如前所述，造山后脉岩组合具有近同时形成、宽成分谱系和小体积的特点。例如，Colorado 高原上的 San Rafael 地区 2 000 多条岩墙 ( 约形成于 3. 7 ～ 4. 6 Ma) 的统计表明，其宽度的对数正态分布平均值为 0. 85 m，大多数小于 2 m，最宽可达 6 m ( Delaney et al.，1997) 。NW Sinai 岩墙群的 SiO2变化范围为 48% ～75% ( El - Sayed，2006) ，西准噶尔为51% ～ 71% ( 齐 进 英，1993; 李 辛 子 等，2004 ) ，S Israel 为 49% ～ 78% ( Katzir et al.，2007) ，东昆仑为 42% ～ 73% ，太行山-燕山地区为 40% ～ 77% ( 罗照华等，2006c) 。此外，这些岩脉经常成群分布在花岗质岩基中，表明脉岩岩浆事件发生在岩基形成之后。所有这些特征表明，不同成分的脉岩之间具有紧密的时空联系: 从时间上来说，它们是近同时形成的; 从空间上来说，它们产出于相同的地质环境。按照前面的阐述，还必须找出它们的热力学联系、运动学联系和动力学联系才能最终解决脉岩的成因问题。
1. 岩石化学特征
岩石的成因系指什么样的元素在何种热力学条件下形成什么样的矿物或矿物组合，以及这些矿物或矿物组合是如何构成岩石的。根据这样的理解，如果企望从岩石化学的角度来阐明岩石成因，则主元素是第一位的。
脉岩主元素含量变化范围很大，在 SiO2含量相近的条件下某些元素的变化率甚至可以达到 90%以上。如图 7 - 1 所示，昆仑山和太行山的造山后脉岩组合投点分布很零散，几乎布满了整个图区。按 Middlemost ( 1994) 的化学成分分类方案，这些脉岩包括辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩、副长石辉长岩、二长辉长岩、二长闪长岩、二长岩、石英二长岩、副长石二长闪长岩、正长岩等十二种岩石类型，既有亚碱性系列，也有碱性系列 ( 图 7 -1a) 。但是，结合地质学和岩石学特征，可以划分出煌斑岩质、玄武质、闪长质、花岗闪长质和花岗质脉岩 5 组 ( 罗照华等，2006c，2008a) 。值得注意的是，每一组脉岩都具有自己独特的成分变异趋势 ( 投点较密集的方向) ，脉岩组之间则不显示任何演化特征 ( 图 7 -1b) 。实际上，即使同组脉岩不同样品之间也不能肯定是否存在演化关系，因为影响火成岩多样性的因素很多 ( 罗照华等，2007b) 。Scarrow 等( 1998) 的研究给出了一个很好的实例，表明了火成岩成因的复杂性。正因为如此，这类脉岩可以认为是多源区近同时低度部分熔融的产物 ( 罗照华等，2006c) 。
图 7 -1 造山后脉岩组合的岩石类型和演化系列( 据罗照华等，2008a)
该文章 ( 罗照华等，2006c) 发表以后，特别是在申请自然科学基金资助的过程中，这种认识引起了广泛的争议: 一部分同行表示支持，少数人坚决反对。为了进一步论证这一命题，作为对比，将西准噶尔、南以色列、西北西奈等地的这类岩墙成分投在图 7 - 1上，发现它们也具有类似的特征，虽然分组情况有所不同。这表明，尽管同组脉岩岩浆之间也许可能存在演化关系 ( 实际上是不确定的) ，组与组之间不能识别出任何合理的演化路径。这暗示区域同时存在几种毫不相关的原生岩浆，是多源区同时发生部分熔融的重要证据 ( 罗照华等，2006c) 。如此广泛的岩性变化不可能是一两种原生岩浆进化的结果。在图7-1b中，清楚地展示了各组脉岩的成分变化趋势，进一步证明了脉岩组之间的非演化关系。例如，煌斑岩中K2O含量随SiO2急剧增加，不能理解为某种矿物或矿物组合的分离结晶作用。
在以SiO2为横坐标的哈克型图解中，也没有显示脉岩组之间的演化关系(图7-2)。顺便提一下，近年来文献中出现了一些对哈克型图解截然相反的议论:一部分作者认为哈克型图解依然是揭示岩石学过程的重要手段(Wilson，1993)，极少数作者提出哈克型图解是多解的或无用的。造成哈克型图解无用论的主要原因是这些作者试图将复杂的地质问题简化为简单的数值关系，没有找到将不同变异图解进行综合分析的路径。因此，重申哈克型图解的基本原理是必要的。众所周知，SiO2是天然硅酸盐岩石中最主要的造岩氧化物，也是造岩矿物的基本构成，任何组分的加入或带出都会导致体系SiO2含量的明显变化。另一方面，不同造岩矿物中的SiO2含量变化很大，它们的加入或带出将引起不同的SiO2响应。因此，结合可能的矿物成分变化，可以利用不同元素或元素组合相对于SiO2的变化规律来探索导致岩浆成分变化的原因。
图7-2 氮化物-SiO2变异图解(数据来源见图7-1)
以煌斑岩中K2O含量对SiO2的变化关系(图7-1b)为例，其SiO2变化幅度大约为3，K2O变化幅度大约为2，变异趋势线的斜率为2/3，其线性方程为K2O=2SiO2/3-27.5。在可能的造岩矿物中，没有哪一种矿物的分离结晶作用可以导致这样的成分变异趋势。如富镁橄榄石(Fo90，w(SiO2)=40.87%)的分离，当岩浆的SiO2含量从45%增加到48%时，K2O含量只增加到4.32%，比预定的4.5%小0.18%(图7-3)。由此可见，即使发生富镁橄榄石的分离结晶作用，也不可能导致煌斑岩中K2O和SiO2的这种变异关系。看来，K2O的急剧变化可能主要与富钾流体有关，哈克型图解是有确定岩石成因意义的。
但是，有时仅凭一个元素的变异趋势或一个矿物的成分很难识别它的确切含义，通常需要多元素图解的综合分析。例如，在图7-2中，CaO，MgO含量随SiO2下降，这在中基性岩部分似乎意味着橄榄石和辉石的分离结晶作用，在中酸性岩部分则可能受控于角闪石(需要比岩浆中更多的MgO和CaO含量)。但是，这些矿物的分离结晶将会造成残余岩浆中TFeO的富集，图中没有观察到TFeO含量随SiO2含量增加而增加的趋势，说明这种推测是不成立的。此外，图7-2中还表现出TiO2含量随SiO2含量增加而减小的趋势;Al2O3和Na2O含量先是随SiO2含量增加而增加，然后是减小。注意到在同样SiO2含量范围内所有元素的含量都具有很大变化范围这一点是重要的，特别是像Na这样的亲流体元素，表明现有岩石成因模型不能解释这样的元素变异关系，或者说不能有效建立不同样品和脉岩组之间的热力学联系。由此，与其建立一个很复杂的岩石成因模型，还不如将它们都看做是原生-近原生岩浆固结的产物。
图7-3 分离结晶作用元素变异趋势计算图解
图7-4 氧化物-Mg#变异图解(数据来源Junggar见图7-1)
以Mg#为横坐标的变异图解(图7-4)也没有显示AFC过程的重要意义，进一步证实了上述结论。例如，NW Sinai岩墙群按TiO2含量可以分成3群，没有证据表明它们之间为演化关系。特别需要注意的是K2O(图7-1)和Na2O(图7-2，图7-4)的含量变化，似乎主要受流体的作用有关，没有哪一种造岩矿物或矿物组合可以造成这样的成分变异趋势。例如，部分读者可能会想到钛铁氧化物的分离结晶作用可以加快K2O含量的增加速率。但是，磁铁矿发生分离时，其导致的SiO2含量增加速率要远远大于K2O。
2.痕量元素地球化学
与主元素不同的是，某些痕量元素(强不相容元素)的行为近似于不受任何矿物相的控制，只与流体的性质有关;另一些元素(强相容元素)在某个矿物相中的固/液分配系数要比其他矿物相大得多，其地球化学行为具有紧密的相关系。此外，痕量元素最基本的地球化学行为是符合稀溶液定律(赵振华，1997)。因此，痕量元素的地球化学行为具有更强的可预测性，对于某些地质过程的再造，其效果明显优于主元素，因而常常用来反演火成岩的源区和岩浆起源与演化过程。
对于东昆仑和太行山-燕山地区的脉岩来说，其稀土元素含量变化范围也很大，5组脉岩的REE总量分别为505～194ppm(平均346ppm)，377～79ppm(平均197ppm)，281～72ppm(平均153ppm)，462～18ppm(平均169ppm)和298～40ppm(平均145ppm)。随着SiO2含量的增加，REE总量有规律地减少，但在w(SiO2)=62%处有一个突然的增加。尽管分配形式均为向右倾斜型(图7-5)，w(SiO2)<55%时，稀土元素分配形式为向右陡倾斜(图7-5a，b)，并且太行山-燕山地区的脉岩比昆仑地区的脉岩斜率更大，这可能暗示脉岩是源区岩石低度部分熔融(<5%)的产物，太行山-燕山地区的部分熔融程度更低，岩浆发生的深度更大。SiO2含量介于55%～60%时，分配曲线斜率趋缓，样品与球粒陨石REE比值大多介于10～100之间，且个别样品出现不太明显的负Eu异常(图7-5c)。对于SiO2含量大于62%的样品来说，总体上随着SiO2的增加负Eu异常越来越明显(图7-5d，e)，这似乎证明了斜长石分离结晶作用的贡献。但是，如果岩浆发生分离结晶作用，由于稀土元素的亲流体特性，残余岩浆中的REE含量将会增加而不是减少。看来，稀土元素的这种分布特征与发生部分熔融的深度有关，即具有明显负Eu异常的脉岩起源于小于45km的深度(斜长石稳定区，Patino Douce et al.，1998)。
图7-5 组合脉岩的稀土元素球粒陨石标准化分布样式
因此，从稀土元素的分布特征来说，也可以排除分离结晶作用等过程对脉岩成分变化的贡献。相反，图7-5f可用来说明大多数脉岩是源区岩石不同程度部分熔融形成的原生岩浆固结的产物(罗照华等，2003，2006c)。如果这种认识是正确的，假如同类岩石的源区成分大致相同，那么太行山-燕山地区的脉岩就是比昆仑地区更低熔融的产物。
图 7 -6 各组脉岩的 MORB 标准化蛛网图
在痕量元素蛛网图中 ( 图 7 - 6) ，Sm 及其左边的所有元素在大多数样品中都大大高于 MORB，并具有变化的 Ti，P，Nb，Ta 谷。一个明显的特点是太行山-燕山地区普遍具有 Ba 峰，而昆仑地区则具有 Ba 谷和 Rb，Th 峰，这是这两个造山带最明显的区别。比照华北克拉通内部 ( INC) 痕量元素丰度 ( Gao et al.，1998) ，第1 组样品除 Y，Yb 丰度与 INC 相近外，其余元素的丰度都明显高于 INC，且具有较大的 Sr，Ba，Ce，Sm 峰和较小的 Nb，Ta，Zr，Hf 谷，没有出现 Ti 谷 ( 图 7 -6a) ; 第 2 组样品开始部分出现不太明显的 Ti 谷，Nb，Ta 谷较明显，部分出现 P 谷 ( 图 7 - 6b) ; 第 3 组样品的 Nb，Ta谷最明显，Ti 谷越来越清晰，部分样品中 Zr，P 谷也清晰可见，Y 和 Yb 丰度大于 INC( 图 7 - 6c) ; 第 4 组样品的痕量元素丰度与 INC 基本相当，但太行山-燕山地区 Nb，Ta，Ti 谷较小，昆仑地区 Ba，P，Ti 谷较深，多数样品 Y 和 Yb 丰度大于 INC，少量样品小于 INC ( 图 7 -6d) ; 第 5 组样品具有最深的 Ba，P，Ti 谷，Y 和 Yb 丰度大于或小于INC ( 图 7 - 6e) 。
由此可见，与主元素类似，痕量元素也揭示了脉岩成分的分组特点，以及地区性的差别。痕量元素的分布特征也不支持不同成分的脉岩具有同源演化或岩浆混合的解释 ( 图 7- 6f) 。因此，比较合理的解释是脉岩成分的变异主要受源区岩石部分熔融过程的控制，这与根据主元素分析得出的结论是一致的。
3. 岩相学特征
需要说明的是，元素地球化学分析的基础是相平衡和分配系数。任何一种元素，在自然界必然赋存于一个相中，不是矿物相就是流体相或熔浆。据此，地球化学家将相对容易进入矿物相的元素称为相容元素，反之则称为不相容元素，可以根据分配系数的大小来度量元素的相容/不相容程度。然而，由于自然体系中矿物相的多变特点，迄今为止我们尚不是很了解所有元素在各种成分体系的行为。这种特点决定了类似的痕量元素地球化学行为分析必须与其他地质证据相结合。
岩相学证据是最直接的地质证据。如前所述，发生分离结晶作用的前提条件是被分离矿物为近液相线矿物及其与残余熔浆的密度差足够大。这样的矿物要么形成斑晶，要么成为其他矿物的包裹体，很容易从岩相学观察识别。例如，新疆西昆仑克里阳地区的煌斑岩具有斑状结构，斑晶矿物主要为金云母，也可见少量的钛铁氧化物。钛铁氧化物具有较大的密度，在熔浆中发生分离结晶作用是比较容易的。但是，钛铁氧化物的分离必然导致残余岩浆富集 SiO2含量的速度大于富集 K2O 的速度 ( 见图 7 - 3) ，不能企望用钛铁氧化物的分离结晶作用来解释煌斑岩类的成分变异趋势。金云母的分异则更不可能，一方面因为金云母含有比原始岩浆更高的 K2O，它的分离不是造成残余岩浆中 K2O 升高而是降低; 另一方面，金云母含有比原始岩浆更少的 SiO2。此外，金云母的片状形态也不利于分离结晶作用的进行。
类似的岩相学特征很多，如前面谈到的不平衡矿物组合的问题、气孔状构造、不混溶碳酸盐球粒 ( 图 7 -7) ，等等，均表明脉岩是熔浆快速冷却固结的结果。由此可见，研究区的脉岩至少有 5 个可能的源区: 下地壳中性麻粒岩、下地壳基性麻粒岩、榴辉岩相镁铁质岩石、富水流体上地幔橄榄岩和上地幔 “干”橄榄岩，分别对应于花岗质脉岩、花岗闪长质脉岩、闪长质脉岩、煌斑岩质脉岩和玄武质脉岩。这样一来，我们必须面对两个问题: ① 岩石圈总体具有层状结构，什么样的机制可以导致所有这些源区都达到了发生部分熔融的温度? ② 什么样的环境允许不同深度的低熔岩浆同时侵位在地壳浅部?
图 7 -7 克里阳煌斑岩