Досонячні зерна: відмінності між версіями

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку
Наступне редагування →
Вилучено вміст Додано вміст
ВізуальнийВікірозмітка
ActiveDendrite (обговорення | внесок)
253 редагування
Створив сторінку "Досонячні зерна".
Мітка: суміш розкладок у тексті
(Немає відмінностей)

Версія за 01:17, 26 лютого 2018

 Працюю

Досонячні зерна (англ. presolar grains) є крихітними (від нм до мкм) мінералами, які конденсувались довкола помираючих зір до появи Сонця та залишались незмінними після формування Сонячної системи, будучи включеними до «примітивних» метеоритів.

Досонячні зерна (ДСЗ ) є «зоряним пилом» (англ. stardust), що конденсувався із газів у витіканнях з древніх зір чи викидах наднової і став частиною міжзоряного середовища (МЗС), з якого близько 4,6 млрд. років тому сформувалась Сонячна система[1]. Ці зерна зоряного пилу пережили ряд руйнівних середовищ та процесів: вибух та довколишнє оточення батьківської зорі; міжзоряне середовище; гравітаційний колапс молекулярної хмари і формуванням сонячної системи; сонячну туманність; включення майже повністю незмінними до батьківського тіла метеоритів; розділення тіла; входження в атмосферу Землі[2].

Сьогодні ДСЗ ідентифікуються, як незначні чи домішкові складові в зразках астероїдів та комет, зібраних на Землі у вигляді метеоритів та міжпланетних пилових частинках. Більша частина зерен в метеоритах була сформована із перемішаних атомів хімічними та фізичними процесами, що мали місце вже після утворення Сонячної системи. Тоді як метеоритні досонячні зерна існували ще в батьківській молекулярній хмарі газу та пилу, що гравітаційно колапсує для формування Сонця та планет[1]. Тому ДСЗ із «примітивних» (первинних) метеоритів, які сьогодні вивчаються в лабораторії, є старішими від Сонячної системи.

Оскільки ДСЗ по суті є затверділими зразками одиничних зір на даному етапі їх еволюції, то вони залишаються єдиним способом «спостерігати» співвідношення ізотопної поширеності елементів в зорях, які виникли, еволюціонували та зникли ще до появи Сонячної системи. Можливість точно виміряти притаманні цим зорям ізотопні співвідношення в хімічних елементах робить ці досонячні тугоплавкі мінерали найкращим інструментом для вивчення еволюції та структури їх батьківських зір; галактичної хімічної еволюції; механізмів нуклеосинтезу та кінетики конденсації пилу[3]. Крім того, оскільки ДСЗ повинні були проходити через міжзоряне середовище перш ніж були включені в сонячну туманність, вони можуть слугувати для вивчення фізичної та хімічної обробки зерен в міжзоряному середовищі [4].

«Зоряний пил» та «міжзоряні зерна»

Поняття «досонячні зерна» є двозначним, оскільки може позначати також і весь досонячний космічний пил, що існував до появи Сонячної системи. Для уникнення двозначності, було запропоноване розрізнення між двома поняттями: «зоряний пил» (англ. «stardust») (інколи називаються «навколозряний пил»[en]) та «міжзоряні зерна» (англ. «interstellar grains») [5].

«Зоряний пил» є більш коректним поняттям, оскільки відокремлює ДСЗ від значно більшої маси міжзоряного пилу, що формується відмінними від ДСЗ шляхами, зокрема низько-температурною міжзоряною хімією. Тоді як поняття «зоряний пил» позначає відносно малу частку міжзоряного пилу, що термічно конденсувався в одиничних зорях наприкінці їх життєвого циклу. Більшість вивчених типів ДСЗ складають навколозоряні конденсати[1].

«Міжзоряними зернами» називаються зерна, утворені в міжзоряному середовищі і які не мають прямого зв’язку з конкретною зорею[6]. Як і в зоряного пилу, складові міжзоряних зерен утворились в зорях, але вони або не конденсувались одразу після викиду із зір, або ж зерна, в які вони були первинно включені, випарувались в міжзоряному просторі внаслідок ударних хвиль від наднових чи інтенсивної космічної радіації[7]. Ці атоми згодом заново конденсувались в зерна в щільних молекулярних хмарах. Оскільки міжзоряні зерна нестабільні і легко трансформуються в кристалічні зерна в сонячній туманності, вони скоріш за все мають слабко виражені складові та структуру[8].

Відмінною рисою досонячних зерен зоряного пилу є їх аномальні ізотопні складові у порівнянні з іншими вивченими матеріалами Сонячної системи[5]. Ізотопна варіація кожного складового елементу ДСЗ охоплює кілька порядків величини – значно більше, аніж якби їх причиною були процеси хімічного чи фізичного фракціонування [3]. Найбільш вірогідним поясненням такої варіації ізотопного складу ДСЗ є ядерні реакції в зорях, що робить одиничні ДСЗ уцілілими зразками тих одиничних зір, в яких вони були сформовані[9].

Всі виявлені і вивчені на сьогодні ДСЗ узгоджуються з теоретичними передбаченнями їх формування в результаті охолодження зоряного гарячого атомного газу, що відбувається достатньо повільно для їх термічної конденсації [10]. З цього випливає, що місцем утворення досонячних зерен має бути саме втрата зоряної маси. Крім того, можливість змішання зоряних викидів із міжзоряним матеріалом до термічної конденсації ДСЗ виключається наявними в них екстремальними ізотопними співвідношеннями[3]. Відтак, ДСЗ, які вивчаються в лабораторії, є твердими зразками минулих генерацій одиничних зір, які вже припинили своє існування[11].

Отже, досонячні зерна зоряного пилу є своєрідним «вимірюванням» складу і структури конкретних одиничних зір ще до народження Сонця, уможливлючи космічну археологію їх формування, еволюції та смерті.

Астрофізичне значення ДСЗ

Тривала історія досонячних зерен включає багато етапів, - від формування в зорях до включення в метеорити, - які завдяки детальному аналізу зерен можна краще вивчити, а отримані дані включити до астрофізичних спостережень, моделей і теорій.

В ізотопному вмісті кожного одиничного досонячного зерна відображається ізотопний склад атмосфер зір, з яких ці зерна конденсувались. В свою чергу атмосферний склад зір обумовлений кількома факторами[12]:

  1. галактичною історією матеріалу, з якого утворилась зоря;
  2. процесом нуклеосинтезу всередині зорі;
  3. епізодами змішання, в яких синтезований новий матеріал «зачерпується» із внутрішніх шарів зорі до її зовнішньої оболонки.

Так, вибух наднових та викид матеріалу супроводжується змішанням різних шарів зорі з різними історіями нуклеосинтезу, що відображається в ізотопних вмістах ДСЗ із наднових[11]. Відтак, такі зерна надають цінну інформацію про процеси, що відбуваються в наднових[5].

Досонячне зерно формується тоді коли температури в розширюючійся оболонці червоних гігантів та у викидах наднової є достатньо низькими для конденсації мінералів. Астрономічні спостереження багатьох зір пізніх спектральних класів виявили довкола них пилові оболонки зерен, в чиєму мінеральному вмісті відображена основна хімія газу оболонок[13]. Вивчення зовнішньої морфології ДСЗ, їх субзерен і поширеності включених домішкових елементів дозволяють отримати інформацію про хімічні та фізичні властивості зоряних атмосфер [14][15][16][17][18].

Після формування ДСЗ як навколозоряних зерен чи конденсатів наднової, вони входять до Міжзоряного середовища (МЗС), тривала подорож через який позначається на унікальній історії кожного зерна. Такі зерна сонячного пилу слід відрізняти від зерен, сформованих в міжзоряному середовищі (напр., в густих молекулярних хмарах). ДСЗ зоряного походження протягом їх подорожі через МЗС скоріш за все будуть огорнуті шарами матеріалу міжзоряної хмари. На протязі всієї їх історії в МЗС, зерна піддаються різноманітним руйнівним процесам, як розсіювання ударними хвилями та зоряними вітрами, випаровування в ударних хвилях наднових тощо. Крім того, ДСЗ піддаються впливу галактичних космічних променів, що залишають свій слід у формі космогенних[en] нуклідів [19] [20][21][22] [23]. Тож, досонячні зерна, які пережили ці руйнівні події, дозволяють також отримати інформацію про фізичні та хімічні процеси в МЗС, яку важко здобути лише на основі астрономічних спостережень, тим самим сприяючи покращенню теоретичних моделей.

На протязі тривалої історії перебування в МЗС, ДСЗ можуть входити до нього та виходити, перш ніж деякі з них будуть врешті включені до густої молекулярної хмари, колапс якої дасть початок формуванню Сонячної системи. Кінцевим етапом в довгій та складній історії досонячних зерен є формування планетезималі та батьківських тіл метеоритів, до яких вони включаються. Разом з тим, найбільша частка твердих речовин , навіть в примітивних метеоритах, була утворена в сонячній системі, тоді як частка досонячних зерен, що вижили, є досить малою. Це пов’язано з тим, що примітивні метеорити зазнали різного роду метаморфізмів на їх батьківських тілах, що по різному вплинуло й на різні типи ДСЗ. Тому поширеність різних типів ДСЗ дозволяє отримати інформацію про умови в сонячній туманності та процеси на їх батьківських тілах перш ніж вони потраплять на Землю[24][25][26][27].

Історія відкриття

В 1950-х рр. була закладена теорія зоряного нуклеосинтезу, відповідно з якою елементи від вуглецю і вище були утворені в результаті ядерних реакцій в зорях[28][29]. Підґрунтям цієї теорії були дослідження метеоритів, які виявили регулярності у поширенні елементів в Сонячній системі [30]. Згідно з теорією зоряного нуклеосинтезу, ядерні реакції генерують елементи з відмінними ізотопними складовими, залежно від конкретного зоряного джерела де вони були утворені. Ці елементи потім потрапляють до міжзоряного середовища або через зоряні вітри, чи як викиди наднової, і збагачують галактику металами (елементи, важчі від гелію). Після довгої галактичної історії сформувалась сонячна система із суміші цих матеріалів.

Хоча вже з 1950-х було відомо, що метали в Сонячній системі походять з багатьох одиничних зір, загальноприйнятою була думка, що весь досонячний матеріал в ній був цілком гомогенізований в гарячій сонячній туманності, зберігши у формі сонячної поширеності елементів лише усереднений результат нуклеосинтезу [31].

Перші свідчення про ізотопну гетерогенність сонячної туманності і можливе виживання досонячних зерен під час її формування були отримані в 1960-х р., коли в хондритному метеориті були виявлені ізотопно аномальні благородні гази (Xe та Ne) [32][33][34]. І лише на початку 1970-х р., після відкриття ізотопних аномалій кисню (16O) в кальцій-алюмінієвих включеннях● (КАВ) [35], ідея, що досонячний матеріал в примітивних метеоритах міг пережити формування Сонячної системи, стала загальноприйнятою. Згодом, в 1980х рр. у тугоплавких включеннях (ТВ) у вуглецевих хондритах були виявлені ізотопні аномалії магнію, хрому, титану, кальцію, барію [36] [37], як і значні аномалії у вуглеці та азоті [38] [39], що вказувало на наявність в метеоритах досонячних зерен. Відтак, для багатьох дослідників стало очевидним, що в сонячній туманності були присутні первинні ізотопні гетерогенності, частково пов'язані із збереженим досонячним матеріалом, що містив відбиток ядерних процесів в одиничних зорях[40].

1987 р., через 20 років наполегливого пошуку досонячних носіїв аномальних ізотопних співвідношень благородних газів, групою науковців з Чиказького університету на чолі з професором хімії Едвардом Андерсом (англ. Edward Anders) були відкриті одиничні зерна наноалмазів [41][42]. Згодом цією ж групою науковців були виявлені й інші ДСЗ, як карбіду силіцію (SiC) та графіту з ізотопними аномаліями у майже всіх виміряних елементах – свідчення, що вони складались з чистої зоряної матерії[40].

Підхід «чиказької групи» Андерса (названий ним «спалити сіно, щоб знайти голку») полягав у відслідковуванні носіїв благородних газів в метеоритах через серію кроків кислотного розчинення та фізичного відокремлення метеоритних залишків, в результаті чого із зразка не залишалось майже нічого[43]. Саме завдяки такому грубому підходу Андерс з колегами вперше й змогли ізолювати та ідентифікувати метеоритний алмаз (носій Xe-HL) [41], карбід силіцію (носій Ne-E(H) і Xe-S)[44][19] та графіт (носій Ne-E(L)) [45][43]. З того часу різними групами дослідників було ідентифіковано багато інших типів досонячних зерен.

Ідентифікація та аналіз ДСЗ

Сонячна система сформувалась ~4,6 млрд років тому із ядра гравітаційно колапсуючої молекулярної хмари, що містила матеріал, який формувався та трансформувався протягом довгого часу галактичної та зоряної еволюції. Об'єкти із схожою сукупною складовою та ізотопними співвідношеннями зазвичай групується в єдино, оскільки припускається, що вони походять з одного джерела. Тоді як відмінності в складових чи ізотопних співвідношеннях зазвичай вказують на те, що дані зразки пройшли відмінні еволюційні історії, сформовані за різних умов і піддались впливу відмінних процесів[7].

Ізотопні співвідношення часто виражаються в тисячних долях відхилення від вибраного стандартного зразка (stnd), який обирається таким чином, щоб відображати сонячні середні значення цих ізотопних співвідношень[6]:

або ‰

де X – даний елемент, а m - найбільш поширений ізотоп.

Локалізація ДСЗ

Ізольовані в кінці 1980-х рр. в метеоритах графіти, SiC та деякі алмази виявились аномальними у всіх виміряних ізотопних співвідношеннях, завдяки чому вони й ідентифікуються як досонячні зерна. Ці ізотопні аномалії різнять ДСЗ від інших матеріалів в метеоритах, таких як кальцій-алюмінієві включення (КАВ). Хоча КАВ також притаманні ізотопні аномалії в деяких елементах, але, на відміну від ДСЗ, вони сформувались в Сонячній системі, а не в масивних зорях та викидах наднових. Аномальності в ізотопних складових елементів КАВ скоріш за все були успадковані з не повністю гомогенізованого досонячного матеріалу[40]. Крім того, на відміну від аномальностей КАВ, ізотопні аномалії ДСЗ є на кілька порядків більшими і узгоджуються з передбачуваними аномальностями в атмосферах масивних зір[3].

Успіх з відкриттям ДСЗ алмазів, SiC та графіту був пов'язаний з кількома різними факторами: ці вуглецеві фази хімічно стійкі; в метеориті був відсутній великий, ізотопно нормальний, фон таких фаз; зерна містили ізотопно аномальні благородні гази, які можна було ізолювати із метеориту в майже чистій формі хімічною та фізичною обробкою[46]. Завдяки цим факторам ДСЗ можна було очистити від більшої частини метеоритного зразка через послідовні кроки кислотного розчинення.

Розвиток методу мас-спектроскопії вторинних іонів, що дозволив визначити ізотопні складові пилових частинок розміром в мікрометр, допоміг виявити в метеоритах також досонячні зерна оксидів, силікатів та нітрид силіцію (Si3N4), хоча кількість таких зерен значно менша, аніж вуглецевих фаз[2]. Більшість ідентифікованих ДСЗ оксидів складають корунд (Al2O3)[47] та шпінель (MgAl2O4)[48], і в меншій кількості – хромова шпінель (Mg(Al,Cr)2O4 ), гібоніт● (CaAl12O19), хроміт (FeCr2O4), оксид заліза (Fe2O3)[49] та оксид титану (TiO2)[50][51][12][52].

За винятком досонячних зерен Si3N4, силікатів та оксиду заліза, всі ці зерна первинно були локалізовані шляхом аналізу одиничних зерен в кислотних залишках. Тоді як досонячні силікати були відкриті за допомогою ізотопної візуалізації хімічно необроблених часток космічного пилу [53], фракцій та відполірованих зразків метеоритів [54] [55] і Антарктичних мікрометеоритів (АММ) [56] [57].

Крім того, в ДСЗ SiC та графіту були виявлені дрібні субзерна карбідів Zr, Ti, Mo; камаситу (Fe-Ni); ольдгаміту (CaS); рутилу (TiO2); когеніту ((Fe,Ni)3C); силіцид заліза (Fe2Si); рутенієво-залізний метал; силіцид нікелю (Ni2Si); метал елементарного заліза[58][59][60][61]. Більшість цих субзерен найімовірніше були утворені до конденсації сферул SiC та графіту і виступали місцями нуклеації для росту цих зерен[12].

Хондритні метеорити

Метеорити – макроскопічні (> 1 мм) камені небесного походження, що впали на Землю. Більшість метеоритів (93%) складаються з кам’яного матеріалу, менша частка (6%) із сплаву нікелевого заліза α-(Fe, Ni) і лише 1% складається з однакової кількості каменистого матеріалу, та FeNi. Кам'яні метеорити поділяються на велику кількість груп та підгруп, однак найбільш істотною є відмінність між хондритами та ахондритами. [62] Об’ємні хімічні складові хондритів схожі до таких же складових Сонця. Вони сформувались на астероїдних об'єктах, які не зазнали диференціювання – не були розплавлені і багате залізом ядро не було відокремлене від кам'яної мантії та кори. Ахондрити є головним чином вулканічним камінням, що сформувалось на диференційованих тілах, таких як астероїд Веста, Місяць, Марс[63].

Хондритні метеорити є найбільш «примітивними» з поміж інших метеоритів, бо містять ознаки найбільш ранніх матеріалів із сонячної туманності, що залишались майже недоторканими процесами, що відбувались на астероїді, з якого походить метеорит[64].

Хондрити складаються з трьох головних компонентів[65][63]:

  1. Хондри (хондрули) – малі (0,1 – 1 мм в діаметрі) сфери, що складаються головним чином з феромагнезіальних силікатних мінералів. Скоріш за все хондри сформувались як розплавлені чи частково розплавлені краплини, що швидко охололи і кристалізувались в просторі.
  2. Тугоплавкі включення (ТВ) – це нерегулярні включення (розміром від менше мм до см) високотемпературних мінералів. Хімічні та мінералогічні складові одного класу ТВ, кальцій-алюмінієвого включення (КАВ), схожі до таких же в передбачених перших твердих тілах, що формуються із охолоджуючогося газу із сонячною складовою.
  3. Матриця – дрібнозернисте (від субмікрометра до мікрометра) скупчення мінералів та аморфних фаз, що розміщені між хондрами та ТВ. Саме в матриці розташовані ізотопно аномальні досонячні зерна, як і органічні вуглецеві матеріали, що скоріш за все постали в молекулярній хмарі, з якої сформувалось Сонце.

Хондритні метеорити поділяються на багато груп на основі їх хімічних та ізотопних властивостей, складових елементів та фізичних характеристик, таких як поширеність та розмір хондрул[64]. Вважається, що хондрити даної групи походять з однакового чи дуже схожого батьківського тіла. Більшість метеоритів, що падають на Землю є «звичайними хондритами» (англ. ordinary chondrites, OC), що діляться на щонайменше на 3 підгрупи, відповідно до вмісту метеоритного заліза. Більш рідкісну групу хондритних метеоритів складають «вуглецеві хондрити»● (англ. carbonaceous chondrites, CC), які попри таку назву містять лише декілька відсотків вуглецю. СС є більш примітивними, ніж OC і поділяються на кілька підтипів, відповідно до спільних характерних складових, що відображають тип їх батьківського тіла[63]. Назви підтипів вуглецевих метеоритів походять з місць найбільш репрезентативних зразків[65][66]:

- CI (тип Івуна, за типовою місцевістю в Танзанії),
- CV (тип Вігарано, Італія),
- CM (тип Мигії, Україна),
- CK (тип Карунда, Австралія),
- CR (тип Ренаццо, Італія),
- CO (тип Орнан, Франція),
- CB (тип Бенкуббін, Австралія)
- CH (високо-металічний тип, англ. high-metal, оскільки містить до 40% металу).

Попри те, що хондрити не були диференційовані, більшість з них зазнало певної обробки на їх батьківському тілі. Напр., вони могли бути піддані термічному метаморфізму, коли в результаті нагрівання змінюється склад і структура мінералів, або ж водяній зміні, коли властивості мінералів модифікуються через взаємодію з рідкою водою. Не зважаючи на можливість таких змін, в більшості примітивних метеоритів, особливо вуглецевих хондритів, відсутні ознаки термічної чи водної обробки[66][64].

Техніка та методи аналізу ДСЗ

Типи ДСЗ

Карбід силіцію

Карбід силіцію (SiC) найкраще вивчений з усіх типів досонячних зерен, оскільки є відносно поширеним (6 ppm в метеориті Murchison) та наявний в різних класах метеоритів[24].

ДСЗа SiC були виявлені у вуглецевих, звичайних та енстатитових хондритах, де їх поширеність коливається в діапазоні від 109 до 160 ppm[24][67][68][26]. Крім того, ДСЗ SiC були виявлені в космічному пилові [69] [70] та одне зерно в матеріалі з комети Вільда-2[en], зібраного космічним апаратом Стардаст в 1999 р. і повернутого на Землю в 2006 р[71] [72].

Розмір більшості зерен SiC коливається в діапазоні від ~0,1 мкм до 20 мкм, найбільшими з яких є SiC зерна із метеориту Murchison [73], і значно меншими зерна SiC із вуглецевого хондриту Orgueil (1 – 10 мкм) [74] та енстатитового хондриту Indarch [1891 р., Баку ] (< 1 мкм) [75].

При синтезі SiC в лабораторії формується до сотні різних його політипів: унікальний кубічний політип 3C (відомий як β-SiC) та шестикутні і ромбоедричні політипи (відомі як α-SiC) [76]. Однак на основі астрономічних спостережень розрізнюваними здавались лише політипи 3C і 6H[77][78]. Завдяки вивченню кількох сотень досонячних зерен SiC з метеориту Murchison за допомогою просвітлюючої електронної мікроскопії з високою роздільністю[en] вперше вдалось встановити політипний розподіл астрономічного карбону силіцію[79][80]. За винятком невеликої (~1%) популяції зерен SiC з одновимірною невпорядкованістю, в усіх проаналізованих досонячних SiC зернах були виявлені лише два політипи - кубічний політип 3C β-SiC (~79%) та шестикутний політип 2Н α-SiC (~3) - та їх зрощення (~17%). До його виявлення в метеориті Murchison, політип 2H SiC ніколи не спостерігався в природі [79].

Окрім внутрішньої структури досонячних SiC зерен, протягом останнього десятиліття була отримана нова інформація про їх зовнішню морфологію, завдяки якій можна повніше відтворити джерело походження, формування та шлях зерен SiC від батьківської зорі до батьківського тіла метеориту. Так, розвиток нових методів високо-роздільної візуалізації з допомогою СЕМ зерен SiC (з діапазоном розмірів 0,5 – 2,6 мкм) в метеориті, - без хімічного травлення, що найчастіше використовується для їх ізоляції та призводить до їх руйнування, - вперше показав неушкоджені, первинні поверхні зерен[4]. Понад 90% таких «первинних» зерен SiC обмежені однією чи кількома кристалічними гранями. В більш ніж половині цих кристалічних граней спостерігаються багатокутні заглиблення (<100 нм вглиб), симетрії яких в цілому узгоджуються із структурою SiC політипу 3C. Порівняння цих властивостей первинних зерен SiC з властивостями поверхні зерен SiC, що були піддані значному хімічному травленню, виявило, що багатокутні заглиблення на первинних зернах не артефакт, а їх невід’ємна властивість, яка постала внаслідок неповної збіжності фронтів росту поверхні протягом формування зерна[4].

Окрім багатокутних заглибин, хімічно витравленим досонячним зернам SiC також притаманна висока щільність (~108-109/см2) поверхневих ямок, що є значно більшою (в ~103-104 разів), аніж в синтетичних SiC, створених для мінімізації дефектів. В цілому, висока щільність дефектів та багатокутні заглибини досонячних SiC зерен вказують їх початковий швидкий ріст, що кінетично гартується коли газова фаза стає надто розрідженою[4].

Дослідження «первинних» зерен SiC не виявило жодних інших первинних мінералів, що були б зрощені з (чи наросли над) досонячним зерном SiC[4], підтверджуючи ранні in situ вимірювання ДСЗ SiC в метеоритах [81]. З цього випливало, що виживання досонячних зерен SiC в сонячній туманності не було пов’язане із силікатними чи оксидними мінералами, які б захищали ці зерна. Крім того, експериментально було встановлено, що час життя ДСЗ SiC, підданих високим температурам як в газовій туманності (T > 900°C), є значно коротшим (менше кількох тисяч років) аніж час охолодження туманності[25]. Відтак, виживання в метеоритах і збереженість поверхні досонячних SiC зерен свідчить про те, що деякі з них повинні були потрапити до сонячної туманності пізніше або/і до її більш холодних, зовнішніх частин. Разом з тим, в деяких первинних ДСЗ SiC були виявлені окислені поверхні, а довкола одного зерна SiC оксидна оправа товщиною 10-30 нм[82].

Ізотопні вимірювання як одиничних SiC зерен, так і їх об’ємної маси виявили надзвичайно аномальні (у порівнянні з сонячними) ізотопні складові як в мало чи не кожному головному елементі, так і в елементах-домішках, включаючи C, Si, Mg, Ti, , Ne, Xe, Ba, Kr, Nd, Sm, Sr, Mo, Zr, Dy, N і Ru[83] Значна частка SiC також містить збільшене ізотопне співвідношення магнію 26Mg/24Mg[84]. Це свідчить про те, що коли вони утворились, то містили радіоактивний 26Al , який з періодом напіврозпаду 720 тис. років, перетворився in situ в стабільний ізотоп 26Mg[12].

Виміряні в великій кількості одиничних зерен ізотопні співвідношення вуглецю, азоту, силіцію, а також виведені ізотопні співвідношення 26Al/26Al дозволили виділити декілька відмінних популяцій зерен SiC[73][12]:

  1. головна популяція SiC зерен – найбільша група SiC (~93%);
  2. тип Y і Z зерен SiC
  3. тип SiC X
  4. тип SiC C
  5. тип SiC A+B
  6. тип SiC зерен нової

Вважається, що більшість ДСЗ SiC походять із вуглецевих зір – зір пізнього спектрального класу з низькою масою (1 – 3 Mʘ) що перебувають в термально-пульсуючій фазі асимптотичного відгалуження гігантів (АВГ) [85][46].

Зерна SiC головної популяції

Зерна головної популяції є найбільш поширеними серед SiC зерен (~90% всіх зерен SiC) і характеризуються більшою ізотопною поширеністю 14C та 14N у порівнянні з такою ж сонячною поширеністю[76]. Такий ізотопний вміст вказує на ядерне згоряння гідрогену у верхній оболонці зір АВГ в CNO-циклі< ref name="Zinner1998" />. Ізотопні співвідношення 12C/13C зерен SiC головної популяції складають від 10 до 100, у порівнянні із такими ж сонячними співвідношеннями – 89 [84].

Для більшості зерен головної популяції характерне збагачення ізотопами 29Si та 30Si. Між ізотопними співвідношеннями 29Si/28Si та 30Si/28Si існує сильна кореляція, де співвідношення 29Si/28Si на ~30% вищі від 30Si/28Si , у порівнянні з такими ж сонячними< ref name="Zinner03" />. Тому на трьох-ізотопному ( ізохронному) графіку для Si, точки даних лягають вздовж характерної кореляційної лінії з нахилом ≈ 1,3 (𝛿29Si = 1,37 × 𝛿30Si – 20; 𝛿iSi = [[(iSi /28Si)зерно / (iSi / 28Si)ʘ – 1] × 1000 ) – т.зв. «головна лінія SiC» [86].

Ізотопні співвідношення 14N/15N в зернах SiC головної популяції коливаються в діапазоні від 200 до 20,000 у порівнянні із таким же земним співвідношенням – 272[87].

В зернах SiC головної популяції також виявлений радіогенний 26Mg – продукт розпаду радіоактивного 26Al, із виведеними ізотопними співвідношеннями 26Al/27Al в діапазоні від 10-4 до 10-3[11].

Зерна SiC X

SiC X зерна (~3 мкм) спершу були ідентифіковані з допомогою SIMS в метеоритних кислотних залишках як найбільш рідкісні (~1%) з поміж SiC ДСЗ [88][12]. На відміну від головної популяції SiC, зерна SiC X збіднені важкими Si ізотопами та 13C, але у порівнянні із сонячними складовими, є високо збагачені ізотопами 12C, 28Si та 15N [89][90][76].

З розвитком техніки автоматизованої іонної візуалізації SIMS вдалось ідентифікувати відносно велику кількість SiC X зерен, кілька сотень з яких були проаналізовані на ізотопний вміст [91] <[83] [92]. Окрім ізотопно аномальних складових Si, C та N, в досонячних зернах SiC X також був виявлений високий вміст 26M, обумовлений розпадом радіоактивного 26Al, із співвідношенням 26Al/27Al до 0,6[86][93]. В деяких же SiC X зернах Mg є виключно моноізотопним● 26Mg, істотно відрізняючись від земного співвідношення 26Mg/24Mg, що становить 0,13932 [94].

Близько 10-20% зерен X мають високий надлишок 44Ca, що скоріш за все є результатом розпаду ізотопу 44Ti із коротким періодом напіврозпаду (T1/2 = 60 років) [88][92]. Виведені ізотопні співвідношення 44Ti /48Ti для зерен X досягають 0,6 [90]. За допомогою аналізу TEM, в зерні X також було виявлено субзерно TiC [95]. Оскільки 44Ti може утворитись лише у вибухах наднової, то це свідчить про походження більшості зерен SiC X із наднової [96][12].

Кристалографічний аналіз зерен SiC Х з допомогою TEM виявив в них полікристалічну структуру, сформовану множинними кристалічними доменами[76][97]. Розмір більшості кристалітів Х зерен коливається в діапазоні від ~100 до 200 нм[95]. Подібна структура Х зерен істотно різнить їх від зерен SiC головної популяції, що складаються або із одиничних, двійникових чи дефектних кристалів (0,5 – 1,7 мкм)[79][80], або ж полікристалів із значно більшими доменами, ніж Х зерна[76]. Відмінність розмірів кристалів зерен Х та головної популяції вказує на відмінні середовища їх формування: кристали Х зерен утворились за умов високого перенасичення та швидкого росту[95]. Разом з тим, як SiC зерна головної популяції, так і SiC Х зерна повністю відносяться до політипу 3C-SiC[76].

Зерна SiC Y, Z та А+В

Іншими рідкісними підтипами зерен SiC є Y, Z та АВ зерна. Для зерен SiC Y (2% всіх зерен SiC) характерне співвідношення 12C/13C > 100, а ізотопні співвідношення Si та N відмінні від таких же співвідношень для SiC X зерен[98].

Зерна підтипу SiC Z (~2%) мають ізотопні співвідношення 12C/13C , схожі до головної популяції SiC зерен, але на відміну від останніх їм притаманне відносно велике збагачення 30Si[73]. І лише 5% всіх SiC зерен складає підтип А і В (АВ) зерен, що має ізотопне співвідношення 12C/13C <10[99].

Зерна SiC C

В кінці 1990х у фракції KJG метеориту Murchison було виявлене одиничне зерно SiC з великим надлишком 29, 30Si[100]. І лише здійснені через десятиліття ізотопні вимірювання субзерен SiC в зернах графіту, дрібних SiC зерен (<500 нм) із метеоритів Murchison та Indarch виявили більше зерен зі схожим вмістом (𝛿29, 30Si ≳ 1000 ‰), що дозволило їх виділити в окремий тип під назвою «зерна SiC типу C» [101][102][103].

Зерна SiC С є дуже рідкісними, складаючи лише ~1‰ всіх зерен SiC[102]. Зерна C мають схожі до зерен Х ізотопні складові С та N: співвідношення 12C/13C значно вище сонячного (напр., для зерна e2-3-4 з Indarch, 12C/13C = 3290 ), а 14C/15N – нижче сонячного (для зерна e2-3-4, 14C/15N = 32 ) [104].

Ізотопний аналіз одного з перших виявлених зерен С (зерно «e2-3-4» із Indarch) виявив, що воно було дуже збагачене 32S (чи відповідно збіднене 33, 34S): 𝛿33S/32S = -331 та 𝛿34S/32S = -323[104]. Схожі ізотопні характеристики 32S пізніше були виявлені в зернах С із метеориту Murchison [105]. Разом з тим, два зерна С з Murchison (M7-C та M7-D) мали великий надлишок 13C і характеризувались високими виведеними співвідношеннями 26Al/27Al (M7-C=0,015; M7-D = 0,12) та великим надлишками 44Cа (𝛿44Ca= 1854 (М7-С) і 1816 (М7-D)), що свідчить про початкову присутність в них радіоактивного 44Ti (виведені первинні співвідношення 44Ti/48Ti = 0,01 (М7-С) і 0,08 (М7-D))[105]. Одне зерно С (M7-E) мало надзвичайно низьке співвідношення 12C/13C = 1,3. Такі аномальні ізотопні складові вказують на походження виявлених зерен SiC C із наднової типу ІІ.

Графіт

Графіт, як досонячне зерно, вперше був ізольований із метеориту Murchison (СМ2), як носій компоненти благородного газу Ne-E(L) (майже чистий 22Ne) [45][106]. З того часу багатоелементні ізотопні дослідження були здійснені на 1850 досонячних зернах графіту із Murchison та 375 зернах із метеориту Orgueil (СІ). Окрім цих двох метеоритів, ще 44 ДСЗ графіту були ідентифіковані в енстатитовому хондриті Qingzhen (EH3) [107] Ще кілька десятків досонячних зерен графіту було виявлено в звичайному хондриті Tieschitz, але без подальшої публікації більш детальної інформації щодо їх фізичних властивостей та ізотопного вмісту[108].

ДСЗ графіту мають сферичну форму, діаметром від >1 до 20 мкм[45][61][109]. На основі вимірювань благородних газів виведена поширеність зерен графітів в примітивних метеоритах складає 1 – 10 ppm[24].

Густина ДСЗ графіту

Діапазон густини ДСЗ графіту коливається від 1,6 до 2,3 г/cм3[110]. В метеориті Murchison було виявлено чотири відмінні фракції з різною густиною ДСЗ графіту[43]:

  1. KE3 (p ~ 1,6 – 2,05 г/cм3)
  2. KFA1 (p ~ 2,05 – 2,10 г/cм3)
  3. KFB1 (p ~ 2,10 – 2,15 г/cм3)
  4. KFC1 (p ~ 2,15 – 2,20 г/cм3)

Середні розміри ДСЗ графіту із Murchison спадають із зростанням густини, а фракції різняться між собою розподілом їх ізотопних вмістів та Ne[106][111].

В метеориті Orgueil було ізольовано 8 різних фракцій [112]:

  1. OR1b (p ~ 1, 59 – 1,67 г/cм3)
  2. OR1c (p ~ 1, 67 – 1,75 г/cм3)
  3. OR1d (p ~ 1,75 – 1,92 г/cм3)
  4. OR1f (p ~ 2,02 – 2,04 г/cм3)
  5. OR1g (p ~ 2,04 – 2,12 г/cм3)
  6. OR1h (p ~ 2,12 – 2,16 г/cм3)
  7. OR1i (p ~ 2,16 – 2,30 г/cм3)

Ізотопні властивості ДСЗ графіту залежать від густини і використовуються для поділу зерен із Murchison та Orgueil на дві групи: зерна з низькою густиною (англ. low-density, LD ) та високою густиною (англ. high-density, HD). До LD відносяться фракції: KE3, KFA1, OR1c, OR1d; до HD: KFB1, KFC1, OR1f, OR1g, OR1i[113][61]. Хоча між густинами різних фракцій із двох метеоритів нема точної відповідності, LD та HD фракції ДСЗ графіту мають дуже схожі фізичні властивості та ізотопний вміст. Ідентифіковані ДСЗ графіту (p ~ 1,75 – 1,85) із енстатитового метеориту Qingzhen відносяться до LD-зерен, а їх морфологія та ізотопний вміст C та Si схожі до LD зерен із вуглецевого метеориту Murchison[107].

Морфологія зерен графіту

Зовнішня морфологія досонячних сферул графіту, отримана з допомогою СЕМ, характеризується трьома загальними типами[45][43][110]:

  1. тип «цибулини» (Ц), що складаються з концентричних шарів з відносно добре графітованого вуглецю;
  2. тип «цвітної капусти» (ЦК), що є агрегатом субмікронних зерен.
  3. тип «цвітна капуста – цибулина» (ЦКЦ) включає зерна графіту, що мають змішану чи неоднозначну форму ( також називаються «caulionion») але найчастіше їх морфологія схожа до «цибулин» [114].

В метеориті Murchison морфологія ЦК є панівною у LD фракціях, тоді як морфологія цибулини в HD фракціях[111][110]. Однак в Orgueil було виявлено дуже мало зерен графіту типу ЦК[61]. Отримані через ТЕМ зображення ультрамікротом зрізів графітових сферул виявили, що два головні типи зовнішніх морфологій ДСЗ графіту, Ц і ЦК, пов'язані із структурними відмінностями – регулярністю укладання та протяжною неперервністю графенових листів[115][60].

Зовнішня морфологія цибулинних графітів формується з кристалізованих графітних шарів, які утворюють концентричні оболонки. Форми локальної дифракції електронів[en] графітів-цибулин характеризуються сильними (100), (110) і (002) дифракційними піками, що вказує на повністю кристалічні графіти з регулярним укладенням[116][115]. Графенові площини в цього типу ДСЗ графітів грубо вирівняні на сотні нанометрів, поступово вигинаючись для формування концентричних шарів цибулини. Близько 2/3 цибулинних графітів мають нанокристалічне вуглецеве ядро, яке складається з малих, безладно орієнтованих графенових листів (середній діаметр 3-4 нм)[117]. Притаманні цибулинам дифракційні (100) і (110) піки центральних ядер вказують, що чверть їх маси можуть складати кластери поліциклічних ароматичних вуглеводнів[en] (ПАВ) чи схожих структур[116]. Наявність ПАВ в цибулинних графітах булла підтверджена з допомогою лазерної мас-спектрометрії . [118]. Крім того, деякі одиничні молекули ПАВ мають схоже з зернами графіту ізотопне співвідношення вуглецю, що може свідчити про їх виникнення протягом формування графіту в навколозоряній оболонці[60].

Тип цвітної капусти ДСЗ графіту характеризується турбостратним (повністю невпорядкованим) шаруванням, що складається з хвилястих і деформованих графенових листів[115]. Хоча деяким зернам графіту цього типу і притаманна майже концентрична структура (із шарами, що когерентно розсіюють електрони на кілька сотень нанометрів в напрямку La; La – середній діаметр кристалічного порядку в площинах шару), на відміну від цибулинних шарувань ці області когерентного розсіяння мають обмежену товщину (Lc< 50 нм; Lc – середня висота впорядкованого шару в кристалографічному c-напрямку). Відсутність впорядкованого укладання в напрямку c-осі призводить до вільно-упакованих структур і до нижчої густини, аніж для цибулинних графітів [116]. Інші ж ДСЗ графітові цвітні капусти ще менш впорядковані, позбавлені концентричних шарів і складаються з когерентно розсіюючих областей з діаметром ~20-30 нм[60].

Попри те, що ДСЗ графіту можуть мати схожу морфологію поверхонь, як LD і HD зерна в Orgueil, їх внутрішня структура різниться. Раман-спектри зерен графіту із Murchison та Orgueil характрезуються широким діапазонм кристалографічних структур – від добре кристалізованого графіту до аморфного вуглецю. ДСЗ графіту з HD фракцій притаманна більша кристалізація, аніж зернам із LD фракцій, чиї Раман-спектри нагадують спектри скловуглецю[114].

Внутрішні субзерна

Дослідження одиничних ДСЗ графіту з допомогою ТЕМ, NanoSIMS та XANES [en] виявили присутність в них малих (20 – 500 нм) субзерен тугоплавких карбідів (як карбід молібдену, MoC, та карбід титану, TiC) та металу нікель-залізо (Fe, Ni) [59][119][120]. В кількох HD зернах графіту із KFC1 були виявлені субзерна SiC; в одному з яких було до 26 субзерен SiC[102]. Внутрішні кристали тугоплавких карбідів часто зустрічаються в обох типах (цибулин і цвітної капусти) ДСЗ графіту із зір АВГ, що свідчить про те, що такі високотемпературні конденсати були повсюдними в газові під час формування зерен графіту[58][121].

Хоча деякі карбіди в ДСЗ графітів є майже ізотопно чистими TiC, більшість карбідів є твердими розчинами, для яких характерні значні збагачення, вище сонячних співвідношень, елементами s-процесу (Mo, Zr, Ru) [119]. Багаті Zr та Mo карбіди були знайдені головним чином в HD графітових цибулинах, але не в LD зернах[115][60]. Тоді як LD сферулах були виявлені внутрішні субзерна заліза, TiC, когеніту, камаситу та рутилу[59][120]. Внутрішній склад тугоплавких металів в ДСЗ графіту свідчить, що HD зерна конденсувались за більш високих температур, аніж LD зерна[121].

Морфологія та варіація складових карбідів в одиничному зерні графіту свідчать про те, що карбіди утворюються першими, а потім включаються до формуючогося графіту[15]. В ~40% ДСЗ графітів, що містять карбіди, наявні субзерна знаходяться в центрі сферул, що вказує на те, що вони формувались як місця нуклеації для росту зерен графіту ref name="BernatowiczAmari1991" />.

Ізотопний вміст графіту

Ізотопні співвідношення 12 C/13C в ДСЗ графіту охоплюють той же діапазон, що й в SiC зернах – від ~2 до 7000}}[106][111]. Разом з тим, якщо в більшості SiC зерен співвідношення 12C/13C є нижчим від сонячного, то більша частина зерен графіту містить відносно високі концентрації домішкових елементів [122]. Зокрема, зерна графіту відносно низької густини (p < 2,15 г см-3), що складають третину ДСЗ графіту, мають ізотопні складові, дуже схожі до таких же в рідкісному типі SiC X зерен, що може свідчити про їх спільне утворення в наднових [123]. З іншого боку, ізотопні складові ДСЗ графіту з більш високою густиною вказують на походження як з наднових, так і з AGB зір та нових[121].

LD та HD зерна графіту різняться також іншими ізотопними співвідношеннями. Так, LD зерна мають надлишки 14N та 18O, тоді як в HD зернах ізотопні співвідношення O та N близькі до земних[119][61]. Враховуючі величезний діапазон ізотопних співвідношень вуглецю в графітових зернах, такі нормальні співвідношення О і N в HD зернах скоріш за все можуть бути наслідком ізотопного врівноваження чи забруднення або на батьківському тілі метеориту, або ж в лабораторії. Крім того, LD графітові зерна мають більшу концентрацію домішкових елементів, аніж HD зерна. Так, співвідношення 26Al/27Al в LD сферулах такі ж великі, як і в зернах SiC X, тоді як лише декілька HD зерен мають надлишки 26Mg[111]. Також в багатьох LD зернах був виявлений великий надлишок 28Si, що інколи корелював з великими надлишками 44Ca, які є продуктом розпаду 44Ti[109]. Такі ізотопні складові вказують на внесок матеріалу із шару Si/S в глибині наднової типу ІІ[92].

На відміну від ДСЗ SiC, значна частка компоненту благородного газу, Ne-E, в графіті походить із розпаду 22Na (T1/2 = 2,6 років), що найімовірніше утворюється в O/Ne зонах наднових, оскільки одиничні зерна мають низькі співвідношення 4He/22Ne[124][125][126].

Ізотопний вміст LD зерен свідчить, що вони походять із наднових типу ІІ, тоді як більшість HD зерен із зір АВГ з низькою металічністю, що в цілому узгоджується з морфологічними дослідженнями та Раман-аналізом[127]. Разом з тим, ізотопні складові Ca та Ti деяких HD зерен із Orgueil узгоджуються з їх походженням із «вдруге народжених» зір АВГ[113]< ref name="JadhavZinner2013" />. І лише мала частка ДСЗ графіту походить із нових зір[128].

ДСЗ нітрид силіцію

Нітроген формує з електропозитивними елементами твердотільні сполуки (нітриди), що є надзвичайно тугоплавкими, хімічно стійкими кристалічними матеріалами. Такі сполуки не зустрічаються в багатих киснем середовищах, де піддаються окисненню, але можуть утворитись в умовах відновлення у багатому вуглецем середовищі. Одним із стабільних нітридів є нітрид силіцію (Si3N4).

Досонячні зерна нітриду силіцію були виявлені в залишках метеоритів Murchison, Tieschitz (Н3), Indarch (EH4), Qingzhen (EH3) . Ці зерна є дуже рідкісними, їх поширеність в метеоритах становить від ~2 до 10 ppb; поширеність у порівнянні з усіма зернами SiC лише ~0,05% [129][91] [86][89][99]. Більшість ДСЗ Si3N{{sub|4} в енстатитових хондритах мають нормальний ізотопний вміст і скоріш за все конденсувались в сонячній туманності через ексолюцію із металічного Fe-Ni та шрейберзиту, а їх вуглецеві ізотопні аномалії скоріш за все походили із сусідніх малих зерен SiC [130] [131].

ДСЗ нітриду силіцію мають схожі із зернами SIC X розмір (~1 мкм) та ізотопний склад C, N, Si та Al: високі надлишки 15N (14N /15N = в діапазоні від ~70 до 189) і 28Si (𝛿29Si/28Si = від -30 до -440; 𝛿30Si/28Si = від -40 до -445), та великі ізотопні співвідношення 26Al/27Al = 140 – 190[89][132]. Тому, як і зерна Х, припускається, що більшість зерен Si3N4 скоріш за все походять з наднових, хоча надлишку 44Ca в них наразі не було виявлено[132].

Разом з тим, в залишках Indarch з допомогою NanoSIMS було виявлено 23 невеликих досонячних зерен Si3N4 з ізотопним вмістом, схожим до зерен SiC головної популяції[133][86]. Однак більшість цих ізотопних аномалій скоріш за все походили із сусідніх зерен SiC, і лише одне зерно Si3N4 мало надлишки 13C та 14N, які свідчили про його ймовірне походження із багатих вуглецем зір АВГ[86].

ДСЗ оксидів

На відміну від виявлених тисяч досонячних зерен графіту та SiC, в метеоритах було виявлено лише кілька сотень ДСЗ оксидів[10]. Найбільш поширеними є такі типи досонячних оксидів як корунд (Al2O3) та шпінель (MgAl2O4), дещо менш поширеними є гібоніт (Al12O19), оксид титану (IV) (TiO2) і хромпікотит ( Mg (Cr, Al)2O4)[134][135][136][137][50].

Складність локалізації досонячних оксидів пов'язана з великою кількістю в залишках метеоритів ізотопно нормальних оксидів, що походять із Сонячної системи. Відмінною рисою ДСЗ оксидів є те, що ізотопні співвідношення O в них охоплюють кілька порядків величини, на відміну від ~10% діапазону в ізотопних співвідношеннях О для матеріалів, утворених в Сонячній системі[10].

Вважається, що більшість ДСЗ оксидів походить із червоних гігантів, і лише незначна кількість з наднових.

Групи оксидів

ДСЗ силікатів

Шість досонячних силікатних зерен вперше було виявлено з допомогою NanoSIMS в міжпланетних пилових частинках (метеоритах діаметром <50-мкм), зібраних NASA в стратосфері[53]. Поширеність силікатів в цих частинах була значно більшою (~5500 ppm), аніж в метеоритах. Серед виявлених досонячних силікатів були присутні форстерит (Mg2SiO4) та скло із вставленим металом і сульфідами[en] [138].

Наноалмази

Найбільш поширеними тугоплавкими вуглецевими досонячними зернами в хондритах є алмази нанометрового розміру[139][140]. Вперше наноалмази були ізольовані з хондритів шляхом руйнівного хімічного розчинення метеоритного матеріалу[41]. Однак із за їх надзвичайно малих розмірів (~2,58 нм - ~2,84 нм) дуже складно виміряти ізотопне співвідношення в одиничних ДСЗ наноалмазів та однозначно встановити джерело їх походження [141]. Найменші мінеральні зерна, які можна аналізувати ізотопно з допомогою NanoSIMS, мають розмір ~0,1 мкм, що на кілька порядків більше, аніж наноалмази[140]. Наноалмази складають ~0,14% маси вуглецевого метеориту, що становить ~3% всього C в таких метеоритах[142]. З цього випливає, що на грам вуглецю припадає понад 1019-20 наноалмазів, що у випадку такої ж поширеності в міжзоряному просторі, робить їх одними з найбільш поширених міжзоряних матеріалів[127].

Всі об’ємні ізотопні вмісти 13C/12C різних популяцій наноалмазів, - отримані із мінімального δ13C, виміряного протягом вивільнення C в процесі ступеневого згоряння залишків кислотного розчинення звичайних, вуглецевих та енстатитових хондритів , - є дуже близькими до сонячних середніх значень: δ13С= від -32,5‰ до -38,8‰ (13C/12C = від 1/92.0 до 1/92.6, де сонячне 13C/12C = 1/89) [143]. Попри те, що середній ізотопний склад вуглецю в наноалмазах є близьким до сонячного, існує достатньо ізотопних свідчень, які вказують на досонячне походження принаймні деяких метеоритних наноалмазів. Так, хоча наноалмазам з хондритів притаманні різні ізотопні аномалії в H, N, Sr, Te, Ba, Xe, Pd, лише аномальні Te та Xe, що пов’язані з надновими, свідчать про можливе досонячне походження деяких з наноалмазів[141].

Наразі не існує приладів, котрі б дозволили виміряти ізотопні складові одиничних наноалмазів. Але навіть якби такі прилади існували, єдиним елементом, чий ізотопний склад можна надійно виміряти в наноалмазах, є основний елемент – вуглець. Середній наноалмаз із хондритів містить кілька тисяч C атомів (між 1,0× 103 - 7,5×103), і лише до 100 атомів N, при тому, що N є другим найбільш поширеним включеним елементом (1800 – 13,000 ppm по масі) [143], після якого найбільш поширеним є зв’язаний з поверхнею алмазу Н (10-40 атомних %)[144].

Крім того, неможливо виміряти ізотопні складові включених благородних газів в одиничних наноалмазах, оскільки на десятки наноалмазів середніх розмірів припадає один атом благородного газу. Ще більш складно виміряти в одиничних наноалмазах ізотопно аномальні Xe та Te, для яких на мільйони наноалмазів середніх розмірів один включений атом Xe чи Te[141]. Відтак, всі ізотопні вимірювання метеоритних наноалмазів пов’язані з елементами і газами, вилученими із мільярдів одиничних наноалмазів.

Походження метеоритних наноалмазів залишається невизначеним через їх надто малі розміри. Для пояснення їх виникнення було висунуто кілька протилежних гіпотез. На основі виявленого в наноалмазах ізотопно аномального Xe (Xe-HL) було висунуто припущення про наднову, як їх можливе джерело походження[140]. Однак висока поширеність наноалмазів в хондритах вказувала на, те що вони постали з рясного джерела пилу, що не узгоджується із сценарієм наднової, які хоч і роблять головний внесок газової матерії до міжзоряного простору, але не є панівним джерелом конденсованої матерії. Відтак, була висунута гіпотеза, що панівним джерелом мають бути зорі АВГ чи навіть зоряна туманність. Враховуючи що об’ємний ізотопний склад метеоритних наноалмазів наближається до сонячного, найбільш вірогідним джерелом більшості з них може бути саме зоряна туманність[145].

Первинно виміряне в метеоритних алмазах співвідношення ізотопів азоту 15N/14N, що було на ~35% меншим від такого в земній атмосфері і могло свідчити про досонячне походження, пізніше було виявлене в атмосфері Юпітера [146]. Відтак, ізотопні співвідношення двох найбільш поширених елементів, C і N, вказують на походження метеоритних наноалмазів в Сонячній системі, відкидаючи їх досонячне утворення в наднових. Крім того аналіз алмазів в міжпланетних пилових частинках свідчить про їх конденсацію сонячному акреційному диску[145]. А наявність алмазів в найрізноманітніших геофізичних зразках ще більше ускладнює встановлення походження метеоритних наноалмазів [147].

Попри ці свідчення поширеності наноалмазів в сонячній системі, протягом останнього десятиліття було отримано ряд переконливих даних на користь того, що принаймні частка метеоритних алмазів все ж має досонячне походження[127] Так, для пояснення того, як наноалмази могли сформуватись в наднових було запропоновано кілька механізмів: через ударний метаморфізм зерен графіту чи аморфного вуглецю в міжзоряному середовищі, спричинений високошвидкісними зіткненнями ударних хвиль наднової[148]; перетворення вуглецевих зерен внаслідок опромінення енергетичними іонами[149]; через відпалювання частинок графіту сильним ультрафіолетовим випромінюванням[150]; через конденсацію при низькому тиску, - як в хімічному осадженні з парової фази, - в газову викиді наднової [151][142].

Здійснивши перший детальний аналіз розмірів та мікроструктури наноалмазів із метеоритів Murchison і Allende та порівнявши їх із алмазами, синтезованими через хімічне осадження з парової фази (ХОПФ) та ударний метаморфізм, дослідники прийшли до висновку про утворення цих наноалмазів саме шляхом конденсації в процесі, подібному до ХОПФ, а не через ударний метаморфізм [139]. Це відкриття узгоджується з висунутим ще в кінці 1960-х рр. припущенням про можливість існування алмазів в міжзоряному середовищі: різниця енергій між алмазом та графітом настільки мала, що конденсація із охолоджуючогося гарячого газу повинна була призвести до утворення метастабільних алмазів[152]. На основі отриманих ізотопних співвідношень N і C в основній масі метеоритних наноалмазів та необхідності гідрогену для ХОПФ-циклу, в середині 1990-х рр. було висунуте припущення, що алмази формуються в змішаних областях між гідрогенною та гелієвою оболонками наднових [151]. Однак це припущення важко підтвердити через складність вимірювання ізотопного співвідношення C в одиничному наноалмазі, який містить ~10 чи більше 13C атомів. Тоді як в скупченні наноалмазів ізотопне співвідношення знаходиться в межах такого ж для матеріалів Сонячної системи, вказуючи на те, що не всі знайдені в хондритах алмази походять з наднових [143].

Походження досонячного зоряного пилу

Оскільки батьківська зоря ДСЗ вже давно мертва, то для ідентифікації типу зоряного джерела для даного зерна чи класу ізотопно схожих зерен необхідним є порівняння виміряних ізотопних складових з астрономічними спостереженнями і передбаченнями моделей зоряної еволюції та нуклеосинтезу. Аналіз ДСЗ та знаходження їх джерела потребує ітеративного підходу: після ідентифікації зоряного джерела даного ДСЗ на основі одного чи більше ізотопних співвідношень, додаткові ізотопні дані можуть бути використані для уточнення моделей та кращого розуміння процесів, що відбуваються в даному типі зір. Походження ж деяких типів ДСЗ (напр., ~5% зерен SiC із співвідношенням 12C/13C < 10) досі залишається невідомим, більшою мірою через відсутність теоретичного розуміння їх потенційного джерела[46].

Перш ніж досонячне зерно було включене в сонячний акреційний диск, воно провело досить довгий час в міжзоряному середовищі. Не зважаючи на це, одиничне ДСЗ складається лише із атомів, отриманих з одиничної батьківської зорі[5]. Про це свідчить те, що більша частка ДСЗ це високотемпературні кристали з добре впорядкованими кристалічними структурами, існування яких неможливе у випадку низькотемпературної акреції в міжзоряному середовищі, але цілком узгоджується з моделями конденсації в охолоджених газах.

ДСЗ із наднових

Розроблені на початку 1970-х комп’ютерні моделі масивних наднових генерували утворення в них масивних оболонок з елементів проміжних мас, що спонукало астрофізиків припустити про конденсацію великої кількості силікатного пилу в наднових і розглядати наднові, як головне джерело важких елементів в міжзоряному середовищі[153]. На основі цих припущень Дональд Клейтон (англ. Donald D. Clayton) в серії досліджень прийшов до висновку, що зерна утворені в результаті конденсації в оболонках наднових повинні мати значні ізотопні відхилення від матеріалів в Сонячній системі[154][155][156][157] [158].

Попри те, що у викидах наднової спостерігається конденсація пилу, астрономічні спостереження дають обмежену інформацію про склад та фізичні характеристики пилу [159] [160]. Тому вивчення ізотопних, мінералогічних та хімічних властивостей зерен пилу із наднових в лабораторії слугує альтернативним та більш детальним джерелом інформації як про формування досонячних зерен у викидах наднових, так і про будову та еволюцію їх батьківської зорі[161].

В примітивних метеоритах було ідентифіковано п’ять різних досонячних мінералів, що походять з наднових: алмаз, SiC X, графіт з найнижчою густиною, Si3N4 і невелика кількість досонячних Al2O3 зерен [162]. Ізотопні складові зерен SiC X, графіту та Si3N4 найкраще узгоджуються з моделями наднової типу ІІ (ННІІ)[9][83]. Для цих зерен притаманні ізотопні складові з різних зон ННІІ. Так, виявлені в цих зернах надлишки 28Si та високі співвідношення 44Ti/28Ti характерні для глибинних зон ННІІ. Тоді як низькі співвідношення 14N/15N свідчать притаманні зонам ННІІ, де відбуваються ядерні реакції згоряння гелію, а високе співвідношення 26Al/27Al можливе тільки в верхніх шарах ННІІ, де відбувається згоряння гідрогену[161]. Ці відкриття припускають значне та вибіркове змішування матеріалів з різних шарів ННІІ зорі[162].

Зерна SiC X із наднових

Походження Si3N4

Зерна графіту з наднових

Оксиди з наднових

Формування наноалмазів в наднових

ДСЗ із Нових зір

Акреція ядром білого карлика матеріалу із найближчої зорі в подвійній системі призводить до накопичення водню (переважає в акреційній матерії), який нагрівається до температур, при яких розпочинається термоядерна реакція перетворення водню в гелій. Коли швидкість виділення тепла в ядерній реакції переважає швидкість тепловідводу, то розвивається теплова нестабільність і відбувається вибух, що спостерігається як спалах нової зорі [163][164]. Ланцюгова реакція CNO-циклу, 12C( p, γ)13N( β +)13C, протягом згоряння акреційного водню спричиняє дуже низькі ізотопні співвідношення 12C/13C (0,3 – 3), спостережувані в нових [165] [166]. На основі складу ядра білого карлика виділяють два типи нових: «вуглецево-кисневі нові», з початковою масою первинної зорі нижче ~8 Mʘ, проходять стадії згоряння водню та гелію, залишаючи багате вуглецем та киснем ядро білого карлика; «киснево-неонові нові», з більш масивними зорями (8 – 10 Mʘ), також проходять ще стадію згоряння вуглецю, залишаючи багате киснем та неоном ядро білого карлика[164].

Інфрачервоні спостереження свідчать, що більшість нових зір генерують пил із силікатів, SiC, C та Fe[167]. Однак зерна з таких зір дуже рідкісні в загальній популяції досонячних зерен в метеоритах. Було виявлено менше десяти ДСЗ графіту та SiC, чия ізотопна складова однозначно вказувала на їх походження з нових[128] [168].

Зерна SiC із нових

Зерна графіту із нових

ДСЗ із маломасивних зір

Більшість досонячних зерен SiC та оксидів, і значна частка зерен графіту з високою густиною, формуються в сильних вітрах із маломасивних (<5 Mʘ) зір на завершальних стадіях їх еволюції. Багатий на O пил утворюється в червоних гігантах та О-збагачених зорях асимптотичного відгалуження гігантів (АВГ) (спектральні класи S та MS). Тоді як багаті вуглецем досонячні зерна конденсуються в вуглецевих зорях АВГ (зорі спектрального класу N) [85]. Специфіка вуглецевих зір АВГ пов’язана з тим, що для формування в них вуглецевих зір необхідно щоб в газовій фазі співвідношення C/O > 1, бо при нижчих значеннях весь вуглець зв’язується в стабільній молекулі CO. Лише коли густина числа C перевищує густину числа О, то С стає достатньо, щоб утворити карбіди чи графіт[169] [170].

Існує кілька переконливих свідчень про формування ДСЗ в маломасивних зорях:

  1. Схожість ізотопних складових зерен (12C/13C для зерен SiC та графіту; (17,18O/(16O для оксидів) із спектроскопічними вимірюваннями зір[171] [172].
  2. Діапазони багатьох ізотопних співвідношень, виявлених в зернах, чисельно узгоджуються з моделями еволюції та нуклеосинтезу в зорях АВГ та червоних гігантах і не узгоджуються з жодними іншими зорями, що генерують космічний пил.
  3. Виміряні в одиничних досонячних зернах форми поширеності багатьох розсіяних елементів цілком узгоджуються з передбаченнями конденсації в атмосфера вуглецевих зір[14][170].
  4. Інфрачервоні спектри маломасивних зір свідчать про присутність пилу з SiC, С та оксидів[173][174] [78][175].

Нуклеосинтез в зорях АВГ

Формування зерен SiC в зорях АВГ

Зерна графіту з АВГ

Оксиди із червоних гігантів та зір АВГ

Див. також

Джерела

  1. ↑ а б в Maria Lugaro (2005). Stardust from Meteorites: An Introduction to Presolar Grains. World Scientific. ISBN 978-981-256-099-5.
  2. ↑ а б Amari S. та ін. (2010). Presolar Grain Studies: Recent Progress and Development. AIP Conference Proceedings. 1269 (1): 27—34. doi:10.1063/1.3485148. ISSN 0094-243X. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |last1= (довідка)
  3. ↑ а б в г Nittler LR and Ciesla F (2016). Astrophysics with Extraterrestrial Materials. Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 54 (1): 53—93. doi:10.1146/annurev-astro-082214-122505. ISSN 0066-4146.
  4. ↑ а б в г д Bernatowicz TJ, Messenger S, Pravdivtseva O, Swan P, and Walker RM (2003). Pristine presolar silicon carbide. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 4679—4691. doi:10.1016/S0016-7037(03)00461-7. ISSN 0016-7037.
  5. ↑ а б в г Clayton D.D. and Nittler L.R. (2004). Astrophysics with Presolar Stardust. Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 42 (1): 39—78. doi:10.1146/annurev.astro.42.053102.134022. ISSN 0066-4146.
  6. ↑ а б Williams DA and Cecchi-Pestellini C (2015). The Chemistry of Cosmic. Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-047-1.
  7. ↑ а б Gail H-P and Sedlmayr E (2013). Physics and Chemistry of Circumstellar Dust Shells. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83379-0.
  8. ↑ Sun Kwok (2013). Stardust: The Cosmic Seeds of Life. Springer Science & Business Media. ISBN 978-3-642-32802-2.
  9. ↑ а б Zinner E. (1998). Stellar nucleosynthesis and the isotopic composition of presolar grains from primitive meteorites. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 26 (1): 147—188. doi:10.1146/annurev.earth.26.1.147. ISSN 0084-6597.
  10. ↑ а б в Nittler L. (1997). Presolar oxide grains in meteorites. У Zinner E.K. & Bernatowicz T.J. (ред.). The Astrophysical Implications of the Laboratory Study of Presolar Materials. American Inst. of Physics. с. 59—82. doi:10.1063/1.53320. ISBN 978-1-56396-664-4.
  11. ↑ а б в Lodders K and Amari S (2005). Presolar grains from meteorites: Remnants from the early times of the solar system. Chemie der Erde - Geochemistry. 65 (2): 93—166. doi:10.1016/j.chemer.2005.01.001. ISSN 0009-2819.
  12. ↑ а б в г д е ж Zinner E. (21 November 2005). Presolar Grains. У Davis A.M. (ред.). Meteorites, Comets, and Planets: Treatise on Geochemistry, Second Edition. Т. 1. Elsevier. с. 17—39. ISBN 978-0-08-052535-8.
  13. ↑ Little-Marenin IR (1986). Carbon stars with silicate dust in their circumstellar shells. The Astrophysical Journal. 307: L15. doi:10.1086/184720. ISSN 0004-637X.
  14. ↑ а б Amari S., Hoppe P., Zinner E., and Lewis Roy S. (1995). Trace-element concentrations in single circumstellar silicon carbide grains from the Murchison meteorite. Meteoritics. 30 (6): 679—693. doi:10.1111/j.1945-5100.1995.tb01165.x. ISSN 0026-1114.
  15. ↑ а б Bernatowicz TJ та ін. (1996). Constraints on Stellar Grain Formation from Presolar Graphite in the Murchison Meteorite. The Astrophysical Journal. 472 (2): 760—782. doi:10.1086/178105. ISSN 0004-637X. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  16. ↑ Lodders K and Fegley B (1998). Presolar silicon carbide grains and their parent stars. Meteoritics & Planetary Science. 33 (4): 871—880. doi:10.1111/j.1945-5100.1998.tb01693.x. ISSN 1086-9379.
  17. ↑ Bernatowicz TJ, Akande OW, Croat TK, and Cowsik R (2005). Constraints on Grain Formation around Carbon Stars from Laboratory Studies of Presolar Graphite. The Astrophysical Journal. 631 (2): 988—1000. doi:10.1086/432599. ISSN 0004-637X.
  18. ↑ Kashiv Y., Davis A. M., Gallino R., Cai Z., Lai B., Sutton S. R., and Clayton R. N. (2010). Extinct 93Zr in single presolar SiC grains from low mass asymptotic giant branch stars and condensation from Zr-depleted gas. The Astrophysical Journal. 713 (1): 212—219. doi:10.1088/0004-637X/713/1/212. ISSN 0004-637X.
  19. ↑ а б Ming T and Anders E (1988). Interstellar silicon carbide - How much older than the solar system?. The Astrophysical Journal. 335: L31. doi:10.1086/185333. ISSN 0004-637X.
  20. ↑ Ott U and Begemann F (2000). Spallation recoil and age of presolar grains in meteorites. Meteoritics & Planetary Science. 35 (1): 53—63. doi:10.1111/j.1945-5100.2000.tb01973.x. ISSN 1086-9379.
  21. ↑ Tielens AGGM, Waters LBFM, and Bernatowicz TJ (2005). Origin and Evolution of Dust in Circumstellar and Interstellar Environments. Chondrites and the Protoplanetary Disk, ASP Conference Series, Vol. 341, Proceedings of a workshop held 8-11 November 2004 in Kaua'i, Hawai'i.
  22. ↑ Ott U, Altmaier M, Herpers U, Kuhnhenn J, Merchel S, Michel R, and Mohapatra RK (2005). Spallation recoil II: Xenon evidence for young SiC grains. Meteoritics & Planetary Science. 40 (11): 1635—1652. doi:10.1111/j.1945-5100.2005.tb00136.x. ISSN 1086-9379.
  23. ↑ Ott U, Heck PR, Gyngard F, Wieler R, Wrobel F, Amari S, and Zinner E (2013). He and Ne Ages of Large Presolar Silicon Carbide Grains: Solving the Recoil Problem. Publications of the Astronomical Society of Australia. 26 (03): 297—302. doi:10.1071/AS08039. ISSN 1323-3580.
  24. ↑ а б в г Huss GR and Lewis RS (1995). Presolar diamond, SiC, and graphite in primitive chondrites: Abundances as a function of meteorite class and petrologic type. Geochimica et Cosmochimica Acta. 59 (1): 115—160. doi:10.1016/0016-7037(94)00376-W. ISSN 0016-7037.
  25. ↑ а б Mendybaev RA, Beckett JR, Grossman L, Stolper E, Cooper RF, and Bradley JP (2002). Volatilization kinetics of silicon carbide in reducing gases: an experimental study with applications to the survival of presolar grains in the solar nebula. Geochimica et Cosmochimica Acta. 66 (4): 661—682. doi:10.1016/S0016-7037(01)00802-X. ISSN 0016-7037.
  26. ↑ а б Leitner J, Vollmer C, Hoppe P, and Zipfel J (2012). Characterization of presolar material in the CR chondrite Northwest Africa 852. The Astrophysical Journal. 745 (1): 38. doi:10.1088/0004-637X/745/1/38. ISSN 0004-637X.
  27. ↑ Floss C and Stadermann FJ (2012). Presolar silicate and oxide abundances and compositions in the ungrouped carbonaceous chondrite Adelaide and the K chondrite Kakangari: The effects of secondary processing. Meteoritics & Planetary Science. 47 (6): 992—1009. doi:10.1111/j.1945-5100.2012.01366.x. ISSN 1086-9379.
  28. ↑ Burbidge E. M., Burbidge G. R., Fowler W.A., and Hoyle F. (1957). Synthesis of the Elements in Stars. Reviews of Modern Physics. 29 (4): 547—650. doi:10.1103/RevModPhys.29.547. ISSN 0034-6861.
  29. ↑ Cameron A. G. W. (1957). Nuclear Reactions in Stars and Nucleogenesis. Publications of the Astronomical Society of the Pacific. 69: 201. doi:10.1086/127051. ISSN 0004-6280.
  30. ↑ Suess HE and Urey HC. (1956). Abundances of the Elements. Reviews of Modern Physics. 28 (1): 53—74. doi:10.1103/RevModPhys.28.53. ISSN 0034-6861.
  31. ↑ Cameron A.G.W. (1962). Formation of the solar nebula. Icarus. 1 (1-6): 339—342. doi:10.1016/0019-1035(62)90033-7. ISSN 0019-1035.
  32. ↑ Reynolds J. H. and Turner G. (1964). Rare gases in the chondrite Renazzo. Journal of Geophysical Research. 69 (15): 3263—3281. doi:10.1029/JZ069i015p03263. ISSN 0148-0227.
  33. ↑ Black D.C. and Pepin R.O. (1969). Trapped neon in meteorites — II. Earth and Planetary Science Letters. 6 (5): 395—405. doi:10.1016/0012-821X(69)90190-3. ISSN 0012-821X.
  34. ↑ Black DC. (1972). On the origins of trapped helium, neon and argon isotopic variations in meteorites—II. Carbonaceous meteorites. Geochimica et Cosmochimica Acta. 36 (3): 377—394. doi:10.1016/0016-7037(72)90029-4. ISSN 0016-7037.
  35. ↑ Clayton R. N., Grossman L., and Mayeda T. K. (1973). A Component of Primitive Nuclear Composition in Carbonaceous Meteorites. Science. 182 (4111): 485—488. doi:10.1126/science.182.4111.485. ISSN 0036-8075.
  36. ↑ Wasserburg G.J. (1987). Isotopic abundances: inferences on solar system and planetary evolution. Earth and Planetary Science Letters. 86 (2-4): 129—173. doi:10.1016/0012-821X(87)90219-6. ISSN 0012-821X.
  37. ↑ Clayton R. N., Hinton R. W., and Davis A. M. (1988). Isotopic Variations in the Rock-Forming Elements in Meteorites. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 325 (1587): 483—501. doi:10.1098/rsta.1988.0062. ISSN 1364-503X.
  38. ↑ Lewis RS, Anders E, Wright IP, Norris SJ, and Pillinger CT (1983). Isotopically anomalous nitrogen in primitive meteorites. Nature. 305 (5937): 767—771. doi:10.1038/305767a0. ISSN 0028-0836.
  39. ↑ Halbout J, Mayeda TK, and Clayton RN (1986). Carbon isotopes and light element abundances in carbonaceous chondrites. Earth and Planetary Science Letters. 80 (1-2): 1—18. doi:10.1016/0012-821X(86)90015-4. ISSN 0012-821X.
  40. ↑ а б в Anders E. and Zinner E. (1993). Interstellar Grains in Primitive Meteorites: Diamond, Silicon Carbide, and Graphite. Meteoritics. 28 (4): 490—514. doi:10.1111/j.1945-5100.1993.tb00274.x. ISSN 0026-1114.
  41. ↑ а б в Lewis R. S., Tang M., Wacker J. F., Anders E., and Steel E. (1987). Interstellar diamonds in meteorites. Nature. 326 (6109): 160—162. doi:10.1038/326160a0. ISSN 0028-0836.
  42. ↑ MARVIN UB (2001). Oral histories in meteoritics and planetary science: I. Edward Anders. Meteoritics & Planetary Science. 36 (S9): A255—A267. doi:10.1111/j.1945-5100.2001.tb01538.x. ISSN 1086-9379.
  43. ↑ а б в г Amari S, Lewis RS, and Anders E (1994). Interstellar grains in meteorites: I. Isolation of SiC, graphite and diamond; size distributions of SiC and graphite. Geochimica et Cosmochimica Acta. 58 (1): 459—470. doi:10.1016/0016-7037(94)90477-4. ISSN 0016-7037.
  44. ↑ Bernatowicz T, Fraundorf G, Ming T, Anders E, Wopenka B, Zinner E, and Fraundorf P (1987). Evidence for interstellar SiC in the Murray carbonaceous meteorite. Nature. 330 (6150): 728—730. doi:10.1038/330728a0. ISSN 0028-0836.
  45. ↑ а б в г Amari S., Anders E., Virag A., and Zinner E. (1990). Interstellar graphite in meteorites. Nature. 345 (6272): 238—240. doi:10.1038/345238a0. ISSN 0028-0836.
  46. ↑ а б в Nittler L.R. (2003). Presolar stardust in meteorites: recent advances and scientific frontiers. Earth and Planetary Science Letters. 209 (3-4): 259—273. doi:10.1016/S0012-821X(02)01153-6. ISSN 0012-821X.
  47. ↑ Hutcheon ID, Huss GR, Fahey AJ, and Wasserburg GJ (1994). Extreme Mg-26 and O-17 enrichments in an Orgueil corundum: Identification of a presolar oxide grain. The Astrophysical Journal. 425: L97. doi:10.1086/187319. ISSN 0004-637X.
  48. ↑ Choi B-G, Huss GR, and Wasserburg GJ. (1998). Presolar Corundum and Spinel in Ordinary Chondrites: Origins from AGB Stars and a Supernova. Science. 282 (5392): 1284—1289. doi:10.1126/science.282.5392.1284.
  49. ↑ Floss C, Stadermann FJ, and Bose M (2008). Circumstellar Fe Oxide from the Acfer 094 Carbonaceous Chondrite. The Astrophysical Journal. 672 (2): 1266—1271. doi:10.1086/523792. ISSN 0004-637X.
  50. ↑ а б Zinner E, Amari S, Guinness R, Nguyen A, Stadermann FJ, Walker RM, and Lewis RS. (2003). Presolar spinel grains from the Murray and Murchison carbonaceous chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 5083—5095. doi:10.1016/S0016-7037(03)00261-8. ISSN 0016-7037.
  51. ↑ Nittler LR, Alexander CMO’D, Gao X, Walker RM, and Zinner EK (1994). Interstellar oxide grains from the Tieschitz ordinary chondrite. Nature. 370 (6489): 443—446. doi:10.1038/370443a0. ISSN 0028-0836.
  52. ↑ Zega TJ та ін. (2014). A transmission electron microscopy study of presolar spinel. Geochimica et Cosmochimica Acta. 124: 152—169. doi:10.1016/j.gca.2013.09.010. ISSN 0016-7037. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  53. ↑ а б Messenger S. (2003). Samples of Stars Beyond the Solar System: Silicate Grains in Interplanetary Dust. Science. 300 (5616): 105—108. doi:10.1126/science.1080576. ISSN 0036-8075.
  54. ↑ Nagashima K, Krot AN, and Yurimoto H (2004). Stardust silicates from primitive meteorites. Nature. 428 (6986): 921—924. doi:10.1038/nature02510. ISSN 0028-0836.
  55. ↑ Nguyen AN and Zinner E (2004). Discovery of Ancient Silicate Stardust in a Meteorite. Science. 303 (5663): 1496—1499. doi:10.1126/science.1094389. ISSN 0036-8075.
  56. ↑ Yada T, Floss C, Stadermann FJ, Zinner E, Nakamura T, Noguchi T and Lea AS (2008). Stardust in Antarctic micrometeorites. Meteoritics & Planetary Science. 43 (8): 1287—1298. doi:10.1111/j.1945-5100.2008.tb00698.x. ISSN 1086-9379.
  57. ↑ Floss C and Haenecour P (2016). Presolar silicate grains: Abundances, isotopic and elemental compositions, and the effects of secondary processing. GEOCHEMICAL JOURNAL. 50 (1): 3—25. doi:10.2343/geochemj.2.0377. ISSN 0016-7002.
  58. ↑ а б Bernatowicz TJ, Amar S, Zinner EK, and Lewis RS. (1991). Interstellar grains within interstellar grains. The Astrophysical Journal. 373: L73. doi:10.1086/186054. ISSN 0004-637X.
  59. ↑ а б в Croat T.K., Bernatowicz T., Amari S., Messenger S., and Stadermann F.J. (2003). Structural, chemical, and isotopic microanalytical investigations of graphite from supernovae. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 4705—4725. doi:10.1016/S0016-7037(03)00463-0. ISSN 0016-7037.
  60. ↑ а б в г д CROAT TK, STADERMANN FJ, and BERNATOWICZ TJ (2008). Correlated isotopic and microstructural studies of turbostratic presolar graphites from the Murchison meteorite. Meteoritics & Planetary Science. 43 (9): 1497—1516. doi:10.1111/j.1945-5100.2008.tb01024.x. ISSN 1086-9379.
  61. ↑ а б в г д Jadhav M, Zinner E, Amari S, Maruoka T, Marhas KK, and Gallino R (2013). Multi-element isotopic analyses of presolar graphite grains from Orgueil. Geochimica et Cosmochimica Acta. 113: 193—224. doi:10.1016/j.gca.2013.01.018. ISSN 0016-7037.
  62. ↑ Bevan A, De Laeter J, and De Laeter JR (2002). Meteorites: A Journey Through Space and Time. UNSW Press. ISBN 978-0-86840-490-5.
  63. ↑ а б в Burbine, Thomas H. (15 December 2016). Asteroids: Astronomical and Geological Bodies. Cambridge University Press. ISBN 978-1-107-09684-4.
  64. ↑ а б в McSween H.Y. Jr and Huss G.R. (29 April 2010). Cosmochemistry. Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-48946-1.
  65. ↑ а б Krot AN, Keil K, Goodrich CA, Scott ERD and Weisberg MK (21 November 2005). classification of meteorites. У Davis A.M. (ред.). Meteorites, Comets, and Planets: Treatise on Geochemistry, Second Edition. Т. 1. Elsevier. с. 84—128. ISBN 978-0-08-052535-8.
  66. ↑ а б Lodders K. and Fegley B., Jr (9 November 2015). Chemistry of the Solar System. Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-601-5.
  67. ↑ Bose M, Floss C, Stadermann FJ, and Speck AK (2012). Circumstellar and interstellar material in the CO3 chondrite ALHA77307: An isotopic and elemental investigation. Geochimica et Cosmochimica Acta. 93: 77—101. doi:10.1016/j.gca.2012.06.027. ISSN 0016-7037.
  68. ↑ Zhao X, Floss C, Stadermann FJ, Lin Y, and Bose M (2013). The stardust investigation into the CR2 chondrite GRV 021710. The Astrophysical Journal. 769 (1): 49. doi:10.1088/0004-637X/769/1/49. ISSN 0004-637X.
  69. ↑ Busemann H, Nguyen AN та ін. (2009). Ultra-primitive interplanetary dust particles from the comet 26P/Grigg–Skjellerup dust stream collection. Earth and Planetary Science Letters. 288 (1-2): 44—57. doi:10.1016/j.epsl.2009.09.007. ISSN 0012-821X. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  70. ↑ Stadermann FJ, Floss C, and Wopenka B (2006). Circumstellar aluminum oxide and silicon carbide in interplanetary dust particles. Geochimica et Cosmochimica Acta. 70 (24): 6168—6179. doi:10.1016/j.gca.2006.08.025. ISSN 0016-7037.
  71. ↑ Messenger S, Joswiak D, Ito M, Matrajt G, and Brownlee DE (2009). Discovery of presolar SiC from Comet WILD-2. In: 40th Lunar and Planetary Science Conference, (Lunar and Planetary Science XL), held March 23-27, 2009 in The Woodlands, Texas, id.1790.
  72. ↑ McKeegan KD, Aleon J, Bradley J. та ін. (2006). Isotopic Compositions of Cometary Matter Returned by Stardust. Science. 314 (5806): 1724—1728. doi:10.1126/science.1135992. ISSN 0036-8075. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  73. ↑ а б в Hoppe P. and Ott U. (1997). Mainstream silicon carbide grains from meteorites. У Zinner E.K. & Bernatowicz T.J. (ред.). The Astrophysical Implications of the Laboratory Study of Presolar Materials. American Inst. of Physics. с. 27—58. doi:10.1063/1.53314. ISBN 978-1-56396-664-4.
  74. ↑ Huss GR, Hutcheon ID, and Wasserburg GJ (1997). Isotopic systematics of presolar silicon carbide from the Orgueil (CI) chondrite: Implications for solar system formation and stellar nucleosynthesis. Geochimica et Cosmochimica Acta. 61 (23): 5117—5148. doi:10.1016/S0016-7037(97)00299-8. ISSN 0016-7037.
  75. ↑ Russell SS, Ott U, Alexander CMO’D, Zinner EK, Arden JW, and Pillinger CT (1997). Presolar silicon carbide from the Indarch (EH4) meteorite: Comparison with silicon carbide populations from other meteorite classes. Meteoritics & Planetary Science. 32 (5): 719—732. doi:10.1111/j.1945-5100.1997.tb01557.x. ISSN 1086-9379.
  76. ↑ а б в г д е Hynes KM (2010). Microanalytical Investigations of Presolar SiC Grains as Probes of Condensation Conditions in Astrophysical Environments (Ph.D. Dissertation). Washington University. с. 422. doi:10.7936/K7BZ6455.
  77. ↑ Speck A. K., Barlow M. J. and Skinner C. J. (1997). The nature of the silicon carbide in carbon star outflows. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 288 (2): 431—456. doi:10.1093/mnras/288.2.431. ISSN 0035-8711.
  78. ↑ а б Speck AK, Hofmeister AM, and Barlow MJ (1999). The S[CLC]i[/CLC]C Problem: Astronomical and Meteoritic Evidence. The Astrophysical Journal. 513 (1): L87—L90. doi:10.1086/311891. ISSN 0004-637X.
  79. ↑ а б в Daulton TL , Bernatowicz TJ , Lewis RS , Messenger S , Stadermann FJ , Amari S . (2002). Polytype Distribution in Circumstellar Silicon Carbide. Science. 296 (5574): 1852—1855. doi:10.1126/science.1071136. ISSN 0036-8075.
  80. ↑ а б Daulton T.L., Bernatowicz T.J., Lewis R.S., Messenger S., Stadermann F.J. and Amari S. (2003). Polytype distribution of circumstellar silicon carbide. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 4743—4767. doi:10.1016/S0016-7037(03)00272-2. ISSN 0016-7037.
  81. ↑ Alexander C. M. O'D., Swan P., and Walker R. M. (1990). In situ measurement of interstellar silicon carbide in two CM chondrite meteorites. Nature. 348 (6303): 715—717. doi:10.1038/348715a0. ISSN 0028-0836.
  82. ↑ Stroud R. M. and Bernatowicz T. J. (2005). Surface and internal structure of pristine presolar silicon carbide . Lunar and Planetary Science XXXVI, Abstract #2010. Lunar and Planetary Institute, Houston.
  83. ↑ а б в Hoppe P, Strebel R, Eberhardt P, Amari S, and Lewis RS (2000). Isotopic properties of silicon carbide X grains from the Murchison meteorite in the size range 0.5-1.5 μm. Meteoritics & Planetary Science. 35 (6): 1157—1176. doi:10.1111/j.1945-5100.2000.tb01505.x. ISSN 1086-9379.
  84. ↑ а б Hynes KM and Gyngard F (2009). The Presolar Grain Database: http://presolar.wustl.edu/~pgd. 40th Lunar and Planetary Science Conference XL, March 23-27, 2009 The Woodlands, Texas, id.1198.
  85. ↑ а б Iben I. and Renzini A. (1983). Asymptotic Giant Branch Evolution and Beyond. Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 21 (1): 271—342. doi:10.1146/annurev.aa.21.090183.001415. ISSN 0066-4146.
  86. ↑ а б в г д Zinner E., Amari S., Guinness R., Jennings C., Mertz AF, Nguyen AN, Gallino R, Hoppe P, Lugaro M, Nittler LR, and Lewis RS (2007). NanoSIMS isotopic analysis of small presolar grains: Search for Si3N4 grains from AGB stars and Al and Ti isotopic compositions of rare presolar SiC grains. Geochimica et Cosmochimica Acta. 71 (19): 4786—4813. doi:10.1016/j.gca.2007.07.012. ISSN 0016-7037.
  87. ↑ Lodders K. (2003). Solar System Abundances and Condensation Temperatures of the Elements. The Astrophysical Journal. 591 (2): 1220—1247. doi:10.1086/375492. ISSN 0004-637X.
  88. ↑ а б Amari S, Hoppe P, Zinner E, and Lewis RS. (1992). Interstellar SiC with unusual isotopic compositions - Grains from a supernova?. The Astrophysical Journal. 394: L43. doi:10.1086/186468. ISSN 0004-637X.
  89. ↑ а б в Lin Y, Amari S, and Pravdivtseva O (2002). Presolar Grains from the Qingzhen (EH3) Meteorite. The Astrophysical Journal. 575 (1): 257—263. doi:10.1086/341218. ISSN 0004-637X.
  90. ↑ а б Besmehn A and Hoppe P (2003). A NanoSIMS study of Si- and Ca-Ti-isotopic compositions of presolar silicon carbide grains from supernovae. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 4693—4703. doi:10.1016/S0016-7037(03)00239-4. ISSN 0016-7037.
  91. ↑ а б Hoppe P., Strebel R., Eberhardt P., Amari S., and Lewis R. S. (1996). Type II Supernova Matter in a Silicon Carbide Grain from the Murchison Meteorite. Science. 272 (5266): 1314—1316. doi:10.1126/science.272.5266.1314. ISSN 0036-8075.
  92. ↑ а б в Nittler LR, Amari S, Zinner E, Woosley SE, and Lewis RS (1996). Extinct 44Ti in Presolar Graphite and SiC: Proof of a Supernova Origin. The Astrophysical Journal. 462 (1): L31—L34. doi:10.1088/1538-4357/462/1/L31. ISSN 0004-637X.
  93. ↑ Zinner E. (2005). New results of presolar-grain studies and constraints on nucleosynthesis and stellar evolution. Nuclear Physics A. 758: 619—626. doi:10.1016/j.nuclphysa.2005.05.112. ISSN 0375-9474.
  94. ↑ Virag A, Zinner E, Amari S, and Anders E (1991). An ion microprobe study of corundum in the Murchison meteorite: Implications for 26A1 and 16O in the early solar system. Geochimica et Cosmochimica Acta. 55 (7): 2045—2062. doi:10.1016/0016-7037(91)90041-3. ISSN 0016-7037.
  95. ↑ а б в Hynes KM, Croat TK, Amari S, Mertz AF, and Bernatowicz TJ (2010). Structural and isotopic microanalysis of presolar SiC from supernovae. Meteoritics & Planetary Science. 45 (4): 596—614. doi:10.1111/j.1945-5100.2010.01045.x. ISSN 1086-9379.
  96. ↑ Timmes FX and Clayton DD (1996). Galactic Evolution of Silicon Isotopes: Application to Presolar SiC Grains from Meteorites. The Astrophysical Journal. 472 (2): 723—741. doi:10.1086/178102. ISSN 0004-637X.
  97. ↑ Stroud RM, Nittler LR, and Hoppe P (2004). Microstructures and Isotopic Compositions of Two SiC X Grains. In: Meteoritics & Planetary Science, vol. 39, Supplement. Proceedings of the 67th Annual Meeting of the Meteoritical Society, August 2-6, 2004, Rio de Janeiro, Brazil, abstract no.5039.
  98. ↑ Amari S. та ін. (2001). Presolar SiC Grains of Type Y: Origin from Low‐Metallicity Asymptotic Giant Branch Stars. The Astrophysical Journal. 546 (1): 248—266. doi:10.1086/318230. ISSN 0004-637X. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  99. ↑ а б Nittler L.R. and Alexander C.M.O.D. (2003). Automated isotopic measurements of micron-sized dust: application to meteoritic presolar silicon carbide. Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (24): 4961—4980. doi:10.1016/S0016-7037(03)00485-X. ISSN 0016-7037.
  100. ↑ Amari S, Zinner E, and Lewis RS (1999). A singular presolar SiC grain with extreme 29Si and 30Si excesses. The Astrophysical Journal. 517 (1): L59—L62. doi:10.1086/312013. ISSN 0004-637X.
  101. ↑ Croat T. K. and Stadermann F.J. (2008). Extreme Si-29 and Si-30 Enrichments Found in Rare Murchison SiC-containing Graphites. In: 39th Lunar and Planetary Science Conference, (Lunar and Planetary Science XXXIX), held March 10-14, 2008 in League City, Texas. LPI Contribution No. 1391., p.1739.
  102. ↑ а б в Croat TK, Stadermann FJ, Bernatowicz TJ (2010). Unusual 29,30Si-rich SiCs of massive star origin found within graphite from the Murchison meteorite. The Astronomical Journal. 139 (6): 2159—2169. doi:10.1088/0004-6256/139/6/2159. ISSN 0004-6256.
  103. ↑ Zinner E, Gyngard F, and Nittler LR (2010). Automated C and Si Isotopic Analysis of Presolar SiC Grains from the Indarch Enstatite Chondrite. In: 41st Lunar and Planetary Science Conference, held March 1-5, 2010 in The Woodlands, Texas. LPI Contribution No. 1533, p.1359.
  104. ↑ а б Gyngard F, Nittler LR, and Zinner E (2010). Presolar SiC Grains of Type C. In: 73rd Annual Meeting of the Meteoritical Society, held July 26-30, 2010 in New York, New York. Published in Meteoritics and Planetary Science Supplement, id.5242.
  105. ↑ а б Hoppe P, Fujiya W, and Zinner E (2012). Sulfur molecule chemistry in supernova ejecta recorded by silicon carbide stardust. The Astrophysical Journal. 745 (2): L26. doi:10.1088/2041-8205/745/2/L26. ISSN 2041-8205.
  106. ↑ а б в Amari S, Lewis RS, and Anders E (1995). Interstellar grains in meteorites: III. Graphite and its noble gases. Geochimica et Cosmochimica Acta. 59 (7): 1411—1426. doi:10.1016/0016-7037(95)00053-3. ISSN 0016-7037.
  107. ↑ а б Xu Y, Lin Y, Zhang J, and Hao J (2016). THE FIRST DISCOVERY OF PRESOLAR GRAPHITE GRAINS FROM THE HIGHLY REDUCING QINGZHEN (EH3) METEORITE. The Astrophysical Journal. 825 (2): 111. doi:10.3847/0004-637X/825/2/111. ISSN 1538-4357.{{cite journal}}: Обслуговування CS1: Сторінки із непозначеним DOI з безкоштовним доступом (посилання)
  108. ↑ Gao, X.; Alexander, C.; Swan, P.; and Walker, R. (1994). Interstellar Graphite in Tieschitz. In: Abstracts of the 25th Lunar and Planetary Science Conference, held in Houston, TX, 14-18 March 1994., p.401.
  109. ↑ а б Amari S, Zinner E, and Gallino R (2014). Presolar graphite from the Murchison meteorite: An isotopic study. Geochimica et Cosmochimica Acta. 133: 479—522. doi:10.1016/j.gca.2014.01.006. ISSN 0016-7037.
  110. ↑ а б в Zinner E, Amari S, Wopenka B, and Lewis RS (1995). Interstellar graphite in meteorites: Isotopic compositions and structural properties of single graphite grains from Murchison. Meteoritics. 30 (2): 209—226. doi:10.1111/j.1945-5100.1995.tb01115.x. ISSN 0026-1114.
  111. ↑ а б в г Hoppe P., Amari S., Zinner E., and Lewis R.S. (1995). Isotopic compositions of C, N, O, Mg, and Si, trace element abundances, and morphologies of single circumstellar graphite grains in four density fractions from the Murchison meteorite. Geochimica et Cosmochimica Acta. 59 (19): 4029—4056. doi:10.1016/0016-7037(95)00280-D. ISSN 0016-7037.
  112. ↑ Jadhav M, Amari S, Zinner E, and Maruoka T (2006). Isotopic analysis of presolar graphite grains from Orgueil. New Astronomy Reviews. 50 (7-8): 591—595. doi:10.1016/j.newar.2006.06.004. ISSN 1387-6473.
  113. ↑ а б Jadhav M, Amari S, Marhas KK, Zinner E, Maruoka T, and Gallino R (2008). New Stellar Sources for High‐Density, Presolar Graphite Grains. The Astrophysical Journal. 682 (2): 1479—1485. doi:10.1086/589139. ISSN 0004-637X.
  114. ↑ а б Wopenka B, Xu YC, Zinner E, and Amari S. (2013). Murchison presolar carbon grains of different density fractions: A Raman spectroscopic perspective. Geochimica et Cosmochimica Acta. 106: 463—489. doi:10.1016/j.gca.2012.12.022. ISSN 0016-7037.
  115. ↑ а б в г Croat TK, Stadermann FJ, and Bernatowicz TJ. (2005). Presolar Graphite from AGB Stars: Microstructure and s‐Process Enrichment. The Astrophysical Journal. 631 (2): 976—987. doi:10.1086/432598. ISSN 0004-637X.
  116. ↑ а б в Croat T. K. , Stadermann F.J., Zinner, E and Bernatowicz T. J. (2004). Coordinated isotopic and TEM studies of presolar graphites from Murchison. 35th Lunar and Planetary Science Conference, March 15-19, 2004, League City, Texas, abstract no.1353.
  117. ↑ Frenklach M., Carmer C. S. and Feigelson E. D. (1989). Silicon carbide and the origin of interstellar carbon grains. Nature. 339 (6221): 196—198. doi:10.1038/339196a0. ISSN 0028-0836.
  118. ↑ Messenger S, Amari S, Gao X, Walker RM, Clemett SJ, Chillier XDF, Zare RN, and Lewis RS (1998). Indigenous Polycyclic Aromatic Hydrocarbons in Circumstellar Graphite Grains from Primitive Meteorites. The Astrophysical Journal. 502 (1): 284—295. doi:10.1086/305874. ISSN 0004-637X.
  119. ↑ а б в Stadermann F.J., Croat T.K., Bernatowicz T.J., Amari S., Messenger S., Walker R.M. and Zinner E. (2005). Supernova graphite in the NanoSIMS: Carbon, oxygen and titanium isotopic compositions of a spherule and its TiC sub-components. Geochimica et Cosmochimica Acta. 69 (1): 177—188. doi:10.1016/j.gca.2004.06.017. ISSN 0016-7037.
  120. ↑ а б Groopman E and Nittler LR (2018). Correlated XANES, TEM, and NanoSIMS of presolar graphite grains. Geochimica et Cosmochimica Acta. 221: 219—236. doi:10.1016/j.gca.2017.02.011. ISSN 0016-7037.
  121. ↑ а б в Croat TK, Berg T, Bernatowicz T, Groopman E, and Jadhav M (2013). Refractory metal nuggets within presolar graphite: First condensates from a circumstellar environment. Meteoritics & Planetary Science. 48 (4): 686—699. doi:10.1111/maps.12093. ISSN 1086-9379.
  122. ↑ Amari S., Hoppe P., Zinner E., and Lewis R.S. (1993). The isotopic compositions and stellar sources of meteoritic graphite grains. Nature. 365 (6449): 806—809. doi:10.1038/365806a0. ISSN 0028-0836.
  123. ↑ Travaglio C., Gallino R., Amari S., Zinner E., Woosley S., and Lewis R.S. (1999). Low‐Density Graphite Grains and Mixing in Type II Supernovae. The Astrophysical Journal. 510 (1): 325—354. doi:10.1086/306551. ISSN 0004-637X.
  124. ↑ Amari S. (2006). Presolar graphite from the Murchison meteorite: Neon revisited. New Astronomy Reviews. 50 (7-8): 578—581. doi:10.1016/j.newar.2006.06.008. ISSN 1387-6473.
  125. ↑ Amari S (2003). Presolar Graphite: Noble Gases and their Origins. Publications of the Astronomical Society of Australia. 20 (04): 378—381. doi:10.1071/AS03044. ISSN 1323-3580.
  126. ↑ Amari S (2009). Sodium-22 from supernovae: A meteorite connection. The Astrophysical Journal. 690 (2): 1424—1431. doi:10.1088/0004-637X/690/2/1424. ISSN 0004-637X.
  127. ↑ а б в Nittler Larry R. (2003). Presolar stardust in meteorites: recent advances and scientific frontiers. Earth and Planetary Science Letters. 209 (3-4): 259—273. doi:10.1016/S0012-821X(02)01153-6. ISSN 0012-821X.
  128. ↑ а б Amari S, Gao X, Nittler LR, Zinner E, Jose J, Hernanz M, and Lewis RS (2001). Presolar Grains from Novae. The Astrophysical Journal. 551 (2): 1065—1072. doi:10.1086/320235. ISSN 0004-637X.
  129. ↑ Nittler L. та ін. (1995). Silicon Nitride from Supernovae. The Astrophysical Journal. 453 (1). doi:10.1086/309743. ISSN 0004-637X. {{cite journal}}: Явне використання «та ін.» у: |author= (довідка)
  130. ↑ Alexander CMO'D, Swan P, and Prombo CA (1994). Occurrence and implications of silicon nitride in enstatite chondrites. Meteoritics. 29 (1): 79—85. doi:10.1111/j.1945-5100.1994.tb00656.x. ISSN 0026-1114.
  131. ↑ Russell, S. S., Lee, M. R., Arden, J. W., and Pillinger, C. T (1995). The isotopic composition and origins of silicon nitride from ordinary and enstatite chondrites. Meteoritics. 30 (4): 399—404. doi:10.1111/j.1945-5100.1995.tb01143.x. ISSN 0026-1114.
  132. ↑ а б Lin Y, Gyngard F, and Zinner E (2010). ISOTOPIC ANALYSIS OF SUPERNOVA SiC AND Si3N4GRAINS FROM THE QINGZHEN (EH3) CHONDRITE. The Astrophysical Journal. 709 (2): 1157—1173. doi:10.1088/0004-637X/709/2/1157. ISSN 0004-637X.
  133. ↑ Amari, S, Jennings C, Nguyen A, Stadermann FJ, Zinner E, and Lewis RS (2002). NanoSIMS Isotopic Analysis of Small Presolar SiC Grains from the Murchison and Indarch Meteorites. In: 33rd Annual Lunar and Planetary Science Conference, March 11-15, 2002, Houston, Texas, abstract no.1205.
  134. ↑ Choi B-G, Wasserburg GJ, and Huss GR (1999). Circumstellar Hibonite and Corundum and Nucleosynthesis in Asymptotic Giant Branch Stars. The Astrophysical Journal. 522 (2): L133—L136. doi:10.1086/312239. ISSN 0004-637X.
  135. ↑ Huss GR, Fahey AJ, Gallino R, and Wasserburg GJ (1994). Oxygen isotopes in circumstellar Al203 grains from meteorites and stellar nucleosynthesis. The Astrophysical Journal. 430: L81. doi:10.1086/187443. ISSN 0004-637X.
  136. ↑ Nittler L. R. and Cowsik R. (1997). Galactic Age Estimates from O-rich Stardust in Meteorites. Physical Review Letters. 78 (2): 175—178. doi:10.1103/PhysRevLett.78.175. ISSN 0031-9007.
  137. ↑ Alexander CMO’D. and Nittler LR. (1999). The Galactic Evolution of Si, Ti, and O Isotopic Ratios. The Astrophysical Journal. 519 (1): 222—235. doi:10.1086/307340. ISSN 0004-637X.
  138. ↑ Bradley JP (1994). Chemically Anomalous, Preaccretionally Irradiated Grains in Interplanetary Dust from Comets. Science. 265 (5174): 925—929. doi:10.1126/science.265.5174.925. ISSN 0036-8075.
  139. ↑ а б Daulton T.L., Eisenhour D.D., Bernatowicz T.J., Lewis R.S. and Buseck P.R. (1996). Genesis of presolar diamonds: Comparative high-resolution transmission electron microscopy study of meteoritic and terrestrial nano-diamonds. Geochimica et Cosmochimica Acta. 60 (23): 4853—4872. doi:10.1016/S0016-7037(96)00223-2. ISSN 0016-7037.
  140. ↑ а б в Daulton T.L. (2006). Extraterrestrial Nanodiamonds in the Cosmos. У Shenderova OA and Gruen DM (ред.). Ultrananocrystalline Diamond: Synthesis, Properties, and Applications. Materials Science and Process Technology. William Andrew. с. 23—78. ISBN 978-0-8155-1942-3.
  141. ↑ а б в Daulton TL (2005). Nanodiamonds in the Cosmos. Microstructural and Trapped Element Isotopic Data. У Gruen DM, Shenderova OA, and Vul' AY (ред.). Synthesis, Properties and Applications of Ultrananocrystalline Diamond. Springer. с. 49—62. ISBN 978-1-4020-3322-3.
  142. ↑ а б Lewis RS, Anders E, and Draine BT. (1989). Properties, detectability and origin of interstellar diamonds in meteorites. Nature. 339 (6220): 117—121. doi:10.1038/339117a0. ISSN 0028-0836.
  143. ↑ а б в Russell SS, Arden JW, and Pillinger CT (1996). A carbon and nitrogen isotope study of diamond from primitive chondrites. Meteoritics & Planetary Science. 31 (3): 343—355. doi:10.1111/j.1945-5100.1996.tb02071.x. ISSN 1086-9379.
  144. ↑ Virag A., Zinner E., Lewis R. S., and Tang M. (1989). Isotopic compositions of H, C, and N in Cδ diamonds from the Allende and Murray carbonaceous chondrites (abstract). Lunar and Planetary Science XX: 1158–1159.
  145. ↑ а б Dai Z. R., Bradley J. P., Joswiak D. J., Brownlee D. E., Hill H. G. M., and Genge M. J. (2002). Possible in situ formation of meteoritic nanodiamonds in the early Solar System. Nature. 418 (6894): 157—159. doi:10.1038/nature00897. ISSN 0028-0836.
  146. ↑ Owen T, Mahaffy PR, Niemann HB, Atreya S, and Wong M (2001). Protosolar Nitrogen. The Astrophysical Journal. 553 (1): L77—L79. doi:10.1086/320501. ISSN 0004-637X.
  147. ↑ Haggerty S. E. (1999). A Diamond Trilogy: Superplumes, Supercontinents, and Supernovae. Science. 285 (5429): 851—860. doi:10.1126/science.285.5429.851. ISSN 0036-8075.
  148. ↑ Tielens A. G. G. M., Seab C. G., Hollenbach D. J., and McKee Christopher F. (1987). Shock processing of interstellar dust - Diamonds in the sky. The Astrophysical Journal. 319: L109. doi:10.1086/184964. ISSN 0004-637X.
  149. ↑ Ozima M. and Mochizuki K. (1993). Origin of Nanodiamonds in Primitive Chondrites: (1) Theory. Meteoritics. 28 (3): 148 url=http://adsabs.harvard.edu/abs/1993Metic..28..416O.
  150. ↑ Nuth JA and Allen JE (1992). Supernovae as sources of interstellar diamonds. Astrophysics and Space Science. 196 (1): 117—123. doi:10.1007/BF00645245. ISSN 0004-640X.
  151. ↑ а б Clayton DD, Meyer BS, Sanderson CI, Russell SS, and Pillinger CT. (1995). Carbon and Nitrogen Isotopes in Type II Supernova Diamonds. The Astrophysical Journal. 447: 894. doi:10.1086/175927. ISSN 0004-637X.
  152. ↑ Saslaw WC and Gaustad JE. (1969). Interstellar Dust and Diamonds. Nature. 221 (5176): 160—162. doi:10.1038/221160b0. ISSN 0028-0836.
  153. ↑ Hoyle F. and Wickramasinghe N. C. (1970). Dust in Supernova Explosions. Nature. 226 (5240): 62—63. doi:10.1038/226062a0. ISSN 0028-0836.
  154. ↑ Clayton D. D. (1975). Extinct radioactivities - Trapped residuals of presolar grains. The Astrophysical Journal. 199: 765. doi:10.1086/153750. ISSN 0004-637X.
  155. ↑ Clayton D.D. (1975). 22Na, Ne–E, extinct radioactive anomalies and unsupported 40Ar. Nature. 257 (5521): 36—37. doi:10.1038/257036b0. ISSN 0028-0836.
  156. ↑ Clayton DD and Ramadurai S. (1977). On presolar meteoritic sulphides. Nature. 265 (5593): 427—428. doi:10.1038/265427a0. ISSN 0028-0836.
  157. ↑ Clayton D.D. (1978). Precondensed matter: Key to the early solar system. The Moon and the Planets. 19 (2): 109—137. doi:10.1007/BF00896983. ISSN 0165-0807.
  158. ↑ Donald D. Clayton (10 November 2009). Catch a Falling Star: A Life Discovering Our Universe. iUniverse. ISBN 978-1-4401-6104-9.
  159. ↑ McCray R (1993). Supernova 1987A Revisited. Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 31 (1): 175—216. doi:10.1146/annurev.aa.31.090193.001135. ISSN 0066-4146.
  160. ↑ Wooden D. H., Rank D. M., Bregman J. D., Witteborn F. C., Tielens A. G. G. M., Cohen M., Pinto P. A., and Axelrod T. S. (1993). Airborne spectrophotometry of SN 1987A from 1.7 to 12.6 microns - Time history of the dust continuum and line emission. The Astrophysical Journal Supplement Series. 88: 477. doi:10.1086/191830. ISSN 0067-0049.
  161. ↑ а б Hoppe P (8 December 2017). Stardust from Supernovae and Its Isotopes. У Alsabti AW and Murdin P (ред.). Handbook of Supernovae. Springer International Publishing. doi:10.1007/978-3-319-20794-0_113-1. ISBN 978-3-319-21845-8.
  162. ↑ а б Amari S. and Zinner E. (1997). Supernova Grains from Meteorites. У Zinner E.K. & Bernatowicz T.J. (ред.). The Astrophysical Implications of the Laboratory Study of Presolar Materials. American Inst. of Physics. с. 287—305. doi:10.1063/1.53330. ISBN 978-1-56396-664-4.
  163. ↑ Iliadis C (13 April 2015). Nuclear Physics of Stars. Wiley. ISBN 978-3-527-33651-7.
  164. ↑ а б Jose J. (2016). Stellar Explosions: Hydrodynamics and Nucleosynthesis. Series in Astronomy and Astrophysics. CRC Press. с. 452. ISBN 978-1-4398-5308-5.
  165. ↑ Jose J and Hernanz M (2007). Nucleosynthesis in classical nova explosions. Journal of Physics G: Nuclear and Particle Physics. 34 (12): R431—R458. doi:10.1088/0954-3899/34/12/R01. ISSN 0954-3899.
  166. ↑ Jose J (2017). Nucleosynthesis in Novae. In: Proceedings of the 14th International Symposium on Nuclei in the Cosmos (NIC2016). doi:10.7566/JPSCP.14.010501.
  167. ↑ Gehrz RD, Truran JW, Williams RE, and Starrfield S. (1998). Nucleosynthesis in Classical Novae and Its Contribution to the Interstellar Medium. Publications of the Astronomical Society of the Pacific. 110 (743): 3—26. doi:10.1086/316107. ISSN 0004-6280.
  168. ↑ Jose J and Hernanz M (2007). The origin of presolar nova grains. Meteoritics & Planetary Science. 42 (7-8): 1135—1143. doi:10.1111/j.1945-5100.2007.tb00565.x. ISSN 1086-9379.
  169. ↑ Sharp C.M. and Wasserburg G.J. (1995). Molecular equilibria and condensation temperatures in carbon-rich gases. Geochimica et Cosmochimica Acta. 59 (8): 1633—1652. doi:10.1016/0016-7037(95)00069-C. ISSN 0016-7037.
  170. ↑ а б Lodders K. and Fegley B. (1995). The origin of circumstellar silicon carbide grains found in meteorites. Meteoritics. 30 (6): 661—678. doi:10.1111/j.1945-5100.1995.tb01164.x. ISSN 0026-1114.
  171. ↑ Harris MJ and Lambert D.L. (1984). Oxygen isotopic abundances in the atmospheres of seven red giant stars. The Astrophysical Journal. 285: 674. doi:10.1086/162544. ISSN 0004-637X.
  172. ↑ Smith V.V. and Lambert DL. (1990). The chemical composition of red giants. III - Further CNO isotopic and s-process abundances in thermally pulsing asymptotic giant branch stars. The Astrophysical Journal Supplement Series. 72: 387. doi:10.1086/191421. ISSN 0067-0049.
  173. ↑ Gilman R.C. (1969). On the Composition of Circumstellar Grains. The Astrophysical Journal. 155: L185. doi:10.1086/180332. ISSN 0004-637X.
  174. ↑ Treffers R. and Cohen M. (1974). High-resolution spectra of cool stars in the 10- and 20-micron regions. The Astrophysical Journal. 188: 545. doi:10.1086/152746. ISSN 0004-637X.
  175. ↑ Speck AK, Barlow MJ, Sylvester RJ, and Hofmeister AM (2000). Dust features in the 10-μm infrared spectra of oxygen-rich evolved stars. Astronomy and Astrophysics Supplement Series. 146 (3): 437—464. doi:10.1051/aas:2000274. ISSN 0365-0138.
Отримано з https://uk.wikipedia.org/w/index.php?title=Досонячні_зерна&oldid=22127212