硅酸盐熔体液态不混溶作用(silicate liquid immiscibility)是岩浆演化的重要方式之一。但是, 现代岩浆岩岩石学建立至今, 学术界对于这一概念从认识、理解到接受可谓一波三折——自20世纪初的新兴(Daly, 1914), 到20世纪20年代遭到了以Bowen为代表的科学家们的质疑(Greig, 1927；Bowen, 1928), 直至上世纪后半叶起又逐步“复兴”(De, 1974；McBirney and Nakamura, 1974；Dixon and Rutherford, 1979；Philpotts, 1979, 1982；Roedder, 1979)。这不仅仅是因为早期测试手段落后且缺少必要的实验验证, 更多情况下是由于岩石学家对于自然样品所传递信息不同程度的忽视所导致的。例如, 月球玄武岩中的不混溶现象就是Roedder(1978)在橄榄石和斜长石中寻找流体包裹体的过程中偶然发现的。笔者认为, 从某种意义上说, 如果把岩浆液态不混溶作用这一理论比作岩浆岩岩石学中的“灰姑娘”, 它长期得不到国内外同行认可的原因就是因为一直没能“穿上”隐藏在自然样品形成过程中的不混溶作用这双“水晶鞋”。近年来, 围绕着岩浆液态不混溶作用的岩相学、地球化学和实验岩石学研究又掀起了新一波的热潮(Thompson et al., 2007；Veksler et al., 2007；Namur et al., 2012；Charlier et al., 2013；Kamenetsky et al., 2013；Veksler and Charlier, 2015；Hou and Veksler, 2015)。有理由相信, 在这一次研究热潮之后, 对于液态不混溶作用在岩浆演化过程中所起到的重要作用将会有更加清晰的认识, 再也不会被忽视。

一般来说, 岩浆液态不混溶作用可以导致: ① 硅酸盐-碳酸盐熔体的分离, 从而形成碳酸岩(Freestone and Hamilton, 1980；Dasgupta et al., 2006)；② Fe-S-C-Si系统的相分离, 尤其是富铁的金属相与硅酸盐熔体的分离, 对地球以及其他类地行星的形成有重要的启示意义(Corgne et al., 2008)；③ 硫化物熔体和硅酸盐熔体的相分离, 可以形成铜镍(钴)硫化物矿床(Naldrett, 1999)等。值得指出的是, 不论是在实验中还是在自然界, 除上述3种液态不混溶作用以外, 更为普遍的是发生在2种硅酸盐熔体(例如富铁玄武质岩浆-富硅流纹质岩浆)之间的液态不混溶作用(Roedder and Weiblen, 1970；Philpotts, 1979；Veksler et al., 2007；Jakobsen et al., 2005, 2011)。本文将主要讨论具有普遍意义的硅酸盐岩浆液态不混溶作用的研究历史和进展, 回顾其理论基础, 包括熔体结构、相平衡、动力学(kinetics)和元素分配以及同位素分馏等, 并在文末以攀枝花层状岩体韵律层最为发育的中部岩相带为例, 揭示液态不混溶作用在韵律层形成过程中的所扮演的重要角色。

1 硅酸盐液态不混溶作用 1.1 原子尺度上的液态不混溶

一般来说, 如果液相之间化学键(离子键、共价键和金属键以及分子间作用力)不同, 则彼此无法混溶。对于硅酸盐熔体, 它基本上是不同组分以共价键和离子键相互作用的产物。因此, 当硅酸盐熔体中出现了以金属键为主(如金属和金属硫化物熔体等)、解离的离子键(如熔融的盐类)或者分子态(如超临界的C-O-H流体)的液相, 则会通过不混溶作用与之分离。不过, 具体到本文讨论的硅酸盐熔体, 两相由同样的化学键组成, 不混溶作用成因则更加复杂, 下面将从熔体结构的角度来探讨不混溶作用发生的本质。

根据对熔体聚合程度(degree of polymerization)的影响, 阳离子可以分为2大类: 网络形成子(network former)和网络修饰子(network modifier)。网络形成子一般离子半径小而价态较高, 因此在熔体结构中, 配位数一般都不大于4。例如四次配位的Si⁴⁺是岩浆中最常见的网络形成子, 其他的还有P⁵⁺, B³⁺和某些微量元素(Ge⁴⁺、Sb³⁺和As³⁺)。网络修饰子一般离子半径要大于87.2 pm(1 pm=0.001 nm), 配位数一般不小于5(Hudon and Baker, 2002), 包括碱金属、碱土金属(但不包括Li⁺, Be²⁺, Mg²⁺)、稀土元素、Th⁴⁺和U⁴⁺等。离子半径大于Si⁴⁺(26 pm)但小于87.2 pm的离子, 属于两性行为离子, 其配位方式既可以是4次配位, 也可以是5次或6次配位, 在岩浆中主要的是Al³⁺, 其他的还包括Li⁺、Be²⁺、Mg²⁺、Mn²⁺、Zn²⁺、Sc³⁺、Ga³⁺、Ti⁴⁺、Zr⁴⁺、Hf⁴⁺、Nb⁵⁺、Ta⁵⁺和某些高场强元素。

SiO₂或者富SiO₂的熔体黏度很高, 如果向其中掺杂一定量的金属氧化物(如网络修饰子)基本都会出现不混溶现象。金属氧化物-SiO₂二元系中, 不混溶域的大小和金属阳离子的电价和离子半径的比值(Z/r, 亦称离子势)密切相关(Hess, 1995)。如果金属元素为碱金属或者碱土金属, 这种效应会更加明显(图 1)。因此, 研究者普遍认为在硅酸盐熔体中发生液态不混溶作用的根本原因是网络修饰子之间的库仑排斥力(Coulombic repulsion；Hess, 1995, 1996；Thompson et al., 2007)。不过也有例外, 当网络修饰子在硅酸盐熔体结构中同时被桥氧(bridging-oxygen；Si-O-Si)和非桥氧(non-bridging oxygen-NBO；Si-O-M)包围时, 这2类氧会“遮蔽”网络修饰子所携带的正电荷。但是, 当桥氧围绕网络修饰子时, 后者会与Si⁴⁺形成更强的共价键, 网络修饰子的正电荷则无法被有效“遮蔽”, 网络修饰子之间的库仑排斥力进而变得更强, 并最终导致不混溶作用的发生。实验表明离子势越高, 这种相分离的发生越容易。对于双性行为离子, 当其为4次配位时, 库仑排斥力则表现不明显, 不会发生液态不混溶作用。

具体到硅酸盐岩浆液态不混溶作用, 多数都发生在岩浆富铁的情况下, 比如富铁玄武岩和流纹岩。因此, 这种液态不混溶作用很可能与铁离子在熔体结构中的特殊性有关。元素周期表中过渡元素列表中第一行除了铁以外的所有元素(Co²⁺、Ni²⁺、Cu²⁺、V³⁺、Cr³⁺), 它们的核外电子排布都比较类似, 在d亚层有5个轨道且均未充满电子, 所以对原子核的遮蔽效果都比较差。因此, 这些过渡元素在金属氧化物-SiO₂二元系中的不混溶域要比根据离子势推测的区域要大, 如果是三价过渡元素(Cr³⁺、V³⁺和Fe³⁺)则不混溶域扩大的效应更加明显(Hudon and Baker, 2002)。

1.2 部分混溶双液系统

在岩浆演化过程中, 部分混溶双液系统的特征是随着温度降低, 单一液相将自发地变成双液相。主要表现为2种液相的溶解度随温度的升高而增加, 以致达到某一温度(最高会溶温度)时, 2种液相组成相同, 形成了单一的液相。继续升温时, 无论成分如何变化, 仅有单相区的存在。从热力学的角度来说, 如果不混溶作用是系统自发过程, 则在这一过程中必然伴随系统吉布斯自由能的降低(James, 1975；Doremus, 1994；Shelby, 2005)。能量-组成变化图(图 2a)显示, 系统组成和能量构成一光滑曲线, 和完全互溶的系统相比, 不混溶系统在曲线上出现一个局部的能量最大值和2个能量低值点, 这2个点就是不混溶两相a和b, 组成分别为L₁和L₂。以这两点为切点的直线与纵轴的交点就是不混溶两相各自的化学势(μ_a和μ_b)。因此, 在a和b点之间的曲线上任意一点的组成在热力学上都是亚稳态的, 它们会倾向于发生液态不混溶, 从而使体系能量降低。此外, 由于L₁和L₂的能量和温度密切相关, 可将能量-组成曲线转换为温度-组成曲线(图 2b), 图中a和b两点之间的曲线被称为双节线(binodal)。一般来说, 这个曲线都是上凸(开口向下)的, 这样的体系又称为最高会溶温度(consolute temperature)部分互溶系统。一个处于a和b之间的单一组成随着温度的降低, 在逐渐接近最高会溶温度的过程中会发生临界现象, 又被称为临界乳光(critical opalescence；图 2b)。物理学的研究表明, 在临界点附近有许多有趣的现象, 样品的许多物理特性, 例如: 比热、压缩率等都有一些奇特的发散现象(Simmons et al., 1970；Simmons and Macedo, 1971；Mazurin and Porai-Koshits, 1984)。此外, 图 2a的曲线ab之间有2个拐点s₁和s₂, 其二阶导数(δ²G/δX²)_{T, P}为0, 在温度-组成图(图 2b)中, 对应2点随着温度的变化曲线即为旋节线(spinodal)。图 2a中s₁和s₂之间的曲线上每一点的二阶导数(δ²G/δX²)_{T, P}均大于0, 因此有局部最大值, 说明系统不稳定, 即任意一点的组成会自发发生液态不混溶来降低系统总能量, 这个能量差值就是发生不混溶作用的驱动力。对于曲线a-s₁和s₂-b来说, 曲线上每个点的二阶导数(δ²G/δX²)_{T, P}均小于0, 因此有局部最小值, 系统相对稳定, 对于这2段曲线上的点, 如果要发生不混溶作用到达稳定的a和b, 则需要能量的涨落或者扰动(fluctuation)来克服势垒(详见下文)。

1.3 稳定态和亚稳定态不混溶

对均一液相来说, 降温除了可能会导致不混溶以外, 更为常见的是导致出现结晶。以玄武质岩浆为例, 系统开始结晶矿物的温度称为液相线温度(liquidus temperature), 在岩浆液相线温度以上出现的不混溶都是稳定的, 而且在双节线和液相线相交时可以出现不混溶两相与矿物晶体的共存(图 3a)。此外, 在液相线以下岩浆处于过冷状态, 也会出现不混溶, 而且随着过冷度的增加, 不混溶的效应愈加明显(图 3b)。但是这种不混溶作用是亚稳态的, 会使系统中不混溶域扩大, 这种现象在多组分的玄武质岩浆系统(图 4)中也比较常见。

1.4 形核能量势垒(nucleation barrier)

现代动力学研究表明, 液态不混溶作用发生相分离的初期还是以形核和生长为主要的作用机制(James, 1975；Mazurin and Porai-Koshits, 1984；Shelby, 2005及其引文), 因此, 要产生不混溶的新相则需要从旧的相中成核。那么新相如何成核以及成核速率的快慢则必然要同时受到系统热力学和动力学条件的制约。目前, 有关不混溶作用发生时的相成核过程还很难定量理解, 只能依据现有的理论进行定性描述。如图 5(图 2a已做介绍)所示, 如果有一个组成为x的熔体, 成分介于a(双节线)和s₁(旋节线)之间, 系统会倾向于通过不混溶作用来形成目标产物——a和b相来达到稳定态。在曲线上, x的切线与b点的自由能差值ΔG就是此时发生相分离的驱动力, 会使其中一个不混溶相的组成向b点移动。不过, 从切点向b点移动的过程中, 是有能量的涨落的, 因此在成核过程中会形成一些成分上类似c的新相。如果要达到b点的组成, 则要克服这个能量障(能量势垒)Δg(图 5), 至少到达d点的组成, 系统才会继续自发生成不混溶的b相。因此, 在b相生成之前出现的不混溶现象在成分上都是不稳定的, 如果有能量的扰动成功克服形核势垒, f相就会在组成上变为b相。此外, 如果初始成分处在s₁和s₂之间(二阶导数大于0；旋节线以内), 在发生不混溶的过程中则不需要克服形核能量势垒。不过即使如此, 在相分离过程中, 动力学的制约作用也是普遍存在的, 因为除了能量势垒, 要想完成相分离还会受到不同元素扩散率和熔体黏度的影响。

2 岩浆液态不混溶作用的实验研究进展 2.1 岩浆演化路径和不混溶作用发生

除了由陨石撞击产生的高温岩浆外, 常见的由地幔(包括地幔柱)或者地壳部分熔融产生的岩浆在离开源区后很快就会开始结晶矿物。因此, 控制残余岩浆成分变化, 即决定岩浆演化路径(liquid line of descent, 下降液体线)的关键因素是发生分离结晶的矿物的种类和含量。一般来说, 对于名义上无水的玄武岩浆体系, 发生液态不混溶作用的先决条件是残余岩浆富铁(FeO>18％～19%, wt.)且没有发生铁氧化物的分离结晶。不过Charlier和Grove(2012)的实验也表明即使有磁铁矿的结晶分离, 即使岩浆铁含量已经开始有所下降, 只要主要岩浆演化路径还在不混溶域内, 不混溶作用就仍然可以发生。因此, 在岩浆演化过程中, 能否发生液态不混溶的关键是岩浆演化路径能否穿过不混溶域(图 6)。例如, 以拉斑玄武岩为初始成分的2个经典实验(Juster et al., 1989；Toplis and Carroll, 1995), 其演化路径都没有穿过这一区域, 因此没有在实验中观察到不混溶现象。此外, 如果玄武质岩浆由于富水(水活度a_H2O=0.1～1；Botcharnikov et al., 2008)而导致氧逸度升高, 在演化过程中, 磁铁矿会成为早期液相线矿物, 这样岩浆演化路径较快地偏向富硅一方也无法穿过不混溶域。

在三元系的相图中, 不混溶域既可以在同结线(cotectic)上, 也可以在“热堤”(或热坝；thermal barrier)上(图 7)。这两种情况会导致液态不混溶作用发生后共轭两相(immiscible conjugate)演化路径出现明显的差别。换句话说, 当液态不混溶作用发生后直到结束, 岩浆演化路径会出现两种情况: 例如, 在Roedder系统(图 4a)中, 不混溶域覆盖部分同结线, 不混溶作用并不会改变岩浆的演化路径, 液相成分可以从Fa-Q同结线开始演化, 液态不混溶作用之后, 虽然两相各自演化, 但是都在生成钾长石的共结点(eutectic point)结束, 可谓“殊途同归”。不过在某些三元系(如CaO-B₂O₃-SiO₂)中, 不混溶域则在“热堤”上。如果在岩浆演化过程中出现这样的情况, 就会导致发生不混溶作用之后的两相彼此之间由于“热堤”的阻拦无法互相演化, 从而各自沿着不同的路径演化。对于玄武岩体系, 尤其是富铁玄武岩-安山岩体系, 在低压环境下演化时, 斜长石一般都为早期的液相线矿物。因此, 斜长石在玄武岩体系中稳定存在时往往会形成“热堤”(例如低压Ol-Cpx-Pl热堤；Yoder and Tilley, 1962), 这样由不混溶作用形成的富铁和富硅会各自演化, 互不干扰, 在富铁和富硅各自的共结点结束演化。不难看出, 这2种演化路径分别与Fenner和Bowen演化趋势非常类似。

如果岩浆演化路径只要穿过不混溶域就会出现液态不混溶现象的话, 那么在自然界应该有很多的实例, 但通常在自然样品的研究过程中又很难从岩相学上识别出液态不混溶现象。主要原因是, 如果不混溶作用在演化过程中发生并在演化结束前消失的话, 那么它只是发挥“隐形”作用, 在演化的最终产物中, 是无法观察到任何不混溶作用的直接岩相学证据的。具体来说, 岩浆液相成分进入不混溶域后, 随着岩浆温度降低和两相中矿物结晶作用的进行, 残余熔体还会离开不混溶域(图 6b), 从而使不混溶两相消失。以伪三元系Qz-Fa-Or为例(图 8), 当液相成分在X点时(铁橄榄石首晶区), 此时铁橄榄石开始不断结晶使残余液相成分进入不混溶域, 然后形成不混溶两液相——富铁的L₁和富硅的L₂。不过富铁相还会继续和铁橄榄石反应, 使两相成分点沿着降温矢分别向着L₁′和L₂′点移动, 而使两相成分彼此接近。直到富硅相的成分点和铁橄榄石的连线穿过初始组分X点时, 所有的富铁相被消耗殆尽, 而此时系统只有单一的富硅相。因此, 当系统完全固结之后, 笔者未观察到任何不混溶作用发生的证据, 但这并不代表液态不混溶作用在岩石形成过程中没有发挥作用。

2.2 不混溶两相之间的元素分配和同位素分馏

前文已介绍液态不混溶作用在原子尺度上和不同离子之间的相互作用力(库仑定律)有关, 而且不混溶两相必须在热力学上是彼此平衡的。因此, 在平衡两相之间的元素分配和不同元素的离子势有关, 即元素分配要遵循能斯特分配定律, 分配系数D_i=C^L_Fe/C^L_Si, 其中C为元素质量, 下标为元素种类, 上标表示不混溶的两相(L_Fe为富铁相, L_Si为富硅相, 下同)。研究表明分配系数的大小和指定元素-SiO₂二元系曲线开口的大小以及最高会溶温度之间存在密切的联系(Hudon and Baker, 2002；Schmidt et al., 2006；Veksler et al., 2006): 双节线向下开口越大(图 1), 最高会溶温度越高(图 9a), 这种元素在富铁相中的分配系数越大。在离子势和分配系数关系的图解上, 只有微量元素Cs、Rb和Sb, 还有主量元素K, Al和Si的分配系数小于1, 即倾向于进入到富硅相中, 其他元素都倾向于进入富铁相。其中Cs和Rb离子势最低, 属于网络修饰子, Sb属于网络形成子(图 9b)。分配系数最大的包括稀土元素和三价过渡元素Cr和V。虽然分配系数的绝对值会随着温度、压力、氧逸度和液相成分的变化而变化, 但不同元素分配系数之间的相对大小不变。

Kyser等(1998)在简单体系K₂O-FeO-Fe₂O₃-Al₂O₃-SiO₂的实验(1180℃, 10⁵ Pa)中发现在不混溶的两相中, 富硅相的 δ¹⁸ O值相对富铁相要高, 出现了氧同位素的分馏。在类似的体系中, 加入了挥发分(水、磷和硫)之后(Lester et al., 2013b), 富硅相的氧同位素值依然高于富铁相, 总体上大约高0.4‰～1‰。铁和镁同位素在不混溶两相之间的分馏效应与氧同位素类似, 都在富硅相中富集重同位素。这说明稳定同位素在不混溶两相之间的分馏很可能和熔体的聚合程度有关, 聚合程度越高(富硅相), 越富集重同位素(Zhu et al., 2015)。

2.3 岩浆不混溶作用发生的动力学过程

实验表明, 在降温过程中, 当熔体成分演化到双节线(双节线以上)附近时淬火会出现成分不均一(微米级的富铁和富硅相共存)的玻璃(图 10a)。而这种现象在自然界也普遍存在, 只是很多时候被研究者直接忽视。例如, 快速冷凝的玄武岩中可见在斑晶斜长石边缘出现有2种成分构成不均一的玻璃, 相对于基质(富铁玄武岩), 一相更富铁, 一相更富硅(图 10b)。如何在动力学上合理的解释这种现象是区分稳定不混溶和亚稳态不混溶的关键。

在过去几十年, 围绕着岩浆不混溶作用发生的动力学过程这一主题, 科学家们完成了大量的实验(Visser and van Groos 1976, 1977；Freestone and Hamilton 1977；Roedder 1978；Veksler et al., 2007, 2008a, 2008b), 但争议依旧。一派观点是认为这种微米级的不均一是在缓慢淬火过程中出现的亚稳态不混溶, 也就是说在淬火前熔体成分是均一的, 只是由于淬火缓慢, 导致过冷状态下出现相分离(图 3), 且淬火温度仍然高于玻璃转化温度, 所以这种不均一现象被保留了下来(Philpotts, 2008)。另一种观点则认为这些不均一的玻璃是稳定的不混溶两相刚刚开始相分离的产物, 由于形核缓慢, 所以形成了两相共存的胶体(emulsion；Veksler et al., 2007)。

实验表明, 只要硅酸盐熔体的组成进入不混溶域, 很快就会出现纳米级的不混溶两相液滴(droplet), 但是随后2种液滴的生长变大则属于Ostwald熟化过程, 即相对小的液滴消失进而使相对大液滴增大(Mazurin and Porai-Koshits, 1984), 这一过程一般会伴随界面自由能γ的降低。在熟化过程中, 理论模拟显示液滴半径r的增大速度和熟化时间的平方根或立方根线性相关(James, 1975)。虽然液滴增大的过程也受熔体过饱和度和扩散率等因素影响, 但是在理论上有一点可以明确, 那就是界面自由能γ越大, 液滴增大的速度就越快。

Veksler等(2010)在简单体系K₂O-FeO-Fe₂O₃-Al₂O₃-SiO₂中测定的不混溶两相之间界面自由能是截至目前针对岩浆体系开展的唯一一组实验, 虽然实验是在空气中进行的, 环境过于氧化, 但依然有重要的参考价值。实验表明, 不混溶两相之间的界面自由能值很低, 只有8～16 mN/m, 甚至低于室温下水和家用食用油之间的界面能(30～50 mN/m)。这说明, 即使不混溶作用产生的两相能够很快成核形成小液滴, 但是它们通过Ostwald熟化生长增大却注定会很慢, 因此不混溶两相共存的胶体可以稳定存在很长时间。例如, 在玄武岩体系的实验中, 由于存在转熔反应(peritectic reaction): 橄榄石+熔体=易变辉石+斜长石+普通辉石。与这4种矿物平衡的液相的成分应该比较均一, 但实际情况远非如此, 其变化范围较大(Veksler, 2009；Namur et al., 2012)。这很可能也是由于不混溶两相分离较慢所导致的。此外, 如果把这个过程放到自然界岩浆房尺度来考虑的话, 那么岩浆不混溶作用在大多数情况下都会产生富铁和富硅相共存的胶体, 但却很难在重力作用下在岩浆房里形成下部的富铁岩浆和上部的富硅岩浆发生(岩浆房尺度的液态不混溶)。这也是全晶质的自然样品(尤其是深成侵入岩)中很难观察到清晰的不混溶作用的岩相学证据的主要原因之一。

2.4 挥发分在岩浆液态不混溶作用中的影响

Lester等(2013a)的实验表明, 在简单体系K₂O-FeO-Fe₂O₃-Al₂O₃-SiO₂±An50中, 在较为氧化的环境下(MH和NNO缓冲剂), 水的加入会导致系统整体液相线温度的降低, 扩大磁铁矿的稳定区域并抑制硅酸盐矿物的结晶, 因此会导致不混溶域在相同氧逸度条件下的扩大, 甚至出现富铁相-富硅相-铁的硫化物的三相不混溶；磷和硫同样可以帮助扩大不混溶域。在磁铁矿-铁橄榄石-流纹岩的多组分系统中, 在100 MPa和1010℃, 较为还原的条件下(FMQ-1.5缓冲剂), 不论水活度怎样变化(a_H2O=0.05～1), 氟饱和的岩浆系统(萤石成为液相线矿物)都会出现明显的不混溶(图 11)。

3 粒间熔体液态不混溶与层状岩体韵律层成因

基于上述背景, 下面以攀枝花岩体为例, 简要分析一下液态不混溶作用在岩体形成过程中可能发挥的重要作用。王坤等(2013)在攀枝花岩体中部带浅色辉长岩磷灰石中发现深色和浅色2类熔融包裹体, 指示了在磷灰石结晶时周围熔体发生了液态不混溶作用, 并通过熔融包裹体均一化和质量平衡计算分别得到富硅和富铁熔融包裹体的平均组成。根据这样的组成, Hou和Veksler(2015)使用常压气氛电炉, 实验验证结果表明富硅和富铁不混溶两相可以稳定存在(图 12a)。在岩浆不混溶作用发生的动力学过程表明, 岩浆房尺度的液态不混溶一般很难出现, 而岩相学观察这些磷灰石结晶比单斜辉石和斜长石都要晚, 因此磷灰石中熔融包裹体记录的是晶粥层中粒间熔体尺度的液态不混溶(图 12b)。液态不混溶出现在这个阶段也和粒间熔体相对更演化有关(图 6)。

在粒间熔体的尺度上, 液态不混溶发生时一开始以出现富硅和富铁小液滴为特征, 但是富硅小液滴由于密度小于粒间熔体, 从而会在浮力作用下向上迁移, 进入到上部以单斜辉石(cpx)-斜长石(plag)-粒间熔体(L)三者为主要组分的体系中(在缓慢降温的深成条件下, 此体系可以看作是平衡的)。富硅的不混溶相, 除了富硅以外, 还富集铝和碱, 因此成分上类似钠长石Ab。这与开放体系的Di-Ab-An三元系非常类似, 在图 12c中, 假设富硅液滴加入之前, 上部晶粥层的总组成相当于m点, 单斜辉石的组成为C₁, 斜长石的组成为P₁, 粒间熔体的组成为L₁。如果富硅液滴进入体系之后, 总组成会从m点向q点移动, 为了“缓冲”系统中加入的硅铝质成分, 富镁铁质的单斜辉石会溶解。当更多Ab成分加入使总组成移动到q点时, 系统中单斜辉石消失殆尽, 只剩下L₁和P₁两相, 如果再继续有富硅熔体进入使总组成移动到r点, 会有L₂和P₂重新平衡。不论总组成在q还是r, 都会导致系统中相对缺失暗色堆晶矿物, 从而导致浅色层的形成。而对于富铁液滴, 不论留在原地还是在重力作用下向下迁移, 伴随着粒间熔体液态不混溶作用的持续进行, 将会导致浅色矿物的消失和暗色层的形成。二者原理类似, 只是m点会在单斜辉石首晶区内(图 12c)。

4 存在问题和今后研究方向

在岩浆岩岩石学研究领域, 虽然越来越多的证据表明液态不混溶作用的发生以及其对岩浆演化路径(liquid line of descent)的重要性, 但是岩浆液态不混溶作用发生的具体机制还存在争议。两种不同密度和黏度的硅酸盐熔体能否在岩浆房中发生大规模的分离还没有得到实验证实, 不过正如本文所述, 小规模的不混溶作用(如粒间熔体尺度)还是比较有说服力的。

岩浆液态不混溶作用的规模不论大小, 由于其可以相对快速地富集某些元素, 所以对于矿床的形成, 尤其是铁、钛、磷等矿床的形成可能有着重要的意义。但值得注意的是在目前的相关研究中, 普遍存在将堆晶(cumulate)和熔体(或液相, liquid或melt)彼此混淆的现象。实际上, 2种成分截然的彼此相邻的堆晶岩石并不代表2种不混溶的熔体。

今后的研究方向可以针对岩石和矿床的形成机制, 集中在不混溶作用发生的诱因, 规模以及相分离等动力学过程。

致谢: 感谢中国地质大学(北京)张招崇教授, 德国汉诺威大学Francois Holtz教授, 德国GFZ波茨坦地球科学研究中心Ilya Veksler博士和比利时列日大学Bernard Charlier研究员长期的支持和指导, 以及匿名审稿人和编辑。