Die Gruppe der CK-Chondrite, Englisch CK chondrites, sind Steinmeteoriten, die zu der Klasse der Kohligen Chondriten gerechnet werden.
Etymologie mini|hochkant=1.6|Erinnerungsplakette an den Niedergang des Karoonda-Meteoriten
Die Bezeichnung Chondrite bezieht sich auf die in ihnen vorkommenden Chondren. Mit dem Wort Chondre (), bzw. Chondrule, werden millimetergroße Silikatkügelchen bezeichnet, welche in eine feinkörnige Grundmasse eingebettet sind.
CK geht auf C (für engl. Carbonaceous chondrites – Kohlige Chondrite) und K für die Typlokalität Karoonda in Südaustralien zurück. Die Gruppe der CK-Chondrite wird daher auch als Karoonda-Gruppe oder als Karoonda-Ähnliche bezeichnet.
Geschichtliches Die Gruppe der CK-Chondrite war erstmals im Jahr 1991 von Gregory W. Kallemeyn und Kollegen definiert worden.
Aufgrund ihrer engen Verwandtschaft mit CV-Chondriten ordneten Michael K. Weisberg und Kollegen im Jahr 2006 CK-Chondrite dem CV-CK-Clan zu.
Neuerdings geht die Tendenz dahin, CK-Chondrite mit den CV-Chondriten zu einer einzigen Gruppe zu fusionieren.
Einführung mini|hochkant=1.6|Porphyrisches Olivinchondron (PO)
CK-Chondrite sind eine der am stärksten oxidierten Gruppen unter den Kohligen Chondriten. Dies geht aus dem praktischen Fehlen von metallischem Eisen-Nickel hervor, aber auch aus ihrem hohen Magnetitgehalt mit Entmischungslamellen aus Ilmenit und Spinell, aus ihrer recht hohen Konzentration an nickelreichen Sulfidmineralen und aus an FeO-reichen Olivinen. Vorherrschend in CK-Chondriten sind porphyrische Olivinchondren (PO) des Typus II.
Im Gegensatz zu CM-, CR-, teils auch CV- und insbesondere CI-Chondriten, die eine wässrige Alteration durchlebten und hydrothermal unterschiedlich stark verändert wurden, sind CK-Chondrite in ihren Typen 4 bis 6 äquilibriert und die einzigen Chondriten, die thermisch aufgeheizt und metamorphosiert wurden. Die meisten CK-Chondrite (CK4, CK5 und CK6) gehören einem hochgradigen petrologischen Typus an. Dies steht im krassen Gegensatz zu allen anderen Kohligen Chondriten, die rein nicht äqulibriertes Material aufweisen. Bei Gewöhnlichen Chondriten besteht bei den einzelnen Hauptgruppen (H-Chondrite, L-Chondrite und LL-Chondrite) innerhalb der einzelnen Gruppen ein Kontinuum zwischen äquilibrierten und nicht äquilibrierten Proben.
Charakterisierung CK-Chondrite charakterisieren sich wie folgt: sie sind hochgradig oxidiert (wie bereits erwähnt) ihr Kohlenstoffgehalt ist sehr niedrig refraktäre Einschlüsse sind selten die Chondren besitzen keinerlei grobkörnige Ränder das Verhältnis Grundmasse zu Chondren ist hoch die Größe der Chondren liegt zwischen CO- und CV-Chondriten die Häufigkeit refraktärer, lithophiler Bestandteile liegt ebenfalls zwischen CO- und CV-Chondriten ihre Sauerstoffisotopenzusammensetzung überlappt mit den CO- und CV-Chondriten.
Häufigkeit CK-Chondrite sind recht häufig unter den Kohligen Chondriten. Die Meteoritical Society führt im Jahr 2025 als CK-Chondrite 596 Meteoriten – entsprechend 18,0 % sämtlicher Kohligen Chondriten (im Jahr 2019 wurden noch 321 Meteoriten angegeben mit einer Häufigkeit von 16,2 %).
Bekannte Funde und Fälle Von CK-Chondriten sind folgende bedeutendere Funde, jedoch bisher nur vier Fälle bekannt:
Der älteste Fund, der neben zwei neueren Fällen in der Antarktis und dem Kobe-Meteorit ebenfalls als Fall beobachtet worden war, ist das Typspezimen Karoonda – ein CK4 aus dem Jahr 1930. Weitere Funde aus Südaustralien sind Cook 003 (ein weiterer CK4 gefunden in der Nullarbor-Ebene) aus dem Jahr 1986, Maralinga, ein anormaler CK4-an aus dem Jahr 1974 und mit 34 Kilogramm der bisher massigste CK-Chondrit, Mulga (West) (Westaustralien), ein ungruppierter CK5/6-ung aus dem Jahr 1971 und Watson 002 (ein CK3 aus der Nullarbor-Ebene) aus dem Jahr 1991. Zahlreiche Funde stammen aus der Antarktis wie beispielsweise PCA 82500, ein CK3 aus dem Jahr 1982 oder Yamato 693, ein CK4/5 aus dem Jahr 1969.
Neuere Funde sind Dar al Gani 250 und Dar al Gani 275 (CK4/5) – die ersten Funde auf der Nordhalbkugel aus dem Jahr 1997 – Hart (Texas), ein CK3 aus dem Jahr 2010, Kobe (Japan), ein CK4 aus dem Jahr 1999, Reggane 005 (Algerien), ein CK5 aus dem Jahr 2023, Tanezrouft 057 (ebenfalls Algerien), ein CK4-an aus dem Jahr 2002 und Taounnant 001 (Gao, Mali) ein CK6 ebenfalls aus dem Jahr 2023.
Mineralogie Im Typspezimen Karoonda werden folgende Minerale beobachtet:
unter den Silikaten die Olivingruppe (Mischreihe Forsterit-Fayalit), Klinopyroxene mit Augit und dessen Varietät Fassait sowie Pigeonit, das Orthopyroxen Enstatit, der Feldspat Plagioklas (Anorthit), Spinell mit der Varietät Pleonast und der Granat Grossular, sodann die Oxide Ilmenit, Korund, Magnetit und Titanomagnetit, die Sulfide Chalkopyrit, Pentlandit, Pyrit, Pyrrhotin und Troilit, die Metalle Moncheit mit der Varietät Chengbolit und Taenit, sowie das Phosphat Chlorapatit.
Weitere CK-Chondrite wie Maralinga, Kobe und andere erweitern dies durch:
das Klinopyroxen Diopsid, den Spinell Hercynit, das Oxid Perowskit, das Metall Eisen mit der Varietät Kamacit, die Sulfide Millerit und Molybdänit, das Phosphat Apatit sowie das Karbonat Calcit (stammt wahrscheinlich aus terrestrischer Verwitterung).
Minerale im Einzelnen Olivine Olivine in CK-Chondriten sind in der Grundmasse, in Chondren als POs, POPs und BOs und in Calcium-Aluminium-reichen Einschlüssen (CAIs) zugegen. In PO-Chondren können Überwachsungen von Olivin auf Mikrophänokristallen von Olivin beobachtet werden – abgesetzt durch Leerstellen und kleine opake Kristalle. In POP-Chondren werden calciumarme Pyroxene von Olivinen umringt und teils auch verdrängt. Augitlagen können sich dazwischenlegen.
Die Durchschnittsgehalte der Olivine variieren zwischen Fo66,2 und Fo70. Die Zusammensetzung der Olivinkerne schwankt jedoch zwischen Fo80 und Fo95. Olivine sind meist recht homogen, sie können aber wie im Karoonda-Meteorit sehr heterogen ausfallen. Manche isolierte Olivine werden auch als Einschlüsse und als Oikokristalle in calciumarmen Pyroxenen angetroffen. In diesem Fall sind sie normal zoniert.
Die Olivine enthalten ferner 0,02 bis 0,04 Gewichtsprozent CaO, recht hohe NiO-Gehalte von 0,41 bis 0,60 Gewichtsprozent und MnO-Gehalte von 0,18 bis 0,26 Gewichtsprozent. Die CaO-Gehalte sind wie auch bei äquilibrierten Gewöhnlichen Chondriten von sehr geringer Konzentration. Die MnO-Gehalte sind niedriger als beispielsweise in äquilibrierten LL-Chondriten.
Plagioklase Plagioklase erscheinen in CK-Chondriten in der Grundmasse, in Chondren und in CAIs.
Plagioklas hat eine sehr heterogene Zusammensetzung – An20 bis An75. Gelegentlich wird diese Bandbreite noch leicht ausgedehnt (bis herunter auf An17 und nach oben bis auf An100). Die Orthoklas-Komponente Or ist recht niedrig und erreicht in den Albit-reichen Gliedern maximal Or9.
Die Ursache für diese Heterogenität ist nicht vollkommen klar.
Zwischen Plagioklasen in Chondren, in CAIs und in der Grundmasse bestehen Gefügeunterschiede. Auch wenn die Molprozente der An-Komponente in den jeweiligen Vorkommen weit streuen, so sind dennoch spezifische Abwandlungen in den Zusammensetzungen zu erkennen. Plagioklase mit An größer An80 beschränken sich auf Chondren und CAIs, fehlen jedoch in der Grundmasse.
Plagioklas zeigt Zonierung gemäß seiner steigenden Zusammensetzung. Plagioklas in der Grundmasse ist jedoch gegenüber seinem Anorthitgehalt umgekehrt zoniert. Die Kerne in Grundmassenplagioklasen sind womöglich durch Rekristallisation aus primären Plagioklasen hervorgegangen. Ihre Ränder entstanden wahrscheinlich während der Metamorphosevorgänge.
Plagioklase in Chondren können eine bimodale Verteilung aufweisen – mit Peaks bei An35-40 und bei An90-95. Der letzte Peak wird auch von Matrixplagioklasen geteilt. Plagioklase in CAIs haben zwei Peaks bei An40-45 und bei An95-100. Da der Anorthitgehalt zu den Rändern hin abnimmt entspricht der erste Peak den Randzonen und der zweite Peak den Kernbereichen. Unter Chondrenplagioklasen herrscht die Tendenz, dass die Peakzusammensetzungen bei stark rekristallisierten Chondriten niedrigere An-Gehalte aufweisen als bei nur wenig rekristallisierten Proben.
Pyroxene Pyroxene treten in CK-Chondriten in der Grundmasse, in Chondren als POP-Chondren und in CAIs auf.
Bei den Pyroxenen lassen sich drei Hauptgruppen unterscheiden: Normal-Calcium-Pyroxene, Niedrig-Calcium-Pyroxene und Augite.
Die Normal-Pyroxene schwanken in ihrem Gehalt an CaO zwischen 20,59 und 23,19 Gewichtsprozent. Dies entspricht der Komponente Wo (Wollastonit) Wo41,86 bis Wo47,15. Die an Calcium verarmten Pyroxene hingegen haben einen CaO-Gehalt von nur noch 0,58 bis 1,04 Gewichtsprozent, entsprechend der Komponente Wo1,18 bis Wo2,08.
Die Augite zeigen Wollastonitgehalte von Wo47 bis Wo52 und eine Enstatitkomponente von En25 bis En40. Ihre Ferrosilitkomponente Fs liegt zwischen Fs10 und Fs25. Die Augite setzen sich somit deutlich von den calciumarmen Pyroxenen ab und unterscheiden sich auch von den Normalpyroxenen, die sich um die Diopsidkomponente scharen, durch ihren etwas höheren Eisengehalt (Hedenbergitkomponente).
Die niedrig-Ca-Pyroxene haben recht niedrige Gehalte an TiO2 und Cr2O3 – kleiner 0,1 und kleiner 0,15 Gewichtsprozent und somit niedriger als in LL-Chondriten (0,10 bis 0,25 und 0,09 bis 0,23 Gewichtsprozent). Eine mögliche Erklärung hierfür ist in der allgegenwärtigen Präsenz von chromhaltigen Magnetit mit seinen Exsolutionslamellen an Ilmenit zu sehen. Die Al2O3-Gehalte sind mit 0,7 bis 3,45 Gewichtsprozent relativ hoch und höher als in LL-Chondriten. Die Ursache hierfür sind calciumarme Pyroxene in der Matrix, die recht reich an Al2O3 sind. Die MnO-Gehalte sind mit 0,19 bis 0,23 Gewichtsprozent niedriger als in LL-Chondriten (0,39 bis 0,46 Gewichtsprozent). Die CaO-Gehalte schließlich mit 0,58 bis 1,04 Gewichtsprozent unterscheiden sich kaum von LL-Chondriten (0,61 bis 1,20 Gewichtsprozent).
Die Zusammensetzungen der Augite folgen in etwa der Tendenz der Niedrig-Ca-Pyroxene. Auch bei ihnen sind TiO2 und Cr2O3 sehr niedrig – 0,06 bis 0,32 und 0,01 bis 0,08 Gewichtsprozent. Die mittleren Al2O3-Gehalte betragen 1,83 bis 2,53 Gewichtsprozent und sind ebenfalls höher als in LL-Chondriten, sie sind aber mehr oder weniger identisch mit den Normal-Pyroxenen und liegen teilweise unterhalb der Niedrig-Ca-Pyroxene. Mittlere MnO-Werte sind 0,19 bis 0,24 Gewichtsprozent – praktisch identisch mit Niedrig-Ca-Pyroxenen. Die mittleren Na2O-Gehalte belaufen sich auf 0,17 bis 0,23 Gewichtsprozent – praktisch identisch mit den Normal-Pyroxenen, aber wesentlich höher als in Niedrig-Ca-Pyroxenen.
Augite reich an der Fs-Komponente finden sich in der Matrix sowie in Mikrophänokristallzwickeln in Chondren. Beispiele hierfür finden sich im Karoonda-, aber auch im Allende-Meteoriten. Derartige Augite weisen oft eine komplexe Zonierung nach dem Fs-Gehalt auf.
Granat Die Granatgruppe wird in CK-Chondriten durch die calciumreiche Varietät Grossular Ca3Al2[SiO4]3 vertreten. Der Granat findet sich in CAIs. Sein dominierender SiO2-Gehalt schwankt zwischen 39,01 und 40,14 Gewichtsprozent. CaO ist hingegen schwankend und mit 25,81 bis 37,87 Gewichtsprozent vertreten. Al2O3 liegt zwischen 20,21 und 22,24 Gewichtsprozent. MgO kann bis zu 8,61 Gewichtsprozent erreichen, Gesamteisenoxid bis zu 3,63 Gewichtsprozent. Nennenswert ist ferner TiO2 mit bis zu 0,95 Gewichtsprozent.
Oxide Chromit Chromit (Fe2+,Mg)Cr2O4 tritt als solcher nicht in CK-Chondriten auf, manifestiert sich aber anhand von recht hohen Cr2O3-Gehalten bis 6,48 Gewichtsprozent in Spinellen von Olivin-Pyroxen-Aggregaten. In anderen Kohligen Chondriten erscheint Chromit oft in Chondren des Typus II. Eine Ursache für das Fehlen von Chromit hängt eventuell mit dem weit verbreiteten chromhaltigen Magnetit zusammen.
Ilmenit