Woreczko Meteorites

Jan Woreczko & Wadi

  Google (new window)eBay.com (new window)Meteoritical Bulletin Database (new window)Meteoritical Bulletin Database News (new window)

Żelazo
(Iron«

 

Żelazo (Fe), magnez (Mg), wapń (Ca), krzem (Si), tlen (O), siarka (S) i nikiel (Ni) są podstawowymi pierwiastkami z których są zbudowane minerały meteorytów. Żelazo jest jednym z najczęściej występujących pierwiastków w meteorytach. Stwierdzony we wszystkich typach meteorytów w postaci stopu Fe-Ni, jako składnik oliwinów i piroksenów oraz siarczków i tlenków.

Juancheng El Hammami NWA 859 Taza Portales Valley

Żelazo w chondrytach


Żelazo w postaci stopu Fe-Ni (jako kamacyt, taenit, plessyt) i siarczku (troilit FeS) jest bardzo pospolitą fazą w chondrytach zwyczajnych, ich zawartość może stanowić nawet 10vol.% meteorytu.

  W chondrytach niezrównoważonych (ang. unequilibrated chondrites) (typ petrologiczny 3) obie fazy, stop Fe-Ni i troilit, mogą tworzyć owalne nodule o średnicach nawet 0,5 mm (często są one określane mianem metalicznych chondr). Równie często stop Fe-Ni i/lub troilit tworzą obwódki wokół chondr oraz można spotkać ich drobne kryształki (o rozmiarach kilku mikrometrów) wewnątrz chondr (photo). Kamacyt w chondrytach niezrównoważonych często posiada budowę zonalną – jądro ziarna kamacytu jest zubożone w nikiel, natomiast obwódka zewnętrzna jest wzbogacona w Ni. Kamacyt w chondrytach niezrównoważonych poza kobaltem jest pospolicie domieszkowany krzemem, chromem i fosforem. Druga odmiana stopu Fe-Ni taenit rzadko występuje w chondrytach niezrównoważonych.

  Chondryty niezrównoważone typu 3 (oraz 1 i 2 w chondrytach węglistych) wykazują niski stopień metamorfizmu. Skład oliwinów i piroksenów charakteryzuje się szerokim zakresem zmienności co jest odzwierciedleniem różnorodności warunków panujących podczas ich formowania w mgławicy słonecznej. Chondryty typu 3.0 pozostały praktycznie niezmienione, skład i mineralogia chondr i matriksu odpowiada ich ciału macierzystemu. Wraz ze wzrostem typu petrologicznego od 3.1 do 3.9 obserwuje się coraz większe zmiany mineralogiczne. Ich wygląd nie uległ znacznej zmianie, ale skład mineralny został zmodyfikowany głównie przez dyfuzję pierwiastków pomiędzy ziarnami o różnym składzie.

 

  W chondrytach zrównoważonych (ang. equilibrated chondrites) (typ petrologiczny 4, 5 i 6) stop Fe-Ni i troilit występuje w postaci dużych wielokątnych lub amebowatych skupień o rozmiarach ułamka milimetra, rozrzuconych w całym matriks. W chondrytach typu H i L skupienia metalu i troilitu mogą osiągać kilka milimetrów długości, mogą też przybierać postać blaszek o powierzchni nawet kilku mm2(!) stwierdzono takie blaszki w meteorycie Pułtusk* (H5). Wyjątkowo mogą również być to wielkie bloki metalu, jak w meteorycie Portales Valley* (H6) z widocznymi figurami Widmanstättena. Kamacyt w chondrytach zrównoważonych poza domieszkami kobaltu jest zubożony w krzem, chrom i fosfor. Taenit jest pospolity w chondrytach zrównoważonych (szczególnie w typie LL), w typach petrograficznych 3–5 taenit tworzy obwódki wokół ziaren kamacytu, zaś w typie 6 często tworzy duże wielokątne kryształy.

  Chondryty zrównoważone typu 4, 5 i 6 wykazują zwiększający się zakres zmian w wyniku metamorfizmu cieplnego. Skład większości minerałów (krzemianów) staje się bardziej jednorodny. Ze wzrostem typu rośnie stopień rekrystalizacji i wielkość ziaren w matriks. W typie 5 chondry stają się mniej wyraźne i „zlewają się” z matriks. W typie 6 chondry „integrują się” z matriks, a małe chondry stają się praktycznie nierozpoznawalne. W miarę wzrostu metamorfizmu rośnie średnia wielkość ziaren minerałów.

 

Kamacyt w chondrytach jest domieszkowany kobaltem (w postaci roztworu stałego), w chondrytach typu H mamy do 0,51wt.% Co i do 0,95wt.% w chondrytach typy LL. Pozostałe domieszki: krzem, chrom i fosfor są pospolite w chondrytach niezrównoważonych. W chondrytach zrównoważonych kamacyt jest coraz bardziej zubożony w Si, Cr i P w miarę wzrostu typu petrograficznego.

Żelazo i podział chondrytów


Chondryty nie stanowią jednorodnej grupy meteorytów, lecz różnią się między sobą składem chemicznym, mineralnym i budową petrograficzną. Obecnie stosowany podział chondrytów, chemiczno-petrograficzny, został zaproponowany w 1967 roku przez W.R. Van Schmusa i J.D. Wooda [Van Schmus+ 1967]. Oparty jest on na różnicach składu chemicznego, a przede wszystkim na różnicach ilości i stopnia utleniania zawartego w nich żelaza. Podział ten jest rozwinięciem wcześniejszego podziału chondrytów opracowanego początkowo przez Priora i później Masona [Prior 1920, Mason 1962]. W klasyfikacji Van Schmusa poza proporcjami jonów żelaza ważne są jeszcze inne stosunki pomiędzy głównymi pierwiastkami minerałotwórczymi chondrytów: Mg, Ca i Al oraz ilości pierwiastków występujących w ilościach śladowych (chrom Cr) i proporcje izotopów tlenu (16,17,18O). Van Schmus i Wood zdefiniowali stosowany do dziś podział chondrytów na 5 typów: E, H, L, LL i C. Typ R (rumurutity) został dodany później. [Klasyfikacja] Również używany obecnie podział chondrytów na 6 grup petrograficznych jest autorstwa tych dwóch uczonych.

  To właśnie w klasyfikacji Van Schmusa i Wooda, wyodrębniony wcześniej typ LL, został dołączony do chondrytów zwyczajnych, wcześniej były one nazywane amfoterytami, i do 1958 roku były uważane za achondryty ze względu na trudno zauważalne chondry (sic!). W 1920 roku, gdy Prior opracowywał swoją klasyfikację chondrytów, nie wyróżniał jeszcze pigeonitów (piroksenów o niskiej zawartości wapnia) i nie wydzielił typu LL. Uczynił to dopiero w 1962 roku Mason wprowadzając obok chondrytów typu H i L, trzeci typ LL, które nazwał oliwinowo-pigeonitowym! W 1967 roku Mason uzupełnił swoją klasyfikację jeszcze o chondryty węgliste C. W 1964 roku Keil i Fredriksson analizując skład głównych minerałów krzemianowych pod kątem zawartości jonów żelaza w chondrytach potwierdzili jednoznacznie istnienie trzeciego typu chondrytów zwyczajnych LL [Fredriksson+ 1964].

 

W chondrytach żelazo występuje we wszelkich możliwych postaciach, tzn. jon żelaza jest obecny na wszystkich możliwych stopniach utleniania [Minerals]:

  • Fe0, metal (żelazo zredukowane) – jako ziarna i żyłki stopu żelazo-nikiel (we wszystkich typach chondrytów, z wyłączeniem chondrytów węglistych w których jest fazą bardzo rzadką). Minerały w których żelazo występuje na 0 stopniu utlenienia: kamacyt, taenit;

  • Fe2+ (żelazo na +2 stopniu utlenienia) – jako składnik wielu minerałów; we wszystkich meteorytach kamiennych występuje w postaci krzemianów żelazowych – oliwinu (fajalit) i piroksenu (ferrosilit). Jako ziarna i nodule troilitu (FeS) – w rumurutitach i chondrytach węglistych. Również: chromit, ilmenit, pirotyn, wustyt;

  • Fe3+ (żelazo na +3 stopniu utlenienia) – jako rzadki i nieliczny tlenek żelaza (magnetyt), również jako składnik minerałów wtórnych będących produktami wietrzenia meteorytów (akaganeit, goethyt).

 

Średnia zawartość żelaza (Fe0, Fe2+) w chondrytach zawiera się w zakresach:

Klan (clan) Grupa (group) Fe0 żelazo metaliczne (metal) [wt.%] Żelazo całkowite (total iron) [wt.%] Fe0/Fecałkowite fajalit (Fa) [mol.%] (skład oliwinu) ferrosilit (Fs) [mol.%]
chondryty enstatytowe EL i EH 17–23 od 22 (EL) do 29 (EH) 0,65 (EL), 0,74 (EH) <1 0
chondryty zwyczajne H 15–19 25–30 0,6 16–20 14–20
L 1–10 20–23 0,3 21–25 20–30
LL 1–3 19–22 0,15 26–32 32–40
chondryty węgliste C ~0,0 (CI, CM, CK) od 18 (CI) do 40 (CH) 0,0 (CI, CM, CK); 0,1 (CV, CO); 0,43 (CR); 0,85 (CH)    
rumurutity R ~0,0 ~24 0  37–40  

 

Z zawartości ferrosilitu w chondrytach zwyczajnych i z budowy szeregu izomorficznego piroksenów widać teraz dlaczego chondryty typu H nazywano dawniej, za Masonem, oliwinowo-bronzytowymi, chondryty L – oliwinowo-hiperstenowymi, a chondryty LL – oliwinowo-pigeonitowymi.

 

Wykres stosunku zawartości całkowitego żelaza (FeO) do zawartości żelaza metalicznego i w postaci siarczków (w procentach wagowych wt.%) [Norton, Mason 1962]. Symbol FeO pojawiający się bardzo często w opisie składu meteorytów wymaga małego wyjaśnienia. We wszelkich zestawieniach, jeśli podaje się wartość FeO, to chodzi o zawartość żelaza na drugim stopniu utlenienia (Fe2+) w przeliczeniu na tlenek żelaza(II). Podobną konwencją stosuje się do magnezu MgO i wapnia CaO. Na przykład stosunek FeO/(FeO+MgO) w przypadku oliwinów i piroksenów mówi nam o ich składzie. [Krzemiany]

Wykres stosunku zawartości całkowitego żelaza (FeO) do zawartości żelaza metalicznego i w postaci siarczków (w procentach wagowych wt.%) [Norton, Mason 1962]

Wykres: [Mason 1962]

Z analizy tego wykresu można dodatkowo wyciągnąć następujące wnioski:

  • najwięcej żelaza (stopu Fe-Ni i troilitu) spośród chondrytów mają chondryty enstatytowe. Dominującym w nich piroksenem jest w zasadzie czysty enstatyt (ferrosilit ~0 mol.%)

  • w chondrytach węglistych nie występuje praktycznie stop Fe-Ni i troilit;

  • że podział chondrytów zwyczajnych na trzy typy: H, L i LL jest oczywisty i naturalny.

 

Wykres ten można jeszcze scharakteryzować następująco (= wcześniejsza klasyfikacja wg Priora-Masona):

chondryty zawartość metalu (Fe0) i żelaza (Fe2+)
E dużo metalu
H dużo żelaza (high iron), dużo metalu
L mało żelaza (low iron)
LL mało żelaza, mało metalu (low iron, low metal)
C dużo żelaza utlenionego, brak metalu

 

Z podziału Priora-Masona wywodzą się stosowane do dziś oznaczenia: E, H, L, LL i C.

Oryginalny wykres Masona (Mason Brian H., (1962), The classification of chondritic meteorites, American Museum Novitates, 2085, 1962, ss. 20, plik PDF).

 

Wykres zawartości fajalitu (Fa) w oliwinach vs zawartość ferrosilitu (Fs) w ortopiroksenach w zrównoważonych chondrytach zwyczajnych [Keil+ 1964].

Wykres zawartości fajalitu (Fa) w oliwinach vs zawartość ferrosilitu (Fs) w ortopiroksenach w zrównoważonych chondrytach zwyczajnych [Fredriksson+ 1964]

Wykres: [Keil+ 1964]

W 1964 roku Keil i Fredriksson po raz pierwszy użyli mikroskopu elektronowego do analizy chemicznej krzemianów wyodrębnionych z 95 zrównoważonych chondrytów (o typie petrologicznym 4 i więcej). Zbadali oni w swej pracy zawartość utlenionego żelaza w głównych minerałach krzemianowych, z wyników wyszło jednoznacznie istnienie trzeciej, mniej licznej, grupy chondrytów zwyczajnych – LL. Zależność zawartości fajalitu (Fa) w oliwinie i ferrosilitu (Fs) w piroksenie potwierdza również spostrzeżenie Priora, że „im więcej żelaza w krzemianach meteorytu, jako fajalit i ferrosilit, tym mniej żelaza metalicznego w składzie meteorytu”. Równocześnie wzrost ilości utlenionego żelaza (FeO) w chondrytach zwyczajnych koreluje ze wzrostem stopnia utlenienia meteorytu. W ten sposób chondryty H są najmniej utlenione, a LL są utlenione najbardziej.

Żelazo w achondrytach


Żelazo w postaci stopu Fe-Ni jest podstawowym budulcem meteorytów żelaznych, a w meteorytach żelazno-kamiennych (mezosyderyty i pallasyty) stop stanowi ok. 50% ich objętości. Jednak temat żelaza w meteorytach żelaznych i żelazno-kamiennych zasługuje na osobny „wątek” w słowniku... [O figurach Widmanstättena]

Żelazo i nikiel


Stop żelazo-nikiel, podział meteorytów żelaznych

W meteorytach metaliczne żelazo występuje w postaci stopu z niklem. Chemiczne i fizyczne podobieństwo tych dwóch pierwiastków powoduje, że tworzą one ze sobą stałe roztwory o różnym stężeniu niklu. Dwie najważniejsze formy w jakich spotykamy stop Fe-Ni w meteorytach to kamacyt i taenit [Minerals]. Podział meteorytów żelaznych ze względu na procentową zawartość w nich niklu na heksaedryty, oktaedryty i ataksyty jest m.in. na rysunku obok [O figurach Widmanstättena i podziale oktaedrytów].

  Jeśli metal zawiera mniej niż 1% niklu, to nie jest pochodzenia kosmicznego!

Izotopy żelaza i niklu w meteorytach


Żelazo składa się z kilku stabilnych izotopów: 56Fe – 91,7%, 54Fe – 5,8%, 57Fe – 2,2% i 58Fe, natomiast pozostałe izotopy: żelazo-52, -53, -55, -59 i -60 są nietrwałe i jeśli występują to w śladowych ilościach.

  Najbardziej interesujący z meteorytowego punktu widzenia, jest izotop 60Fe. Źródłem tego izotopu są wybuchy supernowych. Żelazo-60 jest niestabilne i rozpada się z okresem połowicznego rozpadu 1,5 mln lat, a produktem końcowym rozpadu jest izotop 60Ni. Badając w meteorytach zawartości izotopów różnych pierwiastków, wykryto w nich m.in. śladowe ilości izotopu niklu 60Ni. Jego występowanie w meteorytach sugeruje, że w okresie formowania się Układu Słonecznego, kiedy formowały się pierwsze planetozymale, w okolicach młodego obłoku presłonecznego miał miejsce wybuch supernowej. Musiał on nastąpić dostatecznie blisko, gdyż okres połowicznego rozpadu izotopu 60Fe jest bardzo krótki i aby dostał się on do obłoku, wybuch musiał być w odległości rzędu kilku lat świetlnych, a niektóre szacunki mówią nawet o ułamku roku świetlnego. Analiza stosunków izotopów żelaza i niklu w meteorytach wskazuje, że wybuch ten miał miejsce ok. 1 mln lat po uformowaniu się pierwszych planetozymali.

  Precyzyjne pomiary izotopów w meteorytach pokazują, że pierwsze powstałe planetozymale, które były ciałami macierzystymi chondrytów węglistych (CI, CV, CR, CM), uformowały się jeszcze przed wybuchem bliskiej supernowej w środowisku ubogim w izotop 60Fe. Następne planetozymale, które dały początek ciałom macierzystym m.in. chondrytów zwyczajnych, achondrytom, meteorytom żelaznym i planetom, powstawały już w środowisku wzbogaconym przez bliską supernową w izotop 60Fe. Bardzo istotnym wnioskiem wynikającym z tych wyników jest hipoteza, że Słońce formowało się w wielkim gęstym obłoku w którym powstało równocześnie wiele innych gwiazd, w tym wiele bardzo masywnych. Później w trakcie formowania się Układu Słonecznego wiele z tych masywnych gwiazd już zakończyła swoją ewolucję (bardzo masywne gwiazdy ewoluują w ciągu kilku milionów lat) wybuchając w sąsiedztwie Słońca. Bliskie eksplozje supernowych z jednej strony dostarczyły do formującego się układu wiele rzadkich izotopów, a z drugiej wpływały wydatnie na dynamikę akrecji materii.

  Artykuł o zawartości m.in. izotopu 60Fe w dysku protoplanetarnym w majowym Science z 2007 roku (Bizzarro et al., Evidence for a Late Supernova Injection of 60Fe into the Protoplanetary Disk) [figure]. Inne publikacje poświęcone występowaniu izotopu żelaza-60 w dysku protosłonecznym: Sugiura et al., Heterogeneous distribution of 60Fe in the early solar nebula: Achondrite evidence, Earth Planets Space 58, 2006.

Żelazo w kosmosie


(Ilustracja pochodzi z plansz przygotowanych na Wystawę Meteorytów w Muzeum Techniki w Warszawie w 2010 roku).

Autorzy tekstów: © Andrzej S. Pilski, Wadi i Woreczko
Koncepcja plastyczna: © Woreczko

Pospolite żelazo


W kosmosie równie łatwo o żelazo jak o tlen... . Może mieć ono różny skład i pochodzenie. W zależności od tego badacze wydzielili dwie podstawowe grupy meteorytów żelaznych. Meteoryty, które były kiedyś fragmentami jąder dużych planetoid, gdzie zbierało się cięższe żelazo, gdy planetoida była gorąca i płynna. Takie meteoryty mają mało domieszek krzemianowych.
  Druga grupa to meteoryty żelazne pochodzące z powierzchni planetoid, na które spadały inne planetoidy i powodowały lokalne stopienie skał, a żelazo spływało do niżej położonych miejsc. W meteorytach tych znajdziemy zanieczyszczenia – grafit, węglik żelaza, ale i siarczek żelaza, fosforki żelaza oraz krzemiany.
  Meteoryty żelazne są dla poszukiwaczy względnie łatwym „łupem”. Wśród ziemskich kamieni trudno wypatrzyć meteoryt kamienny tak podobny do reszty. Natomiast bryły żelaza leżące na polach przyciągają uwagę. Jeśli nie zostały wytworzone przez człowieka, mamy dużą szansę na nowe znalezisko. Dlatego w kolekcjach meteorytów żelaznych jest sporo, choć stanowią tylko 4,5% ogólnej liczby spadków.
  Żelazo w Kosmosie jest najczęściej produktem umierającej gwiazdy – prezentowane tu meteoryty były więc kiedyś świadkami niejednej kosmicznej katastrofy.

(english version)

Żelazo w meteorytach. Pospolite żelazo.

Ilustracje: Rozpowszechnienie pierwiastków w kosmosie  •  Żelazo-niklowe jądro zdyferencjonowanej planetki

Źródła: Jeff Kuyken, Jan Woreczko, Internet

Źródła (sources)


[Bizzarro+ 2007], [Keil+ 1964], [Hurnik+ 2005], [Mason 1962], [Norton 2002], [Prior 1920]

 

                                 

Page since: 03 2010

Page update: 2017-12-05 12:48