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.

• Żelazo w chondrytach
• żelazo i podział chondrytów
• żelazo w achondrytach
• żelazo i nikiel
• izotopy żelaza i niklu w meteorytach

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 niezrównoważonych chondrytach (typ petrologiczny <4) 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 odwódki 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.

  W chondrytach zrównoważonych (typ petrologiczny 4–6) stop Fe-Ni i troilit występuje w postaci dużych wielokątnych lub amebowatych skupień o rozmiarach ułamka milimetra, rozrzuconych w całym martiks. 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.

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. (link: podział chondrytów) 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:

[Hutchison 2006, Mason 1962, Norton 2002]

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.

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):

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

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

Wykres: [Fredriksson+ 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

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].

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 wystepowaniu 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.