie Słonecznym o wysokości ponad 22000 m. nad poziom Marsa).

Shergottyt bazaltowy Skała bazaltowa z powierzchni Marsa Zagami, Nigeria kształt: okruch
wymiary:
5x4x2 mm
waga:
0,06 g
1999.05.14/ME/010/37.50

.

Schergottyty porfirowe - składem mineralnym i teksturą przypominają ziemskie ryolity. Ze względu na rodzaj zawartych fenokryształów dzielą się na dwie odmiany: oliwinową i piroksenową. Świeże okazy mają czarną, matową skorupę obtopieniową. Tło skalne ma barwę jasno- do ciemnozielonej. Stanowi je materia bazaltów zbudowana z plagioklazów zmienionych w maskelynit, którym w mniejszych ilościach towarzyszy augit i oliwiny. Podrzędnie występuje chromit, merrillit, ilmenit i pirotyn. W tle tym tkwią duże fenokryształy oliwinów lub piroksenów.
Schergotyty porfirowe są fragmentami zastygłych na powierzchni Marsa zasobnych w oliwin law
bazaltowych.

.

Schergottyty iherzolitowe - składem mineralnym przypominają ziemskie lherzolity i harzburgity. Świeże okazy mają matową skorupę obtopieniową o barwie czarnej do brązowo-czarnej.  Tło skalne o barwie zielonkawo-żółtej ma strukturę średnioziarnistą. Dominują  w nim średniej wielkości ziarna oliwinów i chromitu oraz duże kryształy ortopiroksenu. W mniejszych ilościach towarzyszą im plagioklazy przeobrażone w maskelynit. Spotyka się również klinopirokseny oraz tlenki i fosforany. W tle tym tkwią mniej lub bardziej liczne czarne ziarna chromitu.
Schergotyty iherzolitowe są fragmentami magmy zastygłej w komorach magmowych marsjańskich wulkanów.

.

            Nakhlity (achondryty diopsydowo-oliwinowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia marsjańskiego. Składem mineralnym przypominają ziemskie doleryty. Świeże okazy mają czarną, błyszczącą skorupę obtopieniową. Tło skalne ma zieloną barwę i cukrowatą strukturę. Dominuje w nim zielony diopsyd stanowiący 75% masy meteorytu któremu podrzędnych ilościach (5%) towarzyszą oliwiny. Ziarna tych minerałów tkwią w drobnoziarnistym cieście skalnym zbudowanym z plagioklazów (szereg oligoklaz-andezyn), zasadowego skalenia, piroksenów oraz tlenków żelaza i tytanu, siarczków i fosforanów. Spotyka się również amfibole, iddingsyt lub smektyty oraz węglany i siarczany co wskazuje że materia nakhlitów miała kontakt z wodą.
Nakhlity są przypuszczalnie fragmentami zastygłej blisko powierzchni Marsa magmy zasadowej. Ich wiek szacuje się na 1,3-1,4 mld. lat. Około 700 mln. lat temu uległy one przemianom pod wpływem wody. Meteoryty te pochodzą prawdopodobnie z wulkanicznego  rejonu Syrtis Major.

.

            Chassignity (achondryty oliwinowe) - należą do grupy achondrytów pochodzenia marsjańskiego. Składem mineralnym przypominają one ziemskie dunity i perydotyty. Świeże okazy mają czarną skorupę obtopieniową. Tło skalne ma barwę od jasnozielonej z małymi czarnymi cętkami szkliwa do ciemnozielonej. Dominuje w nim oliwin stanowiący 90% masy meteorytu  któremu w niewielkich ilościach towarzyszą klinopirokseny, plagioklazy (oligoklaz), chromit  i żelazo niklonośne. Spotyka się również amfibole. Tło to może być pocięte żyłkami ciemnozielonego szkliwa. Szczeliny spękań są wypełnione węglanami i siarczanami co wskazuje że materia chassignitów miała kontakt z wodą.
Wiek chassignitów szacuje się na około 1,36 mld. lat. Powszechnie przypuszcza się że mają one wspólne źródło z Nakhlitami. Odmienny skład izotopowy gazów szlachetnych wskazuje jednak że mogą być one fragmentami zasadowych skał magmowych utworzonych w głębi skorupy Marsa.

.

SYDEROLITY

            Syderolity (meteoryty żelazo-kamienne) stanowią ogniwo pośrednie pomiędzy meteorytami kamiennymi i żelaznymi. Są one mieszaniną żelaza niklonośnego (kamacyt, taenit i plessyt) pochodzącego z jądra jakiejś rozbitej planetoidy i materii krzemianowej (oliwiny lub pirokseny) tworzącej jej płaszcz. Podrzędnie występują plagioklazy, troilit i schreibersyt.
Ze względu na strukturę i skład mineralny meteoryty żelazo-kamienne dzielą się na: pallasyty i mezosyderyty.

.

            Mezosyderyty - należą do grupy meteorytów żelazo-kamiennych. Wewnątrz składają się miej więcej z równych części żelaza niklonośnego i silnie zbrekcjonowanej materii achondrytów. Materia ta złożona jest z różnej wielkości okruchów skalnych składem mineralnym podobnych do ziemskich bazaltów, gabr i piroksenitów. Tkwią one w gruboziarnistym cieście skalnym.
Krzemianowe tło skalne składa się głównie z hiperstenu. W podrzędnych ilościach występują plagioklazy (anortyt lub bytownit) a w śladowych troilit, chromit, schreibersyt, fluorapatyt i oliwin. W tle tym tkwią różnej wielkości i kształtu inkluzje żelaza niklonośnego. Z wyjątkiem dużych wydzieleń nie wykazują one figur Widmanstättena.
Wiek mezosyderytów określa się na około 4,47 mld. lat. Dotychczas jednak nie znaleziono żadnej planetoidy która mogła by być odpowiednikiem ich ciała macierzystego. Ich materia kamienna składem mineralnym przypomina eukryty i diogenity z grupy HED. Żelazo niklonośne składem izotopowym przypomina oktaedryty typu III AB. Wskazuje to że mezosyderyty są mieszaniną materii pochodzącej przynajmniej z dwóch różnych źródeł.

         

          

Mezosyderyt Krzemiany, żyłki żelazo-niklu, zielony morenosyt Vaca Muerta, Chile (Atacama) kształt: piętka
wymiary:
50x40x9 mm
waga:
50,5 g
2000.03.06/ME/021/125.00

.

            Pallasyty - pochodzą przypuszczalnie z pogranicza jądra i płaszcza różnego typu rozbitych planetoid. Są zbudowane głównie z żelaza niklonośnego (ujawnia ono figury Widmanstättena identyczne jak w oktaedrytach typu IIIAB) w którym tkwią różnej wielkości okrągławe zielone lub żółte ziarna oliwinów, rzadziej farringtonitu. W stopie żelazo-niklowym spotyka się również liczne wrostki troilitu i schreibersytu.

         

Pallasyt Oliwin, żelazo-nikiel zawierający ok. 11% Ni Brenham, Stany Zjednoczone kształt: płytka
wymiary: 61x37x3 mm
waga: 17,6 g
2007.01.31/ME/042/20.00

.

SYDERYTY

            Są pozostałościami jąder małych planetek. Ich głównym składnikiem jest żelazo rodzime o znacznej zawartości niklu i niewielkiej domieszce kobaltu. Nie tworzy ono jednolitego stopu lecz występuje pod postacią kamacytu o zawartości 4-7,5% Ni oraz taenitu o zawartości ponad 27-65% Ni.
Charakterystyczną cechą większości syderytów są tzw.
figury Widmanstättena. Mają one postać geometrycznych wzorów utworzonych w wyniku wzajemnych przerostów grubych belkowych kryształów kamacytu  z cienkimi lamelkami taenitu. Wzory te ujawniają się na wypolerowanej i odpowiednio wytrawionej powierzchni meteorytu.
W syderytach często obserwuje się również tzw. linie Neumana będące odzwierciedleniem mechanicznych zbliźniaczeń w strukturze monokryształów kamacytu. Mają one postać przecinających się pod różnym kątem grup równoległych linii które utworzyły się prawdopodobnie w wyniku działania na materię pierwotną meteorytu wysokich ciśnień w czasie zderzeń planetoid w przestrzeni międzyplanetarnej. Często linie Neumana współwystępują razem z figurami Widmanstättena. Ponadto w syderytach obecny bywa plessyt. Z minerałów podrzędnych najpospoliciej występują troilit i wolny węgiel (głównie grafit, rzadko cliftonit). Tworzą one różnej wielkości owalne inkluzje. Często są one otoczone cienkimi obwódkami schreibersytu i cohenitu. Rzadziej minerały te tworzą samodzielne wydzielenia. Spotyka się również małe ziarna plagioklazów ale występują one bardzo rzadko.
Wiek syderytów szacuje się na około 4,57 mld lat.
W zależności od struktury i składu mineralnego syderyty dzielimy na: heksaedryty, oktaedryty, ataksyty i meteoryty anomalne. Warto jednak pamiętać że nie ma pomiędzy nimi wyraźnych granic lecz istnieją liczne formy pośrednie.

.

            Heksaedryty typu IIAB i IIG - zawierają 4,5-6,5% Ni. Składają się prawie wyłącznie z dużych monokryształów kamacytu (często cały meteoryt jest feragmentem jednego monokryształu) układających się równolegle do ścian sześcianu. W związku z tym nie ujawniają one figur Widmanstättena. Doskonale natomiast widoczne są w nich linie Neumana będące efektem deformacji mechanicznych. Zdarzają się również heksaedryty o budowie ziarnistej utworzone z drobnych kryształów kamacytu. W śladowych ilościach w heksahedrytach  występuje schreibersyt, troilit i daubréelit.
Żelazo niklonośne w heksaedrytach jest pod względem składu izotopowego podobne jest podobne do materii oktaedrytów.

    

Heksaedryt IIAB   Północne Chile kształt: płytka
wymiary: 15x9x0,9 mm
waga: 0,69 g
2011.03.13/ME/049/18.60

.

            Oktaedryty - zawierają 6-14% Ni. W ich składzie mineralnym dominuje kamacyt, któremu jednak zawsze w pewnej ilości towarzyszy taenit. Kryształy tych minerałów układają się równolegle do ścian ośmiościanu ujawniając najczęściej figury Widmanstättena. W miarę wzrostu zawartości niklu struktury te stają się coraz cieńsze i subtelniejsze. Wolne przestrzenie pomiędzy kamacytem i taenitem wypełnia plessyt. Często obserwuje się również linie Neumana. W podrzędnych ilościach pojawia się schreibersyt, troilit, cohenit, grafit i lonsdaleit.
Różnice w składzie izotopowym oktaedrytów wykazują że pochodzą z różnych źródeł. Ze względu na wielkość ziaren kamacytu i zawartość Ni wyróżniamy następujące typy oktaedrytów
- bardzo gruboziarniste typu IIAB, IIG - o wielkości belek kamacytu 3,3-50 mm i zawartości niklu 6,5-7,2%.
- gruboziarniste typu IAB, IC, IIE, IIIAB, IIIF - o wielkości belek kamacytu 1,3-3,3 mm i zawartości niklu 6,5-8,5%.
- średnioziarniste typu IAB, IID, IIE, IIIAB, IIIF - o wielkości belek kamacytu 0,5-1,3 mm i zawartości niklu 7,4-10%.
- drobnoziarniste typu IID, IIICD, IIIF, IVA - o wielkości belek kamacytu 0,2-0,5 mm i zawartości niklu 7,8-13%.
- bardzo drobnoziarniste typu IIC, IIICD - o wielkości belek kamacytu poniżej 0,2 mm i zawartości niklu 7,8-13%.
- plesytowe typu IIC, IIF - o wielkości wrzecion kamacytu poniżej 0,2 mm i zawartości niklu 9,2-18%.

    

    

    

Oktaedryt IA Akaganeit β-FeOOH Morasko, Polska kształt: cały
wymiary:
52x40x28 mm
waga:
151,0 g
1999.08.28/ME/013/112.50

 

         

Oktaedryt IA Cohenit Fe3C Morasko, Polska kształt: piętka
wymiary:
41x30x6 mm
waga:
23,6 g
1999.10.24/ME/019/22.50

 

Oktaedryt IIB Głównie kamacyt α-(Fe,Ni) Sikhote-Alin, Rosja kształt: cały
wymiary:
59x34x30 mm
waga:
143,0 g
1997.03.01/ME/002/53.35

 

    

Oktaedryt IIB Regmaglipty Sikhote-Alin, Rosja kształt: cały
wymiary:
41x18x20 mm
waga:
29,0 g
1999.09.11/ME/016/20.00

 

    

Oktaedryt IIB Schreibersyt (Fe,Ni,Co)P Sikhote-Alin, Rosja kształt: piętka
wymiary:
70x41x9 mm
waga:
66,6 g
2001.06.18/ME/030/85.00

 

    

Oktaedryt IIIAB   Henbury, Australia kształt: cały
wymiary: 17x11x9 mm
waga: 4,4
2008.01.04/ME/044/D
Dar Pana Jarosława Wieczorka z Warszawy

 

         

Oktaedryt III CD Taenit β-(Fe,Ni) Namtan, Chiny kształt: piętka
wymiary:
25x20x9 mm
waga:
10,2 g
2000.11.27/ME/025/5.00

 

    

         

Oktaedryt III CD Lawrencyt FeCl3 Namtan, Chiny kształt: bryłka
wymiary:
50x25x12 mm
waga:
18,2 g
2000.11.27/ME/026/11.10

 

          

Oktaedryt IVA Troilit FeS, pozderzeniowe zaburzenia struktury Gibeon, Namibia kształt: wycinek
wymiary:
40x31x26 mm
waga:
100,0 g
1998.09.13/ME/004/114.30

 

         

Oktaedryt IVA Przeobrażony troilit FeS Gibeon, Namibia kształt: wycinek
wymiary:
42x28x15 mm
waga:
123,3 g
1998.09.13/ME/005/57.15

 

Oktaedryt IVA Pozderzeniowe zaburzenia struktury Gibeon, Namibia kształt: płytka
wymiary:
40x31x3 mm
waga:
22,6 g
1998.09.13/ME/006/28.57

 

    

Oktaedryt IVA Na powierzchni cztery piramidy kamacytu β-(Fe,Ni) Gibeon, Namibia kształt: cały
wymiary:
47x33x22 mm
waga:
108,0 g
1999.07.07/ME/012/100.00

 

         

Oktaedryt IVA Kamacyt α-(Fe,Ni) Muonionalusta, Szwecja kształt: cały
wymiary:
43x25x26 mm
waga:
52,0
2007.11.09/ME/043/57.40

 

    

Oktaedryt plesytowy Taenit β-(Fe,Ni) Taza, Maroko (NWA 859) kształt: płytka
wymiary:
26x19x3 mm
waga:
7,5 g
2004.10.03/ME/034/25.00

.

            Ataksyty typu IIF, IVB - zawierają powyżej 16% Ni.  Mają nieuporządkowaną budowę wewnętrzną. Większość z nich składa się prawie wyłącznie taenitu któremu podrzędnie towarzyszy plesyt. Kamacyt natomiast występuje w ilościach śladowych w postaci mikroskopijnych blaszek i wrzecionowatych kryształów. W meteorytach tych nie występują w nich zatem ani figury Widmanstättena, ani linie Neumana. Inkluzje są w nich rzadkie a minerały krzemianowe praktyczne nieobecne.

Ataksyt IVB Zawiera ok. 16 % Ni Hoba, Namibia kształt: okruch
wymiary:
15x12x3 mm
waga:
1,1 g
2003.11.08/ME/031/D
Dar Pana Pawła Żochowskiego z Warszawy

 

Nietypową odmianą ataksytów jest ataksyt martenzytowy Tischoningo. Jego tło tworzy jasny austelit poprzecinany ciemniejszymi pasami gruboziarnistego martenzytu.

         

Ataksyt niezgrupowany Zawiera 32,5 % Ni. Martenzyt α-Fe(C), taenit Tishomingo, Stany Zjednoczone kształt: płytka
wymiary:
25x23x4 mm
waga:
17,1 g
2004.05.26/ME/033/87.50

.

            Meteoryty żelazne anomalne mają bardzo zróżnicowaną budowę i skład chemiczny. Zawierają tak dużo minerałów krzemianowych i innych domieszek, że wyglądem przypominają syderolity. Ze względu jednak na przeważającą zawartość żelaza niklonośnego zaliczone zostały do syderytów. Meteoryty takie określane są mianem anomalnych.

.

TEKTYTY

            Są różnej wielkości bryłkami szkliwa. Cechują się opływowymi kształtami i charakterystycznie urzeźbioną powierzchnią. Zwykle są kroplowe, wydłużone, owalne, spłaszczone, kuliste, maczugowe, rożkowe niekiedy blaszkowe a nawet bezkształtne. Większość z nich ma ciemną barwę, Zwykle są one brunatne, często niemal czarne. Rzadziej spotyka się utwory o barwie ciemnozielonej, szarej lub żółtej.
Składem chemicznym tektyty niczym nie przypominają meteorytów. Pod tym względem są one natomiast bardzo podobne do ziemskich granitów. Zwykle zawierają 70-80% SiO2, 10-15% Al2O3, 2,34-3,04% Na2O+K2O oraz w zmiennych ilościach domieszki takich pierwiastków jak Mn, Ti, Ba, Cr i niektórych innych. Głównym składnikiem tektytów jest szkło krzemionkowe w którym tkwią sferyczne i owalne ziarna lechatelierytu o średnicy 0,04-0,09 mm. Kontakt pomiędzy szkłem i ziarnami lechatelierytu jest ostry. Spotyka się również inkluzje kwarcu, coesytu, cristobalitu, trydymitu, schreibersytu, troilitu, magnetytu, cyrkonu, baddeleyitu, rutylu, chromitu, monacytu-(Ce), korundu i turmalinów oraz bardzo rzadko mikroskopijne (średnicy 30-150 mm) sferule żelaza niklonośnego które zewnątrz są zwykle otoczone powłoką magnetytu.
Tektyty cechują się niską zawartością wody (poniżej 0,05%) i składników lotnych (0,11-0,66 cm2/g). Niekiedy jednak spotyka się w nich pęcherzyki gazowe których średnica może dochodzić nawet do 10 milimetrów. Zawierają one głównie CO2, CO, H2 i N2 a niekiedy również H2O, CH4, SO2, H2S, O2 oraz ślady He, Ne, Ar, Kr i Xe.

Pochodzenie tektytów jest wciąż kwestią sporną. Przypuszcza się, że powstały one ze stopionego materiału skalnego wyrzuconego na znaczną wysokość w wyniku zderzenia z powierzchnią Ziemi dużego ciała kosmicznego. O dłuższym pobycie tektytów w górnych warstwach atmosfery świadczą ich zazwyczaj opływowe kształty
oraz widoczne w strukturze tych utworów ślady silnego napromieniowania (wiatr słoneczny i promieniowanie kosmiczne).
Tektyty występują masowo na powierzchni ziemi lub na niewielkiej głębokości w różnych rejonach świata. Zalicza się do nich m. in. indochinity z Azji i Australii, szkło Darwina z Tasmanii,  tektyty północnoamerykańskie, ivoryty i szkło Pustyni Libijskiej z Afryki, mołdawity z Europy oraz irgizyty z Kazachstanu
. Poszczególne grupy tektytów różnią się wiekiem co wskazuje na różne źródła ich pochodzenia.

.

            Indochinity są dużą grupą tektytów znajdowanych na obszarze południowej i częściowo północnej część Australii (australity), Indonezji (jawaity z północnej części Jawy i z Borneo, billitonity z wyspy Bellitung, Sumatra), Indochin (indochinity z Laosu i Kampuczy oraz wietnamity z Wietnamu), Tajlandii (tajlandyty), Filipin (filipinity z wyspy Flora w archipelagu Małych Wysp Sundajskich i rizality z prowincji Rizal w obrębie północnych wysp filipińskich} południowych Chin (tektyty muong nong), Malaji i Nowej Gwinei.  Obecność indochinitów stwierdzono również w osadach na dnie Oceanu Spokojnego i Indyjskiego. Jest to zatem największy na świecie obszar występowania tektytów.
Tektyty tej grupy mają zwykle barwę ciemnobrunatną prawie czarną jednak w cienkich odłupkach i na krawędziach okazów przeświecają brązowo. Zawierają 0,002-0,014% wody i liczne mikroskopijne wrostki różnych minerałów. Napotkano w nich m.in. drobne inkluzje kwarcu, cyrkonu, rutylu, chromitu, monacytu-(Ce) i korundu. Współwystępują one z reliktowymi ziarnami cristobalitu i trydymitu. Obserwuje się w nich również ziarna coesytu. Ponadto w filipinitach  i indochinitach bardzo rzadko spotyka się sferule żelaza niklonośnego i kryształki magnetytu oraz ziarna schreibersytu i troilitu.
Wiek wszystkich indochinitów ocenia się na około 0,7 mln. lat.

Australit   Australia kształt: cały
wymiary:
17x15x11 mm
waga:
3,1 g
1999.10.09/ME/017/11.25

 

Tajlandyt (odm. indochinitu) Tajlandia kształt: cały
wymiary:
37x28x21 mm
waga:
21,2 g
1999.11.28/ME/020/2.50

 

    

Tajlandyt (odm. indochinitu) Tajlandia kształt: cały
wymiary:
36x26x15 mm
waga:
19,4 g
2000.11.19/ME/024/2.70

 

Wietnamit   Wietnam kształt: cały
wymiary:
54x31x16 mm
waga:
36,0 g
1993.09.18/ME/001/3.75

 

Wietnamit Interesująca forma wygiętej kropli Wietnam kształt: cały
wymiary:
95x25x18 mm
waga:
42,0 g
2001.04.21/ME/029/4.50

 

Wietnamit Forma klepsydry Wietnam kształt: cały
wymiary:
64x20x18 mm
waga:
29,8 g
2006.11.12/ME/040/4.25

.

            Tektyty typu muong-nong występują one na obszarze długości około 1200 kilometrów ciągnącym się od miejscowości Haiman w południowej części Chin przez Wietnam, Tajlandię i Laos aż do Kambodży. Utwory te wykazują wyraźną budowę warstwową. Sposób ich tworzenia nie został jeszcze wyjaśniony ale obecnie wiadomo już że nie są to utwory niezwykłe gdyż podobne wykształcenie zaobserwowano również u niektórych tektytów północnoamerykańskich (georgiaity) i mołdawitów.

.

            Szkło Darwina (queenstownit) występuje na obszarze około 400 km2 zwanym kraterem Darwina na zachodnim wybrzeżu Tasmanii. Występuje w postaci kropelek i postrzępionych wrzecionowatych bryłek wielkości do 10 cm. Jest to porowate silnie krzemionkowe szkliwo o barwie jasno do ciemnoszarej, brunatnej lub czarnej. Napotkano w nim inkluzje lechatelierytu i coesytu, ziarna kwarcu i turmalinów oraz mikroskopijne kuleczki żelaza niklonośnego. Zawiera również układające się paciorkowo eliptyczne inkluzje gazu.
Wiek  szkła Darwina szacuje się na 81600 lat. Jego powstanie wiąże się z położonym na południowym wschodzie 1,2 km średnicy i 230 metrowej głębokości kraterem meteorytowym.

    

Szkło Darwina   Crotty, Australia (Tasmania) kształt: cały
wymiary:
30x20x10 mm
waga:
7,5 g
2000.05.04/ME/022/3.00

.

            Szkło pustyni libijskiej jest znajdowane w rejonie Sand Sea na pograniczu Egiptu i Libii w Afryce. Kawałki szkliwa o wadze od kilku gramów do kilku kilogramów zalegają tu w powierzchniowych warstwach piasków na głębokości do 1,5 m. Są to zaokrąglone bryłki o matowych powierzchniach, zwykle przeźroczyste lub przeświecające, najczęściej barwy jasnożółtej do żółto-zielonej, rzadziej zielonawej brunatnej lub prawie czarnej. Pod względem składu chemicznego szkło Pustyni Libijskiej jest prawie identyczne z czystym piaskiem kwarcowym lub piaskowcem. Składa się ono w 98% z lechatelierytu. Miejscami występują w nim również mikroskopijne kuliste inkluzje cristobalitu oraz ziarna cyrkonu, baddeleyitu, turmalinów (elbait), rutylu i bardzo rzadko tytanomagnetytu. Niektóre okazy zawierają również dość duże inkluzje gazowe.
Wiek szkła Pustyni Libijskiej ocenia się na około 28,5 mln. lat. Utwory te różnią się jednak znacznie od innych tektytów w związku z czym istnieją wątpliwości czy mają one podobną genezę.

         

Szkło Pustyni Libijskiej Inkluzje piasku i pęcherzyki gazu Sand Sea, Egipt kształt: cały
wymiary:
36x31x26 mm
waga:
24,4 g
1999.08.28/ME/014/30.0

.

            Tektyty północnoamerykańskie znajduje się na południu Stanów Zjednoczonych. Jest to drugi pod względem wielkości obszar występowania tektytów na świecie. Swoim zasięgiem obejmuje on znaczną część stanów Teksas (bediasyty), Georgia (występujące na złożu wtórnym georgiaity), niewielką powierzchnię graniczącego z nimi stanu Massachusetts (tektyty z Martha's Vineyard) oraz położone dalej na zachód przyległe części Oceanu Spokojnego. Tektyty amerykańskie mają ciemną, brązową lub oliwkowo-zieloną barwę ale są przeźroczyste. Zawierają drobne inkluzje baddeleyitu powstałego z rozkładu cyrkonu.
Wiek tektytów południowo-amerykańskich ocenia się na około 34,5 mln. lat. Ich powstanie wiąże się z kraterem meteorytowym Chesapeake Bay.

    

Bediasyt   Teksas, Stany Zjednoczone kształt: cały
wymiary:
32x17x15 mm
waga:
9,9 g
1999.08.28/ME/015/50.00

.

            Mołdawity występują głównie w południowych Czechach i na Morawach chociaż niewielkie ich ilości napotkano również w kotlinie Cheb na zachodzie Czech, okolicy Lausitz koło Drazdan w Niemczech i Radessen na Węgrzech. Mają barwę jasno- do ciemnozielonej, rzadziej czarno-zieloną. Są przeźroczyste do przeświecających. Osiągają wagę od kilku do kilkudziesięciu gramów (wyjątkowo ponad 100 g.). Zawierają 0,0003-0,0005% wody.
Wiek modawitów ocenia się na 14,8 mln. lat. Ich powstanie wiąże się z dużym kraterem meteorytowym położonym około 300 kilometrów dalej na zachód w okolicy miejscowości Riess w Bawarii (Niemcy).

    

Mołdawit   Dorzecze Wełtawy, Czechy kształt: cały
wymiary:
32x27x16 mm
waga:
18,6 g
1998.02.08/ME/003/28.60

.

            Ivoryty występują się w miejscu zwanym Ahakonmoekron (Ivory Coast) w pobliżu miasta Agna na Wybrzeżu Kości Słoniowej oraz w osadach dennych przyległej części Oceanu Atlantyckiego.
Ich wiek ocenia się na około 1,1 mln. lat. Powstanie tych utworów wiąże się z położonym około 300 kilometrów dalej na wschód kraterem meteorytowym. Krater ten ma 11 kilometrów średnicy i około 350 metrów głębokości. Obecnie jest on częściowo wypełniony wodą tworząc jezioro Bosumtwi.

.

            Irgizyty związane są z pięciokilometrowej średnicy kraterem meteorytowym Džimanšin położonym nad rzeką Irgiz w Kazachstanie w odległości około 200 kilometrów na północ od miasta Aralsk. Mają one zwykle kształty kroplowe lub rozbryzgowe podobne do gałązek. Często na ich powierzchniach przyklejone są liczne mniejsze kulki o średnicach 0,1-0,5 mm. Zawierają około 0,051 % wody.
Wiek irgizytów ocenia się na 0,81 mln. lat.

Irgizyt   Krater Džimanšin, Kazachstan kształt: cały
wymiary:
16x12x4 mm
waga:
2,0 g
2005.11.11/ME/038/5.25

 

 

LITERATURA

BERNARD J. M., ROST R. : Encyklopedický přehled minerálů. Praha : Academia, 1992.

BOLEWSKI A., MANECKI A. : Mineralogia szczegółowa. Warszawa : Polska Agencja Ekologiczna, 1993.

BORZĘCKI R. : Minerały meteorytów. Archiwum Muzeum Minerałów,1998.

DESONIE D. : Kosmiczne katastrofy. Warszawa : Prószyński i S-ka, 1997.

GRADY M. M. : Catalogue of Meteorites. Cambridge : Cambridge Uniwersity Pres, 2000.

HANCZKE T. : Meteoryty i tektyty w zbiorach Muzeum Ziemi. Katalog. Warszawa : Polska Akademia Nauk - Muzeum Ziemi, 1995.

HURNIK B, Hurnik H. : Meteoroidy, meteory, meteoryty. Astronomia, 1992, nr 4.

Meteoryty w zbiorach Muzeum Geologicznego w Krakowie. Kraków : Muzeum Geologiczne, Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, 1998.

PILSKI A. : Meteoryty w zbiorach polskich. Lidzbark Warmiński : druk autora, 2001.

PILSKI A. : Meteoryty w zbiorach polskich. Olsztyn : Olsztyńskie Planetarium i Obserwatorium Astronomiczne, 1995.

PILSKI A. : Nieziemskie skarby. Poradnik poszukiwacza meteorytów. Warszawa : Prószyński i S-ka, 1999.

POKRZYWNICKI J. : I. Meteoryty Polski, II Meteoryty w zbiorach polskich. Studia Geologica Polonica, 1964, T. 15.

TRNKA M., HOUZAR S. : Moravskée vtaviny. Brno: Muzejní A Vlastivĕdná Společnost v Brnĕ Západomoravské Muzeum v Třebíči, 1991.

 

Jeżeli chcesz szybko przejść do nadrzędnej strony kliknij poniższy interaktywny przycisk.

 

            UWAGA!!! Na czerwono oznaczono okazy które posiadają braki w opisach. Jeżeli możecie je uzupełnić lub jeżeli wykryjecie jakieś inne nie zauważone przeze mnie błędy proszę o informację. Za wszelkie konstruktywne uwagi z góry serdecznie dziękuję.

JESTEŚ    GOŚCIEM

W SUMIE OD ZAŁOŻENIA WITRYNY W 2005 ROKU ODWIEDZONO JĄ
JUŻ   RAZY