Досонячні зерна

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 , з якого близько 4,6 млрд. років тому сформувалась Сонячна система. 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, де перебували ~4,5 млрд. років; розділення тіла; входження в атмосферу Землі.

Досонячне зерно карбіду силіцію (SiC) Х типу. Зображення отримане за допомогою СЕМ після NanoSIMS аналізу.

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, гравітаційний колапс якої поклав початок формуванню Сонця та планет. Тому ДСЗ із «примітивних» (первинних) метеоритів, які сьогодні вивчаються в лабораторії, є старішими від Сонячної системи.

Сьогодні ДСЗ ідентифікуються, як незначні чи домішкові складові в зразках астероїдів та комет, зібраних на Землі у вигляді метеоритів та міжпланетних пилових частинок. Досонячні зерна ідентифікуються на основі притаманних їм аномальних ізотопних складових, які істотно різняться від таких же у всіх інших матеріалах Сонячної системи і є типовими для атмосфер їхніх батьківських зір на даному етапі еволюції.

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. Крім того, оскільки ДСЗ повинні були проходити через міжзоряне середовище перш ніж бути включеними в сонячну туманність, вони можуть слугувати для вивчення фізичної та хімічної обробки зерен в міжзоряному середовищі .

Ізоляція в 1987 р. перших досонячних зерен ознаменувала собою появу нової галузі лабораторної астрофізики. Ізотопні, елементні та структурні вимірювання досонячних зерен дозволяють отримати нові знання про хімічні та ізотопні складові одиничних зір з тією точністю, яка не досяжна для астрономічних спостережень.

«Зоряний пил» та «міжзоряні зерна»

Термін «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») та «міжзоряні зерна» (англ. «interstellar grains») .

«Зоряний пил» є більш коректним терміном, 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.

«Міжзоряними зернами» називаються зерна, утворені в міжзоряному середовищі і які не мають прямого зв’язку з конкретною зорею. 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 середовищі внаслідок ударних хвиль від наднових чи інтенсивної космічної радіації. 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.

Поширеність різних елементів, залежно від їх хімічних властивостей (здатність формувати молекули, конденсуватись в тверді тіла) коливається в різних областях Сонячної системи. Однак за умови повної гомогенізації сонячного матеріалу під час формування Сонячної системи, частка будь-якого елемента, сформована кожним із його стабільних ізотопів, буде однаковою в кожному закутку Сонячної системи. Причиною цього є те, що фізичні процеси та хімічні реакції, які спричинились до появи матеріалу в Сонячній системі, відбувались за температур кількох тисяч градусів К і тому могли змінити ізотопний склад елементу лише на рівні кількох тисячних доль. Коливання ж в поширеності елементів, значно більші від сонячних, можливі лиште тоді, коли матеірал з самого початку мав аномальний ізотопний вміст. Відмінною рисою досонячних зерен зоряного пилу є їх аномальні ізотопні складові у порівнянні з іншими вивченими матеріалами Сонячної системи. Ізотопні складові ДСЗ характеризуються величезними аномаліями, аж до чотирьох порядків величини – значно більше, аніж якби їх причиною були процеси хімічного чи фізичного фракціонування в протосонячній туманності . Оскільки великі коливання ізотопного вмісту ДСЗ не могли утворитись протягом формування сонячної системи, то найбільш вірогідним поясненням їх аномально ізотопного складу можуть бути ядерні реакції в зорях, які відбуваються при температурах в мільйони градусів К і змінюють структуру (число нейтронів) атомного ядра, що робить одиничні ДСЗ уцілілими зразками тих одиничних зір, в яких вони були сформовані. Звідси і їх назва «досонячні зерна». Після того, як ДСЗ були викинуті в міжзоряне середовище, вони були включені в протосонячну туманність і пережили руйнівні процеси формування сонячної системи, не будучи зруйнованими, як складові метеоритів. Існуючи в незмінній формі до появи сонячної системи, ДСЗ зберегли їх індивідуальні ознаки та ізотопний вміст включно до того часу, коли опинились в лабораторії, несучи свідчення про батьківську зорю, її еволюцію, нуклеосинтез та останні миті існування.

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 . 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. Відтак, ДСЗ, які вивчаються в лабораторії, є твердими зразками минулих генерацій одиничних зір, які вже припинили своє існування.

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:

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. Відтак, такі зерна надають цінну інформацію про процеси, що відбуваються в наднових.

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. Вивчення зовнішньої морфології ДСЗ, їх субзерен і поширеності включених домішкових елементів дозволяють отримати інформацію про хімічні та фізичні властивості зоряних атмосфер .

Склад батьківської зорі досонячного зерна обумовлений як первинним вмістом зорі, так і нуклеосинтезом, що відбувається в самій зорі. Первинний вміст зорі визначається віком зорі і місцем, де вона була народжена та може бути передбачений на основі розрахунків хімічної еволюції галактики, які моделюють неперервну рециркуляцію матерії: від міжзоряного середовища в новонароджені зорі, в яких матерія обробляється і трансформується через нуклеосинтез і із зір назад в міжзоряне середовище. Однак не всі елементи модифікуються нуклеосинтезом в батьківській зорі ДСЗ, тому вважається, що вміст таких елементів в ДСЗ відображає первинний вміст батьківської зорі та хімічної еволюції галактики, накладаючи обмеження на моделі еволюції галактики. Нуклеосинтез, що відбувається в середині зорі, робить свій внесок у зміну її вмісту. Ця зміні залежать від первинної маси, вмісту та еволюційної фази зорі і пов'язані з ядерними реакціями, що мають місце в глибинних гарячих шарах всередині зорі. Вмісту багатьох елементів в ДСЗ притаманні великі коливання, обумовлені нуклеосинтезом в їх батьківських зорях. Тому аналіз ізотопного вмісту ДСЗ дозволяє накласти обмеження на термальну структуру зір та на швидкість ядерних реакцій в них.

Внаслідок хімічної еволюції галактики основна маса сонячного матеріалу походить із багатьох різних зір, сліди яких проте були гомогенізовані в процесі формування сонячної системи. Унікальність досонячних зерен полягає в тому, що вони містять сліди місця їх формування довкола індивідуальних одиничних зір, перенісши їх через МЗС та зберігши в процесі формування сонячної системи. Саме тому ізотопний вміст навколозоряних зерен уможливлює вивчення складу одиничних зір, а не їх суміші. Хоча дані отримані із вивчення ДСЗ схожі до спектроскопічних спостережень зоряних атмосфер, вони від них істотно різняться: зоряні спостереження в основному мають справу із поширеностями елементів, і лише в рідкісних випадках можуть виявити ізотопний вміст зорі; тоді як лабораторний аналіз ДСЗ, що є більш точним ніж спектроскопічні спостереження, дозволяє отримати інформацію про ізотопні складові одиничних зір.

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 нуклідів . 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.

Історія відкриття

Відкриття аномальних благородних газів

В 1950-х рр. була закладена теорія зоряного нуклеосинтезу, відповідно з якою елементи від карбону і вище були утворені в результаті ядерних реакцій в зорях. Підґрунтям цієї теорії були дослідження метеоритів, які виявили регулярності у поширенні елементів в Сонячній системі . Згідно з теорією зоряного нуклеосинтезу, ядерні реакції в зорях 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 поміж астрофізиків до кінця 1970-х рр. була думка, що планети та інші об’єкти Сонячної системи сформувались із «добре перемішаної первинної туманностіз хімічно та ізотопно однорідним вмістом» Ця думка ґрунтувалась на популярній в 1960-х рр.. теоретичній моделі канадсько-американського фізика Аластара Камерона, яка припускала що весь досонячний матеріал в Сонячній системі був цілком гомогенізований в надзвичайно гарячій (1500-2000 K) сонячній туманності, оскільки всі твердотільні залишки зір випарувались, зберігши у формі сонячної поширеності елементів лише усереднений результат зоряного нуклеосинтезу .

Однак навіть в 1950-60-х рр. були отримані свідчення про негомогенність сонячної туманності, зокрема виявлені збагчення дейтерію у вуглецевих хондритах . В 1960-х рр. серед кількох науковців набула популярності ідея, протилежна передбаченням моделі Камерона: про ізотопну гетерогенність сонячної туманності, можливість виживання досонячних конденсатів під час формування Сонячної системи та збереження в них слідів їх батьківських зір. Ця альтернативна точка зору ґрунтувалась на виявлених в хондритних метеоритах ізотопно аномальних благородних газів (Xe та Ne) .

1964 р. фізики Джон Рейнольдс та Гренвіль Тернер із Університет Каліфорнії (Берклі) повідомили про виявлення двох типів ізотопних аномалій в благородному газі ксенон (Xe) із хондриту Renazzo. Надлишок ¹²⁹Xe пояснювався Рейнольдсом і Тернером, як результат розпаду радіоактивного ¹²⁹I. Крім того, вони також виявили надлишки надважких ізотопів ксенону (^{134, 136}Xe) . Тож, це були перші свідчення досонячних зерен в метеоритах, які однак такими ще тоді не були розпізнані.

Протягом 1960-х рр. надлишки важких ізотопів Xe були знайдені і в інших вуглецевих хондритах. 1969 р. одночасно три групи науковців, незалежно одна від одної, прийшли до висновку, що важкі ізотопи Xe є результатом поділу надважкого елементу із атомним номером Z~114. Форма цих надлишків була схожою до такої ж внаслідок поділу надважкого елементу, хоча вона не узгоджувалась із формою надлишків, що постають із поділу урану. Тому довгий час ця ксенонова складова була відома як CCFXe (англ. Carbonaceous Chondrite Fission Xenon) . Група науковців на чолі з професором хімії Чиказького університету Едвардом Андерсом (англ. Edward Anders) довгий час розвивала і підтримувала гіпотезу постання CCFXe із поділу надважкого елементу, відкидаючи альтернативну гіпотезу їх формування в результаті нуклеосинтезу із наднових.

Згодом, в 1972 р. в метеориті Allende було виявлено, що CCFXe супроводжувались надлишками легких ізотопів ксенону (^{124, 126}Xe), які не узгоджувались з ядерними процесами. Ці надлишки пояснювались, як результат вивільнення «ізотопно аномального ксенону», що містив надлишки як важких, так і легких ізотопів Xe і названого «"Xe-X"». Попри те, що це пояснення не стало загальноприйнятим поміж більшості фізиків та астрофізиків, окремі науковці розпочали тривалий пошук носія аномального ксенону в метеоритах.

Розходження астрофізичних моделей з метеоритними даними

На основі відкритів ізотопних аномалій в хондритах, ідея, що досонячний матеріал в примітивних метеоритах міг пережити формування Сонячної системи, отримала більшу підтримку серед астрофізиків. Так, 1973 р. ґрунтуючись на даних аналізу метеоритних благородних газів, А.Камерон висловив припущення про існування майже незмінених досонячних зерен у вуглецевих хондритах, що пережили формування сонячної системи не будучи випарувані і про можливість прямого вивчення затверділих залишків давно померлих зір в лабораторії . Його нові обчислення і модель припускали, що температура в сонячній туманності не була достатньо високою (<1000 K), щоб цілком випарувати досонячні зерна. Пізніше Камерон переглянув і цю модель, запропонувавши нову, в якій Сонце формується не на початку періоду акреції, а протягом цього періоду. Відповідно з його новими обчисленнями, температура в області формування планет має бути лише «кілька сотень градусів К», а високі температури, потрібні для випарування твердих зерен ніколи не були досяжні поза орбітою Меркурія .

Дослідники метеоритів не погоджувались з моделями Камерона, вказуючи на необхідність існування високих температур для пояснення різних елементарних фракціонувань, виявлених між групами метеоритів, між членами однієї групи метеоритів та між складовими одиничного метеориту. На думку цих науковців, метеоритні дані потребували максимальних температур сонячної туманності більше 1500 К в діапазоні від 1 до 3 а.о. . Крім того, багаті на КАВ метеорити повинні були свідчити про те, що цей матеріал конденсувався із гарячих газів в ранній Сонячній системі, всупереч передбаченням астрофізичних моделей Камерона.

Одним з найбільших критиків гіпотези гарячої туманності був американський астрофізик Дональд Клейтон (англ. Donald D. Clayton), який припускав можливість існування в метеоритах досонячних зерен, як носіїв «космічної хімічної пам’яті» . В серії статей, він доводив, що прийнята багатьма дослідниками метеоритів ідея високотемпературної термальної конденсації в сонячній туманності повинна бути цілком відкинута і як така, що суперечить ізотопному аномальному вмісту благородних газів в хондритах . Однак такі новаторські та радикальні погляди Д.Клейтона не знайшли широкої підтримки серед інших науковців.

Відкриття досонячних зерен в метеоритах

Відкриття ізотопних аномалій в метеоритах змусили науковців відкинути гіпотезу гарячої сонячної туманності та гомогенізації її хімічного та ізотопного вмісту. Так, 1975 р., в процесі пошуку ймовірного носія CCFXe, «чиказька група» Андерса зробила унікальне відкриття: кислотний залишок хондриту Allende, що складав лише 0,5% його початкової маси, містив більшість благородних газів метеориту . Після обробки цього залишку сильним окисником (нітратна кислота), головний компонент благородного газу був вилучений, залишивши по собі CCFXe в майже чистій формі. Наступне десятиліття «беркліївська група» на чолі з Рейнольдсом та «чиказька група» на чолі з Андерсом намагались знайти носія CCFXe в метеоритах.

Разом з пошуком носія CCFXe, йшли паралельні пошуки носіїв інших благородних газів. В 1969 р. у вуглецевому хондриті Orgueil був виявлений також ізотопно аномальний вміст неону (^{20, 22}Ne). В цілому, дослідники знайшли 5 Ne-компонентів, які вони позначили від А до Е, з яких Ne-E був майже чистим ²²Ne. Найбільш вірогідним джерелом ²²Ne міг бути розпад ²²Na, що має короткий період напіврозпаду (T_1/2 = 2,6 років) . Тож, носієм Ne-E скоріш за все повинен був бути досонячний матеріал, що пережив батьківську зорю, де був генерований ²²Nа. Однак в 1960-х рр. ця інтерпретація не знайшла значної підтримки поміж науковців.

1973 р. канадський фізик Роберт Клейтон (англ. Robert Clayton) з колегами виявили ізотопні аномалії оксигену, які не можна було пояснити процесами, що мали місце в Сонячній системі. Аналізуючи кальцій-алюмінієві включення (КАВ), Клейтон та ін. виявили масив складових оксигену, що варіювалися величиною присутнього ізотопу ¹⁶O і на трьох-ізотопну графіку оксигену розміщувались вздовж лінії з нахилом ~1. Дослідники інтерпретували ці ізотопні аномалії, як свічдення додавання матеріалу із наднової, яка вибухнула незадовго перед формування Соянчної системи.

1978 р. група Андерса виявили в кислотному залишку метеориту Murchison ксеноновий склад збагачений ізотопами ^{128, 130}Xe та збіднений ^{129, 131, 134, 136}Xe. На основі обчислення чистого складу кінцевого елементу, дослідники виявили компонент, що майже точно узгоджувався з передбаченнями s-процесу нуклеосинтезу. І Андерс з колегами знов прийшли до висновку, що досонячні зерна зоряного пилу були носієм цього нового компоненту Xe-S. Тож, на кінець 1970-х рр. гіпотеза поділу ядра для пояснення походження CCFXe не знайшла експериментального підтвердження. Протягом наступних років назва компоненту була змінена на Xe-HL, для позначення збагачення важкими (англ. Heavy) та легкими (англ. Light) ізотопами ксенону.

З початком 1980-х рр. у тугоплавких включеннях (ТВ) у вуглецевих хондритах були виявлені ізотопні аномалії магнію, хрому, титану, кальцію, барію , як і значні аномалії у карбоні та нітрогені , 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.

1987 р., через 20 років наполегливого пошуку досонячних носіїв аномальних ізотопних співвідношень благородних газів, «чиказькій групі» на чолі з професором хімії Едвардом Андерсом вдалось відкрити одиничні досонячні зерна наноалмазів з ізотопними аномаліями у майже всіх виміряних елементах – свідчення, що вони складались з чистої зоряної матерії.

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. Саме відкриття ДСЗ Андерсом та колегами трапилось випадково. Розчаровані безрезультатними тривалими пошуками носія аномального ксенону у вуглецевому хондриті Андерс та Рой Льюїс (англ. Roy Lewis) вирішили використати грубу хімічну обробку метеориту, щоб побачити, чи розчиниться носій. Вони обробили зразок колоїдної фракції залишку хондриту Allende найсильнішим окисником - гарячою перхлоратною кислотою. Чорний залишок перетворився на білий і не зважаючи на таку хімічну обробку, аномальний ксенон залишився в залишку, що складався цілком з карбону. Здійснена за допомогою CEM реєстрація електронної дифракції залишку карбону виявила, що він складався з дрібних (нанометрових) алмазів .

Саме завдяки такому грубому підходу Андерс з колегами вперше й змогли ізолювати та ідентифікувати метеоритний алмаз (носій Xe-HL) , карбід силіцію (носій Ne-E(H) і Xe-S) та графіт (носій Ne-E(L)) . 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.

Ідентифікація ДСЗ ґрунтується на їх аномальних ізотопних складових відносно діапазону складових, спостережуваних в матерії із Сонячної системи, що вказує на їх походження з інших зір, що існували до формування Сонця. Як наслідок, зерна, що не мають ізотопних аномалій, не розрізняються як досонячні і залишаються недослідженими, навіть якщо вони передують формуванню Сонячної системи. Тим самим існує певне упередження в бік саме ізотопно аномальних досонячних зерен, що певною мірою впливає на розуміння природи і походження ДСЗ.

З огляду на досонячне походження ДСЗ і їх унікальний ізотопний вміст, відкриття та вивчення цих зерен нероздільно пов’язане з прогресом ізотопного аналізу. Малі розміри більшості ДСЗ є чи не найголовнішою перешкодою для повноцінного їх вивчення, обмежуючи величину матеріалу, доступного для хімічного та ізотопного дослідження.

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:

$\delta (^{n}X/^{m}X)$ або $\delta ^{n}X=\left[(^{n}X/^{m}X)/(^{n}X/^{m}X)_{stnd}-1\right]\times 1000$‰

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

Локалізація ДСЗ

Існування досонячних компонентів було вперше продемонстровано через ізотопний аналіз H, O та благородних газів в об’ємних масах метеоритів.

Ізотопний аналіз благородних газів був особливо важливим у відкритті справжньої досонячної матерії. Зокрема, ізотопний вміст Ne та Xe, вивільнений з деяких примітивних метеоритів при температурі 600 °C, виявився цілком ізотопно аномальним у порівнянні із слідами об’ємних благородних газів інших метеоритів і не міг бути пов'язаний з розколом, розщепленням ядра чи насадженням сонячним вітром. Відтак, носії цих «екзотичних» складових благородних газів інтерпретувались як такі, що мають зоряне, а не сонячне походження.

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. Крім того, на відміну від аномальностей КАВ, ізотопні аномалії ДСЗ є на кілька порядків більшими і узгоджуються з передбачуваними аномальностями в атмосферах масивних зір.

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. 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. Більшість ідентифікованих ДСЗ оксидів складають корунд (Al₂O₃) та шпінель (MgAl₂O₄), і в меншій кількості – хромова шпінель (Mg(Al,Cr)₂O₄ ), гібоніт (CaAl₁₂O₁₉), хроміт (FeCr₂O₄), оксид заліза (Fe₂O₃) та оксид титану (TiO₂).

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 , фракцій та відполірованих зразків метеоритів і Антарктичних мікрометеоритів (АММ) .

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. Більшість цих субзерен найімовірніше були утворені до конденсації сферул SiC та графіту і виступали місцями нуклеації для росту цих зерен.

Хондритні метеорити

Перші досонячні зерна (наноалмаз та SiC) зоряного пилу були виявлені в примітивних хондритних метеоритах. 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. 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.

Хондритні метеорити є найбільш «примітивними» з поміж інших метеоритів, бо містять ознаки найбільш ранніх матеріалів із сонячної туманності, що залишались майже недоторканими по відношенню до процесів, що відбувались на астероїді, з якого походить метеорит.

Хондрити складаються з трьох головних компонентів:

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 включені ізотопно аномальні досонячні зерна, як і органічні вуглецеві матеріали, що скоріш за все постали в молекулярній хмарі, з якої сформувалось Сонце. ДСЗ складають лише невелику частку мікрокристалів в матриці, в цілому складаючи лише кілька сотень мільйонних часток (ppm) маси метеориту.

Хондритні метеорити поділяються на багато груп на основі їх хімічних та ізотопних властивостей, складових елементів та фізичних характеристик, таких як поширеність та розмір хондрул. 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 карбону. СС є більш примітивними, ніж OC і поділяються на кілька підтипів, відповідно до спільних характерних складових, що відображають тип їх батьківського тіла. Назви підтипів вуглецевих метеоритів походять з місць найбільш репрезентативних зразків:

- CI (тип Івуна, за типовою місцевістю в Танзанії), разом з підтипом CM складається головним чином з матриці і тому містить найбільшу поширеність ДСЗ

- CM (тип Мигії, Україна),

- CV (тип Вігарано, Італія),

- 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.

Техніка та методи аналізу ДСЗ

Існують два способи аналізу ДСЗ. Один полягає в аналізі одразу великої кількості зерен (аналіз основної маси, (англ. bulk analysis)), інший – в аналізі одиничних зерен. Більшість даних про одиничні зерна були отримані завдяки SIMS. Оскільки кожне досонячне зерно конденсувалось довкола різних зір, то аналіз одиничних зерен найкраще підходить для вивчення ДСЗ. Однак такий аналіз потребує відносно великих зерен (>1 мкм) і високого вмісту елементів.

Пошук носіїв благородних газів в метеоритах привів в 1987 р. до відкриття перших ДСЗ – алмазу та карбіду силіцію. Ключовим для їх ізоляції було відкриття їх стійкості до кислот . Оскільки зерна графітів, наноалмазів та SiC міцно поєднані з іншими компонентами матриці метеориту (глинисті мінерали, кероген), то для виявлення та вилучення цих зерен недостатньо стандартних процедур фізичного відділення. Тому для ізоляції ДСЗ потрібно зруйнувати різні складові каменю, використовуючи хімічні розчинники. На основі перших досліджень ДСЗ, шляхом проб і помилок, була розроблена стандартна процедура (відома як «спалити сіно, щоб знайти голку») ідентифікації та ізоляції зерен, яка може бути зведена до кількох ключових кроків для хімічно тугоплавких досонячних фаз з найбільшою поширеністю (як наноалмаз, графіт, SiC):

1. розчинення основної маси метеориту (силікатів та метал) шляхом обробки флуоридними та хлоридними кислотами.;
2. обробка окиснювачами (як хромати) задля оксидування більш реактивної частини головним чином вуглецевого кислотного залишку;
3. колоїдне вилучення зерен наноалмазів
4. розділення за густиною неколоїдної частини для відновлення графіту в легкій фракції ;
5. обробка алмазу і важкої частини неколоїдної фракції перхлоратною кислотою. Остання фракція крім того обробляється гарячою сульфатною кислотою, що розчиняє шпінель і залишається головним чином карбід силіцію.

Кінцевим результатом цієї процедури ізоляції є отримання кількох метеоритних залишків, в яких концентровані різні типи ДСЗ. Залежно від процедури, мінералогічна чистота таких залишків може бути дуже високою – ~100% для наноалмазів та >90% для зерен SiC.

Однак з часом стало зрозумілим, що «сіно» таке ж важливе, як «голка». Тому поряд з грубою фізико-хімічною обробкою метеоритних зразків, почався пошук і дослідження матеріалів, що зазнали мінімальної обробки чи взагалі не були піддані обробці. Найкраще для цього підходив мас-спектрометр вторинних іонів (англ. Secondary ion mass spectrometer) SIMS, який вперше був використаний для вивчення ДСЗ Ернстом Ціннером з колегами в Університеті Вашингтона в Сент-Луїсі. Іонний мікрозонд SIMS використовує фокусований пучок високоенергетичних (~20 кеВ) іонів для розпилення та іонізації атомів із метеоритного зразка. Розпилені вторинні іони із зразка транспортуються через мас-спектрометр, який визначає їх масу використовуючи електричні та магнітні поля. Висока чутливість SIMS уможливлює ізотопні вимірювання багатьох головних та домішкових елементів в одиничних ДСЗ. Однак нижня межа SIMS для вимірювань одиничного зерна складала ~1 мкм.

NanoSIMS, інструмент SIMS нового покоління, що був розроблений з ініціативи Е.Ціннера в кінці 1990-х рр. компанією Cameca (Франція), вперше дозволив вимірювати метеоритні зразки найменших розмірів (аж до ~0,1 мкм) із значно більшою чутливістю, ніж SIMS. Діаметр перивнного пучка Cs⁺ може бути до 50 нм, що дозволяє знаходити ізотопні аномалії в найменших досонячних зернах. NanoSIMS оснащена 4 рухомими і одним фіксованим електронними помножувачами, які можуть одночасно реєструвати п’ять іонів масою 30 а.о.м. (напр., ²⁸Si, ²⁹Si та ³⁰Si). Для пошуку ДСЗ, іонний мікрозонд використовується в режимі іонної візуалізації для створення карт ізотопних співвідношень, на яких ДСЗ проявляються як «гарячі точки».

Коли були відкриті перші ДСЗ, то дослідники могли описати лише загальну морфологію зерна та визначити його досонячне походження через вимірювання ізотопних вмістів 1-2 елементів. З розвитком експериментальних технологій в 2000-х рр. стало можливим отримання детальної структури та хімічної інформації про зерно, з вимірюванням ізотопних вмістів 5-6 елементів в одному й тому ж зерні розміром 2-3 мкм. Деякі з використовуваних технік є руйнівними, інші неруйнівними. Неруйнівні техніки дозволяють отримати хімічні, а інколи й структурні, дані про зерно, однак не можуть однозначно визначити чи воно має досонячне походження. Тож, виявлення досонячних зерен найчастіше здійснюється з допомогою іонного мікрозонду, для характеристики та аналізу яких потім використовують поєднання руйнівних та неруйнівних технік. Оскільки зерна in situ оточені іншими близько розміщеними зернами, то дуже важко здійснити вимірювання хімічного та ізотопного вмісту одиничних зерен. Хоча з допомогою техніки фокусованого іонного променя (англ. FIB) в режимі «lift-out» і можна відокремити одиничне зерно від оточуючого його матеріалу, однак ця процедура є дуже довготривалою і затратною. Відтак, зерна відокремлюються від оточуючого матеріалу з допомогою фізичних та хімічних засобів і вже потім аналізуються.

До неруйнівних технік аналізу ДСЗ відносяться:

1. сканувальний електронний мікроскоп (СЕМ), що уможливлює розрізнення на поверхнях зерен специфічних властивостей розміром кілька десятків нанометрів;
2. трансмісійний електронний мікроскоп (ТЕМ), який є ключовим інструментом для вивчення внутрішньої структури та елементного складу зерна, оскільки дозволяє отримати зображення та хімічні складові на об'єктах розміром кілька десятків нанометрів і може розрізнити атомну структуру зерен;
3. Аналіз TEM окрім візуалізації зерен також часто включає два типи спектроскопії: енергодисперсійна рентгенівська спектроскопія (ЕДС) та спектроскопія енергетичних втрат електронів (EELS), які дозволяють отримати інформацію про хімічний вміст зерна, а EELS також характеризує стани окиснення та конфігурації зв’язків;
4. оже-спектроскопія, що забезпечує елементний аналіз субмікронних зерен;
5. раман-спектроскопія, яка може ідентифікувати мінералогію зерен і надає загальну структурну інформацію про окремі типи;
6. (XANES) – синхротронна техніка що використовує жорстке рентгенівське випромінювання для вивчення електронної структури матеріалів та їх елементного вмісту, стану оксинення Fe і Ti та симетрію матеріалів;
7. дифракція зворотно розсіяних електронів ( EBSD) – техніка, котра розглядає характерні для внутрішньої структури зерна дифракційні текстури електронів, розсіяних під малими кутами із поверхневих шарів зразка .

Отримання ізотопної інформації про досонячні зерна потребує підрахунку атомів, що припускає часткову руйнацію зерна. Таку інформацію забезпечують іонні мікрозонди, які дозволяють виміряти множину елементів в порівняно малих зернах. Але навіть найбільш чутливі іонні зонди включають в детектор для підрахунку лише один атом із 10³ – 10⁴. Тому існують інші, руйнівні техніки для потрапляння більшої кількості іонів в детектори. До таких руйнівних технік аналізу ДСЗ відносяться:

1. Мас-спектрометрія резонансної іонізації (англ. Resonance ionization mass spectrometry, RIMS) в ~10³ разів більш ефективний, аніж іонний мікрозонд . В RIMS матеріал десорбується із метеоритного зразка з використанням імпульсного лазеру, що термально вивільняє атоми без їх іонізації. Далі, використовуючи тонко налаштовані лазери, нейтральні атоми специфічного елементу в отриманому газовому шлейфі вибірково резонансно іонізуються з майже 100 % ефективністю, тоді як інші елементи взагалі не іонізуються. Отримані іони аналізуються в час-пролітному мас-спектрометрі. Техніка RIMS також уможливлює іонізацію та виявлення великої частки (до 50%) атомів, вивільнених із зразка. Саме завдяки RIMS вдалось здійснити ізотопне визначення важких елементів (стронцію, барію, цирконію, молібдену, рутенію) в одиничних ДСЗ .
2. Для визначення слідових елементів в ДСЗ використовують техніки аналізу об’ємної маси зерен, як мас-спектрометрія благородних газів, мас-спектрометрія термальної іонізації (TIMS) та мас-спектрометрія індуктивно-зв'язаної плазми (ICP-MS). Хоча з поміж всіх технік, TIMS та ICP-MS дають найбільш точні ізотопні результати, для їх застосування потрібно достатньо атомів в зернах. Тоді як в деяких елементах недостатньо атомів в одиничному зерні для забезпечення значущого ізотопного вмісту, що потребує ~30,000 атомів. Відтак, в цих техніках одночасно вимірюється велика сукупність зерен, чиї ізотопні вмісти тому є усередненням багатьох зоряних джерел.

Типи ДСЗ

Типи, поширеність, розміри та зоряні джерела досонячних зерен
Мінерал	Типи	Поширеність в хондритах (ppm)	Розмір (мкм)	Ізотопний вміст	Батьківські зорі	Відносний внесок
ВУГЛЕЦЕВІ ЗЕРНА
Алмаз		1400	0,002	Сонячні 12C/13C, 14N/15N, Xe-HL	ННІІ; Сонячна система (?)
SiC		30	0,3 — 50
	Головна популяція			низьке 12C/13C; високе 14N/15N; елементи s-процесу	АВГ (1,5 — 3 Mʘ)	90%
	АВ			дуже низьке 12C/13C; високе 14N/15N	вуглецеві J-зорі; вдруге народжені АВГ	<5%
	C			високе 12C/13C; дуже високе 𝛿 29, 30Si; зниклі 26Al, 44Ti	ННІІ	0,1%
	X0			низьке 14N/15N; від'ємне 𝛿 29, 30Si; високе 29Si/30Si; зниклі 26Al, 44Ti, 49V	ННІІ	0,2%
	X1			низьке 14N/15N; від'ємне 𝛿 29, 30Si; середнє 29Si/30Si; зниклі 26Al, 44Ti, 49V	ННІІ	1%
	X2			низьке 14N/15N; від'ємне 𝛿 29, 30Si; низьке 29Si/30Si	ННІІ	0,3%
	Y			високе 12C/13C; високе 14N/15N	АВГ з ~1/2 сонячної металічності	кілька %
	Z			низьке 12C/13C; високе 14N/15N; в основному від'ємне 𝛿29Si; високе 30Si	АВГ з ~1/4 сонячної металічності	кілька %
	SiC з нових			низьке 12C/13C; високе 14N/15N; в основному від'ємне 𝛿29Si; високе 𝛿30Si; Ne-E(L)	Нові	0,1%
Графіт		10	1 — 20
				низьке 14N/15N, високе 18О/16О; зниклі 26Al, 41Ca, 44Ti, 49V	ННІІ	60%
				елементи s-процесу	АВГ (1,5 - 3Mʘ)	30%
				низьке 12C/13C	J-зорі; вдруге народжені АВГ	<10%
				низьке 12C/13C; високе 𝛿30Si; Ne-(E)L	Нові	<10%
Тугоплавкі карбіди (як TiC)		<<1	20 — 100 нм		АВГ, ННІІ
Багаті O зерна
Силікати		200—300	0,2 — 0,3	надлишки 16,18O; збіднені 17O	ЧГ і АВГ; нові; ННІІ	85-90%; <<1%; 10 — 15%
Шпінель	5 — 30		0,1 — 1	високий надлишок 16O	ЧГ і АВГ; Нові; ННІІ	90%; <1; <10%
Корунд			0,1 — 1	високе 17O /16O; низьке 18O /16O	ЧГ і АВГ; Нові; ННІІ	90%; <1; <10%
Гібоніт			0,1 — 1		ЧГ і/або АВГ; ННІІ	90%; ~10%
SiO2	1 — 1,5		0,2 — 0,3		АВГ; ННІІ	75%; ~25%
TiO2			0,2 — 0,3		ЧГ і/або АВГ; ННІІ	~80%; ~20%
MgO			0,2 — 0,3
FeO			0,2 — 0,3
Інші типи
Si3N4		0,002	≤1	низьке 14N/15N; 𝛿29,30Si, зниклий 26Al	ННІІ	100%

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.

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

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

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). Однак на основі астрономічних спостережень розрізнюваними здавались лише політипи 3C і 6H. Завдяки вивченню кількох сотень досонячних зерен SiC з метеориту Murchison за допомогою просвітлюючої електронної мікроскопії з високою роздільністю вперше вдалось встановити політипний розподіл астрономічного карбіду силіцію. 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 .

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. 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.

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.

Дослідження «первинних» зерен SiC не виявило жодних інших первинних мінералів, що були б зрощені з (чи наросли над) досонячним зерном SiC, підтверджуючи ранні in situ вимірювання ДСЗ SiC в метеоритах . 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. 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.

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 Значна частка SiC також містить збільшене ізотопне співвідношення магнію ²⁶Mg/²⁴Mg. 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.

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

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

ДСЗ SiC є носіями компоненту Xe-S, який утворюється через нуклеосинтез s-процесу. Поширеність елементів s-процесу спостерігається в червоних гігантах на стадії асимптотичного відгалуження гігантів (АВГ), тому вважається, що більшість ДСЗ SiC походять із вуглецевих зір – зір пізнього спектрального класу з низькою масою (1 – 3 M_ʘ) що перебувають в термально-пульсуючій фазі АВГ . Про походження ДСЗ SiC із збагачених вуглецем оболонок зір АВГ свідчить також спектроскопічно спостережувана в цих зорях емісія на 11 мкм (характерна для β-SiC) . Таке походження більшості зерен SiC також підтримується тим фактом, що ці зерна є носіями компоненту Ne-E(H), оскільки теоретичні моделі передбачають що оболонки зір АВГ збагачені ²²Ne.

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. Такий ізотопний вміст вказує на ядерне згоряння гідрогену у верхній оболонці зір АВГ в CNO-циклі. Ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C зерен SiC головної популяції складають від 10 до 100, у порівнянні із такими ж сонячними співвідношеннями – 89 .

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» . Головна лінія SiС не пов'язана з нуклеосинтезом в батьківських зорях зерен SiC, а є результатом хімічної еволюції галактики і відзеркалює той факт, що ці зерна походять із великої кількості індивідуальних зір.

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.

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.

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 . 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 .

З розвитком техніки автоматизованої іонної візуалізації SIMS вдалось ідентифікувати відносно велику кількість SiC X зерен, кілька сотень з яких були проаналізовані на ізотопний вміст < . 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. В деяких же SiC X зернах Mg є виключно моноізотопним ²⁶Mg, істотно відрізняючись від земного співвідношення ²⁶Mg/²⁴Mg, що становить 0,13932 .

Близько 10-20% зерен X мають високий надлишок ⁴⁴Ca, що скоріш за все є результатом розпаду ізотопу ⁴⁴Ti із коротким періодом напіврозпаду (T_1/2 = 60 років) . Виведені ізотопні співвідношення ⁴⁴Ti /⁴⁸Ti для зерен X досягають 0,6 . За допомогою аналізу TEM, в зерні X також було виявлено субзерно TiC . Оскільки ⁴⁴Ti може утворитись лише у вибухах наднової, то це свідчить про походження більшості зерен SiC X із наднової .

Кристалографічний аналіз зерен SiC Х з допомогою TEM виявив в них полікристалічну структуру, сформовану множинними кристалічними доменами. Розмір більшості кристалітів Х зерен коливається в діапазоні від ~100 до 200 нм. 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), або ж полікристалів із значно більшими доменами, ніж Х зерна. 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. Разом з тим, як SiC зерна головної популяції, так і SiC Х зерна повністю відносяться до політипу 3C-SiC.

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.

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. І лише 5% всіх SiC зерен складає підтип А і В (АВ) зерен, що має ізотопне співвідношення ¹²C/¹³C <10.

Зерна SiC C

В кінці 1990х у фракції KJG метеориту Murchison було виявлене одиничне зерно SiC з великим надлишком ^{29, 30}Si. 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 (𝛿^{29, 30}Si ≳ 1000 ‰), що дозволило їх виділити в окремий тип під назвою «зерна SiC типу C» .

Зерна SiC С є дуже рідкісними, складаючи лише ~1‰ всіх зерен SiC. 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 ) .

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, 34}S): 𝛿³³S/³²S = -331 та 𝛿³⁴S/³²S = -323. Схожі ізотопні характеристики ³²S пізніше були виявлені в зернах С із метеориту Murchison . 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)). 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) . 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) 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.

Процедура вилучення зерен графіту із метеоритних залишків є більш складною, аніж для інших зерен, оскільки графіт має хімічні та фізичні властивості, схожі з іншими вуглецевими сполуками в метеоритах. Крім того, в зернах графіту надзвичайно мала поширеність слідових елементів, що значно ускладнює їх аналіз. В цілому, ДСЗ графіту мають сферичну форму, діаметром від >1 до 20 мкм. На основі вимірювань благородних газів виведена поширеність зерен графітів в примітивних метеоритах складає 1 – 10 ppm.

Густина ДСЗ графіту

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

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.

В метеориті Orgueil було ізольовано 8 різних фракцій :

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. 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.

Морфологія зерен графіту

Зовнішня морфологія досонячних сферул графіту, отримана з допомогою СЕМ, характеризується трьома загальними типами:

1. тип «цибулини» (Ц), що складаються з концентричних шарів з відносно добре графітованого карбону;
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» .

В метеориті Murchison морфологія ЦК є панівною у LD фракціях, тоді як морфологія цибулини в HD фракціях. Однак в Orgueil було виявлено дуже мало зерен графіту типу ЦК. 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.

Зовнішня морфологія цибулинних графітів формується з кристалізованих графітних шарів, які утворюють концентричні оболонки. Форми локальної дифракції електронів графітів-цибулин характеризуються сильними (100), (110) і (002) дифракційними піками, що вказує на повністю кристалічні графіти з регулярним укладенням. 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). Притаманні цибулинам дифракційні (100) і (110) піки центральних ядер вказують, що чверть їх маси можуть складати кластери поліциклічних ароматичних вуглеводнів (ПАВ) чи схожих структур. Наявність ПАВ в цибулинних графітах булла підтверджена з допомогою лазерної мас-спектрометрії . . Крім того, деякі одиничні молекули ПАВ мають схоже з зернами графіту ізотопне співвідношення карбону, що може свідчити про їх виникнення протягом формування графіту в навколозоряній оболонці.

Тип цвітної капусти ДСЗ графіту характеризується турбостратним (повністю невпорядкованим) шаруванням, що складається з хвилястих і деформованих графенових листів. Хоча деяким зернам графіту цього типу і притаманна майже концентрична структура (із шарами, що когерентно розсіюють електрони на кілька сотень нанометрів в напрямку L_a; L_a – середній діаметр кристалічного порядку в площинах шару), на відміну від цибулинних шарувань ці області когерентного розсіяння мають обмежену товщину (L_c< 50 нм; L_c – 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 . Інші ж ДСЗ графітові цвітні капусти ще менш впорядковані, позбавлені концентричних шарів і складаються з когерентно розсіюючих областей з діаметром ~20-30 нм.

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 карбону. ДСЗ графіту з HD фракцій притаманна більша кристалізація, аніж зернам із LD фракцій, чиї Раман-спектри нагадують спектри скловуглецю.

Внутрішні субзерна

Дослідження одиничних ДСЗ графіту з допомогою ТЕМ, NanoSIMS та XANES 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) . В кількох HD зернах графіту із KFC1 були виявлені субзерна SiC; в одному з яких було до 26 субзерен SiC. 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.

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) . Багаті Zr та Mo карбіди були знайдені головним чином в HD графітових цибулинах, але не в LD зернах. Тоді як LD сферулах були виявлені внутрішні субзерна заліза, TiC, когеніту, камаситу та рутилу. Внутрішній склад тугоплавких металів в ДСЗ графіту свідчить, що HD зерна конденсувались за більш високих температур, аніж LD зерна.

Морфологія та варіація складових карбідів в одиничному зерні графіту свідчать про те, що карбіди утворюються першими, а потім включаються до формуючогося графіту. 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 .

Ізотопний вміст графіту

Ізотопні співвідношення ¹² C/¹³C в ДСЗ графіту охоплюють той же діапазон, що й в SiC зернах – від ~2 до 7000 . 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 . 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 . З іншого боку, ізотопні складові ДСЗ графіту з більш високою густиною вказують на походження як з наднових, так і з AGB зір та нових.

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. Враховуючі величезний діапазон ізотопних співвідношень карбону 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. Також в багатьох LD зернах був виявлений великий надлишок ²⁸Si, що інколи корелював з великими надлишками ⁴⁴Ca, які є продуктом розпаду ⁴⁴Ti. Такі ізотопні складові вказують на внесок матеріалу із шару Si/S в глибині наднової типу ІІ.

На відміну від ДСЗ SiC, значна частка компоненту благородного газу, Ne-E, в графіті походить із розпаду ²²Na (T_1/2 = 2,6 років), що найімовірніше утворюється в O/Ne зонах наднових, оскільки одиничні зерна мають низькі співвідношення ⁴He/²²Ne.

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. Разом з тим, ізотопні складові Ca та Ti деяких HD зерен із Orgueil узгоджуються з їх походженням із «вдруге народжених» зір АВГ. І лише мала частка ДСЗ графіту походить із нових зір.

Оксиди

На відміну від виявлених тисячей досонячних зерен графіту та SiC, в метеоритах було виявлено лише кілька сотень ДСЗ оксидів. Найбільш поширеними є такі типи досонячних оксидів, як корунд (Al₂O₃) та шпінель (MgAl₂O₄), дещо менш поширеними є гібоніт (Al₁₂O₁₉), хроміт, оксид титану (IV) (TiO₂), хромпікотит ( Mg (Cr, Al)₂O₄) та магнетит.

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 оксигену в них охоплюють кілька порядків величини, на відміну від ~10% діапазону в ізотопних співвідношеннях О для матеріалів, утворених в Сонячній системі. Не будучи носіями складових благородних газів, ДСЗ оксидів були ідентифіковані через ізотопне вимірювання іонним мікрозондом О в одиничних зернах із кислотних залишків, вільних від силікатів. Ізотопний аналіз виявив, що більшість зерен оксидів, виявлених в метеоритах, походять із Сонячної системи, і лише мала їх частка має досонячне походження.

Поширеність ДСЗ оксидів сильно варіюється в різних метеоритах. Найбільша поширеність оксидів була виявлена в найпримітивніших метеоритах: в незгрупованому вуглецевому хондриті Acfer 094 їх поширеність становила ~55 ppm ; в хондриті NWA852 CR3 – ~39 ppm; в хондриті ALHA 77037 – ~20 ppm. Тоді як, наприклад, в метеориті Murray CM2 поширеність оксидів вже значно менша: для шпінель – ~1,2 ppm, для корунду – ~0,15.

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

Групи зерен оксидів

ДСЗ оксидів поділяються на 4 групи відповідно до їх ізотопних співвідношень оксигену :

Група I. Зерна із співвідношенням ¹⁷O/¹⁶O > сонячного (3,82 × 10^-4) і 0,001 <¹⁸O/¹⁶O < сонячного (2,01 × 10^-3); мають ізотопні співвідношення О подібні до тих, які спостерігаються в ЧГ та АВГ, що вказує на їх походження з цих зір. Такі складові оксидів групи I скоріш за все обумовлені згорянням гідрогену в ядрі зір з низькою чи проміжною металічністю, після чого слідувало змішання речовини з ядра зорі в оболонці протягом першого зачерпування. Коливання в співвідношеннях ¹⁷O/¹⁶O пов’язані з різницею мас батьківських зір, тоді як коливання в співвідношеннях¹⁸O/¹⁶O скоріш за все обумовлені внеском до Сонячної системи зерен із зір з різною металічністю.

Група II. Екзотичні зерна оксидів, збагачені ¹⁷O та сильно збіднені ¹⁸O (¹⁸O/¹⁶O < 0,001 ). Крім того, виведене із надлишків Mg первинне співвідношення радіоактивного ²⁶O/²⁷O в оксидах Групи II досягало 0,1 – майже на порядок величини більше, аніж для зерен Групи I. Такі складові є ознаками сильного згоряння гідрогену, що активує захоплення протонів на ізотопах О та на ²⁶Mg (реакція ²⁵Mg(p,γ) ²⁶Al), результатом чого є руйнація ¹⁸O. Причина таких низьких співвідношень ¹⁸O/¹⁶O у порівнянні із сонячними довгий час залишалась незрозумілою і тільки нещодавно було встановлено найімовірніше походження цих зерен (Див. нижче).

Група III. Зерна, збіднені як ¹⁷O, так і ¹⁸O. Оскільки моделі хімічної еволюції галактики передбачають зростання співвідношень залежно із металічністю зір, то оксиди Групи III скоріш за все походять із маломасивних зір АВГ з металічністю, меншою від сонячної.

Група IV. Оксиди, які мають надлишок як ¹⁷O, так ¹⁸O. Якщо ці зерна походять із зір АВГ, то або із маломасивних зір, де ¹⁸O генерований через згоряння ¹⁴N в зоні горіння гелію, був перемішаний в оболонці через третє зачерпування, або із зір з високою металічністю. У випадку ж, якщо багатий на ¹⁸O матеріал із зони He/C наднової може бути змішаний з матеріалом із зон, збагачених оксигеном, тоді ДСЗ оксидів з найбільшим надлишком ¹⁸O можуть походити з наднових.

Наразі виявлено лише два ДСЗ оксидів з типовими ізотопними ознаками, характерними для конденсатів із наднової – великий надлишок ¹⁶O. Одним таким зерном із наднової є корунд, іншим – шпінель, в якому були виявлені свідчення первинного існування ⁴⁴Ti. Два інші зерна корунду, з високими співвідношеннями ¹⁷O /¹⁶O та низькими ¹⁸O/¹⁶O, не підходять під жодну з чотирьох груп зерен оксидів. Ці зерна скоріш за все походять із зір з M>5 M_ʘ, що зазнали процесу «згоряння гарячого низу» (НВВ; див нижче) .

Крім того, було виявлено декілька ДСЗ оксидів з високими співвідношеннями ¹⁷O /¹⁶O, які скоріш за все походять з нових зір .

Проблема носія ⁵⁴Cr

Хром має чотири стабільні ізотопи ⁵⁰Cr, ⁵²Cr, ⁵³Cr та ⁵⁴Cr. Cпіввідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr в усіх земних каменях однорідні, а їх коливання у відносній поширеності обумовлені геохімічними процесами . Однак в різних примітивних метеоритах з 1980-х рр. були виявлені значні коливання співвідношень ⁵⁴Cr/⁵²Cr на макроскопічному рівні. Висувались припущення, що ці неоднорідності в метеоритах обумовлені різними величинами частинок-носіїв ⁵⁴Cr. Також припускалось, що притаманні метеоритам аномальні збагачення/збіднення в поширеності ⁵⁴Cr відносно ⁵²Cr повинні були постати в результаті нуклеосинтезу в зорях, що існували до появи Сонця, і були включені в досонячні зерна, які пережили руйнівні процеси протосонячної туманності. Однак з 1992 р. дослідникам не вдавалось виявити та ізолювати носія цієї ізотопної аномалії, що свідчило про його надто малі розміри та руйнування в стандартних процедурах ізоляції ДСЗ .

Через ~20 років пошуку носія ізотопно аномального ⁵⁴Cr, двом групам дослідників врешті вдалось виявити метеоритний мінерал з високим співвідношенням ⁵⁴Cr/⁵²Cr та встановити його досонячне походження . Зразки хондритів Orgueil та Murchison були піддані складній і довготривалій процедурі: в перші дні розбиття зразків на частини через багаторазове заморожування та розморожування, потім обробка частин оцтовою кислотою, вилуговування в нітратній кислоті, згодом в гідроксиді натрію, ополіскування водою, вилучення великих колоїдних фракцій, флокуляція через закислення нітратною кислотою із паралельним відокремленням магнітних та об’ємних нерозчинних залишків. Аналіз отриманих зразків на ізотопи хрому з допомогою TIMS виявив в усіх фракціях збагачення в співвідношенні ⁵⁴Cr/⁵²Cr у порівнянні із земним.

Використовуючи NanoSIMS з оксигенним пучком розміром 600 нм для ідентифікації носіїв з великими збагаченнями ⁵⁴Cr, в кислотних залишках Orgueil вперше вдалось виявити наночастинку (<100 нм) з великим співвідношенням ⁵⁴Cr/⁵²Cr (в >3,6 разів) у порівнянні із сонячним вмістом. Найбільша аномалія ⁵⁴Cr була притаманна найменшим фракціям зерен. Однак із-за перекриття оксигенних пучків, передбачалось що отримане значення ізотопного співвідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr є нижньою межею, а реальне співвідношення має бути щонайменше в 11 – 50 разів більшим від сонячного. Це передбачення згодом було підтверджене на основі вимірювання ізотопів Cr як вторинних іонів CrO^– завдяки вищій роздільній здатності NanoSIMS пучка Cs⁺, яке показало, що співвідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr в 36 разів більші (𝛿⁵⁴Cr≈37,000‰ ) від сонячних. Нещодавно ідентифіковані 19 досонячних зерен оксидів (50 – 300 нм в діаметрі) із Orgueil характеризувались ще більшим збагаченням ⁵⁴Cr, із співвідношеннями ⁵⁴Cr/⁵²Cr від 1,2 до 57 разів більшими від сонячного. Середнє співвідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr цих 19 досонячних наночастинок сталовило 0,17, що в ~6 разів більше сонячного, вказуючи на домінування зерен з найбільшим збагаченням ⁵⁴Cr.

Дослідження з допомогою ТЕМ колоїдних залишків з високими співвідношеннями ⁵⁴Cr/⁵²Cr виявило, що найбільш поширеними мінерелами були шпінелі . Ідентифіковані шпінелі з високим ⁵⁴Cr/⁵²Cr знаходились в матриці, що містила також чисельні наношпінелі з нормальним (сонячним) ізотопним співвідношенням ⁵⁴Cr/⁵²C. На основі мінералогії та високої збагаченості ⁵⁴Cr досонячних зерен наношпінелей було висунуто припущення, що такий ізотопний аномальний вміст Cr повинен був бути результатом нуклеосинтезу s-процесу в надновій типу ІІ (ННІІ). Разом з цим, в досонячних нано-оксидах був також виявлений нормальний ізотопний вміст оксигену, що розходиться зі сценарієм їх формування в ННІІ.

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% . Більшість ДСЗ Si₃N₄ 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 .

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. 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.

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. 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.

Силікати

Астрономічні спостереження показали, що основними оксидними фазами пилових оболонок довкола червоних гігантів є силікати (SiO, олівін і піроксени) . Однак перші спроби виявити досонячні зерна силікатів в примітивних метеоритах виявились невдалими. Причиною невдач було те, що силікати піддаються більшому руйнуванню хімічними процесами протягом їх перебування в метеориті та дуже важко ідентифікувати ДСЗ силікатів поміж значно більш поширених силікатів сонячного походження, які складають основу частину метеоритів. Крім того, силікати більше піддаються руйнуванню хімічною обробкою при підготовці метеоритних залишків і через малі розміри їх важче виявити, ніж ДСЗ SiC та графіту.

Тільки поява NanoSIMS уможливила аналіз величезної кількості субмікронних зерен на вміст ізотопів оксигену через растрове зображення . Завдяки цьому на початку 2000-х рр. вперше було виявлено шість досонячних силікатних зерен в частинках міжпланетного пилу (метеоритах діаметром <50-мкм), зібраних NASA в стратосфері. Поширеність силікатів в цих частинках була значно більшою (~5500 ppm), аніж в метеоритах (~200 ppm), що втім перевершує поширеність всіх інших ДСЗ в метеоритах, крім наноалмазів. Серед виявлених досонячних силікатів були присутні форстерит (Mg₂SiO₄) та скло із вставленим металом і сульфідами (GEMS) .

Згодом досонячні силікати були виявлені в метеоритах Acfer 094, NWA (NorthWest Africa) 530, CR2 (тип Renazzo) ; незгрупованих вуглецевих хондритах Adelaide і Ningqiang; CR хондритах MET00426, QUE (Queen Elizabeth Range) 99177 і NWA852; CO хондритах ALHA 770307 (Allan Hills), LaPaz Icefield 031117 і Dominion Range 08006; та антарктичних мікрометеоритах. В цілому, виявлено понад 500 досонячних зерен силікатів, діаметр більшості яких становить менше 0,5 мкм.

Ізотопний аналіз виявив, що серед зерен силікатів більше зерен Групи IV із великими надлишками ¹⁸O та збідненими ¹⁷O, ніж серед зерен оксидів. Подібний ізотопний вміст оксигену (великі надлишки ^{16, 18}O) є свідченням походження цих силікатів із наднової ІІ типу.

Визначення мінералогії досонячних силікатів ускладнюється їх малим розміром. Тільки використовуючи аналітичний TEM вдалось однозначно ідентифікувати мінеральну структуру зерен силікатів і виявити серед них як кристалічні, так і аморфні зерна. Зерна силікатів з кристалічною структурою найчастіше представлені олівін.

Крім того, завдяки координованому NanoSIMS/TEM аналізу досонячних силікатів в тонкій фракції хондриту Acfer 094 вперше вдалось виявити новий мінерал, до того не відомий серед ДСЗ – зерно метасилікат магнію (MgSiO₃) із перовськітоподібною кристалічною структурою. Це зерно («Grain 1_07»), розміром ~500 нм, мало надзвичайно високий надлишок ¹⁷O (¹⁷O /¹⁶O = 4,91× 10^-3, в 12 разів вищий від сонячної поширеності ) і ¹⁸O (0,4 разів вищий сонячного ) зерна Grain 1_07 міг свідчити про їх походження із зір АВГ чи нової. Однак аналіз ТЕМ виявив перовськітоподібну кристалічну структуру високого тиску, конденсація якої в зоряних середовищах з низьким тиском не передбачається рівноважною термодинамікою. Одним з найбільш можливих сценаріїв походження досонячного зерна Grain 1_07 могло бути його формування в результаті трансформації силікатного попередника, зумовленої ударною хвилею із батьківської зорі зерна чи в МЗС. Тож, ударні хвилі можуть слугувати як окремий механізм рекристалізації силікатів чи перетворювати їх в структури високого тиску.

Досонячні зерна GEMS були виявлені в частинках міжпланетного пилу та незгрупованому хондриті Acfer094 (з кристалічними мінералами заліза) . На основі нового аналізу ізотопного вмісту оксигену в GEMS припускається, що лише 1-6% з них є досонячними зернами. Тоді як притаманний 94-99% частинкам GEMS ізотопно нормальний вміст О, подібний до земних матеріалів та вуглецевих хондритів, свідчить про їх формування в сонячній системі чи повну гомогенізацію в МЗС. Хоча в більш ранніх дослідженнях GEMS висувалось припущення, що такі частинки є залишками ізотопно та хімічно гомонізованих міжзоряних аморфних силікатів.

Наноалмази

Найбільш поширеними тугоплавкими вуглецевими досонячними зернами в хондритах є алмази нанометрового розміру (~1400 ppm). Вперше наноалмази були ізольовані з хондритів шляхом руйнівного хімічного розчинення метеоритного матеріалу. 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 . Найменші мінеральні зерна, які можна аналізувати ізотопно з допомогою NanoSIMS, мають розмір ~0,1 мкм, що на кілька порядків більше, аніж наноалмази. Наноалмази складають ~0,14% маси вуглецевого метеориту, що становить ~3% всього C в таких метеоритах. З цього випливає, що на грам карбону припадає понад 10^19-20 наноалмазів, що у випадку такої ж поширеності в міжзоряному просторі, робить їх одними з найбільш поширених міжзоряних матеріалів.

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) . Попри те, що середній ізотопний склад карбону 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-HL, що пов’язані з надновими, свідчать про можливе досонячне походження деяких з наноалмазів.

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 – карбон. 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) , після якого найбільш поширеним є зв’язаний з поверхнею алмазу Н (10-40 атомних %).

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. 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. 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 протосонячна туманність. Хоча як саме алмази, відновлена вуглецева фаза, могли утворитись в окисненій сонячній туманності залишається незрозумілим.

Первинно виміряне в метеоритних алмазах співвідношення ізотопів азоту ¹⁵N/¹⁴N, що було на ~35% меншим від такого в земній атмосфері (¹⁵N/¹⁴N =272) і могло свідчити про досонячне походження, пізніше було виявлене в атмосфері Юпітера (¹⁵N/¹⁴N = 441). 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. А наявність алмазів в найрізноманітніших геофізичних зразках ще більше ускладнює встановлення походження метеоритних наноалмазів .

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 Так, для пояснення того, як наноалмази могли сформуватись в наднових було запропоновано кілька механізмів: через ударний метаморфізм зерен графіту чи аморфного карбону в міжзоряному середовищі, спричинений високошвидкісними зіткненнями ударних хвиль наднової; перетворення вуглецевих зерен внаслідок опромінення енергетичними іонами; через відпалювання частинок графіту сильним ультрафіолетовим випромінюванням; через конденсацію при низькому тиску, - як в хімічному осадженні з парової фази, - в газову викиді наднової .

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 . 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. 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 . 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 .

Окрім того, використовуючи диференціальне центрифугування в кислотних залишках вуглецевих хондритів Boriskino (CM2) та Orgueil (CI) вдалось ізолювати частку трохи більших наноалмазів (~5 нм) . Цей зразок наноалмазів (~1% всіх наноалмазів), при температурі горіння алмазів (400-600 °C), вивільняв важкий карбон (δ¹³C = 116 – 200‰), легкий нітроген (δ¹⁵N ~ -350‰ – значно нижче нормальних наноалмазів), ксенон (Xe-s) та ²²Ne (Ne-E) s-процесу. Такий вміст даного зразку наноалмазів є однозначною ізотопною ознакою їх походження із зір АВГ.

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.

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. Про це свідчить те, що більша частина 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.

Незвичні ізотопні співвідношення в одиничних ДЗС однозначно свідчать про те, що вони конденсувались із газу, що мав подібний ізотопний склад. Так, досонячні зерна SiC були сформовані із атомів вуглецю з ізотопним співвідношення між ¹²C/¹³C = від 3 до 5000 , тоді як в акреційному диску з його високими температурами їх співвідношення було б швидко зміщене до міжзоряних показників, ¹²C/¹³C = 89 у випадку сонячного акреційного диску. Аналогічним чином, ізотопні співвідношення О в досонячних зернах оксиду Al₂O₃ коливаються на чотири порядки величини, що було б неможливим у випадку їх формування в змішаному міжзоряному середовищі . Ще більшим свідченням на користь конденсації ДСЗ із газу у витіканнях зір є виявлений в зернах SiC та графіту ізольовані, майже чисті складові s-процесу .

Формування та шлях досонячних зерен пилу

Всі досонячні зерна зоряного пилу є тугоплавкими, тобто при високих температурах (1300 – 2000 К) вони можуть конденсуватись прямо із газової фази. ДСЗ конденсувались в низькогустинних навколозоряних оболонках довкола масивних зір і були ними викинуті в міжзоряне середовище на останніх стадіях зоряної еволюції . Із розширенням навколозоряних оболонок адіабатичне охолодження привело до швидкого падіння температур і на досить далекій відстані від зорі, температури стали достатньо низькими (<2000 K) для конденсації з викинутого зоряного матеріалу твердих зерен пилу.

На початку 1960-х рр. на основі теоретичних обчислень було висунуто припущення про конденсацію пилу карбону (графіт) чи силікату в багатих вуглецем чи киснем холодних зорях і що цей пил потім віддаляється від зір через тиск електромагнітного випромінювання. Також висувалось припущення про конденсацію інших твердих фаз, як SiC у вуглецевих зорях та заліза з іншими твердотільними елементами у викидах наднової, що охолоджувались з віддаленням від зорі. І вже в кінці 1960-х рр. інфрачервоні спостереження масивних холодних зір вперше виявили, що багато з них дійсно оточені товстими шарами пилу, який робить навколозоряні оболонки непрозорими, тому світло, що йде від зорі поглинається і перевипромінюється в інфрачервоному діапазоні . Тоді ж було визначено, що цей пил представлений вуглецевим пилом, подібним до сажі (у випадку багатої карбоном зорі) чи силікатним пилом, як олівін і піроксени ( у випадку багатої оксигеном зорі) . Згодом епізоди формування пилу були виявлені в різних зоряних джерелах: зорях АВГ та пост-АВГ; класичних та повторних нових ; зорях Вольфа—Райє та навіть найближчій надновій, SN 1987A .

Притаманне зоряним витіканням швидке падіння температури та густини призводить до рекомбінації плазми (сильно іонізований газ), уможливлюючи формування спочатку простих, а зрештою і складних багатоатомних молекул. Саме формування навколозоряних зерен пилу є складним процесом, що визначається локальними термодинамічними та хімічними умовами і потребує відносно низької температури (нижче 1500-2000 К) та густини частинок вище log n ≥ 10⁸/см³ . Однак близько до фотосфер масивних зір надто велика температура (до 10,000 К в хромосферах червоних гігантів) унеможливлює формування зерен. Вже поза хромосферою температура монотонно спадає з радіальною відстанню.

Внутрішня межа оболонки пилу визначаються відстанню r₁ на якій температура спадає нижче температури конденсації T_C домінуючого газового компоненту. Напр., для зорі з радіусом R_*, утворюючим зерна з T_C = 1000 К, то r₁ ≈ R_* . Зовнішня межа пилової оболонки визначається відстанню r₂ на якій густина та температура навоколозоряного матеріалу наближається до середніх температур і густини міжзоряної матерії, що зазвичай складає 10⁴-10⁵R_*. Відповідно, густина частинок n газу в зоряному вітрі спадає внаслідок розрідження з радіальною відстанню r від зорі, так що n ∝ r^−p, де p = 2 для однорідного розширення із сталою швидкістю. Тож, конденсація зерен пилу повинна бути найшвидшою в зоні, що знаходиться одразу поза внутрішнім радіусом r₁, де типові густини складають n ~ 10¹⁹/m³ – на багато порядків більше від густин, характерних для міжзоряних хмар.

В цілому, процес конденсації зерен може бути описаний через двох-етапний процес: а) нуклеація зерна та його б) ріст до макроскопічних розмірів. На першому етапі відбувається поєднання кількох молекул в невеликі групи (кластери), які в результаті додаткових хімічних реакцій ростуть і досягають критичного розміру. Проміжок часу для нуклеації повинен бути коротшим, аніж період часу, протягом якого зберігаються сприятливі умови для формування зерен в зоряних витіканнях. Ця умова істотно обмежує число місць, де формуються зерна пилу, зводячи їх до вітрів із зір АВГ і Червоних гігантів, та до охолоджених викидів із нових та наднових .

Щоб здолати відносно нестабільні проміжні стадії та досягнути твердих чи рідинних фаз, для процесу нуклеації потрібний певний ступінь пересичення газу. Так, для рівня пересичення в конденсатах графіту (надлишок парціального тиску карбону порівняно з загальним тиском газу) було отримане значення ≥ 3 × 10^-7 дина/см². Відповідно з класичною теорією нуклеації, що первинно була сформульована для опису конденсації рідинних краплин в амтосфері Землі , протягом газової фази росту зерна повинна була існувати хімічна та термальна рівновага із розширенням газу далі від зорі. Тоді конденсація деяких видів зерен Х має місце, коли їх парціальний тиск в газові перевершує тиск насиченої пари Х в конденсованій фазі, будучи найбільш ефективним при температурах значно нижче номінальної температури конденсації. Індивідуальна одиниця виду Х в газовій фазі (атом чи молекула) називається мономер. Випадкові зіткнення мономерів призводить до формування їх кластерів. Для рівноважних умов, густина кластерів, що містять i мономерів складає

$n_{i}=n_{1}exp(-\Delta E_{i}/kT)$

де n₁ – густина одинчних мономерів, а ∆E_i – термодинамічна вільна енергія, пов'язана із формування кластеру . Для малих кластерів, ∆E_i зростає із i, і тому спадає n_i. Однак вище деякого критичного розміру додавання додаткових мономерів є енергетично сприятливим, оскільки кластери стають стабільними і швидше ростуть до певного максимального розміру, що обмежується доступністю мономерів.

Відтак, молекули зерен різних видів під час конденсації з газу, що зазнавав охолодження, повинні хаотично комбінуватись в малі, відносно нестабільні кластери, які після додавання молекул досягали першої термодинамічної конфігурації – «критичного кластеру» . При типових температурах нуклеації в більшості астрофізичних місць, для критичних кластерів потрібно близько N_c~ 5 - 20 мономерів, тому вони дуже малі . Самі критичні кластери діють як поріг стабільності, оскільки ті кластери, які є меншими від критичного кластеру, є нестабільними і скоріш за все випаруються. Тоді як кластери із N ≥ N_c мономерами будуть термально стабільними і скоріш за все еволюціонують в однорідні чи різнорідні макроскопічні зерна.

Для різних типів зерен пилу характерні відмінні умови конденсації. Так, гази тугоплавких матеріалів конденсуються на інших рівнях пересичення, аніж леткі речовини . Крім того, молекули, чия енергія зв’язку більша аніж відповідна енергія реакції, потрібна для формування кластерів, як CO чи N₂, є інертними і тому не конденсуються. Особливість СО полягає в тому, що тоді як для більшості гетероядерних двоатомних молекул притаманні енергії розриву зв’язків ~3-5 еВ, то СО має енергію зв’язку 11,2 еВ і для його розриву потрібні високоенергетичні фотони. Тож, за відсутності інтенсивних, високоенергетичних полів випромінювань, наслідком конденсації в багатій на O плазмі (де O > C) буде кластеризація майже всіх С атомів у формі дуже стабільних молекул СО. Як наслідок, багаті на C зерна (наноалмази, графіти, SiC) в таких умовах не можуть утворитись. З іншого боку, в багатому на С середовищі (де С > О), весь О йде на формування молекул СО, унеможливлюючи формування окислених конденсатів . Тому при C/O > 1 конденсуються вуглецеві сполуки, як карбіди та графіт. Оскільки в Сонячній системі С/О ≃ 0,4, то мінерали які містили карбон не могли конденсуватись в протосонячній туманності. Це свідчить про те, що майже всі вуглецеві типи метеоритних зерен мають досонячне походження.

Кластери, що задовольняють умові N ≥ N_c в пересичених плазмах еволюціонують в макроскопічні зерна через поєднання, поверхню росту та коагуляцію більших кластерів. Залежно від локальної хімії та термодинамічних умов, може постати велика кількість конфігурацій зерен, як монокристали чи полікристали, аморфні зерна чи багатошарові структури.

Зерна зоряного пилу також можуть бути зруйновані різними хімічними та фізичними процесами, включаючи випаровування внаслідок радіаційного нагрівання, іонне розпилення, руйнування через зіткнення зерен між собою, чи фотодесорбції . Зерна також можуть бути зруйновані ударними хвилями із залишків наднової. Крім того, ДСЗ найімовірніше взаємодіяли в міжзоряному середовищі з галактичними космічними променями, наслідком чого були реакції розщеплення ядра – відокремлення нуклонів чи малих ядер від великих ядер в результаті впливу енергетичних частинок, які могли модифікувати склад зерен. Припускається, що в міжзоряному середовищі зерна можуть вижити не більше ~0,1 – ~1 мільярд років.

Навколозоряний пил викидається в міжзоряне середовище зоряними вітрами та викидами із вибухів нових і наднових. Такий космічний пил складає ~1% маси міжзоряного середовища і спричиняє міжзоряне поглинання. Із формуванням Сонця в молекулярній хмарі, деякі зерна зоряного пилу, що були присутні в протосонячній туманності, були захоплені в астероїди. Зіткнення малих каменів з астероїдом призводить до відщіплення від нього фрагментів, які досягають Землі і падають на її поверхню, як метеорити, що містять досонячні зерна зоряного пилу.

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. На основі цих припущень Дональд Клейтон 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 .

Попри те, що у викидах наднової спостерігається конденсація пилу, астрономічні спостереження дають обмежену інформацію про склад та фізичні характеристики пилу . 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.

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 . Ізотопні складові зерен SiC X, графіту та Si₃N₄ найкраще узгоджуються з моделями наднової типу ІІ (ННІІ). 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 притаманні зонам ННІІ, де відбуваються ядерні реакції згоряння гелію, а високе співвідношення ²⁶Al/²⁷Al можливе тільки в верхніх шарах ННІІ, де відбувається згоряння гідрогену. Ці відкриття припускають значне та вибіркове змішування матеріалів з різних шарів ННІІ зорі.

Хоча наднові й були встановлені, як джерело деяких ДСЗ, їх ізотопні вмісти не цілком збігаються з передбаченнями існуючих теоретичних моделей та спостереженнями викидів наднових. Саме тому для узгодження з ізотопними складовими потрібне вибіркове мікроскопічне змішування між викинутими матеріалами з різних зон викидів наднової. Крім того, нові теоретичні дослідження викидів наднових з використанням 3D гідродинамічних моделей вказують на більш інтенсивне змішування між шаруватими зонами.

Зерна SiC X із наднових

На основі вимірювання надлишку ²⁸Si (що утворюється лише в глибинних внутрішніх шарах масивних зір), було встановлено, що тільки ~1% досонячних SiC зерен (а саме, тип SiC X) походить із наднових, маючи вищі від сонячних співвідношення ¹²C/¹³C в діапазоні 40-10,000 . Притаманні X зернам високі ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C та низькі співвідношення ¹⁴N/¹⁵N є свідченням згоряння гелію в наднових типу ІІ. Тоді як високі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al досягаються в зоні He/N через згоряння гідрогену.

Ключовим свідченням походження зерен SiC X із наднових є наявність в деяких з них великого надлишку ⁴⁴Ca, як по відношенню до ⁴⁰Ca так і до земного ізотопного співвідношення . Подібний моноізотопний ефект вказує на радіоактивний розпад, у даному випадку розпад ізотопу титану ⁴⁴Ti, з коротким періодом напіврозпаду (T_1/2 = 60 років) . Ізотоп ⁴⁴Ti синтезується лише у викидах наднової і коли SiC X зерна формувались, він ще не розпався, що однозначно вказує на те, що їх джерелом була наднова.

Виведене первинне співвідношення ⁴⁴Ti/⁴⁸Ti в зернах SiC X коливається в діапазоні від ~10² до ~0,6, що корелює з ізотопом ²⁸Si: зерна з найвищим співвідношенням ⁴⁴Ti/⁴⁸Ti також містили найбільше ²⁸Si. Подібна кореляція узгоджується із зернами X, що містять матеріал з найбільш глибинних, багатих на Si та Ni зон наднової типу ІІ , в яких протягом «розморожування» багатого на альфа-частинки (утворених внаслідок розпаду ядер при високотемпературному нагріванні після проходження ударної хвилі через багату на ізотопно чистий ²⁸Si оболонку колапсуючої масивної зорі) синтезується ⁴⁴Ti .

Подібно до надлишку ⁴⁴Ca, притаманний багатьом зернам SiC X надлишок ізотопу ⁴⁹Ti є свідченням in situ розпаду радіоактивного ⁴⁹V . Перші дослідження V-Ti ізотопів в зернах Х виявили позитивну кореляцію між їх значеннями 𝛿⁴⁹Ti/⁴⁸Ti та 𝛿⁵¹V/⁴⁸Ti, що з урахуванням періоду напіврозпаду ⁴⁹V (T_1/2 = 330 днів) припускало конденсацію зерен Х протягом кількох місяців після вибуху наднової. Однак подібне раннє формування зерен Х розходилось з модельними передбаченнями пізнього формування карбіду силіцію в наднових типу ІІ. А наступні дослідження не підтвердили кореляцію V-Ti, ставлячи під сумнів раннє формування Х зерен в надновій. ⁴⁹V формується у внутрішній зоні Si/S, що містить ізотопно чистий ²⁸Si, однак відсутність V-Ti кореляції припускає два сценарії надлишків ⁴⁹Ti в зернах Х: або ці зерна сформувались після розпаду більшості ⁴⁹V, або існування відмінних від розпаду ⁴⁹V джерел ⁴⁹Ti в зернах. Іншим джерелом ⁴⁹Ti в Х зернах може бути зовнішня, багата на карбон зона He/C, в якій надлишки ⁴⁹Ti є результатом реакції захоплення нейтронів .

В новому досліджені 16 великих зерен SiC Х із метеориту Murchison CM2 з використанням іонного мікрозонду NanoSIMS 50L не було знайдено кореляції між ⁵¹V/⁴⁸Ti та 𝛿⁴⁹Ti. Натомість була виявлена негативна кореляція між 𝛿⁴⁹Ti та 𝛿³⁰Si, що пов'язує внесок зони Si/S, високозбагаченої чистим ²⁸Si, із надлишком ⁴⁹Ti в зернах. Відповідно, позитивна кореляція між надлишками ⁴⁹Ti та ²⁸Si припускає, що Х зерна утворились вже після того, як більшість ⁴⁹V, генерованих в зоні Si/S, розпалась до ⁴⁹Ti. Отримані дані свідчать про пізню (у порівнянні з періодом напіврозпаду ⁴⁹V) конденсацію зерен Х із багатих вуглецем викидів наднової ІІ типу, – щонайменше через два роки після вибуху їх батьківської зорі.

Результати ізотопного аналізу досонячних зерен SiC X узгоджуються з новими астрономічними спостереженнями неперервного формування пилу в наднових типу ІІ протягом майже десяти років після вибуху . Хоча на основі оптичного та ближнього інфрачервоного спектрів для кількох наднових було висунуте припущення, що карбід силіцію порівняно із вуглецевими зернами є незначною складовою пилу, нещодавні моделі конденсації пилу наднових все ж передбачають затримане формування SiC в надновій ІІ. Тож, отримані на основі ізотопного вмісту деяких SiC Х зерен дані про їх конденсацію через ~2 роки після вибуху наднової експериментально підтвердили модельні передбачення.

Змішання у викидах наднових

Характерні для зерен SiC X ізотопні складові знаходяться в масивних зорях в дуже різних зонах, що проходять відмінні стадії ядерного згоряння перед вибухом наднової . Тож, ізотопний вміст зерен X вказує на глибоке та неоднорідне змішування матерії з різних зоряних зон у викидах наднової.

Для ізотопних складових титану та силіцію в зернах SiC X необхідний внесок із зоряних зон багатих Ni, Si/S та O/Si, в яких відбувається згоряння силіцію, неону та оксигену. Тоді як завдяки внеску із зон He/C та He/N, в яких відбувається згоряння гідрогену та неповне згоряння гелію, досягається C>O, що уможливлює конденсацію зерен SiC . Разом з тим, додавання матеріалу із проміжних, багатих киснем, шарів повинно бути істотно обмеженим.

На користь значних макроскопічних змішувань у викидах наднової свідчать як чисельні астрономічні спостереження, так і гідродинамічні моделі вибухів наднової, які передбачають започатковане РТ-нестійкостями широке змішання у викидах. Однак наразі немає даних на користь мікроскопічних змішувань і чи дозволяють подібні РТ-нестабільності змішання матерії із віддалених зон, одночасно придушуючи внесок із проміжних, багатих киснем зон. На можливість мікроскопічних змішувань вказують тривимірні моделі наднової, в яких було показано проникнення матеріалу із внутрішніх зон у зовнішні шари, реалізуючи через РТ-нестабільності змішування внутрішніх зон із багатими вуглецем зовнішніми зонами.

Розходження в ізотопних співвідношеннях Si та N

Моделі змішування зон наднової типу ІІ в змозі якісно відтворити ізотопні ознаки зерен SiC X, однак не в змозі кількісно пояснити аномальні ізотопні співвідношення (великі надлишки ¹⁵N та надлишки ²⁹Si, які перевершують ³⁰Si), виявлені в більшості X зерен . Ізотопні співвідношення Si є однією з давніх проблем в астрофізиці, оскільки передбачення моделі наднової розходяться із сонячним ізотопним співвідношенням ²⁹Si/³⁰Si.

Серед виявлених SiC X зерен, лише декілька зерен (т.зв. X0 зерна) мають надлишки ²⁹Si більші від ³⁰Si , тоді як більшість зерен X (т.зв. X1 зерна) розташовані вздовж однієї лінії на графіку трьох ізотопів Si, де 𝛿²⁹Si/𝛿³⁰Si має нахил ~0,65. Третій тип Х зерен, т.зв. Х2 зерна, розташовані нижче зерен типу Х1 на графіку трьох ізотопів . Для пояснення кореляційної лінії зерен Х1 необхідний ізотопний компонент силіцію із ²⁹Si/²⁸Si ~0,024 (сонячне співвідношення ~0,051) і без ³⁰Si, однак моделі наднової не в змозі генерувати такий ізотопний вміст. Моделі наднової передбачають нижчі від сонячних співвідношення ²⁹Si/³⁰Si для багатих на ²⁸Si внутрішні зони наднових, тоді як такі співвідношення Х1 зерен вищі від сонячних. Відтак, моделі наднових типу ІІ не в змозі пояснити сонячне співвідношення ²⁹Si/³⁰Si, вказуючи на те, що реальні наднові можуть генерувати або ж більше ²⁹Si, або ж менше ³⁰Si, аніж передбачають ці моделі.

Моделі наднової типу ІІ генерують ізотоп ¹⁵N через реакції розсіяння нейтрино на ¹⁶O у внутрішніх зонах . Більшість зерен SiC X має великий надлишок ¹⁵N у поєднанні з високим ізотопним співвідношенням ²⁶Al/²⁷Al до 0,6 – свідчення згоряння гідрогену. Разом з тим, згоряння гідрогену також має генерувати надлишок ¹⁴N, тоді як виміряні в більшості зерен Х співвідношення ¹⁴N/¹⁵N коливаються в діапазоні від 10 до 250, що є нижчими, аніж передбачають моделі змішання в наднових типу ІІ, особливо якщо для конденсації зерен SiC припускається, що C > O. Одним з вирішень цієї проблеми є послаблення обмеження C > O, що уможливлює формування зерен SiC X в зонах наднових, багатих ¹⁶O і ¹⁵N . З іншого боку, у випадку неповноти моделі наднової ІІ, ізотопний вміст зерен X може свідчити що, наднові генерують значно більше ¹⁵N, аніж передбачається моделями. Останнє припущення частково підтверджується спостереженнями надлишків ізотопів в позагалактичних системах .

Нуклеосинтез нейтронного спалаху в надновій

Характерною рисою досонячних зерен SiC Х є незвичний ізотопний вміст молібдену. В зернах, конденсованих у викидах наднових, ізотопні складові важких елементів мали б свідчити про їх формування в результаті нуклеосинтезу r-процесу. Однак вимірювання вмісту молібдену в зернах Х з використанням RIMS виявило великі надлишки ⁹⁵Mo та ⁹⁷Mo у порівнянні з ⁹⁶Mo (постає винятково із s-процесу) та сонячним ізотопним вмістом. Тоді як r-нуклід ¹⁰⁰Mo, чий значно більший надлишок в Х зернах передбачається класичним r-процесом в наднових типу ІІ, не був виявлений.

Для пояснення надлишку ^{95, 97}Mo в зернах Х був запропонований нуклеосинтез «нейтронного спалаху» (lang-en|neutron burst) , - подібний до того, що свого часу пропонувався для пояснення ізотопних складових важкого ксенону (Xe-H) в наноалмазах і міг свідчити про їх досонячне походження із наднових типу ІІ . Такий нейтронний спалах, що триває декілька секунд, полягає у швидкому вивільненні великого потоку нейтронів при проходженні ударної хвилі із ядра наднової через багату гелієм оболонку. Із нуклеосинтезом нейтронного спалаху в наднових також узгоджується ізотопний вміст інших елементів Х зерен, як високі надлишки в ⁵⁸Fe, ⁸⁸ Sr, ⁹⁶Zr і ¹³⁸Ba, так і збіднення в ⁹⁰Zr та ¹⁰⁰Ru.

Подібний швидкий нейтронний спалах постає в моделях вибуху наднової типу ІІ у кисневому шарі, нижче зони He/С і в змозі пояснити характерний для X зерен ізотопний вміст Mo. Це є черговим підтвердженням походження зерен SiC X із наднової типу ІІ. Крім того, формування ізотопного вмісту Мо в результаті нуклеосинтезу нейтронного спалаху в зернах SiC Х свідчить, що вони могли утворитись в тому самому матеріалі наднової, в якому сформувався компонент наноалмазу, що містив Xe-H, підтвереджуючи досонячне походження деяких наноалмазів.

Проблема походження зерен SiC C

Характерний для зерен С надлишок ⁴⁴Ca, який вказує на початкову присутність в цих зернах радіоактивного ⁴⁴Ti, свідчить про їх походження із наднових типу ІІ, де вони формувались шляхом включення матерії із зони Si/S та, можливо, зони N.

Ізотопний вміст C та Si, як і співвідношення ²⁶Al/²⁷Al та ⁴⁴Ti/⁴⁸Ti зерен C із метеориту Murchison узгоджуються з модельними передбаченнями змішання матерії шарів (найбільше із зовнішніх зон, багатих He та H, менше із зон багатих О та Ni/Si/S) наднової типу ІІ з масою 15 M_ʘ. Однак поєднання надлишку важкого ізотопу Si з легким ³²S в зернах SiC С не узгоджуються з моделями змішання в наднових, які передбачають співвідношення ³⁴S/³²S в 5 – 6 разів вищі, аніж мають зерна С. Відповідно з цими моделями, єдина зона наднової ІІ з високими надлишками ³²S є зона Si/S, що також має високі надлишки ²⁸S, які однак не спостерігаються в зернах С.

Для пояснення аномальних ізотопних даних зерен С в контексті моделі змішання наднової ІІ був запропонований сценарій фракціонування між Si та S через хімію молекул в ще не змішаних викидах з різних зон наднової. Відповідно з цим сценарієм, зростаюче зерно SiC C в ~40-50 разів більш ефективніше захоплювало S із найбільш глибинної зони Si/S (місце формування ⁴⁴Ti), аніж S із інших зон. Таке пояснення досить добре узгоджується як з астрономічними спостереженнями викидів SN1987A (в яких спостерігались такі молекули як CO та SiO) , так і моделями хімічної кінетики в наднових типу ІІ із зір з Z=0, які передбачають формування великої кількості молекул, в тому числі S, у викидах . Так, моделі хімічної кінетики для наднової ІІ з масою 20 M_ʘ і без змішання передбачають, що 7% всієї викинутої матерії буде мати молекулярну форму: найбільш поширеними будуть молекули моносульфіду кремнію (SiS) (формуються у викидах із зони Ni/Si/S), а також молекули O₂, CO та SО (із багатих киснем зон) .

Ізотопні дані зерен С підтверджують, що формування молекул в наднових типу ІІ із Z=0, відбувається у незмішаних викидах, після чого слідує макроскопічне змішання (обумовлене РТ-нестабільностями) і вже потім ріст зерен SiC . Відповідно із сценарієм фракціонування між Si та S через хімію молекул, ростучі зерна SiC C захоплюють S як молекули SiS, тоді як захоплення S з інших зон стримується; одночасно зерно SiC також захоплює Si з інших зон. Збагаченість С зерен ³²S є переконливим свідченням того, що хімія молекулS відбувається у викидах наднових типу ІІ, підтверджуючи походження зерен С з наднових.

Іншим поясненням походження збагачених ^{29, 30}Si зерен С, - особливо тих, що були знайдені як субзерна графіту, -є їх формування в масивних (50 < M_ʘ < 100) зорях Вольфа—Райє (В-Р) . Моделі нуклеосинтезу захоплення нейтронів в ядрах В-Р, де відбувається згоряння Не, передбачають велике ізотопне збагачення ²⁹Si (в 7,2 рази порівняно із сонячним) та ³⁰Si (в 30 разів у порівнянні з сонячним ) відносно ²⁸Si. Коли зорі В-Р досягають вуглецевої ( WC) фази, то на їх поверхні з’являються Si, як продукти згоряння Не в ядрі. Розподіл інфрачервоних спектрів областей В-Р WC, що характеризуються в 10⁴ разів збільшеною щільністю аніж згладжені зоряні витікання, узгоджується з аморфними вуглецевими утвореннями, хоча SiC й не було виявлено.

Відсутність притаманного надновим турбулентного змішування обмежує втечу збагачених ^{29, 30}Si зерен SiC C до вітрів В-Р WC, що призводить до менших, хоч все ще значних, ізотопних збагачень ^{29, 30}Si (<5 разів порівняно з сонячним) . Крім того, моделі передбачають, що співвідношення ¹²C/¹³C у вітрах WC значно перевершує такі ж співвідношення в С зернах. Однак змішання витікань WC із зоряною оболонкою компаньйона в подвійній системі, в якій знаходяться більше половини зір В-Р, призводить до розчинення надлишків ¹²C. Тож зорі В-Р в подвійній системі можуть бути природнім джерелом походження зерен С.

Походження Si3N4

Виміряна вперше в лабораторії випромінювальна здатність кристалічних (суміш α- та β-Si₃N₄) та аморфних зразків нітриду силіцію вказувала на внесок Si₃N₄ до випромінювання в області спектру 9 – 12 мкм, що свідчило про можливість модифікації профілів випромінювань зерна SiC. Ці дослідження виявили, що на структуру, спостережувану в профілях поглинання SiC, може впливати поглинання Si₃N₄. Свідчення про зерна Si₃N₄, як складового компоненту зоряного пилу, вперше були отримані із метеоритів.

Виявлені в метеоритах досонячні зерна нітриду силіцію мали такий самий ізотопний вміст, що й зерна SiC X: високі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al, і низькі співвідношення ^{29, 30}Si/²⁸Si та ¹⁴N/¹⁵N. Виходячи з такої схожості ізотопних співвідношень між двома типами досонячних зерен, було висунуто припущення, що подібно до зерен Х, зерна Si₃N₄ також сформувались в наднових типу ІІ в умовах відновлення (C/O > 1) та високої концентрації нітрогену.

Разом з тим, моделі рівноважної конденсації передбачають, що Si₃N₄ не є стабільним конденсатом в зорях АВГ і тому не може формуватись в оболонках вуглецевих зір (для чого потрібно величезний надлишок нітрогену, в 100 разів більший сонячного), унеможливлюючи його спостереження в цих зорях. Однак на основі здійсненого з допомогою NanoSIMS ізотопного аналізу залишків метеориту Indarch, вперше було виявлено одне зерно Si₃N₄ із надзвичайно високим співвідношенням ₁₄N/₁₅N, джерелом якого могла бути зоря АВГ. Нітрид силіцію найімовірніше не формується як первинний конденсат в оболонках зір АВГ, але як продукт реакції між попередньо конденсованими SiC та N₂:

³SiC (тв) + 2N₂ (г) = Si₃N₄ (тв) + 3С (тв).

Хоча така реакція потребує високого парціального тиску газу N₂ .

Підтвердження можливого походження Si₃N₄ із зір АВГ було отримане на основі спектроскопічної ідентифікації Si₃N₄ (разом з SiC) в навколозоряних пилових оболонках величезних вуглецевих зір IRAS 21318+5631 та AFGL 2477 . Хоча ці зорі проявляли поглинальну особливість у смузі близько 11 мкм, яку пов'язували з SiC, їх пік припадав на більш коротші довжини хвиль (9,6 мкм) і поширювався далі (10,7 та 11,2 мкм), що співпадало з лабораторними спектрами дисперсії Si₃N₄ в таблетці з KBr. Це відкриття тлумачилось, як свідчення формування Si₃N₄ в оболонках зір АВГ, всупереч попереднім припущенням на основі вивчення ДСЗ Si₃N₄ про неможливість утворення нітриду силіцію в таких зорях.

Однак пізніші астрономічні спостереження вуглецевих зір та повторні лабораторні дослідження спектрів SiC та Si₃N₄ не підтвердили гіпотезу формування Si₃N₄ в зорях АВГ. Натомість була висунута гіпотеза, що спостережувана широка спектральна особливість 10 – 13 мкм в IRAS 21318+5631 може бути пояснена присутністю аморфних зерен SiC. Однак морфологічний аналіз величезної кількості досонячних зерен SiC з метеоритів переконливо показав, що майже всі ці зерна є кристалічними, не аморфними, тому аморфних зерен SiC у вуглецевих зорях не достатньо для пояснення спостережуваної широкої особливості 10 – 13 мкм .

Зерна графіту з наднових

Фізичні та хімічні властивості ДЗС графіту, що утворились у викидах наднових істотно різняться від таких же властивостей зерен графіту, що походять із зір АВГ. Частково ці відмінності пов’язані з різною гідродинамікою, тиском, складовими газу і часом формування зерен в цих двох середовищах.

Подібно до зерен SiC X, найбільш переконливими свідченнями походження досонячних зерен графіту з наднових ІІ є надлишок в зернах з низькою густиною (LD зернах) ізотопу ⁴⁴Ca. Крім того, подібно до SiC X зерен з наднових, в багатьох LD зернах графіту також було виявлено: надлишок ²⁸Si та ¹⁵N; величезний діапазон співвідношень ¹²C/¹³C; високі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al ; великі збагачення ізотопом ¹⁸O, із співвідношеннями ¹⁸O/¹⁶O в ~200 разів більшими від земного співвідношення.

LD зерна графіту з наднових ІІ

Ізотопні складові досонячних зерен LD (з низькою густиною) графіту (p = 1,65 – 1,72 г/см³) і відносно великого розміру (середній діаметр ~6 мкм), що були виявлені в метеоритах Murchison (фракції KE3 та KFA1) та Orgueil (OR1c та OR1d), свідчать про походження цього типу графітів із наднових типу ІІ.

Ізотопний аналіз благородного газу в об'ємній масі зерен графіту із фракцій Murchison та вивчення ізотопних вмістів Ne та He одиничних зерен виявив, що зерна LD (з низькою густиною) графіту мають високо збагачений вміст ²²Ne, але збіднені ⁴He. ²²Ne в LD графітах із Murchison скоріш за все походить із розпаду радіонукліду ²²Na (T_1/2 ~ 2,6 років), що утворюється в зоні O/Ne наднових ІІ. На користь такого походження LD графіту свідчать також виміряні в одиничних зернах низькі співвідношення ⁴He /²²Ne.

Для більшості LD зерен з метеоритів Murchison та Orgueil притаманна кореляція між надлишками ¹⁸O та ¹⁵N. ¹⁸O та ¹⁵N утворюються внаслідок часткового згоряння He та вибухового нуклеосинтезу в зоні He/C масивної пре-наднової ІІ зорі, що є єдиною зоною де такі надлишки існують разом. Підтвердження того, що ці надлишки дійсно походять з однієї зони наднової ІІ були отримані на основі ізотопної візуалізації з допомогою NanoSISM мікротомованих зрізів (товщиною 70 нм) трьох LD зерен графіту із Orgueil, в яких була виявлена сильна кореляція між високими надлишками ¹⁸O та ¹⁵N.

Схожість LD зерен графіту із зернами SiC X з наднових ІІ також проявляється у високих співвідношеннях ²⁶Al/²⁷Al (із T_1/2 для ²⁶Al ~ 7,3×10¹⁵років), виведених із великих надлишків ²⁶Mg в одиничних зернах. Зокрема, в деяких LD зернах співвідношення ²⁶Al/²⁷Al було настільки ж високим, як і в SiC X зернах (²⁶Al/²⁷Al ~ 1) . В наднових ІІ найвищі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al притаманні шару He/N.

В кількох LD зернах на основі надлишків ⁴¹K була виведена первинна присутність ⁴¹Ca (T_1/2 ~ 1,05 ×10⁵років), із співвідношеннями ⁴¹Ca/⁴⁰Ca в діапазоні від 0,001 до 0,01 . Такі високі ізотопні співвідношення досяжні в шарах наднових ІІ, багатих C та О. В деяких LD зернах виявлені надлишки ²⁸Si корелювали з великими надлишками ⁴⁴Ca. Такі великі надлишки ⁴⁴Ca (у порівнянні з надлишками ^40,42,43Ca) є результатом in situ розпаду ⁴⁴Ti (T_1/2 = 60 років) і вказують на внесок матеріалу із глибинного шару Si/S наднової ІІ.

Субзерна графіту з наднових ІІ

В досонячних зернах графіту з наднових були виявлені крихітні субзерна TiC, SiC, камаситу, силіциди Fe та Ni . Одиничні кристали TiC із одиничних зерен графіту характеризувались аномально великим діапазоном співвідношень ¹⁸O/¹⁶O, хоча мали однорідну ізотопну складову Ti, схожу до такої ж в SiC X зернах. ДСЗ графітів з KE3, що походять з наднової, є в цілому значно більшими (4-12 мкм) аніж сформовані у вуглецевих зорях графіти із фракції KFC1, а також мають високий надлишок (25 – 2400 ppm) внутрішніх кристалів TiC; в окремих випадках в одиничних графітах було виявлено кілька сотень TiC.

Враховуючи розміри та поширеність карбідів титану в ДСЗ графіту з наднової, було встановлено, що в газі з якого конденсувались субзерна було багато пилу. Так, на основі діапазону розмірів серед виявлених зерен TiC від ~20 нм до ~500 нм було обчислено, що мінімальна густина Ti в газах викидів наднової повинна була бути, відповідно, від ~7×10⁴ до ~2×10⁶ атомів/см³. За умови повної конденсації Ti в TiC, така густина Ti відповідає мінімальним значенням щільності зерен TiC від ~3×10^-4 до ~0,2 зерен/см³.

В графітах із фракції KE3 також були виявлені композитні карбіди титану з субзернами нікелевого заліза та одиничні зерна камаситу. В композитних зернах мінеральні фази заліза представлені камаситом і тенітом, які епітаксійно зростали на одній чи більше гранях карбіду титану, однозначно вказуючи на конденсацію заліза у викидах наднових. Ці мінеральні фази, разом з хімічними варіаціями поміж субзерен TiC, свідчать про наступну послідовність конденсації зерен і субзерен досонячного графіту: TiC → камасит/теніт → графіт.

Моделі конденсації за умови термодинамічної рівноваги у поєднанні з моделями росту зерен показали можливість досягнення потрібної послідовності конденсації в багатому карбоном газі (від карбідів Ti, Zr, Mo до графіту та SiC) . Ці моделі дозволили накласти обмеження на тиск газу, що має бути в діапазоні 0,1 – 100 дина/см² та на співвідношення C/О, яке має бути в діапазоні 1,05 – 1,2, щоб можливо було отримати спостережувані розміри зерен. Крім того, ці моделі змогли пояснити спостережувані форми конденсації тугоплавких слідових важких елементів в зернах SiC. Попри цю успішність моделей, густини потрібні для формування TiC перед графітом та для утворення зерен спостережуваних розмірів є значно більшими, аніж передбачувані моделями густини для областей формування пилу в атмосферах червоних гігантів. Відтак, довкола цих зерен можуть бути області з більшою густиною, аніж передбачають моделі. Іншим поясненням цього розходження може бути те, що великі зерна переважно формуються в довготривалих дисках довкола взаємодіючих подвійних систем зір, а не довкола одиничної зорі.

Одне унікальне LD зерно графіту («OR1d3m-18», 7 мкм в діаметрі) із фракції OR1d метеориту Orgueil навіть містило як субзерна всі фази (TiC, SiC, камасит, силіциди Fe та Ni) , які були передбачені обчисленнями рівноважної термодинаміки для вуглецевих шарів наднової, підтверджуючи застосовність таких обчислень навіть до складних середовищ наднових . Аналіз з допомогою TEM мікроструктури цього зерна вказував на первинне формування кожної з цих фаз прямо із газу, а в деяких випадках на гетерогенну нуклеацію на вже існуючих твердих поверхнях тугоплавких TiC. Виявлені в OR1d3m-18 окремі зерна силіциду динікелю (Ni₂Si), що епітаксіально росли на різних сторонах одного субзерна TiC, вказують на наступну послідовність фазової конденсації: TiC→Ni₂Si→збагачений Si камасит/Fe₂Si→SiC→графіт, що в цілому узгоджується з передбаченнями.

В цілому, більшість досонячних зерен LD графіту походять із наднових типу ІІ. Тоді як зерен із наднових істотно менше в HD фракціях як Murchison (2%), так і Orgueil (7%). Однак в жодному з двох метеоритів наразі не було виявлено однозначних свідчень присутності зерен із АВГ серед LD графітів.

Оксиди з наднових

Вважається, що більшість ДСЗ оксидів походять з червоних гігантів та зір АВГ. Однак в одному багатому на Al досонячному зерні оксиду, T84, був виявлений великий надлишок ¹⁶O. Оскільки ¹⁶O є найбільш поширеним ізотопом, що викидається надновими типу ІІ, то зерно оксиду Т84 найбільш вірогідно походить з наднових. Інше виявлене досонячне зерно корунду, назване S-C122 , було в три рази більш збагачене ¹⁸O по відношенню до сонячного O. Попри те, що ізотопна складова S-C122 узгоджується із змішанням матеріалу з різних зон ННІІ (оболонок, де спалюється гелій та оболонок багатих гідрогеном), однак і співвідношення ¹⁷O/¹⁶O в цьому зерні було нижчим, аніж передбачається для такого змішання, і ізотопні співвідношення Mg та Ti не узгоджувались з ННІІ. Попри ці розходження, не виключено, що ¹⁸O-збагачені оксиди утворились із ННІІ.

⁵⁴Cr-збагачені зерна та формування Сонячної системи

Іншим найбільш вірогідними зернами оксидів із наднових типу ІІ (чи типу Іа) є нещодавно виявлені надзвичайно збагачені ⁵⁴Cr зерна наношпінелей (~100 – 200 нм) із метеоритів Orgueil та Murchison.

В ННІІ багаті нейтронами ізотопи генеруються через реакції захоплення нейтронів протягом згоряння He ядра та C оболонки. Протягом до-наднової стадії еволюції цих зір ⁵⁴Cr утворюється через захоплення на ⁵³Cr нейтронів генерованих реакцією ²²Ne(α n,)²⁵Mg) . Разом з тим, виміряний ізотопний вміст Cr в ДСЗ SiC та шпінелей, які найімовірніше походять із зір АВГ, має максимальне збагачення співвідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr лиш в ~1,1 рази більше сонячного, у згоді з передбаченнями нуклеосинтезу в зорях АВГ. Тож, зорі АВГ не можуть бути джерелом аномалій ⁵⁴Cr в наношпінелей, оскільки їх співвідношення ⁵⁴Cr/⁵²Cr в 36 разів більше від сонячного.

За відсутності достатньої кількості оксигену в зоні ННІа де генерується ⁵⁴Cr, було висунуто припущення про походження зерен наношпінелей із ННІІ, в яких можуть формуватись оксиди алюмінію та магнію. З іншого боку, спектри ННІа вказують на процеси змішання у їх викидах , тому не виключено, що оксиди-носії ⁵⁴Cr так само могли конденсуватись у викидах цих зір. Однак ключовим свідченням походження нано-оксидів із ННІІ є наявність в примітивних метеоритах ізотопів ²⁶Al та ⁶⁰Fe з малим періодом напіврозпаду, що утворюються лише в ННІІ і що вказує на те, що матеріал із сусідньої ННІІ все ж міг бути присутнім в молекулярній хмарі, в якій формувалась Сонячна система. На основі цих спостережень було висунуте припущення, що та сама наднова ІІ, яка привнесла ²⁶Al та ⁶⁰Fe в сонячну систему, також є джерелом зерен наношпіенелей, багатих ⁵⁴Cr. Тож, ДСЗ з аномальним ізотопним вмістом Cr були ще одним підтвердженням гіпотези , що ударна хвиля сусідньої наднової типу ІІ могла викликати ущільнення матеріалу в молекулярній хмарі, призвівши до її гравітаційного колапсу та врешті до формування Сонячної системи.

Разом з тим, нещодавно ідентифіковані 19 досонячних наночастинок з великим надлишком ⁵⁴Cr суперечать вищезгаданому сценарію формування нано-оксидів та Сонячної системи. Хоча найбільш багаті на ⁵⁴Cr внутрішні зони ННІІ й можуть досягнути співвідношень ⁵⁴Cr/⁵²Cr спостережуваних в найбільш ⁵⁴Cr-збагачених із цих 19 зерен, ці зони також зазвичай є високозбагаченими чи високо збідненими ізотопом ⁵³Cr. Тоді як ізотопний аналіз цих 19 наночастинок виявив в них співвідношення ⁵³Cr/⁵²Cr близькі до сонячних, навіть серед найбільш збагачених ⁵⁴Cr зерен. Тому такі зерна не могли сформуватись у викидах ННІІ.

Натомість ізотопний вміст 19 досонячних наночастинок узгоджується з моделями нуклеосинтезу двох інших типів наднових, що генерують ⁵⁴Cr без (високогустинні наднові типу Ia) чи із (наднові з електронним захоплення) помірною часткою супутнього формування ⁵³Cr. Наднова з електронним захопленням (англ. Electron-capture Supernova) (НЕЗ) є кінцевою стадією еволюції зорі «супер-АВГ» масою ~8 – 10 M_ʘ . Моделі передбачають, що ці зорі повинні складатись із електронно-виродженого ядра оксигену-неону-магнію, оточеного масивною оболонкою. Коли досягається достатня температура та густина в зорях НЕЗ, то відбувається електронне захоплення на ²⁰Ne та ²⁴Mg, що призводить до зменшення тиску вироджених електронів протидіючого гравітації і врешті до колапсу ядра та вибуху, залишаючи по собі нейтронну зорю з низькою масою (<1,37 M_ʘ ). Однак чи існує така наднова і за яких умова досі залишається предметом суперечок.

Відкриття надзвичайно збагачених ⁵⁴Cr зерен, що узгоджуються з моделями нуклеосинтезу в високогустинних ННІа та НЕЗ, є першим свідченням досонячних зерен з таких зір. Однак походження цих зерен із НЕЗ найбільше узгоджується як з їх ізотопно аномальним вмістом Cr, так з історією формування Сонячної системи, оскільки НЕЗ є в 10 разів більш частішими подіями в галактиці , аніж високогустинні ННІа (2% подій ННІа, ~1% всіх наднових) і їх часові рамки еволюції (~20 млн років) узгоджуються з часом протосонячної молекулярної хмари, на відміну від ННІа із значно довшим часом еволюції.

Тож, існує більша ймовірність прямого зв'язку однієї чи більше подій НЕЗ із протосонячною молекулярною хмарою. В контексті нової гіпотези формування Сонця в комплексі молекулярної хмари, що зазнала послідовних епізодів формування зір, найімовірніше зоря першого покоління з масою 9 – 10 M_ʘ вибухнула як НЕЗ незадовго перед формування Сонячної системи і привнесла в протосонячну туманність зоряний пил, збагачений ізотопами з надлишком нейтронів. Такий сценарій формування Сонячної системи, заснований на основі моделювань та даних ізотопного аналізу зерен збагачених ⁵⁴Cr, може пояснити не тільки гетерогенний розподіл ізотопів збагачених нейтронами (як ⁴⁸Ca, ⁵⁰Ti, ⁵⁴Cr) в планетарних матеріалах Сонячної системи, але й нещодавно виявлену дихотомію ізотопів Mo у вуглецевому хондриті Allende, в якому крім ізотопів Mo s-процесу, були виявлені ізотопи Mo r-процесу.

Формування наноалмазів в наднових

Ізотопні складові C і N в метеоритних наноалмазах майже однакові з їх сонячними ізотопними співвідношеннями, не дозволяючи однозначно встановити походження наноалмазів. Лише виявлення в об’ємній масі деяких наноалмазів складових благородних газів, - з ознаками, що свідчили про їх постання в результаті r- та p-процесу, - однозначно вказує на наднові, як зоряні джерела досонячних алмазів.

Аналіз об’ємної маси наноалмазів в метеоритах виявив наявність ізотопно аномального ксенонового (Xe) газу. Вважається, що ця ксенонова складова наноалмазів (названа “Xe-HL”, оскільки збагачена як важкими (Heavy) ¹³⁴Xe і ¹³⁶Xe, так і легкими (Light), ¹²⁴Xe, ¹²⁶Xe і менше ¹²⁸Xe) виникла в результаті r-процесу (Xe-H) та p-процесу (Xe-L), що мали місце в наднових .

Крім того, висувалось припущення, що наноалмази і Xe-HL не могли сформуватись в одній і тій же зорі, а натомість походять з різних складових подвійної системи зір з малою масою (1 – 2 M_ʘ ): алмаз у вітрах меншої, вуглецевої зорі, а Xe-HL утворився, коли на компактний залишок (білий карлик) більшої складової системи набув через акрецію стільки маси із вуглецевої зорі, що вибухнув, як наднова типу Іа .

На користь того, що деякі метеоритні наноалмази є ДСЗ свідчать також виявлений в скупченні метеоритних алмазів телур (), названий Te-H, і представлений виключно ізотопами r-процесу (¹²⁸Te і ¹³⁰Te) . Ізотопи Te-H в метеоритних алмазах були разом з Xe-HL, тому скоріш за все постали внаслідок r-процесу в надновій.

Слід зазначити, що поширеність ізотопів Xe в наноалмазах така, що лише один з мільйона алмазних зерен містить один атом ксенону. Відтак, можливо більшість метеоритних алмазів виникли саме в Сонячній системі, і лише дуже мала частка постала в наднових.

ДСЗ із Нових зір

Акреція ядром білого карлика матеріалу із найближчої зорі в подвійній системі призводить до накопичення гідрогену (переважає в акреційній матерії), який нагрівається до температур, при яких розпочинається термоядерна реакція перетворення гідрогену 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 . Ланцюгова реакція CNO-циклу, ¹²C( p, γ)¹³N( β ⁺)¹³C, протягом згоряння акреційного гідрогену спричиняє дуже низькі ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C (0,3 – 3), спостережувані в нових . На основі складу ядра білого карлика виділяють два типи нових: «вуглецево-кисневі нові», з початковою масою первинної зорі нижче ~8 M_ʘ, проходять стадії згоряння гідрогену та гелію, залишаючи багате вуглецем та киснем ядро білого карлика; «киснево-неонові нові», з більш масивними зорями (8 – 10 M_ʘ), також проходять ще стадію згоряння карбону, залишаючи багате киснем та неоном ядро білого карлика.

Інфрачервоні спостереження свідчать, що більшість нових зір генерують пил із силікатів, SiC, C та Fe. 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 .

Зерна SiC із нових

Для SiC зерен із нових характерні низькі ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C і ¹⁴N/¹⁵N, високі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al та великий надлишок ³⁰Si. Кілька моделей нуклеосинтезу в нових зорях передбачають, що подібні властивості зерен постають в результаті згоряння гідрогену при високих температурах. Однак передбачувані цими моделями ізотопні аномалії значно більші, аніж виміряні в зернах і припускають змішання викидів нової з матеріалом, чий ізотопний вміст близький до сонячної металічності. Порівняння моделей з ізотопними співвідношеннями SiC зерен вказує на те, що їх джерелом були киснево-неонові нові з масою батьківського білого карлика ~1,25 M_ʘ.

Складність ідентифікації джерела походження рідкісних SiC зерен пов'язана з їх незвичним аномальним ізотопним вмістом. Так, одне виявлене зерно SiC («347-4», розміром <5 мкм) із залишків метеориту Murchison мало низькі ізотопні співвідношення ¹²С/¹³C (~5,59) та ¹⁴N/¹⁵N (~6,8), подібно до SiC зерен, чиє походження пов'язували з киснево-неоновою новою. Разом з тим, це саме SiC зерно характеризувалось великими надлишками ²⁸Si, ⁴⁴Ca і ⁴⁹Ti, та виведеним високим співвідношенням ²⁶Al/²⁷Al ~ 0,3 - 0,4, а інше SiC зерно («151-4») великим надлишком ⁴⁷Ti. Такий ізотопний вміст свідчить про походження цих зерен із наднової типу ІІ, а не із нової, ставлячи під питання походження інших ідентифікованих SiC зерен із нових зір.

Нещодавно виявлені 14 досонячних SiC зерен із метеориту Murchison також характеризувались великим надлишком ¹³C (¹²C/¹³C < 16) та ¹⁵N (¹⁴N /¹⁵N < 100), але різним ізотопним вмістом Si. Так, із 14 зерен, 4 мали великий надлишок ^{29, 30}Si відносно ²⁸Si та їх сонячної поширеності. Такий самий надлишок ^{29, 30}Si характерний для зерен із наднових SiC С, що свідчить про походження цих 4 SiC зерен із наднової типу ІІ, в якій відбувалось вибухове згоряння гідрогену протягом вибуху батьківської зорі. Два із семи зерен, що імовірно походили із нової і характеризувались надлишком ³⁰Si та збіднені ²⁹Si, мали нижчі від сонячних співвідношення ³⁴S/³²S, що розходиться з передбаченнями моделей нуклеосинтезу в нових. Інші 5 зерен, що імовірно були із нових, так само могли сформуватись в наднових, оскільки згоряння гідрогену як в новій, так і надновій може призвести до схожих ізотопних вмістів внаслідок реакцій нуклеосинтезу захоплення протонів.

Зерна графіту із нових

Більше 40% ДСЗ графіту з низькою густиною мають надлишки ²²Ne (відомі, як Ne-E(L)). Найкращим поясненням такого надлишку ²²Ne є його утворення в результаті ' 'in situ' ' розпаду ²²Na (~ 2,75 років) . Це припущення узгоджується з ранніми передбаченнями формування пилу в нових зорях та обчисленнями гідродинамічних моделей, які передбачають значну частку ²²Na в викидах з нових .

Наразі єдиним зерном, що найбільше узгоджується з моделями нуклеосинтезу нових, є нещодавно виявлене досонячне зерно графіту («LAP-149»; розмір ~1 мкм) із метеориту LaPaz Icefield 031117. Зерно LAP-149 є надзвичайно збагачене ¹³C і збіднене ¹⁵N (співвідношення ¹⁴N/¹⁵N ~ 941 ), маючи одні з найнижчих співвідношень ¹²C /¹³C (~1,41) з поміж усіх досліджених досонячних зерен. Такий ізотопний вміст зерна LAP-149 розходиться з передбаченнями моделей нуклеосинтезу класичних киснево-неонових нових, викиди яких хоч і мають дуже низькі, як в LAP-149, співвідношення ¹²C /¹³C (0,73 – 1,1), однак також мають дуже низькі співвідношення ¹⁴N /¹⁵N (0,25 – 3,6), тоді як зерно LAP-149 збагачене ¹⁴N.

Ізотопний вміст досонячного зерна графіту LAP-149 найкраще узгоджується з оновленою моделлю вуглецево-кисневих нових. Ця модель, з масою білого карлика ~0,6 M_ʘ, передбачає майже ідентичні з LAP-149 ізотопні складові C (¹²C /¹³C = 2) та N (¹⁴N /¹⁵N = 979) і припускає, що таке зерно могло утворитись в чистих викидах вуглецево-кисневих нових зір, без додаткового змішання з матеріалом сонячного вмісту.

Досонячне зерно LAP-149 – це перше виявлено зерно, що найімовірніше походить із нової, будучи першим переконливим свідченням формування у викидах нової графіту .

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 M_ʘ) 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) . 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 карбон зв'язується в стабільній молекулі CO. Лише коли густина числа C перевищує густину числа О, то С стає достатньо, щоб утворити карбіди чи графіт .

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 .
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.
4. Інфрачервоні спектри маломасивних зір свідчать про присутність пилу з SiC, С та оксидів.

Нуклеосинтез в зорях АВГ

Первинний хімічний склад поверхні зір асимптотичного відгалуження гігантів та пил, що конденсується в їх витіканнях, істотно змінюється в серії конвективних епізодів т.зв. «зачерпування» (англ. dredge-up) – період еволюції зорі, коли зона поверхневої конвекції простягається вниз до шарів, де матеріал зазнав ядерного синтезу, внаслідок чого продукти синтезу змішуються в зовнішніх шарах атмосфери зорі, де вони постають в спектрі зорі.

Після того, як зоря полишає стадію головної послідовності і стає червоним гігантом, починається епізод т.зв. «першого зачерпування» . Наслідком цього є змішання решток ядерного згоряння гідрогену в CNO-циклі у верхній оболонці. Після початку ядерного горіння гелію в ядрі, на ранній стадії АВГ (E-AGB), настає епізод (лише в зорях >~2,3 M_ʘ) «другого зачерпування», в результаті якого відбувається змішання додаткових решток згоряння гідрогену . На пізній стадії АВГ починаються термальні пульсації, в яких відбувається почергове згоряння гідрогену та гелію в тонких шарах над інертним киснево-вуглецевим ядром білого карлика . Такі періодичні конвективні епізоди, відомі як «третє зачерпування», врешті призводять до змішування матеріалу з ядра із зовнішніми оболонками. Наслідком третього зачерпування є збагачення поверхні зорі АВГ ізотопом ¹²C (що при C/O>1 призводить до формування вуглецевої зорі) та елементами s-процесу нуклеосинтезу, які помітні в спектрі зорі.

В зорях АВГ, чия первинна маса вища 3 – 4 M_ʘ, температура в основі конвективних оболонок досягає >40 MK (1 мільйон Кельвінів = 10⁶K), активуючи нуклеосинтез захоплення протонів – т.зв. «згоряння гарячого низу» (англ. hot bottom burning, HBB) . Ключовим наслідком цього нуклеосинтезу HBB є знищення карбону, що унеможливлює еволюцію до стадії вуглецевої зорі.

Передбачені канонічними моделями зоряної еволюції ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C оболонки зір АВГ коливаються в діапазоні від ~20 після першого зачерпування на стадії червоного гіганта до ~300 на пізніх стадіях термально пульсуючих АВГ для зір із сонячною металічністю і до кількох тисяч для зір з меншою від сонячної металічністю . Тоді як передбачені співвідношення ¹²N/¹³N коливаються в діапазоні від 600 до 1600.

Двома іншими ізотопами, які є свідченням нуклеосинтезу в зорях АВГ, є ²⁶Al і ²²Ne. Радіоізотоп ²⁶Al формується в оболонці, де спалюється гідроген, через захоплення протону на ²⁵Mg і змішуючись переносяться до поверхні через третє зачерпування. Ізотоп ²²Ne утворюється із ¹⁴N протягом згоряння гелію в зорях АВГ.

Формування зерен SiC в зорях АВГ

Значна поширеність карбону у всесвіті та унікальна термальна стабільність сполук карбіду дозволили астрофізикам досить рано припустити, що головним конденсатом у витіканнях із вуглецевих зір буде карбідний пил. Пізніші детальні термодинамічні моделі послідовностей конденсування карбідного пилу показали, що в збагачених вуглецем витіканнях з таких зір дійсно має конденсуватись карбід силіцію разом з карбідами Ti, Zr та інших металів . Перше пряме свідчення навколозоряного карбідного пилу було отримане в 1970-х рр., коли в інфрачервоному спектрі пилових оболонок вуглецевих зір була виявлена відносно широка особливість випромінювання на довжині хвилі 11,3 мкм, яка інтерпретувалась як така, що була обумовлена тепловим випромінюванням зерен SiC. На основі даних астрономічних спостережень, за десятиліття до відкриття SiC зерен в метеоритах, було висунуто припущення, про формування пилу із зерен SiC у вуглецевих зорях >.

Також на користь походження більшості зерен SiC із зір АВГ свідчить те, що ці зорі є головним джерелом елементів s-процесу, якими також збагачені SiC зерна головної популяції . У згоді з цими відкриттями, моделі нуклеосинтезу припускають, що із маломасивних (~1-3 M_ʘ) вуглецевих зір походить більшість (>95%) досонячних зерен SiC. Розподіл ¹²C/¹³C для зерен SiC знаходиться головним чином в межах ¹²C/¹³C ≈ 30-100, де максимум в розподілі припадає на 50-60 (для порівняння, сонячне ¹²C/¹³C = 89) . Оскільки схожий розподіл (¹²C/¹³C≈20-90) спостерігається в атмосферах вуглецевих зір N-типу, то ця подібність переконливо свідчить про походження більшості досонячних зерен SiC із зір АВГ. Інші ~5% зерен SiC мають співвідношення ¹²C/¹³C<10 і скоріш за все походять з вуглецевих зір J-типу.

Окрім того, дослідження синтезу карбіду силіцію в лабораторії показали, що політип 2H SiC має найменшу температуру формування . Наступним політипом SiC, який формується із збільшенням температури, є 3С-SiC. Після подальшого збільшення температури 2Н вже не формується. Відтак, 2H і 3С є низько-температурними політипами SiC. Синтез SiC через конденсацію на графітовій поверхні, підданій розкладеному через піроліз метилтрихлорсилану (CH₂SiCl₃) при високих температурах виявив, що температура при якій росте та залишається стабільним поліморф 2H SiC (~1470 – 1720 K) знаходиться в межах діапазону температури, передбаченого на основі рівноважної термодинаміки формування зерен SiC в навколозоряних витіканнях. Через низький тиск в таких витіканнях, конденсація зерен SiC в них неможлива допоки температура не впаде нижче 2000 К – менше, аніж експериментальна температура формування більшості політипів SiC. У згоді з астрономічними спостереженнями, порівняння експериментальних даних формування політипів SiC з температурами конденсування рівноважної термодинаміки передбачають, що тільки політипи 2H та 3C SiC найімовірніше формуються в навколозоряній атмосфері .

Один з можливих сценаріїв, що пояснює спостережувані політипи досонячних зерен SiC та їх відносну поширеність, полягає в тому, що спочатку в атмосферах зір АВГ конденсувався політип 3C SiC на малих радіусах (низьких температурах), а згодом на більших радіусах (вищих температурах) конденсувались 2Н SiC. На проміжних радіусах в області формування SiC, зрілі зерна можуть формуватись або прямо, або ж через гетероепітаксійний ріст на вже утворених зернах 3C SiC, що транспортувались до більш холодних областей в АВГ.

Виявлені в метеоритах ізотопні співвідношення більшості зерен SiC (головної популяції, та класів Y і Z) однозначно вказують на результати епізодів трьох зачерпувань. Так, співвідношення ¹²C/¹³C в більшості SiC зерен свідчить про первинне спадання цього співвідношення до ~20 протягом першого зачерпування. Після цього слідувало поступове зростання співвідношення ¹²C/¹³C, пов'язане із змішанням чистого ¹²C в зовнішній оболонці в результаті третього зачерпування. Діапазон співвідношень ¹²C/¹³C більшості SiC зерен узгоджується з діапазоном, очікуваним для зір АВГ.

З іншого боку, перше зачерпування, генеруючи в CNO-циклі ізотопно чистий ¹⁴N, збільшує співвідношення ¹⁴N/¹⁵N . На відміну від співвідношень ¹²C/¹³C, діапазон співвідношень ¹⁴N/¹⁵N більший і менший від діапазону, очікуваного для зір АВГ. Одним з можливих пояснень такого розходження є додатковий механізм змішання, не передбачений стандартними сценаріями зоряної еволюції. В основі цього механізму (названого «обробка холодного низу», англ. cool bottom processing, CBP) є перенесення матеріалу з холодного низу конвективної оболонки вниз до глибших областей, де він обробляється при високій температурі згоряння гелію і знов повертається та змішується в конвективній оболонці. Механізм CBP в зорі в якій постало SiC зерня, може призвести як до спостережуваних вищих співвідношень ¹⁴N/¹⁵N, так і до генерування SiC зерен з нижчими співвідношеннями ¹⁴N/¹⁵N при певній модифікації швидкостей реакцій . З іншого боку, низькі співвідношення ¹⁴N/¹⁵N могли також постати в результаті третього зачерпування в маломасивних зорях АВГ. Механізм CBP також може бути поясненням аномально низьких співвідношень ¹²С/¹³С, спостережуваних в маломасивних червоних гігантах .

Характерною рисою важких елементів як в об'ємній масі, так і в одиничних SiC зернах є їх майже чиста складова s-процесу. В більшості випадків, цей склад включає відгалуження, характерні для зір АВГ. Так, вивчення ізотопних складових важких розсіяних елементів (як Mo, Ru, Sr, Z, W, Ne, Ba, Hf, Pb) в одиничних зернах SIC, що походять із зір АВГ, виявило наявність здебільшого ізотопно чистих ознак s-процесу. Тож, завдяки ідентифікації в кінці 1970-х майже чистого ксенонового газу s-процесу в метеоритних кислотних залишках, а згодом багатьох інших ізотопних систем в SiC зернах, не тільки було підтверджено реальність s-процесу, але й виникла можливість дослідити навіть найменші різниці в протіканні s-процесу в різних зорях.

Детальне вивчення сотень досонячних SiC зерен з використанням ТЕМ виявило, що SiC зернам із зір АВГ притаманні лише дві структури, які формуються при найнижчій температурі, попри те що ці самі SiC зерна можуть бути синтезовані в лабораторії із 100 різними кристалічними структурами (політипів) . Температури формування цих політипів узгоджуються із передбаченнями для багатих вуглецем відтоків із зір АВГ.

Зерна SiC головної популяції із АВГ

Зерна SiC головної популяції мають ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C схожі до таких же у вуглецевих зорях, які вважаються домінючим джерелом вуглецевих пилових зерен в міжзоряному середовищі. Притаманні більшості зерен SiC головної популяції надлишки ¹³C та ¹⁵N у порівнянні з сонячними, є результатом згоряння гідрогену через CNO-цикл, що мав місце на стадії головної послідовності . На відміну від ізотопних співвідношень ¹²C /¹³C більшості SiC головної популяції, низькі співвідношення ¹⁴N /¹⁵N спостережувані в деяких зернах головної популяції залишаються без пояснення. На основі надлишків ²⁶Mg в зернах SiC головної популяції, було передбачено існування в зорях АВГ радіоізотопу ²⁶Al , з коротким періодом напіврозпаду (T_1/2 = 7,3 × 10⁵ років).

Виміряні в об’ємних зразках SiC зерен ізотопні співвідношення ²²Ne, складового компоненту в Ne-E, є дуже близькими до таких же співвідношень, передбачених для матеріалу в гелієвій оболонці зір АВГ. Окрім цього, той факт що в одиничних зернах SiC (з яких лише ~5% є носіями ²²Ne) складова Ne-E(H) завжди супроводжується ⁴He, свідчить про її походження саме з гелієвої оболонки зір АВГ , а не із розпаду ²²Ne, як припускалось до відкриття ДСЗ.

Для більшості зерен SiC головної популяції також характерні збагачення важкими ізотопами Si, аж до 200 ‰ у порівнянні з їх сонячною поширеністю . Однак, на відміну від інших легких (азоту, алюмінію, неону, карбону) та деяких важких елементів, ізотопи силіцію в SiC головної популяції не піддаються поясненню через ядерні реакції в їх батьківських зорях АВГ. Для маломасивних зір АВГ з металічністю, близькою до сонячної, передбачений надлишок в ^{29, 30}Si відносно ²⁸Si складає лише 20 ‰. На основі цього розходження в ізотопних співвідношеннях Si в зернах та зорях АВГ, було висунуто припущення, що джерелами зерен SiC в сонячній системі було багато зір АВГ з різноманітними первинними ізотопними складовими Si, а протікаючий в цих зорях нуклеосинтез захоплення нейтрону відіграє лише вторинну роль в зміні цих складових.

В одиничних зернах SiC головної популяції та їх об’ємних зразках виміряні ізотопні співвідношення Ti проявляли надлишки в ізотопах ^{49, 50}Ti відносно ⁴⁸Ti, що скоріш за все є наслідком s-процесу нуклеосинтезу в зорях АВГ. Крім того, в зернах SiC головної популяції ізотопні співвідношення Ti корелюють із співвідношеннями Si, припускаючи, що не більше 40% діапазону ізотопних співвідношень в SiC зернах може бути пояснене через гетерогенне змішання викидів наднової . Із передбаченнями про s-процес в зорях АВГ узгоджуються також надлишки ^{42, 43} Ca відносно ⁴⁰ Ca, виміряні в об’ємних зразках зерен SiC.

Виміряні в об’ємних зразках SiC зерен, - з домінуючими зернами головної популяції, - ізотопні співвідношення всіх важких елементів проявляють ознаки s-процесу. До таких елементів відносяться: благородні гази (ксенон і криптон) , неодим , ербій, диспрозій, срібло і самарій , , барій та стронцій . Також свідченням значної поширеності елементів s-процесу в батьківських зорях зерен SiC головної популяції є виявлена в одиничних зернах велика збагаченість такими елементами, як церій, цирконій та ітрій .

На основі систематичних надлишків в ⁹⁹ Ru в одиничних зернах SiC було виведено існування в цих зернах під час їх конденсації ізотопу ⁹⁹Tc з коротким періодом напіврозпаду (T_1/2 = 2,1 × 10⁵ років), що однозначно вказує про походження зерен з маломасивних зір АВГ. Також в SiC зернах із KJF фракції метеориту Murchison ізотопні співвідношення Nb/Zr були більшими, аніж такі ж самі співвідношення, отримані на основі модельних обчислень конденсації цих елементів в SiC зерна в оболонці маломасивних зір АВГ. Такі великі співвідношення Nb/Zr свідчать про те, що радіоізотоп ⁹³Zr, з відносно коротким періодом напіврозпаду (T_1/2 = 1,5 × 10⁶ років) конденсувався в SiC зерна та in situ розпався до єдиного стабільного ізотопу Nb – ⁹³Nb .

Виявлені ізотопні складові s-процесу в зернах SiC головної популяції дозволили астрофізикам визначити різні параметри, що впливають на s-процес: вплив нейтронів, температура та густина нейтронів. Оскільки ці параметри в свою чергу залежать від маси та металічності зорі, як і від джерела нейтронів в зорях АВГ, то вони також дозволяють отримати інформацію про батьківські зорі ДСЗ головної популяції SiC.

Формування зерен SiC Y та Z в зорях АВГ

Система ізотопних співвідношень рідкісних підтипів SiC зерен, Y та Z свідчить, що вони також походять із зір АВГ. Так, притаманне SiC Y зернам високе співвідношення ¹²C/¹³C > 100 та перевищення ³⁰Si відносно зерен SiC головної популяції, вказують на велике «третє зачерпування» в маломасивних та з проміжною масою зорях АВГ у порівнянні з низькою масою сонячної металічності . Тоді як зерна SiC Z мають співвідношення ¹²C/¹³C < 100, як SiC зерна головної популяції, однак більші від них та Y зерен збагачення в ³⁰Si відносно ²⁹Si .

На основі перших детальних досліджень SiC Z зерен, - з притаманними їм низькими співвідношеннями ²⁶Al/²⁷Al і відносно великим надлишком ³⁰Si, - було висунуто припущення, що вони походять із зір АВГ з ще меншою металічністю (~1/3 сонячної), аніж зерна Y. Це підтверджується і тим, що отримані ізотопні співвідношення ²⁶Al/²⁷Al для Z зерен знаходяться в діапазоні таких же співвідношень в зернах головної популяції та Y зернах, і не перевершують співвідношення, передбачені моделями нуклеосинтезу в зорях АВГ. Для пояснення низьких співвідношень ¹²C/¹³C в Z зернах висувалось припущення про роль механізму CBP, однак він не повністю може пояснити збільшене утворення ²⁶Al в зорях, з яких постали SiC Z зерна. Хоча для ДСЗ оксидів саме механізм CBP найкраще пояснює притаманні їм високі співвідношення ²⁶Al/²⁷Al.

Іншим свідченням походження зерен SiC Z із зір АВГ з низькою металічністю є виявлені в них низькі співвідношення ^{46, 47, 49}Ti/⁴⁸Ti та їх кореляція з низькими співвідношеннями ²⁹Si/²⁸Si . Відносні надлишки в зернах Y та Z ізотопів ⁵⁰Ti та ³⁰Si , а також домішкових елементів Zr і Ba (надлишки яких є більшими ніж в зернах SiC головної популяції ), узгоджуються з результатами захоплення нейтронів, що має місце в зорях АВГ з низькою металічністю.

Зерна SiC AB із зір АВГ

Низьке співвідношення ¹²C/¹³C < 10 в зернах SiC AB схоже до такого ж співвідношення, спостережуваного в багатих вуглецем зорях, як J, R і CH-зорях, та «вдруге народжених» зорях АВГ. Найбільш вірогідними джерелами AB зерен були вдруге народжені зорі АВГ та J-зорі, однак цей тип зір не досить добре вивчений.

На відміну від зерен головної популяції, багато зерен SiC АВ мають нижче від сонячного співвідношення ¹⁴N/¹⁵N. Разом з тим, АВ зерна в середньому мають більші співвідношення ²⁶Al/²⁷Al , аніж зерна SiC головної популяції, Y та Z .

Зерна графіту з АВГ і пост АВГ

HD зерна графіту із АВГ

Виявлені в метеориті Murchison (фракція KFC1) досонячні зерна HD (з високою густиною) графіту ( p = 2,15 – 2,20 г/см³) є більш чисельними від ДСЗ графіту із низькою густиною з наднових, але мають менший розмір (~2 мкм) і скоріш за все походять головним чином із зір АВГ з низькою металічністю.

Співвідношення ¹²C/¹³C HD зерен графіту із зір АВГ охоплюють значно більший діапазон, аніж в SiC зернах з АВГ. Близько 10% HD зерен графітів мають ¹²C/¹³C<20, хоча ~2/3 з них характеризуються більшим ніж сонячне співвідношення ¹²C/¹³C (≤5000) . З іншого боку, HD зерна мають земний вміст N, сонячні ізотопні співвідношення O та великі надлишки ³⁰Si. Враховуючи високі співвідношення ¹²C/¹³C, то такі відмінні ізотопні складові N та О в тих самих HD зернах скоріш за все є результатом ізотопного урівноваження яке мало місце на батьківському тілі метеориту чи в лабораторії .

В розподілі співвідношень ¹²C/¹³C в HD зернах графіту присутній великий розрив, що приблизно відповідає піку в розподілі зерен SiC із зір АВГ. Були висунуті два припущення для пояснення цього феномену: 1) графіт може формуватись на різних етапах еволюції маломасивних вуглецевих зір; 2) графіт генерується відмінними аніж зерна SiC вуглецевими зорями, з іншою масою та металічністю. Останнє припущення найбільш узгоджується з даними вимірювань ізотопного складу та структурою досонячного графіту. Так, графіти із АВГ часто містять внутрішні кристали карбідів, збагачених елементами перехідних металів s-процесу (Zr, Ru, Mo) . Це свідчить про те, що дані зерна HD графіту формувались довкола зір АВГ на їх останній стадії еволюції, коли третє зачерпування переміщує як елементи s-процесу, так і ¹²C утворений в потрійній альфа-реакції, до поверхні зорі. Цей сценарій утворення графіту також підтверджується моделями нуклеосинтезу, які показують, що на відміну від зір з сонячною металічністю, зорі АВГ з низькою металічністю можуть генерувати як і спостережувані в HD зернах високі співвідношення ³⁰Si/²⁸Si та ¹²C/¹³C, так і збагачені s-процесом Zr, Ru і Mo, необхідні для конденсації карбідів . За цих умов моделі передбачають, що зерна HD графіту конденсуються до зерен SiC і це є найбільш вірогідною причиною, чому не було знайдено зерен SiC з ізотопними складовими Si та C як у HD зерен.

Окрім того, в TiC в графітах із фракції KFC1 за допомогою NanoSIMS був виявлений надлишок ⁴⁶Ti та ⁴⁹Ti відносно ⁴⁸Ti (із співвідношенням ⁴⁹Ti/⁴⁸Ti в п'ять разів більшим від сонячного) . Така ізотопна складова Ti в субзерні TiC HD графіту цілком узгоджується із захопленням нейтронів в гелієвих оболонках термально пульсуючих зір АВГ протягом третього зачерпування. Тож, ізотопні співвідношення ¹²C/¹³C (≥60) в більшості HD графітів з фракції KFC1, як і їх ізотопні складові Ti, свідчать про їх формування довкола вуглецевих зір з малою і проміжною масами (M > 3 M_ʘ) і металічністю Z = 0,01 – 0,02 .

Складнішою є ситуація з походженням ізотопів криптону (Kr) в HD зернах графіту. В метеориті Murchison було виявлено, що чотири фракції з різною густиною збагачені ізотопами Kr s-процесу (Kr-S) . На графіку ⁸⁶K/⁸²K -⁸³K/⁸²K, фракції KE1+KFA1 та KFC1 розміщувались на двох окремих лініях, що вказувало на присутність двох компонентів Kr-S: а) Kr-SH з високим співвідношенням ⁸⁶K/⁸²K = 4,8 у фракції KFC1 з найвищою густиною (p = 2,15 – 2,20 г/см³), та б) Kr-SL із значно меншим співвідношенням (≤0,5) у фракціях з нижчою густиною (p≤ 2,15 г/см³). Компонента Kr-SH в зернах HD графіту скоріш за все походять із зір АВГ з низькою металічністю (Z ≤ 0,002), тоді як Kr-SL в зернах LD походять із наднової.

Аналіз легких благородних газів (⁴He, ^20,21,22Ne) в одиничних HD зернах із фракцій KFB1 та KFC1 метеориту Murchison також підтримав висновки попередніх досліджень про походження HD зерен графіту із зір АВГ. Поєднавши всі дані ізотопних вмістів Kr, He, Ne та С в ДСЗ зернах графіту, астрофізики прийшли до висновку, що HD зерна із фракції KFB1 в Murchison, які мають високі співвідношення ¹²C/¹³C (≥100), походять із маломасивних (1,5 – 3 M_ʘ) зір АВГ з низькою металічністю (Z = 3 – 6×10^-3).

В цілому, ~75% HD зерен виявлених в метеориті Murchison походять із зір АВГ з низькою металічністю. За відсутності даних про ізотопний вміст благородних газів та Kr в HD зернах графіту у фракціях метеориту Orgueil, на основі лише ізотпоних співвідношень ¹²C/¹³C та надлишків ³⁰Si було встановлено, що ~64% HD зерен із Orgueil скоріш за все також походять із АВГ з низькою металічністю.

HD зерна графіту із зір пост АВГ

Невелика частка (~10 – 15%) HD зерен графіту із фракцій метеоритів Murchison та Orgueil має співвідношення ¹²C/¹³C<20. Встановити батьківські зорі, з яких походили HD зерна, високо збагачені ¹³C не вдавалось дуже довгий час.

Коли у фракції OR1f із Orgueil були виявлені кілька HD зерен графіту, збагачених ¹³C, в них також були виміряні надзвичайно великі надлишки ^42,43,44Ca та ^46,47,49,50. Найбільш аномальними ізотопними складовими з HD фракції характеризувалось зерно графіту «g-9»: ¹²C/¹³C=17; 𝛿⁴²Ca/⁴⁰Ca=16028; 𝛿⁴³Ca/⁴⁰Ca=27641; 𝛿⁴⁴Ca/⁴⁰Ca=9396;𝛿⁴⁶Ti/⁴⁸Ti=35032; 𝛿⁴⁷Ti/⁴⁸Ti=1376; 𝛿⁴⁹Ti/⁴⁸Ti=2278; 𝛿⁵⁰Ti/⁴⁸Ti=32827. Виявлені в OR1f надзвичайно великі надлишки 𝛿^42,43,44Ca та 𝛿^46,47,49,50 збігались з такими ж надлишками, передбачуваними моделями нуклеосинтезу для оболонки зір АВГ . На основі такої подібності між моделями та даними ізотопного аналізу зерен графіту, було висунуто припущення, що такі аномальні HD зерна із OR1f скоріш за все походять із «вдруге народжених» зір АВГ (як Об'єкт Сакураї), які зазнали «пізньої термальної пульсації]» (ПТП) .

На основі порівняння аномальних ізотопних даних C, Ca та Ti зерен HD графіту в Orgueil із обчислювальними передбаченнями нуклеосинтезу ПТП для об'єкту Сакураї було отримано підтвердження гіпотези походження цих зерен із вдруге народжених зір АВГ. Одночасно з цим було ідентифікувано перші сліди i-процесу (англ. intermediate) в досонячних зернах. Тож, низькі ізотопні співвідношення C в HD зернах є прямою ознакою згоряння гідрогену, результато якого є утворення ¹³C в зовнішніх шарах багатої вуглецем проміжної оболонки в зорях пост-АВГ. Тоді як аномальності Ca та Ti в HD зернах обумовлені активацією i-процесу в нижній частині проміжної оболонки He, де густина нейтронів досягає ~10¹⁵/см³.

Оксиди із АВГ та проблема походження Групи II

Ізотопні співвідношення в більшості відомих досонячних зерен оксидів свідчать про їх походження з маломасивних зір-гігантів. Це також підтверджується спектроскопічними спостереженнями багатих на О зір АВГ та червоних гігантів, як і з чисельним моделюванням процесів зачерпування в цих зорях .

Для більшої частини ДСЗ оксидів трьох груп (Група I, II, IV) із чотирьох було встановлено їх походження із маломасивних та проміжних зір АВГ. Тільки походження зерен оксидів Групи II, з дуже низькими співвідношеннями ¹⁸O/¹⁶O ( <0,001), довгий час залишалось незрозумілим і найбільш суперечливим, розходячись як з модельними передбаченнями, так із астрономічними спостереженнями зір АВГ.

Збіднений вміст ¹⁸O в досонячних оксидах Групи II свідчить про згоряння гідрогену в H оболонці масивних (>4 M_ʘ) зір АВГ. Згоряння Н впливає на склад поверхні таких зір тоді, коли тонкий шар (≈10⁻⁵ M_ʘ) в основі конвективної оболонки стає достатньо гарячим для того, щоб запустити процес нуклеосинтезу захоплення протонів (т.зв. «згоряння гарячого низу» (англ. hot bottom burning, HBB) . Ці масивні зорі є найяскравішими зорями АВГ і характеризуються C/O<1, що пов'язано з дією CN циклу (CNO-I), який призводить до вичерпання карбону, на відміну від менш яскравих зір з C/O>1, обумовленого зачерпуванням матеріалу, багатого вуглецем. Температури HBB в зорях АВГ перевершують ~60 мільйон K (MK) і завдяки прискореному конвективному обміну (≈1 року), склад всієї оболонки швидко перетворюється на врівноважений матеріал згоряння H, утворений в основі оболонки. .

Астрономічні спостереження показують, що масивні (4-9M_ʘ) зорі АВГ генерують значну кількість пилу, який, відповідно з новими моделями еволюції галактичного пилу, складав в досонячній туманності майже половину багатого оксигеном зоряного пилу . Однак ці дані спостережень та моделювання масивних зір АВГ довгий час не брались до уваги при поясненні походження ДСЗ оксидів Групи II, оскільки вважалось, що ці зерна не мали всіх ознак ННВ процесу. Хоча зерна Групи ІІ сильно збіднені в співвідношеннях ¹⁸O/¹⁶O, які якісно можна було пояснити виходячи із НВВ процесу, проте виявлені в них співвідношення ¹⁷O/¹⁶O майже в два рази нижчі, аніж передбачали моделі на основі існуючих тоді швидкостей реакції захоплення протонів, що покладали надто високі співвідношення ¹⁷O/¹⁶O .

Оскільки збіднення ¹⁸O зерен оксидів Групи II не узгоджувалось з першим чи другим зачерпуванням, процесом HBB, то для його пояснення був запропонований механізм додаткового змішування нижче основи конвективної оболонки (т.зв. «обробка холодного низу», англ. cool-bottom processing, CBP) в маломасивних (<1,6 M_ʘ) зорях АВГ. В основі процесу СВР є повільна циркуляція матеріалу із основи конвективної оболонки зорі через гарячі області до шару згоряння H, наслідком чого є додаткова руйнація ¹⁸O

Тривалі пошуки ймовірного джерела походження ДСЗ оксидів Групи II і намагання узгодити дані спостережень з моделями нещодавно увінчались успіхом завдяки даним, отриманим з експериментів в ядерній фізиці. Рівноважне співвідношення ¹⁷O/¹⁶O, генероване згорянням гідрогену в зорях АВГ, визначається конкуренцією між двома процесами, що утворюють та руйнують ¹⁷O. Зокрема, ¹⁷O/¹⁶O залежить від співвідношення між а) швидкістю реакції ¹⁶O(p,γ)¹⁷F, яка генерує ¹⁷O після бета-розпаду ¹⁷F (T^1/2=64 сек) та б) швидкістю реакції ¹⁷O(p,α)¹⁴N (основна частина CNO-циклу), яка руйнує ¹⁷O. Швидкість першої реакції відома в межах 7%, тоді як швидкість другої була нещодавно визначена через пряме вимірювання сили резонансного стану при E_р= 64,5 кеВ, що є домінуючим для швидкості реакції ¹⁷O(p,α)¹⁴N в діапазоні температур 10-100 МК – саме в тому, який характерний для процесу HBB в зорях АВГ. Нова швидкість реакції захоплення протонів на ¹⁷O виявилася в 2-2,5 рази вищою, аніж в попередніх вимірюваннях.

Нові оцінки швидкості реакції ¹⁷O(p,α)¹⁴N вперше дозволили визначити джерело походження аномального ізотопного вмісту оксигену в ДСЗ оксидах Групи II. Співставлення нової швидкості з температурами, типовими для процесу СВР (40 – 55 МК) в АВГ, показало, що така швидкість може відтворити лише найнижчі значення ¹⁷O/¹⁶O зерен Групи II. Однак для температур 60-80 МК, типових для згоряння Н в процесі НВВ, нова швидкість майже повністю узгоджувалась із співвідношеннями ¹⁷O/¹⁶O в зернах Групи II. Тож, поєднавши дані астрономічних спостережень, лабораторного аналізу навколозоряних конденсатів, ядерних експериментів та моделювань вперше вдалось виявити, як ознаки НВВ процесу в досонячних зернах та ідентифікувати батьківську зорю багатьох зерен оксидів Групи II, так і отримати перше пряме свідчення, що зорі АВГ з проміжною масою (4-8 M_ʘ) зробили внесок до галактичного зоряного пилу, з якого сформувалась Сонячна система.

Див. також

• Космічний пил
• Космохімія
• Нуклеосинтез
• Зоряний пил (астрофізика)
• Космогенні мінерали
• Наднова
• Нова Зоря
• Асимптотичне відгалуження гігантів

Література

Монографії та Підручники

• Maria Lugaro (2005). Stardust from Meteorites: An Introduction to Presolar Grains. World Scientific. ISBN 978-981-256-099-5.
• Donald D. Clayton (10 November 2009). Catch a Falling Star: A Life Discovering Our Universe. iUniverse. ISBN 978-1-4401-6104-9.
• Donald Clayton (2003). Handbook of Isotopes in the Cosmos: Hydrogen to Gallium. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-53083-5.
• Hans-Peter Gail and Erwin Sedlmayr (2014). Physics and Chemistry of Circumstellar Dust Shells. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83379-0.
• Satoshi Yamamoto (2017). Introduction to Astrochemistry: Chemical Evolution from Interstellar Clouds to Star and Planet Formation. Springer. ISBN 978-4-431-54171-4.
• Robert Hutchison (2007). Meteorites: A Petrologic, Chemical and Isotopic Synthesis. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-03539-2.
• Harry Y. McSween, Jr and Gary R. Huss (2010). Cosmochemistry. Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-48946-1.
• David A Williams and C Cecchi-Pestellini (2015). The Chemistry of Cosmic Dust. Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-369-4.
• Apai D. and Lauretta D.S., ред. (2010). Protoplanetary Dust: Astrophysical and Cosmochemical Perspectives. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-51772-0.
• Henning T., ред. (2010). Astromineralogy. Springer Science & Business Media. ISBN 978-3-642-13258-2.
• David A Williams, Thomas W Hartquist, Jonathan M C Rawlings, Cesare Cecchi-Pestellini, Serena Viti, ред. (2017). Dynamical Astrochemistry. Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-776-0.
• Stephan Schlemmer , Thomas Giesen, Cornelia Jäger, Harald Mutschke, ред. (2015). Laboratory Astrochemistry: From Molecules Through Nanoparticles to Grains. John Wiley & Sons. ISBN 978-3-527-40889-4.

Оглядові статті

• Семененко В.П. (2009). Мінералогія досонячних зерен. Геохімія та рудоутворення. 27: 92—94.
• Погоржельська Х. (2009). Сучасні дані про склад і природу досонячних зерен у метеоритах. Мінералогічний збірник. 59 (1): 176—178.
• 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.
• 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.
• 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.
• 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.

Посилання

• (англ.) База даних досонячних зерен [ http://presolar.wustl.edu/~pgd/welcome.html]
• (англ.) Галерея різних типів досонячних SiC зерен [ https://www.mpic.de/en/research/particle-chemistry/hoppe-group/instruments/rem-bildergalerie/praesolare-koerner.html ]
• (англ.) Зображення кількох типів досонячних зерен [ http://home.dtm.ciw.edu/users/lrn/psgtypes.html ]