岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境

《岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境》由会员分享，可在线阅读，更多相关《岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境（22页珍藏版）》请在装配图网上搜索。

1、岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境一、概述 二十世纪初期，岩石学家开始注意到不 同类型的火成岩具有显著的地域分布规律。 A. 哈克提出大西洋和太平洋岩域 (Province) 的概念 冯.沃尔夫根据大陆玄武岩分布，增加了北极岩套(Arctic Suite) 的概念 1921年尼格里根据含钾岩流，又提出了地中海岩套 的概念。然而，这些单纯的地理性区域概念尚未明确地涉及 构造背景。二十世纪六十年代，随着板块学说的建立，岩浆成因 和火成岩成分变化规律被赋予了全新的地质构造含义。不同 火成岩岩石系列与全球构造的关系，也即火成岩组合在不同 地区重复出现，成分变化和分布规律与构造背景的关系引起 了地学界

2、的广泛重视。目前，人们已经识别出地球上有三种主要的岩浆系列。 即拉斑玄武质、钙碱质及碱质系列，每个系列都由侵位于地 壳中或喷出于其上的一组紧密相关的岩浆岩石组合组成。当 用板块构造理论考虑问题时，人们进一步认识到这三种岩浆 系列以及火成岩石的共生组合有着完全不同的分布特点。Ringwood(1969) 提出了按板块构造环境分类岩浆的 意见，以及岩浆产生与板块构造相互关系的示意图(图 1) Dikinson(1971) 首次提出了“岩石构造组 合” (Petrotectonic assembleges) 的概念。 Condie(1976) 按照板块构造模式将岩石构造组合的 概念系统化，讨论了其成

3、因，并提出了生成环境可分为板块 边缘和板块内部两大类，多数岩浆都是在板块边缘生成的。 它们可以进一步细分为汇聚边缘，离散边缘，边缘盆地，大 洋盆地，裂谷系，克拉通和碰撞带等不同环境及其相应的岩 石构造组合 (表 1) 。 80 年代以来，把火成岩岩石学与大地构造学密切结 合的研究有了更大的发展，人们系统地总结了不同的岩浆系 列以及板内，边缘盆地，岛孤等各种构造环境的岩浆作用、 火成岩组合以及岩浆成因机制，从而使得火成岩大地构造学 作为一门新的地质学科日趋完善。小编 QQ ： 1262368896 微信： syyqxs 二、板内岩浆活动 1.1 大陆克拉通区在大陆克拉通地区火成岩并不十分发育。

4、大陆克拉通 区发现的火成岩大多呈小型的侵入杂岩体、岩墙、岩床、火 山颈、岩管或 (少数情况下 )呈小的火山区出现。火成岩成分变化比洋壳区要复杂得多。一般认为，大陆克拉通火成岩可能与某种板内拉张性 构造环境有关，但事实上很多地区尚不能认定它们与构造之 间的确切关系。有些没有明显构造痕迹的地区， 岩浆活动往往归因于和地下的热点或地幔上升的热柱有关。大陆板块内火成岩主要有： 金伯利岩、 碱性岩 （高钾岩 系）、高原溢流玄武岩以及火成碳酸盐四种组合类型。金伯利岩最集中的地区是西伯利亚和南非。由于定位快，它们一般没有经过结晶分异作用，不能 形成岩系。但南非曾有过分异金伯利岩的报导。至今还未发现过喷发的金

5、伯利岩， 但坦桑尼亚有类似 于金伯利岩的熔岩。与金伯利岩有关的碳酸岩则常呈熔岩或凝灰岩喷出。 过去认为和金伯利岩有关的碳酸岩和蛇纹岩是后期 蚀变结果 ，现在认为至少有一部分是由于高碱岩浆富含 CO2 及 H2O 流体的不混熔分离产物。有时由于压力变化， 金伯利岩岩浆中释放出部分 CO2 及 CaO ，可以形成一套黄长玄武岩及含钙镁橄榄石的岩石， 有时有黄长煌斑岩。碳酸岩常常与碱性岩如磷霞岩、 霓霞岩、 霓霞钠辉岩、 钛铁霞辉岩等共生，但并非所有碱性岩都伴有碳酸岩。金伯利岩和碳酸岩多集中于裂谷附近或裂谷系中， 有 的在破裂的陆缘，如东非裂谷、贝加尔裂谷、阿尔丹穹曲、 莱茵地堑、巴西海岸等地。大陆

6、区的高钾岩系很难说和什么构造环境有关 （Kent等， 1992)西澳大利亚的金云白榴岩过去归之为白榴石玄武岩 或金伯利岩一类。东非裂谷西部的高碱岩系是高钾熔岩最集中地区， 岩 石包括暗橄白榴岩、白橄 黄长岩、局部也有碳酸岩熔岩和 凝灰岩。意大利罗曼省和西班牙南部的高钾岩系在构造位置 上属于聚敛板块边缘，位于本尼奥夫带上。在东非裂谷通过肯尼亚穹隆地带， 早中新世开始有大 的中心式喷发，喷发产物有霞石岩、暗霞石岩熔岩、火山碎 屑岩加少量碧玄岩、玄武岩、响岩和粗面岩。大陆上的高原玄武岩或洪流玄武岩属拉斑玄武岩系， 有的含有大量流纹岩夹层 （如印度德干 ）。高原玄武岩与构造的关系看来并不一律 南非卡罗

7、、印度德干可能与显生宙板块分离有关，也 可能和热柱活动有关。最老的基维诺玄武岩的构造背景至今还无法弄清。 新近的研究结果表明， 在全球范围内尽管各地质历史 时期都有大陆板内岩浆活动，但大部分岩浆活动发生在元古 代、中、新生代三个时期。为什么大陆板内岩浆活动主要集中在中元古代和中、 新生代呢 ?根据杜乐天（1990） 提出的幔汁说和国外学者提出的 地幔热流体说认为，幔汁或地幔热流体是全球地质运动的总 根源。在地球演化历史中， 幔汁或热流体既有聚积期又有发 散期，即具有聚积和发散交替出现的规律。当幔汁或地幔热流体缓慢聚积时拉张性岩浆作用就 很少；当幔汁或热流体聚积到一定程度，即由量变发展到质 变时

8、，则以地幔柱、热羽、热点的形式从地幔或核幔边界大 规模上涌发散，引起地幔物质上隆、岩石圈破裂，沿破裂带 形成大量的拉张性板内克拉通岩浆岩岩石组合 。 1.2 大 洋板块从板块构造的角度来考察火成岩组合与构造背景的 关系，大洋地区似乎比大陆地区更显出规律性。大洋壳范围内的岩浆喷发是少量的， 这种喷发由火山 岛和洋底火山显示出来它们有两种基本产状，火山岛链和孤立火山。夏威夷群岛、 澳特腊尔马绍尔吉尔伯特群岛是典 型的火山岛链。火山链可能是当大洋岩石圈在地幔柱 （热点 ）上运移时， 由地幔柱 （热点 ）产生的，地幔柱内或地幔柱上面产生的岩浆 喷发出来形成了海山和岛链 （图 2）。上地幔柱（热点 ）形

9、成的玄武质原始岩浆，其化学成分主要取决于以下因素： a.地幔源区的物质组成和矿物组合； b.源区物质部分熔融的程度和部分熔融的机理； c. 岩浆分异的深度。其形成过程可用双层地幔的简要模式来加以概括（图3）。该模式展示一种双层地幔结构。洋岛玄武岩原始岩浆起 源于下层地幔，下层地幔由再循环俯冲洋壳和近原始地幔混 合而成；上层地幔为亏损的软流圈地幔，它是洋中脊拉斑玄 武岩原始岩浆的起源区；底劈上隆由上下地幔层的边界附近 开始产生，部分熔融作用也同时发生。而上隆体附近的亏损 地幔也将产生部分熔融，这两种部分熔融的产物可能发生岩 浆混合作用，最后岩浆喷出形成洋岛（海山 ）火山岩，在中脊区则形成洋脊拉斑

10、玄武岩。不同的是，在中脊区，亏损地幔 熔融物占有更为重要的地位。洋岛（海山 ）火山岩主要是拉斑玄武岩岩浆的产物，它是由大量拉斑玄武岩和较少的 碱性岩组成。夏威夷群岛的火山岩中， 拉斑玄武岩占 85% ，其它为 中性及酸性岩、碱性玄武岩和更少的更为碱性的基性岩。冰岛的火山岩也属拉斑玄武岩系， 但分异产物比夏威 夷的多，这里还有流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄武 岩。洋岛玄武岩含 K2O 、TiO2 、P2O5 高，大离子半径的不相容元素包括轻稀土元素在内都比洋中脊玄武岩高大洋板内火山岛链往往显示出有规律的演化历史，威夷群岛就是一个实例。在该地区，一个特定火山的最老的岩石均为橄榄拉斑 玄武岩，随

11、后富铁石英拉斑玄武岩的丰度增大，最后是少量 的碱性玄武岩 (及其分异物 )。这种事件顺序用热点模式最容易解释。在热点模式中， 认为那些早期的岩浆活动反映了在地 幔热柱中或其上面的广泛熔融作用。随着火山在热点上的运 动，少量岩浆到达地表，以及浅处，分离结晶作用变得更占 优势，产生较多的石英拉斑玄武岩。随着火山趋近地幔柱的边缘，等温线下降，熔融作用 的深度及程度减小，结果产生小体积的碱性玄武岩。三、离 散型板块边缘岩浆活动 2.1 大洋中脊岩浆活动大洋中脊是最重要的离散型板块边缘， 是大洋区中最 大量的火成岩产生地，也是洋壳产生的地方，洋底不断在中 脊处形成，而后运移到大洋各外。大洋中脊以产生拉斑

12、玄武岩和缺乏安山岩为特征， 这 种拉斑玄武岩，通常称为洋脊拉斑玄武岩 (MORB mid ocean ridge basalt) 。板块扩张引起的压力释放将产生岩浆，沿洋中脊，地 震活动产生于较浅的深度上，而观察到的热流却很高，说明 该区贫碱的拉斑质玄武岩浆产生于较浅的深度位置上 (Jokat等， 1992) 。洋中脊缺乏安山岩的原因可归结如下： (1)没有俯冲作用发生，因此也没有水份带入上地幔。 (2)由于地壳较薄，沿中脊的一些扩张裂隙不能阻止 水份的散失，因而水压很低，不足以产生安山质岩浆。洋脊岩石中 Fe3+/Fe2+ 低的原因可能正在于此即 低水压造成低氧逸度。因此，围绕洋脊产生的岩浆

13、活动是无水的。 Nicholls和Ringwood还认为大洋拉斑玄武岩相当于岛弧拉斑玄武岩的无水等效物。洋脊拉斑玄武岩主要有以下特征： (1) 斑晶或为橄榄石或为斜长石，或二者兼而有之。 基质矿物是橄榄石、斜长石、单斜辉石和铁矿物，常含有玻 璃质及结晶的矿物雏晶。 (2)低笊200.4%)高钛(TiO2 为 0.7-2.3%)P2O5含量低 (5%);K2O/Na2O 高，当 SiO2 约 50% 时，0.6;SiO2 约 55% 时,1.0。在 SiO2-K2O 图上， 低 SiO2 部分有陡的正倾 (当 SiO2=45-57% 时，斜率 57% 时， 斜率为 0 或负值 )。富集 P、Rb

14、 、Sr、Ba 、Pb 和轻稀土 (与 K 的富集吻合 )，低 TiO2(0.5) 。岛弧火山岩以爆发相为特征， 火山碎屑物质体积可占 整个火山岩体积的 80% 以上，而洋中脊和大洋岛则要低得多。 另处，由火山岩屑、侵入岩及变质岩屑构成的砂岩、泥岩经 常与火山岩互层，这种互层系是识别岛弧火山岩系重要标志 之一。俯冲带的岩浆岩，自海沟向大陆方向，常常具有明显 的水平分带性 (图 9)。一般均随与海沟轴距离的增加，依次 分布为拉斑系列、钙碱系列和碱性系列。这种随着与海沟轴 的距离和俯冲带深度的增加，火山岩成分有规律的变化叫做 成分的极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。在火山岩成分极性中，最有指示意义的

15、是当 SiO2 含 量一定时， K2O 随俯冲带深度 (h) 的增大而增加，Kh 成线性正相关关系。当 SiO2 为 60% 时，这种关系可表示为 (Condie,1973): h=89.3(K2O)-14.3 式中K20为百分含量，h的单 位为公里。据此式可估算火山岩对应的俯冲带深度。 计算得到拉 斑系列对应的俯冲带深度 200 公里。 岛弧火山岩成分 变化与地壳厚度的变化也有对应关系。据统计，当 SiO2 量 固定时，安山岩的 K2O 百分含量与地壳厚度 (C) 成正比。对 于SiO2为60%时，K- C关系可表示为(Condie,1973): C=18.2(K2O)+0.45 式中 K2

16、O 为百分含量， C 单 位为公里。据此得出各系列对应的地壳厚度是：拉斑系列 25 公 里。不同俯冲带闭合速率的差异也将引起火山岩成分变 化，闭合速率越慢，火山岩愈偏碱性。一般情况下：闭合速率为 8- 9cm/a 的高速组，主要为拉斑或拉 斑+钙碱系列；闭合速率为 3- 6cm/a 的中速组，主要为钙碱或拉 斑+钙碱系列；闭合速率2cm/a的低速组，则以出现更多的碱性系 列或以碱性系列为主要特征 (Miyashiro,1975) 。岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。 随着俯冲 作用的发生、发展与演化，岛弧也将经历一个由不成熟-半 成熟-成熟的演化过程。不成熟岛弧地壳是薄且铁镁质的， 或者可

17、以认为是一种大洋型地壳；而成熟岛弧的地壳则是厚且相对偏长英质的， 可称为大陆型地壳；大陆边缘火山岩弧 （如 Andes） 常具有大 陆型地壳，与成熟岛弧大陆型地壳类似或更厚。从这个角度 讲，它们可以近似地看作成熟岛弧或代表比成熟岛弧更高的 演化阶段 （Floyd 等， 1992） 。随着岛弧的产生与演化， 火山岩逐渐堆积并达地壳厚 度，火山岩的平均成分逐渐向长英质的和富钾方向演化，火 山岩逐渐由拉斑系列为主演化为钙碱系列为主。随着岛弧的进一步演化，花岗质岩石开始产出，花岗 质岩石与蛇绿质岩石的比例增加。 同时， 钙碱系列岩石 /拉斑 系列岩石的比例也增加。当岛弧成熟度很高时，蛇绿岩消失，而钙碱

18、系列岩石 /拉班系列岩石比值接近 1 或更高，并可能出现高钾系列 （钾 玄岩 ）岩石。根据俯冲带（岛弧区 ）岩浆活动构造环境及岩浆成因差 异，可将其进一步划分为三种主要的亚类：洋内岛弧环境、 活动大陆边缘 （边缘弧 ）及弧后盆地 （边缘海盆地 ）。 1、洋内岛弧环境 （Oceanic island arcs） ：洋内岛弧是 指大洋岩石圈板块俯冲到另一洋壳板块之下所形成的火山 岛弧或岛链，它常常被弧后次级海底扩张形成的边缘海盆所 分隔（图 10）。洋壳岩石圈俯冲作用的产生新的洋壳岩石圈在中脊 处形成,岩石圈板块俯冲产生深海沟，弧后区次级地幔对流引 起次级扩张中心，并形成边缘海盆当洋壳板块俯冲时，

19、其上层的海洋沉积物常在弧前区形成一个增生楔。通常认为，洋内岛弧环境的玄武质岩浆活动主要与俯 冲板片之上的地幔楔形区的部分熔融有关（图11）。洋壳沿俯冲带产生自绿片岩相-角闪岩相-榴辉岩 相的递进变质作用。脱水反应向浅部地幔中释放出流体;在更大的深度上榴辉岩的含水部分熔融产生富水的 中性一中酸性部分熔融岩浆，然后它们侵入到地幔楔中。当俯冲洋壳进入80（70） - 100km深处，洋壳中角闪 岩大量脱水转变为石英榴辉岩，水进入地幔楔引起带水的部 分熔融，产生含水橄榄拉斑玄武岩浆，它在上升过程中分异 出橄榄石、铬尖晶石，结果派生出岛弧拉斑系列的主要岩石 类型玄武安山岩（SiO2为53%）。显然，这种

20、岩浆与洋脊拉斑玄武岩浆相似，在很大程度上都是由于地幔橄榄 岩熔融产生的，因而具有相似的稀土分布型式。但是，岛弧拉斑玄武岩浆的熔融是在含水条件下发生 的，而与洋脊之下基本是无水条件下发生的熔融不同，因而 两者的元素含量也有区别。岛弧拉斑玄武岩的SiO2和Fe/Mg较高，Cr、Ni较低，可以用低中压，含水条件下具铬尖晶石包裹体的橄榄石的充分分解来解释由于较易进入角闪石的 K、Rb 、Ba、Sr 等元素，在 角闪石脱水后不易进入固相的石榴石、单斜辉石中，因而随 水带入地幔楔，使产生的岩浆中具有高于洋脊拉斑玄武岩的 含量。至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄武岩的Ti、 Y、 Hf和 Zr 含量低，则与榍石

21、可能是高压含水条件下地幔或消亡洋 壳熔融后的一种残余矿物有关，榍石富 Ti 并易于吸收 Y 、 Hf 、和 Zr 及稀土元素。另外，Condie(1976)认为，在80km 深处，俯冲洋壳 本身的熔融也可直接产生岛弧拉斑玄武岩岩浆。 2、活动大陆边缘 (active continental margins) ：活动 大陆边缘岩浆活动主要是指大陆边缘弧火山活动，与洋内岛 弧环境不同的是，仰冲在俯冲洋壳之上的不是洋壳板片，而 是大陆岩石圈板块。陆缘弧岩浆活动以钙碱质系列火山岩为主导， 安山岩 是主要的岩石类型。岛弧地带安山岩的形成一般都要经历复杂的变异作 用过程，包括：不同源岩形成的熔浆的相互混合

22、含H2O液体对上覆地幔的作用相对富SiO2(与地幔橄榄岩相比)的熔浆与地幔橄榄岩的反应在深处形成富含H20的岩浆在上升过程中不可避 免的结晶分离作用岩浆与地壳岩石的相互作用等等安山岩岩浆可能直接导源于俯冲的大洋壳。 当洋壳下降到 100km 后， 玄武岩辉长岩转变为石英榴辉岩，石英榴辉岩局部熔融形 成原生的 SiO2 中等含量的熔浆，从 100 150km 的俯冲带 上升的这种 SiO2 中等含量的含水的熔浆进入消减带上面的 地幔楔形区，这种熔浆在这样的深度上与地幔橄榄岩是不能 平衡共存的，亦即与 Ol 是不能平衡共存的，因此与 Ol 发生 反应形成辉石（01+富Si02液体Py）,使橄榄岩转

23、变为辉石 岩。由于新形成的辉石岩的比重小于上覆地幔橄榄岩以及其 中隙间液体的存在，使辉石岩具有很大的活动性，它从消减 带以底劈方式上升。含水辉石岩底劈岩块在上升过程中开始 发生熔融，类似于从上升的地幔橄榄岩底劈岩块中形成玄武 岩岩浆的模式。在 100km 深处，辉石岩可能是含 Ga 的， 在较浅处 Ga 不稳定，其组分进入辉石固熔体中。 对于从 100 150km 深处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说：如果在100 60km 发生局部熔融熔浆的分离形成 均一的独立岩浆， 则具 0l 拉斑玄武岩 Q 拉斑玄武岩组成；如果在60 40km 内发生局部熔浆分离，则形成玄 武安山岩岩浆；如果在40

24、- 20km内局部熔浆从上升的底劈岩块中 分离出去，则就形成安山岩岩浆。 3、弧后盆地（边缘海盆 ）（back arc basins 或 marginal basins） ：弧后 （边缘 ）盆地是半封闭的盆地，或处在 岛弧体系之间的一系列小海盆。一般认为它们是弧后区次级 海底扩张的产物 （图 14）。边缘海盆可能有多种成因。 但至少其中某些海盆具有 的性质所表明的成因类似于扩张洋脊处形成大洋岩石圈那 样的作用过程。从这些海盆中获取的拉斑玄武岩类岩石岩石学和地 球化学资料，在常量元素和微量元素、同位素比值方面及模 式上和标准成分上都类似洋脊的拉斑玄武岩类。其化学性质 多半可归因于低压下的分离结晶

25、作用。它们在成分上的变化 范围与 MORB 部分一致。最可能的成因是橄榄质地幔的分离熔融和在缓慢扩 张（半速率 1- 2cm/a） 岩石圈中的侵位。 未必会是俯冲洋壳的 熔融，也未必会和岛弧拉斑玄武岩有亲缘关系。推测边缘海盆玄武岩化学上的微小变化是受到熔融 分离的深度、地幔熔融的范围或随后分离结晶的范围所控制 的。一般说，这些玄武岩的演化有点象 MORB ；化学上变化 的范围可能与海盆下温度梯度的差异有关。边缘海盆作为地 幔分离熔融产生新洋壳的所在地而具有明显的重要性。在弄清楚造山带的演化和弄清楚常认作为洋壳碎块的蛇绿岩的 成因上它们也是重要的。 弧后扩张中心玄武岩地球化 学特征的变化取决于几

26、个不同的因素，包括部分熔融程度、 PH2O 、PO2 、地幔源区的均一程度以及岩浆房中高位结晶 分异的程度。另外，俯冲板块中派生的流体相也可能是另一重要的 因素。就主元素而言，大部分弧后盆地玄武岩都与富集形MORB 很类似。 而痕量元素地球化学特征变化更为复杂， 既 具 MORB 的特征同时又显示了一定岛弧玄武岩的特征。这一现象表明， 受俯冲影响的部分地幔组分可能卷入 了弧后盆地扩张中心玄武岩岩浆的形成过程中，从而使这类 玄武岩带有岛弧拉斑玄武岩的烙印。通常，在弧后盆地拉张初期，俯冲中派生流体相对岩 浆形成的影响最为显著， 随着盆地的拉开， 其影响逐渐减弱。弧后区源区组分可能既包括亏损及富橄榄

27、岩的大洋 岩石圈，又包含相对富二辉橄榄岩底劈上升的岩石圈地幔 (Kaj Hoernle 等， 1993) 。4.2 碰撞带岩浆活动俯冲作用进一步发展， 必定导致岛弧与大陆或大陆与 大陆的碰撞并形成缝合带或碰撞造山带。大陆板块经过陆内裂谷陆间裂谷大洋扩张和大 洋裂谷边缘裂谷大洋盆地俯冲作用导致大洋消减和 弧沟系的形成直到碰撞产生缝合带和残留洋盆，构成一个 完整的威尔逊旋回。碰撞带以不同的火成岩组合， 相对复杂的岩石类型为 特征。与陆陆碰撞带有关的岩浆作用可以分为四个阶段， 每个阶段都包括一个特征的源区：碰撞期前：来源于碰撞以前的火山弧，仍属弧火山 活动类型。同碰撞期：在地壳增厚时期内导致含白云母

28、花岗岩 的侵位。在地壳仰冲作用期间，从湿的沉积楔排出的挥发分 能够渗透到上浮热的冲掩岩片，而引起深熔。地壳熔融的结 果使Rb、F和B（可能还有Ta）发生富集，这些元素在挥发相 中被迁移，而象 REE 、 Zr 和 Hf 这些元素是亏损的，它们被 集中在熔融的残余物中。冲掩岩片底部的温度取决于碰撞前 热流量、冲掩岩片厚度和剪切热。同碰撞花岗岩的发育程度 受碰撞期间地壳加厚的程度控制。碰撞晚期到碰撞期后：形成在微量元素特征上与火 山弧岩浆作用相似的钙碱性岩套。象火山弧岩浆一样，它们 被认为是由俯冲的大洋岩石圈上面富 LIL 的地幔楔形成的， 但有可能与下部地壳的熔融体混染而被改变。地壳熔融可以 由

29、下地壳热释放和上地幔绝热减压或者碰撞期后次要俯冲 而产生的幔源岩浆造成的。-碰撞期后：以碱性岩为特征，碱性岩浆作用具有板内地球化学特性并可能发育在没有被俯冲作用水化的任何 被切割的地幔区。上地幔熔融可能由绝热减压引起，接着是地壳增厚和侵蚀。它也可能由碰撞期后象海西造山带的裂 谷构造或象阿拉伯地盾的走滑断层作用所引起。如果岩石圈 构造允许适量的地幔挥发份释放或岩浆进入地壳的话，那么， 实际上，碰撞期后岩浆作用能发育在碰撞事件的任何阶段。岛弧与大陆的碰撞发生在岛弧与被动陆缘之间，被 动陆缘的前导洋壳在岛弧之下俯冲，当洋壳完全消失时，大 陆因质轻而不能俯冲，于是大陆与岛弧碰撞缝合在一起。它 与陆一陆碰撞不同的是，蛇绿岩、蓝片岩、混杂堆积等俯冲 组合位于陆侧与洋侧的岩浆弧之间；主要的逆冲断层都是向 洋侧倾斜向陆逆冲的。