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 (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 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 zwyczajne, chondryty 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 rodzima, reewersyt 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, grafitu,  hibonitu, 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).
Interesującym 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 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.

            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 . 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
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.

.

            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 schreibersyt i niekiedy żelazo niklonośne.
Wiek 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.

.

            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 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.

.

            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, 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.

.

            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.

.

            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 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.

.

.

            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, ilmenit, 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.

.

            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 diogenitów.

.

            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 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.

.

            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.

.

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, 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).

.

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, 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 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.

.

.

            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 schreibersytu.

.

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 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, daubréelit.
Żelazo niklonośne w heksaedrytach jest pod względem składu izotopowego podobne jest podobne do materii oktaedrytów.

.

            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, 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%.

.

.

.

.

.

.

.

.

            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.

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

.

            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, 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