Jacek SIEMIĄTKOWSKI - Petrografia chondrytu Baszkówka

Wersja polska artykułu pt. "Petrography of the Baszkówka chondrite", który ukazał się w Geological Quarterly, 2001, 45(3): 263-280.

Szlif petrograficzny 1

Abstract: Przedstawiono budowę chondrytu i charakterystykę wykształcenia jego składników automorficznych: chondr i pojedynczych kryształów oliwinu i ksenomorficznych: skupień kamacytu i troilit I matrix ważnym składnikiem chondrytu są pory. Podkreślając dużą porowatość (20%) i duże rozmiary por (0,01-3,0 mm). Wykazano obecność trzech populacji chondr wśród 697 pomierzonych na powierzchni 250 mm².

Chondry i ich fragmenty oraz samodzielne kryształy oliwinu w chondrycie są lekko między sobą spieczone w wysokich temperaturach. Wyróżniono sześć typów strukturalnych z szeregiem przejść pomiędzy strukturami porfirowymi a ziarnistymi. Część chondr (10%) otoczona jest obwódkami podobnie zróżnicowanymi jak same chondry.

Różnorodność chondr, posunięta do cech indywidualnych świadczy, że źródłem minerałów dla chondr była mgławicowy dysk pyłowy wokół Słońca. Duża ilość pustek znacznych rozmiarów, dorównującym wielkością chondrom i ich dużym fragmentom oraz brak spękań w chondrycie może świadczyć o małych rozmiarach ciała macierzystego.

Ciało macierzyste chondrytu Baszkówka musiało pochodzić z wczesnego etapu tworzenia się protoplanet.

Słowa kluczowe: chondryt zwyczajny (OC), chondry, struktury, petrografia, klasyfikacja, geneza.

Wstęp

Badania petrograficzne oparto na obserwacjach mikroskopowych polerowanych płytek cienkich w świetle przechodzącym i odbitym oraz zgładów polerowanych w świetle odbitym. Brano również pod uwagę strukturalne analizy rentgenowskie oraz analizy chemiczne minerałów w mikroobszarze, wyniki których przedstawiono w poprzednim artykule (J. Borucki, M. Stępniewski, 2001) .

Chondryt Baszkówka zbudowany jest z wielu dobrze wyróżniających się składników automorficznych i ksenomorficznych o podobnej wielkości, ułożonych bezładnie. Występują również dość licznie pory o rozmiarach i ułożeniu podobnym do pozostałych składników chondrytu.

Składnikami automorficznymi meteorytu są pojedyncze kryształy oliwinu; chondry wykazują własne kształty; panautomorficznymi są fragmenty chondr; ksenomorficznymi skupienia kamacytu i troilitu oraz drobne ilości matriks. Wstępne opisy petrograficzne tego chondrytu przedstawiono w 1998 roku (M. Stępniewski et al.,1998 i J. Siemiątkowski, 1998).

I. Budowa chondrytu

Najbardziej charakterystyczne dla tego meteorytu, obok dużej porowatości, są bardzo liczne chondry o kształtach kulistych i elipsoidalnych (Pl. I, Fig. 1 i 2). Rozmiary chondr zachowanych w całości lub we fragmentach, wyrażone ich średnicami wynoszą od 0,04 do 3,0 mm. Systematyczne pomiary przeprowadzono na wyznaczonej powierzchni o rozmiarach 250 mm²płytki cienkiej polerowanej. Chondry całkowicie zachowane, na których przeprowadzano pomiary stanowią od 30 do 50 % całej badanej powierzchni (tabela 1). W meteorycie Baszkówka na badanej powierzchni napotkano 697 całkowicie zachowanych chondr o rozmiarach od 0,04 do 2,46 mm (Pl. II, Fig. 1). W dziesięciu polach o powierzchniach 25 mm²w których przeprowadzano pomiary napotkano ich od 45 do 92 sztuk. Dyskusję o celowości i zasadność pomiarów w płytce cienkiej przedstawił na przykładzie meteorytu Bjurböle (L 4) i Chainpur (LL 3) D. W. Hughes w 1978 roku. Chondry, jak wspomniano, są kształtów kulistych i elipsoidalnych, wielkość ich wyznaczano mierząc średnice w przekrojach kołowych oraz minimalną i maksymalną w przekrojach eliptycznych. Chondry kuliste stanowią 60 % ilości mierzonych obiektów. Na histogramie przedstawiono średnicę chondr kulistych i większą ze średnic chondr eliptycznych. (fig.1A i 1B).

Histogramy wykazują obecność trzech populacji chondr: drobnych o średnicach 0,04 - 0,29 mm, których napotkano 336 sztuk, średnich o rozmiarach od 0,30 do 1,00 mm -323 sztuki i chondry duże od 1.00 do 2,46 mm, których napotkano 39 sztuk (część z nich nie mieści się na histogramie). Uzyskane dane nie odbiegają od wyników przytaczanych w licznej literaturze przedmiotu (F. Heide, F. Wlotzka, 1992).

Spotyka się chondry złożone, których jest przeszło 10 %. Tworzą one przylegające do siebie zlepy lub przenikające się zgrupowania. Dotyczy to szczególnie drobnych i drobnoziarnistych chondr o podobnym składzie mineralogicznym, które mają rozmiary nie większe niż otaczające je jednorodne chondry. Skupienia te często otoczone są wspólną obwódką. Spotyka się również takie skupienia, które są całkowicie otoczone przez większą chondrę, często o zupełnie innym składzie mineralogicznym. Przykładem z innych meteorytów może być chondryt typu L3 Y-74191 (M.Kitamura, S. Watanabe, 1985). Część chondr o kształtach eliptycznych jest wyraźnym efektem złączenia dwóch chondr kulistych o tym samym składzie mineralogicznym, jeszcze w stanie stopionym (protochondry, prekursory chondr).

Powierzchnia chondr jest zróżnicowana, gładka lub chropowata (Pl. III, Fig.1 i 2). Można wyróżnić szereg jej typów. Większość chondr posiada powierzchnię ziarnistą. Ziarna te to samodzielne, często automorficzne kryształy, oliwinu i piroksenu. Są to składniki chondr lub otaczających je obwódek. Często tworzą one cienkie obwódki lub skorupki o grubości pojedynczych kryształów. Część chondr wykazuje powierzchnie, które uległy abrazji podobnie jak opisują to M.Kitamura, S. Watanabe (1985). Widoczne to jest szczególnie w chondrach, które zawierają większe ilości łatwotopliwej mezostazis, a wtedy trudno topliwe kryształy sterczą z powierzchni chondr. Obserwuje się również proces odwrotny, do chondr doklejane są niewielkie protochondry w postaci brodawkowych narośli o składzie podobnym do sąsiednich drobnych chondr (PL.IV, Fig.3 i 4), podobne złożone chondry napotkano w chondrycie ALH-77015 wśród meteorytów antarktycznych (H. Nagahara, 1983a). Spowodowane jest to wysokim napięciem powierzchniowym stopu krzemianowego lub glinokrzemianowego. Nie obserwuje się reakcji pomiędzy minerałami chondr. Powierzchnie chondr mogą być wgniecione, dotyczy to szczególnie chondr drobnoziarnistych (Pl. III, Fig. 3 i 4).

Dość licznie występują fragmenty chondr z zachowaną częścią powierzchni zewnętrznych, co pozwala je bez błędu wyróżnić (Pl. IV, Fig.1). Ponadto fragmenty te posiadają struktury i skład mineralny identyczny jak sąsiednie całe chondry. Rozmiary fragmentów chondr są zarówno takie same jak chondr całych jak także osiągają rozmiary również tych największych. Fakt ten wskazuje na to, że największe fragmenty pochodzą z chondr o większych rozmiarach niż te, które spotyka się w chondrycie i że zostały one akreowane do niego po wcześniejszym pokruszeniu tych chondr. Po ilości tych fragmentów, które stanowią około 30 % objętościowych chondrytu można wnioskować, że proces ten był bardzo wydajny. Podobnie jak między minerałami sąsiednich chondr tak i między minerałami ich fragmentów nie obserwuje się reakcji czy przemian fazowych.

Następnym składnikiem chondrytu są samodzielne kryształy oliwinu o automorficznych lub panautomorficznych kształtach, często z narastającymi na nie epitaksjalnie obwódkami (Pl. V, Fig. 2a i b).Cecha ta odróżnia je od oliwinów o podobnym składzie z wnętrza chondr (Pl. V, Fig.1a i b) i pozwala wyróżnić je jako oddzielny składnik chondr. Podobne samodzielne oliwiny zaobserwowano w meteorycie Benghazi (A. Żelaźniewicz, 1987).

Chondry i ich fragmenty oraz samodzielne kryształy oliwinu w meteorycie Baszkówka są lekko miedzy sobą sklejone a właściwie spieczone w wysokich temperaturach, takich, które odpowiadają przynajmniej temperaturze topnienia skaleni.

Bardzo istotnym składnikiem meteorytu, biorącym również udział w jego cementowaniu są ksenomorficzne skupienia kamacytu, troilitu i chromitu z dwukrotną przewagą troilitu nad kamacytem.(tabela 1). W troilicie spotyka się drobne wrostki ksenomorficznego chalkopirytu. Skupienia tych łatwo topliwych składników są różnych wielkości i sięgają rozmiarów do 1,4 mm. Dopasowują się one do chondr i ich fragmentów a także do samodzielnych kryształów oliwinu. Skupienia te zawierają w sobie często drobne automorficzne kryształy oliwinu o składzie takim samym jak te, które znajdują się w chondrach. (J.Borucki, M.Stępniewski, 2001) Skupienia kamacytu i troilitu stanowią objętościowo około 10 % meteorytu, a ze względu na duży ciężar właściwy tych minerałów, znacznie większy procent wagowy, ponieważ cały meteoryt ma niski ciężar objętościowy wynoszący 2,9 g/cm³. W małych ilościach i to tylko w nielicznych miejscach chondrytu występuje lepiszcze czyli matriks (tylko w jednej badanej płytce cienkiej). Jest ono zbudowane z bardzo drobnych, pokruszonych kryształów krzemianów (oliwin, piroksen), troilitu i kamacytu, którym może towarzyszyć miedź rodzima (Cu) i nieliczne wolne przestrzenie.

Równie ważnym składnikiem chondrytu są pory czy większe pustki pomiędzy składnikami chondrytu o rozmiarach od 0,01 do 3 mm. W większości przypadków pory te mają kształty wydłużone, ale są ułożone bezładnie (Pl. III, Fig. 1 i 2). Ściany tych pustek oblepione są drobnymi, często automorficznymi kryształami krzemianów, trzeba sobie jednak zdawać sprawę że większość ścian tych pustek to powierzchnie chondr opisane wyżej. O podobnych strukturach piszą również inni autorzy. (Y. Horii et al., 1990). W kolekcji watykańskiej napotkano również meteoryty typu L o niskim ciężarze objętościowym (S. J. Consolmagnos, D.T.Britt 1998), podobnie w pracy G.J.Flynn et al.,1999 do tak porowatych meteorytów zaliczono: Bjurbole, Saratow, Mt. Tazerzait czy Holbook.

II. Budowa chondr

Struktura wnętrza chondr, czyli rozmiary kryształów je budujących i tekstury, czyli ułożenie tych minerałów są bardzo urozmaicone a poszczególne chondry wykazują cechy indywidualne (Pl. II, Fig. 2, Pl. III, Fig. 3 i 4). Są jednak ścisłe ograniczenia tej różnorodności. Po pierwsze, składnikami chondrytu jest tylko kilka minerałów: oliwin, ortopiroksen, klinopiroksen, skalenie, troilit, kamacyt i chromit, po drugie, rozmiary chondr ograniczają wielkości kryształów.

Struktury chondr budziły od dawna zainteresowanie badaczy, od pierwszych opisów H.C. Sorby'ego z 1864 i 1877 poprzez wnikliwe opisy G. Tschermaka z 1885 kończąc na licznych pracach petrografów japońskich i amerykańskich, opisujących chondryty odnalezione na lodach Antarktydy a publikowanych w specjalnych seriach wydawniczych np. National Institute of Polar Research; Smithsonian Condribution to Astrophisics czy w specjalistycznych czasopismach. Zainteresowanie to dotyczy również meteorytów, które spadły na terenie Polski (A. Manecki, 1972).

Efektem tych prac było wyróżnienie sześciu typów strukturalnych chondr, powszechnie przyjętych przez badaczy meteorytów: lamelkowe, promieniste, porfirowe, ziarniste, drobnoziarniste oraz inne podobnie jak to czynią inni autorzy (J. L. Gooding, K. Keil, 1981; J. T. Wasson, 1993).

1. Chondry lamelkowe, nazywane również belkowymi lub pasiastymi, a w literaturze anglosaskiej "barred" (BO) są zbudowane z lamelek oliwinu bądź oliwinu i piroksenu oraz mezostazis skaleniowego bardzo często z chromitem lub tylko kamacytem i troilitem. Cechą charakterystyczną dużej części chondr lamelkowych oliwinowych jest zewnętrzna skorupka zamykająca lamelki od zewnątrz często spotykana w różnego rodzaju meteorytach. (M. K. Weisberg, 1987, M. Stępniewski et al. 1998 Fig. 17-18 i Fig. 20-21).

2. Chondry promieniste zbudowane są z piroksenów, wykształconych drobnolamelkowo lub nawet igiełkowo, pomiędzy którymi występuje mezostazis skaleniowe z drobnymi kryształami piroksenów wapniowych (nazywanych Ca-rich) i drobnymi zmiennymi ilościami kamacytu, troilitu i chromitu (Pl. VI, Fig. 1a i b).

Oba te typy chondr (belkowe i promieniste) można jeszcze podzielić na takie, w których lamelki ułożone są równolegle lub promieniście i wypełniają całą chondrę i takie, które posiadają sektory o różnej orientacji równoległych lub promienistych lamelek. Struktury te są również często opisywane w chondrytach (A. Manecki, 1972, M. K. Weisberg, 1987). Dlatego więc w zestawieniach statystycznych zaklasyfikowano je do tego samego typu.

3. Chondry porfirowe, w znaczeniu skał wulkanicznych ziemskich lub księżycowych, zbudowane są z dużych kryształów oliwinu, piroksenu lub obu tych minerałów razem oraz drobnoziarnistego tła skalnego czyli mezostazis, którego ilość jest dość zmienna. Mezostazis to zbudowane jest ze skalenia i piroksenów jednoskośnych ze znaczną domieszką wapnia, oraz zmiennej ilości chromitu, kamacytu i troilitu przy jednoczesnej dominacji chromitu z rzadkim fosforanem - whitlockitem (J. Borucki, M.Stępniewski 2001). W przypadku, gdy mezostazis składa się z kryształów bardzo drobnych z domieszką minerałów nieprzezroczystych jest ono w świetle przechodzącym nieprzezroczyste (czarne) (Pl. VII, Fig.1a i b). W świetle odbitym w dużych powiększeniach można wyróżnić poszczególne kryształy tych minerałów (Pl. VII, Fig.2 i 3).

4. Chondry ziarniste, zbudowane są z oliwinu, piroksenu lub oliwinu i piroksenu o kryształach tych samych rozmiarów, ale bez wyróżniającego się mezostazis. Podobnie jak w innych typach mogą zawierać zmienne ilości kamacytu, troilitu i chromitu. Część z nich ma budowę poikilitową.( Pl. VI, Fig. 2a i b), spotykaną również w innych meteorytach (H. Nagahara 1983a, E. R. D. Scott, G.J.Taylor, 1983).

5. Chondry drobnoziarniste to takie, w których trudno oznaczyć minerały w mikroskopie optycznym podobnie jak w chondrach kryptokrystalicznych.( Pl. VIII, Fig. 1-2).

6. Chondry inne czyli nie mieszczące się w tym podziale występują rzadko. Należą do nich chondry złożone głównie ze skalenia z domieszką chromitu lub chondry chromitowe z niewielką ilością mezostazis skaleniowego (Pl. VIII, Fig.2 i 3) podobne do opisywanych w pracach P. Ramdohr'a (1983) i A. Krot et al.(1993).

Podział ten staje się często umowny, szczególnie przy wyróżnianiu chondr porfirowych z małą ilością mezostazis i równoziarnistych, z większą ilością mezostazis, istnieją bowiem przejścia pomiędzy strukturami porfirowymi i ziarnistymi.

Poszczególne typy strukturalne podzielono dalej ze względu na obecność głównych minerałów krzemianowych: oliwinu, piroksenu i minerałów nieprzezroczystych ( kamacyt, troilit i chromit). Podział ten pozwolił wyróżnić 16 typów chondr a badania statystyczne umożliwiły wyliczenie ich procentowych zawartości w chondrycie. Badania te przeprowadzono na płytce cienkiej polerowanej (B-10), w której wytypowano dziesięć kwadratowych pól o boku 5 mm, a więc o powierzchniach 25 mm². W tych dziesięciu polach, o łącznej powierzchni 250 mm², napotkano 463 chondry pojedyncze i 87 skupień wzajemnie się przenikających chondr (w tym 34 chondry bliźniacze), co pozwoliło pomierzyć i zaklasyfikować 697 chondr. Chondry numerowano w każdym polu poczynając od największych dobrze wyróżniających się, a następnie w kolejności wokół tych pierwszych. Obserwacje prowadzono równocześnie na dwóch mikroskopach: do światła odbitego i przechodzącego. Obserwacje w świetle odbitym są szczególnie przydatne do określenia bardzo drobnoziarnistego mezostazis chondr, które w świetle przechodzącym jest nieprzezroczyste. Badania te wykazały również, że więcej niż połowa chondr zawiera w swoim składzie większe lub mniejsze ilości troilitu, kamacytu i chromitu a większość przynajmniej ich śladowe ilości. Wyniki obserwacji i przeliczeń prezentuje Tabela 2. Różnice w ilości poszczególnych typów chondr w kolejnych polach są dość znaczne ale rozłożone bezładne, co potwierdzają przeliczenia prezentowane w Tabeli 3. Dla porównania z innymi badaniami typów strukturalnych w różnych chondrytach przytoczono dane w Tabeli 4. Chondry z meteorytu Baszkówka są najbardziej podobne do tych, które przedstawiono w opracowaniu E. W. Sobotowicz et al., 1984, natomiast częstość występowania chondr na jednostkę powierzchni jest podobna do chondrytów węglistych prezentowanych w opracowaniu G. W. Baryshnikowej et al., 1991. Wyniki te odbiegają od danych uzyskanych z chondrytów wyższych stopni petrograficznych.

III. Obwódki otaczające chondry

Część chondr w meteorycie Baszkówka jest otoczona obwódkami o składzie i strukturach podobnie zróżnicowanych jak same chondry podobnie jak to ma miejsca w innych chondrytach (A. Rubin, A. N. Krot, 1996). W preparatach mikroskopowych z meteorytu Baszkówka napotkano takich chondr około 10% (Pl. IV, Fig. 2, Pl. IV, Fig. 3 i 4, Pl. IX Fig.1, 2, 3a i b). Wśród nich można wyróżnić szereg typów tak samo zróżnicowanych jak chondry.

1 Obwódki narastające zgodnie z minerałami chondry, ale wzbogacone w drobne wrostki przeważnie składników łatwiej topliwych, a więc kamacytu, troilitu, chromitu oraz skalenia.

2. Obwódki drobnoziarniste o podobnym składzie jak mezostazis chondry.

3. Obwódki wyraźnie wzbogacone w troilit, kamacyt i chromit, które budzą znaczne zainteresowanie wśród badaczy (K. Metzler, A.Bischoff, 1996)

4. Obwódki tworzące struktury bardziej porfirowe niż centrum chondry, a więc posiadające więcej mezostazis.

5. Obwódki drobnoziarniste o innym składzie niż otaczana chondra np. chondra piroksenowa z obwódką oliwinową (M.Stępniewski et al. 1998 Fig. 19-20).

IV. Wnioski

Obraz petrograficzny a więc struktura chondr i matriks otaczające chondry są typowe dla stopnia petrograficznego "5". Jest to jednak efektem nie przemian metamorfizmu termicznego, ale warunków w których powstawały i gromadziły się chondry i ich fragmenty. Fragmenty te są o takim samym składzie co chondry całe. Brak jest między tymi fragmentami składnika skaleniowego i drobnych wrostków kamacytu i troilitu obecnego w matriks innych chondrytów. Świadczy to o wyjątkowości tego chondrytu.

Dość znaczna ilość fragmentów chondr, obecność samodzielnych kryształów oliwinu świadczy o tym że składniki chondrytu Baszkówka brały udział w różnych procesach, przed akrecją ciała macierzystego chondrytu, w których rozpad chondr miał największe znaczenie.

Luźne upakowanie chondr i ich fragmentów, prawie zupełny brak matriks i reakcji termicznych pomiędzy minerałami stykających się między sobą chondr świadczy o braku metamorfizmu termicznego tego chondrytu.

Struktura meteorytu Baszkówka wykazuje również podobieństwa w ilości zachowanych chondr do chondrytów 3 grupy petrograficznej (np.: Bjurbole, Saratov ) lub meteorytów węglistych ( D.W.Hughes 1987, G. V. Baryshnikova et al., 1991).

Skład chemiczny oliwinów jest stabilny (Fig. 2), podobnie piroksenów nisko wapniowych oraz klinopiroksenów, co potwierdza ich wspólną równowagową krystalizację i świadczy o przynależności meteorytu do równowagowych chondrytów grupy L. Punkty na wykresie fajalit - forsteryt (Fig.3 ) dla par minerałów występujących w jednej chondrze i chondr czysto oliwinowych i czysto piroksenowych znajdują się w polu meteorytów grupy L. Występują one w pobliżu głównego trendu dla chondrytów (K. Yanai, H. Koijma 1991) i przykładowo wybranych meteorytów chondrytowych (OC) o większej masie z wykazów w Meteoritical Bulletin No 79 (J. N. Grossman, R. Score, 1996) i No 82 (J. N. Grossman, 1998) oraz z Roosevelt County. (E. R. D. Scott et al., 1986).

Analizy składu mezostazis najbardziej typowych chondr lokują je w polu A5 klasyfikacji D.W.G. Sears et al., z 1992 fide S. Huang., D.W.G. Sears (1997), potwierdzają one wysoki stopień petrograficzny meteorytu.

Różnorodność struktur, składu mineralnego, a także obecność obwódek, chondry bliźniacze lub ich większe zgrupowania wzajemnie się przenikające, rozmaite ilości kamacytu, troilitu i chromitu czy dość znaczne różnice w wielkości chondr mogą świadczyć o cechach indywidualnych każdej chondry. Tak więc źródłem minerałów dla chondr byłaby mgławica dysku pyłowego wokół Słońca, a nie już uformowana i podległa dyferencjacji protoplaneta.(A. P. Boss, 1996, L. L. Hood, D.A. Kring, 1996). Duża ilość pustek znacznych rozmiarów, dosięgających wielkości chondrom i duża ilość całych chondr i ich dużych fragmentów oraz brak spękań w chondrycie może świadczyć o małych rozmiarach ciała macierzystego. Obecne są tylko szczeliny kontrakcyjne w oliwinach (Pl. VII, Fig 1a i b). Struktura chondrytu wraz z jego niskim ciężarem objętościowym świadczy o wyjątkowości chondrytu Baszkówka a jednocześnie o podobieństwie do meteorytów: Biurböle, Islafegh, Holbrook, Mt.Tazerzait Saratov (G.J.Flynn et al. 1999) czy części meteorytów antarktycznych (T. Matsui et al., 1980).

Ciało macierzyste chondrytu Baszkówka musiało więc pochodzić z wczesnego etapu tworzenia się protoplanet, w których nie dochodziło do metamorfizmu termicznego i zbrekcjowania. Dlatego mogła zachować się porowatość chondrytu, o czym świadczy jego niski ciężar objętościowy i sugestie opisane przez E. R. D. Scott et al., 1986.

Podziękowania: prof. dr hab. Sachanbińskiemu i dr hab. Nonnie Bakun-Czubarow dziękuję bardzo za wnikliwe przejrzenie tekstu i cenne uwagi, które przyczyniły się do ostatecznej wersji tekstu. Koledzy z różnych placówek naukowych Wrocławia: S. Achramowicz, M. Awdankiewicz, J. Badura, S. Dziągwa, B. Przybylski, P. Raczyński, pomogli mi w wykonaniu różnego rodzaju zdjęć meteorytu Baszkówka za co jestem im bardzo wdzięczny. Dziękuję też panu C. Augustowi za analizę strukturalną (X-ray) oliwinu.

LITERATURA

BARYSHNIKOVA G.V., STAKHEEVA S.A., IGNATIEVA K.I., LAVRENT'IEVA A.K., LAVRUKHINA A.K. (1991) - Khondry khondryta Kainsaz CO: Sostav silikatnykh mineralov, ikh assocjacij i sravnienie s khondrami drugikh uglistykh i obyknaviennykh khondritov. Meteoritika, 50: 37-51.

BORUCKI J., STĘPNIEWSKI M. (2001) - "MINERALOGIA BASZKÓWKI' Gole. Quart.45 (3): 00-00.

BOSS A.P. (1996) - A consise guide to chondrule formation models.in:Chondrules and the Protoplanetary Disk:257-263. Cambridge Univ.Press.

CONSOLMAGNO G.J., BRITT D.T.(1998) - The density and porosity of meteorites from the Vatican collection. Meteoritics Planet. Sci.33:1231-1241.

FLYNN G.J., MOORE L.B., KLOCK W. (1999) - Density and porosity, cratering, and collisional disruption of asteroid. Icarus. 142: 97-105.

GOODING J.L., KEIL K. (1981) - Relative abudences of chondrule primary textural types in ordinary chondrites and their bearing on conditions of chondrule formation. Meteoritics 16:17-43.

GROSSMAN J.N. (!998)- Saharan meteorites from: Libya and Niger. The Meteoritical Bull. No.82, 1998. Meteoritics and Planet. Sci. 33: A227- A234.

GROSSMAN J.N., SCORE R. (1996)- Recently classified specimens in the United States Antarctic Collection (1994-1996). The Meteoritical Bull. No.79, July. Meteoritical Planet.Sci. 31:A161-A174.

HEIDE F., WLOTZKA F. (1994) - Meteorites. Mesenger from space. Springer Verlag..

HORII Y., FUIJ N., TAKEDA H. (1990) - Hardness analisys of metalic particls in ordinary chondrites. Pro. NIPR Symp. Antarctic meteorites, 3:254 - 263.

HOOD L.L., KRING D.A. (1996) - Models for multiple heating mechanisms. :265-276.in Chondrules and Protoplanetary Disk. Univ.Press. Cambridg.

HUANG S., SEARS D.W.G. (1997) - Formation and metamorphism of group A5 Chondrules in ordinary chondrites. Geochim.Cosmochim.Acta, 61(21): 4689-4704.

HUGHES D.W. (1978) - A disaggregation and thin section analysis of the size and mass distribution of the chondrules in the Bjurböle and Chainpur meteorite. Earth. Planet. Sci. Lett.:119: 569-584.

KIMURA M., YAGI K., ONUMA K., (1979) - Classification and petrography of some Yamato chondritic meteorites. Mem. NIPR, Spec. Is. 15:41 -53.

KITAMURA M., WATANABE S. (1985) - Adhesiv growth and abrasion of chondrules during the during the acreation process. Mem.NIPR Spec.Issue 41: 22-234.

KROT A., IVANOVA M.A., WASSON J.T. (1993) - The origin of chromitic chondrules and the volatility of Cr under a range of nebular conditions. Earth Planet.Sci.Lett. 119:569-584.

MATSUI T., HOMANO Y., HONDA M. (1980) - Porosity and compressional-weve velocity measure of Antarctic meteorites. Mem.NIPR Spec,Is.17:268-275.

MANECKI A. (1972) - Studium mineralogiczno-petrograficzne meteorytu Pułtusk. Pr. Miner., PAN Kraków, 27:53-65.

METZLER K., BISCHOFF A. (1996) - Constraints an chondrite agglomeration from fine-grained chondrules rims: Chondrules and Protoplanetary Disk. Camridge :153-161.

NAGAHARA H. (1981) - Petrology of chondrules in ALH - 77015 (L3) chondrite. Mem. NIPR Sp. Is.,:145 - 160.

NAGAHARA H. (1983 a) - Texture of chondrules. Mem. NIPR Sp. Issue 30:71-83.

NAGAHARA H. (1983 b) - Chondrules formed through incomplete melting of the pre-existing mineral dusters and the origin of chondrules:211-222.in: Chondrules and their origin. Houston.

RAMDOHR P. (1967) - Chromite and chromite chondrules in meteorite. Geochim.Cosmochim.Acta. 31:1961-1967.

RAMDOHR P. (1973) - The opaque minerals in stony meteorites, pp.245 Akademie-Verlag-Berlin.

RUBIN A.,KROT A.N. (1996) - Multiple heating of chondrules. Chondrules and Protoplanetary Disk. London p. 173-180.

SCOTT E.R.D., TAYLOR G. J. (1983) - Chondrules and other components in C, O, and E chondrites: similarites in their properties and origin. J.Geoph.Res. 88, Supl.:B275-B286.

SCOTT E.R.D., TAYLOR G.F., KEIL K. (1986) - Accretion, metamorphism, and brecciation of ordinary chondrites: evidence from petrological studies of meteorites from Roosevelt County, New Mexico. J.Geoph.Res. 91:E115-E123.

SEARS D.W.G., HUANG S., BENOIT P.H. (1995) - Chondrule formation, metamorphism, brecciated an important new primary chondrule group and the classification of chondrules. Earth. Planet.Sci.Lett. 131(1-2):27-39.

SIEMIĄTKOWSKI J. (1998) - Petrografia chondrytu Baszkówka. Pr. Spec. PTMin. 11:160-161.

SOBOTOVICH E.,V., SEMENENKO V.D. (1984) - Vieschestvo meteoritov. Naukova Dumka, Kijev, pp.191.

SORBY H.C.(1864) - On the microscopical structure of meteorites. Proc.Roy. Soc. London. 13: 333-334.

SORBY H.C. (1877) - On the structure and origin of meteorites. Nature 15:495-498.

STĘPNIEWSKI M., BORUCKI J., SIEMIĄTKOWSKI J.(1998) -New data on the L5 (S1) chondrite Baszkówka (Poland). Meteoritics and Planetary Sci. 33, No.4. Supplement, 1998.

STĘPNIEWSKI M., SIEMIĄTKOWSKI J., BORUCKI J., RADLICZ K.(1998) - Fall, recovery and preliminary study of the Baszkówka meteorite (Poland). Arch.Miner. 51(1-2):131-152

TSCHERMAK G. (1885) -The microscopic properties of meteorites. Smithsonian Contribution to Astrophysical 4(6) 1964.

WASSON J.T. (1993 ) - Constrains on chondrule origins. Meteoritics 24:14-28.

WLOTZKA F.(1995) - Baszkówka. The Meteoritical Bull. No.78, 1995, November. Meteoritics 30:792.

WEISBERG M.K.(1987) - Barred olivine chondrules in ordinary chondrites. J.geoph. Res.92(4):E663-E678.

YANAI K., KOIJMA H. (1991) - Yamato - 74 063: Chondritic meteorite classified between E and H chondritic groups. Proc. NIPR Symp. Antarctic Metorities 4:118-130.

WLOTZKA F. (1995) - The Meteoritical Bull. No.78, Baszkówka. Meteoritics 30:792.

ŻELAŹNIEWICZ A. (1987) - On the Benghazi meteorite. Acta Univers. Wratislaviensis No 88, Pr.Geol.-Miner.10: 91-97.

Objaśnienia do plansz z fotografiami

PLATE I

Fig. 1. Fragment płytki cienkiej polerowanej B-10 obejmującej pola: 3, 4, 12, 13, 21, 22, i 30, 31 zaznaczone na tablicy 1.Skala liniowa -1 mm.

Fig. 2. Fragment płytki cienkiej (B1n) chondrytu wypełnionego barwną żywicą zajmującą pustki przy zachowanej strukturze pierwotnej meteorytu. Skala liniowa - 1 mm.

PLATE II

Fig. 1. Skaningowy obraz (rozdzielczość 600x600) płytki cienkiej polerowanej z zaznaczonymi polami i ich numerami do badań statystycznych.

PLATE III

Fig.1. Naturalny przełam chondrytu z wyraźnymi chondrami i nieregularnymi pustkami. Rdzawe plamy to powłoki wodorotlenków żelaza z wietrzejącego kamacytu i troilitu w warunkach ziemskich. Odcinek skali równy 1 mm.

Fig. 2.Przecięty fragment chondrytu z wyraźnymi czarnymi pustkami. Skala liniowa - 1 mm.

Fig. 3. Różne rodzaje chondr i ich fragmentów. W centrum chondra z wgnieceniami. Płytka cienka (B1n) z chondrytu wypełnionego zabarwioną żywicą. Odcinek skali równy 0,5 mm.

Fig.4. Fragment fotografii z Fig. 3. Odcinek skali - 0.25 mm.

PLATE IV

Fig. 1. Różne rodzaje chondr i ich fragmentów. Płytka cienka polerowana B-10 pole 16 chondry 4, 28, 33, i 34. Skala liniowa - 0,5 mm.

Fig. 2. Chondra porfirowa oliwinowa złożona z otoczką wzbogaconą w minerały nieprzezroczyste. Płytka cienka polerowana B-10 pole 14 chondry 1, 14, i 27. Skala liniowa - 0,5 mm.

Fig.3. Duża chondra oliwinowa z obwódką i przyczepionymi drobnymi chondrami. Płytka cienka polerowana B-10 pole 16 chondry 1, 21, 22, 23. Skala liniowa - 0,5 mm.

Fig. 4. Duża chondra oliwinowa z przyległymi skupieniami minerałów nieprzezroczystych (czarne). Płytka cienka polerowana B-10 chondra 1. Skala liniowa 0,5 mm.

PLATE V

Fig.1a. Różne rodzaje chondr w centrum bliźniacza chondra porfirowa oliwinowa z dużym automorficznym kryształem oliwinu. Płytka cienka polerowana B-10, pole 11, chondry: 28 i 29. Skala liniowa 0,25 mm.

Fig. 1b. J.w. nikole skrzyżowane.

Fig. 2a. Wśród chondr samodzielny automorficzny oliwin z epitaksjalną obwódką. Płytka cienka polerowana B-10, pole 3, chondra 15 i oliwin. Skala liniowa 0,25 mm.

Fig. 2b. J.w. nikole skrzyżowane.

PLATE VI

Fig.1a.Chondra porfirowa sektorowa ze zbliźniaczonym piroksenem. Płytka cienka polerowana B-10, pole 26 chondra 1. Skala liniowa 0,5 mm.

Fig. 1b. J.w. nikole skrzyżowane.

Fig. 2a. Chondra piroksenowo-oliwinowa poikilitowa wśród fragmentów chondr różnych typów. Płytka cienka polerowana B-10, pole 17 chondry 1, 11, 28. Skala liniowa 0,5 mm.

Fig. 2b. J.w. nikole skrzyżowane.

PLATE VII

Fig. 1a. Chondra porfirowa oliwinowa z mezostazis skaleniowym szczelinami kontrakcyjnymi. Płytka cienka polerowana B-10, pole 14, chondra 26. Skala liniowa - 0,01 mm.

Fig. 1b. J.w. nikole skrzyżowane.

Fig. 2. Chondra oliwinowa lamelkowa z licznym mezostazis o składzie piroksen, skaleń i chromit. Zgład polerowany B-2. Światło odbite. Skala liniowa - 0,1 mm.

Fig. 3. Fragment fotografii z Fig. 2. Oliwin - ciemny, Ca-piroksen - jasne, chromit - szary. Skala liniowa - 0,1mm.

PLATE VIII

Fig.1a. Chondra drobnoźiarnista złożona oliwinowo- piroksenowa z większym oliwinem. Otoczona obwódką wzbogaconą w liczny troilit. Płytka cienka polerowana B-10, pole 12 chondry 20 i 37. Skala liniowa - 0,25 mm.

Fig. 1b. J.w. nikole skrzyżowane.

Fig. 2. Różne rodzaje chondr , w centrum złożona chondra chromitowo-skaleniowa. 0,25 mm. Płytka cienka polerowana B-10, pole 11, chondry: 34, 32 i fragment chondry 3. Skala liniowa - 0,25 mm.

Fig. 3. Złożona chondra chromitowo-skaleniowa. Fragment fotografii z Fig 2a. Skala liniowa - 0,05 mm.

PLATE IX

Fig.1. Chondry z obwódkami bogatymi w kamacyt i troilit, obok większe skupienie troilitu - żółte i kamacytu - białe. Płytka cienka polerowana B-10, pole 16, chondra 1 i pole 6, chondra 1 (dół na lewo). Skala liniowa - 1 mm.

Fig. 2. Chondra z troilitem (żółty) i kamacytem (biały) otoczona obwódką bogatą w troilit. Płytka cienka polerowana B2Ww. Światło odbite. Skala liniowa - 1 mm.

Fig. 3a. Chondra porfirowa sektorowa z obwódką bogatą w troilit. Płytka cienka polerowana B-10, pola 11, chondra 2. Światło odbite. Skala liniowa - 0,25 mm.

Fig. 3b. J.w. nikole skrzyżowane.

Objaśnienia do figur w tekście

Fig. 1. Histogramy rozmiarów średnic chondr z meteorytu Baszkówka. A - dla 659 chondr o rozmiarach od 0,04 do 1mm, przedział co 0,01 mm. B - dla 696 chondr o rozmiarach od 0,04 do 2 mm, przedział co 0,02 mm.

Fig. 2. Wycinek dyfraktogramu faz krzemianowych z meteorytu Baszkówka z d ₁₃₀ =2,7772 A oliwinu. Zaznaczono pozycję płaszczyzny d ₁₃₀ dla fajalitu syntetycznego (2 Theta 36,87), fajalitu z Mg (2 Theta 37,13), forsterytu z Fe (2Theta 37,74) i forsterytu syntetycznego (2 Theta 37,58). Użyto promieniowania Co K-alfa. Linia czarna K-alfa, czerwona K-alfa1. Analiza wykonana w ING Uniwersytetu Wrocławskiego.

Fig. 3. Zawartość żelaza wyrażona w % cząsteczkowych Fe₂SiO₄ (fajalit, Fa) i FeSiO₃ (ferrosilit, Fs) dla oliwinu i nisko wapniowego piroksenu w równowagowych chondrytach. 1 - chondryty grupy LL , 2 - chondryty grupy L , 3 - chondryty grupy H, (wg. Grossman 1998,.Grossman et al. 1996, Scott 1986) 4 - chondryt grupy L, Baszkówka (Fa/Fs): 4/1-25,3/22,4; 4/2-25,8/23,2; 4/3-23,1/18,4; 4/4-26,0/20,1; 4/5-24,2/20,8; 5 - / korelacja Fa-Fs w chondrytach wg. Yanai et al. 1991.

Objaśnienia do Tabel

Tabela 1. Analiza planimetryczna zgładu polerowanego Baszkówka (B-1). Powierzchnia 400 mm², linie pomiarowe co 2 mm, skok stolika 0,2 mm.

Tablica 2. Wyniki analizy statystycznej typów strukturalnych chondr meteorytu Baszkówka na powierzchni 250 mm² w 10 polach płytki cienkiej polerowanej (B-10).numery pól zaznaczono na Tablicy II, typy chondr w Tabeli 3.

Tablica 3. Porównanie wyników z różnych powierzchni (pól) przedstawionych w Tabeli 2.

Tablica 4. Porównanie procentowej zawartości typów strukturalnych chondr z różnych meteorytów.

STRESZCZENIE

Chondryt Baszkówka zbudowany jest z wielu dobrze wyróżniających się składników automorficznych i ksenomorficznych o podobnej wielkości, ułożonych bezładnie. Składnikami automorficznymi meteorytu są chondry i pojedyncze kryształy oliwinu; panautomorficznymi fragmenty chondr; ksenomorficznymi skupienia kamacytu i troilitu, drobne ilości matriks ważnym składnikiem chondrytu sa również pory. Wstępne opisy petrograficzne tego chondrytu przedstawiono w 1998 roku. (M. Stępniewski et al.,1998 i J. Siemiątkowski, 1998).

Najbardziej charakterystyczne dla tego meteorytu, obok dużej porowatości, są bardzo liczne chondry o kształtach kulistych i elipsoidalnych.

W śród 697 chondr na powierzchni 250 mm² wykazano obecność trzech populacji chondr: drobne o średnicach 0,04 - 0,29 mm, których napotkano 336 sztuk, średnie 323 sztuki o rozmiarach od 0,30 do 1,00 mm, 323 sztuki i chondry duże od 1.00 do 2,46 mm, których napotkano 39 sztuk. Uzyskane dane nie odbiegają od wyników przytaczanych w licznej literaturze przedmiotu (F. Heide, F. Wlotzka, 1992).

Chondry i ich fragmenty oraz samodzielne kryształy oliwinu w meteorycie Baszkówka są lekko miedzy sobą spieczone w wysokich temperaturach. Temperatury te przynajmniej odpowiadają temperaturze topnienia skaleni.

Pory czy większe pustki pomiędzy składnikami chondrytu są o rozmiarach od 0,01 do 3 mm. W większości przypadków pory te mają kształty wydłużone, ale są ułożone bezładnie (Pl. III, Fig. 1 i 2). Ściany tych pustek oblepione są drobnymi, często automorficznymi kryształami krzemianów, trzeba sobie jednak zdawać sprawę że większość ścian tych pustek to powierzchnie chondr opisane wyżej (Y. Horii et al., 1990).

Wyróżniono sześć typów strukturalnych chondr, powszechnie przyjętych przez badaczy meteorytów: lamelkowe, promieniste, porfirowe, ziarniste, drobnoziarniste oraz inne (J. L. Gooding, K. Keil, 1981; J. T. Wasson, 1993). Podział ten staje się często umowny, szczególnie przy wyróżnianiu chondr porfirowych z małą ilością mezostazis i równoziarnistych, z większą ilością mezostazis, istnieją bowiem przejścia pomiędzy strukturami porfirowymi i ziarnistymi.

Część chondr otoczona jest charakterystycznymi obwódkami o składzie i strukturach podobnie zróżnicowanych jak same chondry (A. Rubin, A. N. Krot, 1996). W preparatach mikroskopowych z meteorytu Baszkówka napotkano takich chondr około 10% (Pl. IV, Fig. 3 i 4, Pl. IX Fig.1 - 3).

Rozmaitość struktur, składu mineralnego, a także obecność obwódek, chondry bliźniacze lub ich większe zgrupowania wzajemnie się przenikające, rozmaite ilości kamacytu, troilitu i chromitu czy dość znaczne różnice w wielkości chondr mogą świadczyć o cechach indywidualnych każdej chondry. Tak więc źródłem minerałów dla chondr byłaby mgławica dysku pyłowego wokół Słońca, a nie już uformowana i podległa dyferencjacji protoplaneta.(A. P. Bross, 1996, L. L. Hood, D.A. Kring, 1996).

Duża ilość pustek znacznych rozmiarów, dosięgających wielkości chondrom i duża ilość całych chondr i ich dużych fragmentów oraz brak spękań w chondrycie może świadczyć o małych rozmiarach ciała macierzystego. Obecne są tylko szczeliny kontrakcyjne w oliwinach (Pl. VII, Fig 1). Struktura chondrytu wraz z jego niskim ciężarem objętościowym świadczy o wyjątkowości chondrytu Baszkówka (T. Matsui et al., 1980, G.J.Flynn et al. 1999).

Ciało macierzyste chondrytu Baszkówka musiało więc pochodzić z wczesnego etapu tworzenia się protoplanet, w których nie dochodziło do metamorfizmu termicznego i zbrekcjowania jak to opisane jest na przykładzie meteorytów z Roosevelt County (E.R.D. Scott et al., 1986). Dlatego mogła zachować się porowatość chondrytu, o czym świadczy jego niski ciężar objętościowy.

*BADANIA METEORYTÓW* *Polski Serwis Meteorytów*