Składam serdeczne podziękowania:

Prof. dr hab. Ł. Karwowskiemu, za wiele cennych rad, okazanie „stoickiego spokoju“ i iście „benedyktyńskiej cierpliwości” oraz zdobycie większości materiału badawczego;

Dr M. Rackiej, dysponującej pokładami niewyczerpalnej energii;

Dr. M. Bzowskiej za zaangażowanie; Kazimierzowi Mazurkowi i Marcinowi Cimale za część materiału badawczego,

a także wszystkim – z Katedry Geochemii, Mineralogii i Petrografii, dzięki którym mogłam napisać tą pracę.

SPIS TREŚCI 

          1. WSTĘP

 Meteoryty są od dawna przedmiotem zainteresowań wielu geologów, mineralogów, chemików i innych badaczy otaczającego nas świata. Według Browna (1961, vide. Jakeš 1986) na powierzchnię Ziemi spada rocznie około 500 meteorytów, z czego, jak się szacuje około 350 do zbiorników wodnych, skąd się ich nie odzyskuje. Bardzo niewielka ich część zostaje odnaleziona, zaledwie kilka, lub co najwyżej kilkadziesiąt sztuk. W ostatnich latach odnotowano zwiększenie się ilości znajdowanych obiektów pochodzenia pozaziemskiego. Jest to spowodowane między innymi wzrostem zainteresowania obszarami, które potencjalnie obfitują w możliwości znalezienia meteorytów. Są to tereny słabo zaludnione, przeważnie o budowie geologicznej pozwalającej na stosunkowo łatwe rozróżnienie ciała meteorytowego np.: Antarktyda, Sahara, Półwysep Arabski, Grenlandia, Australia (m. in. Hutchison & Graham 1994). Z terenów Polski znanych jest około 18 meteorytów. Kilka z nich zaginęło, inne zachowały się do dnia dzisiejszego.

Wszystkie meteoryty, niezależnie od budowy podlegają intensywnemu wietrzeniu, skutkiem czego wykształcają się wtórne fazy mineralne. Z danych  literaturowych znane są meteoryty, które zostały całkowicie wtórnie zastąpione minerałami ziemskimi. Przykładem mogą być małe obiekty o składzie żelazistego boksytu, będące pozostałością po meteorycie. Znaleziono je w osadach krasowych wapienia paleozoicznego, w rejonie Rjerzjewska, na Środkowym Uralu. Meteoryt ten był poddany niszczącemu działaniu ziemskiego środowiska od mezozoiku (Judin, 1969).

Celem niniejszej pracy jest prześledzenie procesu wietrzenia meteorytów i określenie wtórnych faz mineralnych, które powstały w tych obiektach, po upadku na powierzchnię Ziemi. Cel ten próbowano osiągnąć na podstawie badań sześciu meteorytów, trzech polskich (Morasko, Seeläsgen, Zakłodzie) oraz australijskiego (Wolf Creek), argentyńskiego (Campo del Cielo) i chińskiego (Nantan) (Ryc. 1). Meteoryty te były poddane wpływom otoczenia w zróżnicowanych warunkach klimatycznych i w ciągu różnych okresów czasu. 

Ryc. 1. Miejsca spadków meteorytów Morasko, Przełazy, Campo Del Cielo, Wolf Creek, Nantan.

2. WIADOMOŚCI OGÓLNE O METEORYTACH 

W Układzie Słonecznym, oprócz planet i ich księżyców, krąży wiele drobniejszych obiektów, które obiegają Słońce po własnych orbitach. Orbity te niejednokrotnie przecinają się z orbitami masywniejszych ciał. Często takie stosunkowo niewielkie, w porównaniu z masą Ziemi, bryłki materii wpadają w jej pole grawitacyjne. Wlatując z dużymi prędkościami, od 11,2 km/s do około 70 km/s, w ziemską atmosferę, ulegają znacznemu rozgrzaniu. Wokół takiej pędzącej skały  następuje jonizacja i wzbudzenie atomów powietrza. Wzbudzone atomy natychmiast wypromieniowują uzyskaną energię. Powstaje wtedy tzn. zjawisko meteoru. Smuga świetlna rozbłyskuje na wysokości 100-150 km nad powierzchnią Ziemi, a zanika na wysokości 30-40 km. Gdy wpadające w ziemską atmosferę ciało skalne jest względnie masywne, a jego prędkość stosunkowo niewielka, nie ulega ono całkowitej ablacji, lecz dociera do powierzchni Ziemi.

Meteoryty to najstarsze znane nam skały w Układzie Słonecznym. Według różnych datowań izotopowych znaczna większość z nich ma około 4,55 miliarda lat (Artymowicz 1995, Yuan-Hui Li 2000) a nawet, według innych danych 4,7 miliardów lat (m.in. Manecki 1975). Wyjątek stanowią meteoryty marsjańskie, np. schergotyty, które według datowania zegarem ¹⁴⁷Sm–›¹⁴³Nd powstały około 1,3 miliarda lat temu, w wyniku procesów magmowych. Z powierzchni macierzystej planety zostały wybite około 1,88•10⁵ lat temu (Artymowicz 1995).

Przypuszcza w przestrzeni międzyplanetarnej krąży około 84% materii o budowie chondrytowej, ~8% o budowie achondrytowej, ~7% meteoroidów żelaznych i ~1% kamienno - żelaznych. Jednakże znaleziska dokonane ostatnio m. in. na Antarktydzie wskazują, że udział meteorytów żelaznych jest dużo mniejszy. Szacuje się, że stanowią one około 4 –5% wszystkich spadków.

Materiał, z którego składa się większość meteorytów, formował się w wyniku dyferencjacji substancji, z której zbudowane są planetoidy (Artymowicz 1995, McSween 1996).   

 2.1. Meteoryty żelazne

 Meteoryty żelazne powstawały w jądrach masywnych planetoid, około 4,55 ± 0,10 miliarda  lat temu (Artymowicz 1995).

Stosowane klasyfikacje meteorytów żelaznych opierają się, m.in., na:

-          genezie, (Próby określenia warunków w jakich powstawały meteoryty a tym samym jakie parametry spełniał obiekt macierzysty można uzyskać wnioskując na podstawie między innymi czasu ich stygnięcia. Aby określić z jaką szybkością to nastąpiło wykorzystuje się znane współczynniki dyfuzji Ni i równowagi fazowe w układzie Fe – Ni. Głównie na tej podstawie oszacowano, że około 70% zbadanych meteorytów żelaznych uległo ochłodzeniu w tempie 1 – 10 °C/mln lat.) (Bolewski & Manecki 1993).

-          efekcie metamorfizmu uderzeniowego,

-         ocenie budowy chemicznej i cech strukturalnych,

-         stosunku galu do germanu, (stosuje się oznaczenia: I, II, III, IV, w kolejności od największej zawartości galu do    najmniejszej),

-        stosunku irydu do niklu, (stosowane są tu znaczenia: A, AB, B, w kolejności od najmniejszej zawartości do   największej).

Należy nadmienić, że klasyfikacje (dotyczy to również pozostałych grup meteorytów), w miarę pogłębiania się wiedzy na ich temat, ulegają modyfikacji i ciągle się rozwijają.

Meteoryty żelazne są w przeważającej części (~98%) zbudowane z żelaza niklowego, które występuje głównie, w dwóch formach krystalograficznych:

-        γ (Fe, Ni); sześciennej centrowanej powierzchniowo; zasobnej w Ni – do ~ 40%, (żelazo  wstęgowe) - tzn. taenit;

-        α (Fe, Ni); sześciennej centrowanej przestrzennie; ubogiej w Ni – do ~ 7%, (żelazo belkowe) – tzn. kamacyt. Według Wooda (1972, vide. Manecki 1972) nikiel jest rozmieszczony nierównomiernie w kamacycie. Jest to rozmieszczenie typu dużej litery M. W strefach brzeżnych ziarn kamacytu, niklu jest więcej niż w ich środku

Tworzenie tych struktur jest uzależnione od temperatury i szybkości krzepnięcia oraz zawartości Ni (vide. Artymowicz 1995, Manecki 1975).

Wg J. I. Goldsteina (vide. Manecki 1975), ze względu na zawartość Ni oraz wielkość ziaren wyróżniono:

-         heksaedryty – z liniami Neumanna, ( ok. 6% Ni);

-        oktaedryty – ze strukturą Widmanstättena, (ok. 6–14% Ni); (Ze wzglądu na grubość belek kamacytu wydzielono oktaedryty: bardzo gruboziarniste o grubości >3,3 mm, gruboziarniste o wymiarach 1,3-3,3 mm, średnioziarniste o grubości 0,5-1,3 mm oraz drobnoziarniste  o wymiarach rzędu 0,2-0,3 mm);

-         ataksyty - ze strukturą „pasmową”, (nisko i wysoko niklowe). 

2.2. Meteoryty żelazno-kamienne

 Meteoryty żelazno-kamienne są to ciała żelazowo – niklowo - krzemianowe.

Zostały one podzielone na:

-                mezosyderyty, które prawdopodobnie powstały w wyniku zderzenia, przynajmniej dwóch ciał planetoidowych, żelaznego z kamiennym. Wg Rose'a (1863, vide. Ryka & Maliszewski 1991) meteoryty te zbudowane są z podobnych ilości faz żelaza niklowego i krzemianów (anortytu lub bytownitu i hiperstenu). Podrzędnie spotyka się: troilit, chromit, schreibersyt, apatyt i oliwin. Na ziarnach żelaza niklowego brak jest figur Widmanstättena;

-                pallasyty, które pochodzą przypuszczalnie z wewnętrznych obszarów płaszcza planetoid, lub z obszarów głębszych, granicznych, między żelaznym jądrem a kamiennym płaszczem. Wg Rose'a (1862, vide. Ryka & Maliszewski 1991), jest to najliczniejsza grupa meteorytów żelazno–kamiennych. Dominującymi składnikami w pallasytach są krzemiany oraz fazy metaliczne i troilit. W kamacycie i taenicie, tkwią wrostki troilitu i schribersytu. W tak wykształconej masie skalnej, widoczne są, przeważnie okrągławo wykształcone ziarna krzemianowe (oliwinu, rzadziej farringtonitu). Na ziarnach fazy metalicznej uwidacznia się struktura  Widmanstättena (Papike 1998);

-                syderofiry są podobne do pallasytów. Nazwa tej podgrupy pochodzi od meteorytu Syderofir. Wg Tschermaka (1883, vide. Ryka & Maliszewski 1991) jest to meteoryt zbudowany z faz żelaza niklowego, w którym tkwią agregaty hiperstenu i trydymitu, a akcesorycznie występują: schreibersyt, chromit, troilit;

-         lodranity. Ich nazwa pochodzi od meteorytu z Lodran z Pakistanu. Wg S. Meuniera (1882) (vide. Ryka & Maliszewski 1991) jest on zbudowany z faz żelaza niklowego, w którym tkwią ziarniste agregaty oliwinu i bronzytu. Minerałami akcesorycznymi są tu chromit, troilit i plagioklaz.  

2.3. Meteoryty kamienne 

Meteoryty kamienne to najliczniej reprezentowana grupa obiektów pochodzenia kosmicznego, lądująca na powierzchni Ziemi.

Wśród nich wydziela się:

-                chondryty – zawierające chondry;

-                achondryty – ciała nie zawierające chondr.

 Chondryty to meteoryty składające się z chondr zatopionych w spoiwie skalnym (matrixie, matrycy). Chondry (chondrule) są to stosunkowo niewielkie (przeciętnie o rozmiarach od kilku mm do 1 cm), kuliste, rzadziej elipsoidalne agregaty, zbudowane z krzemianów (piroksenów, oliwinów, czasami także szkliwa). Szczegółowe klasyfikacje opierają się na określeniu stopnia wykrystalizowania składników i wzajemnych stosunków wielkości ziarn. Przypuszcza się, że chondry są próbkami materii, z której formowały się ciała naszego Układu Słonecznego (vide. Artymowicz 1995, Manecki 1972,1975, McSween 1996).

Podstawowym składnikiem chondrytów są krzemiany, głównie pirokseny, plagioklazy oraz oliwiny.

Wśród chondrytów wyróżniono:

1. Chondryty zwyczajne:

-                oliwinowo-bronzytowe (typ H) -  zawierają chondry o dużej zawartości żelaza. Są one złożone z oliwinu i bronzytu, oraz w mniejszej ilości z żelaza niklowego oraz oligoklazu. Podrzędnymi składnikami są troilit, chromit, apatyt, czasami diopsyd (Manecki 1972);

-                oliwinowo-hiperstenowe (typ L) -  które zbudowane są z chondr o małej zawartości żelaza. Główne składniki to oliwin i hipersten, a w niewielkich ilościach występuje żelazo niklowe, plagioklazy oraz troilit;

-                amfoteryty (typ LL) – wg Tschermaka (1883, vide. Ryka & Maliszewski 1991) meteoryty te są zbudowane z chondr o bardzo małej zawartości żelaza i fazy metalicznej. Głównymi składnikami są oliwiny i pirokseny, ponadto spotyka się tu  plagioklaz i troilit;

2.      Chodryty enstatytowe (typ E) – Dominującym składnikiem chondr jest piroksen - enstatyt. Pozostałe fazy spotykane w tych meteorytach to żelazo niklowe, plagioklaz i troilit. Podrzędnie występują tu trydymit, krystobalit, kwarc, oldhamid, alabandyt, daubreelit. Wśród chondrytów enstatytowych wydzielono grupy: EH, EL (Papike 1998, Manecki 1972).

3.      Chondryty węgliste (typ C) – uważane są za najmniej zmieniony materiał międzyplanetarny. W ich budowie stwierdzono obecność wody (ślady cyrkulacji wody w szczelinach i mikrokanalikach, uwodnione minerały) oraz węgla w postaci m. in. węglowodorów aromatycznych oraz aminokwasów lewo- i prawoskrętnych (Artymowicz 1995). Zawartość węgla może dochodzić do 3,5%. Ponadto w tej grupie meteorytów stwierdzono większe niż w innych grupach wahania składu izotopowego tlenu. Nietypowy jest również skład izotopowy argonu, gdzie stosunek  jest bardzo wysoki (Polański 1979). Minerały chondrytów węglistych to: serpentyn, oliwin, enstatyt, klinoenstatyt i pigeonit. Pobocznie występują: astrachanit, epsonit oraz gips. Wydzielono kilka podgrup: CL, CM, CR, CO, CV, CK, CH, CB (vide. Ryka & Maliszewski 1991, Papike 1998, Yuan-Hui Li 2000).

Według między innymi Papike (1998), wyróżniono również:

4.      Rumurutity (R);

5.      Kakangarity (K). 

Przypuszcza się że chondryty węgliste powstały w strefie planet zewnętrznych, a maksymalne temperatury, jakim zostały poddane, wahają się w przedziale od 100 K do 700 K. Wyjątek stanowią – bencubinity, pochodzące prawdopodobnie z Merkurego. Pozostałe chondryty uformowane zostały w pasie planetoid, między Marsem a Jowiszem, gdzie były poddane temperaturom rzędu 400 - 950 K. Ocenia się, że źródłem takiej temperatury był rozpad pierwiastków promieniotwórczych (Artymowicz 1995). Tekstura i skład mineralogiczny chondrytów dowodzi, że pierwotnie wszystkie ich rodzaje były zbliżone do chondrytów węglistych. 

Achondryty to stosunkowo nieliczna grupa meteorytów kamiennych. Pod względem składu chemicznego i mineralnego przypominają ziemskie skały zasadowe i ultrazasadowe.

 Prior (1920, vide. Manecki 1975) wyróżnił achondryty:

    -                ubogie w Ca (0 - 3% CaO),

    -                zasobne w Ca (5 – 25% CaO). 

Klasyfikując achondryty pod względem genetycznym wydzielono obiekty pochodzące z:

-         planetoid - grupa HED (Diogenity, Eukryty, Howardyty), Aubryty, Ureility,   

   Angryty, Brachinity,

-    Marsa - grupa SNC (Schergotyty, Nakhlity, Chassignity),

-         Księżyca - bazalty wzgórz i mórz księrzycowych, brekcje impaktowe, stopy     

bazaltopodobne,

-     Merkurego (?), 

 2.4. Skorupa Obtopieniowa 

W trakcie przelotu obiektu skalnego, z przestrzeni kosmicznej przez ziemską atmosferę, następuje rozgrzanie jego powierzchni. W wyniku tarcia, powierzchnia meteorytu może osiągnąć temperaturę 2000˚C, co jest przyczyną jej topienia. Ogrzaniu ulega tylko powierzchnia, ponieważ przewodnictwo cieplne ciała meteorytowego jest tak małe, że podczas krótkotrwałego przelotu przez atmosferę nie zdąży się ono całkowicie nagrzać (Jakeš, 1986). Zewnętrzna warstwa, pod naciskiem ogromnego ciśnienia powietrza jest stale zdmuchiwana, w postaci małych kropelek lub strużek. Część z nich wyparowuje, a pozostałe twardną i osiadają na powierzchni Ziemi jako pył meteorytowy. Gdy meteoryt zwalnia swój pęd, jego nagrzewanie kończy się. Przetopiona warstwa na jego powierzchni, która nie uległa zdmuchnięciu, zastyga, tworząc tzn. skorupę obtopieniową. Na skutek działania podwyższonej temperatury, podczas zastygania zewnętrznej powłoki, następują dość energiczne reakcje chemiczne, głównie z  tlenem powietrznym. Jest to przyczyną różnic w składzie mineralogicznym między skorupą obtopieniową a składem meteorytu. Również w obrębie samej skorupy obtopieniowej wykształca się strefowość (zonalność), powodująca powstanie różniących się od siebie pod względem mineralogicznym, strukturalnym i teksturalnym warstw. Omówione procesy przebiegają bardzo szybko, w ciągu dziesiątych części sekundy.

We wszystkich rodzajach meteorytów (kamiennych, żelaznych, żelazno - kamiennych) wydzielono dwie warstwy: zewnętrzną i wewnętrzną. Niektórzy autorzy (vide. Judin & Kolomienskij, 1987) wyróżniają trzy lub cztery warstw. 

Tworzenie zewnętrznej strefy zachodzi w bardzo wysokiej temperaturze, w wyniku czego minerały, będące jej budulcem ulegają prawie całkowitemu zeszkleniu. Grubość tej strefy zwykle nie przekracza dziesiątych części milimetra, rzadko dochodząc do 1-2 milimetrów. Strefa ta ma wyraźnie porowatą budowę. W meteorytach kamiennych ilość por waha się w granicach 40-50 procent objętościowych, podczas gdy w meteorytach żelaznych dochodzi do kilku procent. Pory te mogą być zakryte lub odkryte, a ich rozmiary mierzy się w setnych i tysięcznych częściach milimetra.

Głównym minerałem tej strefy jest magnetyt. W meteorytach żelaznych zewnętrzna strefa skorupy obtopieniowej prawie w całości składa się z tego minerału. W meteorytach kamiennych w zewnętrznej strefie skorupy obtopieniowej jest go od kilku do 55 procent. Magnetyt powstaje, gdy przetopione fazy NiFe i troilitu (FeS) (częściowo chromitu i krzemianów) ulegną utlenieniu. Wykształca wtedy głównie małe, izometryczne ziarna lub kryształy szkieletowe o rozmiarach od dziesiątych części do kilku mikrometrów. Czasami jego ziarna mogą otaczać ścianki mikropor. Może też tworzyć dendrytowe kryształy (do ~10 mikrometrów długości). W wyniku dalszego przebywania w warunkach utleniających, magnetyt przeobraża się w maghemit (γ, a następnie w hematyt (α(Bolewski & Manecki, 1993). Oprócz magnetytu podczas rozkładu minerałów zawierających w swojej strukturze Fe może powstać  wűstyt (FeO). (Przy dużej obecności Mg w środowisku powstałe tlenki żelaza mogą przejść w magnesioferryt).

Zewnętrzna strefa skorupy obtopieniowej meteorytu Zakłodzie ma grubość około 0,1 mm. Zawiera stopione składniki meteorytowe, utlenione żelazo oraz sporo gazowych por. (Karwowski i inni, 2001). W obrębie tej strefy oprócz magnetytu występują również ziarna wűstytu (Karwowski i inni, 2003).

W meteorytach Morasko - Przełazy strefa zewnętrzna zachowana jest miejscami dość dobrze. Tworzy ją głównie magnetyt. Na jednym z przebadanych (Karwowski i inni, 2003) okazów, prawdopodobnie w wyniku doznanego metamorfizmu szokowego (impaktu), nastąpił częściowy zanik fazy taenitu, schreibersytu  i cohenitu . Zaobserwowano też wiele ciemnych przestrzeni wypełnionych magnetytem, akaganeitem (chlorowym), wűstytem i „bliżej nieokreślonym minerałem o składzie Fe, Cl, O”. Minerał ten występuje w pęcherzykach strefy topienia w otoczeniu automorficznych ziaren wűstytu. Pod wpływem warunków hipergenicznych ulega on utlenieniu, przechodząc w goethyt. Ponadto zaobserwowano, że minerały chlorkowe mają duży wpływ na szybkie wietrzenie meteorytów żelaznych poddanych cięciu i przechowywanych z dostępem wilgotnego powietrza. (W zewnętrznej strefie tego meteorytu stwierdzono podwyższoną zawartość chloru) (Karwowski, 2002).

White i inni (vide. Judin & Kolomienskij, 1987) w zewnętrznej strefie skorupy obtopieniowej meteorytu Wolf Creek stwierdzili obecność magnetytu. Zasugerowano, że w jego strukturze  znajduje się nikiel (na co wskazywały badania rozmiarów brzegów komórek elementarnych magnetytu, które zbliżały go do treworytu). Wg w/w autorów w meteorycie Wolf Creek spotyka się magnetyt zawierający ~8,7 % NiO i ~0,6% CaO. Zaobserwowano również niklowy maghemit (γ Fe₂O₃), który wykształca w tej strefie ziarna i ziarniste agregaty o rozmiarach od kilku mikrometrów do setnych części milimetra.

Tuż poniżej strefy zewnętrznej, w strefie wewnętrznej zmiany zachodzą na stosunkowo niewielkiej przestrzeni i w temperaturze nie przekraczającej ok. 1255-1400ºC (Judin & Kolomienskij, 1987). W strefie tej, tzn. strefie czarnych żyłek następuje nadtapianie łatwo topliwych minerałów (głównie troilitu i faz NiFe) oraz pękanie ziaren. Nadtopione minerały wypełniają spękania oraz pustki w przestrzeniach międzyziarnowych krzemianów. Krzemiany, głównie oliwin i piroksen, a także chromit i ilmenit w strefie tej pozostają w niezmienionym składzie. Od większych wydzieleń fazy NiFe i troilitu, w miejscach częściowo nadtopionych, odchodzą cienkie żyłki i odgałęzienia w głąb meteorytu. Podczas rozkładu fazy troilitowej wydziela się zniej łatwolotna siarka, a w obrębie troilitu pozostaje nisko-niklowe żelazo. Siarka wydostaje się na zewnątrz przez ultra- i mikropory. Proces ten przebiegał prawdopodobnie w fazie stałej. (Judin & Kolomienskij, 1987)

W meteorycie Zakłodzie, podobnie jak troilit zachowywał się również keilit. Kamacyt na skutek silnego ogrzania, a następnie szybkiego schłodzenia, wydzielił w swym obrębie martenzyt nisko-niklowy (Karwowski i inni, 2003). Wewnątrz tej strefy minerały są częściowo stopione, a powstałe szkliwo, (wzbogacone w żelazo i magnez) współwystępuje z miejscami stopionym skaleniem, kroplami niklowego żelaza oraz małymi ziarnami siarczków (Karwowski i inni, 2001).

W meteorytach Morasko - Przełazy strefa wewnętrzna jest miejscami silnie zmylonityzowana, co szczególnie uwidocznione jest na ziarnach schreibersytu, cohenitu i kamacytu. W wyniku miejscowego przegrzania taenitu wydzielił się wysoko - niklowy martenzyt (Karwowski i inni, 2003).

Ponadto w wewnętrznej strefie spotyka się wűstyt i rzadziej magnetyt. Wűstyt wykształca się przeważnie w postaci małych, izometrycznych ziaren, jako wydzielenia bezpostaciowe lub w formie szkieletowej, często w miejscu troilitu lub faz niklowego żelaza (Judin & Kolomienskij, 1987). 

3. CHARAKTERYSTYKA BADANYCH METEORYTÓW

3.1. Morasko i Seeläsgen (Przełazy) 

Meteoryt Morasko spadł w postaci deszczu meteorytów i przypuszczalnie rozsiał się on w polu elipsy, której dłuższa oś wynosiła kilka kilometrów i skierowana była z N na W lub z NNW na SSE (vide. Dominik 1976). Najnowsze teorie wiążą spadek tego meteorytu ze spadkiem meteorytów Tabarz oraz Seeläsgen (Przełazy), ponieważ wszystkie trzy są do siebie bardzo podobne pod względem chemicznym i mineralogicznym. Nie znana jest dokładna data ich kolizji z powierzchnią Ziemi, ale po połączeniu miejsc ich upadku uzyskano linie prostą i wysnuto wniosek, że mogą one pochodzić z tego samego spadku. Jeśli przedstawiona powyżej teoria jest prawdziwa, to jest to największa elipsa rozrzutu na świecie (długość ~475 km, szerokość ~20 km) (Bartoschewitz 2001) 

Meteoryt Seeläsgen został znaleziony przed 1847 rokiem. Bryła ważąca około 102 kg leżała na głębokości 4 metrów, niedaleko jeziora Niesłysz koło Sulechowa (ostatnio odnaleziono tam kilka nowych okazów tego meteorytu).

Na pierwszy okaz meteorytu Morasko natrafiono w 1914 roku, we wsi Morasko koło Poznania. W następnych latach w tej okolicy znajdowano kolejne meteoryty. Miejsce to jest dziś Rezerwatem Meteorytu Morasko. Do 1975 roku w zbiorach polskich znajdowały się okazy o łącznej masie 165 kg (Manecki 1975). Do chwili obecnej znaleziono około 600-1000 kg średnich i dużych brył tego meteorytu.  

Przypuszcza się że spadek tych meteorytów miał miejsce około 5000 lat temu (Manecki, 1975). Na podstawie datowania radiometrycznego  osadów wypełniających zagłębienia impaktowe, oszacowano ich wiek na 3360+/-100 do 2690+/-170 lat (Muszyński et. al., 2002). Odłamki meteorytu Morasko, upadając na powierzchnię Ziemi, utworzyły około 6 kraterów uderzeniowych (Dzieczkowski & Korpikiewicz, 1979).

Z badań przeprowadzonych przez B. Dominik w 1976 roku oraz Ł.  Karwowskiego i inni w 2001 roku, przytoczyłam poniżej najważniejsze wnioski.

Głównymi składnikami tych meteorytów są żelazo i nikiel (~99%*). Średnia zawartość niklu  w meteorycie Morasko wynosi 6,75% i waha się w przedziale 6,6-6,9%. Głównymi minerałami w obu meteorytach są kamacyt (~90% obj.*) i w znacznie mniejszej ilości taenit (~0,5% obj.*). W żelazie niklowym zaobserwowano, rozmieszczone przypadkowo, wtrącenia innych minerałów, w postaci nodul (do 10% obj.*). W obu meteorytach, nodule te mają budowę troilitowo-grafitową, o różnym udziale obydwu faz (Fot. 1). Wg Karwowskiego (2001), w obrębie nodul został  zaobserwowany kosmochlor (cosmochlore, ureyite - piroksen), w którym stwierdzono obecność licznych wrostków grafitu i troilitu. Kosmochlorowi towarzyszy nienazwany minerał, fosforan sodowo-magnezowy zasobny we fluor. Dość pospolity jest troilit (do kilku procent obj.), który występuje w paragenezie z grafitem, schreibersytem, cohenitem i sfalerytem. W obu meteorytach, między ziarnami troilitowymi zaobserwowano daubrellit, który miejscami bywa zasobniejszy w chrom. Grafit (~1% obj.*) występuje w paragenezie z troilitem, schreibersytem, sfalerytem, cohenitem, whitlockitem i kamacytem. Schreibersyt (~1,0% obj.*) jest bardzo mocno spękany, skataklazowany i zbrekcjonowany. W strefach brekcjowych zaobserwowane zostały produkty wtórne, które stanowią jego spoiwo. Schreibersyt wraz z cohentem, w obu meteorytach, tworzy otoczki wokół nodul. Cohenit (~1% obj.*) jest rozmieszczony nierównomiernie tzn. są partie pozbawione tego składnika, jak też wyraźnie wzbogacone. Niekiedy można to zaobserwować na jednym okazie. Cohenit przeważnie tkwi w kamacycie, lub przylega do skupień plessytu. Wzdłuż szczelin spękań jest on silnie zgrafityzowany oraz, na skutek działania atmosfery ziemskiej, utleniony. Cechą charakterystyczną tych meteorytów jest to, że obydwa są zasobne w odmianę schreibersytu  tzn. rhabdyt (do 1,0% obj.*). Został on zaobserwowany w belkach kamacytu. Sfaleryt występuje w niewielkiej ilości, (do 0,2%*) i rozmieszczony jest, w postaci skupień, w troilicie i kamacycie. Ponadto zaobserwowano odmianę whitlockitu bogatą w Na, tzn. merrillit, w paragenezie ze schreibersytem. Stwierdzono również obecność drobnych żyłek ałtaitu o wymiarach rzadko przekraczających 1μm Karwowski (2001).

W różnych okazach meteorytu Morasko zaobserwowano zarówno linie Widmanstättena jak i Neumanna. Dominacja struktura Widmanstättena spowodowała, że zaliczono je do gruboziarnistych oktaedrytów. Ze względu na zawartość Ge znacznie różniącą się od innych grubostrukturalnych oktaedrytów gruboziarnistych I-szej grupy, meteoryty te uważa się za anormalne chemicznie (Dominik 1976). W związku z istnieniem różnic w składzie chemicznym, w poszczególnych okazach tego meteorytu, zakwalifikowany został jako oktaedryt gruboziarnisty I AB (Pilski 1995).

W meteorycie Seeläsgen ujawniają się linie Neumanna, jednak przewaga struktury Widmanstättena pozwoliła na zaliczenie go do oktaedrytów gruboziarnistych typu I A.   

Źródło: M.Cimała

Fot. 1. Przekrój meteorytu Morasko z widocznymi nodulami troilitowo-grafitowymi.

 * - Procentowe zawartości odnoszą się do meteorytu Morasko i pochodzą z pracy Dominik (1976).

    3.2. Zakłodzie 

Meteoryt Zakłodzie został znaleziony w 1998 roku, jako kamień o masi 8,68 kg. we wsi Zakłodzie, koło Szczebrzeszyna, w powiecie zamojskim. Przypuszczalnie upadł on w nocy 21.IV.1897 roku. Wiadomość o zaobserwowanym jasnym bolidzie, zamieściła ówczesna „Gazeta Lubelska”. Meteoryt znaleziono przy drodze na podłożu lessowym.

Z badań przeprowadzonych przez Karwowskiego i innych w 2001 roku wynika że głównymi składnikami tego meteorytu są:

-                pirokseny, takie jak enstatyt i niewielkie ilości klinoenstatytu,

-                skalenie, głównie plagioklazy, andezyt do albitu z domieszką ortoklazu, które tworzą inkluzje w piroksenach,

-                kamacyt (~20%) z inkluzjami schreibersytu, troilitu, grafitu, sinoitu i oldhamitu. Kamacyt  ten otoczony jest Na-skaleniem. 

Ponadto stwierdzono w podrzędnych ilościach:

-                troilit (~6%), który jest ubogi w Fe, a wzbogacony w Cr, Ti, Mn,

-                schreibersyt występujący w asocjacji ze wszystkimi ciemnymi fazami mineralnymi,

-                proksen z drobnymi reliktami czystego forsterytu,

-                keilit, nierównomierne rozmieszczony w meteorycie, w asocjacji z troilitem i schreibersytem,

-                grafit który występuje samodzielnie w postaci dużych skupień, w asocjacji ze wszystkimi ciemnymi minerałami, z wyjątkiem piroksenu i oldhamidu,

-                sinoit który był zaobserwowany głównie w kamacycie i fazach siarczkowych.

W obrębie meteorytu występuje spore zróżnicowanie składu mineralnego, co wyraźnie zaznacza się w jego centralnej części (Fot. 2). Zaobserwowano tu agregaty kamacytu ze schreibersytem oraz kamacytu z grafitowymi sferulami.

Meteoryt Zakłodzie został zakwalifikowany jako pierwotny, enstatytowy, achondryt, bogaty w fazę metaliczną i plagioklazową (Karwowski i inni, 2001). 

Żródło: M.Cimała

Fot. 2. Przekrój meteorytu Zakłodzie z widocznym zróżnicowaniem składu mineralnego w jego obrębie.  

                        Fot: Martin Horejsi.

                Fot. 3. Meteoryt Campo Del Cielo. Widoczna zwietrzała powierzchnia meteorytu.

3.3. Campo Del Cielo  

Meteoryt Campo Del Cielo (Niebiańskie Pole) spadł w postaci deszczu meteorytów w Argentynie, w pobliżu południowo – zachodniej części prowincji Chaco. Legendy o jego upadku krążyły wśród miejscowych Indian. Pierwszy okaz został znaleziony w 1576 roku na bagnistych nizinach, 500 km na północ od Santa Fe (Hutchison & Graham 1994). Ocenia się, że  okaz ten ważył 15 ton. W 1803 znaleziono w Runa Pocito następny okaz, który dziś nosi nazwę Otumpa. Ważył około tony (Pilski 2001). Największy okaz, ważący 33,4 tony, znaleziono w 1980 roku. Do dziś na obszarze spadku znajdowane są meteorytowe odłamki. Szacuje się, że upadek miał miejsce jakieś 4 – 5 tysięcy lat temu. Obszar na jaki upadł meteoryt jest zbudowany z  serii kraterów rozsianych głównie w południowo – zachodniej części. Największy krater ma wymiary 78 x 65 m i głębokość 5m (Albritton 1989). Wg innych źródeł (Grady 2000) zidentyfikowano około 12 kraterów. Największy ma średnicę 115 m i głębokość 2 m. Elipsa rozrzutu ma wymiary 17 km na 6 km. Stwierdzono, że obiekt leciał pod małym kątem, z NE na SW. Na podstawie datowania radiometrycznego  osadów tworzących kratery, oszacowano ich wiek na 5800 +/- 200 lat do 3950 +/- 90 lat.

Badania różnych odłamków tego meteorytu zostały przeprowadzone przez m. in. Wőhler’a w 1852 roku, Wasson’a w 1970 roku, Choi’a w 1995 roku, Buncha w 1970 roku (Grady 2000). Jak wynika z notatek A. Breziny, 114 g. okaz meteorytu Otumpa, przebadany przez Wőhler’a, zawierał 7,38 %  Ni. Wasson oznaczył zawartości następujących pierwiastków: 6,62 %  - Ni; 90,0 ppm – Ga; 392 ppm – Ge; 3,2 ppm – Ir. Głównymi minerałami meteorytu Campo Del Cielo są kamacyt i taenit, które miejscami tworzą drobnolamelkowe przerosty tzn. plessyt. Ponadto stwierdzono obecność schreibersytu, oraz agregatów troilitowych z grafitem i krzemianami. Jak wynika z badań Parka i innych  (1966, vide. Judin & Kolomienskij, 1987) w meteorycie tym stwierdzono krzemianowe wtrącenia, składające się z forsterytu, klinopiroksenu i innych minerałów. Wokół wtrąceń występują strefy zbudowane z schreibersytu, troilitu, grafitu i sfalerytu. Zaobserwowano również wrostki będące zrostami sfalerytu z ferroalabandynem, troilitem i grafitem. Powierzchnia meteorytu jest silnie zwietrzała (Fot. 3).

 Meteoryt zaliczono do oktaedrytów gruboziarnistych I.A.

   3.4. Wolf Creek

Wolf Creek spadł w postaci deszczu meteorytów w Zachodniej Australii. W wyniku tego upadku powstał krater, który zaobserwowano w 1947 roku z samolotu (Pilski 2001). Krater ten jest prawie okrągły w planie. Jego średnica mieści się w granicach 870-950 m. Liczne fragmenty tego meteorytu są rozsiane w polu elipsy o powierzchni 3900 m² w kierunku na SW. Większość z tych bryłek ma średnice rzędu 5-25 cm i jest silnie utleniona. Tylko w co większych odłamkach zachowały się niewielkie fragmenty niezerodowanego metalu. Obszar na jaki upadł Wolf Creek jest zbudowany z piaskowca i gipsu. Badając stopień zerodowania osadu wyrzuconego z krateru podczas impaktu oszacowano, że mógł mieć miejsce w Pliocenie, lub wcześniej w Plejstocenie (Albritton 1989). W sumie zebrano do tej pory ponad 800 kg tego meteorytu.

Badania meteorytu Wolf Creek zostały przeprowadzone m. in. przez Taylor’a w 1965 roku, Scott’a w 1973 roku, Buchwalda w 1975 roku (Grady 2000). Taylor badając okaz ważący 1,3 kg oznaczył zawartość Ni równą 8,6 %. Jak wynika z badań przeprowadzonych przez  Scott’a, meteoryt Wolf Creek zawiera: 9,22 % - Ni; 18,4 ppm – Ga; 37,3 ppm – Ge; 0,036 ppm – Ir.

Głównymi minerałami w meteorycie są kamacyt i taenit. Jednak ponieważ meteoryt ten był przez stosunkowo długi czas poddany niszczącemu działaniu ziemskiego środowiska, prawie w całości składa się z wtórnych minerałów (Fot. 4).

Meteoryt ten został zaliczony do oktaedrytów średnioziarnistych III A (wg innych źródeł III AB).

                                        Żródło: www.minerals.cnet.pl/meteors/mt_kat/wolf_creek.htm

Fot. 3. Przykład zwietrzałego okazu meteorytu Wolf Creek. 

3.5. Nantan 

Nantan spadł w postaci deszczu meteorytów w 1516 roku w okolicach Nandan, w prowincji Guangxi, w Chinach. Wg J. K. Hsiana (1974, vide. Grade 2000) kawałki meteorytu rozsiały się prawdopodobnie na obszarze o powierzchni   30 km. Ciężar odnajdywanych bryłek waha się w granicach od 10 gramów do kilku kilogramów (Fot. 5). Miejscem upadku była niska dolina, o wilgotnej glebie.

Badania meteorytu Nantan zostały przeprowadzone m. in. przez Krachera w 1980 roku, Biana w 1981 roku, Pernicka & Wassona w 1987 roku, Chena & Wasserburga w 1990 (vide. Grady 2000). Z badań przeprowadzonych przez Krachera wynika że meteoryt ten zawiera: 6,8% Ni; 77 ppm Ga; 293 ppm Ge; 1,7 ppm Ir.

Dominującymi fazami mineralnymi w meteorycie Nantan są fazy żelaza niklowego tj. kamacyt i taenit. Ponadto w obiekcie tym stwierdzono takie minerały jak: schreibersyt, troilit, grafit, cliwtonit i lawrensit. Dość powszechny jest plessyt.  Grubość belek kamacytu waha się w granicach 1 – 3,1 mm.

Meteoryt Nantan zaliczono do oktaedrytów gruboziarnistych I A.

Źródło: www.greatwallct.com/nantan.htm

Fot. 5. Przykładowy kilkukilogramowy okaz meteorytu Nantan. 

 4. CHARAKTERYSTYKA PROCESÓW WIETRZENIA NA ZIEMI

Wszystkie meteoryty po upadku na powierzchnie Ziemi podlegają procesom wietrzenia podobnie jak ziemskie skały (Judin & Kolomienskij, 1987). Głównymi czynnikami niszcząco oddziałującymi na obiekty skalne są powietrze, woda i Słońce.

Procesom wietrzenia poddawane są skały znajdujące się na powierzchni ziemi lub w warstwie przypowierzchniowej. Wraz ze wzrostem głębokości oddziaływanie wyżej wymienionych czynników zmniejsza się, a poniżej zwierciadła wody podziemnej jest praktyczne niedostrzegalne. Na wietrzenie składają się procesy fizyczne i chemiczne, których współdziałanie powoduje znacznie efektywniejsze rezultaty. Jednym z ważniejszych czynników wietrzenia fizycznego są wahania temperatury, zwłaszcza te zaznaczające się w przeciągu doby. Pod wpływem zmian temperatury ziarna mineralne na przemian rozszerzają się i kurczą. Procesy te są szczególnie charakterystyczne dla obszarów pustynnych, zwłaszcza gdy skała jest bezpośrednio wystawiona na działanie Słońca. Pomimo tego że różne minerały odznaczają się różnymi współczynnikami rozszerzalności cieplnej, ogólnie można stwierdzić, że więcej ciepła pochłaniają minerały ciemne, które wykazują większe amplitudy kurczenia się i rozszerzania, niż jasne minerały. Ponadto współczynnik ten zależy od kierunku krystalograficznego, ponieważ minerały mogą np. rozszerzać się zgodnie z kierunkiem osi głównej, a kurczyć prostopadle do niej. W wyniku tych procesów wytwarzają się w skale naprężenia, które w konsekwencji prowadzą do powstania drobnych spękań, a w dalszym etapie przyczyniają się do rozpadu skały. Inną własnością skał mogącą doprowadzić do powstania w nich nieciągłości jest ich złe przewodnictwo cieplne. Wierzchnia część skały w wyniku nagrzania rozszerza się, kiedy wewnętrzna część nie zdąży się jeszcze ogrzać. W ten sposób zainicjowane naprężenia przyczyniają się do powstania odspojeń pomiędzy zewnętrzną częścią obiektu skalnego a jego wnętrzem. Szczeliny mogą też powstać na skutek zwilżania i wysychania skały. W tym wypadku, w wyniku parowania, wody między ziarnami ubywa i pozostają wolne przestrzenie. W związku z tym, że w klimacie suchym roztwory mają bardzo ograniczone możliwości migracyjne, przeważnie nie wydostają się one poza skały, ale wykrystalizowują w ich obrębie lub przy powierzchni. Rosnące kryształy wywierają wtedy ciśnienie na otaczające ścianki, rozsadzając je. W strefach z klimatem umiarkowanym i polarnym ogromną rolę odgrywa rozsadzające działanie zamarzającej wody.

Wietrzenie chemiczne odbywa się za pośrednictwem wody, a ściślej jej zdysocjowanej części oraz niektórych rozpuszczonych w niej składników, tlenu atmosferycznego oraz dwutlenku węgla i powoduje rozkład minerałów. Woda jest głównym rozpuszczalnikiem w przyrodzie, gdzie występuje w formie częściowo zdysocjowanej ( jako kation  i anion ). Kation wodorowy w związku ze swoimi stosunkowo małymi rozmiarami przenika w uszkodzone sieci krystaliczne minerałów. Ponieważ stopień zdysocjowania wody zwiększa się wraz ze  wzrostem temperatury, w strefach z klimatami gorącymi i wilgotnymi proces ten przebiega bardzo efektywnie. Ponadto woda zawiera wiele aktywnych składników, przyspieszających wietrzenie chemiczne. Między innymi są to:

· dwutlenek węgla, który w wodzie tworzy kwas węglowy (). Kwas ten działa rozpuszczająco na wszystkie węglany, dając dwuwęglany oraz łączy się z wodorotlenkami alkaliów, które powstały w wyniku hydrolizy niektórych minerałów,  dając węglany. Ponadto podczas rozkładu krzemianów tworzy węglany z takimi pierwiastkami jak K, Ca, Mg,  i Mn,

· chlor, który tworzy chlorki,

· kwas siarkowy, który powstaje między innymi wskutek rozkładu siarczków przez tlen i wodę, lub przez utlenienie a następnie hydrolizę siarczanu żelaza. Jest to substancja odznaczająca się dużą aktywnością, ponieważ nawet gdy występuje w małych ilościach jest silnie zdysocjowana.

         Poza procesami związanymi z działalnością roztworów wodnych również inne czynniki mają wpływ na przeobrażenia chemiczne. Jednym z głównych jest proces utleniania (oksydacji), który polega na łączeniu się z tlenem lub na przechodzeniu jonów niektórych pierwiastków z niższej wartości na wyższą. Proces ten może sięgać tak głęboko jak głęboko może się dostać tlen. Utlenianiu często towarzyszą procesy związane z uwodnieniem (hydratacją), a temu z kolei towarzyszą procesy hydrolizy i działania kwasu węglowego. W takich warunkach węglany mogą przejść w wodorotlenki, a krzemiany w minerały iłowe. Inny proces to redukcja. Procesem tym jest np. zamiana połączeń żelazowych na żelazawe. Odnotowuje się spore znaczenie bakterii w tym procesie. Wietrzenie chemiczne przez rozkład minerałów uruchamia pierwiastki ponownie do środowiska (Książkiewicz, 1979). Przykładem jest żelazo, które w warunkach hipergenicznych jest bardzo aktywne. W warunkach oksydacyjnych i alkalicznych, przeważa proces wytrącania się związków żelaza, a redukcyjnych i kwaśnych górę bierze rozpuszczalność. Produktem wietrzenia krzemianów zawierających żelazo oraz między innymi siarczków żelaza są tlenki i wodorotlenki żelaza. Wszystkie związki  są dość mobilne, chociaż mało stabilne. Postać  tworzy natomiast trwałe tlenki i wodorotlenki oraz fosforany i węglany, czasami siarczany. W klimatach suchych, podzwrotnikowych i zwrotnikowych zachodzi wietrzenie alitowe, podczas którego dochodzi do całkowitej hydrolizy krzemianów. Nikiel podczas procesów wietrzenia łatwo ulega uruchomieniu i może migrować wraz z roztworami jako kation . Często jest jednak wiązany przez wodorotlenki żelaza i manganu. Kobalt w środowiskach wietrzeniowych także łatwo się utlenia z  do  oraz wykazuje sporą mobilność i podobnie jak nikiel łatwo wchodzi w związki z wodorotlenkami żelaza i manganu oraz z minerałami ilastymi. Mangan w procesach hipergenicznych jest dość szybko uruchamiany i przechodzi w tlenki i wodorotlenki. Podatność jego minerałów na wietrzenie zależy głównie od warunków oksydacyjno-redukcyjnych i odczynu. W klimacie tropikalnym, gdzie często dominują procesy oksydacyjne, powstaje  który może się podkoncentrowywać. W klimacie umiarkowanym i wilgotnym tworzy mobilne kationy kompleksowe. Ponadto Mn łatwo podstawia dwuwartościowe metale, zwłaszcza  i  w krzemianach i tlenkach.

         Generalnie wśród produktów wietrzenia wyróżnia się trzy kategorie. Pierwsza to minerały, które nie uległy chemicznej zmianie, co najwyżej mogły zostać mechanicznie rozdrobnione. Druga kategoria to minerały wtórne, trudno rozpuszczalne w wodzie. Przeważnie pozostają na miejscu lub tworzą koloidalne roztwory albo utrzymują się w zawiesinie. Dzięki dużej powierzchni mogą wymieniać niektóre składniki ze środowiska lub sorbować pewne jony. W wyniku wietrzenia mogą powstać również produkty rozpuszczalne w wodzie (Kabata-Pendias & Pendias, 1993). Wszystkie trzy kategorie mineralne mogą wchodzić w skład skorupy wietrzeniowej, która jest widomym objawem wietrzenia skał. W przypadku skał zawierających żelazo, takich jak meteoryty, skorupa wietrzeniowa charakteryzuje się bordowo-burą (rdzawą) barwą, licznymi nierównościami i chropowatościami powstającymi w wyniku wyługowania z nich rozpuszczalnych składników oraz często brakiem spoistości.

         5. METODY BADAŃ 

         Badania składu mineralnego przeprowadzono metodą dyfraktometrii rentgenowskiej oraz mikroskopową.

Dyfraktometrię rentgenowską zastosowano w celu identyfikacji faz krystalicznych minerałów wtórnych. Analizy wykonano dla 17 preparatów proszkowych, sporządzonych przez rozdrobnienie na sucho, w moździerzu agatowym. Badania przeprowadzono w Pracowni Rentgenowskiej Zakładu Mineralogii WNoZ w Sosnowcu, przy użyciu dyfraktometru rentgenowskiego firmy PHILIPS 3710, stosując następujące warunki pomiarowe:

         * lampa Cu ka₁ z monochromatorem grafitowym,

                     - napięcie: 40 kV,

                     - natężenie prądu: 35 mA,

         * czas zliczania impulsów (tl): 2 s,

         * szybkość przesuwu licznika (ss): 0,02°.

Badania mikroskopowe zastosowano w celu zidentyfikowania minerałów w próbkach, oraz ustalenia ich jakościowego i ilościowego składu. Badania przeprowadzono w świetle odbitym.

Oznaczenia składu chemicznego przeprowadzono za pomocą absorpcyjnej spektometrii atomowej (AAS). Metodę tą zastosowano w celu oznaczenia zawartości 4 pierwiastków (Mn, Fe, Ni, Co) w 18 próbkach. Analizy wykonano w Wydziałowej Pracowni AAS WNoZ w Sosnowcu przy użyciu spektometru SOLAAR M 6 firmy Unicam. Z utartych próbek, suszonych w temperaturze 105°C, odważono na wadze analitycznej naważki o masach około 0,1 g i roztworzono w wodzie królewskiej. Otrzymany roztwór przesączono przez twarde sączki, dopełniono wodą demineralizowaną do objętości 100 ml.

W 18 próbkach, w płomieniu powietrze - acetylen oznaczono następujące pierwiastki:

         • żelazo – przy długości fali 248,3 nm.

      • mangan – przy długości fali 279,5 nm.

      • nikiel – przy długości fali 232,0 nm.

      • kobalt – przy długości fali 240,7 nm. 

        6. WYNIKI BADAŃ. 

Zawartości żelaza, niklu, kobaltu i manganu, oznaczonych w spektrometrze atomowym, przedstawiono w tabeli 1.

Wyniki badań składu mineralnego określonego za pomocą dyfraktometru rentgenowskiego i badań mikroskopowych w świetle odbitym przedstawiono w tabeli 2. 

Poniżej zamieszczono dyfraktogramy zwietrzelin poszczególnych meteorytów (rys. 3 – 17). 

Rys. 3. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Zakłodzie (próbka A).

Objaśnienia: Q – kwarc; G – goethyt; Sk – skaleń typu labladoru; V – ślady klinoenstaytu, enstatytu; możliwe ślady miki.  

Rys. 4. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Zakłodzie (próbka B).

Objaśnienia: Q – kwarc; G – goethyt; V – enstatyt i/lub klinoenstatyt. 

Rys. 5. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Morasko (próbka A).

Objaśnienia: Q – kwarc; G – goethyt; A – akaganeit; M – magnetyt. 

Rys. 6. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Morasko (próbka B).

Objaśnienia: Q – kwarc; G – goethyt; A – akaganeit. 

Rys. 7. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Morasko (próbka C).

Objaśnienia: A – akaganeit; G – goethyt; M – magnesioferryt i/lub magnetyt i/lub trevoryt; Q – kwarc; V – kamacyt; T – troilit.

Rys. 8. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Morasko (próbka D).

Objaśnienia: Q – kwarc; T – troilit; M – magnesioferryt i/lub magnetyt; G – goethyt; A – akaganeit. 

Rys. 9. Dyfraktogram zwietrzeliny Morasko (próbka E).

Objaśnienia: Q – kwarc; A – akaganeit; G – goethyt; M – magnetyt i/lub magnesioferryt; T – troilit; Km – kamacyt.

Rys. 10. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Morasko (próbka F – frakcja magnetyczna).

Objaśnienia: A – akaganeit; M – magnetyt i/lub magnesioferryt; G – goethyt; T – troilit. 

Rys. 11. Dyfraktogram zwietrzałej pokrywy meteorytu Morasko (próbka G).         

Objaśnienia: Q – kwarc; G – goethyt (+ lepidokrokit).

Rys. 12. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Przełazy.

Objaśnienia: Fe – żelazo; Mg – magnetyt i/lub maghemit; Q – kwarc; G – goethyt;

T – troilit.

Rys. 13. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Wolf Creek.

Objaśnienia: G – goethyt; F – magnesiochromit i/lub magnesioferryt; L – lepidokrokit; Q – kwarc.

Rys. 14. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Campo Del Cielo.

Objaśnienia: G – goethyt; Mg – magnesioferryt; V – maghemit; L – lepidokrokit;

A – akaganeit; Fe – α Fe. 

Rys. 15. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Nanatn.

Objaśnienia: Mg – magnetyt; G – goethyt; C – cohenit; A – akaganeit;

Rys. 15.1. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Nantan (pozbawiony frakcji magnetycznej).

Objaśnienia: G – goethyt; A – akaganeit.

Rys. 15. 2. Dyfraktogram zwietrzeliny meteorytu Nantan (frakcja magnetyczna).

 Objaśnienia: G – goethyt; Fe – α Fe; Q – kwarc; Mg – magnetyt.

 Rys. 16. Dyfraktogram dwuletniej zwietrzeliny meteorytu Campo Del Cielo.

Objaśnenia:  Ma - magnetyt i/lub magnesioferryt; G – goethyt; L – lepidokrokit; Q – kwarc; A – akaganeit.

Rys. 17. Dyfraktogram siedmioletniej zwietrzeliny meteorytu Morasko.

Objaśnienia: A – akaganeit; G – goethyt; Mg – magnetyt; T – troilit; Ka – kamacyt; Pi – pirotyn.

 Tab. 2. Skład fazowy produktów wietrzenia meteorytów: Morasko-Przełazy, Zakłodzie, Wolf Creek, Campo Del Cielo, Nantan. 

6.1. PROCES WIETRZENIA METEORYTÓW 

Szybkość i rodzaj procesów prowadzących do powstania wtórnych faz mineralnych podczas wietrzenia meteorytów, zależy od wielu czynników. Najważniejsze z nich to budowa chemiczna i mineralogiczna meteorytów, stopień i charakter metamorfizmu jakiemu zostały poddane oraz warunków klimatycznych i budowy geologicznej terenu będącego miejscem upadku (Judin & Kolomienskij, 1987).

W klimacie umiarkowanym, jak pokazują badania żelaznych meteorytów Morasko – Przełazy oraz kamiennego Zakłodzie, procesy wietrzenia doprowadziły do powstania skorupy wietrzeniowej. Badania rentgenowskie wykazały, że skorupa ta składa się z czwartorzędowego materiału klastycznego (kwarc, skalenie, cyrkon, granaty i inne) oraz znacznych ilości wodorotlenków żelaza, takich jak goethyt (α FeOOH) i lepidokrokit (γ FeOOH) lub akaganeit (β FeOOH i/lub ) (Karwowski i inni, 2003). Goethyt jest minerałem dość charakterystycznym dla procesów wietrzenia w klimacie  umiarkowanym (Judin & Kolomienskij, 1987). Ponadto, w badanych meteorytach stwierdzono obecność śladowych ilości minerałów ilastych (Rys. 3 – 12; Tab. 2).

W wyniku przeprowadzonych badań chemicznych, w skorupie wietrzeniowej wykryto obecność domieszek niklu i ślady kobaltu, a badania mikroskopowe pozwoliły zaobserwować obecność wtórnych siarczków w niewielkiej odległości od zewnętrznej skorupy obtopieniowej.

W obliczu przedstawionych faktów, można wnioskować, że wytworzyła się swoista strefa cementacji, w której powstają wtórne siarczki zasobne w Co i Ni  (Tab. 3) (Karwowski i inni, 2003).

        Skład fazowy                       Zawartości wybranych

                                                    pierwiastków                                   

Tab. 3. Skład fazowy i zawartość wybranych pierwiastków w strefie cementacji meteorytu Zakłodzie (wg Karwowski i inni, 2003). 

Po przyjęciu pewnych założeń spróbowano w uproszczeniu odtworzyć procesy prowadzące do powstania skorupy wietrzeniowej meteorytów. Jako skład wyjściowy przyjęto:

Skorupa obtopieniowa: magnetyt, Fe₃O₄; wüstyt, FeO;

Strefa zewnętrzna meteorytu: kamacyt, (Fe, Ni, Co); troilit, FeS; keilit, (Fe, Mg, Mn)S; oldhamid, (Fe, Ni, Co)P oraz krzemiany nie ulegające wtórnym przemianom.

Wzięto pod uwagę następujące czynnik zewnętrzne: wolny, tlen, CO₂.

Z tak przyjętych założeń wysnuto następujące wnioski:

Faza monosiarczku żelaza (troilit FeS, pirotyn) w wyniku reakcji z tlenem przechodzi w dwusiarczek żelaza (piryt) z wydzieleniem kwasu siarkowego. Proces ten przebiegał następująco:

FeS + 2O₂ → FeSO₄

FeSO₄ + 2H₂O → Fe(OH)₂ + H₂SO₄

2FeSO₄ + 2H₂SO₄ → 2FeS₂ + 7O₂ + 2H₂O

Kwas siarkowy reaguje z wydzielonym wcześniej siarczkiem żelaza (II). W efekcie powstaje siarczan żelaza (III).

4FeSO₄ + 2H₂SO₄ → 2Fe₂(SO₄)₃ + H₂O

W środowisku kwaśnym nikiel i kobalt pod wpływem jonów Fe³⁺ przechodzą w stan jonowy i są zdolne do migracji.

Jony Fe²⁺ reagując z jonami siarczanowymi powodują reakcję redukcji siarki do S^2-.

         Przy granicy strefy obtopieniowej, przy zmianie środowiska na zasadowe (na co mogą mieć wpływ węglany obecne w lessie) następuje wytrącanie wtórnych siarczków niklu, kobaltu i żelaza zbliżonych do pentlandytu kobaltowego.

      n ~ jedności

Siarczany żelaza (II i III) w środowisku wodnym ulegają hydrolizie z wydzieleniem odpowiednich wodorotlenków.

Ponieważ wodorotlenek  jest związkiem nietrwałym w warunkach powierzchniowych, ulega utlenieniu do wodorotlenku . W wyniku tego procesu powstaje mieszanina składająca się z goethytu, lepidokrokitu i akaganeitu.

Siarczki, które powstały w bardzo wąskiej strefie cementacji, ulegają w miarę upływu czasu utlenieniu i przechodzą w wodorotlenki żelaza. W wyniku  tych procesów mogła powstać  bardzo zwięzła skorupa wietrzeniowa. W międzyczasie 

podkoncentrowane uprzednio pierwiastki (Ni, Co) zostają rozproszone w otaczającym środowisku. Pozostaje jedynie goethyt i akaganeit z niewielką domieszką niklu.

         W przypadku okazu meteorytu Morasko, znalezionego na głębokości około 1 m, stwierdzono, że w odległości kilku cm od skorupy pierwiastki Ni i Co ulegają rozcieńczeniu, a ich zawartość spada do 0,25 % wag. w przypadku Ni oraz 0,02 %  wag. w przypadku Co (Tab. 1). Tak wykształcona skorupa wietrzeniowa wraz z skorupą obtopieniową stanowią dość solidny ekran chroniący przed rozwojem dalszej korozji (Karwowski i inni, 2003).

         Przeprowadzone badania okazów meteorytu Morasko – Przełazy pokazały że materiał klastyczny jest spojony związkami żelaza najprawdopodobniej pochodzenia ziemskiego. Obecne w meteorytach kamacyt i siarczki powodują, że meteoryty działają redukcyjnie na otaczające środowisko, co powoduje migrację żelaza w ich kierunku. Wraz ze wzrostem głębokości warunki środowiskowe ulegają stabilizacji, a meteoryty mają większe szanse na przetrwanie w stanie prawie nie zmienionym, tak jak to było w przypadku meteorytu w/w (znalezionego na głębokości jednego metra). W meteorycie tym, tylko zewnętrzna część uległa korozji i wraz ze skorupą wietrzeniową, w miarę stabilnym geochemicznie środowisku, ochraniała wnętrze meteorytu przed dalszymi zmianami (Karwowski, 2002).

         Na zmienność warunków hydrologicznych i hydrogeologicznych ma wpływ ilość opadów, co pozostaje w ścisłym związku z klimatem.

Meteoryt Wolf Creek wietrzał w klimacie suchym i gorącym, charakterystycznym dla obszarów pustynnych. Prawie w całości składa się z wtórnych minerałów. Jak pokazały badania przeprowadzone przez White i innych (1967, vide. Judin & Kolomienskij, 1987) w meteorycie tym zaszły procesy powodujące wykształcenie wtórnych minerałów takich jak: maghemit, goethyt, cassidyit, lipscombit, reevesyt, jarosyt, i innych, oraz wg Fausta (1969, vide. Judin & Kolomienskij 1987) pecorait. Wykształcanie maghemitu jest procesem dość charakterystycznym w warunkach pustynnego, gorącego klimatu, nie tylko w meteorytach żelaznych, ale również w kamiennych, co potwierdzają dane literaturowe (vide. Judin & Kolomienskij, 1987). Goethyt powstał w wyniku utlenienia faz żelaza niklowego. Cassidyit  został odkryty w 1967 roku w tym właśnie meteorycie. (Nazwa tego minerału pochodzi od geologa W. Kassidi, który badał meteorytowy krater Wolf Creek). Lipskombit ) i reevesyt  również zaobserwowano w tym meteorycie w 1967 roku. Reevesyt tworzy tu bardzo rzadkie agregaty w pustkach i spękaniach. Jest spotykany w silnie zwietrzałych fragmentach. Oddzielne kryształki mają rozmiary do 0,1mm średnicy i 0,02 mm długości. Jarosyt ) występuje w formie nalotów i naskorupień. Jest to produkt wietrzenia siarczków żelaza. W meteorycie tym stwierdzono obecność serpentynu niklowego tzn. pecoraitu . Spotyka się go w strefach rozkruszonych meteorytu Wolf Creek (vide. Judin & Kolomienskij, 1987). Przeprowadzone badania rentgenowskie wykazały, poza goethytem,  obecność niewielkich ilości magnesiochromitu , magnesioferrytu  i lepidokrokitu (Rys. 13, Tab. 2). Analiza chemiczna pozwala wysnuć przypuszczenie, że przebadana zwietrzelina meteorytu Wolf Creek została zubożona w nikiel, w stosunku do zawartości tego pierwiastka w próbkach tego meteorytu, przebadanych przez Taylora (1965) oraz Scotta (1973, vide. Grady 2000) (Podrozdz. 2.5; Tab. 1).

         Żelazny meteoryt Campo Del Cielo wietrzał w klimacie gorącym i wilgotnym. Badania rentgenowskie wykazały obecność następujących faz mineralnych: magnesioferrytu w mieszaninie z goethytem, lepidokrokitem i akagenitem. Analizując wyniki badań chemicznych (Tab. 1) podobnie jak w meteorycie Wolf Creek, zwietrzelina również wykazuje zubożenie w nikiel w stosunku do zawartości tego pierwiastka w okazach meteorytu Campo Del Cielo przebadanych przez Wöhlera (1852) oraz Wassona (1970, Podrozdz. 2.4; Tab. 1).

         Trudno ocenić, czy ze strefy zwietrzałej obu meteorytów (tj. Campo Del Cielo i Wolf Creek) zostały wyprowadzone jeszcze jakieś inne pierwiastki, ponieważ autorce nie udało się dotrzeć do stosownych danych literaturowych na ten temat.

         Wzorując się na składzie mineralnym skorup wietrzeniowych w meteorytach Morasko - Przełazy oraz Zakłodzie, można wysnuć wniosek, że obecne w zwietrzelinach Campo Del Cielo i Wolf Creek, niewielkie ilości kwarcu i miki, są pozostałością po skorupie wietrzeniowej. Zubożenie w nikiel może być wynikiem jego rozproszenia w środowisku w wyniku rozpadu pierwotnej skorupy wietrzeniowej.

W meteorycie Nantan, wietrzejącym w klimacie wilgotnym i gorącym, wykształciły się następujące wtórne fazy mineralne: magnetyt, goethyt, cohenit oraz akaganeit (prawdopodobnie o dość dużej zawartości niklu). Na podstawie przeprowadzonych badań chemicznych stwierdzono, że nikiel uwolniony w wyniku wietrzenia głównie faz Fe –Ni nie został wyprowadzony z meteorytu, ale przypuszczalnie wszedł w strukturę tego akaganeitu.

Analiza wyników badań rentgenowskich zwietrzeliny tego meteorytu sprawiała wiele trudności. Oddzielenie frakcji magnetycznej od reszty próbki nie przyniosło rozwiązania i część pików na dyfraktogramie pozostała nieczytelna (Rys. 15, 15.1, 15.2). 

         Szybkość wykształcania wtórnych faz mineralnych uzależnione jest nie tylko od składu skorupy wietrzeniowej, ale również od warunków w jakich meteoryt przebywa. Jeden z okazów meteorytu Morasko, pozbawiony skorupy wietrzeniowej, przebywając siedem lat w warunkach pokojowych uległ praktycznie całkowitemu zwietrzeniu (Tab. 2; Rys. 9). Podobnie w przypadku jednego z okazów meteorytu Campo Del Cielo. Po dwóch latach jego przebywania w podobnych warunkach, badania rentgenowskie wykazały w jego zwietrzelinie obecność: akaganeitu, magnetytu, goethytu i lepidokrokitu (Tab. 2; Rys. 10).                       

         Chemiczne wietrzenie meteorytów na powierzchni Ziemi zależy także od stopnia i charakteru metamorfizmu, jakiemu uległy. Słabo zmetamorfizowane meteoryty wietrzeją szybciej niż te, które uległy silnemu metamorfizmowi. Od stopnia metamorfizmu zależy ilość ultra i mikropor w skorupie obtopeniowej. Duży wpływ na procesy wietrzenia, szczególnie na ich szybkość ma również obecność spękań. Fazy niklowego żelaza znajdujące się w kamiennych meteorytach w znacznych ilościach tworzą mikropory o rozmiarach 40-50 Å. Podczas badań mineralogicznych stwierdzono, że zamiana kamacytu w meteorytach kamiennych, przez wodorotlenki żelaza odbywa się w mikroporach. Podobna sytuacja ma miejsce w meteorytach żelazych (vide. Judin & Kolomienskij, 1987).

Dzięki obecności ultra i mikropor oraz spękań możliwe jest (głównie dyfuzyjnie) przenikanie roztworów wodnych w głąb meteorytów. Tą drogą mogą być zarówno wynoszone jak i wnoszone pierwiastki. Z danych literaturowych (Judin, 1970; vide. Judin & Kolomienskij, 1987) wynika, że podczas procesów egzogenicznych tą drogą może odbywać się wnoszenie do meteorytów takich pierwiastków jak: Ca, Si a wynoszenie Fe, Ni oraz Co.

Znane są przypadki procesów limonityzacji, kaolinityzacji, karbonatyzacji i innych, które to procesy zachodzą stosunkowo szybko i bardzo efektywnie w szczelinach i spękaniach.(vide. Judin & Kolomienskij, 1987).

Ponieważ w zewnętrznej części skorupy obtopieniowej są obecne spore ilości por, a strefa wewnętrzna jest przeważnie dość silnie spękana, roztwory nie napotykają większych przeszkód i stosunkowo szybko przedostają się w głąb meteorytu.

         W meteorycie Zakłodzie procesy wietrzeniowe rozprzestrzeniające się wzdłuż spękań i mikrospękań  sięgają bardzo głęboko (Karwowski i inni, 2003). Dowodem na to jest  wyraźne zażelazienie pierwotnie jasnego meteorytu. Sprzyja temu łatwo rozpuszczalny siarczek oldchamit (CaS) dostarczający, jako pierwszy pod wpływem migrującej wilgoci i tlenu, porcje kwasu siarkowego. W obrębie meteorytu, głównie przy brzegach, występuje w pierwszym rzędzie przejście troilitu (FeS) w dwusiarczek żelaza . Kolejnym procesem jest zastępowanie dwusiarczku żelaza wodorotlenkami żelaza. Faza keilitu ulega także przejściu w wodorotlenki żelaza. Fazy metaliczne zostają w pierwszym stadium rozkładu otoczone warstewką wtórnego siarczku ( lub pentlandytu), a następnie ulegają przemianie w wodorotlenki żelaza.

W meteorycie Morasko w wielu miejscach nie obserwuje się wyraźnych zmian. W miejscach spękań i uszkodzeń skorupy obtopieniowej procesy wietrzenia prowadzą do zastępowania taenitu i kamacytu przez wodorotlenki żelaza. Drobne rhabdyty pozostają niezmienione tkwiąc w masie wodorotlenków. W niektórych rejonach szybciej ulegają wietrzeniu lamelki taenitowe, a w innych taenit jest bardziej odporny od kamacytu (Karwowski i inni, 2003).

         7. WNIOSKI    

• Analiza mineralogiczna i chemiczna pozwoliła stwierdzić, że głównymi produktami wietrzenia meteorytów, niezależnie od ich rodzaju, są tlenki i wodorotlenki, głównie żelaza a w mniejszych ilościach siarczki.

• Nie dostrzeżono istotnych różnic w fazach minerałów wtórnych, powstałych w różnych strefach klimatycznych.

• Analiza porównawcza ogólnego wyglądu i składu mineralnego meteorytów kamiennego i żelaznych potwierdziła, że meteoryty kamienne są bardziej podatne na wietrzenie. Należy jednak zastrzec, że w okresie około 200 lat proces ten nie powoduje u nich istotnych zmian.

• Meteoryty żelazne oraz kamienne zawierające kamacyt oraz siarczki działają na otaczające środowisko redukcyjnie. W strefie klimatu umiarkowanego, na granicy skorupy obtopieniowej tworzy się strefa cementacji wtórnych siarczków, wzbogaconych w Ni i Co. W meteorytach żelaznych strefa cementacji powstaje jedynie przy odsłoniętych, na powierzchni meteorytu, skupieniach troilitowych.

• Wyniki badań wskazują na to, że w klimacie umiarkowanym skorupa wietrzeniowa wraz ze skorupą obtopieniową tworzą zaporę, która powstrzymuje szybkie wietrzenie meteorytów, pod warunkiem że są one przykryte warstwą ziemi. Szczególnie dotyczy to meteorytów żelaznych.

• Na szybszą degradację  narażone są meteoryty wietrzejące w klimatach ciepłych i wilgotnych. Jak pokazują badania między innymi meteorytu Zakłodzie, przez spękania w jego głąb były wnoszone roztwory, które spowodowały znaczne przyspieszenie procesów wietrzeniowych.

• W próbce gruntu spoza skorupy meteorytu Morasko, zubożonej w Ni oraz Co, stwierdzono znaczną koncentrację Mn. Jest to prawdopodobnie spowodowane redukcyjnym działaniem manganu z meteorytu, co wywołuje migrację tego pierwiastka ze środowiska w jego kierunku.

• Badania potwierdziły, że z meteorytów wietrzejących  w klimatach wilgotnych i ciepłych zostają odprowadzone pierwiastki mobilne. Stwierdzono znaczne zubożenie zwietrzelin w Ni.

• W klimatach suchych i gorących fazy minerałów wtórnych zawierają w swojej strukturze stosunkowo dużo pierwiastków śladowych, które wykazują dużą mobilność. Pozostały na miejscu ze względu na uwarunkowania klimatyczne. Badania chemiczne meteorytu Wolf Creek ujawniły, że w jego zwietrzelinie minerał akaganeit zawiera sporą domieszkę niklu.

• Meteoryty żelazne pozbawione ochronnej skorupy wietrzeniowej w warunkach pokojowych ulegają bardzo szybkiemu wietrzeniu. Rozpoczęty proces może doprowadzić do całkowitego rozkładu meteorytu w ciągu kilku lat jeżeli nie zostanie on odpowiednio zabezpieczony. 

         8. BIBLIOGRAFIA

Albritton C. C., Jr, 1989, Catastrophic Episods in Earth History, USA by Chapman and Hall, New York NY 10001. 

Artymowicz P., 1995, Astrofizyka układów planetarnych, Wydawnictwo Naukowe PWN Sp. zo.o., Warszawa. 

Bartoschewitz R., 2001, Morasko – największy znany obszar rozrzutu meteorytów na świecie?, Meteoryt; Frombork, 4. Bolewski A. & Manecki A., 1993, Mineralogia szczegółowa, Polska Agencja Ekologiczna; Warszawa. 

Dominik B. 1976, Mineralogical and chemical study of coarse octahedrite Morasko (Poland), Prace Mineralogiczne, no. 47, PAN oddz; Kraków, 61p. 

Dzieczkowski A. & Korpikiewicz H., 1979, Zagadka meteorytu Morasko, Krajowa Agencja Wydawnicza, Poznań. 

Grady M., 2000, Catalogue of meteorites, Natural History Museum, Cambridge University Press, London. 

Hutchison R. & Graham A., 1994, Meteorites. The Key to Our Existence, Department of Mineralogy, The Natural History Museum (HMSO), London. 

Jakeš P., 1986, Posłańcy kosmosu, Wiedza Powszechna, Omega, Warszawa. 

Kabata-Pendias A. & Pendias H., 1993, Biogeochemia pierwiastków śladowych, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. 

Karwowski Ł. & Jachymek S. & Ludwig A. & Gurdziel A., w druku, Skorupa wietrzeniowa i obtopieniowa meteorytów w warunkach klimatu umiarkowanego na przykładzie Zakłodzia i Morasko – Przełazów.  

Karwowski Ł., 2002, Największy, Żelazny, Polski Meteoryt Morasko – Co Nowego?, XXII Terenowa Szkoła Geologów UŚ Spała – 2002, UŚ WnoZ, PAN KNG,Sosnowiec – Spała. 

Karwowski Ł. & Jachymek S. & Siemiątkowski J., 2001, The mineralogy and origin of the Zakłodzie meteorite, Materiały Zjazdu Polskiego Towarzystwa Mineralogicznego oraz IV Konferencji „Diageneza 2001”, Prace Specjalne, Zeszyt 18, Poznań. 

Książkiewicz M., 1979, Geologia Dynamiczna, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. 

Judin I. A. & Kolomienskij W. D., 1987, Minjeralogija Mjetjeoritow, Akadjemia Nauk; Uralskij Naućnyj Cjentr, Swjerdłowsk. 

Judin  I. A., 1970, Mikroskopicieskoje issljedowanje wtornićnych minerałow mjetjeoritow, Mjetjeoritika, nr. 30.

Judin I. A., 1969, O rjeliktowych strukturach kamiennych mjetjeoritow w otłorzenijach mezozoja Srjednjego Urala, Mjetjeoritika, nr. 29

Manecki A., 1975, Meteoryty, pyły kosmiczne i skały księżycowe, Nauka dla wszystkich, nr 251, Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa - Kraków.

Manecki. A., 1972, Chondry i chondryty, Stadium mineralogiczno-petrograficzne meteorytu Pułtusk, Polska Akademia Nauk, Praca Mineralogiczna nr 27; Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

McSween H. Y. Jr., 1996,  Od gwiezdnego pyłu do planet. Geologiczna podróż przez Układ Słoneczny, Na ścieżkach nauki, Prószyński i S-ka, Warszawa.

Muszyński A. & Stankowski W. & Dzierżanowski P. & Karwowski Ł., 2001, New data about the Morasko Meteorite, Materiały Zjazdu Polskiego Towarzystwa Mineralogicznego oraz IV Konferencji „Diageneza 2001”, Prace Specjalne, Zeszyt 18, Poznań. 

Papike J. J. (redaktor), 1998, Planetary materials, Reviews in Mineralogy, vol. 36. The Mineralogical Society of America, Washington. 

Pilski A. S., 2001, Meteoryty w zbiorach polskich, Olsztyńskie Planetarium i Obserwatorium Astronomiczne, Olsztyn. 

Pilski A. S. 1999, Nieziemskie skarby, Prószyński i S – ka; Warszawa. 

Pilski A. S., 1995, Kamienie z polskiego nieba, Wiedza i Życie, nr.4 (724). 

Polański A., 1979, Izotopy w geologii, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. 

Ryka W. & Maliszewska A., 1991, Słownik petrograficzny, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa. 

Yuan-Hui Li. 2000, A Compendium Of Geochemistry, From Solar Nebula To The Human Brain, Princeton University Press and Oxford.