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1.岩浆混合作用是造山带岩中十分普遍的现象
岩浆混合是多种端元、多种物质形式的混合 。根据参与混合物质的性状的不同 ，混合的形式是多种多样的(王涛，2000) 。目前 ，花岗岩中一般所能识别的混合物源(或端元)主要来自地壳和地幔两大端元。
实际上 ，在混合花岗岩(包括环斑花岗岩组合)中，基性和酸性端元分别起源于地幔和地壳的问题已有研究(Hibbard ，1991;Romo ，1991;Salonsaari，1995;Elburg ，1996;Altherr等 ，1999;Vincenzo和Roccho，1999;Lindh ，2001;Lindh等 ，2001) 。众所周知，典型的环斑花岗岩常与铁镁质的岩石在时间和空间上密切共生，构成双峰式(长英质─铁镁质)组合特征(Ramo和Haapala ，1995 ，1996;Haapala和Ramo，1999) 。铁镁质的岩石常位于复式环斑花岗岩的下部 ，有时可见到铁镁质和长英质混合形成的中性岩石 ，同时在岩体的周围可见到辉绿岩墙和流纹岩墙。Nd 、Sr和Pb同位素特征表明该组合中的基性和酸性岩分别起源于地壳和地幔(Romo和Haapala，1995 ，1996) 。
2.环斑花岗岩组合中长英质岩石和铁镁质岩石的岩浆分别起源于不同的源区
环斑花岗岩中基性岩浆和酸性岩浆来自不同源区的认识已被不少学者描述过(Romo和Haapala ，1995，1996;Haapala和Romo ，1999) ，如北美 、委瑞内拉、巴西 、格陵兰南部 、芬兰、瑞典 、俄罗斯 、中国及澳大利亚的环斑花岗岩及有关的岩石Sr同位素初始值(87Sr/86Sr)i平均为0.7087±0.0095(1σ)，显示了它们具起源于地壳的特征 。但是 ，地幔对一些岩体的贡献不能排除。芬诺斯堪的亚、北美 、格陵兰南部 、中国及澳大利亚环斑花岗岩的Nd同位素资料表明 ，不同地区、不同时代的环斑花岗岩成因有一定的差异 。在εNd与年龄图中，不同地区环斑花岗岩的不同成因更加明显 。例如，一些环斑花岗岩是与元古宙地壳有关的 ，一些是与太古宙地壳有关的。芬兰环斑花岗岩位于1.9Ga地壳演化区 ，而苏联karelian环斑花岗岩明显低于1.9Ga地壳演化区，位于元古宙和太古宙的地壳之间 。美国中部 ，澳大利亚(昆士兰西北部)环斑花岗岩的εNd(t)同位素比值显示了明显长期的LREE亏损 。考虑到Nd同位素 ，澳大利亚的环斑花岗岩也出现在太古宙地壳内，且具两个不同的源区(壳源和幔源)。美国的一些花岗岩高εNd值(在1.5Ga时达4.5) ，其源区应是较年轻的亏损地壳。与环斑花岗岩共生的基性岩的(87Sr/86Sr)i=0.703～0.705 ，位于推测的地幔起源线之上 。古元古代地壳杂岩体中铁镁质岩石的εNd初始成分与其共生的长英质岩石差别明显 。例如在芬兰南部19个基性岩的平均εNd(1.64Ga)=－0.2±0.7(1σ)，而酸性岩(22个样)平均εNd=－1.4±0.6(1σ)。格陵兰南部具环斑结构的二长岩及共生的苏长岩的情况也是如此 ，都显示出了该组合中的基性和酸性岩浆起源于不同的源区 。在芬兰的Jaala-Iitti岩脉混合成因的环斑花岗岩中 ，酸性和基性端元的地球化学和同位素的研究也表明，它们分别起源于地壳和地幔两个源区(Salonsaari和Haapala ，1994;Salonsaari ，1995) 。
3.秦岭-昆仑环斑花岗岩是由地幔和地壳两种物质混合而成
岩石学 、矿物学地球化学及同位素地质学表明，秦岭-昆仑环斑花岗岩在形成中有幔源物质的参与，是由来自地幔和地壳两种源区物质混合而成的 ，这种岩浆混合作用是一个构造岩浆旋回地幔基性添加到地壳中 ，由于造山带中花岗岩规模较大，因此 ，岩浆混合作用可以导致一定规模的地壳增生。而这种生长是通过花岗岩浆作用 ，在造山过程中进行的，是一种同造山的大陆地壳生长 。
1.环斑结构成因研究的一些观点
环斑结构是环斑花岗岩所特有的典型结构 ，是鉴别环斑花岗岩的主要标志 ，环斑结构的成因一直是岩石学家感兴趣但仍未能解决的问题之一 。这种特殊的岩石结构自100多年前Sedoholm首次描述以来，一直吸引着人们。目前认为环斑结构的形成主要涉及岩浆演化过程中物理化学条件的改变 ，已提出的可能机制有以下几种:
1)出溶作用(Sylvster ，1962;Key＆Wright，1982;Dempster＆Hotton等 ，1991;Dempster et al. ，1994) 。由于温度的降低，钠质的斜长石从碱性长石中出溶出来，并迁移到碱性长石的边沿形成了环斑结构 。
2)岩浆上升时压力和水含量的变化(Elders ，1968;Whitney ，1975;Stull，1978;Nekvasil ，1991;Eklund＆Shebanov ，1999;Elliott，2001)。压力的很小变化都能改变长石的稳定区域 ，使碱性长石或斜长石分别成为主要的结晶相 ，依次结晶导致长石环斑结构形成 。如压力减小，可引起碱性长石和石英结晶区缩小 ，而斜长石结晶区扩大 ，优先结晶，在碱性长石巨晶边缘形成斜长石外壳 。另外 ，岩浆上升中的排气(去气)作用也能使斜长石的稳定区扩大 ，在碱性长石巨晶边缘结晶形成斜长石外壳(Cherry和Trembath，1978);地幔流体进入到环斑花岗岩岩浆中形成的不混溶作用也能导致环斑结构的出现(Lyakhovich，1992)。此外 ，中国学者也提出了一些成因解释 ，如高钾 、高黏度岩浆中钾长石呈卵球状晶出，被斜长石包围成外环(赵崇贺 ，1964);富钾岩浆同化片麻岩捕虏晶吸附于钾长石外围(葛文春 ，1991)，但最为著名和有代表性的是邓晋福(1987)利用Q-Ab-Or-Ho体系的相图对芬兰环斑花岗岩的解释。
3)岩浆的混合作用和同化混染作用(Wark＆Stimac ，1992;Hibbard ，1981;Bussy，1990;Stimac ＆ Wark ，1992;Salonsaari ，1995) 。Stimac ＆ Wark(1992)以及Wark＆Sti-ma(1992)提出了环斑结构形成的岩浆混合模式，认为岩浆的混合可以导致岩浆成分的改变 ，形成不平衡的环斑结构 ，如芬兰南部的Jaala-Iitti岩体(Salonsaari，1995) 。
由此可见，环斑结构可以有不同的机制形成 ，不同的岩体其环斑结构的成因也可能不同。
以上几种机制从不同的角度说明在岩浆作用过程中 ，由于温度或压力或组分等的改变，破坏了岩浆系统的原有物理化学条件 ，而进入了一种新的物理化学条件 ，从而导致了环斑结构的出现，如出溶作用主要是由于温度的降低 ，钠质的斜长石从钾长石中出溶出来 ，并迁移到钾长石的边沿形成了环斑结构;再如岩浆的混合导致了岩浆成分的改变，形成了不平衡的环斑结构 。因此 ，环斑结构主要反映了岩浆演化及结晶过程中的物理化学条件 。这些机制中哪个在环斑结构中起主要作用 ，还要根据具体的岩体而言。如对芬兰Wiborg岩体的研究，认为该岩体中环斑结构是在温度改变不大 ，而压力有明显改变的条件下形成的(Elliott ，2001);芬兰南部的Jaala-Iitti岩体及其他岩体的环斑结构是岩浆混合的产物(Salonsaari，1995) 。
然而，上述机制并不能解释所有的环斑结构成因问题 。如出溶作用不能解释碱性长石的卵球状形态和奥—中长石外壳以及多层外壳;岩浆混合对Wiborg这样巨大均匀的岩基来说也较困难(Romo和Haapala ，1995) ，用Q-Ab-Or-H2O体系的相图虽然很好地解释了一些环斑花岗岩的成因，但其理论基础是同源岩浆演化 ，在岩浆混合作用条件下 ，同源岩浆演化理论可能就会遇到一定的困难。
2.环斑结构的成因
(1)温度的变化是环斑结构形成的重要原因 。对环斑结构的成因研究主要是从压力变化条件来探讨的，压力的变化可以导致环斑结构的形成(Nekvasil ，1991;Elliott ，1999) 。而本书通过矿物温度计和压力计的估算及研究显示，压力并没有明显的改变 ，而温度变化明显。
根据矿物温压的计算结果 ，秦岭梁和老君山岩体中环斑结构是在压力为2.95～1.84kb，温度由低到高的变化过程出现的 ，如碱性长石巨晶形成的温度为669～770℃ ，斜长石外壳形成的温度为840.4～1009℃;沙河湾岩体也是在压力改变不大、温度有明显改变的环境中出现的，如碱性长石巨晶中角闪石形成的温度为610～715℃，压力为1.2～2.9kb ，斜长石外壳形成的温度为638～730℃ ，压力为0.2～1.6kb 。由此可见，在秦岭环斑结构中环斑的内核和外壳是在基本相同的压力条件下形成的 。环斑结构的形成主要与温度的改变有关。
(2)基性岩浆底侵作用导致岩浆温度升高。岩浆结晶演化过程中 ，温度是从较高向较低演化 。但环斑花岗岩则是逐渐升高的 ，较为合理的解释则是以基性包体为代表的高温基性岩浆注入到酸性岩浆，从而引起岩浆房温度的异常升高 。岩浆混合一方面改变了岩浆的温度条件 ，另一方面也改变了岩浆的成分。这两种作用最终导致环斑结构的形成 。
当高温的基性岩浆和已经开始结晶的酸性岩浆相遇时 ，改变了碱性长石斑晶的正常稳定的结晶条件，使其进入不稳定状态 ，从而导致酸性岩浆中已经晶出的碱性长石熔蚀 ，形成卵球状形态 。而这时混合的岩浆体系进入斜长石结晶区，斜长石开始结晶或快速结晶。在这一结晶过程中 ，斜长石有时就在已有的碱性长石结晶中心上开始生长 ，构成碱性长石的斜长石外壳，从而形成环斑结构长石 。所以，岩浆混合可能是环斑结构形成的主要控制因素 。岩浆混合在岩体及露头尺度上很不均匀 ，因此 ，可能导致了有的碱性长石巨晶熔蚀成卵球状，而有的仍保留原有的自形特征 ，有的发育斜长石外壳 ，有的不发育。反映了在环斑结构形成的过程中岩浆体系是不平衡的，但局部又相对平衡 ，使得整体岩浆体系成了一种镶嵌平衡的状态 。
(3)温度缓慢降低可以形成大的钾长石斑晶 。在这些花岗质的复式岩体中 ，环斑花岗岩发育在岩体中粒度较粗的岩石单元，如沙河湾岩体发育在粒度较粗的Ⅰ～Ⅱ单元 ，宝鸡复式岩体中发育在粒度粗的秦岭梁和老君山岩体 ，这也似乎暗示，碱性长石巨晶的粒度还反映了在其形成过程中温度的下降较缓慢 ，有充足的时间和空间生长 ，是在一种相对平静的环境下形成的。而基质中矿物粒度较细，特别是有的斜长石外壳是由不同方位粒度小的斜长石组成的，说明其形成时温度的下降较快 ，矿物没有充分的时间和空间生长 。在混合过程中 ，注入的高温基性岩浆体积较小，温度下降快 ，而体积大花岗岩浆温度升高相对缓慢 。因此 ，当有大量基性岩浆混入时，花岗岩浆温度可能变化较大 ，故更有利环斑结构的形成。这可能是为什么暗色包体多、混合作用强的地带 ，环斑结构愈发育的原因所在。
(4)环斑结构发育的程度可能和岩浆混合的强度有某些关系
岩浆混合作用在环斑结构和环斑花岗岩形成中的作用也为野外地质现象所支持，即环斑结构的发育与暗色包体的发育有密切的时空关系 ，也就是说与岩浆混合的强烈程度有关系 。从大的尺度上讲 ，对于一个复式岩体而言，发育环斑结构的岩体或岩石单元也是暗色包体即岩浆混合作用发育的岩体和单元 。如在沙河湾复式岩体中 ，北侧的油岭岩体中暗色包体很少 ，即几乎没有岩浆混合作用，因此，环斑结构不发育;而在南部主体岩体中 ，包体 、岩浆混合作用较发育 ，环斑结构发育。宝鸡岩体是一个更为巨大的复式岩体，目前只有秦岭梁和老君山岩体中发育有环斑结构 ，而这两个岩体也发育大量的暗色包体 ，即岩浆混合作用强烈 。在同一个岩体中，环斑结构表现程度也有差异 。环斑结构出现在暗色包体多的地带 ，如在沙河湾岩体中 ，环斑结构主要出现在暗色包体发育 、岩浆混合程度较高的一定部位(过渡地带)。
3.岩浆混合作用是造山带花岗岩的特征
岩浆混合作用是造山带花岗岩的特征(卢欣祥，2001) ，在秦岭造山带中 ，一些中生代花岗岩和一些古生代花岗岩都具有壳幔混合特征(如灰池子花岗岩，张宏飞 ，1994;李伍平等 ，2000;李伍平和王涛，2001) 。东昆仑造山带(莫宣学等，2002)的正常花岗岩也都发育了岩浆混合作用 。问题是 ，为何这些花岗岩没有发育环斑结构?这主要是因为正常花岗岩相对富An组分 ，当岩浆含一定的An组分时，在Q-Ab-Or-H2O体系的相图中常常首先晶出斜长石。由于一般花岗岩斜长石首先被晶出 ，所以就不能形成环斑(罗照华 ，2003) 。另外，也可能与岩体所处的构造环境、岩浆混合的程度以及岩浆的成分等有关 。中生代环斑花岗岩中 ，岩浆混合作用很强烈 ，暗色岩浆包体和寄主岩石矿物成分和地球化学成分基本趋于平衡。芬兰Jalla-Itti混合成因的环斑花岗岩也有如此的特征(Salon-saari，1995);另外 ，秦岭环斑花岗岩形成于一种特殊的时空环境 ，即在空间上，它们位于商丹主缝合带中;在时间上 ，它们处于一个特殊的构造体制转折的过程中 ，这样一个时空环境为环斑长石的形成提供了一个相对平静的结晶环境 。还有，秦岭这些发育环斑结构的花岗岩在岩性上主要是石英二长岩和二长花岗岩，可能这样的岩性特征也为环斑花岗岩的形成提供了一定的物质条件 。当然 ，这方面还有待于今后进一步探讨和研究。
总之 ，能满足环斑结构及其结晶特点的岩浆，绝不是一种成分均一 、等温冷却的岩浆 ，而是两种岩浆 ，是幔源基性岩浆底侵加入到酸性岩浆互相作用的结果。
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