Mikrometeorit

Mikrometeoriten (bzw. Mikrometeorite) sind winzige Meteoriten mit einer Größe von typischerweise einigen hundert Mikrometern bis zu einigen Millimetern.

Etymologie

Die Bezeichnung Mikrometeorit setzt sich zusammen aus Mikro (von Altgriechisch mikrόs • μικρός „klein“) und Meteorit (von Altgriechisch metéōros • μετέωρος „in die Höhe gehoben“).

Erstbenennung

Der Begriff Mikrometeorit (Englisch micrometeorite oder auch micro-meteorite – abgekürzt MM) wurde erstmals im Jahr 1950 von Fred Lawrence Whipple verwendet.^[1]

Definition

Die International Astronomical Union (IAU) definiert Meteoride mit der Größenordnung 30 Mikrometer bis 1 Meter. Mikrometeoriten nehmen hierbei nur den Submillimeterbereich ein. Sie stellen eine Untermenge des kosmischen Staubs dar, zu welchem auch die Interplanetaren Staubteilchen (engl. Interplanetary Dust Particles oder abgekürzt IDP) gerechnet werden.^[2]

Mikrometeoriten sind Mikrometeoride, die den Eintritt in die Erdatmosphäre überlebt haben und schließlich auf der Erdoberfläche niedergehen. Mikromeoteorite unterscheiden sich von Meteoriten durch ihre viel geringere Größe, ihr wesentlich häufigeres Vorkommen und außerdem durch eine recht unterschiedliche Zusammensetzung.

So genannte „Zap Pits“ (Impaktlöcher) von Mikrometeeoriten wurden auch in Proben von Mongestein gefunden, die beispielsweise von Apollo 16 zur Erde gebracht wurden und deuten auf eine potentielle Gefahr für längere Mondmissionen hin.^[3]

Fundstellen

Mikrometeoriten sind generell in Sedimenten und speziell in Tiefsee- und in Polarsedimenten aufgelesen worden. Wegen ihrer geringen Konzentration auf der Erdoberfläche wurden sie vormals hauptsächlich aus polarem Schnee und Eis geborgen. Im Jahr 2016 wurde jedoch erstmals eine Methode entdeckt, Mikrometeoriten auch im städtischen Siedlungsbereich^[4] zu extrahieren.

Fundstellen sind beispielsweise Flachdächer von Häusern,^[5] Wüstengebiete wie die Atacama-Wüste, im Schnee und Eis der Antarktis oder in Ablagerungen in der Tiefsee.

Ozeanische Sedimente

Geschmolzene Mikrometeoriten (oder auch kosmische Sphärulen) wurden zum ersten Mal zwischen 1873 und 1876 durch die Challenger-Expedition in Tiefseesedimenten entdeckt. Im Jahr 1891 fanden John Murray und Alphonse François Renard zwei Gruppen von Mikrometeoriten: einmal schwarze, magnetische Sphärulen mit oder auch ohne metallischem Kern, andererseits braunfarbene Sphärulen, die Chondren ähneln und eine kristalline Struktur an den Tag legen.^[6] Bereits 1883 hatten sie vorgeschlagen, dass die Sphärulen extraterrestrischen Ursprungs waren, da sie ihrer Meinung nach weit von irdischen Partikelquellen entfernt waren, magnetischen Sphären aus Hochöfen der damaligen Zeit unähnlich waren und ihre Eisen-Nickel-Metallkerne metallischem Eisen aus vulkanischen Gesteinen vollkommen widersprachen. Die Sphärulen waren am häufigsten in extrem langsam akkumulierenden Sedimenten abgelagert worden – insbesondere in roten Tiefseetonen unterhalb der Karbonatkompensationstiefe (CCD). Dies bekräftigte ihren meteoritischen Ursprung.^[7] Neben den Sphärulen mit Eisen-Nickel-Kernen enthalten manche Sphärulen mit einem Durchmesser von mehr als 300 μm auch Kerne mit Elementen der Platingruppe.

Seit den ersten Probennahmen von HMS Challenger sind kosmische Sphärulen aus ozeanischen Sedimenten mittels Bohrkernen, Kasten- und anderen -greifern sowie Magnetschlitten geborgen worden.^[8] Unter den Magnetschlitten erbrachte die so genannte Cosmic Muck Rake („Kosmischer Dreckrechen“) tausende von kosmischen Sphärulen aus den obersten 10 Zentimetern der roten Tiefseetone am Meeresgrund des Pazifiks.^[9]

Kontinentale Sedimente

Auch Sedimente kontinentalen Ursprungs enthalten Mikrometeoriten. Sie wurden in Proben angetroffen, die

niedrige Sedimentationsraten aufweisen – beispielsweise Tonsteine^[10] und Hartgründe^[11]^[12]
leicht löslich sind wie z. B. Salzablagerungen^[13] und Kalke^[14]
massensortiert wurden wie beispielsweise Schwermineralkonzentrate in Wüsten^[15] und Strandsanden.^[16]

Die ältesten Mikrometeoriten sind total alterierte Eisensphärulen, die auf 180 bis 140 Millionen Jahren alten Hartgründen angetroffen wurden.

Polare Ablagerungen

Mikrometeorite, die in polaren Sedimenten gefunden werden, sind wesentlich weniger stark verwittert als Funde in anderen terrestrischen Environments. Dies zeigt sich an einem nur geringen Anätzungsgrad interstitieller Gläser und in einer weit größeren Anzahl von glasigen Sphärulen und ungeschmolzener Mikrometeoriten – diese Partikel sind jedoch in Tiefseeproben selten oder gar nicht vorhanden.^[17] Mikrometeoriten aus polaren Regionen wurden beispielesweise im Schnee^[18] und im Kryokonit Grönlands^[19] entdeckt, im blauen Eis der Antarktis,^[20] im vom Wind angewehten äolischen Staub,^[21] in Eisbohrkernen,^[22] am Grund des Wasserbrunnens am Südpol,^[23] in Sedimentfallen^[24] und im frischen Schnee der Antarktis.^[25]

Mikrometeoriten des Stadtbereichs

Eine Untersuchung aus dem Jahr 2016 konnte zeigen, dass Flachdächer des urbanen Bereichs sehr vielversprechende Fundstellen von Mikrometeoriten darstellen.^[4] Kosmische Sphärulen im Stadtbereich sind wesentlich jünger und auch weniger stark umgewandelt als an den üblichen Fundstellen. Hobbysammler finden Mikrometeoriten an Stellen, an denen der Staub einer größeren Fläche zusammenkommt, zum Beispiel an Abflussrinnen von Flachdächern.

Einführung

Mikrometeoriten stehen in enger Beziehung zum interplanetaren Staub. Beim Eintritt in die Erdatmosphäre weisen sie typischerweise Geschwindigkeiten von mindestens 11 bis maximal 72 km/s auf.^[26] Hierbei erhitzen sie sich aufgrund der atmosphärischen Reibung, aber auch durch Kompression. Jedoch sind sie mit Durchmessern von meist unter 1 mm zu klein zum Verglühen, da sie beim Eindringen in die Hochatmosphäre wegen ihrer geringen Masse rasch abgebremst werden. Dennoch werden in die Erdatmosphäre eindringende Meteoride und Mikrometeoriten gelegentlich sichtbar als Meteore und Sternschnuppen – unabhängig jetzt davon, ob sie den Erdboden als Meteoriten oder Mikrometeoriten tatsächlich erreichen und folglich ihren Durchgang durch die Erdatmosphäre auch überlebten. Mikrometeoriten wiegen individuell nur zwischen 10⁻⁹ und 10⁻⁴ Gramm, dennoch stellen sie zusammen genommen den Löwenanteil des extraterrestrischen Materials, das bis auf den heutigen Tag die Erde erreicht hat.^[27]

Die enorme Anzahl von Partikeln, die jedes Jahr in die Erdatmosphäre eintreten (ungefähr 10¹⁷ Partikel mit einem Durchmesser unterhalb von 10 μm) legt nahe, dass sehr umfangreiche Mikrometeoritensammlungen Partikel aus allen Staub absondernden Objekten des Sonnensystems enthalten – hierunter Asteroiden, Kometen, aber auch Fragmente von Mond und Mars. Repräsentative Großsammlungen liefern uns Informationen über Größe, Zusammensetzung, Aufheizungseffekte in der Atmosphäre und Typologie der auf der Erde akkretierenden Massenkörper. Detailuntersuchungen an individuellen Mikrometeoriten jedoch geben uns Einblicke in ihren Ursprungsort, die Art des enthaltenen Kohlenstoffs, eventueller Aminosäuren und präsolarer Körner.^[28]

Petrologie

Gefüge

Die Gefüge von Mikrometeoriten sind sehr variabel, da ihre ursprünglichen Strukturen und mineralischen Zusammensetzungen durch den Erhitzungsgrad in der Erdatmosphäre abgewandelt werden. Dieser wiederum ist von ihrer Anfangsgeschwindigkeit und ihrem Eintrittswinkel direkt abhängig. Die Gefüge reichen von ungeschmolzenen Partikeln mit ursprünglicher Mineralogie (siehe rechts gegenüberstehende Abbildung, Partikel a und b), zu teilweise geschmolzenen Partikeln (c und d) hin zu rund geschmolzenen, kosmischen Sphärulen (e, f, g, h), von denen einige einen Großteil ihrer Masse durch Verdampfen verloren haben (i). Die Klassifizierung beruht auf Zusammensetzung und Erwärmungsgrad.

Generell lassen sich aber zuerst zwei Hauptgefügegruppen unterscheiden: feinkörnige und grobkörnige Mikrometeoriten. Die feinkörnigen Mikrometeoriten (engl. fine-grained micrometeorites oder abgekürzt FgMM) werden von einer feinkörnigen, porösen Grundmasse mit Mineralkörnern im Mikronbereich beherrscht, die grobkörnigen Mikrometeoriten (engl. coarse-grained micrometeorites oder abgekürzt CgMM) bestehen vorwiegend aus wasserfreien Silikaten, ihre Korngrößen übertreffen mehrere Mikron und sie enthalten oft eine glasige Mesostasis.

Klassifikation von Mikrometeoriten

Moderne Klassifikationen von Mikrometeoriten sind komplex, da sie sowohl ihre ursprünglichen Gefügemerkmale als auch die beim Durchgang durch die Erdatmosphäre erlebten Veränderungen berücksichtigen müssen. Da die Auswirkungen der atmosphärischen Erwärmung gradueller Natur sind, ist es manchmal schwierig Mikrometeoriten eindeutig einer Kategorie zuzuordnen.

Die moderne Meteoritentaxonomie wird ihrerseits in einer Rückschau aus dem Jahr 2007 von Alexander N. Krot und Kollegen dargestellt.^[29] Um jetzt individuelle Mikrometeoriten mit Meteoritenklassen zu korrelieren, bedarf es eines Vergleichs in der jeweiligen Elementhäufigkeit, in der Isotopenzusammensetzung und in den Gefügecharakteristiken.^[30]

Die letzte bedeutende Klassifikation von Mikrometeoriten aus dem Jahr 2008 folgt Matthew J. Genge und Kollegen^[30] und fußt auf der oben dargestellten Einteilung in drei Gefügegruppen: ungeschmolzen, teilweise geschmolzen und geschmolzen. Diese drei Gruppen werden dann ihrerseits weiter in Klassen, Typen und Subtypen unterteilt.

Die proportionelle Verteilung zwischen ungeschmolzenen, teilweise geschmolzenen und geschmolzenen Mikrometeoriten ist nicht genau bekannt und variiert außerdem mit der Partikelgröße.^[17] Bei Korngrößen oberhalb von 100 µm machen geschmolzene Mikrometeoriten noch 70 bis 90 % aus,^[17] jedoch bei Korngrößen von 50 bis 100 µm nehmen vollkommen geschmolzene plus teilweise geschmolzene Mikrometeoriten nunmehr nur rund 50 % ein^[31] (wobei ein anderes Klassifikationsschema für dieselbe Größenordnung ein Verhältnis von 1 für vollständig zu teilweise geschmozenen Mikrometeoriten angibt).^[32] Bei Korngrößen von 25 bis 50 µm stellen vollkommen geschmolzene plus teilweise geschmolzene Mikrometeoriten nur noch 22 %.^[33] Das Aufschmelzen ist somit von der jeweiligen Korngröße abhängig und bevorzugt eindeutig größere Dimensionen.

Ungeschmolzene Mikrometeoriten

Ungeschmolzene Mikrometeoriten sind dunkelgraue, eckige bis subangulare Partikel in einer Größenordnung von rund 450 bis 600 μm. Sie werden je nach ihren hauptsächlichen Mineralphasen in zwei Hauptklassen unterteilt – silikatisch und ultrakohlenstoffhaltig. Hierbei wird auch noch eine refraktorische Klasse ausgesondert. Die silikatischen ungeschmolzenen Mikrometeoriten werden dann ihrerseits anhand ihres Gefüges in feinkörnige und grobkörnige Mikrometeoriten weiter unterteilt.^[34]^[35]

Silikatische, feinkörnige, ungeschmolzene Mikrometeoriten

Silikatische, feinkörnige, ungeschmolzene Mikrometeoriten werden von einer feinkörnigen, porösen Grundmasse dominiert, bestehend aus Mineralkörnern im Mikronbereich. In gewisser Weise ähneln sie den feinkörnigen Grundmassen chondritischer Meteorite und besitzen auch eine weitgehend chondritische Zusammensetzung. Ihre Haupt- und Spurenelemente liegen vorwiegend im Bereich der Grundmassen von CI-, CM- und CR-Chondriten.

Matthew Genge und Kollegen schlugen 1997 vor, dass silikatische, feinkörnige, ungeschmolzene Mikrometeoriten aufgrund der thermischen Alteration ihrer wasserhaltigen Matrix während des Erdeintritts in umgewandelte und in nicht umgewandelte Subtypen unterteilt werden können. Nicht umgewandelte Partikel bestehen aus in der Grundmasse befindlichen, nadelförmigen bis schichtartigen Mineralkörnern im Submikronbereich. Hierbei wird angenommen, dass es sich um Phyllosilikate oder ihre thermischen Zersetzungsprodukte handelt. Partikel, deren Grundmassen von xenomorphen, gleichförmigen Körnern im Submikronbereich (und oft in interstitiellem, homogenen Material eingebettet) dominiert werden, gelten als umgewandelt. Sie dürften eine Grundmasse aufweisen, in welcher aus Phyllosilikaten hervorgegangene, amorphe Dehydroxylate zu Olivin, Pyroxen und Glas zerfallen sind.^[36] Derartige Partikel enthalten oft subsphärische Blasen, die wahrscheinlich durch den Zerfall flüchtiger Phasen entstanden waren. Oft zeigen sie auch Ränder aus umgelagertem, amorphem Material.^[37]

Untersuchungen mit TEM und Röntgenbeugung an den Grundmassen feinkörniger Mikrometeoriten bestätigten, dass Phyllosikikate mit messbaren basalen Gitterabständen selten sind und vorwiegend von Smektit beherrscht werden – es konnte jedoch auch etwas Serpentin festgestellt werden.^[38] Die meisten feinkörnigen Mikrometeoriten, deren Grundmassen nadelige bis schichtartige Phasen enthalten, werden aber von amorphen, oftmals eisenreichen Silikaten dominiert. Offensichtlich handelt es sich hierbei um Pseudomorphe von ursprünglich wasserhaltigen Mineralen und werden als Dehydroxylate von Phyllosilikaten angesehen.^[39]

Wurden sie während des Eintritts pulsierend erwärmt, so werden sie von einem Magnetitrand umgeben. Vorherrschend sind Silikate, die der Grundmasse von Kohligen Chondriten (hauptsächlich CI- und CM-Chondrite) ähnlich sind.^[31] Die Abreicherungen an Calcium, Nickel und Silicium (z. B. in Mikrometeoriten vom Kap Prudhomme oder vom Trinkwasserbrunnen am Südpol) können zum Teil durch die Auslaugung löslicher Phasen wie beispielsweise Sulfide und Carbonate während ihrer Verweildauer im Eis oder Wasser erklärt werden (in Concordia-Mikrometeoriten ist dies jedoch nicht der Fall).^[40] Primäre Unterschiede der Mikrometeoriten zu Chondriten machen sich beispielsweise in hohen Verhältnissen Pyroxen zu Olivin deutlich bemerkbar.^[41]

Untergeordnete Phasen in feinkörnigen ungeschmolzenen Mikrometeoriten enthalten neben isoliertem Pyroxen und Olivin auch Magnetit, Tochilinit, Metall, Sulfide und refraktorische Minerale typisch für CAI. Die Anwesenheit dieser Phasen gibt zu einigen Rückschlüssen auf die Ausgangskörper von Mikrometeoriten Anlass, sie sind aber meist nicht sehr diskriminativ. Beispielsweise erscheinen Magnetitframboide und -plättchen, die gewöhnlich in CI1-Chondriten angetroffen werden, auch im Tagish-Lake-Meteorit, in CM2- und in CR2-Chondriten und seltener auch in CV3- und in CO3-Chondriten. Tochilinit oder dessen thermische Zersetzungsprodukte sind nichtsdestoweniger diagnostisch für eine CM2-Affinität.^[42] Die Gegenwart von untergeordneten Phasen sollte daher am besten in Klassifikationen als Präfix angegeben werden – beispielsweise als Framboider, magnetitführender FgMM oder als spinellhaltiger FgMM. Spezialfälle unter den FgMM enthalten refraktorische Phasen, z. B. Magnesium-Aluminium-Spinell, der von eisenreichen Phyllosilikaten umgeben wird. Diese Partikel erinnern vielmehr an durch wässrige Alteration betroffene CAIs bei CM2-Chondriten.

Primäre Variationen

Es ist vorgeschlagen worden, die FgMM (allesamt chondritische, eckige Partikel) anhand ihres Gefüges und ihrer chemischen Homogenität dreizuteilen:^[43] in C1 bzw. CU1, in C2 bzw. CU2 und in C3 bzw. CU3.

Der Typus C1 ist niedrig porös, kompakt, chemisch homogen über 10 Mikron hinweg und enthält oft framboiden Magnetit. C1-Partikel enthalten nur selten mehr als 4 µm große, wasserfreie Silikate. Sie gelten als affin zu den Grundmassen kohliger Chondrite des Typus 1 (diese haben wie die CI1-Chondrite und der Tagish-Lake-Chondrit eine intensive wässrige Alteration erlebt).^[44]

Der Typus C2 ist ebenfalls kompakt und niedrig porös, jedoch chemisch heterogen und führt oft isolierte Silikate und/oder Tochilinit. Die Heterogenität drückt sich in den Verhältnissen Fe/Mg und Fe/Si über Distanzen von 10 Mikron aus. Isolierte, wasserfreie Pyroxene und Olivine mit mehr als 4 µm im Durchmesser sind in C2-Partikel häufiger als in C1. Diese zeigen womöglich Affinitäten zu den Grundmassen kohliger Chondriten des Typus 2. Auch wenn sie eine wässrige Alteration erfahren haben, so sind sie dennoch nicht im kleinen Maßstab homogenisiert worden.

Der Typus C3 ist sehr porös (manchmal bis zu 50 Volumenprozent an Porosität) und besteht aus isolierten Silikaten und framboidem Magnetit. Vorherrschend sind bis mehrere Mikron große, magnesiumreiche Olivin- und Pyroxenkörner. Untergeordnet kommen auch interstitielle, nadelige bis schichtartige Phasen vor. Die chemische Homogenität im Verhältnis Fe/Si, das sich insbesondere in einer deutlichen Variation des zurückgestreuten Ionenpotentials bemerkbar macht, kann auch in thermisch veränderten FgMM bemerkt werden.^[45] Eine TEM-Untersuchung legt nahe, dass es sich bei den schichtartigen Phasen um ein Dehydroxylat von Phyllosilikaten handelt.^[43] Aufgrund ihrer höheren erkennbaren, unregelmäßigen Porosität und dem Mangel an hydrierten Silikatphasen zeigen C3-Partikel eine Affinität mit den Grundmassen von Kohligen Chondriten des Typus 3 mit niedrigerer wässriger Alteration als Typus 1 oder 2. Unter dem binokularen Mikroskop haben FgMM unregelmäßige Umrisse und variieren zwischen glatten, kompakten Partikeln (C1 und C2) hin zu hochgradig flauschigen und verzweigten Partikeln (C3). Auf der Oberfläche Umgewandelter FgMM sind oft subsphärische Hohlräume zu erkennen und Partikel mit magmatischen Rändern können durchaus skoriahaften Mikrometeoriten (ScMM) ähneln.

Silikatische, grobkörnige, ungeschmolzene Mikrometeoriten

Bei den grobkörnigen ungeschmolzenen Mikrometeoriten überwiegen die chondritischen eindeutig die achondritischen Typen, die differenzierten magmatischen Ursprungs sind.

Chondritische, ungeschmolzene, grobkörnige Mikrometeoriten

Die chondritischen CgMM können anhand eines petrologischen Schemas weiter unterteilt werden,^[46] wobei die Partikel in ähnlicher Weise wie Chondren klassifiziert werden. Grobkörnige Mikrometeoriten sind folglich porphyritisch (P), körnig (G) oder radialstrahlige Pyroxene (Rp). Porphyritische und körnige Varietäten werden wie Chondren nach ihrer gefügekundlichen Einteilung mit einem Präfix der vorherrschenden Mineralogie bezeichnet. Als Beispiele seien genannt porphyritischer Olivin (Po), porphyritisches Pyroxen (PP) und porphyritisches Olivin und Pyroxen (POP). Es wurde auch ein einzelner Sc/CgMM gefunden, der einen Sektor mit Balkenolivin enthielt – ganz ähnlich zu Balkenolivinchondren. Der Terminus (Bo) sollte bei vorrangig grobkörnigen Vertretern hierfür verwendet werden.

Die chondritischen Typen bestehen aus eckigen Chondritfragmenten und manifestieren wie angesprochen die Subtypen

porphyritischer Olivin und/oder Pyroxen. Hierbei handelt es sich um magmatische Mikrometeoriten, die vorwiegend von Pyroxen und/oder von Pyroxenphänokristallen in Glas dominiert werden.
körniger Olivin und/oder Pyroxen. Auch dieser Subtyp ist magmatisch und wird von Pyroxen und/oder Olivin ohne nennenswertes Glas beherrscht.
Balkenolivin. Auch die Balkenolivine sind magmatisch, bei ihnen liegen parallel gewachsene Olivine in Glas.
radialstrahliger Pyroxen. Ebenfalls magmatisch, vorherrschend sind radialstrahlige Pyroxendendriten in Glas.
Typus I/Typus II. Der Typus I besteht aus reduzierten Partikeln, deren Ferrosilit- und/oder Fayalitgehalt weniger als 10 Molprozent beträgt. Typus II besteht aus oxidierten Partikeln, deren Ferrosilit- und/oder Fayalitgehalt oberhalb von 10 Molprozent liegt.

Chondritische, porphyritische und körnige CgMM gehören je nach der Zusammensetzung ihrer Olivine und Pyroxene, sowie ihrem Matall- und Sulfidgehalt zwei chemischen Populationen an.^[47] Dieses Einteilungsschema verläuft analog zu den Chondren. Typus I (bzw. 1) der CgMM führt magnesiumreiche Olivine und/oder Pyroxene und zusätzlich reichlich Eisen-Nickel-Metall und Sulfide. Typus II (bzw. 2) der CgMM hat eisenreiche Olivine und Pyroxene, enthält aber weniger an Metall und Sulfiden und kann zusätzlich auch Eisenoxide vorweisen. Wie auch bei den Chondren liegt die Grenzlinie bei 10 Molprozent Fayalit oder Ferrosilit.^[48]

Bei der Unterscheidung in Partikel des Typus I und Typus II sollte nicht davon ausgegangen werden, dass sie notgedrungen aus Chondritenfragmenten hervorgegangen waren. Für viele individuelle Partikel kommen als Ursprung durchaus auch primitive Achondriten oder sogar Impaktschmelzen in Frage.

Chondritische CgMM enthalten manchmal auch Ränder aus feinkörniger Matrix vergleichbar mit FgMM. Diese Partikel legen nahe, dass zumindest ein Teil der CgMM und FgMM von denselben Ursprungskörpern stammen und werden folglich als komposite Mikrometeoriten bezeichnet.^[47] Klassifiziert werden diese Partikel als Fg/CgMM.

Subsphärische chondritische CgMM-Partikel lassen sich nur schwierig von kosmischen Sphärulen auseinanderhalten, denn beide weisen ähnliche magmatische Gefüge auf, welche durch jähes Abschrecken auskristallisierten. Dennoch können chondritische CgMM anhand folgender Kriterien identifiziert werden:

Gegenwart von Pyroxenphänokristallen. Sie fehlen in kosmischen Sphärulen, da bei ihnen die Kristallisation von Pyroxenen durch die extrem hohen Abschreckraten der Sphärulen (mehrere hunderte ° C pro Sekunde) unterbunden wird.^[14]
Auftreten eines Magnetit-Randbereichs. Dieser ist auf kosmischen Sphärulen selten und falls er auftritt wird er von metallischer Entmischung begleitet.
Gegenwart eines magmatischen Randbereichs. Dieser ähnelt sehr stark magmatischen Randbereichen auf feinkörnigen Mikrometeoriten.

Anzumerken ist jedoch, dass Pyroxendendriten gelegentlich in kosmischen Sphärulen innerhalb der Mesostasis vorkommen und sich wahrscheinlich durch sehr hohe Unterkühlung bildeten.^[31]

Ebenfalls bekannt sind grobkörnige Mikrometeoriten, die nur aus Einzelkristallen bestehen.

Grobkörnige Mikrometeoriten können bei starker Eintrittserhitzung ebenfalls von einem Magnetitsaum umrahmt werden.

Refraktorische ungeschmolzene Mikrometeoriten

Die refraktorischen ungeschmolzenen Mikrometeoriten gliedern sich generell in poröse, kompakte und hydrierte Subtypen. Sie werden eindeutig von refraktorischen Mineralen beherrscht.

Refraktorische ungeschmolzene Mikrometeoriten repräsentieren womöglich Proben, die aus anderen Komponenten aufgebaut werden als Chondren und Grundmasse, eben aus micht-chondritischen, magmatischen Objekten. Letztere treten aber nur sehr selten in Mikrometeoritensammlungen auf, somit bedarf es weit größerer Anzahlen, um ein einfaches und verläßliches Klassifikationsschema charakterisieren zu können. Vorrangig handelt es sich um ungeschmolzene FgMM mit refraktorischen Mineralen, die wiederum Bruchstücke ehemaliger refraktorischer Einschlüsse darstellen dürften.

Zahlreiche vorangegangene Studien berichteten feinkörnige Mikrometeoriten mit isolierten Körnern von Spinell, Perovskit, Melilith, Fassait und Hibonit.^[49] Manche wurden auch anhand ihrer Spurenelementsystematik klassifiziert, welche dem für CAI verwendeten Schema folgt.^[50] Im jetzt verwendeten Klassifikationssystem wird empfohlen, derartige Partikel als FgMM zu klassifizieren – versehen mit dem Präfix des jeweiligen refraktorischen Minerals (beispielsweise Hibonit-führender FgMM – da refraktorische Minerale nur einen kleinen Volumenanteil der Partikel einnehmen).

Bisher wurden aber auch einige Mikrometeoriten entdeckt, welche von refraktorischen Mineralen oder deren Alterationsprodukten beherrscht werden und somit eine eigene Klassifikation rechtfertigen. Spinell-haltige Partikel, die von eisenreichen Phyllosilikaten (oder deren thermischen Zersetzungsprodukten bzw. Dehydroxylaten) umgeben werden, zeigen große Ähnlichkeiten mit unter Wassereinwirkung veränderten CAIs aus CM2-Chondriten.^[49] Diese Partikel werden beispielsweise als Subtyp – hydrierte, refraktorische Mikrometeoriten – eingeordnet.

Anfänglich wurden nur drei, von refraktorischen Mineralen beherrschte Mikrometeoriten angetroffen. B154B3-31 ist ein poröses Aggregat aus Fassait und einem kleinen Sektor aus überwiegend Enstatit.^[50] Die Partikel 94-4-36 und 94-19-5 werden von Spinell dominiert. Sie enthalten Einschlüsse von Perovskit, die bei 94-4-5 von eisenreichen Phyllosilikaten umgeben werden und bei 94-4-36 von calciumreichen Pyroxen und Grundmasse.^[51] Ein viertes refraktorisches Partikel wird von aluminiumhaltigen Diopsid und untergeordnetem Forsterit dominiert.

Eine Klassifikation refraktorischer Mikrometeoriten ist wegen der geringen Fundanzahl bisher problematisch – auch wegen eines fehlenden, vereinheitlichten, petrologischen Klassifikationsschemas für CAIs. Auf jeden Fall lassen sich poröse und kompakte Vertreter auseinanderhalten, welche mit einem Präfix ihrer beherrschenden Mineralogie näher bezeichnet werden sollten. Demzufolge kann Partikel BI54B3-31 als ein Fassait-Enstatit-führender, poröser, refraktorischer Mikrometeorit klassifiziert werden. Die geringe Menge an CAI-verwandten Mikrometeoriten ist eventuell auf Separierungstechniken im Labor zurückzuführen, die sich auf dunkle oder sphärische Partikel konzentrieren. Trotz allem sind Mineralogie und Korngrößen refraktorischer Mikrometeoriten gegenüber CM2-Chondriten leicht unterschiedlich.^[42]

Ultrakohlenstoffhaltige ungeschmolzene Mikrometeoriten

Die ultrakohlenstoffhaltigen ungeschmolzenen Mikrometeoriten sind äußerst unregelmäßige Mineralaggregate mit kompaktem oder flauschigem Gefüge. Sie werden von Netzwerken aus amorphem, kohlenstoffreichem Material dominiert, in welche Olivin, Calcium-armes Pyroxen, Pyrrhotit und Kamacit eingebettet sind. Unter den in der Antarktis im Schnee aufgefundenen Partikeln größer als 200 µm waren drei mit weitaus höheren Kohlenstoffgehalten als in CI-Chondriten.^[52] Die Silikatkomponenten haben heterogene Zusammensetzungen, was auf einen Ungleichgewichtszustand hindeutet. Das Partikel KWP3F5 enthält geschmolzene Silikate – typisch für intensive Atmosphäreneintrittserhitzung. Ein anderes Partikel zeichnet sich durch eine hohe Konzentration an präsolaren Silikaten aus und hatte ofensichtlich den Eintritt ohne nennenswerte Erhitzungserscheinungen überlebt. Ultrakohlenstoffhaltige ungeschmolzene Mikrometeoriten stammen womöglich aus Kometen.

Teilweise geschmolzene Mikrometeoriten

Die teilweise geschmolzenen Mikrometeoriten ähneln Scoria. Hierbei handelt es sich um blasenreiche Partikel, die von einer Mesostasis aus in Glas eingebetteten fayalitischen Olivin-Mikrophänokristallen dominiert werden. Manche dieser Partikel enthalten oft noch reliktuelle Minerale und Sektoren mit reliktueller Grundmasse.

Ihr Charakter ist chondritisch und sie bestehen aus feinkörnigen und auch aus grobkörnigen Silikaten.

Feinkörnige, skorienhafte Mikrometeoriten

Die feinkörnigen, skorienhaften Mikrometeoriten (engl. scoriaceous fine-grained micrometeorites oder abgekürzt ScMM) sind unregemäßig geformte, sehr blasenreiche, abgerundete Partikel, die von einem Magnetitrand gesäumt werden. Ihre vorherrschende Mesostasis sind Mikrophänokristalle von fayalitischem Olivin in Glas. Oft enthalten sie auch reliktuelle Mineralkörner und lithische Fragmente.

Partikelaussehen und Blasenreichtum sind für diese Partikel letztendlich nicht ausschlaggebend, da sie ganz allmählich von intensiv erhitzten kosmischen Sphärulen zu weniger stark erwärmten skorienhaften Mikrometeoriten übergehen. Die Gegenwart von Magnetitummantelungen (Magnetiträndern) bei skorienhaften Mikrometeoriten und ihr Fehlen bei kosmischen Sphärulen scheint weitaus charakteristischer zu sein – auch wenn der Grund für diesen Unterschied noch ungewiss bleibt.^[53]

Grobkörnige, skorienhafte Mikrometeoriten

Die grobkörnigen, skorienhaften Mikrometeoriten sind ganz analog zu den feinkörnigen Vertretern – mit dem Unterschied, dass ihre Relikte eben eine höhere Korngröße aufweisen. Sie entstehen durch teilweises Aufschmelzen der bereits beschriebenen, ungeschmolzenen, grobkörnigen Mikrometeoriten. Es ist schwierig, den thermischen Umwandlungsgrad eindeutig in ein Klassifikationsschema einzureihen, da dieser in diesen Materialien einen sehr graduellen Charakter an den Tag legt. So machen sich die geringsten temperaturbedingten Änderungen der Mineralogie bemerbar:

in den glasigen Mesostasen durch eine Remobilisierung des Glases
in der Blasenbildung und
im Überwachsen von Olivin-Phänokristallen mit fayalitischem Olivin.^[54]

Teilweises Aufschmelzen ereignet sich bei Temperaturen oberhalb des Solidus und kann kosmische Sphärulen erzeugen. Auf vielen grobkörnigen Mikrometeoriten befinden sich magmatische Randaufwachsungen, die eventuell aus einer aufgeschmolzenen feinkörnigen Matrix hervorgegangen waren, welche am Außenrand des Partikels verhaftet war.^[47] Sie liefern uns ein direktes Verhältnis zur thermischen Abwandlung feinkörniger Partikel. Skoriahafte Mikrometeoriten mit einem großen Anteil (mehr als 50 %) an ungeschmolzenen grobkörnigen Mineralen werden als Cg/ScMM bezeichnet. Umgekehrt, zeigen sie hingegen einen großen Anteil an skoriahafter Matrix im Verband mit grobkörnigen Mineralen, so werden diese Mikrometeoriten als Sc/CgMM klassifiziert.

Geschmolzene Mikrometeoriten

Geschmolzene Mikrometeoriten werden auch als sphärische bis subsphärische Kosmische Sphärulen (engl. cosmic spherules oder abgekürzt CS) bezeichnet. Während des Erdatmophäreneintritts bildeten sie Schmelztröpfchen, wobei die Primärphasen des Mikrometeoriten total (oder nahezu) aufschmolzen und sich als Schmelze niedriger Viskosität verhielten.

Magmatische Partikel, die noch vor ihrem Erdeinfang aufgeschmolzen waren, werden nicht zu dieser Gruppe gezählt, sie werden vielmehr als ungeschmolzene Mikrometeoriten behandelt. Denn es ist nicht immer leicht, zwischen primär geschmolzenen Partikeln und atmosphärisch geschmolzenen Partikeln zu unterscheiden.

Das Eintrittsschmelzen ist ein Oberflächenprozess, der anhand von Gefügemerkmalen und Mineralogie zu erkennen ist. Es konnte gezeigt werden, dass Partikel, die von einer glasigen Mesostasis (mit oder ohne Mikrophänokristalle) beherrscht werden, aus einer Schmelze auskristallisierten. In der Mesostasis der geschmolzenen Mikrometeoriten sind oft auch Blasenhohlräume vorhanden. Sie sind aber als kein Charakteristikum dieser Partikel anzusehen, da subsphärische Hohlräume auch in ungeschmolzenen Vertretern zu beobachten sind.

Kosmische Sphärulen legen eine beträchtliche Diversität in ihren Gefügen, Zusammensetzungen und Mineralogien an den Tag. Geschmolzene Mikrometeoriten können daher je nach mineralogischer Zusammensetzung und Gefügemerkmalen in drei Großtypen S, G und I unterteilt werden.^[55]

S-Typen

Die silikatischen S-Typen (S für Silikat) setzen sich aus mafischen Silikaten und Glas zusammen und werden ihrerseits je nach ihrem Abschreckungsgefüge, das ihre in der Erdatmosphäre erreichte Temperatur relektieren dürfte,^[14] weiter in 6 Subtypen gegliedert:

CAT-Subtypus
Glasiger oder vitröser Subtypus (V)
kryptokristalline Formen (C)
Formen aus Balkenolivin (BO)
porphyritische Olivinformen (Po)
grobkörnige Formen.

CAT-Formen

Die CAT-Formen sind angereichert an Calcium, Aluminium und Titan (daher die Abkürzung). Ihre Sphärulen zeigen ein sehr hohes Magnesium/Silicium-Verhältnis von größer 1,7. Ihr Gefüge besteht aus Balkenolivinen. Sie führen so gut wie kein Eisen. Die CAT-Sphärulen erscheinen weißlich unter dem Mikroskop und sie verwittern sehr schnell im sauren Schmelzwasser der Antarktis.^[17] Isotopenuntersuchungen an Magnesium, Silicium und Sauerstoff bestätigen, dass sie während des Erdeintritts teilweise verdampften und im Vergleich zu allen anderen Sphärulen des S-Typus den höchsten Temperaturen ausgesetzt waren.

V-Formen

Die glasigen, gewöhnlich kugelförmigen, manchmal hohlen V-Formen werden zu nahezu 100 % aus Glas aufgebaut und enthalten keine Olivin-Mikrophänokristalle. Sie entstanden wahrscheinlich am zweithöchsten Temperaturmaximum.

Sie werden anhand ihrer Zusammensetzung unterteilt in:

normal (chondritisch)
CAT-chondritisch
Ca-Al angereichert und
differenziert.

Die Sphärulen sind lichtdurchlässig und zeigen unter dem binokularen Mikroskop eine ganze Palette von Farbtönen – von Dunkelbraun/Schwarz bis Braun/Beige bis Gelb, von Flaschengrün bis Blassgrün und von Hellblau bis Farblos. Unter gekreuzten Polarisatoren zeigen sie Auslöschung. Ihr Silikatglas ist homogen und enthält manchmal ein bis mehrere größere Vesikel, die bis an die Zehnermillimeter in ihrem Durchmesser durchaus erreichen können. Häufig anzutreffen sind schaumige und hohle Sphärulen. Perlen aus Eisen-Nickel kommen ebenfalls vor. Die glasigen V-Formen sollten nicht mit den G-Typus (siehe weiter unten) verwechselt werden.

Der SiO₂-Gehalt der V-Formen schwankt zwischen 46,3 ± 5,7 und 48,8 ± 3,84 Gewichtsprozent und ist am höchsten unter den S-Typen. Die differnzierten Formen können sogar sehr hohe Werte an Si erzielen (bis 80 Gewichtsprozent). Die MgO-Werte sind stark schwankend und bewegen sich zwischen 12,8 ± 6,0 und 41,8 ± 5,2 Gewichtsprozent. Insbesondere die differenzierten Formen haben sehr niedrige MgO-Werte. Auch die FeO-Werte schwanken deutlich zwischen 1,40 ± 1,03 und 20,8 ± 6,0 Gewichtsprozent. Extrem niedrige Gehalte zeigen hierbei die CAT-Formen, die hohen Werte finden sich aber bei den differenzierten Formen. Dieser Sachverhalt drückt sich auch im Fe/Si-Verhältnis aus.

C-Formen

Die oft knubbeligen Sphärulen der kryptokristallinen C-Formen werden beherrscht von in interstiellem Glas eingebetteten, silikatischen Kristalliten im Submikronbereich sowie von Eisenoxiden wie Magnetit ebenfalls im Submikronbereich. Einige können auch mehrere unterschiedliche Bereiche an den Tag legen. Die Kristalliten kristallisierten gleichzeitig und erzeugten dabei sehr feinkörnige Bereiche, die von einer mehr eisenreichen Phase umgeben werden.

Die Zusammensetzung der C-Formen ist normal chondritisch. Ihre Farbe ist Dunkelgrau und sie sind durchsichtig bis opak. In den feinkörnigeren Varietäten wachsen die Olivinkristallite in federartigen, skeletthaften Arrangements heran, welche reichhaltig von opaken Mineralen eingerahmt werden. In den grobkörnigeren Varietäten wachsen die Olivinristallite in Domänen geordnet von der Oberfläche ausgehend nach innen und produzieren dabei eine knubbelige Oberfläche. Dies ist der Grund, warum diese Sphärulen ursprünglich auch als Schildkrötenrücken-Sphärulen (engl.turtle-back spherules) bezeichnet worden waren.^[56]

Es wird angenommen, dass die kryptokristallinen Formen etwas geringere Spitzentemperaturen als die V-Formen erfahren hatten, da einige der Kristallisationskeime überlebten.^[57]

Der SiO₂-Gehalt des C-Subtyps liegt bei 43,4 ± 4,0 Gewichtsprozent, der MgO-Gehalt bei 30,3 ± 5,0 Gewichtsprozent und der FeO-Gehalt bei 19,6 ± 6,4 Gewichtsprozent. Im Vergleich mit den anderen S-Subtypen sind sie recht reich an MgO, nur einige S-V zeigen noch höhere Werte.

BO-Formen

In den dunkelgrauen Sphärulen des BO-Subtyps sind eindeutig parallel gewachsene, skelettartige Olivine vorherrschend (gut in polierten Schliffen zu erkennen), welche in einer glasigen Mesostasis zusammen oftmals mit Magnetit eingebettet sind. Ihre Zusammensetzung ist normal chondritisch und CAT-chondritisch. Die meisten Sphärulen lassen sich leicht unter dem binokularen Miskroskop erkennen und zeigen ovale, eiförmige Umrisse – viele Sphärulen sind auch ellipsoidal und ihre Oberflächen fein gerieft. Die Olivinbalken werden bis zu mehrere Zehnermikrometer dick und ertrecken sich über den gesamten Sphärulendurchmesser. In eiförmigen und ellipsoidalen Sphärulen sind die Olivinbalken gewöhnlich mehr oder weniger senkrecht zur Sphärulenlängsachse ausgerichtet.

Einige BO-Sphärulen enthalten Perlen aus metallischem Eisen-Nickel, die manchmal oxidiert als Eisenoxide vorliegen. Die Perlen befinden sich meist am Partikelende, wobei die Eisenoxide kubische Morphologien aufweisen können. Die Eisen-Nickel-Oxide führen oft Schwefel, Kohlenstoff und Phosphor – sie werden wahrscheinlich von Ferrihydrit dominiert^[58] und stellen möglicherweise metallische Verwitterungsprodukte dar.^[59] Diese eisenreichen Körper waren wahrscheinlich aus unmischbaren Eisen-Nickel-Flüssigkeiten entstanden, welche sich von den silikatischen Schmelzen der jeweiligen Sphärule absonderten.^[59]

Es wird angenommen, dass sich BO-Sphärulen bei wesentlich niedrigeren Spitzentemperaturen bilden als C-Formen.^[17] Unter dem binokularen Mikroskop erscheinen BO-Sphärulen gewöhnlich opak – eine Ausnahme bilden jedoch Sphärulen mit Perlen aus transparentem Metall/Ferrihydrit, die oft braun/grün erscheinen.

Der SiO₂-Gehalt des BO-Subtyps liegt bei 39,5 ± 4,4 Gewichtsprozent, der MgO-Gehalt bei 29,0 ± 6,8 Gewichtsprozent und der FeO-Gehalt bei 24,8 ± 9,5 Gewichtsprozent. Unter den S-Typen sind BO-Subtypen am FeO-reichsten, ihr Fe/Si-Verhältnis beträgt 0,52 ± 0,26.

Po-Formen

Vorherrschend in Po-Sphärulen sind gleichgroße, idiomorphe und skeletthafte Olivine – Mikrophänokristalle, die zusammen mit akzessorischen Eisenoxiden (Magnetit, aber auch Chromit) ebenfalls in eine Glas-Mesostasis eingebettet sind. Relikt-führende Varietäten enthalten auch noch ungeschmolzene Mineralkörner (gewöhnlich magnesiumreiche Olivine mit oft eisenreichen Überwachsungen – und seltener auch Pyroxene), die Kernbereiche neugebildeter Kristalle bilden. Die reliktreichsten unter ihnen sowie Formen mit den kleinsten Mikrophänokristallen sind ebenfalls sehr reich an Vesikeln und können Übergangsglieder zu teilweise gschmolzenen Mikrometeoriten darstellen. Die Zusammensetzung der Po-Sphärulen ist normal chondritisch. Unter dem Stereomikroskop wirken sie aufgrund ihres mikroporphyitischen Gefüges gesprenkelt. Manche enthalten auch Sektoren, in denen Eisen-Nickel-Ferrihydrit und/oder nickelhaltige Sulfide vorherrschen. Ihre Entstehung wird durch unmischbare metallische Flüssigkeiten erklärt. Sie finden sich oft an den Rändern der Sphärulen und deuten daher darauf hin, dass sie während der Abküglungsprozesse voneinander separierten.^[59]

Po-Sphärulen zeigen eine große Bandbreite an Kristallinität, Kristallgrößen und scheinbar reliktueller Körner sowohl im Zwischenraum als auch im Inneren individueller Sphärulen.

Po-Sphärulen – insbesondere diejenigen mit Reliktmineralen – waren wahrscheinlich von allen Sphärulen den niedrigsten Spitzentemperaturen ausgesetzt. Dies ist erkennbar an den Olivin-Mikrophänokristallen mit ihren reichhaltigen Kristallisationskernen.

Der SiO₂-Gehalt der Po-Sphärulen liegt bei 39,2 ± 6,3 Gewichtsprozent, der MgO-Gehalt bei 28,3 ± 9,7 Gewichtsprozent und der FeO-Gehalt bei 24,6 ± 10,5 Gewichtsprozent.^[60] Im Vergleich zu den anderen S-Typen sind Po-Sphärulen an Si am angereichertsten und außerdem sehr reich an Fe, erkennbar am hohen Fe/Si-Verhältnis von 0,56 ± 0,31.^[61]

Grobkörnige Formen

Die grobkörnigen Formen enthalten mehr als 50 Volumenprozent an reliktuellen Mineralen.

Reliktuelle Pyroxene und Olivine in kosmischen Sphärulen, die den Atmosphäreneintritt überlebt haben, sind gewöhnlich Enstatit und Forsterit. Manchmal treten aber auch eisenreiche Varietäten auf, die anhand ihrer magnesiumreicheren Überwachsungen identifiziert werden können. Der Prozentsatz reliktueller Körner ist sehr variabel. Ausgehend von kleinen Volumina isolierter Körner, die oft als Kerne von Olivin-Mikrophänokristallen vorliegen (welche aus der Schmelze auskristallisiert waren), bis hin zu Sphärulen mit volumenmäßig überwiegenden Relikten. Wobei letztere wahrscheinlich geschmolzene, grobkörnige oder zusammengesetzte Partikel darstellen dürften. Sie unterscheiden sich somit von anderen kosmischen Sphärulen, die durch Aufschmelzen feinkörniger Partikel hervorgegangen waren.

Die Gegenwart reliktueller Minerale in kosmischen Sphärulen sollte auch mit dem Zusatz reliktführend gekenzeichnet werden.^[62] Sphärulen, die durch das Aufschmelzen eines grobkörnigen Vorläufers entstanden waren, sollten als CG-Sphärulen beschrieben werden. Hierzu gehören Sphärulen mit einem bedeutenden Volumenanteil (mehr als 25 %) an reliktuellen Körnern oder Sphärulen mit einer nicht-chondritischen Zusammensetzung – wobei beide auf das Aufschmelzen eines grobkörnigen Vorgängers verweisen.

G-Typus

Beim G-Typus (Glas mit Magnetit-Gruppe),^[55] der eine Mischung aus S- und I-Typus darstellt, finden sich in den unter dem Stereomikroskop matten, dunklen, opaken Sphärulen Magnetitdendritren, die in einer Grundmasse aus silikatischem Glas eingeschlossen sind. Das Verhältnis Eisenoxiddendriten zu silikatischem Glas liegt bei 50:50. Sie führen des Öfteren Eisen-Nickel-Metalle mit nickelreichem Eisen und metallischen Nickelperlen.

Sphärulen des G-Typus zeigen eine Bandbreite von Gefügeelementen. Hierunter sind Partikel, die sich in Gefüge und Mineralogie von den typischen Sphärulen unterscheiden. Unter den 1600 CS-Partikeln des Trinkwasserbrunnens am Südpol sind sie jedoch nur mit 1 % vertreten.^[17]

In ihrer Hauptelementzusammensetzung liegen die G-Sphärulen zwischen dem chondritischen S-Typus und dem I-Typus. Ihr FeO-Gehalt liegt bei 63,3 ± 19,0 Gewichtsprozent, ihr SiO₂-Gehalt bei 21,1 ± 11,6 Gewichtsprozent und ihr MgO-Gehalt bei 12,5 ± 8,6 Gewichtsprozent.^[24]

I-Typus

Beim I-Typus (I steht für engl. Iron oder Eisen) schließlich treten in den dunklen, opaken, mit (unter dem Stereomikroskop) metallischem Glanz versehenen Sphärulen fast nur Eisenoxide wie Magnetit und Wüstit auf. Auch sie enthalten manchmal Eisen-Nickel-Metalle. Die Magnetitkristalle verzahnen ineinander und zeigen Verwachsungen mit Wüstit. Recht häufig finden sich auch millimetergroße „Nuggets“ aus Elementen der Platinmetalle in Magnetit und Wüstit^[63] und generell in nickelreichem metallischen Eisen.

Der Kontaktbereich zwischen Magnetit und Wüstit kann von feinkörnigen Verwachsungen einer bisher unbekannten nickelreichen Phase dekoriert werden. In Richtung Sphärulenoberfläche lässt sich gewöhnlich eine Magnetitanreicherung beobachten, welche aus einer kräftigeren Oxidation während des Atmosphäreneintritts resultiert. Aufgeschnitten zeigen Sphärulen des I-Typus in ihrem Zentrum eine einzige, große, unregelmäßige Hohlform, die auf eine rasche Schmelzkristallisation zurückzuführen ist, welche von der Oberfläche ausgehend nach innen fortschritt.^[64] Möglicherweise lässt sich diese Hohlform im Partikel auch durch den Verlust einer Metallperle erklären. Sphärulen des I-Typus enthalten manchmal nickelreiches Eisen und Metallperlen aus Nickel. Das Ausstoßen dieser Metallmassen während des Atmosphärendurchflugs, verursacht durch die differentielle Beschleunigung unmischbarer Flüssigkeiten unterschiedlicher Dichte kann eine exzentrische, kugelförmige Hohlform hinterlassen. Manche Sphärulen des I-Typus enthalten auch etwas an silikatischem Glas.

Sphärulen des I-Typus finden sich gehäuft in Tiefseesammlungen, da sie gegenüber der Verwitterung sehr resistent sind. Von den am Grund des Trinkwasserbrunnens am Südpol gefundenen 1600 kosmischen Sphärulen machen sie jedoch nur 2 % aus.^[17]

Die Hauptzusammensetzung des I-Typus wird jedoch von FeO und Fe₂O₃ dominiert, wobei NiO bis zu 7,5 Gewichtsprozent erreichen kann.^[65] Ihr FeO-Gehalt liegt bei 90,6 ± 5,3 Gewichtsprozent und ihr NiO-Gehalt bei 2,75 ± 0,54 Gewichtsprozent.^[24] Ihr Gehalt an SiO₂, Al₂O₃ und MgO ist sehr niedrig (alle unter 1 Gewichtsprozent). Im Dreiecksdiagramm Mg-Fe-Si sind sie nahezu identisch mit der Fe-Ecke.

Zusammensetzung

Etwa 95 % des auf die Erde einfallenden interplanetaren Materials besteht aus Mikrometeoriten. Mineralogisch und in der chemischen Zusammensetzung ähneln die meisten Mikrometeoriten den kohligen Chondriten und nur verhältnismäßig wenige den gewöhnlichen Chondriten; bei den makroskopischen Meteoriten ist es umgekehrt.

Die Zusammensetzung der Mikrometeoriten war aber nicht gleichbleibend, sondern zeigt im Verlauf der Erdgeschichte durchaus starke Abwandlungen. So ergab die chemische Analyse von mikroskopischen Chromitkristallen bzw. chromhaltigen Spinellen, die mittels Säurebädern aus Mikrometeoriten herausgelöst worden waren, dass beispielsweise primitive Achondrite in vor 466 Millionen Jahren (Mittleres Ordovizium) akkretierten Mikrometeoriten durchaus häufig vorkommen, von denen heutzutage aber nur noch weniger als ein halbes Prozent die Erde erreicht.^[66] Selbst allein im Quartär konnten noch Veränderungen im Staubfluss beobachtet werden.

Herkunft

Die Erde akkretiert gut 40.000 ± 20.000 Tonnen extraterrestrischen Materials im Jahr – vorrangig interpanetaren Staub, der durch Kollisionen und Verdampfen steiniger und eisiger Körper im Sonnensystem entstanden ist. Ein Teil dieses Staubes – weniger als 10 % oder geschätzte 2700 ± 1400 Tonnen pro Jahr – überlebt den Hochgeschwindigkeitseintritt in die Hochatmosphäre der Erde und sammelt sich sodann als mikroskopisch kleine Partikel mit einem Durchmesser unterhalb von 2 Millimeter auf der Erdoberfläche als Mikrometeoriten an.^[34]^[35] Die Masse an abgelagerten Mikrometeoriten ist im Vergleich zu Meteoriten schätzungsweise 50 mal höher, wobei letztere die Erdmasse ihrerseits um 50 Tonnen im Jahr erhöhen.^[67]

Falls Mikrometeoriten hauptsächlich aus dem Asteroidengürtel stammen – was jedoch nicht gesichert ist – repräsentieren sie vermutlich besser die Häufigkeit der verschiedenen Typen von Asteroiden im Asteroidengürtel als makroskopische Meteoriten. Die Herkunft der Mikrometeoriten von Kometen wird ebenfalls diskutiert – was aufgrund ihrer abweichenden Zusammensetzung von Meteoriten einleuchtend ist.

Weniger als 1 % der Mikrometeoriten sind achondritisch und ähneln sodann HED-Meteoriten – von denen angenommen wird, dass sie vom Asteroiden (4) Vesta stammen.^[34] Die meisten Mikrometeoriten sind in ihrer Zusammensetzung mit kohligen Chondriten vergleichbar – welche aber bei den Meteoriten nur 3 % ausmachen.^[68] Diese Vormacht der Mikrometeoriten mit der Zusammensetzung kohliger Chondriten, die aber in Meteoritensammlungen unterrepräsentiert sind, zwingt zu dem Schluss, dass Mikrometeoriten im Vergleich zu den meisten Meteoriten andere Quellgebiete besitzen. Meteoriten stammen aber bekanntermaßen vorwiegend von Asteroiden. Somit könnten Kometen sehr wohl als Ursprungsort von Mikrometeoriten in Frage kommen. Diese Annahme besteht seit 1950.^[1]

Bis vor kurzem noch ließen die hohen Eintrittsgeschwindigkeiten von Mikrometeoriten – so erreichen Mikrometeoride mehr als 25 Kilometer pro Sekunde, gemessen am Teilchenfluss an Kometen – ihr Überleben stark bezweifeln.^[69] Dennoch deuten neueste dynamische Simulationen darauf hin, dass 85 % des kosmischen Staubs sehr wahrscheinlich von Kometen verursacht wurde.^[70] Darüber hinaus ergaben Analysen vom Komet Wild 2 (mittels der von der Raumsonde Stardust zurückgebrachten Teilchen) Zusammensetzungen, die mit vielen Mikrometeoriten übereinstimmen.^[71] Nichtsdestoweniger scheinen die Ausgangskörper einiger Mikrometeoriten aber dennoch Asteroiden zu sein – reich an chondrenhaltigen kohligen Chondriten.^[72]

Extraterrestrische Herkunft

Die extraterrestrische Herkunft der Mikrometeorite lässt sich anhand von Mikroanalysen ermitteln. Diese zeigen, dass

die in Mikrometeoriten angetroffenen Metalle den Metallen in Meteoriten sehr ähnlich sind.^[73]
Einige Mikrometeoriten führen Wüstit, ein hochtemperiertes Eisenoxid, das in der Schmelzkruste von Meteoriten anzutreffen ist.^[16]
Ihre Silikatminerale besitzen Hauptelement- und Spurenelementverhältnisse, die denen in Meteoriten ähneln.^[55]
Ferner verweisen die Häufigkeiten von kosmogenem Mangan (⁵³Mn) in eisenhaltigen Sphärulen, von kosmogenem Beryllium (¹⁰Be), von Aluminium (²⁶Al) und auch die solaren Neonisotopen in steinigen Mikrometeoriten alle auf einen extraterrestrischen Ursprung.^[74]
Die Gegenwart präsolarer Körner in einigen Mikrometeoriten^[75] und Überschüsse an Deuterium in ultrakohlenstoffreichen Mikrometeoriten^[25] verdeutlichen nicht nur ihren extraterrestrischen Ursprung, sondern lassen überdies erkennen, dass ein Teil ihrer Komponenten bereits vor Beginn des Sonnensystems entstanden war.

Mikrometeoriten auf anderen Himmelskörpern

Das Einströmen von Mikrometeoriten beeinflusst auch Aufbau und Zusammensetzung des Regoliths anderer Himmelskörper (z. B. andere Planeten und Mond) im Sonnensystem. Für den Mars wird ein jährlicher Zustrom von schätzungsweise 2.700 bis 59.000 Tonnen an Mikrometeoritenmaterial angenommen. Eine derartige Menge trägt im Verlauf von 1 Milliarde Jahren in etwa mit 1 Meter zur Regolithtiefe auf dem Mars bei. Messungen des Viking-Programms ergaben, dass der Mars-Regolith zu 60 % aus basaltischen und zu 40 % aus meteoritischen Gesteinen zusammengesetzt ist. Die wesentlich dünnere und daher weniger dichte Marsatmosphäre ermöglicht es wesentlich größeren Partikeln, die Passage bis hin zur Planetenoberfläche zu überstehen (und zwar im Wesentlichen bis zum Einschlag vollkommen intakt) – als dies auf der Erde der Fall ist. Auf der Erde zeigen Partikel, die den Atmosphäreneintritt überlebt haben, typischerweise bedeutende Veränderungen in Gefüge und Form. Auf dem Mars hingegen bleiben Partikel in der Größenordnung 60 bis 1200 μm bei ihrem Durchtritt der Marsatmosphäre zum Großteil ungeschmolzen.^[76]

Bedeutung

Mikrometeorite liefern Proben von einer Vielfalt stauberzeugender Körper im Sonnensystem, die im Labor untersucht werden können. Vorherrschend hierunter sind primitive Asteroiden und Kometen, die eine Erkundung der ersten Stufen in der Entwicklung der protoplanetaren Scheibe ermöglichen. Darüber hinaus erlaubt uns eine systematische und vorurteilsfreie Untersuchung von zeitlich begrenzten Mikrometeoritensammlungen, den extraterrestrischen Input in den globalen geochemischen Haushalt des Planeten Erde abzuschätzen – insbesondere in Anbetracht seiner Bedeutung für die Entwicklung des Lebens. Zu guter Letzt ermöglicht uns die Kenntnis der physikalischen und geochemischen Eigenschaften von Mikrometeoriten Modelle zu erstellen, welche den Ursprungsort und die dynamische Entwicklung des kosmischen Staubs im erdnahen Weltraum eingrenzen. Somit kann auch eine Bestandsaufnahme potentieller Gefahrenquellen des erdnahen Staubs in Hinblick auf Weltraumprojekte gewonnen werden.^[34]

Gefahren für die Raumfahrt

Mikrometeoride bzw. Mikrometeoriten stellen eine nicht zu vernachlässigende Gefahr für die Raumfahrt dar. Die durchschnittliche Relativgeschwindigkeit von Mikrometeoriten gegenüber Raumfahrzeugen im Orbit beträgt 10 Kilometer pro Sekunde. Die Widerstandsfestigkeit gegenüber dem Einschlag von Mikrometeoriten stellt für Designer von Raumfahrzeugen und Raumanzügen daher eine große Herausforderung dar. Auch wenn die geringen Korngrößen der meisten Mikrometeoriten die Schäden gering halten, so sind die laufenden Hochgeschwindigkeitseinschläge mit einem Sandstrahlen des Raumfahrzeugs zu vergleichen und können seine Funktionstüchtigkeit ernsthaft in Frage stellen.

Impakte, die von sehr kleinen Objekten mit extrem hohen Geschwindigkeiten (mit mehr als 10 Kilometer pro Sekunde) verursacht werden, stellen jetzt ein gängiges Forschungsgebiet in der Zielballistik dar – selbst wenn es schwierig ist, Objekte auf solch hohe Geschwindigkeiten zu beschleunigen (Abhilfe können hier Linearmotoren und Hohlladungen schaffen). Das Einschlagsrisiko ist besonders hoch bei Objekten, die sich sehr lange Zeit im Weltraum aufhalten – wie beispielsweise Satelliten. Die Einschlagsgefahr stellt auch große Herausforderungen an Konstrukteure von Raumfahrzeugen, insbesondere aber an die anvisierten, theoretisch billigen Hebesysteme wie Rotovatoren und Weltraumlifts – aber auch generell an auf Umlaufbahnen befindlichen Raumschiffe.

Auswirkungen auf andere Himmelskörper

Mikrometeoriten stellen nicht nur eine Gefahr für irdische Raumfahrzeuge dar, sondern impaktieren auch andere Himmelskörper des Sonnensystems (siehe weiter oben). Besonders ausgesetzt sind Himmelskörper, bei denen eine Atmosphäre fehlt oder nur schwach ausgebildet ist. Beispiele hierfür sind unser Mond, der Merkur und etwas weniger stark auch der Mars. Unter Mikrometeoritenbeschuss leiden aber auch andere Meteoriten, Asteroiden und Kometen.

Deutlich betroffen sind Mondgesteine, wie nebenstehende Abbildung zeigt.

Siehe auch

Literatur

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Jon Larsen: Sternenjäger: meine Suche nach dem Stoff, aus dem das Universum gemacht ist. Benevento, München 2019, ISBN 978-3-7109-0085-3.

Weblinks

Wiktionary: Mikrometeorit – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Zweidimensionale Element-Mappings eines Mikrometeoriten (Memento vom 13. Juni 2007 im Internet Archive) mpg.de@wayback
Asteroidenstaub am Meeresgrund Telepolis
SEM Atlas of Micrometeorites dartmouth.edu, abgerufen am 20. November 2013
MICROMETEORITES – 62 Space rocks from Jon Larsen's collection @youtube
Wie man einen Meteoriten findet – auf dem Hausdach spiegel.de

Einzelnachweise

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[29] Alexander N. Krot, Klaus Keil, Edward Robert Dalton Scott, Cyrena A. Goodrich und Michael K. Weisberg: 1.05 Classification of Meteorites. In: Heinrich D. Holland und Karl K. Turekian (Hrsg.): Treatise on Geochemistry. vol. 1. Elsevier Ltd, 2007, ISBN 978-0-08-043751-4, S. 83–128, doi:10.1016/B0-08-043751-6/01062-8 ([7] [PDF]).

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[36] Ansgar Greshake, Wolfgang Klöck, Peter Arndt, Mischa Maetz, George J. Flynn, Saša Bajt und Adolf Bischoff: Heating experiments simulating atmospheric entry heating of micrometeorites: Clues to their parent body sources. In: Meteoritics and Planetary Science. Band 33, 1998, S. 267–290.

[37] Matthew J. Genge, J. P. Bradley, Cécile Engrand, Matthieu Gounelle, Ralph P. Harvey und Monica M. Grady: The petrology of fine-grained micrometeorites: Evidence for the diversity of primitive asteroids (abstract #1546). In: 32nd Lunar and Planetary Science Conference. 2001.

[38] Takaaki Noguchi, Tomoki Nakamura und Wataru Nozaki: Mineralogy of phyllosilicate-rich micrometeorites and comparison with Tagish Lake and Sayama meteorites. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 202, 2002, S. 229–246.

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