从岩浆源区和熔融条件的多样性，可以看出所产生的岩浆的多样性。然而，同样的熔体，在上升过程中还会经历各种各样的变化，进一步改变岩浆的成分，形成新的岩浆或岩石。例如，岩浆自源区产生后到就位（喷出地表或侵入上部地壳）期间，一般要经过不同的岩层，如果这些岩层中有物质加入到岩浆中，岩浆的成分就会受到混染而发生变化；岩浆向上迁移的过程同时也是冷却的过程，冷却会导致岩浆的结晶，随着结晶的进行，先结晶的矿物就可能与熔体分离，同样会改变岩浆的成分。我们把岩浆产生之后能够导致岩浆成分发生改变的各种岩浆作用过程统称为岩浆演变。下面我们把岩浆演变分为封闭体系和开放体系两类来介绍。
（一）封闭体系中岩浆的分异
分异作用（differentiation）是指原来成分均匀的岩浆，在没有外来物质加入的情况下，依靠自身的演化最终产生不同组分的火成岩的作用。岩浆分异作用有些只在岩浆房内进行，并未发生相的分离，有些则发生了结晶相和熔体相的分离。前者以扩散作用与熔离作用为代表，后者主要是结晶作用。
1.平衡结晶（equilibrium crystallization）
平衡结晶是在岩浆结晶过程中，晶体始终与液相保持平衡关系，不断与液相发生完全的反应，这种情况下结晶的岩石与原生岩浆的成分相同，即不产生分异作用。
随着温度、压力、组分的改变，晶体总是与熔体反应并且不断地再平衡。晶体－熔体的反应关系在平衡过程中的任一点都是可逆的。平衡结晶要求的条件非常苛刻。任意变量取值时，每一个相的成分必须是均一的。熔体也是同一组分，不会变化。变量改变的速率必须比最慢的动力学过程还要慢才能保证岩浆跟随着条件的变化一直保持平衡状态。变量的改变能在任意时间逆向进行，涉及特定比例的熔体与晶体组分平衡的早期状态能够恢复。相也不会物理分离。体系中最初时的成分会得以保留，不发生任何改变，因此这是一个严密的封闭体系。不过这种理想的可逆的平衡结晶过程在地壳深部缓慢冷却的体系中只能够无限的接近，自然体系中很难达到真正的平衡结晶。
2.分离结晶（fractional crystallization）
分离结晶是指岩浆因温度、压力降低结晶时，熔点较高的组分首先晶出，形成固相，易熔组分则残留在岩浆中。早期晶体晶出后就与体系分离，不再与液相发生反应，因而可以形成多种成分的岩石。
随着温度、压力、组分的改变，晶体一旦晶出就立刻从熔体中分离出来，以致晶体－熔体间不会发生反应，且分离结晶过程中的反应是不可逆的。在理想条件下，只要晶体析出就与熔体分离，没有任何熔体与晶体的反应发生。也就是要阻止反应的开始，晶体必须从熔体中分离，或者说隔离。这种分离可以通过以下三种途径中的任意一种或多种组合予以实现：(1)物理分离；(2)晶体与熔体因为反应速率很慢而不发生反应；(3)初始晶体表面有另一成分的保护层，阻碍了熔体与晶体间的反应。在分异的玄武质岩浆中，以镁橄榄石－SiO2体系为例，在转熔点处稳定的顽火辉石会在亚稳定状态的镁橄榄石边部形成反应边。这种反应边只会在变量相对快速的改变下产生，因此岩浆体系中新生的稳定相——顽火辉石能在熔体与亚稳定状态的晶体完全反应完之前阻碍反应的进一步进行。
分离结晶作用最直观的证据是堆晶岩。以玄武岩为例：玄武岩浆的密度通常在2.6～3.3g/cm3之间，随着温度的降低依次可以结晶出橄榄石、辉石和斜长石，它们的密度分别在3.27～3.48、3.1～3.5和2.62～2.76g/cm3。先期结晶的矿物密度大于玄武质岩浆密度，由于玄武质岩浆粘度较低，有利于发生分离结晶作用，在岩浆房底部形成镁铁质－超镁铁质堆晶岩。世界上最大的南非Bushveld层状侵入体，底部出现古铜辉石岩、斜方辉石岩和纯橄岩等堆晶岩，向上变为二辉辉长岩、苏长岩，最上部为含少量花岗斑岩的低镁闪长岩（卡迈克尔等，1982）。此外，还可借助地球化学方法判断（如La/Sm－La图解），结合地球化学模拟来反演分离结晶过程。
3.液态不混溶（liquid immiscibility）
岩浆液态不混溶作用指原来成分均一的岩浆或熔体，演化到一定温度、压力条件下不再稳定，分成两种或两种以上成分不同、互不混溶的岩浆或熔体。
硅酸盐熔体不混溶现象最早在20世纪初被发现于MgO－SiO2体系。20世纪后期通过岩相学观察等证明，在其他岩浆岩体系中同样有不混溶硅酸盐熔体的存在。在镁橄榄石－SiO2体系中，含有70％～100％硅酸盐成分的高温均质熔体，随温度降低会形成两个稳定的不混溶液体。
在自然系统中，液态不混溶的证据主要包括岩石的结构构造、矿物学和地球化学特征。很明显，两种不混溶液体相的共存，一般都表现为一种液体相以液滴状赋存于另一种寄主的液相中。因此，岩石的结构构造上，可从一种矿物相（熔体囊）呈圆球状出现在另一种矿物相的基质中来识别液态不混溶的存在。假如两种不混溶的液体相存在密度差，就会出现密度小的液体相富集在顶部的现象。利用地球化学方法，可以区分分离结晶和液态不混溶作用。例如，根据矿物/熔体分配系数，在玄武质岩浆分离结晶过程中，不相容元素（例如P、K、Ti、REE、Zr、N b、Ba、U、K等元素）应富集于较富长英质的残余熔体中。因而，像K/La、Ba/U、Ba/La、Zr/La和U/La等元素比值在分离结晶过程中就不会发生显著的变化。与此不同，硅酸盐液态不混熔会使K/La、Ba/U、Ba/La等分异，导致长英质岩石中相对富集Ba和K，而亏损La和U，而玄武质液相中相对富集La、Zr、Nb、U等元素（见马昌前，2004图4）。
许多新鲜、未氧化且具有高FeO、P2O5、TiO2含量和低MgO、CaO、Al2O3含量的拉斑玄武岩和一些碱性玄武岩包含有两种成分截然不同的玻璃，它们在高温晶体的缝隙中出现。通过对比薄片中两种玻璃的颜色、折射率等光性特点可以将它们区分出来。实际上，这两种成分的玻璃就是两种不混溶的残留硅酸盐熔体（Philpotts，1982）。在冷却速率慢的侵入体中，两种熔体与任何形成的晶体会因为密度影响而分离，结果是熔体进入剩余的大量岩浆之中。结晶作用一方面能形成由Fe－Ti氧化物、磷灰石和富铁辉石成分组成的富铁岩石，另一方面形成花岗质岩石。极为少见的钛铁磷灰岩，主要由Fe－Ti氧化物和磷灰石组成，它同样代表了不混溶熔体的分离作用。
岩相学与实验观察清晰地建立了硫化物与硅酸盐熔体的不混溶性。含量只有几百－几千ppm（1ppm＝10－6）的S足以使玄武质熔体饱和。含量更多的S则会导致主要含Fe、S和极少量的Cu、Ni与O的硫化物熔体分离并结晶形成磁黄铁矿、黄铜矿与磁铁矿。虽然微量的Ni就能强烈的进入玄武质熔体中的橄榄石晶体，进入不混溶的硫化物液体中，Ni的含量是前者的10倍之多；对Cu而言，含量需要100～1000倍之多。Pb与Zn更倾向于留在硅酸盐熔体之中。硫化物－硅酸盐熔体不混溶性对研究一些岩浆型矿床的成因有重要意义。
（二）开放体系中岩浆的混合与混染
1.岩浆混合作用（magma mixing）
R.Busen于1851年首次提出了岩浆混合的概念。但是在很长时间里，尤其是20世纪20～30年代，岩浆混合变为极具争议性的论题。Fenner（1929）提出流纹质岩浆与玄武质岩浆的混合能形成许多岩浆岩套中成分变化范围很大的岩石。然而，Bowen（1928）认为，结晶分异作用是岩浆多样化的主要因素。那时的岩石学教材并未对何为岩浆混合做出论述，或者只是简单地认为 “一些岩浆的混合能发生，但这个过程很罕见”。然而，自从20世纪70年代以来，岩石学家已经发现大量岩浆混合的证据，认为它是导致岩浆演变的重要过程。
岩浆混合作用是由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合，产生一系列过渡类型岩浆的作用。两种成分不同的岩浆混合形成新的化学成分均一的岩浆的过程，是典型的岩浆混合（magma mixing）；但有的只是两种岩浆的机械混杂，可称为岩浆混杂（magma mingling），例如，花岗岩体中见到的镁铁质包体或同侵入岩墙。大部分情况下，岩浆混合现象都是介于这两者之间。混合作用不仅受到两种岩浆热状态的影响，还受到两种岩浆的相遇机制、密度差等因素的制约。目前认为，发生混合的两种岩浆的相遇机制有以下三种：(1)密度较大的玄武质岩浆底侵于地壳底部，导致上覆下地壳岩石部分熔融形成密度较小的长英质岩浆。如果下部高密度岩浆的结晶作用和挥发分出溶（变成含水体系），可以使岩浆的密度降低，从而打破对流分层格局，导致整个岩浆房的对流，产生不同岩浆分层之间的混合作用。(2)密度大的镁铁质岩浆快速注入长英质岩浆房，可形成喷泉式岩浆混合。这种混合往往以机械混合作用为主，主要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用无法进行。因此，常可在混合产物中见到玄武质的岩浆团块，有时还可出现玄武质岩浆快速冷却形成的枕状构造，混合较彻底时可形成混成包体（如某些微粒或细粒闪长岩包体）。(3)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度（上升速度）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能够克服维持两岩浆层之间水平界面的浮力，岩浆上升的冲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。
两岩浆热状态差异的大小可以影响混合作用的方式和规模。熔点相近的岩浆相遇，有可能产生大规模的均匀混合，而熔点相差大的岩浆相遇，如玄武质岩浆注入酸性岩浆房中往往形成骤冷的枕状构造或淬冷的岩块或包体，以不均匀的机械混合（混杂）为主，这时的物质交换仅依赖于扩散作用，而元素的扩散速度缓慢，往往在高熔点岩浆固结前只能达到数米的距离。图12－16a是印度南部Closepet花岗岩中出现的两种成分不同的岩浆的混合（杂）现象。
岩浆混合作用的识别标志包括：(1)在酸性岩中见基性端元的岩石团块、微粒包体（图12－16a，b）。(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。(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分过渡带。(4)矿物间出现明显的不平衡结构，如成分差别较大的斜长石共存，矿物间的交代结构发育；长石环带结构发育（图12－16c）以及环斑结构的形成；他形、部分溶解的石英被单斜辉石集合体边部镶嵌；不稳定的石英颗粒能通过酸性岩浆与更基性的岩浆混合或含稳定相单斜辉石的基性岩浆被含石英岩石的同化。不过，有人认为，由于岩浆体系中压力与水逸度的改变也能形成环斑结构。(5)微粒包体中出现高Ti角闪石，发育针状磷灰石（图12－16d）。(6)化学成分符合混合趋势。例如，在成分图解中，两种岩浆的混合产物在元素－元素变异图解（如哈克图解）以及共分母比值图解（例如，Rb/Nb－Ba/Nb图解）中形成直线状的趋势。
图12－16 岩浆混合作用宏观与微观证据（据康磊等，2009）
如果通过岩浆混合形成了均一的混成岩浆（mixed magma），混合后的岩石（混成岩）的成分Cm可以简单地表达为两端元母岩浆Ca与Cb的质量平衡等式；混合分数Fa代表其中一种岩浆的质量分数：Cm＝CaFa＋Cb（1－Fa）。
总之，岩浆的混合作用可以结合宏观与微观的岩石学特征来判断。我国北京周口店岩体和江西的港边岩浆杂岩体中这些宏观上的混合特征十分明显（马昌前等，1992；李昌年等，1997）。在微观上，混合不彻底的岩石中可出现矿物间不平衡现象，如两种成分差别较大的斜长石共存、矿物间的交代结构发育等。另外，我们还可以通过混合作用产生的中间过渡岩石的常量和微量元素的演化趋势和同位素组成的特征来进行识别（李昌年，1992）。
Hibbard（1991）和Baxter ＆Feely（2002）总结了爱尔兰Galway花岗岩中岩浆混合形成的各种矿物组合及可能的形成机制（图12－17）。
图12－17 由岩浆混合作用形成的矿物组合和环带构造（据Hibbard，1991）
2.岩浆同化作用（magmatic assimilation）
岩浆同化作用是指岩浆在源区、上升过程中或浅部的岩浆房内，通过熔化或溶解了围岩，而使岩浆自身的成分受到改变的过程。从围岩角度讲，就是围岩的混染作用（contamination）。
上升的原生岩浆离开源区后会遇到不同成分的围岩，特别是来自地幔源区的玄武质岩浆上升到硅铝质的大陆地壳。任何硅酸岩浆碰到富钙灰岩或富铝页岩或它们的变质产物后，都会发生反应。岩浆与其周围岩石进行反应以求达到化学成分与热平衡，特别是当岩浆缓慢运移或是停留在地层的岩浆房中。冷的围岩会快速地与热的岩浆平衡。
同化混染作用的方式、规模及强度取决于岩浆和围岩的热状态和组成。同化混染会形成混染的岩浆，它与混合岩浆类似。混染岩浆可以是岩浆房周围的围岩或岩浆中的捕虏体。同化作用最初涉及捕虏体的简单物理分散和岩浆中的捕获晶。
同化作用中热与化学原理由Bowen于1928年阐明。同化作用的热源来自岩浆，有两种：(1)降温释放的热；(2)结晶作用的潜热。岩浆岩中的捕获晶（例如玄武岩中的石英）与捕虏体表明它们属于混染的物质。
受同化混染影响的火成岩常具有以下特征：(1)主要出现在大型侵入体的边缘带，与围岩之间常形成渐变过渡带；(2)在同化混染带，常含有围岩的捕虏体与捕获晶，出现不平衡的矿物组合或不平衡的结构；(3)岩石的结构构造不均一，出现斑杂构造；(4)岩石中常出现反常的结晶顺序，常出现暗色矿物的集合斑晶；(5)由于外来组分的加入，岩浆岩中可出现他生矿物，如硅灰石、堇青石与红柱石等。图12－18和图12－19显示了由于混染作用形成的矿物不平衡现象。
图12－18 岩浆同化围岩形成的不平衡矿物组合（据www.geosphere.gsapubs.org）
同化作用可能导致主量元素与微量元素或者同位素化学的不一致性变化，其中，主量元素变化较小，而微量元素和同位素会显著变化。例如，在橄榄石、单斜辉石和斜长石从玄武岩浆中沉淀的同时，如果岩浆遭受混染作用，就会导致分离结晶矿物的增加，这就会引起熔体中SiO2成分的微小的变化，但却会导致微量元素含量和同位素比值的明显变化。因此，主量元素与微量元素和同位素变化幅度的差别，就可以作为识别同化混染作用的标志之一。
图12－19 同化混染的火山岩中的不平衡结构据McBireney，1985）
Sr同位素与O同位素成分变化（Pb与Nd也具有指示意义）可以用来判别同化混染过程。前寒武纪酸性岩石有相对较低的Sr但是高的Rb值；随着时间的流逝，87Rb衰变使得87Sr/86Sr比值升高，比来自原始地幔部分熔融形成的熔体的87Sr/86Sr比值（大约0.703～0.704）都高。如果地幔岩浆同化混染了老的大陆地壳，两者的比值都会上升。来自地幔源区的岩浆与玄武质部分熔融形成的熔体中的δ18O大约为6‰，与沉积岩δ18O＝10‰～32‰比较差别很大。因此，幔源岩浆同化混染沉积岩会使其18O富集。幔源岩浆混染老的酸性岩石和沉积岩（或是它们对应的变质岩）会使其18O与87Sr同时升高。
3.岩浆同化与分离结晶作用（magmatic assimilation and fractional crystallization）
如果无法用分离结晶模式来解释一个岩石系列的变化趋势，就要考虑多种可能性。最常遇到的是同时的岩浆同化与分离结晶作用，这个过程常常简称为AFC过程。AFC过程是由Bowen（1928）首先提出的，他认为在分离结晶过程中矿物结晶作用所释放出来的潜热能够提供熔蚀岩体围岩的热能。由于岩浆房本身是一个开放体系，岩浆同化作用往往伴随着分离结晶作用（DePaolo，1981），单纯的岩浆同化作用是少见的。因此，DePaolo（1981）提出了计算AFC过程中元素含量和同位素组成变化的公式。根据这些公式，AFC产物在同位素轨迹上有如下基本特点：从幔源岩浆成分点出发，不能达到地壳的成分点，有时甚至不能指向地壳端元成分。轨迹的形态和取向不仅与两端元组分的元素含量和同位素组成有关，更重要的是取决于混染量和结晶分异量之比以及Sr和Nd的分配系数（James，1981；DePaolo，1981）。前者取决于围岩温度：围岩温度高，即同化混染发生的深度大，岩浆所需提供的热量少，则混染与结晶比近于1；而当同化混染发生在地壳浅部时，混染与结晶的比值小，可为0.2或更小。Sr和Nd分配系数决定了晶出的矿物相（陈江峰，1991）。
有人就用AFC模式解释太古宙片麻岩中的英云闪长岩－更长花岗岩岩套的主要元素化学协变特征：该岩套显示了特征的化学协变，但是在哈克图解中的变化趋势与简单的分离结晶作用不相吻合。计算表明，除了分离结晶作用外，如果把少量的太古宙片麻岩混染到熔体中，那么观察到的变化趋势可以被完全的复制出来。