GRV 050202陨石是中国南极科考队2007年10月在南极格罗夫山阵风悬崖（72°58′59″S，75°15′7″E）收集到的一块普通球粒陨石，总重量为51.2 g，具有完整的黑褐色熔壳.GRV 050202⁃1薄片中有两个区域的岩石类型呈现较大差异，主要由非平衡型普通球粒陨石部分及平衡型普通球粒陨石部分构成.其中，非平衡型普通球粒陨石具有原始性，保存了太阳星云凝聚吸积的信息，平衡型普通球粒陨石的拼接可揭示小行星母体后期碰撞及热变质过程.同时，非平衡区域观察到可能形成于小行星表面的复矿碎屑角砾及包含次生矿物相的难熔包体，这些性质反映该普通球粒陨石母体的表土特征、形成机制及其经历的流体蚀变作用.因此，本文通过研究GRV 050202的岩石矿物学、矿物化学特征等，探讨L群普通球粒陨石母体所经历的流体蚀变作用，以及其母体小行星的表土特征和形成机制.

该陨石薄片由中国极地研究中心提供.通过扫描电子显微镜（Scanning Electron Microscope，SEM）拍摄其全域及局部背散射电子（Back⁃Scattered Electron，BSE）图像，相关矿物的识别研究主要采用能谱（Energy Dispersive Spectrometer，EDS）及电子探针分析（Electron Probe Micro⁃Analysis，EPMA）.

非平衡区域Ⅱ型球粒橄榄石及难熔包体矿物化学分析在中国科学院地球化学研究所矿床国家重点实验室JXA8530F⁃plus型场发射电子探针上完成，采用加速电压25 kV、束流10 nA，分析标准采用硅酸盐矿物及氧化物，分析结果用ZAF方法进行校正，检测限为0.04 wt%.其余橄榄石及低钙辉石矿物化学分析在桂林理工大学地球科学学院广西隐伏金属矿产勘查重点实验室JXA⁃8230电子探针上完成，采用加速电压15 kV、束流20 nA，硅酸盐采用天然矿物标样，分析结果采用ZAF方法进行校正，检测限为0.04 wt%.此次分析了非平衡区域球粒中及独立的橄榄石颗粒32个，低钙辉石颗粒八个（表1）；平衡区域橄榄石颗粒七个，低钙辉石颗粒六个（表2）.

此外，复矿碎屑角砾由不同碎屑矿物组成且其基质具有细粒结构，很难用EPMA进行相应研究.所以，本研究采用EDS对具有代表性的非平衡区域、复矿碎屑角砾及非平衡型普通球粒陨石原生基质进行了EDS面分析，为了检测EDS面分析时分析面积变化导致的误差，分别对烧结的均质玻璃在放大倍数为125~1200的情况下进行了不同面积的EDS面分析，分析结果显示（表3）：在三种不同放大倍数下（分析面积比最大达292倍），均质玻璃各元素含量差值小于0.2 wt%，证明了EDS在所取放大倍数范围内面分析的可靠性.

本研究光薄片编号为GRV 050202⁃1，该光薄片形状呈近似长方形，由非平衡区域和近似三角形的平衡区域拼接而成（图1）.非平衡区域主要由橄榄石、低钙辉石、铁镍金属、陨硫铁及球粒内部的长石等矿物组成（图2a），具有明显球粒结构，球粒主要类型为斑状橄榄石球粒（PO）、斑状橄榄石⁃辉石球粒（POP）、炉条状橄榄石球粒（BO）、斑状嵌晶辉石球粒（PPP）等（图2b）.大多数球粒结构轮廓清晰，呈现圆形或似圆形，部分则为球粒碎片.经统计的315个球粒粒径分布为0.09~2.19 mm，平均0.52 mm，球粒与基质接触边界清晰，基质无重结晶现象，未经历明显热变质.此外，非平衡区域球粒间可见较多粒径不一碎屑矿物，并包含有较大富集碎屑矿物的复矿碎屑角砾（图2c），这与该区域的球粒陨石基质有明显差异（图2d）.该复矿碎屑角砾与非平衡型普通球粒陨石基质同样包含大量的细粒物质，但复矿碎屑角砾中细粒物质的粒径更大，两者在光学显微镜下均具有基质不透明的特征（图3a和图3b）.非平衡型普通球粒陨石基质中粒度均匀，少见碎屑矿物及金属颗粒；而复矿碎屑角砾中常见粒径不一、无定向碎屑矿物及金属颗粒分布，且部分可见机械破碎所致尖锐边缘和冲击裂痕（图4a和图4c）.此外，该角砾中含有大小不一，尺寸分布约8~80 μm的硅酸盐或玻璃质球体以及部分碎屑矿物边缘出现百纳米至微米级的成分环带（图4）.

该区域还观察到三个尺寸分别为240 μm×230 μm，90 μm×130 μm，160 μm×150 μm的难熔包体：CAI#1、CAI#2及AOA#1（图5a，图5c和图5e）.CAI#1为左上角凸起的次圆形态，是所研究难熔包体中面积最大的（图5a和图5b），整个包体被细粒基质包裹.其内部为尖晶石颗粒分布于霞石基底上，左上角分布透辉石与方钠石，高亮度部分为铁的金属氧化物.其中，透辉石包含一块粒径约为25 μm的磷灰石.CAI#2中整体以≤8 μm的透辉石颗粒分布于方钠石中，外层包裹一圈衬度差别明显的透辉石（图5c和图5d），值得注意的是，与CAI#1相比，其内部包含的尖晶石相对稀少，只有在右下侧存在较大颗粒.AOA#1（蠕虫状橄榄石集合体）呈现不规则形态，由外层的橄榄石及被透辉石所包裹的尖晶石颗粒组成，在上半部分的孔隙结构附近观察到3~5 μm的方钠石和霞石，高亮度颗粒为样品之前镀膜残留的金颗粒（图5e~f）.

平衡区域矿物组成与非平衡区域相似，以橄榄石、低钙辉石、铁镍金属、陨硫铁及斜长石为主（图2e），在光学和电子显微镜下仍可辨认球粒结构.该区域中的球粒类型主要为斑状橄榄石⁃辉石球粒（POP）、斑状橄榄石球粒（PO）及斑状辉石球粒（PP）（图2f），其轮廓及边界较为模糊，基质大量重结晶，明显经历过热变质事件.

通过对代表性的橄榄石及低钙辉石进行电子探针分析，在非平衡区域（表1），橄榄石和低钙辉石的组成极不均一，橄榄石的Fa值分布范围为1.0 mol%~51.3 mol%，平均值为21.0 mol%，相对平均偏差PMD为49.4%；低钙辉石Fs值分布范围为1.1 mol%~12.4 mol%，平均值为7.7 mol%，PMD为44.8%.与此形成鲜明对比的是，在平衡区域（表2），橄榄石Fa值分布范围为24.5 mol%~24.9 mol%，平均值为24.7 mol%，PMD为0.4%；低钙辉石Fs值分布范围为20.6 mol%~21.1 mol%，平均值为20.9 mol%，PMD为0.9%.

为了确定该球粒陨石非平衡区域的岩石类型亚型，对区域中的三个Ⅱ型球粒中的橄榄石也进行了电子探针分析（表1），其Fa值范围为24.2 mol%~51.3 mol%，Cr₂O₃含量分布范围为0.008 wt%~0.090 wt%，平均值为0.045 wt%，标准偏差σ为0.032%.本次分析的Ⅱ型球粒橄榄石颗粒成分均较为均匀，其BSE图像中无成分环带及铬铁矿出溶特征，避免了对岩石亚型划分的干扰^［1］.

EDS元素面分析结果显示，GRV 050202两个复矿碎屑角砾区域的平均元素含量（图6a和图6b）以Mg，Fe，Si元素为主，含量分别为19.4 wt%~20.0 wt%，19.1 wt%~19.4 wt%，19.1 wt%~20.6 wt%，平均19.7 wt%，19.3 wt%，19.9 wt%；对应的五个非平衡区域（图6c至图6g）平均元素含量中Mg，Fe，Si含量分别为16.2 wt%~17.4 wt%18.4 wt%~20.5 wt%，19.5 wt%~20.9 wt%，平均16.8 wt%，19.6 wt%，20.1 wt%；基质区域（图6h）平均元素含量中Mg，Fe，Si含量分别为15.3 wt%，35.6 wt%，16.1 wt%（表4）.BSE图像中基质区域亮度变化较小，而复矿碎屑角砾区域亮度变化较大（图6a、图6b和图6h）.

三个难熔包体的电子探针数据（EPMA）显示：CAI#1内部尖晶石颗粒FeO含量约为20.44 wt%、透辉石Al₂O₃含量为0.20 wt%~1.89 wt%；FeO为2.78 wt%~8.00 wt%（图5a和图5b）.CAI#2中透辉石FeO含量变化较大，外层FeO含量为2.81 wt%~6.16 wt%；内层FeO为11.97 wt%~15.50 wt%（图5c和图5d）.AOA#1外层橄榄石较为富铁，Fa值约为24.7 mol%；透辉石Al₂O₃含量为4.05 wt%~8.27 wt%；尖晶石Cr₂O₃含量为2.88 wt%~7.90 wt%，FeO约为16.15 wt%（图5e和图5f）.

GRV 050202中的非平衡区域的球粒结构清晰、边界明显、基质尚未发生重结晶，长石仅填充于球粒内部，且发现三个难熔包体，具有三型非平衡陨石的典型特征^［2-3］.Sears et al^［4］的研究指出，橄榄石Fa值的PMD可以有效划分岩石亚型为3.5~3.9型的非平衡球粒陨石，但本次研究非平衡区域橄榄石Fa值的PMD为49.4%，通过缪秉魁等^［3］与Sears et al^［4］分别得出的Fa值岩石亚型分类结论差异较大，我们尚不知这是否由统计样本数量不足或样本选取的随机误差所造成.但结合非平衡区域低钙辉石数据，根据Sears et al^［5］的研究可以发现，非平衡区域橄榄石Fa值相对标准偏差PSD=65.2%及低钙辉石Fs值PSD=51.0%有相似于L群3.5型普通球粒陨石的特征，考虑到低钙辉石热力学平衡能力弱于橄榄石^［6］，导致其所确定的岩石类型通常比橄榄石所确定的略低^［3］，可以认为该陨石非平衡区域岩石类型≥3.5型.同时普通球粒陨石非平衡区域Ⅱ型球粒中橄榄石的Cr含量具有随着热变质程度升高而降低的性质^［1］，本研究中与之对应的橄榄石Cr₂O₃平均含量（wt%）及标准偏差（wt%）分别为0.045 wt%和0.032 wt%（为避免数据量不足导致平均值结果偏大、标准偏差结果偏小，计算所采用的Cr₂O₃含量包括<0.04 wt%的数据），与3.6型普通球粒陨石Tieschitz（图7）非常接近^［1，4］.综上所述，GRV 050202中非平衡区域的岩石类型为3.6型.平衡区域热变质程度较高，对于高岩石类型，橄榄石Fa值是较好的分类参数^［7］，电子探针数据显示（表2）：平衡区域橄榄石成分均一，低钙辉石也已经达到相当程度的热力学平衡，可同时参考其Fa及Fs值.Vanschmus et al^［8］的研究认为，4型以上的陨石其橄榄石Fa值或低钙辉石Fs值的PMD应低于5%，本次研究平衡区域橄榄石Fa值PMD为0.4%，低钙辉石Fs值PMD为0.9%，矿物成分极为均匀.同时，平衡区域BSE图像（图2f）中仍可辨认出较为明显的球粒边界，光学显微镜下无不透明基质，长石以小于50 μm粒径的微晶形式大量填充于橄榄石及辉石间隙之中（图2e）.综合以上条件分析，可以认为平衡区域的岩石类型为5型^［7-8］.

非平衡型普通球粒陨石的橄榄石及低钙辉石化学成分不均匀，按其进行化学群分类可能会导致错分，而普通球粒陨石的化学群与其球粒平均直径具有显著的相关性^［9］，根据非平衡区域球粒平均直径0.52 mm，将非平衡区域划分为L群.对于平衡区域，H、L及LL群氧化等级的差异可以从橄榄石的Fa值得到区分^{［7-8，10］}，其Fa平均值为24.7 mol%，符合L群普通球粒陨石橄榄石的Fa值.

该陨石中的不透明矿物多由铁镍金属、陨硫铁、基质及复矿碎屑角砾组成，除含有较大复矿碎屑角砾的区域外，其余部分橄榄石未见波状消光，呈现不规则断裂，冲击变质程度符合S1的特征^［11］.此外，仅少量铁镍金属具有氧化环带，且未见明显氧化脉，受风化作用影响很小，其风化程度为W1^［12］.

与该复矿碎屑角砾中硅酸盐或玻璃质球体类似的现象（图4a至图4c）最早在阿波罗样品79035的表土角砾岩中发现^［13］，被认为是月球上广泛发生的撞击事件所致.随后，Noble et al^［14］在Kapoeta（howardite）中同样发现类似的玻璃球体，证明产生飞溅熔体微小液滴的冲击过程同样发生在小行星表面.而对于部分碎屑矿物边缘的环带（图4b和图4d），若该环带是由于碎屑矿物与周围细颗粒状基质在高温下发生熔融而形成，则周围基质应具有熔融结晶的粗粒特征，但周围细颗粒状基质并未有明显的重熔结晶现象，因此排除热反应边的可能性.前人研究认为在行星表面发生撞击时，表面物质的摩擦压实作用会导致矿物颗粒接触界面发生熔融，进而产生相应微量的熔体，该现象也被认为出现在阿波罗样品79035的表土角砾岩中.Bogert et al^［15］的实验指出，小行星表面在非常低速的撞击事件下，这种摩擦所致熔融暗化相当普遍.而与之相关的是矿物颗粒表面相互摩擦挤压所产生的高应变率而非高温，且具有一定粒径差异的颗粒（大颗粒矿物碎屑与细粒基质）能形成更加剧烈的摩擦挤压作用.这也证实了为什么该角砾中细粒基质没有发生大量的重熔结晶.随后在光学显微镜下，也观察到了相应的暗化边界.实际上，根据光学显微镜和BSE图像，这种摩擦压实作用所导致在矿物颗粒边界发生熔融所产生的熔体应是较大颗粒矿物表面与相接触细粒基质混熔的结果，并经历了快速冷却的过程.这体现在大颗粒矿物边界环带亮度明显高于其内部，且在光学显微镜下该环带表现出暗化的特征上.此外，本研究还讨论关于该环带的另一可能成因，即冲击时部分机械破碎的矿物在其矿物边界发生熔融，随后被溅射至较冷的表土中淬火，这种可能性同样可以解释为何该角砾中细粒基质没有发生明显重结晶，且具有环带的碎屑矿物仍较好地保留了机械破碎的特征，以及环带快速冷却的原因.另一方面，不仅区别于非平衡型普通球粒陨石原生基质，相较于其他类似性质的角砾，如碎块角砾或冲击熔融角砾^［16］，该角砾基质粒径更为细粒且未经历明显热事件所致重熔结晶，橄榄石Fa值和低钙辉石Fs值具有较大差异.这一特征与Jäckel and Bischoff^［17］对LL群陨石中表土角砾与碎块角砾之对比相一致.考虑碎屑矿物的特征、冲击所溅射熔融液滴而形成的球体及角砾中细粒基质与非平衡区域基质间的差异，该角砾应属于表土角砾.针对L群非平衡普通球粒陨石基质、表土角砾及其他非平衡区域的区分对比本文在表3中进行了总结.其中某些特征：如冲击溅射熔融液滴而形成的球体、碎屑矿物的成分环带，也许在识别月球陨石、howardite及其他群普通球粒陨石的表土角砾中，同样有重要意义.

由于难以从结构和单一矿物组分的电子探针数据解读该表土角砾前体的来源，考虑到若非混染外来物质，该表土角砾则为非平衡区域原生物质机械破碎的混合，其成分应与未明显包含表土角砾的非平衡代表性区域平均成分相似.GRV 050202的分析结果显示（表5）：所选取的五个非平衡区域Mg含量为16.2 wt%~17.4 wt%，平均含量为16.8 wt%；两个表土角砾区域Mg含量为19.4 wt%~20.0 wt%，平均含量为19.7 wt%；非平衡型普通球粒陨石基质区域的Mg含量为三者中最低，仅为15.3 wt%，但其明显富集Fe元素，含量达35.6 wt%.我们发现，表土角砾的Mg含量均落在具有代表性的非平衡区域和基质含量范围之外，由于表土角砾被认为来自不同位置前体的混合，且考虑到碰撞破碎的随机性，撞击所产生的碎屑矿物均来自一个相对富Mg的非平衡区域的可能性较小.因此推测该表土角砾混染了不属于L群普通球粒陨石母体的外来物质，该外来物质相对于L群普通球粒陨石母体更为富集Mg，其通过与GRV 050202母体碰撞，进而与本地物质发生破碎混合，产生大量碎屑矿物及飞溅的熔体微小液滴，在小行星表面形成表土角砾.

但如之前所提到的，表土角砾区域碎屑矿物呈现不规则破碎，在正交光下部分碎屑矿物可见波状消光而未见马赛克消光，基质未重结晶，表明其冲击程度较弱，推测该表土角砾的组成物质来源于冲击体破碎的溅射物与本地物质的混合，而非直接来源于冲击点中心的物质.

GRV 050202陨石的非平衡区域中有三个出现蚀变现象的难熔包体：CAI#1、CAI#2和AOA#1.相较于碳质球粒陨石，难熔包体在普通球粒陨石中相当罕见^［18-22］.目前通常认为难熔包体是在相同源区由太阳星云冷凝形成，随后传输分布至不同化学群的球粒陨石吸积形成区域^［23-31］.虽然一般认为普通球粒陨石中水含量很低，但无论是流体蚀变产生的层状硅酸盐、磁铁矿、铁橄榄石及方解石等矿物^［32-38］，还是与其相关的氧同位素异常等^［39-40］，均有在非平衡型普通球粒陨石中观察到.

对于CAI#1、CAI#2，其形状不规则加之缺少黄长石，与粗粒火成型（Compact Type A；Type B；Type C，CTA；B；C）区别较大.同时，其中透辉石TiO₂含量分别仅为0.182 wt%和<0.04 wt%，远低于CTA或经历过部分熔融的CAI中透辉石（~13.5 wt%^［39］）或深绿辉石（~17 wt%^［41］）中TiO₂含量，加之AOA#1同样具有不规则的细粒松散状形态，且未在三个难熔包体中发现透辉石存在从熔体中分离结晶所造成的化学环带^［42-43］.我们认为这三个难熔包体未在星云环境中经历过加热熔融，均属于细粒松散状难熔包体（Fluffy Type A；Spinel⁃Pyroxene⁃rich inclusion；Amoeboid Olivine Aggregate，FTA；Sp⁃Px；AOA）.而前两者原生相以尖晶石和透辉石为主，未见黑腹铝矿或钙钛矿，尖晶石中V₂O₃含量仅有~0.346 wt%和~0.281 wt%，属于富尖晶石⁃辉石包体（Sp⁃Px）^［44］.

除星云冷凝的矿物外，次生相在CAI#1、CAI#2中占有相当大的比例，AOA#1中也发现（图5b，图5d和图5f）.通常，难熔包体变质及次生蚀变产物包括层状硅酸盐、磁铁矿、霞石、方钠石、钛铁矿、钙长石和铁橄榄石等^［45-49］.其中，方钠石、霞石、磁铁矿和铁橄榄石在NWA3358，Semarkona及其他微弱变质的L3和LL3型球粒陨石上被认为是与流体蚀变作用密切相关^{［36，38-39］}.且包裹CAI#2的透辉石呈现明显富铁的外层，这与来源于富铁基质中流体蚀变造成的镁橄榄石⁃铁橄榄石、镁尖晶石⁃铁尖晶石趋势相一致.同时，GRV 050202难熔包体中除上述蚀变产物外，在CAI#1中观察到的磷灰石目前主要在Allende（CV3）^［50-51］、Maralinga（CK）^［52］及Dar al Gani 978（未分群）^［53-54］等碳质球粒陨石中有过具体的报道（图5a~b）.根据Ma et al^［50-51］和Kurat et al^［52］的研究，磷灰石可能来自于经过某些演化过程的磷化物前体，虽然该过程目前尚不明确，但磷灰石作为终端产物，演化期间极有可能经历了还原状态的磷化物发生氧化的过程.而对于该前体，Ma et al^［50-51］认为其是来自富集金属元素（如：Mo，Fe，Ni等）和P的不混溶熔体，随后从金属熔体中结晶出磷化物或是在冷凝后磷化物从合金中出溶.而Kurat et al^［52］的研究表明，由于MaTroc（Maralinga中的CAI）中大部分难熔矿物尚未达到化学平衡，因此被认为是未经历过熔融事件的星云冷凝产物.不同的是，Zhang et al^［53］指出，难熔包体中磷灰石的P来自于流体活动而非难熔包体本身，与之类似的含P流体活动同样也被认为发生在Bo Xian（LL3.9），Bjurböle（L/LL4）等普通球粒陨石母体上^［55］.值得注意的是，MaTroc中仅有磷灰石与难熔包体核部在痕量元素上达到化学均一性，这被认为与富集稀土元素及Sr的流体相关^［52］.CAI#1中磷灰石被透辉石所包裹，未显示出与金属及其氧化物伴生的形态，该难熔包体含有的铁的氧化物作为流体蚀变产物之一，在CAI#2中同样被观察到.此外，考虑难熔包体起源于同一源区，若CAI#1中的磷灰石前体来自于富集金属元素和P的熔体且与其余矿物达到一定程度化学平衡，则应该不会出现CAI#1中透辉石TiO₂（<0.04 wt%）、尖晶石V₂O₃（~0.35 wt%）、无富钒特征的铁氧化物及无富钼特征的磷灰石，与ACM⁃2（Allende中的CAI）中透辉石TiO₂（~7.0 wt%）、尖晶石V₂O₃（~2.6 wt%）、具有富钒特征的磁铁矿及具有富钼特征的磷灰石存在较大成分差异的现象^［50］.与金属相及其氧化物存在密切接触关系的磷灰石与CAI#1、MaTroc及Dar al Gani 978难熔包体中观察到的磷灰石在尺寸方面存在较大差异，前者粒径约为数百纳米，后者可达数十微米.因此，CAI#1中磷灰石不太可能是从经历熔融事件的宿主CAI熔体中结晶分离出的前体所演化而来，这与对CAI#1为细粒松散状难熔包体的结论一致.同时，考虑到普通球粒陨石中P等亲铁元素主要来源于吸积时球粒、基质及难熔包体所包含的金属相，而早期星云环境相对较为还原，可能不具备将包含还原态P的金属相氧化的条件^［56］，因此CAI#1中所观察到铁的氧化物及磷灰石的磷酸根是在星云蚀变作用下形成的可能性较小，推测该氧化及蚀变过程主要发生在普通球粒陨石母体上^［55］.至于流体蚀变作用在磷灰石的形成过程中扮演何种程度的角色，因MaTroc中磁铁矿、富铁橄榄石（Fa ~33.2 mol%）和富铁尖晶石等次生相的出现，加之Dar al Gani 978难熔包体和CAI#1中方钠石、霞石等蚀变产物，表明含有磷灰石的难熔包体大部分经历过蚀变作用^［52-53］.同时，考虑到Bo Xian et al等LL群普通球粒陨石中磷灰石的蚀变成因及早期星云环境可能不具备氧化条件等因素^［55-56］，本研究认为在未发生熔融变质的情况下，GRV 050202的母体经历了与碳质球粒陨石母体及LL群普通球粒陨石母体类似的流体蚀变，对于磷灰石，L或LL群普通球粒陨石及其他碳质球粒陨石母体上的流体可能承担其附加阴离子及P的提供或输送作用.与之相对比的是，若难熔包体中存在作为磷灰石前体的磷化物，P的提供或输送就并非流体所必须承担的任务，而Ca²⁺的机动条件则成为关注的重点^［50-51］，这也指示难熔包体中的磷灰石可能存在两种不同的形成机制.

（1）GRV 050202属于普通球粒陨石，由非平衡区域和平衡区域组成.非平衡区域化学群为L群，岩石类型为3.6型.平衡区域化学群为L群，岩石类型为5型.该陨石未经历明显冲击变质及风化作用，冲击变质程度为S1，风化程度为W1.

（2）GRV 050202中包含混染外来物质的表土角砾，其可能形成于距离撞击中心较远处的撞击溅射物与本地物质的混合，该角砾在基质粒度、碎屑矿物特征、结构成分及表面撞击产物（如硅酸盐或玻璃质球体）等方面与非平衡型普通球粒陨石基质及其他角砾具有差异.根据文中所总结差异，或许可以提供一种通过光学显微镜或扫描电镜便能快速识别表土角砾的方法.

（3）GRV 050202中三个难熔包体CAI#1、CAI#2及AOA#1均包含与流体蚀变相关的方钠石、霞石等矿物，其中CAI#1与碳质球粒陨石Maralinga及Dar al Gani 978的难熔包体中包含有性质相似的磷灰石，表明L群普通球粒陨石母体经历过与碳质球粒陨石及LL群普通球粒陨石母体类似的含P流体蚀变作用，该流体在磷灰石的形成过程中可能承担附加阴离子及P的提供及输送作用.与Allende难熔包体ACM⁃2中磷灰石的对比，指示难熔包体中磷灰石可能存在不同的形成机制.