10塊新疆哈密沙漠隕石的類型及其巖石礦物學特征

賴永旺, 王桂琴

(1. 中國科學院 廣州地球化學研究所 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學院大學, 北京 100049)

0 引 言

隕石是從行星際空間穿越大氣層經過燒蝕后到達地表的流星殘留體, 保留了太陽系形成前后的物質組分, 是人類認知太陽系形成和演化的重要窗口[1]。南極和沙漠具有單一的顏色背景、較好的通視條件、干燥的氣候條件和更少的人為破壞和覆蓋, 是保存和富集發(fā)現隕石的最佳地點。迄今為止, 南極收集到的隕石樣品總數達 4萬余塊[2], 沙漠隕石的發(fā)現數量也在不斷增加, 世界上已知的隕石約 25%發(fā)現于沙漠地區(qū), 近 70%發(fā)現于南極冰原[3]。1989年人類首次在非洲撒哈拉沙漠發(fā)現了許多集中分布的隕石樣品, 為此民間的隕獵者于1990、1991年分別組織了兩次撒哈拉沙漠隕石尋找和回收的野外考察,收獲頗豐[4]。國際上對非洲撒哈拉地區(qū)[5–6]、阿拉伯半島[7]、澳大利亞西南荒漠地區(qū)[8]和美國的新墨西哥州[9]等地區(qū)數次成功的隕石搜尋和回收的野外考察獲得了大量隕石樣品, 表明了沙漠是僅次于南極的另一隕石富集區(qū)。

雖然我國具有廣闊的沙漠面積, 包括塔克拉瑪干沙漠、庫姆塔格沙漠、古爾班通古特沙漠、巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠等, 但有組織的沙漠隕石搜集工作一直沒有展開。2008年, 新疆隕石愛好者首先在新疆哈密庫姆塔格沙漠發(fā)現隕石, 并于2009年獲國際命名為庫姆塔格隕石(Kumtag), 定為 H5型[10]。2013年5月, 由中國科學院地質與地球物理研究所、中國科學院廣州地球化學研究所、中國科學院地球化學研究所和桂林理工大學等國內開展隕石研究的單位組成了我國第一個專業(yè)沙漠隕石考察隊, 對該地區(qū)進行了首次專業(yè)的沙漠隕石搜尋。此次共回收到46塊隕石樣品, 劃分出3種化學-巖石類型: L3.4、L5和H5, 已申請國際隕石協(xié)會命名為: Kumtag014、AM001―AM042和 Hami003―Hami005。此次考察在4個區(qū)域內(Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ)搜集到隕石, 并以此確定了 3個隕石富集區(qū): Alatage Mountain(Ⅰ)、Hami(Ⅱ、Ⅳ)和 Kumtag(Ⅲ)。這是我國沙漠隕石搜集工作的一個良好開端, 沙漠隕石考察計劃的持續(xù)開展和更多沙漠隕石富集區(qū)的確立, 將為國內沙漠隕石的回收工作提供參考, 提高稀有類型隕石樣品回收的可能性。我國開展的沙漠隕石的發(fā)現和研究工作, 將會與南極隕石的研究工作一樣取得大量原創(chuàng)性成果, 必將豐富研究樣品的類型, 促進我國隕石學和天體化學的發(fā)展。

表1 10塊沙漠隕石的手標本信息Table 1 Sample information for the ten desert meteorites from Hami, Xinjiang

隨著大量隕石樣品的收集, 隕石分類成為隕石研究中的重要內容[11]。隕石分類是開展隕石深入研究工作的前提, 對了解和探索太陽星云凝聚與分餾作用、吸積形成隕石母體的過程, 不同類型隕石母體在太陽系形成的部位、形成的物理化學條件及形成類地行星的初始物質都具有重要的理論意義和參考價值。本次研究擬選取富集區(qū)域和類型上均具代表性的10塊隕石樣品開展化學組成、巖石結構和礦物成分的研究, 并進行二維(包括巖石學和礦物化學特征)隕石類型的劃分, 為這些隕石的進一步研究工作奠定基礎。

1 樣品與實驗方法

本次研究的10塊沙漠隕石編號分別為AM007、AM008、AM011、AM015、AM020、AM027、Hami003、Hami004、Kumtag014和 Hami005。這 10塊樣品中, AM008、AM015和AM027為渾圓狀, 其余均為棱角狀。AM007、AM015、Hami003、Hami004和Kumtag014殘留部分熔殼, AM011和Hami005熔殼呈斑駁狀, AM008熔殼覆蓋完整, AM020和AM027幾乎沒有熔殼。10塊隕石均具有明顯的球粒結構, 初步確定為普通球粒隕石。詳細手標本信息見表1。

原始樣品使用低速金剛石切割機(SYJ-160)進行切片, 使用環(huán)氧樹脂注膠后磨制光片, 以上全部過程在無水條件下進行。光片在光學顯微鏡(OLYMPUS-BX51)下進行巖相觀察, 包括結構特征、不透明礦物的種類、含量和分布、沖擊變質特征和風化程度。硅酸鹽礦物成分由中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室用電子探針(JEOL 8100)測定, 不透明礦物成分由桂林理工大學用電子探針(JEOL 8230)測定,加速電壓15 kV、束流20 nA, 硅酸鹽采用天然礦物標樣, 金屬采用金屬或氧化物標樣。分析數據采用ZAF(原子序數、吸收效應及熒光效應)法校正。

2 實驗結果

2.1 巖石學特征

Kumtag014隕石球粒含量大于70% (體積濃度,下同); 邊界清晰, 呈圓形或次圓形; 類型多樣, 以斑狀球粒為主, 其次為放射狀球粒和爐條狀球粒(圖1); 大小不一, 直徑最大約為3.2 mm, 最小約為 0.1 mm, 大部分為幾百 μm。球粒之間的細?；|為隱晶質, 基質所占體積較小, 沒有發(fā)生重結晶,樣品中沒有觀測到次生的長石。球粒的主要組成礦物是橄欖石和輝石, 橄欖石顆粒完整。不透明礦物主要是鐵鎳金屬和隕硫鐵, 約占 3.2%(體積濃度)。它們呈3種形式分布: Fe-Ni金屬和隕硫鐵共同構成近渾圓的團塊狀(100～700 μm); Fe-Ni金屬和隕硫鐵呈細小顆粒(10～40 μm)并沿球粒周邊分布; 細小的Fe-Ni金屬和隕硫鐵顆粒隨機分布在基質或球粒中。部分Fe-Ni金屬邊緣出現少量褐鐵礦。

AM007(圖 2a)、AM008、AM011、AM015、AM020、AM027和Hami004這7塊隕石的球粒分布不均勻, 大部分球粒輪廓較模糊, 局部球粒結構和輪廓仍可分辨, 可見有放射狀球粒、爐條狀球粒, 球粒直徑一般小于1 mm?；|中等重結晶, 主要組成礦物包括橄欖石、低鈣輝石、次生斜長石、鐵鎳金屬、隕硫鐵和褐鐵礦。7塊隕石的不透明礦物的含量(體積濃度)分別為 4.2%、4.5%、5.2%、5.1%、4.6%、4.2%和6.5%。AM007、AM008和AM011表面金屬熔滴廣泛分布; AM015、AM020、AM027以及Hami004隕石橄欖石破碎, 沒有發(fā)現金屬熔滴。Hami004隕石褐鐵礦僅分布在 Fe-Ni金屬邊緣;AM007、AM008、AM011、AM015和AM020隕石部分Fe-Ni金屬表面褐鐵礦化; AM027隕石褐鐵礦沿裂隙發(fā)育, 部分Fe-Ni金屬完全褐鐵礦化。

圖1 Kumtag014隕石中的球粒Fig.1 Microscopic characteristics for chondrules in Kumtag014 meteorite

圖2 5型普通球粒隕石的球粒Fig.2 Characteristics of chondrules in type 5 ordinary meteorite from Hami, Xinjiang

Hami003(圖 2b)和 Hami005隕石大部分球粒模糊不清, 局部球粒輪廓仍可分辨, 可見斑狀球粒和爐條狀球?；蚱渌閴K等?；|中等重結晶, 表面裂隙發(fā)育, 金屬熔滴廣泛分布。主要組成礦物與上述7塊相同, 這兩塊隕石的不透明礦物的含量分別為8.5%和 9.2%(體積濃度), Hami003不透明礦物主要為 Fe-Ni金屬和隕硫鐵, 有少量的褐鐵礦分布在Fe-Ni金屬邊緣; Hami005比Hami003有更高含量的褐鐵礦, 部分Fe-Ni金屬表面褐鐵礦化。

2.2 礦物成分組成特征

10塊樣品的橄欖石和低鈣輝石以及鐵紋石的礦物化學組成均使用電子探針進行分析測定, 測定結果見表2和表3。

Kumtag014隕石的橄欖石和輝石的化學組成很不均一, 橄欖石Fa值和輝石Fs值變化大。不僅球粒之間的成分差異很大, 而且部分球粒內的鐵鎂質硅酸鹽礦物也呈明顯的環(huán)帶特征(圖 1b), 表現為橄欖石核部富 Mg, 邊部富 Fe(圖 3), 如核部的Fa值為9.1, 邊部的Fa值可以達到33.59。不同橄欖石顆粒, 橄欖石的 Fa值的變化范圍在9.1～48.3之間, 平均值為25.0, 其PMD值為51.0。輝石礦物晶體環(huán)帶不明顯, 但Fs值的變化范圍在2.8～30.3之間, 平均為17.6, PMD為 54.2。鐵紋石Co含量(%)變化范圍在 0.81～2.0之間, 平均值為1.1, PMD為38.0。

AM007、AM008、AM011、AM015、AM020及AM027的化學組成相似。它們橄欖石Fa值范圍在23.9～24.5之間, PMD在1.0～3.4之間; 低鈣輝石Fs值范圍在 20.2～20.6之間, PMD在 1.6～3.2之間;AM008、AM011、AM015和 AM020鐵紋石 Co含量(%)范圍在0.65～0.80之間, PMD在8.0～15.4之間。

圖3 Kumtag014隕石中橄欖石顆粒剖面FeO-MgO成分分布Fig.3 Cross section of an olivine grain in Kumtag014 showing FeO and MgO variations

表3 8塊沙漠隕石代表性鐵紋石的電子探針分析結果(%)Table 3 Composition of kamacite in 8 desert meteorites from Hami, Xinjiang as analysed by electron microprobe (%)

Hami004的橄欖石 Fa值為 23.1(22.6～24.2),PMD 為 2.4。低鈣輝石的 Fs值為 18.5(17.6～19.6),PMD為 4.2。鐵紋石 Co含量(%)為 0.70(0.59～0.79),PMD為11.8。

Hami003和Hami005化學組成相似。它們的橄欖石Fa值的變化范圍為18.2～20.8; 平均Fa值分別為18.8和 19.2; PMD分別為2.0和3.2。低鈣輝石Fs值的變化范圍為16.0～17.8, 平均Fs值分別為16.5和17.0, PMD分別為3.5和1.0。鐵紋石Co含量(%)變化范圍為 0.31～0.62, 平均值分別為 0.52和 0.50,PMD分別為10.1和6.1。

3 10塊隕石的化學-巖石類型劃分

隕石的分類方法和標準主要以 Van Schmuset al.[12]提出的化學-巖石學分類體系為基礎, 同時參考其他普通球粒隕石的分類資料[13–16]。普通球粒隕石的化學群劃分, 依據橄欖石的 Fa值(H群16.9～20.4、L 群 21.0～26.0、LL 群 26.6～33.0)、輝石的 Fs值(H 群 15.7～18.1、L 群 18.7～22.6、LL 群23.2～25.8)以及鐵紋石 Co含量(H 群 0.4～0.5、L群0.6～1.1、LL 群 1.5～3.0)。Van Schmuset al.[12]依據隕石的巖石礦物學特征(球粒的清晰程度、基質的重結晶程度、橄欖石和低鈣輝石的成分均一程度)將普通球粒隕石的巖石類型劃分為3―7型。其中3型為非平衡型隕石, 經歷了最低程度的熱變質和水蝕變,保存了原始太陽星云的信息, 對太陽系的起源、形成和演化等有重要的研究意義[17–18]。非平衡型隕石在形成后經歷高溫熱變質作用, 球粒逐漸變模糊、基質重結晶程度增強、礦物化學成分趨向均一, 轉變成4―7型的平衡型隕石。依照以上分類方法, 本次測定的10塊隕石分別劃分為H5型、L5型和L3.4型(表 4)。

表4 10塊沙漠隕石的巖石學和礦物學特征Table 4 Petrography and mineral chemistry characteristics of 10 desert meteorites from Hami, Xinjiang

3.1 L3型普通球粒隕石

Kumtag富集區(qū)的 Kumtag014隕石組成很不均一, 橄欖石的Fa值和低鈣輝石的Fs值分布范圍寬。但其Fa平均值為25.0, 落在L群范圍內(圖4a); 輝石的Fs平均值為17.6, 落在H群范圍內, 這可能是因為輝石抵御熱變質的能力大于橄欖石, 輝石顆粒與細粒富 FeO硅酸鹽顆粒之間缺乏平衡造成的[19];鐵紋石Co含量平均值為1.1, 也落在L群范圍內(圖4b), 由于金屬中 Co的擴散速度比硅酸鹽的 Fe和Mg快, 因此對于某些非平衡型隕石盡管橄欖石成分變化大, 但其鐵紋石成分是均勻的, 仍然可以利用鐵紋石Co含量來劃分其化學群。同時, Kumtag014隕石不透明礦物含量約為3.2%, 與L群隕石的金屬含量較為吻合[20], 綜合以上描述, Kumtag014隕石應為L群。

圖4 普通球粒隕石分類圖Fig.4 Classification diagram for ordinary chondrite groups from Hami, Xinjiang

Kumtag014隕石球粒非常清晰, 類型多樣, 是本次研究的10塊隕石中較為特殊的惟一1塊3型隕石。圖1b所示的球粒中, 橄欖石顆粒呈現明顯的環(huán)帶結構, 體現了成分不均一性。這種環(huán)帶結構的形成是由于在球粒形成的快速冷卻和結晶過程中, 組成礦物的離子來不及擴散達到平衡, 同時, 隕石形成后沒有經歷任何顯著的高溫事件, 因此這種成分的不均一性才得以保留, 這也是 3型隕石又被稱為非平衡型隕石的原因。盡管非平衡型隕石受到熱變質程度影響最小, 但其內部(即不同 3型隕石之間)存在著熱變質程度的差異, 隕石的巖石學和礦物學特征也會存在一定差異。3型隕石沒有或者很少經歷后期事件的作用, 包含了更多隕石形成初期的原始信息, 因此進一步將它們進行了次類型劃分。Searset al.[21]根據熱釋光(TL)差異反映 3型隕石熱變質程度, 將它們劃分為3.0―3.9共10個級別。另外, 隕石橄欖石 Fa值的 PMD、低鈣輝石 Fs值的PMD、鐵紋石的Co含量的PMD等隨著熱變質程度的增高也相應地發(fā)生變化(即 Fe在橄欖石和輝石擴散程度以及Co在鐵紋石中的擴散程度, 與熱變質程度相關)。Searset al.[22]以橄欖石Fa的PMD為參數進行了亞類劃分, 見圖5。Kumtag014隕石的橄欖石Fa的PMD為51.0(3.4型: PMD在50～60之間); 由于低鈣輝石成分變化太大, Fs的PMD與亞型的對應范圍較寬, 因此, Searset al.[22]沒有確定巖石類型亞型對應的確切的Fs值的PMD。但是, 經過與Searset al.[22]的代表性隕石亞型的對比, Kumtag014隕石PMD(Fs)對應于 3.0―3.4型之間, 由于低鈣輝石的成分均一性滯后于橄欖石, 造成由低鈣輝石Fs值的PMD對應的亞型一般略低于真實的熱變質程度[23],即其亞型應在3.4型及以上。另外, Grossmanet al.[24]發(fā)現, 巖石類型在3.2型以上, 其橄欖石Cr2O3平均含量小于 0.2, 且標準偏差小于 0.1。Kumtag014隕石橄欖石的Cr2O3平均含量為0.07, 標準偏差為0.08,因此其亞型應在 3.3型及以上。綜上可以確定Kumtag014隕石的巖石類型為3.4型。

3.2 L5型普通球粒隕石

由圖4可看出, 除了Kumtag014外, L群普通球粒隕石共 7塊, 包括 AM007、AM008、AM011、AM015、AM020、AM027和 Hami004, 分別位于Alatage Mountain(AM)和Hami富集區(qū)。這7塊隕石樣品中, 除 Hami004外, 其余 6塊隕石橄欖石的平均 Fa值在 23.9～24.5之間, 輝石的平均 Fs值在20.2～20.6之間, 落在 L群范圍內; 不透明礦物含量在4.2～5.2之間, 也落在L群范圍內。Hami004隕石輝石的平均Fs值(18.46)略低于L群范圍, 但其橄欖石Fa值為23.1, 落在L群范圍內, 其不透明礦物的含量為6.5, 也在 L群內。由于 AM007和 AM027這兩塊隕石中的Fe-Ni金屬在磨片過程中出現脫落,光片中可分辨的鐵紋石顆粒細小, 測得的數據出現較大偏差, 所以未添加這兩塊隕石鐵紋石 Co含量的數據。AM008、AM011、AM015、AM020和Hami004這5塊隕石鐵紋石Co含量(%)的平均值在0.65～0.80之間, 在L群范圍內。綜合以上描述, 將這7塊隕石劃分為L群。7塊隕石的橄欖石和輝石的成分均一, PMD分別在 1.0～3.4和 1.6～4.2之間,均小于 5, 且樣品球粒輪廓大部分不明顯, 只有少量有較清晰的結構和輪廓, 所以將它們的巖石類型定為5型。

圖5 3型普通球粒隕石亞類劃分(據Sears et al.[22])Fig.5 Classification of subtypes for type 3 unequilibrated ordinary chondrites based on PMD of Fa

3.3 H5型普通球粒隕石

Hami富集區(qū)的Hami003和Hami005兩塊隕石橄欖石的平均Fa值分別為18.8和19.2, 輝石的平均Fs值分別為16.5和17.0, 在H群范圍內; 鐵紋石Co含量(%)的平均值分別為 0.52和 0.50, 在 H群范圍內; 不透明礦物含量分別為8.5%和9.2%, 在H群范圍內。綜上描述將這兩塊隕石劃分為H群。這兩塊隕石的橄欖石(PMD分別為2.0和3.2)和輝石(PMD分別為3.5和1.0)成分均一, PMD均小于5, 且樣品球粒大部分結構不明顯, 部分可分辨輪廓, 所以將它們的巖石類型定為5型。

4 沖擊變質特征

沖擊變質效應是隕石的一個基本特征, 也是隕石分類工作的重要內容。由于隕石母體在太空中受到其他星體的撞擊, 通常會引起隕石的礦物產生多種形式的沖擊變質效應, 因此 St?ffleret al.[25]等依據樣品橄欖石和長石在光學顯微鏡下的巖相學特征將普通球粒隕石的沖擊程度劃分為 S1―S6。S1型,未遭受沖擊作用, 橄欖石礦物顆粒完整無破碎, 無金屬熔滴; S2型, 沒有明顯沖擊變質特征, 僅經歷了非常微弱的沖擊變質作用, 橄欖石有裂隙, 無沖擊脈和熔滴; S3型, 出現沖擊脈和熔滴; S4型, 橄欖石出現較多面狀破裂, 出現網狀沖擊熔脈; S5型,長石普遍發(fā)生熔長石化, 廣泛發(fā)育沖擊脈和沖擊囊;S6型, 沖擊脈邊部普遍發(fā)育硅酸鹽礦物固態(tài)重結晶,以出現林伍德石、長石擊變玻璃為標志。

根據 10塊庫姆塔格普通球粒隕石的礦物特征將它們的沖擊變質類型分為S1、S2和S3型, 詳見表4。S1型1塊, Kumtag014(圖6a), 橄欖石顆粒完整, 無裂隙, 無金屬熔滴; S2型 4塊, 分別為AM015、AM020、AM027和Hami004, 橄欖石有裂隙, 無金屬熔滴; S3 型 5 塊, AM007(圖 6b)、AM008、AM011、Hami003和Hami005, 金屬熔滴廣泛分布。

5 風化程度

風化程度是了解隕石新鮮程度的標志, 是隕石分類工作的重要內容。隕石墜落到地球之后, 受氣溫和濕度等因素影響, 遭受風化。Wlotzka[26]根據普通球粒隕石中金屬與硫化物及硅酸鹽礦物的氧化程度, 將其風化程度由低到高依次劃分為W0―W6共7種類型。W0代表剛降落的新鮮樣品, 未遭受過地球的風化作用影響。W1表示金屬和硫化物邊緣有少量褐鐵礦(＜20%); W2表示金屬中等程度風化, 約20%～60%褐鐵礦化; W3表示金屬和硫化物發(fā)生強烈風化, 約65%～95%褐鐵礦化; W4表示金屬和硫化物幾乎全部被取代, 但硅酸鹽仍未受到影響; W5表示鎂鐵質硅酸鹽開始氧化, 主要沿隕石內部裂隙;W6表示大范圍的硅酸鹽被黏土礦物取代。

10塊普通球粒隕石的風化程度普遍較低(表 4):W1型 3塊, 分別為 Hami003(圖 7a)、Hami004和Kumtag014, 這 3塊隕石僅僅在金屬周邊發(fā)生輕微的氧化, 褐鐵礦＜15%; W2型6塊, 分別為AM007、AM008、AM011、AM015、AM020 和 Hami005, 這些隕石的鐵鎳金屬和隕硫鐵有中等程度的風化, 表面約30%～60%發(fā)生氧化; W3型1塊, AM027(圖7b),Fe-Ni金屬和隕硫鐵發(fā)生強烈風化, 90%以上被氧化成褐鐵礦。

6 結 論

(1) 根據 10個庫姆塔格隕石的巖相學特征和礦物化學特征進行了球粒隕石的化學群-巖石類型劃分,其中2個H5型: Hami003和Hami005; 7個L5型:AM007、AM008、AM011、AM015、AM020、AM027和Hami004; 1個原始類型L3型: Kumtag014。

圖6 S1和S3型的沖擊變質特征Fig.6 Micrographs showing the shock metamorphic features of S1 and S3 meterorites from Hami, Xinjiang

圖7 W1型和W3型的風化特征Fig.7 Micrographs showing the weathering scales of W1 and W3 meteorites from Hami, Xinjiang

(2) 確定了 L3型, Kumtag014的次分類型為L3.4。

(3) 10塊隕石沖擊變質程度分別為: 5塊S3型(AM007、AM008、AM011、Hami003和 Hami005); 4塊 S2型(AM015、AM020、AM027和 Hami004); 1塊S1型(Kumtag014)。

(4) 10塊隕石風化程度普遍較低。其中有3塊W1型(Hami003、Hami004和Kumtag014); 6塊W2型(AM007、AM008、AM011、AM015、AM020 和Hami005); 1塊W3型(AM027)。

沙漠隕石的收集與南極隕石收集相比成本低,可以在更大的面積范圍內發(fā)現和回收, 提高了稀有隕石樣品回收的可能性。因此, 我國廣闊的戈壁和沙漠區(qū)域具有巨大的回收潛力, 沙漠隕石的搜集和研究必將和南極隕石一樣, 取得大量原創(chuàng)性成果,豐富研究樣品的類型, 促進我國隕石學和天體化學的發(fā)展。

本研究的樣品由首次沙漠隕石考察隊以下成員共同搜集: 林楊挺研究員、繆秉魁教授、尹慶柱教授、戴德求副教授、李世杰副研究員、沈文杰副教授、胡森博士、王鵬高級工程師、雷克斯、張潔、夏志鵬等。三位匿名審稿人提出了建設性修改意見,在此一并表示誠摯的謝意！

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[1] Scott E R D. Meteorites: An overview[J]. Elements, 2011,7(1): 47–48.

[2] Ruzicka A, Grossman J N, Garvie L. The Meteoritical Bulletin,No. 100, 2014 June[J]. Meteorit Planet Sci, 2014, 49(8):E1–E101.

[3] Gattacceca J, Valenzuela M, Uehara M, Jull A, Giscard M,Rochette P, Braucher R, Suavet C, Gounelle M, Morata D.The densest meteorite collection area in hot deserts: The San Juan meteorite field (Atacama Desert, Chile)[J]. Meteorit Planet Sci, 2011, 46(9): 1276–1287.

[4] 林楊挺, 王道德. 沙漠隕石[J]. 地質地球化學, 1994, 22(3):34–38.Lin Yang-ting, Wang Dao-de. The desert meteorties[J]. Geol Geochem, 1994, 22(3): 34–38 (in Chinese with English abstract).

[5] Bischoff A, Geiger T. Meteorites from the Sahara: Find locations, shock classification, degree of weathering and pairing[J]. Meteoritics, 1995, 30(1): 113–122.

[6] Schlüter J, Schultz L, Thiedig F, Al-Mahdi B, Aghreb A. The Dar al Gani meteorite field (Libyan Sahara): Geological setting, pairing of meteorites, and recovery density[J].Meteorit Planet Sci, 2002, 37(8): 1079–1093.

[7] Hofmann B, Gnos E, Zurfluh F, Giscard M, Jull A, Weber P,Al Busaidi S. Oman Meteorite Search Project 2001–2009:Status and Summary[J]. Meteorit Planet Sci, 2009, 72(suppl):5225.

[8] Bevan A, Bland P, Jull A. Meteorite flux on the Nullarbor region, Australia[J]. Geol Soc London Spec Publ, 1998,140(1): 59–73.

[9] Rubin A E, Verish R S, Moore C B, Oriti R A. Numerous unpaired meteorites exposed on a deflating playa lake at Lucerne Valley, California[J]. Meteorit Planet Sci, 2000, 35:A181–A183.

[10] Weisberg M K, Smith C, Benedix G, Herd C D, Righter K,Haack H, Yamaguchi A, Chennaoui Aoudjehane H, Grossman J N. The meteoritical bulletin, No.97[J]. Meteorit Planet Sci 2010, 45(3): 449–493.

[11] 繆秉魁, 王道德. 南極格羅夫山隕石的分類及其研究意義[J]. 極地研究, 2008, 20(2): 95–104.Miao Bing-kui, Wang Dao-de. Classification of meteorites from the Grove Mountains and its significance[J]. Chinese J Polar Res, 2008, 20(2): 95–104 (in Chinese with English abstract).

[12] Van Schmus W, Wood J A. A chemical-petrologic classification for the chondritic meteorites[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1967, 31(5): 747–765.

[13] 王道德, 侯渭, 陳永亨. 普通球粒隕石礦物學分類參數的研究[J]. 科學通報, 1989, 34(19): 1483–1484.Wang Daode, Hou Wei, Chen Yongheng. Studies of mineralogical classification parameters of ordinary chondrites[J]. Chinese Sci Bull, 1989, 34(19) : 1483–1484 (in Chinese).

[14] 王道德, 陳永亨. 我國普通球粒隕石巖石學、化學組成及分類的研究[J]. 地球化學, 1991, 20(1): 13–26.Wang Dao-de, Chen Yong-heng. Petrology and chemistry of ordinary chondrites from China and their classification[J].Geochimica, 1991, 20(1): 13–26 (in Chinese with English abstract).

[15] Huss G R, Rubin A E, Grossman J N. Thermal metamorphism in chondrites[M]//Lauretta D S, McSween H Y Jr. Meteorites and the Early Solar System II. Tucson: The University of Arizona Press, 2006: 567–586.

[16] 王道德, 王桂琴. 普通球粒隕石的物理和巖石學性質及其分類參數[J]. 地球化學 2011, 40(1): 35–44.Wang Dao-de, Wang Gui-qin. Physical and petrologic properties of ordinary chondrites and their taxonomic parameters[J]. Geochimica, 2011, 40(1): 35–44 (in Chinese with English abstract).

[17] Ruzicka A, Snyder G A, Taylor L A. Mega-chondrules and large,igneous-textured clasts in Julesberg (L3) and other ordinary chondrites: Vapor-fractionation, shock-melting, and chondrule formation - Constraints on chondrule-forming processes[J].Geochim Cosmochim Acta, 1998, 62(8): 1419–1442.

[18] 戴德求, 王道德, 王桂琴. 南極格羅夫山 100塊隕石的礦物-巖石學特征[J]. 極地研究 2008, 20(2): 153–166.Dai De-qiu, Wang Dao-de, Wang Gui-qin. Petrography,mineral chemistry and classification of 100 meteorites from the Grove Mountains, Antarctica[J]. Chinese J Polar Res,2008, 20(2): 153–166 (in Chinese with English abstract).

[19] 沈文杰, 胡森, 林楊挺, 繆秉魁. 荷葉塘隕石巖礦特征及化學-巖石類型研究[J]. 極地研究, 2013, 25(4): 386–393.Shen Wen-jie, Hu Sen, Lin Yang-ting, Miao Bing-kui.Chemical and petrologic study of the heyetang meteorite[J].Chinese J Polar Res, 2013, 25(4): 386–393 (in Chinese with English abstract).

[20] Holland H D, Turekian K K. Treatise on Geochemistry(Vol.1)[M]. Amsterdam: Elsevier Pergamon, 2004: 146.

[21] Sears D W, Grossman J N, Melcher C L, Ross L M, Mills A A.Measuring metamorphic history of unequilibrated ordinary chondrites[J]. Nature, 1980, 287(5785): 791–795.

[22] Sears D W, Grossman J N, Melcher C L. Chemical and physical studies of type 3 chondrites — I: Metamorphism related studies of Antarctic and other type 3 ordinary chondrites[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1982, 46(12):2471–2481.

[23] 繆秉魁, 林楊挺, 歐陽自遠, 周新華. 南極格羅夫山隕石巖石學特征—I: 非平衡型 L3型普通球粒隕石[J]. 極地研究,2002, 14(2): 276–287.Miao Bing-kui, Lin Yang-ting, Ouyang Zi-yuan, Zhou Xin-hua. Petrology of Grove Mountains meteorites I: L3 ordinary chondrites[J]. Chinese J Polar Res, 2002, 14(2):276–287 (in Chinese with English abstract).

[24] Grossman J N, Brearley A J. The onset of metamorphism in ordinary and carbonaceous chondrites[J]. Meteorit Planet Sci,2005, 40(1): 87–122.

[25] St?ffler D, Keil K, Scott E R D. Shock metamorphism of ordinary chondrites[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1991,55(12): 3845–3867.

[26] Wlotzka F. A weathering scale for the ordinary chondrites[J].Meteoritics, 1993, 28(3): 460.