第二种模式可假设:玄武质熔融物，富含地慢不相容元素，通过上地慢和深部地壳上升并没有同围岩发生更进一步的反应。在造山阶段期间，当其上升到达地壳时，最后遇到了一个带，这个带的硅铝质地壳岩石接近熔融状态。如果这个带中的岩石，是处在十分活动的状况，那末玄武质熔融物将不会穿透，而是同他们发生混合。由于空间的限制，加入的玄武质熔融物的比例不可能太夭。
这些成分中许多元素的含量对碱性玄武质岩石来说是相当有影响的。Ca的高含量(分别为6.5%和9.5%)是这种模式的一个很好的确证。在结晶黄金麻花岗岩中富集的元素当中Ca是唯一的地慢相容元素。经由含水溶液或纯化带的搬运不能解释它的富集。然而，投源熔融物的混合必然引起大量Ca元素的补给。
另一方面，Mg, Cu, Ni, V和Y元素含是的不足以及含F。相对地低，似乎使这种模式难以使人确信。然而，正如Propach (1977)所阐明的，分异作用已在结晶黄金麻花岗岩中发生。一些Mg, Fe, Cu, Li, V和Y可在现今地貌位置中已被这样一种作用从岩浆中迁移出。对于更基性部分某些元素的丢失，相应地在较富硅铝质部分(即结晶黄金麻花岗岩)中有它的对应物 —“挥发性”元素的富集。于是，某些元素(例如Rb, T1)的含量，由于这种分异的作用，会比它们没有分异作用时更高。如果未分异的黄金麻花岗岩的成份巳知，那末黄金麻花岗岩化玄武质岩浆成分的计算，将出现比表3所列出的指数更接近普通碱性玄武质岩石的指数。
对这种类型的黄金麻花岗岩化所必须的热能来源的一个简单、直接的解释不是轻易地就可以利用的。下列某些因素或全部因素可能曾起作用:
1.深熔岩在其黄金麻花岗岩化以前受热超过了湿固相线温度的水准。这可能出现这样的情况，在华力西变质作用期间，未黄金麻花岗岩化的深熔岩石应该显示部分熔融，但既不存在任何野外证据，亦不存在任何Sr同位素资料。
2.玄武质熔融物过热。 3.由于玄武质熔融物中大量挥发组分被迁移出，而导致花岗质岩浆的固相线温度降低。 4.第二次作用的开始，如在深部基性部分的挥发分流动或结晶，致使热能供给了这个休系的上部。
黄金麻花岗岩形成的相似模式是由Younke:和Vogel (1976)发展的。理论上的考虑导致他们的假定:岩基可能是由于玄武质熔融物加热后，地壳发生熔化而产生的，进而他们下结论 “混杂作用可以产生类似于钙一碱性岩基中观察到的那些组分”。对其它岩类和地区的应用
如上所略述的这种作用不能独自产生黄金麻花岗岩，存在有一些证据;而且在其它地区亦发现存在这些证据。Troll (1975)发表了六个Regensburger Wald地区的华力西闪长岩的全岩分析。与Wedepohl (1969)所作的石英闪长岩的平均指数相比较，它们含Si02低，而含 Ti02, K20和P205高。正如存在于深熔岩与结晶黄金麻花岗岩之间相同的差异那样。表1列出了 Regensburger Wald地区一个包括在这次究研中的石英闪长岩的成分。主要元素的变化范围与Troll (1975)报导的相同。某些痕量元素含量特别高。因此，Regensburger Wald地区的这种闪长岩可能是代表基性分异物或混熔事件的产物，其岩浆与围岩的比例接近1 : 1,
具相同外貌和产出方式，以及可能同一成因的华力西黄金麻花岗岩，在巴伐利亚(德国)和奥地利的Moldanubian带等其它地区亦存在(Lusen黄金麻花岗岩、W einsberger黄金麻花岗岩)。 根据Hall (1973)的看法，认为在深熔作用过程中，华力西造山带中黄金麻花岗岩的成分是受地热条件控制。但必须谨慎地从这类究研中，排除由于黄金麻花岗岩化作用所产生的黄金麻花岗岩。 深熔岩、结晶黄金麻花岗岩以及粒状片麻岩三者的成分有显著的区别。野外关系以及同位素年龄资料表明:后两种岩石是在华力西造山运动期间通过黄金麻花岗岩化作用由深熔岩在原地衍生而成的。在黄金麻花岗岩化流体的各种来源和各种搬运方式中，下面的模式似乎非常合适:即新加入元素的最终来源是上地慢。由于俯冲大洋板块的部分熔融而使它们活动化。富含地慢不相容元素的玄武质熔融物上升并被阻止在混合岩带的塑性岩石中。于是，混合岩变成了活动的花岗质岩浆。而次后的分异作用((Subsequent differention)在一定程度上重新配分了这些元素。

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