Нікелисте залізо звичайних хондритів як індикатор умов утворення та еволюції материнських тіл метеоритів

Грузьке (Н4)

Хондрит Грузьке, який був знайдений на полі в кінці березня 2007 р. біля с. Грузьке Кіровоградського району Кіровоградської області є останнім із 44 українських метеоритів за часом знахідки [31]. Він класифікується як звичайний хондрит Н4, ступінь ударно-метаморфічних перетворень якого відповідає S4, а ступінь вивітрювання - W2 [31, 75]. Нікелисте залізо представлене камаситом, тенітом, тонко- та грубоструктурним плеситом. Розміри їх зерен змінюються від мікрометричних до 2 мм. Більші за розміром зерна складені переважно камаситом або його зростками з тенітом, а менші - зональним тенітом, інколи грубоструктурним плеситом. Форма зерен камаситу, особливо великих, амебоподібна із зазубреними краями. В ряді випадків такі зерна переповнені досить крупними включеннями силікатів, фосфатів, хроміту, самородної міді і кремнезему. Менші за розміром зерна Fe, Ni-металу мають форму близьку до овальної.

Будова камаситу полікристалічна, теніту - полізональна, а плеситу - тонко- і грубоструктурна (мікрографічна). Кількість зон у тенітових зернах змінюється від двох (серцевина плеситу з оболонкою Ni-збагаченого теніту) до чотирьох (серцевина мікрографічного плеситу, зона теніту, зона плеситу типу IV, оболонка Ni-збагаченого теніту). Центральна частина багатьох зерен теніту має мікрографічну будову (рис. 3.30).

В зернах металу відмічено структури пластичної деформації - нейманові лінії в камаситі та зігнуті зерна зонального теніту, в яких мікрографічний плесит характеризується орієнтованою структурою. Хімічний склад камаситу є однорідним в межах зерна, але змінюється від зерна до зерна. На відміну від камаситу, теніт характеризується М-подібним профілем розподілу нікелю в межах зерен. Хімічний склад Fe, Ni-металу досить чистий (таблиця 3.10) і вміщує значно менше елементів-домішок, ніж метал інших нерівноважних хондритів.

Рис. 3.30. СЕМ-зображення у відбитих електронах теніту (біле), з мікрографічним плеситом (світло-сіре - камасит. Зерно розташоване в силікатній (темно-сіре) матриці хондриту в асоціації з троїлітом (сіре). Хондрит Грузьке.

Таблиця 3.10. Хімічний склад (мас. %) Fe,Ni-металу і троїліту в хондриті Грузьке

Компо-нент	Камасит	Теніт	Плесит	Троїліт
	межі (10)	середнє	межі (6)	середнє	межі (5)	середнє	межі (10)	середнє
Fe	85,7-94,1	92,5	42,9-51,9	48,6	72,3-84,9	78,00	61,5-63,1	62,3
S	0,00-0,01	0,00	0,00-0,25	0,06	0,00-0,01	0,00	36,2-37,1	36,7
Si	0,00-0,02	0,01	0,00-0,03	0,01	0,00-0,01	0,00	0,00-0,01	0,00
Cr	0,00-0,02	0,00	0,00-0,03	0,00	0,00-0,04	0,02	0,00-0,04	0,01
Co	0,27-0,53	0,45	0,00-0,13	0,07	0,13-0,24	0,19	0,00-0,05	0,01
P	0,00-0,01	0,00	0,00-0,01	0,01	0,00-0,00	0,00	0,00-0,01	0,00
Ni	6,68-8,32	7,08	48,5-54,8	51,6	15,1-26,3	21,5	0,00-0,92	0,10
Cl	0,00-0,02	0,01	0,00-0,01	0,01	0,00-0,01	0,01	0,00-0,02	0,01
Cu	0,00-0,1	0,03	0,09-0,32	0,23	0,00-0,11	0,03	0,00-0,05	0,02
Сума		100,1		100,5		99,75		99,09

Примітка: у дужках вказано кількість аналізів

Під бінокуляром з дрібної фракції метеориту Грузьке було відібрано уламки матриці та зерна нікелистого заліза для електронно-мікроскопічного дослідження скульптури їх поверхні. Злами характеризуються грубозернистою кристалічною будовою і мають світло-сірий колір. Форма та розмір зерен нікелистого заліза розділяється на три групи. До першої належать зерна неправильної амебоподібної форми з гострими краями, а на їх матовій поверхні присутня пластинчаста скульптура, розмір - від 250 до 450 мкм. Друга група зерен характеризується зернами ізометричної форми, які видовжені, мають блискучу поверхню та пластинчасту скульптуру поверхні, їх розмір - від 100 до 250 мкм. Округлі частинки з блискучою гладенькою поверхнею, розміром до 100 мкм представляють третю група. Деякі зерна дуже крихкі, а декілька навіть розламалися під час підготовки до дослідження.

Електронно-мікроскопічне дослідження показало, що на поверхні багатьох зерен металу присутні скульптури деформації, нагріву та вивітрювання [13]. Оскільки метеорит зазнав інтенсивне ударно-метаморфічне перетворення, то дослідження скульптури поверхні зерен було ускладнено. Деякі ділянки мають нерівну тонкозернисту скульптуру поверхні (рис. 3.31), подібну до землистої поверхні зерен нікелистого заліза Царьов, та є крихкими. Найбільш розповсюдженими є зерна з пластинчатою поверхнею. На поверхні зерен камаситу вони розміщуються як система паралельних пластинок, які виникли внаслідок деформації зсуву кристалічної решітки металу при ударному метаморфізмі (рис. 3.32). Таких систем пластинок основному одна, проте на поверхні деяких зерен їх декілька. В окремих зразках деформаційні пластинки характеризуються додатковою пластичною деформацією, а саме згином пластинок. Ознаки деформації зсуву знайдено на більшості відібраних для дослідження зернах. В основному ці елементи розташовані на окремих ділянках поверхні зерен і лише на декількох зразках вся поверхня зерна вкрита пластинками (Рис. 3.33). Такі ж зерна знайдено в хондриті Кримка. Іноді на такій поверхні зустрічаються скульптури розщеплення пластинок металу, що вказує на його додаткову деформацію (Рис. 3.34). На зернах з гладкою блискучою поверхнею деформаційні скульптурні елементи практично відсутні.

Рис. 3.31. СЕМ зображення у вторинних електронах нерівної тонкозернистої (землистої) скульптури поверхні зерна нікелистого заліза хондриту Грузьке.

Рис. 3.32. СЕМ зображення у вторинних електронах системи паралельних пластинок на поверхні зерна нікелистого заліза, хондрит Грузьке.



Рис. 3.33. СЕМ зображення у вторинних електронах зерна нікелистого заліза, яке має пластинчасту будову, метеорит Грузьке.

Рис. 3.34. СЕМ зображення у вторинних електронах скульптури розщеплення пластинок металу на поверхні зерен нікелистого заліза, хондрит Грузьке.

Таким чином, проведені дослідження показали, що в хондриті присутні численні ознаки ударного метаморфізму. До них належать структури крихких (зсув деформаційних пластинок та монокристалів у троїліті) і пластичних деформацій (планарні структури в олівіні, нейманові лінії в камаситі, деформаційні пластинки в троїліті, зігнуті зерна зонального теніту, орієнтована структура мікрографічного плеситу), структури ударного нагріву (мозаїчне погасання олівіну, полікристалічні камасит і троїліт, зональний теніт, мікрографічний плесит, включення в камаситі, вторинний троїліт, амебоподібна форма зерен камаситу), а також структури плавлення (пилоподібні, сітчасті та каркасні структури троїліту, ділянки плавлення в силікатах). Наявність структур ударного метаморфізму та характер їх прояву однозначно вказують як мінімум на два удари в космічній історії материнського тіла метеориту, які зіграли важливу роль у зміні його первинних структурно-мінералогічних особливостей. Перший з них обумовив основні ударно-метаморфічні зміни хондриту. Враховуючи мозаїчну будову зерен олівіну, ступінь ударного метаморфізму відповідає S4 по шкалі Д.Штоффлера та ін. [72], з величиною ударного тиску 30-35 ГПа. Ударна температура супроводжуючого нагріву досягла температури плавлення троїліту (988є С), що зумовило утворення багатьох ділянок з пилоподібними, сітчастими і каркасними структурами плавлення, а відповідно і спікання хондр із матрицею. В цей же період утворились переплавлені локалізовані ділянки і жилки нормативного плагіоклазу (маскелініту) з хромітом. Залишкова температура нижче 500є С сприяла полікристалізації зерен камаситу і троїліту, формуванню зональних зерен теніту і включень в камаситі і троїліті внаслідок твердофазової дифузії хімічних елементів-домішок у металі, а також появі грубоструктурного плеситу.

Останній удар був менш інтенсивним, ніж попередній і не супроводжувався помітним нагрівом речовини хондриту. В результаті ударного тиску ?8 ГПа утворились нейманові лінії в камаситі, пластичні деформації металевих і сульфідних зерен, а також структури зсуву деформаційних пластинок і монокристальних зерен в троїліті в хондриті Грузьке.

Біла Церква (H5-6)

Метеорит Біла Церква відноситься до високозалізистих рівноважних хондритів і має реліктову хондритову текстуру, з нечітко виділеними контурами хондр. Попередніми дослідниками [34] в метеориті діагностовано такі мінерали: олівін,піроксен, камасит, теніт, троїліт, хроміт, плагіоклаз та поодинокі зерна самородної міді. У метеориті Біла Церква присутні три типи зерен нікелистого заліза, виділених раніше дослідниками. До першого відносять зерна неправильної амебоподібної форми, розміром від 250 до 650 мкм, до другого - ізометричні зерна, розміром від 100 до 250 мкм, третій тип представлений округлими частинками, розміром до 100 мкм. Найбільш широко розповсюдженими в хондриті є зерна неправильної форми, деякі з гострими кутами ( рис. 3.35).

Рис. 3.35. СЕМ зображення у відбитих електронах амебоподібного зерна нікелистого заліза (біле), в нижній частині якого присутні численні силікатні включення (темно-сіре).

Зерно розташоване в силікатній (світло-сіре, сіре) матриці хондриту Біла Церква.

Нікелисте залізо представлене камаситом, тенітом, тонко- та грубоструктурним плеситом. Більші за розміром зерна переважно складені камаситом або його зростками з тенітом, а менші - зональним тенітом, інколи із грубоструктурним плеситом. Теніт присутній у вигляді окремих зерен та зростків з камаситом. Будова камаситу в основному монокристалічна, деякі зерна полікристалічні, теніту - полізональна, а плеситу - тонко- і грубоструктурна (мікрографічна). Кількість зон у зернах теніту змінюється від двох (серцевина плеситу з оболонкою Ni-збагаченого теніту) до трьох (серцевина мікрографічного плеситу, зона плеситу типу IV, оболонка Ni-збагаченого теніту). Центральна частина багатьох зерен теніту має мікрографічну будову плеситу, по камаситовій складовій якої розвинувся вторинний троїліт (рис. 3.36). Троїліт спостерігається у вигляді окремих зерен неправильної форми та у зростках з нікелистим залізом, структура зерен монокристалічна. Деякі зерна металу та сульфіду містять включення силікатів.

Рис. 3.36. СЕМ зображення у відбитих електронах асоціації троїліту (світло-сіре) і теніту (біле) з мікрографічною будовою, по камаситовій складовій якого розвинувся троїліт (світло-сіре).

Навколо - силікатні мінерали (сіре, темно-сіре). Хондрит Біла Церква.

Камасит метеориту Біла Церква характеризується варіацією вмісту Ni від зерна до зерна та рівномірним складом в межах одного зерна (таблиця 3.11). Вміст Ni в теніті коливається від 31,3 до 52,7 мас. %. Троїліт також характеризується однорідним хімічним складом зерен, присутністю невеликої кількості домішок Ni (до 1,0 мас. %) в деяких зернах, що вказує на їх вторинне походження [42]. Як показали електронно-мікроскопічні та енергодисперсійні дослідження [15], каркас комірчасто-сітчастих структур складений не нікелистим залізом чи троїлітом, а вюститом (рис. 3.37), який утворився внаслідок ударного метаморфізму. Середній хімічний склад вюститу за даними енерго-дисперсійних досліджень 8 точок становить (мас. %): 92,7 FeO, 4,34 NiO та 2,96 SO3.

Таблиця 3.11. Хімічний склад (мас. %) нікелистого заліза і троїліту в хондриті Біла Церква

Компонент	Камасит	Теніт	Троїліт
	межі (65)	середнє	межі (17)	середнє	межі (38)	середнє
Fe	91,5-93,6	92,6	47,4-68,1	62,3	52,0-60,3	58,8
S	н.в.	н.в.	н.в.	н.в.	39,6-42,1	40,6
Co	0,40-1,48	0,94	0,00-0,81	0,42	н.в.	н.в.
Ni	5,53-7,30	6,40	31,3-52,7	37,3	0,00-0,95	0,34
Сума		99,94		100,02		99,40

Примітки: н.в.- не визначено; в дужках вказано кількість аналізів

Хондрит Біла Церква вміщує структури крихких і пластичних деформацій (тріщинуватість мінералів, хвилясте погасання олівіну), ударного нагріву (полікристалічні камасит і троїліт, зональний теніт, мікрографічний плесит, включення в камаситі, вторинний троїліт, амебоподібна форма зерен камаситу), а також структури плавлення (пилоподібні та сітчасті структури троїліту, евтектичні структури плавлення троїліту та нікелистого заліза (рис. 3.38), ділянки плавлення в силікатах).

Рис. 3.37. СЕМ-зображення у відбитих електронах сітчастої структури плавлення вюститу(світло-сіре) в матриці хондриту Біла Церква.



Рис. 3.38. СЕМ зображення у відбитих електронах евтектичної структур плавлення нікелистого заліза (біле) та троїліту (світло-сіре) в силікатній матриці (сіре) хондриту Біла Церква.

Як відмічено вище, висока проникна здатність розплаву сульфіду заліза призводить до розтікання його по тріщинах в матриці метеориту, утворюючи жилкуваті, сітчасті, комірчасто-сітчасті (рис. 3.39), а також евтектичні структури сумісного плавлення з нікелистим залізом. Однією із таких структур плавлення в матриці звичайних хондритів є сітчаста структура, складена рідкісним акцесорним мінералом - вюститом. Згідно з літературними даними [44], він утворюється або під час існування материнського тіла метеориту в космосі внаслідок ударного метаморфізму, або в зовнішній частині кори плавлення під час проходження метеориту крізь атмосферу Землі. Враховуючи знахідку вюститу всередині аншліфа метеориту Біла Церква, причому в комірчасто-сітчастих структурах плавлення, можна з впевненістю діагностувати рідкісний продукт ударно-метаморфічного перетворення камаситу.

Для хондриту Біла Церква при дослідженні шліфів під оптичним мікроскопом були відмічені: хвилеподібне погасання, нерегулярні тріщини, площинна тріщинуватість олівіну та плагіоклазу і наявність локальних структур нагріву та плавлення. Наявність локальних структур ударного метаморфізму в досліджуваних нами зразках свідчить про неоднорідність розповсюдження структур ударного метаморфізму в різних частинах метеориту. Загальний вплив ударного метаморфізму на хондрит Біла Церква можна оцінити 5-10 ГПа, що співпадає з даними попередніх досліджень [34]. Отже, згідно з загальноприйнятою класифікацією, ударно-метаморфічні перетворення хондриту відповідають стадії S2.

Рис. 3.39. СЕМ зображення у відбитих електронах комірчасто-сітчастих евтектичних структур плавлення троїліту (світло-сіре) та нікелистого заліза (біле), комірки якої заповнені силікатами (сіре). Хондрит Біла Церква.

Згідно з нашими дослідженнями, хімічний склад камаситу в мало змінених ударним метаморфізмом рівноважних хондритів відрізняється від зерна до зерна. У тих, що мають вищий ступінь ударно-метаморфічного перетворення він змінюється в межах зерен. Це добре ілюструє графічне зображення середнього вмісту Fe, Ni, Co в камаситі в досліджених звичайних хондритах (рис. 3.39).



Рис. 3.39. Діаграма середнього вмісту Fe, Ni, Co в камаситі досліджуваних хондритів. В дужках вказано кількість аналізів.

Отже, проведені дослідження підтверджують, що процес ударного метаморфізму є досить складним і нерівноважним. Це зумовлює широке та нерівномірне розповсюдження структур деформації та нагріву в метеоритах. Структурно-мінералогічні та хімічні особливості переважної більшості хондритів були в тій чи іншій мірі змінені процесом ударного метаморфізму в материнських тілах метеоритів.

Розділ 4. Допланетна історія нікелистого заліза у вуглистих ксенолітах та звичайних хондритах

На відміну від диференційованих метеоритів, основна частина мінералів хондритів зародилася в газопиловій туманності, тобто в доакреційний період розвитку материнських тіл метеоритів. Після зародження мінерали не залишалися в первинному вигляді, а зазнали складних змін не лише у газопиловій туманності, а й у материнських тілах. Враховуючи цю особливість, космогенні процеси мінералоутворення розподіляються на доагломераційні та післяагломераційні періоди, тобто на процеси, які відбувалися в протопланетній газопиловій туманності і в материнських тілах метеоритів. Згідно з термодинамічними розрахунками, в доагломераційний період розвитку мінерали протопланетної туманності утворюються внаслідок процесу конденсації з газу сонячного складу, взаємодії сконденсованих зерен з газовою фазою та кристалізації з краплин розплаву (хондроутворення). В післяагломераційний період нові мінерали формуються переважно за рахунок метаморфогенних змін речовини первісних мінералів. Окрім цього, дуже важливим процесом, який вплинув на структурні і хімічні характеристики мінералів, є процес акреції пилу, хондр і ксенолітів. Тобто, процес злипання пластичних і твердих частинок в остигаючій протопланетній туманності.

В результаті проведених нами структурно-мінералогічних та хімічних досліджень зерен нікелистого заліза вуглистих ксенолітів в хондритах Allende і Кримка, в матриці звичайних хондритів Кримка, Оленівка, Біла Церква, Білокриниччя, Жигайлівка, Галків, Княгиня, Грузьке та Челябінськ, а також порівняння оригінальних результатів з літературними даними, виділені головні фізико-хімічні процеси, які вплинули на формування та еволюцію материнських тіл метеоритів.

На відміну від згаданих ксенолітів, у досліджуваних хондритах виявлено численні ознаки їх ударно-метаморфічного перетворення, до яких належать структури ударної деформації та нагрівання (табл. 4.1, 4.2), що свідчить про значну роль ударного метаморфізму в історії материнських тіл метеоритів. На основі проведених досліджень в звичайних хондритах класифіковані стадії ударно-метаморфічного перетворення згідно сучасній міжнародній шкалі, визначено послідовність та мінімальну кількість співударянь материнських тіл метеоритів найімовірніше в поясі астероїдів і встановлена величина ударного тиску і температуру нагрівання, що його супроводжувала.

Таблиця 4.1. Прикмети ударного нагріву у нікелистому залізі вивчених хондритів

Метеорити	Полікри-сталічний камасит (?400 єС)	Мікрогра-фічний плесит (400-500 єС)	Зникнення плеситу IV типу (?500 єС)	Локальні структури плавлення	Плавлення троїліту (?950 єС)	Ударний тиск, ГПа
Біла Церква (Н 5-6)	--	--	--	+	+	? 15
Оленівка (L5)	+	+	--	--	--	? 15
Білокриниччя (H4)	+	+	--	+	--	15-20
Жигайлівка (LL6)	+	+	--	--	--	10-15
Галків (H4)	+	+	+	+	+	20-30
Кримка (LL3.1)	+	+	+	+	+	30-35
Челябінськ (L5)	--	+	+	+	+	30-55
Княгиня (L5)	+	+	+	+	+	30-35
Грузьке (H4)	+	+	+	+	+	30-35

Примітки: * - в метеоритах, які позначені зірочкою досліджувалися ксеноліти; н. в. - не визначено; кількість включень: + - мало, ++ - помірна, +++ - багато.

Особливості формування зерен Fe,Ni-металу в протопланетній туманності

Головним джерелом інформації про утворення Сонячної системи є примітивні хондрити або ксеноліти в них, які в процесі еволюції не зазнали суттєвих фізико-хімічних змін, тобто вони не нагрівалися не лише до температури плавлення, але і до високої температури. Згідно з літературними даними, єдина група метеоритів, а саме примітивні метеорити, зберегли первісні структурно-мінералогічні, хімічні та ізотопні характеристики, що містять детальну інформацію про ранні доакреційні процеси еволюції Сонячної системи в газопиловій протопланетній туманності. Після процесу сонцеутворення залишкова речовина протопланетної туманності була різноманітною та нерівномірно розподіленою.

Таблиця 4.2. Структурно-мінералогічні характеристики зерен нікелистого заліза в досліджених хондритах

Метеорит	Fe,Ni-метал	Розмір зерен FeNi (мкм)	Форма зерен камаситу	Форма зерен теніту	Кількість включень у зернах камаситу	Розмір включень (мкм)	Мінеральний склад включень	Мікро-домішки у б-FeNi у мас.%	Ударний тиск і tє після удару
Allende (CV3)*	аваруїт	?1-10	акреційні пористі агрегати	+++	<1	н.в.	<2	--
Кримка (LL3.1)*	камасит теніт	?1-10	ксеноморфні, акреційні пористі агрегати	+++	<1	н.в.	<2	--
Челябінськ (LL5)	камасит теніт	~5-800	ізометрична амебоподібна	ізометрична округла	+++	1-100	олівін, піроксен, плагіоклаз, хроміт	<2	30-55 ГПа 600-850 єС
Жигайлівка (LL6)	камасит теніт	~4-950	неправильна з округлими кутами	ізометрична округла	+	20-100	олівін, піроксен	<1	10-15 ГПа 100-150 єС
Княгиня (L5)	камасит теніт	~20-650	ізометрична амебоподібна з гострими кутами	ізометрична, округла	++	20-100	олівін, піроксен, плагіоклаз, хроміт	<1	30-35 ГПа 250-350 єС
Оленівка (L5)	камасит теніт	~1- 900	амебоподібна	ізометрична	+	<100	олівін, піроксен	<1	5-10 ГПа 20-50 єС
Білокриниччя (H4)	камасит теніт	~5-600	амебоподібна з гострими кутами	округла	+++	20-100	олівін, піроксен, хроміт	<0,3	15-25 ГПа 100-150 єС
Галків (H4)	камасит теніт	~10-450	ізометрична амебоподібна з гострими кутами	ізометрична округла	+++	<1 1-100	SiO2, олівін, піроксен, плагіоклаз, хроміт	<0,1	20-30 ГПа 250-350 єС
Метеорит	Fe,Ni-метал	Розмір зерен FeNi (мкм)	Форма зерен камаситу	Форма зерен теніту	Кількість включень у зернах камаситу	Розмір включень (мкм)	Мінеральний склад включень	Мікро-домішки у б-FeNi у мас.%	Ударний тиск і tє після удару
Грузьке (H4)	камасит теніт	~10-500	ізометрична амебоподібна з гострими кутами	ізометрична округла	+++	<1 1-100	SiO2, олівін, піроксен, плагіоклаз, хроміт	<0,2	30-35 ГПа 300-350 єС
Біла Церква (H5-6)	камасит теніт	~10-650	ізометрична амебоподібна з гострими кутами	ізометрична округла	++	1-70	олівін, піроксен	<1	5?10 ГПа 20-50 єС

Термодинамічні розрахунки [60-65] свідчать про те, що процес конденсації мінералів та сполук при рівноважних умовах та тиску газу в туманності 10-4 атм імовірно відбувся в наступній послідовності: тугоплавкі сполуки Са, Al, Mg, Ti, рідкісноземельні елементи та їх сполуки утворилися першими за температури ~2000 К; після них при температурі ~1400 до 1200 К - магнезіальні силікати та нікелисте залізо; лужні силікати сконденсувалися при температурі ~1100-1000 К. При цьому необхідно відмітити, що послідовність конденсації магнезіальних силікатів та Fe,Ni-металу змінюється в залежності від тиску газу, а також від швидкості охолодження.

В процесі охолодження сконденсовані сполуки реагують з навколишнім газом і утворюють нові мінерали [46, 51]. Тобто процеси метасоматозу були досить поширені в проопланетній туманності. Наприклад, при температурі 680 К на твердих частинках заліза (Fe) починає конденсуватися H2S, після чого утворюється троїліт (FeS) - тобто один із найпоширеніших мінералів метеоритів. Окрім Н, C, N, O, S та летких компонентів, які залишаються в газоподібному стані, було сконденсовано майже 98 % речовини протопланетної туманності [23, 46, 61, 77].

Як відмічалося в розділі 1.3, конденсати Fe,Ni-розплаву у вигляді краплинок затвердівають нижче температури 1400 оС. Поки розплав охолоджується до 900 оС, він має однорідний склад, а при зниженні температури нижче 900 оС, відбувається диференціація твердого розчину FeNi на камасит і теніт. Остаточний твердофазовий розподіл на камасит і теніт завершується при 500 оС [56].

Таким чином, зерна нікелистого заліза, які не взаємодіяли з навколишнім газом, увійшли в склад хондритів мало зміненими, що визначає їх цінність при вивченні умов охолодження протопланетної туманності.

Серед вивчених хондритів лише зерна нікелистого заліза вуглистих ксенолітів хондритів Allende і Кримка є носієм інформації про умови формування та еволюції в протопланетній туманності. Розмір зерен Fe,Ni-металу в них змінюється від нанометричних до мікрометричних. Як відомо, фізико-хімічні властивості нанорозмірних зерен та зерен більшого розміру суттєво відрізняються. Саме тому вивчення зерен металу в найбільш примітивній тонкозернистій речовині метеоритів набуває особливого значення, адже вона сформувалась в широкому діапазоні нерівноважних РТ-умов [24, 48, 57, 71, 78, 79]. Ці фізико-температурні умови в подальшому спричинили часткову або повну зміну хімічних та мінералогічних характеристик первинної пилової компоненти не лише в протопланетній туманності, а і в материнських тілах метеоритів.

Як зазначено вище, зерна нікелистого заліза метеоритів сконденсувалися в період охолодження протопланетної туманності [27]. ЕМ-дослідження поверхні зломів вуглистого ксеноліту хондриту Кримка дозволило отримати дані про типову для продуктів конденсації глобулярну будову силікатів, нікелистого заліза і сульфідів заліза. Так, у ксеноліті вуглистого хондриту Allende зерна нікелистого заліза представлені аваруїтом, а у С-вмісному ксеноліті примітивного хондриту Кримка - тенітом та камаситом. Їх нанометричні зерна розподілені рівномірно поміж зерен силікатів, які в основному мають глобулярну та неправильну (амебоподібну) форму.

На підставі отриманих результатів, дослідники припустили, що збільшення розміру мінеральних зерен було зумовлене акрецією первинних наноглобул у пиловому середовищі протопланетної туманності завдяки специфічним фізичним властивостям нанорозмірних зерен, а саме їх підвищеній акреційній здатності [30]. Підвищені акреційні властивості нанорозмірних зерен сприяли утворенню складних глобул і загальній акреції тонкозернистої речовини материнських тіл хондритів. Не виключено, що первинні глобули знаходились в аморфному стані, а вплив помірного метаморфізму міг сприяти їх розкристалізації на більш пізній стадії. Отже, специфічні фізичні властивості нанорозмірних зерен є найімовірніше головним фактором, який спричинив масштабну акрецію пилової компоненти протопланетної туманності, а в подальшому - утворення материнських тіл метеоритів та планетозімалей.

Необхідно відмітити, що нанорозмірні зерна мінералів, зокрема нікелистого заліза, широко розповсюджені не лише в ксенолітах примітивних метеоритів, а і в звичайних хондритах, де вони розташовані переважно в порах, по тріщинах, міжзернових границях або як включення всередині мінеральних фаз. Але на відміну від перших, їх формування у звичайних хондритах зумовлено дією термального, ударного чи водного метаморфізму в материнських тілах метеоритів [49]. У вуглистих ксенолітах переважна більшість індивідуальних зерен мають нано- та мікрометричні розміри, що повністю відповідає розміру пилу в газопиловій туманності, а їх скупчення характеризуються пористою акреційною будовою. Ця особливість будови однозначно вказує на «м'яку» акрецію при малих швидкостях зіткнення пилових зерен в протопланетній туманності.

4.1 Характер ударно-метаморфічних перетворень зерен Fe,Ni-металу в материнських тілах вивчених хондритів

При проведенні досліджень хімічного складу зерен нікелистого заліза за допомогою сучасних інструментальних приладів виявлено наявність в них елементів-домішок. Але при великих збільшеннях видно, що зерна Fe,Ni-металу переповнені нано- та мікрометричними включеннями, що свідчить про незначний нагрів метеориту, тобто про їх метаморфогенну природу. Блискучі дослідження хімічного складу зерен нікелистого заліза нерівноважних хондритів були проведені Б. Занда зі співавторами [76], які показали наявність в них підвищених кількостей елементів-домішок, зокрема P, Cr, Si. Так зерна нікелистого заліза в ксенолітах збагачені P, Cr, Si. Результати їх робіт підтверджені нашими дослідженнями.

В таблиці 4.2 наведені отримані нами структурно-мінералогічні характеристики зерен Fe,Ni-металу в хондритах. Як видно з таблиці, зерна нікелистого заліза у ксенолітах і хондритах відрізняються за розміром, будовою, формою зерен, характером розподілу, а також за специфікою включень мінералів.

Характер розподілу зерен Fe,Ni-металу. У вуглистих ксенолітах хондритів Allende і Кримка зерна нікелистого заліза розташовані більш-менш рівномірно. В інших досліджуваних хондритах зерна Fe,Ni-металу містяться переважно в матриці і в меншій мірі - в хондрах. В матриці хондритів зерна нікелистого заліза розподілені приблизно рівномірно, а в хондрах - у вигляді поодиноких кульок.

Розміри зерен. У досліджуваних метеоритах найменші зерна нікелистого заліза розташовані в ксенолітах. Їх розмір коливається від субмікронних до десятка мікрон. В хондриті Галків розміри зерен Fe,Ni-металу змінюється від мікронних до 450 мкм. Решту досліджуваних хондритів можна розподілити за максимальними розмірами зерен нікелистого заліза таким чином: Грузьке (до 500 мкм), Білокриниччя (до 600 мкм), Княгиня та Біла Церква (до 650 мкм), Челябінськ (до 800 мкм), Оленівка (до 900 мкм), Жигайлівка (до 950 мкм). Таким чином, можна зробити висновок, що у вуглистих ксенолітах розміри зерен менше 10 мкм, а у звичайних хондритах вони на 1-2 порядки вище. Особливо великі зерна розміром до 1 мм характерні для рівноважних хондритів Жигайлівка та Оленівка, а також для інтенсивно зміненого ударним метаморфізмом хондриту Челябінськ.

Форма зерен камаситу. В усіх хондритах присутні в основному зерна Fe,Ni-металу ізометричної та амебоподібної форми. Останні характеризуються тим, що зі зростанням впливу ударного метаморфізму, збільшується кількість зерен з гострими кутами. Таких зерен найбільше в хондритах Галків, Грузьке та Челябінськ.

Форма зерен теніту. На відміну від камаситу, зерна теніту в основному мають округлу та ізометричну форму. Як відомо, теніт, порівняно з камаситом, характеризується більшою твердістю, тобто форма його зерен більш стійка до дії ударного метаморфізму.

Наявність та кількість включень. Включення інших мінералів присутні не лише в зернах аваруїту і камаситу в ксенолітах метеоритів Allende та Кримка, а і в зернах камаситу в матриці звичайних хондритів. Згідно з таблицею 4.2, найменша кількість включень виявлена в камаситі рівноважних хондритів Жигайлівка та Оленівка, що обумовлено повільним охолодженням їх материнського тіла і відповідним очищенням кристалічної решітки камаситу від елементів-домішок. Помірну кількість включень діагностовано в зернах камаситу хондритів Княгиня та Біла Церква. У зернах Fe,Ni-металу ксенолітів Allende та Кримка, а також в матриці хондритів Челябінськ, Білокриниччя, Галків та Грузьке діагностовано велику кількість включень. Окремо можна зазначити, що деякі зерна як в ксенолітах так і в камаситі хондритів Галків та Грузьке навіть подібні по структурі до паласитів - тобто в металевому каркасі розташовані силікатні зерна. Розміри включень коливаються відповідно до 1 мкм у Fe,Ni-металі ксенолітів та від одиниць до сотні мікрометрів у зернах з матриці. В зернах камаситу метеоритів Галків, Грузьке та Челябінськ діагностовано також включення мікронного розміру, які не виявлено в інших досліджених нами ударно-метаморфізованих метеоритах.

Мінералогія включень. Мінеральний склад включень у зернах нікелистого заліза є досить обмеженим (виявлено лише олівін та піроксен) в хондритах Жигайлівка, Оленівка та Біла Церква. У решті досліджуваних зернах Fe,Ni-металу діагностовано включення таких мінералів: олівін, піроксен, плагіоклаз та хроміт. Окрім перерахованих мінералів в зернах камаситу хондритів Галків та Грузьке виявлено дрібні включення SiO2.

Елементи-домішки. Як показали електронно-мікроскопічні дослідження, при високих збільшеннях зерен Fe,Ni-металу в ксенолітах і хондриті Челябінськ, високий вміст (до 2 мас. %) елементів-домішок Si, Cr та P зумовлено наявністю субмікронних і мікронних включень мінералів. Визначити їх хімічний склад, на жаль, не можливо. Але наявність Р вказує на включення фосфідів, Cr - хроміту, а Si - кремнезему. Наявність мікровключень інших мінералів, а також можливо деякої кількості елементів-домішок у твердому стані в металі ксенолітів, а також в металі інтенсивно зміненого хондриту Челябінськ є свідченням нерівноваженості процесів формування хімічного складу нікелистого заліза хондритів. Але якщо в ксенолітах ця нерівноваженість зумовлена найімовірніше процесом нерівноважної конденсації, то в хондриті Челябінськ - перерозподілом хімічних елементів між нікелистим залізом та іншими мінералами в процесі інтенсивного ударного метаморфізму з наступним заморожуванням хімічного складу внаслідок високої швидкості охолодження.

Ступінь ударно-метаморфічного перетворення вивчених хондритів. Як видно з таблиці 4.1, окрім наявності включень і елементів-домішок в зернах камаситу, критерієм ударно-метаморфічних змін метеориту є наявність полікристалічних зерен камаситу та зерен плеситу з мікрографічною структурою. Остання структура утворюється в результаті проходження ударної хвилі чи повторного ударного нагрівання плеситу типу І з відманштеттеновою структурою. Полікристалізація зерен камаситу також є результатом ударно-метаморфічної зміни в метеоритах, а кількість полікристалічних зерен залежить від ступеню впливу ударного метаморфізму на материнське тіло метеориту.

У метеоритах з низьким ступенем ударно-метаморфічного перетворення (Жигайлівка, Оленівка) розповсюджені в основному полікристалічний камасит і мікрографічний плесит. В хондриті Біла Церква наявні плесит мікрографічної структури та локальні структури плавлення троїліту та нікелистого заліза. Решта досліджуваних хондритів характеризується наявністю полікристалічних зерен камаситу, мікрографічного плеситу та локальних структур плавлення.

Чим вищий ступінь ударнометаморфічних перетворень, тим більше зерен камаситу має амебоподібну форму з гострими, рваними кутами. Саме амебоподібна форма зерен камаситу, а також їх гострі кути інтерпретувались як результаті інтенсивного удару і викликаного ним підвищенням температури. В таких умовах метал стає пластичним та проникає в тріщини та проміжки в твердій силікатній матриці, формуючи загострені кути.

Окремо можна виділити наявність локальних структур ударного метаморфізму. Загальновідомо, що ударний тиск, призводить до широкого діапазону фізичних, мінералогічних та хімічних змін в метеориті. Проте майже завжди в локальних ділянках на електронно-мікроскопічному рівні чітко діагностуються структури плавлення та ударного нагріву. Так, наприклад, досліджуваний нами звичайний хондрит Біла Церква в цілому зазнав незначного ударно-метаморфічного впливу на його первинні структурно-мінералогічні характеристики. Сила ударного тиску становила < 15 ГПа, що за шкалою Штоффлера та ін. [72] відповідає стадії S2. В силікатній матриці хондрита було знайдено численні локальні структури ударного метаморфізму: прожилки та евтектичні структури плавлення троїліту і нікелистого заліза, ідіоморфні зерна хроміту в ударних ділянках нормативного плагіоклазу та комірчасто-сітчасті структури вюститу. Це означає, що в деяких локальних ділянках ударна температура сягала температури плавлення нікелистого заліза та троїліту - від 988 єС до 1455 °С. Саме при такому підвищенні температури виникають евтектичні структури плавлення. Ці структури діагностовано майже в усіх досліджуваних нами хондритах. Тобто, температура, що супроводжувала ударну хвилю відповідала температурі плавлення троїліту та нікелистого заліза щонайменш в локальних ділянках, а в сильно ударно-метаморфізованих хондритах, таких як Княгиня, Грузьке та Челябінськ - в переважній частині метеориту.

Локальні структури плавлення розповсюджені більш широко в звичайних хондритах з вищою стадією ударного метаморфізму, тиском від 20 до 35 ГПа, що відповідає S3-S4. Вони широко розповсюджені в досліджених нами хондритах Галків (Н4), Грузьке (Н4) Княгиня (L5) та Челябінськ (LL5). Вюстит знайдено всередині полірованого шліфа метеорита Галків, а подібні комірчасто-сітчасті структури знайдено при дослідженні скульптури поверхні зломів хондриту Челябінськ (LL5). В метеоритах Княгиня та Челябінськ широко розповсюджені рідкісні в інших метеоритах численні локальні структури плавлення металу і силікатів, так звані ліофільні емульсії. В хондриті Княгиня вони мають більш складну структуру, яку описано в 3 розділі. Особливістю цих структур є дуже високі температури плавлення, які призвели до такої дисперсності розплавленої речовини.

Одним із важливих індикаторів ступеню ударно-метаморфічних перетворень метеоритів є скульптура поверхні Fe,Ni-металу в хондритах [35]. В результаті оригінальних досліджень скульптури поверхні зерен нікелистого залізав хондритах Галків та Грузьке, а також відколів з світлого та темного різновиду в хондриті Челябінськ на поверхні зерен металу були виявлені скульптури деформації, нагріву та вивітрювання. Як відмічалось вище, найбільш інформативними серед них є зерна з пластинчатою поверхнею, виникнення яких зумовлено деформацією зсуву кристалічної решітки камаситу по грані [111] внаслідок ударного метаморфізму. На поверхні зерен металу вона проявляється у вигляді системи паралельних пластинок. Нами діагностовано в основному одна система пластинок, а на поверхні деяких зерен таких систем знайдено декілька. В помірно та сильно ударно-метаморфізованих хондритах Грузьке та Челябінськ деформаційні пластини характеризуються додатковою пластичною деформацією, а саме згином пластинок та наявністю скульптур розщеплення пластинок металу, що є ознакою додаткової деформації таких зерен. Таким чином, для материнських тіл цих хондритів можна виділити щонайменше два співударяння: більшої сили, що призвели до появи деформації зсуву та меншої сили, які ці пластинки зігнули або додатково розщепили.

Усі ці знахідки в хондритах з різною стадією ударно-метаморфічних перетворень підтверджують, що процес ударного метаморфізму є досить складним і нерівноважним, що зумовлює широке та нерівномірне розповсюдження структур деформації та нагріву в метеоритах.

Усі визначені нами структурно-мінералогічні особливості нікелистого заліза дозволяють класифікувати вивчені хондрити відповідно до ступеню їх ударно-метаморфічного перетворення:

майже незмінені (тобто ті, незначні зміни в яких фіксуються лише на електронно-мікроскопічному рівні) - ксеноліти AL-1 з вуглистого хондриту Allende (CV3) та ВК-13 з нерівноважного хондрита Кримка (LL3.1);

дуже мало змінені - хондрити, які мають стадію ударного метаморфізму S2 - Жигайлівка (LL6), Оленівка (L5) та Біла Церква (H4);

мало змінені - стадія S3 - Білокриниччя (H4), Кримка (LL3), Галків (Н4);

помірно змінені хондрити, у яких стадія ударного метаморфізму відповідає S4 - Княгиня (L5), Грузьке (Н4), Челябінськ (LL5).

Таким чином, ступінь ударно-метаморфічного перетворення хондритів Allende, Оленівка, Білокриниччя, Кримка, Біла Церква, які вивчені на електроно-мікроскопічному рівні, повністю узгоджуються з результатами попередніх дослідників [34]. Поряд з цим, необхідно відмітити, що за нашими даними хондрит Жигайлівка має ознаки, які свідчать про нижчий ступінь ударно-метаморфічного перетворення, а хондрити Галків і Княгиня мають ознаки, які свідчать про вищу ступінь ударно-метаморфічного перетворення, що можна пояснити неоднорідністю розповсюдження структур ударного метаморфізму в різних частинах метеориту. Величина ударного метаморфізму в хондритах Грузьке і Челябінськ визначена нами вперше.

Отже, проведені дослідження однозначно підтверджують дані, що структурно-мінералогічні та хімічні особливості переважної більшості хондритів були в тій чи іншій мірі змінені процесом ударного метаморфізму в материнських тілах метеоритів.

Висновки

Результати оригінальних структурно-мінералогічних та хімічних досліджень зерен нікелистого заліза у вуглистих ксенолітах хондритів Allende і Кримка, а також в матриці хондритів Кримка, Оленівка, Біла Церква, Білокриниччя, Жигайлівка, Галків, Княгиня, Грузьке і Челябінськ повністю узгоджуються з даними попередніх дослідників, що зерна нікелистого заліза хондритів зародилися в доакреційний період формування материнських тіл метеоритів, тобто в протопланетній газопиловій туманності. В допланетний період еволюції вони зазнали часткових змін внаслідок реакції з газом довкілля в газопиловій туманності, і суттєвих ударно-метаморфічних змін в материнських тілах метеоритів. Отримані результати та їх співставлення з літературними даними, дозволяють зробити наступні висновки:

1. Зерна нікелистого заліза у вуглистих ксенолітах відрізняються від зерен звичайних хондритів розмірами (на 1-2 порядки менші), будовою і хімічним складом. Більшість індивідуальних зерен мають нано- та мікрометричні розміри, що повністю відповідає розміру пилу в газопиловій туманності, а їх скупчення характеризуються пористою акреційною будовою. Ця особливість будови має важливе генетичне значення, оскільки однозначно вказує на «м'яку» акрецію при малих швидкостях зіткнення пилових зерен в протопланетній туманності.

Нікелисте залізо у вуглистих ксенолітах хондриту Allende складене аваруїтом, а хондриту Кримка - камаситом і тенітом. Наявність аваруїту в ксеноліті Allende зумовлене високим ступенем сульфідизації зерен Fe,Ni-металу в доакреційний період формування материнських тіл метеориту.

Хімічний склад зерен нікелистого заліза ксенолітів неоднорідний і змінюється не лише від зерна до зерна, а і в межах скупчення зерен, що зумовлено нерівноважними фізико-хімічними умовами утворення та їх акреційною глобулярною будовою. Вміст до 1 мас.% домішок Si, Cr та P в зернах Fe,Ni-металу зумовлено наявністю субмікронних і мікронних включень мінералів, імовірно фосфідів, хроміту та кремнезему.

2. Структурно-мінералогічні та хімічні особливості переважної більшості хондритів були змінені процесами ударного метаморфізму в материнських тілах метеоритів. Такі зміни було діагностовано не лише в ударно-метаморфізованих хондритах, а і частково в нікелистому залізі з вуглистого ксеноліту хондриту Allende.

3. У вивчених звичайних хондритах виявлено наступні структури крихких і пластичних деформацій - тріщини в силікатах, зсув деформаційних пластинок та монокристалів у троїліті, нейманові лінії в камаситі, деформаційні пластинки в троїліті, зігнуті зерна зонального теніту, орієнтована структура мікрографічного плеситу, а також структури ударного нагріву - мозаїчне погасання олівіну, полікристалічні камасит і троїліт, зональний теніт, мікрографічний плесит, включення в камаситі, вторинний троїліт, амебоподібна форма зерен камаситу, пилоподібні, сітчасті та каркасні структури троїліту і нікелистого заліза, ділянки плавлення в силікатах.

4. Вперше для метеоритів діагностовано та вивчено ліофільні структури, які свідчать про миттєве високотемпературне переплавлення окремих силікат-тенітових порцій метеоритної речовини, зумовлене їх інтенсивним ударно-метаморфічним перетворенням.

5. Вперше у вивчених хондритах діагностовано рідкісні зерна вюститу, формування яких зумовлене високо відновним процесом ударно-метаморфічного перетворення речовини;.

6. Встановлена пряма залежність форми зерен камаситу, кількості і розмірів включень інших мінералів в них від ступеню ударно-метаморфічного перетворення хондритової речовини. Тобто з підвищенням величини ударного тиску і нагріву, збільшується кількість амебоподібних зерен з гострими кутами, які вміщують крупні включення хроміту, фосфатів, кремнезему та силікатів.

7. Підтверджено, що скульптура поверхні зерен нікелистого заліза є чутливим індикатором ступеню ударно-метаморфічного перетворення метеоритної речовини, а також кількості співударів для материнських тіл хондритів.

Наявність зерен камаситу з пластинчатою поверхнею є ознаками пластичної деформації і вказує на мінімум два удари в історії хондритів: перший призвів до появи деформації зсуву, а наступний - до згину та їх розщеплення.

8. Процес ударного метаморфізму був досить складним і нерівноважним, що зумовило широке розповсюдження структур деформації та нагріву в метеоритах. Так, навіть у дуже мало зміненому хондриті Біла Церква на електронно-мікроскопічному рівні діагностовано локальні структури ударного метаморфізму, які представлені структурами плавлення та ударного нагріву. Тобто, в локальних ділянках пікова температура, що супроводжувала ударну хвилю відповідала температурі не лише плавлення троїліту (~988 єС), а і нікелистого заліза (?1455 °С).

9. Структурно-мінералогічні особливості нікелистого заліза дозволяють класифікувати вивчені хондрити відповідно до ступеню їх ударно-метаморфічного перетворення і співставити їх з ударно-метаморфічними перетворенням, виділеним для силікатних мінералів Д.Штоффлером:

майже незмінені (тобто ті, незначні зміни в яких фіксуються лише на електронно-мікроскопічному рівні) - ксеноліти AL-1 з вуглистого хондриту Allende (CV3) та ВК-13 з нерівноважного хондрита Кримка (LL3.1);

дуже мало змінені - хондрити, які мають стадію ударного метаморфізму S2 (ударні тиск 5-15 ГПа та температура 50-100 єС) - Оленівка (L5), Жигайлівка (LL6) та Біла Церква (H4);

мало змінені - ударно-метаморфічна стадія S3 (ударні тиск 15-20 ГПа та температура 100-150 єС) - Білокриниччя (H4), Кримка (LL3), Галків (Н4);

Список використаних джерел

1. Анфилогов В.Н. Петрография, минералогия и строение метеорита «Челябинск» / Анфилогов В.Н., Белогуб Е.В., Блинов И.А. [и др.] // Литосфера. - 2013. - № 3. - С. 118-129.

2. Вальтер А.А. Взрывные кратеры Украинского щита / Вальтер А.А., Рябенко В.А. - Киев: Наук. думка, 1977. - 155 с.

3. Галимов Э.М. Результаты вещественного анализа метеорита Челябинск /Галимов Э.М., Колотов В.П., Назаров М.А., Костицин Ю.А., Кубракова И.В., Кононкова Н.Н., Рощина И.А., и др. // Геохимия. - 2013. - № 7. - С. 580-598.

4. Гуров Е.П. Импактное кратерообразование в истории Земли / Гуров Е.П., Гожик П.Ф. / Киев, 2006, -218 с.

5. Гіріч А.Л. Мінералогія силікатного пористого ксеноліту в хондриті Кримка (LL3.1) / Гіріч А.Л., Семененко В.П., Бішофф А., Кичань Н.В. // Записки українського мінералогічного товариства. - 2006. - Т. 3. - С. 41-44.

6. Гіріч А.Л. Структурно-мінералогічна характеристика фрагмента темного різновиду хондрита Челябінськ (LL5) / А.Л. Гіріч, В.П. Семененко Кичань Н. // Мінералогічний журнал. - 2015. - Т. 37. - № 4. - С. 46-57.

7. Допланетная история минерального вещества (генетическая минералогия обыкновенных хондритов): дисс.на соискание степени д-ра геол.-мин. н. : 04.00.20 / Семененко В.П. - Киев, 1986. - 425 с.

8. Дьяконова М.И. Химические анализы некоторых каменных и железных метеоритов из коллекции академии наук СССР / Дьяконова М.И., Харитонова В.Я. // Метеоритика. - 1960. - Вып. 28. - С. 48-67.

9. Иванов С.И. Исследование непрозрачных минералов каменных метеоритов. / Иванов С.И., Юдин И.А. // Метеоритика. - 1978. - Вып. 37 - С. 69-72.

10. Кваша Г.Л. О минералогическом составе и структуре метеоритов / Кваша Г.Л. // Метеоритика. - 1977. - Вып. 36 - С. 31-37.

11. Кваша Л.Г. Некоторые новые данные о строении хондритов / Кваша Г.Л. // Метеоритика. - 1961. - Вып. 20 - С. 124-135.

12. Кичань Н.В. Особливості структур ударного метаморфізму в карпатському метеориті Княгиня / Кичань Н.В. // Мінералогічний збірник. - 2009. № 59, Вип. 1 - С. 45-51.

13. Кичань Н.В. Структури ударного метаморфізму в метеориті Грузьке / Кичань Н.В. // Записки українського мінералогічного товариства - 2011. - Т.8, - С. 122-125.

14. Кичань Н. Скульптура поверхні відколу метеорита Челябінськ (LL5) / Н. Кичань А. Гіріч, С. Ширінбекова, В. Сливінський // Мінералогічний збірник - 2015. - № 65, Вип. 2. - С. 37-45.

15. Кичань Н. Особливості структур ударного метаморфізму і звітрювання метеорита Біла Церква / Кичань Н., Ширінбекова С. // Мінералогічний збірник. - 2012. - № 62, Вип. 2 - С. 102-110.

16. Кичань Н.В. Структурно-мінералогічні особливості нікелистого заліза метеорита Галків / Кичань Н.В., Ширінбекова С.Н., Сливінський В.М. // Записки українського мінералогічного товариства. - 2009. - Т. 6, - С. 70-76.

17. Корякова Л. Н. Археология раннего железного века Евразии. Ч. I. Общие проблемы. Железный век Западной Европы -- Екатеринбург, 2002, 210 с.

18. Лаврухина А.К. Исследование металлических частиц хондритов / Лаврухина А.К., Сажина Н.К., Стахеева С.А. // - Метеоритика. - 1974, Вып. 33. - С. 134-139.

19. Лазаренко Е.К. Признаки ударного метаморфизма в минералах метеоритов и лунных пород / Лазаренко Е.К., Ясинская А.А. // Метеоритика. - 1974. - Вып. 33. - С. 69-72.

20. Малышева Т.В. Распределение железа в минералах хондр и матрицы обыкновенных хондритов 4-го петрологического типа / Малышева Т.В., Барышникова Г.В., Полосин А.В. // Метеоритика. - 1986. - Вып. 45. - С. 85-94.

21. Рамдор П. Рудные минералы и их срастания /Рамдор П. - М. Изд-во иностр. лит., 1962. - 1132 с.

22. Родэ О.Д. Атлас микрофотографий поверхности частиц лунного реголита / Родэ О.Д., Иванов И.А., Назаров М.А. [и др.] Прага, 1979. - 235 с.

23. Семененко В.П. Мінералогія досонячних зерен / Семененко В.П. // Геохімія та рудоутворення. - 2009. - №27. - С. 92-94.

24. Семененко В.П. Мінералогія пилової компоненти протопланетної туманності / Семененко В.П. // Записки українського мінералогічного товариства. - 2011. - Т. 8. - С. 175-178.

25. Семененко В.П. Микроскопическое исследование никелистого железа семи хондритов / Семененко В.П. // Метеоритика. - 1975. - Вып. 34. - С. 71-75.

26. Семененко В.П. Признаки ударного метаморфизма в 16 хондритах / Семененко В.П. // Космическое окружение и Земля: сборник научных трудов. - 1977. - С. 100-106.

27. Семененко В.П. Процессы образования минералов в космосе / Семененко В.П. // Космическое вещество: сборник научных трудов. - 1986. - С. - 42-59.

28. Семененко В.П. Примітивна високозалізиста речовина в хондриті Кримка (LL3.1) / Семененко В.П., Гіріч А.Л. // Записки українського мінералогічного товариства. - 2007. - Т. 4. - С. 77-80.

29. Семененко В.П. Природа экзотических объектов в метеоритах / Семененко В.П., Гирич А.Л. // Минералогічний журнал. - 1996. - Т.18. - № 6. - С. 14-21.

30. Семененко В.П. Тонкозернистий ксеноліт AL1 в хондриті Allende (CV3): мінералогія та походження / Семененко В.П., Гіріч А.Л., Кичань Н.В. // Доповіді НАН України. - 2012. - №8. - С. 86-93.

31. Семененко В.П. Структурно-мінералогічні особливості кам'яного метеориту Грузьке / Семененко В.П., Гіріч А.Л., Кичань Н.В., Ширінбекова С.Н // Мінералогічний збірник. - 2010. № 60, Вип. 1. - С. 59-69.

32. Семененко В.П. Природа нанорозмірних зерен мінералів в метеоритах / Семененко В.П., Гіріч А.Л., Ширінбекова С.Н., Шкуренко К.О., Кичань Н.В., Горовенко Т.Н. // Записки українського мінералогічного товариства - 2013. - Т.10. - С. 7-17.

33. Семененко В. П. Генетические типы нанометрических зерен минералов в метеоритах / Семененко В.П., Гирич А.Л., Ширинбекова С.Н. и др. // Наносистемы, наноматериалы, нанотехнологии. - 2010. - Т. 9. - №3. - С. 241-245.

34. Семененко В.П. Метеориты Украины / Семененко В.П., Соботович Э.В., Тертычная Б.В - Киев, 1987. - 220 с.

35. Семененко В.П. Скульптура поверхности частиц никелистого железа / Семененко В.П., Тертычная Б.В., Клейманов А.Н. // Метеоритика. - 1987. - Вып. 46. - С. 73-80.

36. Семененко В.П. Особливості скульптури поверхні зерен мінералів у паласитах / В.П. Семененко, І.В. Квасниця, О.І. Алєксєєва, С.Н. Ширінбекова // Записки українського мінералогічного товариства. -- 2008. -- Т. 5. -- С. 68-74.

37. Семененко В.П. Хімічна неоднорідність тонкозернистої речовини в метеориті Кримка (LL3.1) / Семененко В.П., Шкуренко К.О., Гіріч А.Л. // Мінералогічний журнал. - 2014. - Т. 36, Вип. 4. - С. 39-49.

38. Смышляев С.И. Некоторые данные микрохимического исследования троилита и пирротина в метеоритах / Смышляев С.И. // - Метеоритика. - 1966. - Вып. 27. - С. 53-57.

39. Соботович Э.В. Вещество метеоритов / Соботович Э.В., Семененко В.П. - Киев: Наукова думка, 1984. - 191 с.

40. Соботович Э. В. Происхождение метеоритов / Соботович Э.В., Семененко В.П. - Киев: Наукова думка, 1985. - 204 с.

41. Шарыгин В.В. Минералогия и петрография «проплавленного» фрагмента метеорита Челябинск / Шарыгин В.В., Карманов Н.С., Подгорных Н.М., Томиленко А.А. / Метеорит Челябинск - год на Земле: Материалы Всерос. науч. конф. - Челябинск. - 2014. - С. 637-653.

...