Achondrites

Heating of a primitive asteroidal body, by decay of short lived isotopes such as ²⁶Al or ⁶⁰Fe,  can lead to melting processes within the asteroid. Shortly after the beginning of melting  basaltic crust can be formed and, if the melting persists, FeNi‐metal and sulfides can migrate  to form a metal core (MCCOY et al. 2006). Meteorites that are derived from such a 

differentiated parent body are called achondrites. 

Lunar meteorites have been associated with the moon as their Fe/Mn‐ratios, oxygen isotopic  composition and mineralogy are similar to lunar rock samples obtained from Apollo‐ and  Luna‐missions (WEISBERG et al. 2006). Lunar meteorites span a wide range of rock types  including brecciated and unbrecciated mare basalts, highland regolith breccias, intermixed  mare/highland breccias and highland impact melt breccias (WEISBERG et al. 2006). 

The SNC‐meteorites (shergottites, nakhlites and chassignites) have been associated with  Mars. Their oxygen isotopic composition differs from those of other meteorites and they  plot on a similar line with a slope of ~0.52 above the TFL (CLAYTON and MAYEDA 1996). This  suggests a similar parent body for the SNC‐meteorites (WEISBERG et al. 2006). Ages of SNC‐

meteorites range from ~4.5 Ga to at least 330 Ma, suggesting a large parent body (MCSWEEN  and TREIMAN 1998). The isotopic composition and abundance of Ar and other noble gases  trapped within impact‐melted glass in the shergottites EETA79001 is similar to the martian  atmosphere as determined by the Viking Spacecraft (MCSWEEN and TREIMAN 1998). SNC‐

meteorites represent volcanic rocks (basaltic shergottites and nakhlites) and plutonic rocks  (lherzolitic and olivine phyric shergottites, Chassigny, ALH84001) (WEISBERG et al. 2006). 

The HED‐clan consists of eucrites, howardites and diogenites. Eucrites and diogenites are  basalts and orthopyroxene cumulates, while howardites are polymict breccias of eucritic and  diogenitic composition (WEISBERG et al. 2006). Similar Fe/Mn‐ratios in pyroxenes and oxygen  isotopic composition suggest a genetic connection between the HED‐meteorites (WEISBERG et  al. 2006). The Vesta asteroid and eucrites show similar visible and infrared reflectance 

spectra, which led to the suggestion that Vesta is the HED parent body (MITTLEFEHLDT et al. 

1998). 

Angrites are extremely alkali depleted basalts. They consist of Ca‐Al‐Ti‐rich pyroxenes, Ca‐

rich olivine and anorthitic plagioclase (WEISBERG et al. 2006). It has been suggested, that  angrites formed from CAI‐enriched melts (W^EISBERG et al. 2006). 

Aubrites represent highly reduced achondrites with a close relation to enstatite chondrites  and are also termed enstatite achondrites (N^ORTON 2002). They consist of ~75‐90 vol% of  FeO‐free enstatite and minor plagioclase, FeO‐free diopside and forsterite. They are  considered to have formed by partial melting at high temperatures (WEISBERG et al. 2006). 

Mesosiderites are breccias composed of equal portions of Fe‐Ni‐metal plus troilite and  silicate material. The FeNi‐metal is found in fine grained matrix of millimeter to 

submillimeter sized grains, intimately mixed with equally fine grained silicate grains. The  silicate material occurs as clasts of basalts, gabbros, and pyroxenites with minor dunite and  rare anorthosite (WEISBERG et al. 2006). 

Pallasites are olivine‐metal assemblages, with olivine representing 35 – 85 vol% of the  material (WEISBERG et al. 2006). Four different kinds of pallasites can be distinguished based  on differences in their silicate mineralogy and composition, their metal composition and  their oxygen isotopic composition. The four groups are the main group pallasites, the Eagle  Station grouplet, the pyroxene‐pallasite grouplet and the Milton ungrouped pallasite. These  differences suggest that the pallasites do not stem from a single parent body. (WEISBERG et al. 

2006) 

Iron meteorites consists mostly of metallic iron with 5 – 20 wt% Ni, although individual  exceptions with up to 60 wt% Ni are known (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Many iron meteorites  show a typical texture of intergrown high‐Ni taenite and low‐Ni kamacite lamellae when  etched. This texture is called Widmanstätten texture. A miscibility gap between high‐Ni and  low‐Ni phases below 800°C leads to the precipitation of low‐Ni kamacite along the 

octahedron planes of the host material during slow cooling (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Iron  meteorites with a Widmanstätten texture are therefore termed octaedrites. Octaedrites are  distinguished into several subgroups based on the width of the kamacite lamellae. Iron 

no Widmanstätten textures and are called hexaedrites (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Iron  meteorites that show no Widmanstätten texture and consist entirely of taenite are called  ataxites (NORTON 2002). 

A classification that provides more genetic insights into the iron meteorites is based on their  trace element content of the metal phase. Ga, Ge and Ir are commonly used to classify iron  meteorites. Ga and Ge are the most volatile siderophile elements and, analogous to 

chondrites, more volatile elements tend to be more strongly fractionated (MITTLEFEHLDT et al. 

1998). Iridium is strongly fractionated between liquid metal and solid metal (MITTLEFEHLDT et  al. 1998). The trace elements are plotted on a logarithmic scale against the bulk Ni‐

concentration in the iron meteorite. Early works distinguished four groups and termed them  I – IV in order of decreasing Ga and Ge content (MITTLEFEHLDT et al. 1998). When more 

advanced techniques allowed higher resolution of trace element concentrations letters were  added to further subdivide the 4 original groups (NORTON 2002). Three groups (IAB, IIAB, IIIAB  and IIICD) have been recombined when transitional iron meteorites where found (NORTON  2002). 

Fig. 4 Plot of Iridium abundance against Nickel abundance in iron meteorites. Several groups can be distinguished. 

Dagram taken from NORTON (2002). 

Today, 13 groups of iron meteorites are distinguished (MITTLEFEHLDT et al. 1998). On a plot of  Ir against Ni (Fig. 4), some groups (for example IIAB, IIC, IID) plot in steeply dipping fields of  similar shapes. This has been interpreted as the result of fractional crystallization from a  metallic melt and the meteorites of these groups are hence termed magmatic iron  meteorites (MITTLEFEHLDT et al. 1998). The IAB and IIICD group plot in differently shaped  fields, which suggests a different origin and are hence called non‐magmatic iron meteorites. 

The formation of non‐magmatic iron meteorites remains yet unclear (MITTLEFEHLDT et al. 

1998).