第6讲岩浆演化

1、相图在岩石学的应用相图在岩石学的应用一、相率和相平衡一、相率和相平衡相率是表示物理化学系统中各相间平衡关系的基本规律，它表示相率是表示物理化学系统中各相间平衡关系的基本规律，它表示了平衡体系中自由度了平衡体系中自由度(f)、相数、相数(P)和独立组分数（和独立组分数（C）之间的关系。）之间的关系。用公式表示为；用公式表示为； f=C+2-P 自由度是指体系中的可变因素如温度、压力或浓度的数目，这自由度是指体系中的可变因素如温度、压力或浓度的数目，这些因素在一定范围内任意改变，不引起相的改变；独立组分数是些因素在一定范围内任意改变，不引起相的改变；独立组分数是指能足以构成平衡体系中各相所需要的最

2、少组分的数目；相是指指能足以构成平衡体系中各相所需要的最少组分的数目；相是指任一聚集态内部的物理和化学性质均匀的部分，可以用机械方法任一聚集态内部的物理和化学性质均匀的部分，可以用机械方法将其分开。将其分开。 式中的式中的2指影响平衡体系的外界因素，这里只考虑了环境温度指影响平衡体系的外界因素，这里只考虑了环境温度和压力。岩浆就位后，环境压力固定，如果体系中没有组分的加和压力。岩浆就位后，环境压力固定，如果体系中没有组分的加入或带出入或带出(封闭体系封闭体系)，则影响体系平衡的外界温度只有温度，此时，则影响体系平衡的外界温度只有温度，此时相率公式为：相率公式为： f=C+1-P二、二元共结系二

3、、二元共结系是一个是一个DiAn二元共结系相图。二元共结系相图。该相图被两条液相线（该相图被两条液相线（AE、BE、一条固相线、一条固相线(FG)和一个共结和一个共结点点(E)分为分为4个区。个区。对于具有对于具有X1成分的成分的岩浆，当温度降到位岩浆，当温度降到位于液相线之上时，只于液相线之上时，只有单一的液相存在，有单一的液相存在，因此因此P1，所以，所以f=2。此时温度和浓度均可此时温度和浓度均可在一定的范围内独立在一定的范围内独立变化而不引起相数的变化而不引起相数的变化。变化。X1X2X3LAn+LBAEFGtTtDiAnTe127013911556020406080100Di+LDi

4、+AnsT当温度降到液相线时，此时出现液相和晶出的固相当温度降到液相线时，此时出现液相和晶出的固相(透辉石透辉石)共共存，因为存，因为P2，所以，所以f1。即体系中要保持固相和液相的平衡，。即体系中要保持固相和液相的平衡，温度和浓度只有一个变量可独立变化，另一个变量只能作相应温度和浓度只有一个变量可独立变化，另一个变量只能作相应的变化，如图中随着温度下降到的变化，如图中随着温度下降到T1，晶出的透辉石含量增加，晶出的透辉石含量增加，液相中的透辉石浓度较低，温度和浓度沿液相线轨迹向共结点液相中的透辉石浓度较低，温度和浓度沿液相线轨迹向共结点方向变化，此时残余岩浆的成分变化至方向变化，此时残余岩浆

5、的成分变化至s点，点，晶体晶体/液体液体os/ot温度继续下降至温度继续下降至Te时，时，液相组成到达共结点液相组成到达共结点E，此时因液相中钙长石浓此时因液相中钙长石浓度增加，开始出现钙长度增加，开始出现钙长石，体系中出现石，体系中出现An+Di+液相液相3个相，个相，P3，f=0，要维持平衡，要维持平衡，温度和浓度均不能改变，温度和浓度均不能改变，直至液相完全结晶，温直至液相完全结晶，温度才能继续下降，最终度才能继续下降，最终进入固相区进入固相区X1X2X3LAn+LBAEFGtTtDiAnTe127013911556020406080100Di+LDi+AnsTo不同不同PH2O下下An

6、-Di二元系相图二元系相图三、二元固溶体系三、二元固溶体系钠长石钠长石斜长石是钙长石与钠长石斜长石是钙长石与钠长石的二元连续固溶体系列，的二元连续固溶体系列，在快速结晶的不平衡条件在快速结晶的不平衡条件下，当下，当X组分的岩浆下降组分的岩浆下降至至a时，开始结晶出时，开始结晶出b的斜的斜长石长石(An高高)，温度下降至，温度下降至c时，先结晶出的时，先结晶出的b组分的组分的斜长石来不及与熔体发生斜长石来不及与熔体发生反应达到新的平衡，而直反应达到新的平衡，而直接在残余晶体周围晶出成接在残余晶体周围晶出成分为分为d的斜长石，这样可的斜长石，这样可形成具正环带结构的斜长形成具正环带结构的斜长石石四

7、、二元近结系相图四、二元近结系相图可解释反应边的成因可解释反应边的成因第十章第十章 岩浆的起源和演化岩浆的起源和演化1、概念：、概念： 原生岩浆原生岩浆：直接由地幔或地壳全部或部分熔融产生的岩浆。：直接由地幔或地壳全部或部分熔融产生的岩浆。 从源区产生后，没有经过成分的改变，而直接上升到地从源区产生后，没有经过成分的改变，而直接上升到地表，在上升过程中，既无分异，也无混合或同化混染。表，在上升过程中，既无分异，也无混合或同化混染。演化岩浆演化岩浆：由原生岩浆演化而形成的岩浆：由原生岩浆演化而形成的岩浆母岩浆母岩浆：能够通过各种作用：能够通过各种作用(分异、同化、混染分异、同化、混染)产生派生岩

8、产生派生岩浆的独立的液态岩浆。浆的独立的液态岩浆。 它既可以是原生岩浆，也可以是演化岩浆。它既可以是原生岩浆，也可以是演化岩浆。派生岩浆派生岩浆：由母岩浆派生出来的岩浆。：由母岩浆派生出来的岩浆。一、原生岩浆一、原生岩浆(primary magma)概述概述2、岩浆起源、岩浆起源位置：位置：a.固体地幔；固体地幔；b.俯冲带；俯冲带；c.陆壳陆壳产生条件：产生条件：a.局部地温的升高局部地温的升高(地幔对流、俯冲能、造山运动地幔对流、俯冲能、造山运动) b. 断裂引起的压力突降，可以诱发熔融；断裂引起的压力突降，可以诱发熔融； c. 挥发份的存在挥发份的存在(特别是水特别是水)，降低岩石的固相

9、线，降低岩石的固相线3、地幔中岩浆的起源、地幔中岩浆的起源类型：玄武岩浆、碧玄岩浆、霞石岩浆、苦橄岩浆、类型：玄武岩浆、碧玄岩浆、霞石岩浆、苦橄岩浆、 科马提岩浆、金伯利岩浆、碳酸岩岩浆科马提岩浆、金伯利岩浆、碳酸岩岩浆部位：大多数产生于软流圈上部，部分来源于下地幔部位：大多数产生于软流圈上部，部分来源于下地幔 (hotspot-type)4、俯冲带岩浆的起源、俯冲带岩浆的起源位置：俯冲洋壳、楔性区、陆壳位置：俯冲洋壳、楔性区、陆壳类型：类型：a.俯冲洋壳：由于脱水，产生含俯冲洋壳：由于脱水，产生含Si高的流体，高的流体， 可以产生可以产生“ 安山岩浆安山岩浆 ” b.楔性区：从靠近大洋的岛弧

10、拉斑玄武岩楔性区：从靠近大洋的岛弧拉斑玄武岩(TH)， 向大陆向大陆K增高，变成碱性岩浆增高，变成碱性岩浆 c.陆壳：陆壳：I型花岗岩型花岗岩5、地壳中岩浆的起源、地壳中岩浆的起源类型：花岗岩浆：地壳深熔是产生花岗岩的主要机类型：花岗岩浆：地壳深熔是产生花岗岩的主要机 制，不排除一些小的岩体由其它机制形成。制，不排除一些小的岩体由其它机制形成。?600 km400200 kmContinental CrustOceanic CrustLithospheric MantleSub-lithospheric MantleSource of Melts1534672二、岩浆演化二、岩浆演化(The

11、evolution of magma)自然界岩浆岩类型多种多样，岩浆岩多样性原因？自然界岩浆岩类型多种多样，岩浆岩多样性原因？岩浆的起源岩浆的起源原生岩浆的多样性原生岩浆的多样性岩浆的演化岩浆的演化 进化岩浆的多样性进化岩浆的多样性岩浆演化主要通过以下作用：分异、同化混染、混合作用岩浆演化主要通过以下作用：分异、同化混染、混合作用三、岩浆分异作用三、岩浆分异作用1、结晶分异作用：是指由于岩浆中结晶的固相物质的分、结晶分异作用：是指由于岩浆中结晶的固相物质的分 离而使残余岩浆成分发生变化的作用。离而使残余岩浆成分发生变化的作用。 造成晶体从岩浆中分离的原因有晶体的流动分异、重力造成晶体从岩浆中分

12、离的原因有晶体的流动分异、重力分异和双扩散对流。分异和双扩散对流。(1)流动分异：流动分异： 流动分异作用流动分异作用:在有晶体在有晶体的岩浆中，由于流速的变化，的岩浆中，由于流速的变化，晶体能远离四壁向中心集中，晶体能远离四壁向中心集中，这种分离过程称为流动分异作这种分离过程称为流动分异作用。用。 例如：某地苦橄岩的岩墙中，例如：某地苦橄岩的岩墙中，中央为含大量橄榄石的苦橄岩，而中央为含大量橄榄石的苦橄岩，而边缘为辉长岩、苏长岩，岩墙从边边缘为辉长岩、苏长岩，岩墙从边部到中心，橄榄石的粒度、含量、部到中心，橄榄石的粒度、含量、Fo值都增高。可以认为早晶出的橄值都增高。可以认为早晶出的橄榄石在

13、岩浆流动时远离边缘而向中榄石在岩浆流动时远离边缘而向中心集中。心集中。(2)重力分异重力分异 重力沉降作用是结晶分异的最简单的情况。岩浆中晶体的重重力沉降作用是结晶分异的最简单的情况。岩浆中晶体的重力沉降分异，需要克服岩浆对晶体的浮力和与岩浆之间的粘滞力沉降分异，需要克服岩浆对晶体的浮力和与岩浆之间的粘滞摩擦力以及岩浆上升速度。因此，晶体能否从岩浆中沉降分异，摩擦力以及岩浆上升速度。因此，晶体能否从岩浆中沉降分异，取决于晶体与岩浆的密度差取决于晶体与岩浆的密度差() 、晶体直径、晶体直径(B)的大小和岩浆的的大小和岩浆的粘度粘度()。当岩浆中晶体的含量不高时，晶体在岩浆中的下沉速。当岩浆中晶体

14、的含量不高时，晶体在岩浆中的下沉速度可用斯托克斯定律来计算度可用斯托克斯定律来计算 Vs=gB2/18(3)双扩散对流边界层分异作用双扩散对流边界层分异作用 岩浆房中原来均一的岩浆由于顶部和底部侧壁和中岩浆房中原来均一的岩浆由于顶部和底部侧壁和中心冷却速度的不同会形成温度梯度，岩浆房内组分的扩散、心冷却速度的不同会形成温度梯度，岩浆房内组分的扩散、不均匀的晶体结晶分离及与围岩的同化混染作用，可形成不均匀的晶体结晶分离及与围岩的同化混染作用，可形成成分梯度，在这两种梯度的作用下，可导致岩浆房中出现成分梯度，在这两种梯度的作用下，可导致岩浆房中出现密度倒置现象，而产生重力失稳，形成对流。密度倒置现

15、象，而产生重力失稳，形成对流。 模式：岩浆房顶部冷却速度较底部快，由于冷却和结晶模式：岩浆房顶部冷却速度较底部快，由于冷却和结晶作用使岩浆的密度增加，冷的、重的岩浆由于重力的作用作用使岩浆的密度增加，冷的、重的岩浆由于重力的作用下沉，下部热的低密度岩浆则由于浮力上升，从而产生对下沉，下部热的低密度岩浆则由于浮力上升，从而产生对流。下降到底部的岩浆因结晶潜热及下部热源的的作用，流。下降到底部的岩浆因结晶潜热及下部热源的的作用，又可转变为热的低密度岩浆对流上升，形成对流环流。又可转变为热的低密度岩浆对流上升，形成对流环流。 双扩散对流产生的分离结晶作用有以下几种不同的情况：双扩散对流产生的分离结晶

16、作用有以下几种不同的情况： 岩浆房中存在重力稳定的密度梯度和由下向上降低的正常岩浆房中存在重力稳定的密度梯度和由下向上降低的正常温度梯度。随着温度的下降，岩浆由上向下逐步冷却，首先在温度梯度。随着温度的下降，岩浆由上向下逐步冷却，首先在岩浆房顶部出现密度倒置，产生对流层，随后向下可产生多个岩浆房顶部出现密度倒置，产生对流层，随后向下可产生多个类似的对流层，而使岩浆房变为具多个对流层单元的层状岩浆类似的对流层，而使岩浆房变为具多个对流层单元的层状岩浆房，在没有晶体分离的情况下，也可实现岩浆成分的分异。房，在没有晶体分离的情况下，也可实现岩浆成分的分异。 在分离结晶的情况下，晶体可在每个对流单元层

17、下部富集，在分离结晶的情况下，晶体可在每个对流单元层下部富集，形成层理、韵律层理构造。形成层理、韵律层理构造。 该模式可较好的解释一些层状侵入体的成因，亦有人用来解该模式可较好的解释一些层状侵入体的成因，亦有人用来解释火山碎屑流堆积物在剖面上的成分变化，认为也是层状岩浆释火山碎屑流堆积物在剖面上的成分变化，认为也是层状岩浆房喷发的结果。房喷发的结果。层状对流层状对流岩浆房中岩浆房中的分异作的分异作用用对流岩浆房的侧壁结晶分异作用对流岩浆房的侧壁结晶分异作用 在柱状岩浆房中，岩浆向侧壁围岩的热传导损失是岩浆冷却的在柱状岩浆房中，岩浆向侧壁围岩的热传导损失是岩浆冷却的主要原因，因此会形成由岩浆房中

18、心向边缘温度降低的温度梯度，主要原因，因此会形成由岩浆房中心向边缘温度降低的温度梯度，其结果是，自侧壁至岩浆房中心受多种不同因素的影响形成密度其结果是，自侧壁至岩浆房中心受多种不同因素的影响形成密度梯度，并导致与对流相伴生的侧壁结晶分异作用。梯度，并导致与对流相伴生的侧壁结晶分异作用。这些因素是这些因素是:(1)岩浆密度随温度的降低而增加岩浆密度随温度的降低而增加(2)因温度梯度驱动的组分扩散作用，可使岩浆中的高熔点组分因温度梯度驱动的组分扩散作用，可使岩浆中的高熔点组分 (Mg、Fe、Ca、Ti)向岩浆房边缘扩散，形成成分梯度向岩浆房边缘扩散，形成成分梯度(可使密可使密 度梯度变陡度梯度变陡

19、)(3)冷却结晶作用可使岩浆的密度冷却结晶作用可使岩浆的密度(分异密度分异密度)发生变化，可加剧或发生变化，可加剧或 减缓密度梯度减缓密度梯度(4)岩浆房边缘岩浆同化混染围岩组分可使岩浆的密度发生变化，岩浆房边缘岩浆同化混染围岩组分可使岩浆的密度发生变化，并加剧结晶作用的进行，在岩浆房侧壁处晶出的矿物将随下降流并加剧结晶作用的进行，在岩浆房侧壁处晶出的矿物将随下降流一起搬运到岩浆房底部，当复合沉淀条件时，可沉淀在岩浆房底一起搬运到岩浆房底部，当复合沉淀条件时，可沉淀在岩浆房底部。部。2、由扩散产生的分异、由扩散产生的分异 扩散作用是指在驱动力的作用下物质扩散作用是指在驱动力的作用下物质(原子、

20、离子、分原子、离子、分子子)的转移过程。岩浆中物质的扩散有两种驱动力：的转移过程。岩浆中物质的扩散有两种驱动力： 一、是元素在岩浆中的浓度梯度或化学位梯度一、是元素在岩浆中的浓度梯度或化学位梯度(C/x或或/ x) 二、是温度梯度二、是温度梯度(Y/ x)。 扩散系数扩散系数D(m2/s-1)是表述元素扩散能力的常数，用费克第是表述元素扩散能力的常数，用费克第一定律表述：一定律表述：JD C/ x J:扩散物质的通量，扩散物质的通量，C元素浓度，元素浓度，x扩散距离扩散距离 实际求解时，由费克第二定律实际求解时，由费克第二定律 C/ tD 2C/ x2 扩散系数与温度的关系可用阿累尼乌斯方程表

21、述扩散系数与温度的关系可用阿累尼乌斯方程表述 DD0 exp( Q/RT ) D0指数前因子，指数前因子，Q扩散活化能，扩散活化能，R气体常数气体常数扩散作用在岩浆分异中的意义扩散作用在岩浆分异中的意义1、在有效的时间内元素的扩散距离、在有效的时间内元素的扩散距离2、由岩浆的冷却速度决定的有效扩散时间。、由岩浆的冷却速度决定的有效扩散时间。计算表明：计算表明： 在在1400K时玄武质岩浆中镁铁组分的扩散系数约为时玄武质岩浆中镁铁组分的扩散系数约为109cm2/s。一个宽。一个宽2m的岩墙，扩散系数的岩墙，扩散系数D为为1010cm2/s的某元素，的某元素，如果中心浓度为如果中心浓度为90，边部

22、为，边部为10，那么需，那么需1Ma的时间才能的时间才能通过扩散使中心的浓度降至通过扩散使中心的浓度降至73。 可见元素的扩散是一个十分缓慢的过程。可见元素的扩散是一个十分缓慢的过程。 另外，岩浆与围岩的温度差使岩浆不断通过向围岩的热传另外，岩浆与围岩的温度差使岩浆不断通过向围岩的热传导作用降温，冷却速度除受岩体的大小和温度梯度的控制导作用降温，冷却速度除受岩体的大小和温度梯度的控制外，还与围岩的热导率有关，而一般围岩的热导率比岩浆外，还与围岩的热导率有关，而一般围岩的热导率比岩浆中元素的扩散系数大中元素的扩散系数大810个数量级。个数量级。下述情况下扩散会产生重要影响：下述情况下扩散会产生重

23、要影响：1、岩浆房边部的结晶作用，致使岩浆中高熔点组、岩浆房边部的结晶作用，致使岩浆中高熔点组分的浓度降低，与岩体中心形成浓度梯度，后者则分的浓度降低，与岩体中心形成浓度梯度，后者则驱动高熔点组分向低温区扩散，最终导致岩体边部驱动高熔点组分向低温区扩散，最终导致岩体边部暗色组分的富集；暗色组分的富集；2、层状对流岩浆房中，由于上下对流层之间存在、层状对流岩浆房中，由于上下对流层之间存在明显的成分差异和温度梯度，成分扩散仅需通过两明显的成分差异和温度梯度，成分扩散仅需通过两对流层之间很薄的边界层即可，而层内的对流作用，对流层之间很薄的边界层即可，而层内的对流作用，可以加速组分的迁移，使边界层处的

24、扩散作用得以可以加速组分的迁移，使边界层处的扩散作用得以持续进行，从而导致明显的扩散分异持续进行，从而导致明显的扩散分异四、岩浆混合作用四、岩浆混合作用 岩浆混合作用既是再造新生岩浆又是开放体系下岩浆演岩浆混合作用既是再造新生岩浆又是开放体系下岩浆演化的重要岩浆作用，因而它已成为岩浆多元性和火成岩多样化的重要岩浆作用，因而它已成为岩浆多元性和火成岩多样性的重要因素。性的重要因素。 混合岩浆的端元岩浆多为混合岩浆的端元岩浆多为镁铁质镁铁质和和长英质长英质成份，其中镁成份，其中镁铁质岩浆多来自地幔，而长英质岩浆的源区则是地壳，而且铁质岩浆多来自地幔，而长英质岩浆的源区则是地壳，而且它有时还是热的镁

25、铁质岩浆作用于地壳部分熔融形成。它有时还是热的镁铁质岩浆作用于地壳部分熔融形成。 岩浆混合作用可能存在三种情况：岩浆混合作用可能存在三种情况：1、密度较大的玄武质岩浆在下地壳中形成底垫，并导致上、密度较大的玄武质岩浆在下地壳中形成底垫，并导致上覆下地壳岩石部分熔融形成密度较小的花岗质岩浆。如果下覆下地壳岩石部分熔融形成密度较小的花岗质岩浆。如果下部高密度岩浆的结晶作用和挥发份出溶部高密度岩浆的结晶作用和挥发份出溶(变成含水体系变成含水体系)，可，可以使岩浆的密度降低，从而打破对流分层的格局，导致整个以使岩浆的密度降低，从而打破对流分层的格局，导致整个岩浆房的对流，产生不同岩浆成分之间的混合作用

26、。岩浆房的对流，产生不同岩浆成分之间的混合作用。2、机械混合、机械混合密度大的镁铁质岩浆若快速注入长英质岩浆房，便可形密度大的镁铁质岩浆若快速注入长英质岩浆房，便可形成成喷泉式喷泉式的岩浆混合，其条件是喷泉内的岩浆流动完全的岩浆混合，其条件是喷泉内的岩浆流动完全是湍流，且流入的速度（是湍流，且流入的速度（）满足关系式）满足关系式 d/2kd为裂隙宽度，为裂隙宽度，2是长英质岩浆的动力学粘度，是长英质岩浆的动力学粘度，k为常数，为常数，若喷泉内流的雷诺数（若喷泉内流的雷诺数（Re1）大于）大于400则内流为湍流。则内流为湍流。若若d/270，将发生完全混合，形成均一岩浆混合岩，将发生完全混合，形

27、成均一岩浆混合岩若若d/270，将发生部分混合，形成非均一的岩浆混合，将发生部分混合，形成非均一的岩浆混合岩。在这里，岩。在这里，d/2=Q/2 Re1=Q/2其中其中1和和2分别是注入的镁铁质岩浆和岩浆房内长英质岩分别是注入的镁铁质岩浆和岩浆房内长英质岩浆的动力学粘度，浆的动力学粘度，Q由下式给定：由下式给定：Q=(g)/(f1)1/2d3/2 式中式中g是重力加速度，是重力加速度，是地壳与注入岩浆之间的密度是地壳与注入岩浆之间的密度差，差，f是与火山通道壁粗糙程度有关的摩擦系数（常定为是与火山通道壁粗糙程度有关的摩擦系数（常定为0.03），），1是注入岩浆的密度。经计算，若裂隙宽度大于是注

28、入岩浆的密度。经计算，若裂隙宽度大于3m时，注入岩浆即为湍流；若裂隙宽度超过时，注入岩浆即为湍流；若裂隙宽度超过20-30m时则会时则会发生完全的岩浆混合。发生完全的岩浆混合。 这种混合往往以机械混合作用为主，这是因为玄武质这种混合往往以机械混合作用为主，这是因为玄武质岩浆与花岗质岩浆的液相线温度相差很大，当热的玄武质岩浆与花岗质岩浆的液相线温度相差很大，当热的玄武质岩浆侵入到冷的花岗质岩浆中时，会在两端元岩浆达到化岩浆侵入到冷的花岗质岩浆中时，会在两端元岩浆达到化学平衡前快速淬火固结，使得扩散作用控制的物质交换作学平衡前快速淬火固结，使得扩散作用控制的物质交换作用无法进行。因此常可在混合产物

29、中见到用无法进行。因此常可在混合产物中见到玄武质的岩浆团玄武质的岩浆团块块，有时还可出现玄武质岩浆快速冷却形成的，有时还可出现玄武质岩浆快速冷却形成的枕状构造枕状构造，混合较彻底时可形成混合较彻底时可形成混成包体混成包体(如某些微粒或细粒闪长岩包如某些微粒或细粒闪长岩包体体)。 3、岩浆房中密度分层的岩浆可在火山通道中发生混合。、岩浆房中密度分层的岩浆可在火山通道中发生混合。混合程度取决于火山通道直径大小、通道中岩浆的抽取速混合程度取决于火山通道直径大小、通道中岩浆的抽取速度度(上升速度上升速度)和两液相的粘度比。产生混合的必要条件是和两液相的粘度比。产生混合的必要条件是岩浆房出口处的抽取速度

30、能够克服维持两岩浆层之间水平岩浆房出口处的抽取速度能够克服维持两岩浆层之间水平界面的浮力，岩浆上升的贯力和岩浆的粘滞力的共同作用界面的浮力，岩浆上升的贯力和岩浆的粘滞力的共同作用可使相邻岩浆层同时进入通道而产生混合。可使相邻岩浆层同时进入通道而产生混合。岩浆混合作用识别标志：岩浆混合作用识别标志：1、在酸性岩中见基性端元的岩石团块、微粒包体；、在酸性岩中见基性端元的岩石团块、微粒包体；2、酸性端元的熔岩中见明显流变特征的基性端元熔岩条带；、酸性端元的熔岩中见明显流变特征的基性端元熔岩条带；3、酸性端元中见基性端元的岩墙及其边缘的机械混合带和成、酸性端元中见基性端元的岩墙及其边缘的机械混合带和成 分过渡带；分过渡带；4、矿物间明显的不平衡，如成分差别较大的斜长石共存、矿、矿物间明显的不平衡，如成分差别较大的斜长石共存、矿 物间的交代结构发育。物间的交代结构发育。五、同化混染作用五、同化混染作用1、概念：、概念： 指岩浆熔化了围岩与捕掳体，或者与围岩发生反应，而指岩浆熔化了围岩与捕掳体，或者与围岩发生反应，而使岩浆成分发生改变称为同化混染作用。经同化混染后的岩使岩浆成分发生改变称为同化混染作用。经同化混染后的岩浆称为混染岩浆。浆称为