为什么火成岩地球化学需要地质学、岩石学和矿物学证据约束？

摘要：近年来，涌现了大量有关火成岩数值岩石学或化学岩石学的论文。但这不但没有导致科学问题的减少，反而出现了更多难以理解的难题。导致这种困境的主要原因是许多认识缺乏地质学、岩石学和矿物学约束，以及研究人员对火成岩理论研究进展的不关心。岩浆型矿床的成因是一个典型实例。基于此，分析了地球化学数据多解性的原因，介绍了岩浆系统的一般性质，并以四川攀西地区白马铁钛氧化物矿床为例，讨论了利用地质学、岩石学和矿物学证据约束地球化学数据的方法。在此基础之上提出：①全岩成分本质上不包含成因信息，相容元素的丰度可以表达岩石的潜在相组成，而不相容元素的丰度则可以表达岩石经历过的流体过程，因而数值岩石学只有得到严格的地质学、岩石学和矿物学约束才具有真实地质意义；②大型岩浆型矿床的形成同样需要巨量的含矿流体，透岩浆流体成矿模型可以更合理地解释白马铁钛氧化物矿床的成因。

关键词：数值岩石学；岩浆成矿系统；火成岩地球化学；透岩浆流体；铁钛氧化物矿床；四川

中图分类号：P588.1文献标志码：A

Abstract： Many contributions to the numerical or chemical petrology of igneous rocks are published in recent years. However， the volume of scientific issues is not decreased， but more and more problems are emerged. The major causes inducing such difficult condition are that many investigations are insufficient to be constrained by the geological， petrological and mineralogical evidences， and that many researchers do not concern to the developments in igneous theory. A typical example is the origin of magmatic deposit. Accordingly， the factors causing diversity of the geochemical interpretations were analyzed； the general features of magma systems were introduced； taking Baima FeTi oxide deposit in Panxi area of Sichuan as an example， the methodology to constrain geochemical data by the geological， petrological and mineralogical evidences was discussed. The results show that ①the numerical petrology has real geological implications only then when it is constrained by geological， petrological and mineralogical evidences， because the bulk composition essentially do not include the genetic information about igneous rocks， but the compatible elements may present the potential phase proportion， and the incompatible elements may present the fluid processes undergone in rocks； ②the formation of giant ore deposit also needs a huge volume of the orebearing fluid， and hence， the transmagmatic fluid model can more reasonably explain the origin of Baima FeTi oxide deposit.

Key words： numerical petrology； magmatic mineral system； geochemistry of igneous rock； transmagmatic fluid； FeTi oxide deposit； Sichuan

0引言

地球化学理论和测试技术的飞速发展使得定量描述火成岩成因与演化成为可能，由此产生了一门新学科——数值岩石学（Numerical Petrology）或化学岩石学（Chemical Petrology）。数值岩石学以热力学或统计学理论为基础，以样本子集的测试数据分布规律为依据，反演火成岩的形成过程及其地质意义。由于样本子集的时空位置、矿物组合和晶体生长条件强烈影响测试数据的性质，理论上从数值岩石学途径得出的认识应当得到地质学、岩石学和矿物学证据的約束。但是，近年来有关火成岩成因及其地质意义的讨论经常缺乏这样的约束，有些论文甚至缺乏显微照片或对岩相学证据的理解不正确。特别是Rollinson的专著《Using Geochemical Data： Evaluation， Presentation， Interpretation》[1]出版以后，许多研究人员产生了利用地球化学数据可以独立解决地质问题的错觉，导致所得出的认识往往不完整，或缺乏明确的地质意义。因此，数值岩石学经常遭到非议，被戏称为“粉末地质学”。导致这种困境的另一种原因是许多研究人员仅关注地球化学方法的学习，对火成岩理论的研究进展缺乏了解。岩浆型矿床的成因可以作为一个典型实例。尽管这类矿床中早就识别出整合型、不整合型和伟晶岩型矿体[24]，近年来大多数学者仅聚焦于整合型矿体成因及其与寄主侵入体演化的关系，且主要局限于数值岩石学方法。目前，大部分研究人员都认为成矿作用与岩浆过程有关，区别仅在于：①成矿机制是分离结晶作用还是液体不混溶；②成矿作用发生在岩浆演化早期还是晚期。然而，无论是哪一种成矿机制，如果成矿作用发生在岩浆演化早期，都将要求母岩浆具有不现实的高成矿金属含量；如果发生在晚期，则难以解释成矿金属聚集的机制，因为这时岩浆的高黏度足以阻止金属矿物或熔体的聚集。因此，岩浆型矿床的成因研究已经走到了一个三岔路口，处于进退两难的境地[5]。基于此，本文分析了地球化学数据多解性的原因，介绍了岩浆系统的一般性质，并以四川攀西地区白马铁钛氧化物矿床为例讨论了利用地质学、岩石学和矿物学证据约束地球化学数据的方法。

1数值岩石学

数值岩石学的基本工作方法是根据野外地质特征采集一系列具有某种内在联系的样品。例如，在一个喷出岩剖面中，从下到上依次采集的样品之间必然存在某种成因联系。对这些样品进行测试之后，可以将这种成因联系变换成数值关系，如氧化物变异趋势。在这个基础上，可以通过两种途径解释这种数值关系代表的地质意义：①结合岩石学和矿物学特征揭示样品之间的成因联系，甄别产生所采集样本子集的地质过程（成因岩石学）；②与前人发表的数据进行比较，阐明火成岩成因及其形成构造环境（区域岩石学）。本文则主要聚焦于成因岩石学问题。

1.1数值几何学

单个样品的地球化学数据本质上不包含任何成因信息，仅仅表达了岩石的可能相组成。这一点可以清楚地从变质岩理论看出。但是，一個样品子集的数据分布型式则与火成岩过程密切相关。因此，数值岩石学研究通常对化学分析结果进行投图，并根据样品投点的分布趋势直观地提取火成岩成因信息，这种方法可以称为几何学方法。众所周知，可以导致岩浆化学成分发生改变的岩浆过程主要包括部分熔融、分离结晶、气体搬运、液体不混溶、岩浆混合等。同化混染作用包括部分熔融和岩浆混合两个部分，其本身不是一种基本岩浆过程[6]。长期以来，分离结晶作用被认为是最主要的岩浆过程，20世纪80年代初以来，岩浆混合作用也得到了研究人员的高度重视。

岩浆混合作用涉及任意两种或两种以上母岩浆的混合。假定两种母岩浆P1和P2发生混合，参与混合的母岩浆P1数量为x，母岩浆P2为y，且x+y=1，则混合岩浆D=xP1+yP2，其中，P1、P2、D分别表示两种母岩浆和混合岩浆特征（如元素含量（质量分数，下同））。显然，D=xP1+yP2是一个直线方程。无论x、y的数值如何变化，混合岩浆D的投点都应当落在母岩浆P1和P2的连线上。因此，如果样品投点构成直线分布趋势[图1（a）]，就可以直观地认为这些样品（D1～D4）形成于两种母岩浆（P1和P2）的混合，进而可以估算参与混合的两种岩浆的比例。但是，如果两种以上的母岩浆参与混合，投点的分布趋势将复杂化，可以呈直线、折线或曲线，与混合作用的性质（如母岩浆P3的加入）有关。

S为分离相，S1、S2为固溶体的两个端元；P为母岩浆，P1、P2为两种母岩浆；D为子岩浆，D1～D4为4种子岩浆

分离结晶作用涉及分离相（S）的性质及其晶/液分配系数。如果分离相为纯组成矿物（如石英）且其晶/液分配系数为常数，则分离相的分离结晶将导致子岩浆（D）分布在分离相（S）与母岩浆（P）连线的延长线上[图1（b）]，D与P的距离取决于分离结晶程度。即使分离相（S）为固溶体矿物，如果组分Y对于分离相（S）为不相容元素，其分离结晶作用也必然导致子岩浆的线性演化趋势[图1（b）]。例如，由于橄榄石的SiO2含量低于玄武质岩浆且不含K2O，当母岩浆发生橄榄石分离结晶作用时，子岩浆的K2O含量将随SiO2含量的增加而直线增加。然而，由于造岩矿物往往是固溶体，且其晶/液分配系数随着温度、压力、流体条件和液相化学组成的变化而改变，子岩浆的实际投点位置会不断偏离预期的液体血统线（Liquid Line of Descent）。从母岩浆（P）中初始晶出的相为S1，导致子岩浆成分沿着S1与P连线（虚线）的延长线（点划线）向着远离P的方向变化。随着温度下降，晶出相的成分不断接近于S2，子岩浆的演化方向将偏离先前的预期，最终产生如实线所示的液体血统线[图1（c）]。此外，当多个相依次发生分离结晶或分离相比例随时间变化时，液体血统线也必然是曲线。

类似地，在部分熔融或液体不混溶过程中，晶/液分配系数和液/液分配系数也随系统的温度、压力、流体条件和液相化学组成的变化而改变，因而样品投点在XY简化变异图解中也往往呈曲线分布趋势。气体搬运作用比较复杂，因为流体泡（Fluid Bubble）既可以搬运固体[7]，也可以搬运熔体[8]，更常见的形式则是搬运溶质[910]。在后一种情况下，流体过程通常造成不相容元素的丰度出现异常变化。但是，绝大多数研究人员依然囿于教科书中介绍的概念，认为岩浆通常为流体不饱和系统，因而流体过程的化学效应迄今所知甚少。

由此可见，相同的岩浆过程可以产生不同的投点分布趋势，而不同的岩浆过程也可以产生相同的投点分布趋势。换句话说，理论上不能证明某种投点分布趋势与特定的岩浆过程相关。因此，地球化学图解的解释过程中往往需要引入其他约束条件。由于全岩地球化学主要反映了可能的相组合，矿物学证据通常是地球化学图解的首要约束条件。

1.2相容元素

数值岩石学通常将元素划分成相容元素（趋于进入共生晶体的元素，D晶体/熔体值大于1或D晶体/流体值大于1）和不相容元素（趋于进入共生熔体或流体的元素，D值小于1）。主量元素是最重要的相容元素，其地球化学行为也容易用岩石学和矿物学证据检验，因而在火成岩成因讨论中具有重要意义。利用主量元素进行成因分析时，对于表1所示的一组假定成因上相关的火山岩化学分析结果，可以制作SiO2含量或Mg#值对其他氧化物的变异图解，并利用目测或回归分析方法阐明投点的分布趋势（图2）。从图2可以看出，样品投点展现了3种分布趋势：①TiO2、Fe2OT3、MgO和CaO含量都随SiO2含量的增加而减少，投点呈曲线趋势；②Al2O3和Na2O含量先随着SiO2含量的增加而增加，然后随SiO2含量的增加而减少，投点也呈曲线趋势；③K2O含量随SiO2含量的增加而增加，但投点呈直线趋势。据此，可以假定这些样品之间以分离结晶作用相联系；如果这种假定可信，就可以进一步认为K是一种不相容元素，意味着分离相为无K2O矿物（如橄榄石、辉石、磁铁矿）。按照这种逻辑，TiO2、Fe2OT3、MgO和CaO似乎初始为强相容元素，在安山岩之后变为弱相容元素；而Al2O3和Na2O则先为不相容元素，在安山岩之后变为强相容元素。据此可以推断，玄武质岩浆可能先经历了橄榄石+单斜辉石+铁钛氧化物组合的分离结晶，然后是斜长石的分离结晶。

如果这种推测可信，进一步可以外推母岩浆的成分。由于初始分离相不含K、Na、Al，且样品投点在K2OSiO2图解[图2（g）]中呈线性趋势，可以假定母岩浆中的K2O含量为无穷小。连接玄武安山岩（BA）与玄武岩（B），其连线的延长线（虚线）与横坐标的交点可以近似代表母岩浆的SiO2含量（475%）。通过该点作一条平行于纵坐标轴的直线（虚线），则各氧化物投点趋势与该直线的交点对应纵坐标值就可以认为是它们在母岩浆中的丰度（表1中再造的母岩浆）。因此，数值分析似乎证实了关于分离结晶作用的推测。

但是，这种“证实”不是真正的证实，因为缺乏交叉证据的约束。如前所述，部分熔融、分离结晶和液体不混溶都可以产生曲线型分布趋势，仅根据分布趋势难以对它们进行区分。为了检验上述认识，可以通过岩相学观察寻找橄榄石等矿物发生分离结晶作用的证据（如先晶出矿物成为后晶出矿物的包裹体），也可以通过数值模拟检验分离结晶作用的可能性。例如，根据斯托克（Stocks）定律（v=2r2g（ρc-ρm）/9h），

晶體半径（r）和熔体黏度（h）对晶体沉降速度（v）起着重要的控制作用，而晶体和熔体的密度差（ρc-ρm）主要决定了晶体运动的方向。假定玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹英安岩、流纹岩的温度分别为1 200 ℃、1 100 ℃、1 000 ℃、900 ℃、800 ℃、700 ℃，利用Giordano等的计算程序[12]，可以得到它们的熔体黏度分别为25、8.2、32.0、1734、942.7、5 8828 Pa·s。至少到英安岩时，子熔体黏度已经比初始玄武质熔体黏度增加了约68倍。因此，即使不考虑晶体分数对岩浆总黏度的影响，熔体黏度的大幅升高也可能足以终止分离结晶过程。此外，晶体沉降速度与晶体半径的平方成正比，意味着晶体只有生长到足够大时才具有较快的沉降速度，否则晶体将主要呈悬浮态分散在熔体中。悬浮晶体的存在将进一步升高岩浆的总黏度。当悬浮晶体体积分数为20%～25%时，分离结晶作用实际上不可能发生[13]。据此可以认为，岩浆的流变学性质不支持高度分离结晶模型，对于长英质岩浆系统尤其如此。

鉴于主量元素图解的多解性，微量元素被广泛用于探讨火成岩成因。这种方法的理论基础是微量元素服从稀溶液定律，因而有利于投点分布趋势的外推。此外，微量元素的丰度变化幅度要比主量元素大得多，可以提高图解的分辨率。但是，微量元素的图解同样存在多解性。例如，对于斜长石来说，Eu在还原条件下具有相容元素的属性，可以置换斜长石晶格中的Ca，而在氧化条件下则具有不相容元素的属性。因此，Eu异常的存在与否既不能直接证明斜长石的分离结晶作用，也不能独立说明斜长石在源区的稳定性。

1.3不相容元素

不相容元素在岩浆过程中倾向于进入熔体相和流体相，这种性质使得它们被认为更合适用来模拟封闭系统的岩浆过程。

例如，稀土元素由一组地球化学行为非常相近的元素组成，然而每一种元素都比其后面的元素具有略强的不相容性，因而它们的地球化学行为将有所区别[14]。据此可以用相容性相对弱和相对强的元素对制作图解，以判断样本子集经历过的潜在岩浆过程。例如，常用w（Ce）N和w（Ce）N/w（Yb）N作图，以区分部分熔融和分离结晶过程（图3）。

A为封闭系统的低压分离结晶作用的投点分布趋势；B为开放系统的低压分离结晶作用的投点分布趋势；C为开放系统的高压分离结晶作用的投点分布趋势；D为石榴石二辉橄榄岩的平衡批式部分熔融的投点分布趋势，数字表示熔融程度（%）；F为假象的

富集型玄武岩浆分离结晶作用的投点分布趋势；w（·）N[KG-30x]为元素含量球粒陨石标准化后的值；底图引自文献[14]

Ce不相容性较强，在初始熔体（P）中具有最高的丰度；相应地，初始熔体也具有最大的w（Ce）/w（Yb）值。随着部分熔融程度的增加，进入熔体的Ce越来越少，而Yb则相对增多。因此，熔体中w（Ce）和w（Ce）/w（Yb）值同步减少，样品投点在CeN（Ce/Yb）N图解中构成一条具有正斜率的直线。相反地，在分离结晶过程中，由于稀土元素均为不相容元素，样品投点在CeN（Ce/Yb）N图解中构成一条与坐标横轴近于平行的直线（A、B、F）。因此，根据样品投点分布趋势似乎很容易区分部分熔融和分离结晶过程。但是，开放系统的高压分离结晶作用同样可以产生倾斜的投点分布趋势（C）。即使部分熔融形成的样品，当部分熔融程度足够高时，样品投点也表现为水平分布趋势（线段OD）。此外，该图解中没有涉及岩浆混合作用及其他岩浆过程。如果样品是岩浆混合作用的产物，其投点趋势既可以构成倾斜直线（母岩浆具有不同的w（Ce）值含量和w（Ce）/w（Yb）值时），也可以构成水平直线（母岩浆具有不同的w（Ce）值含量和相同的w（Ce）N/w（Yb）N值时）。由此可见，不相容元素数据同样存在多解性。例如，将四川攀西地区白马镁铁质层状岩体的样品投于图3，大多数投点分布于虚线Ⅰ和Ⅱ所夹持的区域。按照上述判别原理，应当认为这些样品具有更多的部分熔融印记。但是，层状岩体中往往存在堆晶岩，分离结晶作用具有明显重要的意义。例如，根据Zhang等提出的模型[15]，白马辉长岩可能是苦橄质岩浆经历61%分离结晶之后进化岩浆固结的产物。

特别需要注意流体过程对不相容元素丰度的影响。由于流体的高度活动性，流体过程可以造成基于理想系统难以理解的不相容元素地球化学行为。在传统火成岩理论中，通常假定岩浆为自然熔体，含有很少的挥发分（如含水量（质量比）不大于4%）。在这种前提条件下，可以认为流体过程不会对不相容元素的地球化学行为造成重要影响。但是，近年来的研究表明，熔体和流体在高压条件下可以完全互溶[1617]，弧玄武质岩浆含水量约4%实际上是岩浆上升过程中或侵位后遭受了调整的结果[18]。流体的逃逸将带走某些不相容元素，而流体的输入则带入不相容元素。据此，在开放系统条件下可以用不相容元素测试数据阐明岩浆系统的流体过程（如气体搬运），而不能用来揭示其他岩浆过程。

1.4区域岩石学

与成因岩石学不同，区域岩石学不要求精确的岩石学和矿物学约束，但要求严格的地质学或地球动力学约束。换句话说，区域岩石学谈论的不是一个岩浆体的成因与演化，而是一个构造旋回中岩浆系统的特征、成因与演化。因此，不可能对每一个分析样品都进行准确理解，更为有效的方法是揭示地球化学分析数据展示的时空分布规律。由此可见，在区域岩石学研究中，地质统计学是有效途径。

区域岩石学的基本依据是：①同类构造区具有类似的地质结构和地球动力学条件，因而参与部分熔融形成岩浆的源区组合相似，所形成的火成岩组合也类似；②同一构造区不同部位经历同样动力学过程的时间和强度有所不同，因而火成岩组合具有时空迁移的特征。根据第一个依据，同类构造区应当产生相似的数据集。将研究区的数据集与经过详细研究地区的数据集进行对比，可以阐明研究区的构造属性；将研究区数据集与产有大型矿床地区的数据集进行对比，可以阐明研究区的成矿潜力。根据第二个依据，同一构造区不同部位的数据集应当有所差异，这种差异与动力学系统触及的构造圈层性质和作用强度有关。据此，将数据集的特征与岩浆起源条件联系在一起，有利于揭示区域地球动力学过程。因此，区域岩石学研究经常采用类比的方法。但是已经识别的构造区类型并不是全部，同类构造区的不同部分存在地质结构的差异，因此，区域岩石学研究需要更多的地质学约束。例如，太行山地区发育中生代岩浆活动，前人一般称之为构造岩浆带。罗照华等基于火成岩组合分析，将其称为板内造山带，其理由是：①火成岩组合分析表明该区曾经具有巨厚的陆壳，这是造山带的本质特征；②与大洋板块俯冲相关的岩浆热轴一般不会超过500 km，太行山与古太平洋板块俯冲带的距离远远超过500 km，其岩浆活动不太可能与古太平洋板块的俯冲直接相关；③中国东部地区也存在时代相近的近EW向岩浆带和其他NE向岩浆带，古太平洋板块俯冲不可能产生如此复杂多样的构造岩浆带[19]。这3个约束条件都远远超出了地球化学测试数据的范畴，表明数值岩石学不能独立解决区域地质演化问题。

由此可见，仅仅依据化学测试数据（无论是相容元素还是不相容元素）不可能确定性地揭示岩浆系统经历的物理过程。同样，平均性质也不能作为判别标志，因为全岩测试数据的本质属性或者是反映了矿物组成（对于相容元素），或者是反映了流体过程（对于不相容元素），不具有确定性的物理过程信息。但是，利用化学测试数据和已发表的地质模型可以揭示潜在的物理过程，为进一步约束提供线索。

2岩浆系统性质

火成岩地球化学数据解释的困境也常常源于对岩浆系统的性质了解不够。在火成岩教学过程中，为了使学生更容易理解，通常将岩浆系统简化为一个岩浆体，再将岩浆体简化为一个质点，可称其为点岩浆模型；在这个基础上，再将岩浆的性质简化为其平均性质。这种简化的岩浆系统可称为理想岩浆系统，与自然岩浆系统相差甚远。对于某些专注于数值岩石学方法的研究人员来说，往往难以面对自然岩浆系统，因为他们没有精力关注火成岩理论的发展现状。

2.1岩浆晶粥柱模型

现代火山学观察表明，弧火山岩浆系統一般具有多个位于不同深度水平上的岩浆房[20]。另一方面，金伯利岩岩浆系统似乎从未发现深部岩浆房。据此可以得出这样一种认识：一个岩浆系统可以没有深部岩浆房，也可以有多个深部岩浆房。将这种特征与岩浆起源及岩浆上升和就位的驱动机制联系在一起，可以进一步得出：具有多个岩浆房的岩浆系统（多重岩浆房系统）发育在岩石圈物质结构较复杂的构造区，或岩浆具有较低的平均上升速率；相反地，岩石圈物质结构较简单的构造区岩浆系统具有较少或没有深部岩浆房，或岩浆具有较高的上升速率。

图件引自文献[13]

根据多重岩浆房系统的特征可建立岩浆晶粥柱模型（图4）。在这样一个岩浆系统中，设想岩浆上升过程中可能遭遇多个构造滑脱层，每遭遇一个构造滑脱层都可以导致一些岩浆减压就位。当岩浆体横向扩展的阻力大于上升阻力时，岩浆将继续上升，直到遭遇一个新的、位于更高深度水平上的构造滑脱层，如此反复，直到边缘岩浆房的产生（图4）。

因此，不同深度水平上的岩浆房往往以补给系统（岩墙）或通道系统相连通。这样的描述有利于理解大多数火成岩中缺乏通道壁岩石捕虏体的观察结果，因为通道岩浆的冷凝边可以阻隔上升岩浆与原始通道壁之间的接触。较复杂的情况可以出现在幔源岩浆底侵或内侵时，受热地壳中将按类似的方式产生一个长英质岩浆系统。此外，在远离热轴的地带可能出现幔源岩浆直接侵位于浅部地壳或喷出地表的情景[21]。

在这样一种岩浆系统中，可以预期：①所有岩浆房中都可以发生分离结晶作用，但较深部岩浆房的固结速率慢于较浅部岩浆房，因为有地热梯度的存在；②所有岩浆房中都可以产生含矿流体，但较深部岩浆房中流体更多，流体中成矿金属含量更大，因为熔体中挥发分溶解度和流体中成矿金属溶解度都与压力呈正相关关系；③岩浆房之间可以发生强烈的岩浆混合作用（包括壳源岩浆与幔源岩浆的混合），新生岩浆有可能含有大量循环晶（Antecryst）。因此，边缘岩浆房中充填的岩浆可能具有非常复杂的组成，与点岩浆模型的预期完全不一致，导致一个火成岩系列的化学变化不再仅取决于边缘岩浆房（终端岩浆房）中的岩浆过程，而是经常携带着整个岩浆系统演化的印记。

2.2岩浆房组装过程

花岗质岩基就位的空间问题（Room Problem）曾经长期困扰着地质学家。由于认识到岩基实际上是一种厚板状侵入体和岩墙补给机制[2223]，空间问题得到了很好的解决[6]。因此，大型花岗质侵入体的就位将同时要求岩浆体横向扩展→岩墙补给→底板沉陷循环（Loop）的反复发生[24]。显然，这是一种自组织过程，不同侵入单元之间将呈现复杂的接触关系。如果两个单元的就位时间非常接近，可以实现两种岩浆的完全混合，岩浆侵入体将会丢失早期的就位历史，在深部地壳尤其如此。因此，通过化学测试数据将难以揭示岩浆演化的全过程。

近年来，大型镁铁质侵入体也被认识到是由多批次岩浆组装产生，其主要依据是侵入体的平均成分与冷凝边成分不一致[25]。按照一次性岩浆瞬时就位或一次绵长的持续岩浆补给模型[26]，不管岩浆经历什么样的过程，其冷凝边成分必然与平均成分相等[13]。在分离结晶的条件下，岩体下部将富含镁铁质组分，而上部富含长英质组分，因此，剖面上镁铁质组分的丰度将呈S型变化，而长英质组分则呈反S型变化。然而，大多数大型侵入体都不服从这种变化规律，甚至一些小型岩席也表现出强烈的多批次岩浆组装的特征[25，27]。而大型侵入体中往往缺失多批次岩浆组装的地质学和岩石学证据。对此，Marsh认为其主要是因为岩浆混合作用消除了侵入体组装过程的许多证据[13]。由于镁铁质岩浆的固相线和液相线温度间隔较大，不同结晶度岩浆之间的混合相对容易。特别是发生全岩浆房对流过程时，质量平衡计算可能是揭示侵入体组装过程的最有效方法。尽管这种方法利用了样品化学分析结果，但是侵入体的岩性分层和厚度测量也是不可或缺的数据，这表明地质学和岩石学约束的不可或缺。

2.3岩浆房固结过程

基于理想系统模型，岩浆房固结过程是全岩浆房对外部环境的响应。这是一种很奇怪的现象，因为侵入体接触带的观察早就表明岩浆体的固结过程是从接触带向中心推进，但迄今仍有研究人员持全岩浆房同时结晶的观点[28]。由于岩浆固结前锋从接触带向中心移动，产生了一系列相关联的问题：首先，由于中部存在一个高温带（其温度等于岩浆的液相线温度），无论是沉降还是上浮的晶体都将在通过这个高温带时被吸回，不利于堆晶岩的产生；其次，由于晶体沉降速度与颗粒半径成正比，晶体吸回的速度与颗粒半径成反比，小的晶体颗粒将主要呈悬浮态，这将升高岩浆的黏度，不利于晶体沉降；再次，大颗粒晶体需要较长的生长时间，有可能导致其处于晶体捕获带，也不利于晶体沉降过程。由此可见，层状岩体中火成层理和堆晶岩的成因重新成为难解之谜[2930]。

作为一种解决方案，Gutierrez等提出了侧壁晶体沉降驱动全岩浆房对流模型[29]。该模型认为全岩浆房对流主要受侧壁晶体沉降驱动，与Skaergaard岩体具有薄侧壁岩系的观察结果一致。该模型有利于解释火成层理的成因，但要求岩浆侵入体具有大的方向比（高宽比），而层状侵入体却一般具有小的方向比（如攀枝花岩体约为0.1）。如果岩浆多批式脉动组装模型可信，将进一步减小侵入体的方向比，从而不利于全岩浆房对流。

图件引自文献[31]

另一种解决方案是发生堆晶作用的矿物晶体属于循环晶，而不是从寄主侵入体中结晶的产物[30]。此外，结合岩浆房组装过程的认识，也可以认为重力沉降主要发生在岩浆侵入体的下半部。从图5可以看出：玄武质熔体中斜长石和辉石开始出现温度（T）随压力（P）变化，且斜长石dP/dT梯度（0.004 ℃·bar-1）大于辉石（0.016 ℃·bar-1）[31]。峨眉山玄武岩的平均厚度约为3 000 m，而镁铁质侵入体就位于喷发不整合面上，因而第一批岩浆的就位深度应当约等于或小于1 kbar的压力条件。这时，斜长石应当先于辉石结晶，或与辉石同时晶出。随着岩浆的逐渐补给，如果玄武岩未遭受剥蚀，层状岩体将向下生长，岩浆逐渐由斜长石首晶区进入辉石首晶区。在这种情况下，就有可能出现大量堆晶辉石岩（如川西红格岩体）；如果补充岩浆的就位深度不变（即侵入体就位过程中玄武岩同时遭受剥蚀），将有利于形成辉长岩（如攀枝花岩体）。

岩浆固结过程对化学数据的分布样式产生重要影响，因此，分析岩石地球化学测试结果时应当考虑固结过程和固结条件的影响，也应当注意岩浆固结速度和补给速度之间的關系。

2.4岩浆系统的成熟度

由于终端岩浆房之下可能存在一系列位于不同深度水平上的岩浆房，岩浆房之间的相互作用将导致就位岩浆的组成复杂化。例如，如果下伏岩浆房中晶出了大量橄榄石，从深部上升的岩浆有可能将这些橄榄石携带到终端岩浆房中。由于这些橄榄石晶体不是从携带岩浆（Carrier Magma）中晶出的，它们被称为循环晶，而循环晶+携带岩浆则称为灰浆（Slurry）[30]。除了循环晶之外，火成岩中还可能包含其他晶体群[3233]。这些晶体往往被携带岩浆中析出的晶体包裹，被误认为是携带岩浆中最早析出的晶体，或者称为捕虏晶（如果不符合携带岩浆理论预期）。即使符合携带岩浆理论预期的晶体也未必都是从携带岩浆晶出的。例如，四川盐源矿山梁子苦橄岩含有4种不同成分和结晶习性的橄榄石[34]，表明至少有3种橄榄石不是源于携带岩浆的结晶作用。一般来说，如果岩浆上升速度足够快，都可以携带异源晶体（Exotic Crystal）；反之，异源晶体将会在岩浆上升过程中被移离。在前一种情况下，岩浆快速固结（如喷出岩），火成岩中将保留大量外来晶体的信息，这样不仅可以利用携带岩浆的成分反演岩石形成过程，而且可以利用循环晶追索深部岩浆房的信息，利用残留晶提取源区的信息。在后一种情况下，岩浆缓慢固结（如深成岩），所有外来晶体都可能被溶蚀，灰浆将转变为一种新的岩浆，这时利用全岩化学将不能揭示最后一个外来晶体消失之前的所有岩浆演化历史。据此，Zellmer等提出了岩浆系统成熟度的概念[35]。从热力学平衡的角度来看，岩浆系统的成熟度可以理解为岩浆系统趋向于服从吉布斯相律的程度。岩浆系统越偏离吉布斯相律，其成熟度就越低，反之则越高。由此可见，无论是哪一种情况，都不能简单地利用全岩化学来再造岩石形成过程，而必须有其他证据约束。

3白马铁钛氧化物矿床的再解释

无论从哪个角度来看，由数值岩石学得出的认识都存在多解性。为了得出更符合地质实际的解释，就必须引入其他方面的独立证据。四川攀西地区白马铁钛氧化物矿床可以作为一个典型实例。该矿床是攀西地区4个超大型铁钛氧化物矿床之一，近年来引起了广泛关注。但是，前人主要运用数值岩石学方法讨论了矿床成因，因而许多认识尚存在瑕疵：对于白马岩体中硅酸盐矿物与铁钛氧化物之间显著的δ57Fe值区别，Chen 等将Fe同位素分馏归咎于分离结晶作用和固相线下再平衡[36]，而Liu等则认为是它们分别结晶自两个不混溶富Si液体和富Fe液体的证据[37]；Liu等发现橄榄石中存在多相包裹体（主要为钛磁铁矿和钛铁矿，含少量磷灰石、角闪石、金云母和磁黄铁矿），将其解释为液体不混溶的产物[38]，而Pang等则将攀枝花岩体中的类似包裹体（主要为钛磁铁矿和钛铁矿，某些包裹体含有角闪石+黑云母±氟磷灰石）解释为铁钛氧化物在岩浆演化早期结晶的证据，并将包裹体中的含水矿物解释为捕获流体与橄榄石主晶反应的产物，将矿体成因归咎为铁钛氧化物堆晶作用[39]；Zhang等主张白马岩体形成于富铁岩浆的多脉动补给[15]，Pang等则主张攀枝花岩体的补给岩浆具有更原始的性质[39]。假定所有研究人员的观测证据都是可信的，出现类似矛盾就应当归咎于限定条件的不足。据此，有必要以白马矿床为例讨论如何引入地质学、岩石学和矿物学证据对数值岩石学认识进行约束。

3.1岩石地球化学

按照流行的数值岩石学方法阐明攀西地区白马岩体的分布特征。将前人分析结果投在氧化物Mg#图解（图6）上，可以看出高Mg#值和低Mg#值区间（二者分界约为45）的投点具有不同的分布趋势：①在SiO2Mg#图解中，投点总体呈线性分布，但在高Mg#值区间，SiO2含量随Mg#值的减少而缓慢减少，而在低Mg#值区间，SiO2含量随Mg#值的减少而急剧降低；②在TiO2Mg#图解中，样品投点显示3个线性趋势均为TiO2含量随Mg#值的减少而增加，但是趋势线在高Mg#值区的斜率较平缓，而在低Mg#值区较陡，且在不同TiO2含量水平上平行分布；③在Al2O3Mg#图解中，Al2O3含量在高Mg#值区随Mg#值的减少缓慢增加，而在低Mg#值区则随Mg#值的减少而急剧减少，但投点较分散；④在Fe2OT3Mg#图解中，Fe2OT3含量总体显示随Mg#值的减少而增加，但在高Mg#值区斜率较缓，而在低Mg#值区斜率较陡；⑤在MnOMg#图解中，投点也较分散，但依然可识别出高Mg#值区MnO含量随Mg#值的降低而增加的特点，且在Mg#值约为40时，MnO含量变化几乎与Mg#值无关；⑥在MgOMg#图解中，投点更为分散，分布规律不明显；

⑦在CaOMg#图解中，投点分布趋势与SiO2Mg#图解类似；⑧在Na2OMg#图解中，投点分布趋势则与Al2O3Mg#图解类似；⑨在K2OMg#图解中，投点分布趋势不明显，总体在较低K2O含量水平上，个别样品具有高K2O含量（大于5%）；⑩在P2O5Mg#图解中，投点分布趋势与K2OMg#图解类似。此外，图6也展示了多相包裹体均一化玻璃的成分投点。这些投点总体上散布在高Mg#值区，没有显示明显的规律性。特别是在TiO2Mg#图解和P2O5Mg#图解中，投点位置变化幅度很大。将Zhang等的MELTS模拟结果[15]投在这些图解上，多数元素的分布趋势都与分离结晶模型不一致，表明图6中的投点分布特征难以用单一的岩浆过程解释，暗示白马岩体具有复杂的成岩成矿过程。

从图7可以看出：TiO2、Fe2OT3、MnO、MgO含量随着SiO2含量的增加而减少，Al2O3、CaO、Na2O含量随着SiO2含量的增加而增加；Fe2OT3SiO2图解中的投点具有最好的线性趋势，其次是TiO2SiO2和CaOSiO2图解；Al2O3SiO2、MnOSiO2、MgOSiO2、Na2OSiO2图解中的投点较分散；而K2OSiO2、P2O5SiO2图解中投点的位置则基本上与SiO2含量不相关，总体维持在低K2O、P2O5含量水平上。与图6类似，图7中多相包裹体均一化玻璃的成分投点也很分散，且P2O5、TiO2含量显示了大幅度变化。

综上所述，图6、7都显示了样品投点主要呈线性分布趋势的特点。按照数值岩石学准则，这些样品似乎主要形成于岩浆混合作用。将Zhang等的MELTS模拟结果[15]投在相应图解上，绝大部分氧化物的投点分布趋势与预期的趋势不符，低压（1.5 kbar）液体血统线尤其如此。然而，这样的认识与岩体中良好的韵律性层理和常见堆晶岩的现象明显不符。由于这两种现象都被认为是分离结晶作用的有力证据，所以岩浆混合作用机制也不太现实。由此可见，图6、7展示的投点分布趋势存在多解性，还需要其他证据的约束。尽管如此，由于多相包裹体均一化玻璃的成分投点分布规律性不明显，基本可以排除液体不混溶过程的显著意义。在Al2O3CaO图解[6（k）]中，不混溶液体对[40]的投点与白马岩体分布趋势明显不符。此外，白马岩体的成分特征也表明其不是幔源原生岩浆固结的产物，不需要考虑部分熔融机制的可能性。

1为全岩分析结果（引自文献[15]、[41]和[42]）；2为MELTS模拟结果（5 kbar）；3为MELTS模拟结果（1.5 kbar）；4为斜长石晶体中多相包裹体的均一化玻璃成分（引自文献[43]）；5为单斜辉石；6为橄榄石；7为斜长石；8为铁钛氧化物；黑方框为富铁熔体，白方框为富硅熔体；SI、M、S、I为实验初始成分；细实线为C&G液体血统线；T&C和J&G为液体血统线（引自文献[40]）

1为全岩分析结果（引自文献[15]、[41]和[42]）；2为MELTS模拟结果（5 kbar）；3为MELTS模拟结果（1.5 kbar）；4为斜长石晶体中多相包裹体的均一化玻璃成分（引自文献[43]）；5为单斜辉石；6为橄榄石；7为斜长石；8为铁钛氧化物

需要注意的是，为了检验液体不混溶过程的现实性，文献[43]引用了Charlier等的实验相图，将分析结果投在Charlier等的实验图解[40]中，大量投点落在两液体区，似乎表明存在液体不混溶的可能性（图8）。据此，Liu等认为多相包裹体为液体不混溶机制的有力证据[43]。但是，他们给出的均一化温度约为1 180 ℃，远高于实验得出的最高液体不混溶温度（约1 020 ℃）。此外，熔融玻璃的Mg#值最大为72.9，最小为28.6，平均为59.62，而实验样品Mg#值最大为36，最小为29。这意味着岩浆冷却到发生不混溶之前就已经固结。特别是熔融玻璃的投点大多落在一液体区而不是不混溶曲线上，意味着即使岩漿可以冷却到较低温度，大多数样品也不会发生不混溶过程。因此，不混溶模型是不现实的，除非岩浆先发生分离结晶作用。将Zhang等的MELTS模拟结果[15]投在图8上，在岩浆温度达到1 129 ℃[图8（a）]和1 100 ℃[图8（b）]时，熔体成分投在不混溶曲线附近。换句话说，液体不混溶过程只能发生在较低温度条件下。如果是这样，所产生的不混溶液体能否聚集在一起将是一个问题。邱一冉等提出镁铁质岩浆固结晚期的确可以产生富铁钛氧化物和黑云母组分的熔体，但这些熔体的数量很少（约3%），且分散在长石和单斜辉石之间[44]。据此，笔者不认为液体不混溶是白马矿床的一种合理成矿机制。

3.2矿物学约束

实际上，氧化物Mg#图解（图6）在设计上就已经考虑到了投点分布趋势的矿物学约束，因为镁铁质岩浆往往是镁铁质矿物先结晶，且后者的Mg#值随温度的下降而减小。将攀西地区白马岩体4类矿物的平均成分投在相应图解（图6）上可以看出：在高Mg#值区，橄榄石对SiO2、Al2O3、Fe2OT3、MnO、CaO、Na2O、K2O和P2O5分布趋势的贡献都不大，但对TiO2和MgO分布趋势有所贡献，但更像是与单斜辉石共同起作用；在低Mg#值区，橄榄石对任何氧化物的投点分布趋势都没有贡献。单斜辉石的平均成分投点在SiO2Mg#、TiO2Mg#、Fe2OT3Mg#、MnOMg#、MgOMg#、Na2OMg#图解中都分布在趋势线的高Mg#值端点附近，但在Al2O3Mg#、CaOMg#图解中偏离较大；在低Mg#值区，单斜辉石似乎对TiO2分布趋势有贡献，但对其他元素的投点分布趋势贡献不明显。斜长石似乎对任何氧化物投点分布趋势都没有明显贡献，而铁钛氧化物则仅对Fe2OT3有潜在的贡献。在Al2O3CaO图解中，斜长石平均成分落在高Al2O3样品的投点趋势线上，似乎表明了斜长石的控制作用。但是，其他矿物对投点分布趋势的贡献不明显。不过，考虑到投点较为分散，斜长石与单斜辉石的联合似乎可以更合理地解释投点分布趋势。特别需要注意的是，在Al2O3CaO图解中，投点的分布趋势似乎与Zhang等模拟的变异趋势[15]吻合。在TiO2Fe2OT3图解中，高Fe2OT3区域（Fe2OT3含量大于30%）的两个趋势可以认为分别受控于钛铁矿和钛磁铁矿，而低Fe2OT3区域的投点趋势则受控于斜长石和单斜辉石。由此可见，如果采纳分离结晶机制，主要涉及的相可能是单斜辉石，橄榄石、斜长石、铁钛氧化物在分离结晶过程中的作用都可以被排除。

在哈克图解中，斜长石和单斜辉石落在TiO2、Fe2OT3和MnO分布趋势线上（图7）。Al2O3、MgO、CaO和Na2O分布趋势可以由斜长石和单斜辉石的联合分离结晶作用来解释。但是，橄榄石和铁钛氧化物似乎对任何投点分布趋势都没有显著贡献。如果是这样，Liu等关于橄榄石先于斜长石结晶的认识[41]可能是一种误解，他们所观察到的橄榄石可能属于循环晶。

需要注意的是，这里仅利用了平均矿物成分约束，而不是其成分变化范围，也没有援引成因矿物学研究资料，因此，这样的矿物学约束是不完整的。尽管如此，由于引入了平均矿物成分约束，成功排除了橄榄石和铁钛氧化物分离结晶作用对成岩成矿过程的控制，深化了对样品投点分布趋势的认识。

虚线表示平均成分；数据引自文献[15]

3.3地质学约束

将分析结果按照样品空间位置投图是考虑岩体地质学约束的方法之一。Zhang等详细报道了剖面样品的取样水平高度[15]。将氧化物含量对采样高度投图（图9），可以提取从图6、7所不能提取的成因信息。随着相对高程的变化，各种氧化物含量强烈改变（图9），这与攀西地区白马岩体中发育韵律性火成层理的观察结果相符。总体来看，氧化物含量随高程变化具有两种分布样式：SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O、P2O5含量呈反S型，其余氧化物含量呈S型。这种分布样式似乎可以与封闭系统的分离结晶过程相对应[25]。理想情况下，由于镁铁质矿物的沉降和长英质矿物、残余贫镁铁质组分的熔体上浮，侵入体的下部应当富集镁铁质组分而贫长英质组分；相反地，上部则富集长英质组分而贫镁铁质组分。投点分布样式与这种理论预期一致。如果是这样，橄榄石、单斜辉石和铁钛氧化物应当是岩浆演化早期结晶的矿物。但是，所有氧化物平均含量都偏离侵入体冷凝边的相应氧化物含量，暗示白马岩体属于开放的岩浆房，仍包含岩浆混合作用的要素。从这个角度来说，Zhang等的模型[15]似乎是合理的，即深部富镁岩浆分离结晶作用产生的富铁岩浆不断输入白马岩体，并在浅部岩浆房中经历岩浆混合作用、分离结晶作用和铁钛氧化物堆晶作用。

根据Zhang等的研究结果[15]，白马岩体的富铁岩浆源自苦橄质岩浆在5 kbar条件下的分离结晶作用。在斜长石开始晶出之前，岩浆已经分离出61%的橄榄石+单斜辉石+斜方辉石和富铬尖晶石[14]。此后，进化岩浆上升到1.5 kbar的深度水平，并在那里继续发生分离结晶作用，依次晶出富铬钛磁铁矿（温度为1 164 ℃）、斜长石（1 149 ℃）、橄榄石（1 145 ℃）、钛磁铁矿（1 143 ℃）和单斜辉石（1 129 ℃）。但是，斜長石、橄榄石和钛磁铁矿的初始晶出温度非常接近（平均为1 146 ℃），是共结的标志。富铬钛磁铁矿的结晶温度比这一共结温度高约20 ℃。如果矿石通过堆晶作用形成，矿石矿物应当主要为富铬钛磁铁矿。然而，根据Zhang等提供的分析结果[15]，矿石矿物主要为钛磁铁矿。如果矿石是分离结晶的产物，发生堆晶作用的应当是与橄榄石和斜长石共结的钛磁铁矿。由此可见，该模型是有瑕疵的，与前面的分析相矛盾。

该模型的关键缺陷则是难以得到物理过程的支持。根据Zhang等提供的数据[15]，钛磁铁矿开始结晶时，熔体的密度已经升高到2.84 g·cm-3，根据Diordano公式[12]估算的熔体黏度升高到5.28 Pa·s。假定铁钛氧化物的密度为4.37 g·cm-3[15]，其晶体生长到0.1 mm即开始沉降，根据斯托克定律，晶体沉降速度为0.063 1 cm·s-1。按照这一沉降速度，铁钛氧化物从700 m高程沉降到400 m高程只需要5.5 d，相应地橄榄石沉降300 m需要16.8 d，斜长石上浮300 m需要42.1 d。据此可以认为，分离结晶作用成矿模型是可能的。但是，根据Zhang等的研究结果[15]，苦橄质岩浆的密度为2.82 g·cm-3，根据Diordano公式[12]估算的熔体黏度为074 Pa·s。当岩浆冷却到1 185 ℃时（斜长石晶出之前），岩浆的密度为2.90 g·cm-3[15]，根据Diordano公式[12]估算的熔体黏度为5.23 Pa·s。很难想象为什么密度和黏度更大的岩浆反而可以上升到1.5 kbar的深度水平上。由此可见，尽管许多证据都似乎表明分离结晶模型是合理的，但考虑到岩浆上升的驱动机制，该模型的缺陷依然是明显的。

特别是白马岩体中常见厘米级韵律层，且矿体的分布不均一（图9），难以用简单分离结晶模型来解释。从图6、7可以看出，低压分离结晶的模拟液体血统线大部分与样品投点分布趋势不符，表明这个模型依然存在缺陷。

3.4岩石学约束

分离结晶作用和岩浆混合作用对于白马岩体的成岩成矿过程看来都是重要的，但是即便同时考虑这两种岩浆过程的效应，依然存在不可克服的矛盾，即富铁岩浆的上升机制和韵律性层理的成因。因此，必须进一步考虑其他约束证据。

图件引自文献[15]

前面所有讨论都是建立在理想系统的基础上，无论是封闭系统还是开放系统。在这样的前提下，白马岩体的所有物质都被假定来自一个平衡热力学系统。由于缺乏成因矿物学证据，这样的假设前提并未得到证实或否定。作为一种弥补措施，可以引入岩石结构证据作为进一步约束的条件。理论上，在一个平衡系统中，组成矿物之间应当具有稳定的结构关系。考虑到开放系统和较快速冷却的特点，至少有两种矿物呈平衡结构关系。但是，白马岩体中的矿石特征（图10）展示的结构关系表明，无论是在主矿石中还是在浸染状矿石中，都不存在自形的橄榄石、辉石、斜长石和铁钛氧化物晶体。在主矿石[图10（a）]中的造岩矿物主要为橄榄石和单斜辉石，只有少量斜长石。这些造岩矿物的晶体均具有港湾状或浑圆形边缘，暗示了造岩矿物与矿石矿物之间的热力学不平衡。矿石矿物则充填于造岩矿物粒间，形成海绵陨铁结构。此外，尽管造岩矿物主要呈单晶体颗粒存在，局部依然可见由两个或两个以上晶体组成的颗粒。这种结构关系表明，矿石矿物形成于造岩矿物结晶之后。在浸染状矿石[图10（b）]中，斜长石明显较多，且造岩矿物之间常常相互接触，构成半自形粒状结构。有一个橄榄石颗粒被包裹在斜长石中[图10（b）左上角]，可以作为橄榄石先于斜长石结晶[41]的有利证据。铁钛氧化物晶体被包含在斜长石晶体中，可以作为其先于斜长石结晶或形成于液体不混溶的证据。但是与铁钛氧化物接触时，斜长石颗粒具有形态多变的溶蚀边缘[图10（b）左下角]，暗示了铁钛氧化物与斜长石之间的热力学不平衡。

由于所有造岩矿物都与矿石矿物呈热力学不平衡，所以成矿作用必然发生在成岩作用之后。换句话说，白马岩浆成矿系统可以划分为岩浆子系统和成矿子系统，这两个子系统的相互作用产生了白马大型铁钛氧化物矿床。为了进一步阐明成矿过程，先对热力学不平衡的原因进行分析，其基本解是造岩矿物结晶后进入到了一种新的环境。因此，不平衡结构的产生可能基于以下3个模型：①“矿浆”下涌模型；②富矿岩浆上涌模型或Zhang等的模型；③富矿流体上涌模型。“矿浆”下涌模型曾经用来解释红格铁钛氧化物矿床的成因[45]，其缺点是难以解释粒间熔体的去向。此外，由图10可见，成矿作用发生时造岩矿物之间已经具有稳定的结构关系，仅凭“矿浆”的重力难以产生足够大的张力，因而缺乏“矿浆”下涌的通道。富矿岩浆上涌模型有可能解决这一难题，前提条件是下伏岩浆房中有足够大的岩浆内压力。但是，富矿岩浆中含有大量硅酸盐物质，铁钛氧化物沉淀之后残余硅酸盐物质的去向也是一个问题。白马岩体具有很好的层状结构，未见明显的竖直岩浆通道（图10）。由此可见，“矿浆”下涌模型和富矿岩浆上涌模型都与地质证据不符，因此，富矿流体上涌模型可能是一个较合理的选项。已有的研究表明，挥发分流体的存在可以显著压制斜长石的结晶。实验表明：在“干”拉斑玄武质岩浆中，斜长石先于单斜辉石结晶；而在“湿”拉斑玄武质岩浆中，斜长石晚于单斜辉石结晶[46]。反过来，如果向已晶出斜长石和辉石的岩浆中输入流体，则可以导致斜长石被首先吸回，如果这一过程持续发生，单斜辉石和橄榄石也会依次被吸回。硅酸盐矿物的溶蚀会改变流体的溶度积，从而导致铁钛氧化物的沉淀，同时将溶解物向上传输。这种成矿机制可称为溶解沉淀机制，与不相容元素（K、P）富集在岩体上部的特征（图9）一致。根据富矿流体上涌模型，从浸染状矿石到海绵陨铁状矿石的转变就可以理解为溶解沉淀过程不断增强的结果。

显然，富矿流体上涌模型可以更合理地解释白马岩体的观察结果。如果与Zhang等的模型[15]结合在一起，就可以说原生苦橄质岩浆在深部岩浆房中经分离结晶作用产生了富铁熔体，流体或熔体流体流上升过程中萃取了其中的成矿金属，并将其攜带到白马岩体中。含矿流体在溶解硅酸盐矿物和减压相分离过程中卸载了成矿金属，同时向上排出贫矿流体。白马岩体顶部常见的富角闪石细脉可能就是这种贫矿流体排气作用的产物。但是，由于不清楚图10样品的采样位置，上述认识依然有待进一步证据的约束。

4透岩浆流体成矿模型

数值岩石学是一种有效的工作方法，但需要得到地质学、岩石学和矿物学证据的约束。图6、7都揭示了分离结晶作用和岩浆混合作用的重要意义。但是，由于缺乏第三方证据的约束，这样的认识难以令人信服，所以逐渐引入了地质学、岩石学和矿物学约束，最终得到深部分离结晶+含矿流体上涌模型。尽管该模型依然需要进一步的约束条件，但可以解释更多的观察事实。对于之前提出的争议问题，Fe同位素的差异可以解释为岩浆子系统和流体子系统的不同，多相包裹体可以解释为液体不混合（合二不为一），而不是不混溶（一分为二），富铁岩浆上升的驱动力可以归咎为流体的加入。关于铁钛氧化物结晶于岩浆演化早期的判断[39]则完全是一个错误的认识，在列出的所有证据中都没有铁钛氧化物分离结晶的证据。

简要地说，深部分离结晶+含矿流体上涌模型就是透岩浆流体成矿模型。笔者及合作者在长英质岩浆成矿系统研究过程中提出了透岩浆流体成矿理论，现在看来该理论也适应于镁铁质岩浆成矿系统。究其原因，可能是该理论以物理过程为切入点，理论上所有的成矿系统都涉及成矿物质的输运和聚集，系统的化学性质可以改变成矿金属和金属组合，也可以改变物理参数的取值，但不会改变物理过程的基本驱动机制。因此，将透岩浆流体成矿理论用于镁铁质岩浆成矿系统时，成矿作用的样式将有所改变。

已有一些实验支持透岩浆流体成矿模型。Matveev等通过浮选实验提出，豆状铬铁矿可以通过流体泡的搬运过程产生[7]。假定铬铁矿在岩浆温度下降过程中首先结晶，且结晶过程释放的流体形成流体泡向上运动；由于硅酸盐矿物和氧化物的亲湿性不同，流体泡将可以在上升过程中不断收集铬铁矿晶体；携带铬铁矿集合体的流体泡消失之后，铬铁矿豆状体就在岩浆中下沉，聚集成铁矿石。Mungall等通过实验提出了类似的模型[8]，但他們的模型用来解释硫化物熔体而不是金属矿物的上升机制。上述两种模型的共同之处是强调流体泡搬运成矿金属的能力，类似于工业上的浮选工艺，可称为浮选模型。Martin则通过变温实验提出透过岩浆活动的流体可以萃取其中的易溶组分[9]。即使纯H2O流体透过岩浆向上运动，也可以从中萃取大量的K、Na、Al、Si和Fe；据此，AMCG岩套（Anorthosite、Mangerite、Charnockite、Granite）中的A型花岗岩和正长岩的形成可能与透岩浆流体过程有关[9]。Blundy等认为斑岩型铜矿床的成因模型存在一个难解之谜：Cu的输运要求氧化环境，而铜矿物的沉淀则需要还原环境[10]。据此，他们用高温高压实验模拟了富硫气体卤水相互作用，进而提出铜富集最初涉及富金属的岩浆高盐液体或卤水，后者来自在浅部地壳经过数十到数千年组装产生的大型岩浆侵入体；随后，堆积卤水与下伏镁铁质岩浆中短期爆发出来的富硫气体发生反应，触发了硫化物矿石的沉淀[10]。这两个模型都涉及流体的溶解度，可以成为溶解度模型。显然，无论是浮选模型还是溶解度模型，都涉及流体透过岩浆活动。尽管研究人员没有使用透岩浆流体这一术语，但他们描述的过程与罗照华等的描述[47]非常类似。除了Blundy等强调了短期爆发[10]之外，其他研究人员都没有涉及岩浆相关成矿系统行为的复杂性改变。

一个岩浆系统可以具有多个深部岩浆房，每个岩浆房的结晶残余都可以富含流体（图4）；由于流体中Fe溶解度与压力呈正相关关系[48]，深部岩浆房中的残余流体必然也是富Fe、Ti氧化物组分的流体。因此，当深部岩浆房中的流体进入上覆岩浆房时，流体的减压膨胀属性导致骨牌效应：从下到上岩浆房依次开启并释放其中的残余流体，汇聚成一股强大的上升流体流。一旦这种流体遭遇半固结的先存镁铁质层状侵入体，就可以使岩浆重新液化和分异：先存晶体被溶解或熔化（斜长石→辉石→橄榄石），同时堆积铁钛氧化物。因此，铁钛氧化物可与橄榄石、辉石、斜长石及其任意组合形成矿石。由于橄榄石和辉石较难以溶解或熔化，它们在岩浆重新液化过程中将趋于沉淀，使得镁铁质层状岩体下部富集镁铁质矿物，而上部则富集长英质矿物和强不相容元素（如P）。此外，流体输入可大幅降低岩浆的黏度，有利于全岩浆房对流和流动分异作用。一旦对流过程停止，每一个岩浆分层中的流体都会趋于上升，而密度或粒径较大的晶体趋于下沉。这一过程有利于进一步修饰全岩浆房对流期间产生的分层性质，可能是韵律性层理产生的主要机制。从这个角度来说，含矿流体输入导致了岩浆分异，而不是岩浆分异产生了含矿流体。

透岩浆流体模型的重要疑点之一在于岩浆型矿床中往往缺乏强烈的热液蚀变现象。基于长英质岩浆相关矿床的研究，研究人员普遍认识到热液蚀变现象是成矿系统中存在流体的证据。但是，热液蚀变矿物的稳定温度很低（低于500 ℃），由于镁铁质岩浆的固相线温度远高于这个温度，在典型热液蚀变矿物稳定之前，流体有可能已经大部分逃移，所以侵入体内只有少量挥发分可以被保留到较低温度阶段，并导致热液蚀变现象。正如Norton等指出的那样，Skaergaard岩体的大部分历史都与流体平衡，岩体中罕见热液蚀变现象可能是因为在岩体温度下降到500 ℃之前挥发分就已经逃逸[49]。当前，流体存在的其他证据不断被强调，如次生单斜辉石、高An斜长石、爆破角砾岩、伟晶岩等。由此可见，岩浆型矿床中并不是不存在流体活动的证据，而是这些证据尚未被大多数研究人员认识到。

5结语

笔者在长期的教学和科研工作中深刻认识到理解岩浆系统物理过程的重要性。正如Marsh所述，岩浆过程本质上是可以得到化学扶持的物理过程，而不是相反。由此可见，理解岩浆系统的物理过程具有头等重要的意义。但是当前多数研究人员都没有涉及物理过程，或者仅仅利用化学参数套用某些物理过程。由于地质环境的千差万别，任何物理过程都可能受到不同的物理参数约束，从而展现出不同的化学记录。但是，物理过程的基本样式不会改变，这也是基于长英质岩浆成矿系统提出的透岩浆流体成矿理论同样适应于镁铁质岩浆成矿系统的根源。

对于白马岩体来说，由于前人没有注意到硅酸盐矿物与矿石矿物的不平衡，导致了证据链的断裂，进而导致了成因模型的缺憾；同时也应当看到，数值岩石学是一种强有力的工具，也是当前定量化研究最有效的方法。但是，仅仅依赖数值岩石学不可能建立一个完整的地质模型，必须得到更多地质证据的约束。以四川攀西地区白马岩体为例初步讨论了综合分析的方法，希望对读者有益。同时，由于所利用的资料来自前人的文献，各种约束尚不完全。读者参考本文内容时，要特别注意这一点。总之，撰写本文的目的主要是强调：数值岩石学必须得到地质学、岩石学和矿物学证据的约束，从而逐步深化认识，切实解决所面对的科学问题。同时，也提请读者关注火成岩理论的研究进展，教科书的内容仅适应于入门教学，不能作为深入研究的依据。

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