南极陨石GRV 022115冲击熔融脉矿物学研究

司加鑫，谢志东*，李 阳

1.南京大学地球科学与工程学院，南京210023；

2.中国科学院地球化学研究所月球与行星科学研究中心，贵阳550081

1 引言

冲击变质作用由太阳系中不同小行星之间的超高速碰撞所致，是行星增生、演化以及陨石形成的一个重要地质过程（Sharp and DeCarli,2006；谢志东等，2008；Sharp et al.,2019）。陨石冲击变质效应包括角砾化、矿物形变、高压矿物相变、击变熔融脉等，而冲击导致的高压矿物相变多形成于冲击熔融脉的脉中及其周围。

冲击形成的局部熔融脉大多含有两类岩相组：由熔融液相快速冷却结晶而成的基质部分和被混入熔融脉中的主岩碎块包裹体。基质部分常为纳米级到微米级大小的硅酸盐矿物微晶、玻璃基质、铁镍固溶体以及金属硫化物的组合相。主岩碎块包裹体则是被冲击熔融脉所包含的残留、捕获、混入的主岩碎块。基质和主岩碎块包裹体中的矿物在极度冲击压缩和摩擦下，都经历了高温高压，产生了碎裂、相变、熔融、混合、分解、冷却和冻结等一系列相变过程（谢志东等，2008）。

陨石中的高压矿物具有极高的研究价值。熔融脉基质中的高压矿物相组合是界定冲击压力及持续时间的重要依据（Xie et al., 2006a, b; Sharp et al.,2015）。冲击压力可用于推测小行星母体的撞击速度，撞击的持续时间可用于推测撞击体的大小，进而可以了解早期太阳系的撞击演化历史。此外，陨石中高压矿物的研究还可用于对比研究地球的地幔岩矿物，几乎所有的地幔岩矿物的研究都与陨石中相应的天然高压矿物的发现有着密切的关系（Sharp and DeCarli,2006;Tomioka and Miyahara,2017）。

中国南极科学考察队自1999 年开始在南极搜集陨石，目前已达12 665块，总量居世界第三，其中近3178块陨石在国家极地办与南极陨石专家委员会的组织下，做了初步的分类工作（Miao et al.,2018）。其中，20%以上的普通球粒陨石含有冲击熔融脉。本文所研究的陨石样品GRV 022115便是其中击变程度较高的一块陨石，其冲击熔融脉具有独特的冲击变质特征。

本文主要通过微区微分析技术研究GRV 022115 球粒陨石的岩石学与矿物化学特征，进行基础矿物学分类研究，在此基础上重点研究冲击熔融脉中高压矿物相变特征，对比和探讨熔融脉内脉外主要矿物的元素变化特征，结合陨石冲击熔融脉的形成机制，界定熔融脉结晶压力和陨石母体的冲击条件。

2 样品和实验方法

南极陨石GRV 022115是由中国第19次南极科学考察队采集，采集时间为2003年1月20日，地点位于南极格罗夫山地区四号冰碛，经纬度为75°18'38"E，72°46'45"S。该陨石重量为79.63 g，现保存于上海中国极地研究中心南极陨石标本库中（图1）。

陨石的岩相学分析主要采用中国科学院地球化学研究所月球与行星科学研究中心的双束扫描电镜，仪器型号为FEI Scios Dual Beam System。该仪器具有场发射扫描电子显微镜的高分辨观察分析能力和聚焦离子束（FIB）的加工能力，同时，还有高分辨拼图功能（MAPs 软件），可将特定区域的背散射（BSE）扫描电镜高分辨图像进行大面积自动拼接，形成信息量极大的BSE 图像。利用自动拼图的高分辨图像（图2a；图3a）可从整体上观察分析陨石主体及熔融脉特征，也可读取拼接图在任意点的高分辨图像(图2b, c)，线下进行精细的图像观察分析。场发射扫描电镜的参数为束流0.8～3.2 nA，加速电压15 kV，扫描速度1000点/秒，取向测量精度优于0.1 度（尚颖丽，2016）。部分扫描电镜（SEM）工作在美国亚利桑那州立大学（ASU）完成。

图1 馆藏于中国极地研究中心的陨石GRV 022115照片Fig.1 The picture of meteorite GRV 022115 which is curated in Polar Research Institute of China

矿物定量化学成分分析主要使用电子探针获得，该探针为桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室及陨石与行星科学研究中心的日本电子公司产JXA 8230电子探针，束流30 nA,束斑大小2～5 μm，加速电压15 kV，检出限0.01 wt%，使用ZAF 法校正，分析标样为天然及合成的硅酸盐矿物和氧化物（尚颖丽等，2016）。

本文使用拉曼光谱分析进行高压矿物相的结构鉴定，使用的仪器是北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室的一台HORIBA 公司的LabRAM HR Evolution 拉曼光谱仪。测试使用的条件为532 nm波段激光，束斑直径约1 μm，光谱分辨率0.7 cm-1。另外通过南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的场发射透射电子显微镜（TEM）和选区电子衍射（SAED）进行个别微米级矿物的微区成分和结构分析。

3 结果

3.1 GRV 022115陨石整体特征

研究样品是GRV 022115的薄片样品，大小约1.5 cm×1.5 cm。反射光下可见许多高反射率的铁镍合金和金属硫化物。它们在BSE 图像中呈现为不规则状高对比度的白色矿物颗粒（图2a）。SEM图像中，GRV 022115 中的硅酸盐矿物对比度相对铁镍合金和FeS低许多，呈现亮灰色、淡灰色、和暗色，分别对应橄榄石（亮灰色）、辉石（淡灰色）和熔长石（暗色）(图2a)，各矿物相之间呈嵌晶结构（图2b），不规则状铁镍金属和FeS 散布于其中。

GRV 022115 中原有的球粒陨石的球粒结构已经非常模糊，基本上很少看到，主岩中的球粒大多已无法辨认（图2a）。仔细搜寻可见少量的球粒（图2c），其边界已经模糊，依然可见球粒结构中的辉石、橄榄石条状斑晶（条状灰色）与长石条状斑晶（条状暗色）。

图2 (a)陨石GRV022115切片整体的背散射电子图像;(b)陨石原岩的嵌晶结构；(c)主岩中残余的陨石球粒Fig.2 (a)Back scattered electron(BSE)images of the whole thin section of the meteorite of GRV 022115；(b)Poikilitic texture of the host rock of the meteorite；(c)Residual chondrule in the host rock part

主要硅酸盐矿物中，橄榄石和辉石多为不规则粒状，依然具有清晰的晶体边界，直径约50～200 μm，橄榄石和辉石颗粒中裂隙发育并被白色脉体充填（图2a，b），裂隙充填脉体多数为陨石陨落在地球之后的后期褐铁矿风化脉。长石多呈现不规则的半塑性和半流体的形态，为典型的熔长石形态。熔长石对聚焦电子束较为敏感，容易留下照射痕迹。

3.2 冲击熔融脉特征

GRV 022115 球粒陨石薄片中有多条冲击熔融脉（图2a），熔融脉中含有微米级圆球状或液滴状铁镍金属和陨硫铁（FeS）的颗粒，与主岩中的不规则状、粒径较大的铁镍金属和FeS 合金明显不同，前者是从熔体中快速结晶的产物。图2a中用红线框出了较为明显的熔融脉，既有条带状，也有熔池状，宽度从几十微米到几毫米不等（图2a）。

本文的主要研究对象是非常宽的一条冲击熔融脉（图3，即图2a 中左上角的方框区域），其中含有大量主岩碎块，其宽度从300 μm 到1.4 mm 不等，两头较宽，中间较细，长度约为6 mm。该冲击熔融脉的两个主要岩相组清晰可见（图3）：熔融液相快速冷却结晶而成的基质部分（vein matrix）和被基质包裹的主岩碎块部分(host rock fragment)。扫描电镜背散射图像中可见大量微米级白色金属或硫化物颗粒散布在熔融脉基质中（图3）。

本文主要采用激光拉曼光谱（图4）的方法结合电子探针的成分数据（表1）对熔融脉中的矿物进行结构鉴定。图4所示是熔融脉中部分矿物的拉曼光谱。熔融脉基质中具有辉石成分的高压矿物，其特征峰在597 cm-1和929 cm-1，具有明显的镁铁榴石峰形（图4;图6a;Tayro et al.,2013）；基质中另一种微米级矿物，可根据成分分析、背散射图像形貌特征及透射电镜电子衍射等数据判断其为方镁石（图5；图6a）。主岩碎块包裹体中有两种具有橄榄石成分的矿物，一种的特征峰在824 cm-1和856 cm-1，具明显的橄榄石特征峰（Tayro et al., 2013）；而另一种特征峰在799 cm-1和844 cm-1，峰形类似，但明显的向右偏移，是橄榄石的高压相林伍德石的特征峰（图4;图6c）。主岩碎块包裹体中个别具有辉石成分的矿物，其拉曼光谱特征峰在672 cm-1，显示其为辉石的非晶质玻璃态的特征峰（图4;图6d）。主岩碎块包裹体中规则长石的拉曼峰是763 cm-1，是玲根石的特征峰（图4;图6f）。

在冲击熔融脉中，主要的高压矿物包括从基质熔体中结晶的辉石高压相镁铁榴石和铁方镁石（图6a），及主岩碎块中橄榄石、辉石、长石的固态相变高压矿物。主岩碎块包裹体，遍布于整条熔融脉中,大多具有明显的高温熔融的圆滑边（图3,图6b-d），形状大多为近圆形，大小不一，从几十到几百微米之间都有。既有多相集合体构成的碎块包裹体（图3;图6b,e,f），也有单矿物颗粒构成的碎块（图6c,d）。主岩碎块在熔融脉中经受高温高压而发生固态相变，有不同程度的相变，可从没有相变到部分相变（6c,d），到完全相变（6d）。

图3 背散射图像显示冲击熔融脉的结构组成（对应图2a黄框区域）Fig.3 BSE image showing the texture of shock-induced melt vein(corresponding to the yellow box area in Fig.2a)

图4 陨石GRV 022115中部分高压相矿物的拉曼光谱Fig.4 The Raman spectra of some high-pressure minerals in meteorite GRV 022115

图5 方镁石（magnesiowüstite）的透射电镜明场像与选区电子衍射花样Fig.5 TEM bright field(BF)image and selected area electron diffraction(SAED)patter of magnesiowüstite(mw)

图6 GRV 0221115球粒陨石冲击熔融脉中各类包裹碎块的扫描电镜图像Fig.6 SEM images of different fragments included in the shock-induced melt-vein of meteorite GRV022115

表1 冲击熔融脉内外矿物成分电子探针分析结果Table 1 The EMPA analysis of the minerals from the inside and outside of the shock-induced melt-vein

3.3 冲击熔融脉内高压矿物相变特征

GRV 0221115球粒陨石冲击熔融脉中具有非常典型的基质高压矿物相，也具有丰富和独特的主岩碎块固态相变特征。冲击熔融脉中的基质部分（图6a）的主要矿物组成是微米级粒状镁铁榴石（majorite）与微米级以下的方镁石（magnesiowüstite)，以及微米级铁镍固溶体和金属硫化物小球粒。铁镁榴石是辉石的高压相，晶形较好，多为粒状，方镁石主要为不规则状，充填于镁铁榴石间的缝隙之中。基质中微米级硅酸盐高压矿物颗粒指示它们是在快速冷却的熔体中结晶而成。熔融脉中的微米级铁镍固溶体与金属硫化物小球粒也指示着快速冷却的过程。

主岩碎块包裹体中橄榄石的固态相变随着颗粒直径大小的不同呈现出不同程度的相变特征。直径较小的橄榄石颗粒会发生全部相变，整个颗粒彻底转变为林伍德石（图6c）。而直径较大的橄榄石颗粒则发生部分相变，颗粒边缘部分相变为林伍德石，而中心部分则依然保持为橄榄石结构（图6d），有的还会形成独特的林伍德石(rw)环带构造（图6c）

主岩碎块中的辉石固态相变比较复杂。大型主岩碎块包裹体中的辉石颗粒发生了玻璃质化加纳米铁的相变，而个别小的单个辉石颗粒通过固态相变形成含有布里奇曼石的微晶集合体（图6d）。电子探针和扫描电镜成分分析显示其成分依然保持为辉石成分，而拉曼光谱指示该颗粒含有布里奇曼石的特征峰。

主岩碎块包裹体中的长石主要发生两种固态相变，一种是玻璃相的随形熔长石(Maskelynite)（图4；图6e）。在扫描电镜观察下，熔长石边缘由于熔融变得光滑，形状不规则，呈半塑性和半流体形态，多以填隙颗粒和脉状体的形式产出。而另一种长石的固态相变是转变为玲根石（Lingunite）（陈鸣, 2012；图6f），具有玲根石的拉曼特征峰，在激光拉曼光谱的光斑照射下，林根石表现出不稳定性，容易留下光斑痕迹（图6f）。

3.4 熔融脉内外主要矿物成分分析及Na、Al、Ca元素相对含量对比

GRV 022115 球粒陨石中主要硅酸盐矿物为橄榄石、辉石、长石，熔融脉中的主岩碎块依然是此三类矿物的固态相变矿物。表1 汇总了GRV 022115 陨石中主岩橄榄石、辉石、长石及相对应的主岩碎块和熔融脉基质铁镁榴石（具有辉石成分）的电子探针分析结果。探针点的数据主要包括脉内主岩碎块橄榄石（9个分析点）和脉外主岩橄榄石（37个）；脉内具辉石成分的主岩碎块（23个）、脉内基质中具辉石成分的铁镁榴石（3 个）和脉外主岩辉石（32个）；及脉内主岩碎块中的长石（17个）和脉外主岩长石（8个）。

熔融脉外的主岩橄榄石与辉石成分可以用来划分GRV 022115 球粒陨石的化学群，在4.1 中有讨论。另外，我们也关注熔融脉外的低压矿物与脉内高压矿物的主量及微量元素变化，特别关注熔融脉内外主要硅酸盐矿物的Na、Al、Ca 元素相对含量的变化。

总体上，熔融脉外主岩橄榄石基本不含Na、Al、 Ca（0.01 wt%，0.02 wt%，0.04 wt%），而脉内林伍德石碎块含有较高的Na、Ca、Al 含量（0.04 wt%, 0.15 wt%，0.16 wt%）。总体上脉内林伍德石比脉外的橄榄石含有较高的FeO 含量（26.94 wt%vs.22.32 wt%）。

熔融脉外主岩辉石的Na、Al、Ca（0.19 wt%,0.51 wt%，0.93 wt%）含量与脉内辉石高压相碎块中的 Na、Al、Ca 含量 （1.54 wt%, 0.90 wt%，1.22 wt%）相比，也相对较低，而脉内基质中镁铁榴石的Na、Al、Ca含量（0.78 wt%, 2.21 wt%，1.50 wt%），明显高于主岩辉石的Na、Al、Ca含量。

而熔融脉外的主岩长石Na、Al、Ca 含量（9.32 wt%,18.86 wt%，1.87 wt%）与脉内主岩碎块中的长石高压相的Na、Al、Ca 含量（6.95 wt%,18.26 wt%, 3.86 wt%）相比，Al 含量基本保持不变，脉内主岩碎块中的长石有较低的Na 含量，较高的Ca含量。

4 讨论

4.1 GRV 022115球粒陨石分类的基础矿物学特征

普通球粒陨石分类的基础矿物学工作包括化学群、岩石类型、分化级别、冲击级别的划分。

依据陨石主岩中橄榄石的Fa值和辉石的Fs值的范围，可将普通球粒陨石分三个群：H群（总铁含量高、铁镍金属含量高）、L群（总铁含量和铁镍金属含量较低）、LL群（总铁含量低、铁镍金属含量低）（Van Schmus and Wood, 1967; Keil and Fredriksson, 1964）。这三个群的橄榄石的Fa 值（mol%）和低钙辉石的Fs值（mol%）的平均成分范围不同：H群：Fa16.9～20.4,Fs15.7～18.1；L群 ：Fa22.7～25.6, Fs18.7～22.6；LL 群： Fa27.5～30.2, Fs 23.2～25.7（Keil and Fredriksson, 1964; 刘伟, 2010；图7c）。经电子探针（EPMA）分析，测得37 个脉外主岩橄榄石的数据，32 个脉外主岩低钙辉石的数据（表1）。该陨石主岩中橄榄石的的Fa 值为23.65（图7a），低钙辉石的Fs值为20.77（图7b），根据图7c 的投点，GRV 022115化学群类型为L群普通球粒陨石（图7c）。

球粒陨石的岩石类型可分1～6型，代表水蚀变和热变质程度，从3 型到1 型，水蚀变程度增强；从3 型到6 型，热变质程度增加（Van Schmus and Wood,1967）。显微镜下，GRV022115中可识别的球粒不多，球粒轮廓非常不清晰，且球粒变形较严重，陨石中基质几乎不可见，都发生了高度重结晶，呈现较粗粒状；次生长石晶体轮廓清晰，有些达到～50 μm（图2）。EPMA 的37 个脉外橄榄石测点和32 个辉石测点的成分分析，该陨石主岩中橄榄石的Fa和低钙辉石Fs的化学成分比较均一（图7;表1），FeO 值的σ值分别为0.52 和1.05， 显示化学成分均一，是6型陨石的特征，热变质程度高，元素扩散相对强，导致较为相对均一的Fa 值和Fs 值。根据上述特征，判断GRV 022115的岩石类型为6型。

图7 (a)陨石主岩橄榄石Fa值分布图；(b)陨石主岩辉石Fs值分布图；(c)陨石GRV 022115的化学群分类示意图Fig.7 (a)The diagram of Fa value of the olivine in host rock of the meteorite；(b)The diagram of Fs value of the pyroxene in host rock of the meteorite;(c)The diagram of chemical classification for meteorite GRV 022115

风化级别反映陨石在陨落地球后受地表风化作用影响的程度，由低到高可分7 级，从W0 到W6（Wlotzka,1993）。GRV 022115 球粒陨石主岩中铁镍合金和陨硫铁没有明显的风化现象，未见明显的风化金属氧化物边，但微细裂隙为后期风化脉所充填（图2）。据此可判断其风化级别为W1。

普通球粒陨石的冲击变质级别分为6 级，从S1 到S6，冲击变质程度由低到高（Stöffler et al.,1991;Fritz et al.,2017）。反射光和扫描电镜观察到GRV 022115 中许多矿物颗粒发生了明显的碎裂，长石发生了熔长石化（图6e），具有多条冲击熔融脉（图2a）；冲击熔融脉中含有大量高压矿物（图4, 5），如林伍徳石、铁镁榴石等。根据上述特征，判断GRV022115的冲击变质级别为S6。

综上所述，南极陨石GRV 022115是冲击变质级别S6、风化级别W1 的L6 型普通球粒陨石。本文基础矿物学工作与前期的南极陨石的定名分类研究（Harold et al.,2007）基本一致，只是冲击级别（S6）比原定的冲击级别（S5）高一个级别。

4.2 陨石冲击变质作用及冲击熔融脉形成机制和结晶模式

小行星在太空中发生高速碰撞，产生强烈的冲击变质作用，最独特的冲击变质特征是局部冲击熔融脉。冲击熔融脉的形成过程中，冲击压缩、空隙坍缩、剪切摩擦等冲击作用，可在局部区域形成极度高温区，导致局部熔融（Stöffler et al.,1991;Sharp et al.,2006）。陨石内部球粒、不同硅酸盐矿物、FeNi 合金及陨硫铁等不同结构单元或矿物具有不同的冲击阻抗，冲击波在不同矿物界面产生震荡，冲击波的动能可转化为热能，而原来的裂隙部分及不同矿物界面之间最容易形成局部高温区域，局部高温区的温度可以比周围主岩温度高几千度，远超过硅酸岩熔融温度，形成局部熔融脉或熔融囊，其中包含高温混熔的熔体和被包裹进熔体的主岩碎块（Sharp et al., 2006)。熔融体周围主岩可类比为高温熔体的冷槽，熔体围岩物质与熔融脉之间的热传导可促使高温混熔的熔体经历快速冷却并重新结晶，形成微晶质的高压相矿物组合。熔融脉中包含的大量主岩碎块在高温高压下可以发生固态相变。GRV 022115 陨石冲击熔融脉基质与围岩碎块包裹体构成了冲击熔融脉的基本结构，如图3所示。

冲击作用的主要表现是高温和高压所导致的结构和成分变化。在GRV 022115熔融脉中，既可见到橄榄石碎块被“圆化”（图6c），也可见到辉石被“圆化”（图6d），此外熔脉中含有大量金属-陨硫铁小滴（图3；图6a-e），皆显示了冲击变质过程中的局部高温熔融作用。而冲击熔融脉中含有大量结晶的高压矿物相，也含有大量通过固态相变而形成的高压矿物相，说明了冲击变质的极度高压作用,导致矿物相结构的变化。另外，熔融脉内外类似成分矿物的微量元素的差别可以反映高温高压混溶作用和扩散作用。熔融脉基质是硅酸盐矿物混熔后再结晶的产物，反映了混熔后的元素的再分配。熔融脉基质的铁镁榴石是在高温高压下从混熔成分的熔体中结晶而成，与主岩辉石相比，具有明显多的Na、Al、Ca，这些元素可以从混熔的长石中获得，另外高温高压下的铁镁榴石结构可以容纳更多的Na、Al、Ca。脉内林伍德石与脉外橄榄石相比，具有更多的Na、Al、Ca，也是高温扩散的结果。

冲击变质过程中压力、温度随时间的变化如图8所示（Xie et al.,2006b）。在冲击开始阶段，冲击压力在不同介质不同界面间处于一个混乱震荡状态，总体是快速波折上升，但这种混乱的压力状态在极短的时间内就会趋向一个平衡压力（图8）。这里的“平衡”并不代表热力学和化学成分上的平衡，主要是指压力达到一个相对稳定的区间。平衡压力维持一段时间后，当释放压力波赶上冲击压力波之后，压力进入释放阶段，压力快速下降。

图8 冲击过程中熔融脉三种冷却模式的压力—温度—时间关系(Xie et al.,2006b)Fig.8 Schematic diagram of Pressure－Temperature versus time profiles for three quench scenarios of the melt-vein during the shock(Xie et al.,2006b）

而温度随时间的变化在不同位置有不同的温度曲线，熔融脉整体温度高过硅酸盐的熔融温度，2000 K 以上（图8）；脉中心冷却速率比脉边界要慢，冷却曲线斜率低；在熔融脉内侧的脉边缘起始温度与脉中心一样，但因为与低温围岩接近，冷却更迅速；而远离熔融脉，主岩矿物温度因冲击作用升高不多，不过300℃（Xie et al.,2006b），低温的周围主岩可看为熔融体的冷槽;而靠近脉边界的主岩一侧，受熔融脉热传导的缘故，温度升高，但不至于熔融（图8）。高温熔融脉与低温主岩之间的热传导机制导致熔融脉快速冷却结晶，快速冷却可以保存高压矿物相。

熔融脉的结晶先从熔融脉边界开始，到熔融脉中心结晶固结结束，开始与结束的时间差是熔融脉冷却结晶时间。熔融脉的高温起始点往往与冲击平衡压力的起始点一致，将熔融脉结晶时间与冲击压力持续时间放在同一时间轴上，如图8所示，熔融脉的结晶模式有三种：（1）冲击压力持续时间比熔融脉冷却时间短许多，以致结晶发生于压力释放之后，结晶的矿物为低压矿物相；（2）熔融脉冷却和结晶发生在压力释放期间，结晶压力从高到低有变化，结晶矿物相可以有高压相在脉边界，低压相在脉中心；（3）冲击压力持续时间超过熔融脉冷却时间，以致冷却结晶发生于冲击平衡压力期间（图8），结晶的矿物为高压矿物相。

GRV 022115陨石冲击脉中基质矿物从脉边界到脉中心一样，主要矿物组合是镁铁榴石（majorite）+方镁石（magnesiowüstite），非常均一，说明结晶压力没有变化。也说明熔融脉结晶模式是模式3，冷却结晶时段小于平衡压力持续时间，结晶发生在平衡压力时段。熔融脉结晶矿物相组合可以用来界定冲击平衡压力。

4.3 熔融脉高压矿物结晶压力与冲击压力的界定

冲击熔融脉中的高压矿物可以用来界定熔融脉的结晶压力，也可界定熔融脉形成的冲击压力（Xie et al., 2006b；Fritz et al., 2017; Sharp et al.,2015; Baziotis et al., 2018; Walton et al., 2016; Sharp et al., 2019）。现有的人工动态冲击实验在实验条件上很难模拟真实的陨石冲击，其实验结果也与陨石中的真实情况相差甚远，但静态高温高压实验的结果能很好地与陨石高压矿物的研究结果相匹配。人工撞击实验产生不了天然冲击熔融脉中的许多高压矿物，主要原因是矿物的结晶动力学问题，没有足够的时间供矿物结晶成核及生长，因为人工撞击实验的持续时间在微秒以下，而天然冲击在秒级，静态高压在分钟或小时级别。Sixiangkou (Chen et al.,1996)、Acfer 040(Sharp et al.,1997)、 Tenham (Xie et al., 2006a)、 Umbarger (Xie and Sharp,2004)（谢先德和陈鸣，2005）等陨石的研究显示熔融脉基质中的高压矿物在矿物成分、晶体大小、相组合及微结构方面，与静态高压实验的高压矿物具有类似性，是类似结晶条件下的产物，表明静态高压实验的矿物结晶条件与熔融脉结晶条件的可类比性，可用静态高压实验相图界定熔融脉的结晶压力（图9），再结合动态冲击压力与熔融脉结晶压力模型（图8），可以标定冲击压力（Xie, 2003；Xie et al., 2006a, b；Fritz et al.,2017;Sharp et al.,2019）。

图9 陨石Allende的温压相图简图Fig.9 A simplified phase diagram of the Allende chondrite（modified by Agee et al.,1995）

如前文所述，南极陨石GRV 022115熔融脉基质中的矿物组合为镁铁榴石（majorite）+ 方镁石（magnesiowüstite），根据静态高压实验结果（图9），表明他们是在2000～2300°C，23～27 GPa 的条件下结晶的矿物组合（Agee et al.,1995）。熔融脉内主岩碎块的橄榄石和辉石的固态相变压力也在此范围附近，显示一致性，但固态相变压力是否可以代表冲击压力还没有确定的模型，并且不同高压矿物的固态相变压力值分散较大，一般不用固态相变压力来界定冲击压力。熔融脉基质中从熔体中结晶的高压矿物组合可以更好得限定熔融脉的结晶压力。从陨石GRV 022115熔融脉的中心至脉边缘，结晶的基质相对均一，说明结晶压力没有变化，如图8模式3所示，结晶发生在冲击平衡压力时段，再根据熔融脉结晶模型，从熔融脉的结晶压力可以推测GRV 022115陨石遭受的冲击压力在23～27 GPa。

致谢：电子探针分析得到了桂林理工大学电子探针实验室谢兰芳老师的指导；透射电镜分析得到了南京大学TEM 实验室陈佳妮老师的指导；南京大学左书豪、袁悦对文章的修改提出有益的建议；特别感谢两位评审专家和编辑部老师的修改意见。