實驗均證實矽酸鹽和硫化物液體的不混溶，並進一步揭示了熔離的發生既可以是由於溫度的降低，亦可以是由於氧逸度的升高，或者是由於二者的同時作用。但須指出的是，這兩個體係均與天然基性岩漿的熔離作用有不小差別。天然岩漿熔離礦床中，由熔離生成的硫化物液體結晶作用最後得到的礦物組合是磁黃鐵礦和磁鐵礦，而不是隕硫鐵和方鐵礦。這說明天然基性岩漿熔離過程比實驗體係要複雜些，氧逸度亦高些，可惜，直到現在尚未有更接近天然岩漿熔離過程的實驗資料。
在前人實驗的基礎上，通過比較和類推，推導出一個輝長岩-磁鐵礦-磁黃鐵礦三元係相圖，他認為用這個圖解釋岩漿熔離成礦更合適些，除了存在矽酸鹽、磁鐵礦和磁黃鐵礦三個初晶區、三個二元共結點，及一個三元共結點外，還存在一個廣泛的兩液相不混溶區，設有一個含少量硫化物的輝長岩岩漿開始結晶，則根據岩漿氧逸度（用磁鐵礦與輝長岩之比的比值表示）的不同可能有三種不同的結晶路線：
成分在附近的岩漿（磁鐵礦與輝長岩的比值小，表示氧逸度低）冷卻到液相麵時開始析出矽酸鹽，隨矽酸鹽的折出，熔體的成分點逐漸由3移向二液相不混溶線上的點1上，這時矽酸鹽熔體中的硫化物已達到飽和繼續冷卻結晶則均一的熔體開始分離為兩種互不混溶的液體，一是成分為點1的矽酸鹽熔體，另一是成分為點2的硫化物溶液，之後矽酸鹽和硫化物同時結晶，兩液體的成分點也分別由自由點1變到點3和由點2變到點4當點3的矽酸鹽液體消耗盡時，矽酸鹽礦物隻能從硫化物液體中結晶出來，於是硫化物液體的成分由點4變到5，這時開始晶出磁鐵礦，直到液體成分最後達到三元共結點?處。這裏矽酸鹽與磁鐵礦、磁黃鐵礦一起結晶，直至熔體完全固結。
如果岩漿的原始成分相當於，即磁鐵礦對輝長岩比值較大，氧逸度較高時，則在岩漿冷卻過程中將不出現兩不混溶液相區，而是先結晶出矽酸鹽或磁鐵礦再同時晶出，最後在共結，直至結晶完畢，在自然界，當玄武岩噴出地表時，由於氧逸度突然升高，磁鐵礦就可能首先結晶出來。
以上一些實驗研究尚不能算是十分完善的但實驗結果確實證明了，含硫的基性岩漿由於溫度下降或氧逸度的變化可能發生矽酸鹽和硫化物兩種液體分熔。發生熔離作用的溫度大致為硫化物熔體最後結晶的溫度要低得多。
二、金屬元素的富集
由岩漿熔離作用形成的以硫化物為主要成分的熔體，當說度繼續降低時，最後也發生固結、結晶出硫化物礦物組合或硫化物+氧化物礦物組合。在有利條件下，如原岩漿富含硫及，構造環境適合，就可形成規模和形態不等的塊狀硫化物礦床。
不是所有熔離作用形成的硫化物礦床都富含銅鎳，構成銅鎳礦床。銅鎳都具有較強的對硫的親合性。在地球化學性質上，鎳屬親銅元素，但它比銅有較大的親石性，比銅鐵易取代矽酸鹽中的鎂而，進人矽酸鹽中。因此，岩漿結晶作用發生早（結晶溫度高、不利於銅鎳富集成礦岩漿已部分固結後即使再發生熔離，形成的硫化物熔體亦不會富鎳。隻有基本未固結的岩漿發生熔離，形成的硫化物熔體才會含有較多的鎳和銅，有人推測，若岩漿含有較多的水和堿，則這樣的岩漿就會具有較低的結晶溫度，開始結晶較晚，如果氧逸度升高，這種尚未開始結晶的岩漿發生熔離，形成的硫化物熔體就會富含銅鎳。
硫化物熔體分離出來以後，在硫化物熔體結晶過程中還可能發生銅、鎳的進一步富集。這可以從高溫時，素液相線圖中看出。在塊狀銅鎳礦床形成的早期，硫化物熔體結晶總是從磁黃鐵礦開始，這種結晶作用可以從1000℃以上持續到850℃，由於磁黃鐵礦的晶出，剩餘硫化物熔體中銅就得以富集。在100010的相圖中，與磁黃鐵礦固溶體共存的硫化物熔體（液相區）含銅可高達40%。鎳在剩餘熔體中的富集隻能發生在1000℃以上的結晶過程中，因為1000℃以下晶出的磁黃鐵礦固溶體中鎳的含量比硫化物熔體的含量還高。
曾試圖利用氧逸度和硫逸度資料定量地評價金屬元素在硫化物中的富集問題，他認為，某些金屬元素既能在硫存在時與硫形成金屬硫化物，又能在氧存在時（例如矽酸鹽熔體中的氧）形成氧化物。從矽酸鹽溶體中熔離出來的硫化物熔體一般含3—57%的氧。在這種情況下，一般金屬元素既能在硫化物熔體中參加硫化物礦物，又能在矽酸鹽熔體中形成硫化物。金屬元素在硫化物礦物和氧化物礦物中的分配取決於元素本身的地球化學性質（它們與硫和氧的親合力）以及熔體的氧逸度與硫逸度等。
由上式可知，對一定性質的金屬元素來說，熔體硫逸度越高氧逸度越低，則該元素就越易富集到硫化物中。
可惜，矽酸鹽熔體中氧化物的活度係數是無法弄清楚的，因此用上式來估算金屬元素的分配是十分難實現的，看來，金屬元素的分配問題同樣布待於實驗研究來解決。