一、概述
汇聚型板块边界产生的岩浆数量仅次于大洋中脊。不像MORB那样，其大多数因俯冲作用而消失，在汇聚型板块边界产生的火成岩将被增生到大陆而被保存下来。的确，在汇聚型板块边界的岩浆作用可以被认为是大陆形成的主要方式之一。
基于俯冲大洋板块之上是大陆板块还是大洋板块，可将汇聚型板块边界划分成两类:一是上覆板块为大洋板块，即洋－洋俯冲，那么由此导致的岩浆作用形成岛弧(IslandArc);二是上覆板块为大陆板块，即洋－陆俯冲，由此所导致的火成活动被称为大陆弧(ContinentalArc)或活动大陆边缘(ActiveContinentalMargin)。虽然对于这两种俯冲类型来说，岩浆产生的作用过程相似，但是，由于上覆板块性质的差异(大陆和大洋)，必然造成所产生岩浆性质上的不同。
横穿岛弧或活动大陆边缘，自海沟向大陆方向，随着俯冲带深度的增加，火山岩的化学成分也有相应的变化，尤其是火山岩中K2O含量的变化与火山岩的空间分布关系密切，在相同的SiO2含量的火山岩，随着远离海沟向大陆一侧K2O含量有增加的趋势，这种现象称为成分极性(CompositionPolarity)。这种成分极性往往可以作为判断古火山作用是否与板块俯冲有关和恢复古俯冲带俯冲方向的重要依据。
与板块俯冲作用相关的岩浆作用是大陆地壳生长的主要机制，无论是横向增生(如岛弧和活动大陆边缘区的岩浆作用)还是垂向增生(如玄武岩浆在壳－幔边界附近的底侵作用，Underplating)都使陆壳增添了中性岩石的组分。
二、岛弧
1.一般特征
岛弧是指两个大洋板块汇聚的边缘，一个大洋板块俯冲到另一个大洋板块之下，形成了典型的沟－弧－盆体系(图9－5)。岛弧的宽度一般为200～300km，长达数千千米。
图9－5 典型岛弧剖面示意图(Winter，2001)
大洋岩石圈(洋壳+岩石圈地幔)在海沟处俯冲于另一大洋板块之下，从海沟到火山前缘之间的部位称为弧前(ForeArc)，它主要由来自火山弧的火山碎屑物、不成熟的沉积物和俯冲板块刮剥下来的大洋沉积物构成。因板块汇聚作用，弧前是一个典型的高应变区，并因逆冲推覆作用常常形成叠瓦状构造。这种堆积作用，包括因逆冲被刮剥下来的洋壳和地幔残片，通常被称为增生柱或增生楔。在弧前之后，是主要的火山弧(VolcanicArc)，火山弧的展布平行于海沟，其间距取决于俯冲板片的角度。在火山弧之后，便是弧后盆地(Back-arcBasin)，其形成于软流圈对流体系下的引张环境，这是一个类似MORB火山作用的场所，它是在弧后伸展构造环境下形成了薄的大洋型地壳。
在洋壳俯冲过程中，因俯冲的洋壳将进入到另一个大洋板块的地幔内部，伴随温压条件的变化，俯冲的洋壳———玄武岩和辉长岩，不仅发生相变———绿片岩相－角闪岩相－麻粒岩相及榴辉岩相，而且洋壳中的水和含水矿物也因温度和压力的升高而释放出水分。这些释放出的水分既可以存在原岩中，也可形成独立的流体相，进入到上覆地幔楔中，使其变为含水地幔。
2.火成岩组合
安山岩是岛弧地区最为常见的岩石类型(Gill，1981)，最为常见的钙碱性火山岩组合为玄武岩－安山岩－英安岩－流纹岩，其中安山岩体积分数最多约占70%，玄武岩体积分数25%，英安岩+流纹岩体积分数5%。在化学成分上，岛弧火山岩变化较大，可从相对原始的高镁拉斑玄武岩到高度分异的英安岩和流纹岩。基于岛弧火山岩中的K2O含量，可将其进一步划分成四个岩石系列，包括低钾拉斑玄武质系列(Low-KTholeiiticSeries)、中钾和高钾钙碱性(Medium-andHigh-KCalc-alkalineSeries)以及钾玄岩(橄榄安粗岩)系列(ShoshoniticSeries)(图9－6)。岛弧地区的钙碱性系列主要为中钾钙碱性系列，也可出现少量高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。岛弧地区的拉斑玄武岩以明显偏高的Al2O3含量(通常大于16%)区别于洋底和洋岛拉斑玄武岩，通常将前者称为高铝玄武岩(High-aluminaBasalts)。
图9－6 Mariana大洋岛弧火山岩的K2O－SiO2图解(Best，2006)
在岛弧地区，与火山岩组合相对应的侵入岩组合是:辉长岩－闪长岩－花岗闪长岩－花岗岩。岛弧地区的花岗岩类岩石在化学成分上类似I型，并与钙碱性火山岩的化学成分类似。整体上，在岛弧地区侵入岩出露的面积明显少于火山岩。
除上述火山岩外，在岛弧地区还可出现具有高镁特征的火山岩(Mg#=［Mg/(Mg+Fe2+)］＞0.45)，包括埃达克岩、赞歧岩、高镁安山岩(MgO＞6%)和玻镁安山岩。
◎埃达克岩(Adakite):是指具有特殊地球化学属性的一套火成岩，SiO2≥56%，Al2O3≥15%，MgO通常小于3%(很少＞6%)，高Sr(很少＜400×10－6)、低Y(＜18×10－6)和重稀土元素(Yb≤1.9×10－6)及高场强元素，无Eu异常，87Sr/86Sr初始比＜0.7040;其主要矿物组合为斜长石+普通角闪石，可以出现黑云母、辉石和不透明矿物(Defant＆Drummond，1990)。该类岩石重稀土元素和高场强元素的亏损，表明岩浆源区石榴子石(+金红石)的残留，而高Sr、无Eu异常的特征指示岩浆源区中的斜长石已经或全部熔融。在岛弧地区的埃达克岩主要由年轻的(25Ma)、热的俯冲洋壳部分熔融所成。
◎赞歧岩(Sanukite):是指发现于日本四国北部的一种黑色玻璃质的富镁火山岩。在地球化学特征上，赞歧岩与埃达克岩类似，但更富Mg(Mg#＞0.60)、Cr和Ni以及高的K/Na比值(0.33～0.52)。这表明赞歧岩可以直接由地幔岩部分熔融形成。
◎高镁安山岩(High-MgAndesite):是指那些相比岛弧安山岩具有更高的MgO(＞5%)和更低的TFeO/MgO(＜1.5)，以及Al2O3(＜16%)和CaO(＜10%)为特征的安山岩(Tatsumi，2001)。也有些研究者将SiO254%～65%，Mg#＞0.45的岩石定义为高镁安山岩(Kelemen，1995)。高镁安山岩的成因复杂，既可以通过地幔橄榄岩直接熔融形成，也可以通过熔体与地幔橄榄岩的相互作用形成。
◎玻镁安山岩(Boninite):是一种高镁(MgO＞8%)、低钛(TiO2＜0.5%)、非常亏损不相容元素的玄武安山岩或安山岩。在化学上，属于低钾或中钾系列。通常呈玻璃质，典型斑晶矿物包括四方晶系和单斜晶系的顽火辉石(～En90)、橄榄石(～Fo90)和钙质单斜辉石(Crawford，1989)。玻镁安山岩可直接由地幔岩部分熔融形成。
3.时空变异
当将岛弧作为一个整体考虑时，大多数岛弧岩石在化学上往往表现出明显的变化。在一个岛弧(甚至一个火山)通常可以发现多个系列火山岩，这揭示了岛弧环境的复杂性。某些岛弧常常可以观察到岩浆系列时空变化。Kuno(1959)首次描述了日本火山岩中K2O的含量(K)与火山距毕鸟夫带深度(h)之间的关系(所谓的K－h的关系)。在日本，低钾拉斑玄武质系列出现在靠近海沟一侧，中钾和高钾钙碱性系列(甚至钾玄岩系列)则出现在逐渐远离海沟的位置，这种空间变化规律已经被几个岛弧火山岩的空间分布所证实(Hatherto＆Dickinson，1969;Arculus＆Johnson，1978;Gill，1981)。但是，也有些例外，甚至出现相反的类型。日本是一个火山岩中K－h关系的最好例子，大多数其他岛弧并没有遵循这个模型。
Gill(1981)和Baker(1982)分别描述了岛弧地区火山岩系列随时间的变化趋势，拉斑玄武岩系列出现较早，钙碱性系列和富钾火山作用出现较晚，到最晚期甚至出现碱性系列。随着岛弧成熟度的提高，火山岩中碱性组分(尤其是钾)含量增加。Ringwood(1977)指出也有一些例外，当考虑这种随时间变化趋势时，最好描述更宽阔的、总的趋势，而不是一个局部的、精确的、随时间的变化趋势。
4.岛弧岩浆的成因
岛弧地区火成岩的化学和同位素组成研究已经表明，岛弧是一个非常复杂的构造环境区。这表现在，岛弧岩浆的产生反映了多个源区和多个阶段;产生岩浆的主要源区———地幔楔在化学上是不均匀的;俯冲的物质既包括俯冲的洋壳，也包括上覆的沉积物;在岛弧地区，热和地幔流的形式是变化的;流体的性质很难制约，并且可能是变化的。上述诸多因素是造成岛弧地区火成岩多样性的主要原因。
此外，在岛弧地区岩浆成因研究中，除了岩浆分异作用外，近年来，岩浆混合作用也得到了一定程度的重视———原始的玄武岩浆注入浅部演化的岩浆房中，并发生岩浆混合作用，这较好地解释了某些钙碱性火成岩中斑晶的不平衡现象和主量元素与痕量元素的变异趋势。
图9－5是一个适用于岛弧岩浆成因的俯冲带岩浆作用模型。需要说明的是，没有任何一个单一的作用过程能够产生岛弧岩浆的这种多样性，这里所提出的模型只是解释岛弧岩浆作用基本特征的一个基础。简而言之，该模型涉及以下几个方面:
(1)在湿玄武岩固相线以下，俯冲洋壳和上覆的相关沉积物发生加热与脱水作用。在该固相线附近，局部也许发生部分熔融作用，尤其是在年轻的岛弧或具有年轻的俯冲洋壳的岛弧地区(图9－7)。
图9－7 俯冲洋壳的PTt轨迹(Winter，2001)
(2)释放的流体相(包括被溶解的组分，尤其是大离子亲石元素)上升进入到上覆的地幔楔。
(3)含水和被改造的地幔橄榄岩被拖拽到更深的深度，在该深度－湿橄榄岩固相线以上，这个含水和被改造的地幔橄榄岩发生脱水，并诱发部分熔融形成含水1%～2%的橄榄拉斑玄武岩(图9－8)。
(4)拉斑玄武质岩浆上升到岛弧地区地壳底部发生底侵，并经分离结晶作用形成高铝玄武岩。这个大而热的镁铁质岩浆房可以引起上覆地壳的局部熔融，产生富硅质熔体，后者既可上升到地表，也可同镁铁质岩浆的演化物发生混合。
图9－8 对地幔楔中橄榄岩计算的PTt轨迹(Winter，2001)
(5)拉斑玄武岩系列和钙碱性系列岩浆在地壳浅部岩浆房中的分异作用(包括分离结晶作用、混染作用和岩浆混合作用)，便形成了目前在地表所见到的各类火山岩。没有达到地表的岩浆，便在深部结晶形成了深成岩。
(6)更多的碱性岩浆也可以在岛弧地区形成，但主要分布在火山弧之后，在这个部位，与俯冲带相关的流体更少。
(7)也是在火山弧之后，诱发的地幔流可以引起对流地幔的上涌和弧后的火山作用，进而可以产生边缘洋盆和残留的岛弧(Karig，1974)。
三、活动大陆边缘
1.活动大陆边缘与岛弧的差别
正如上节所总结的，活动大陆边缘或大陆弧在几何学和力学上与岛弧类似。大洋岩石圈(洋壳和上地幔)的俯冲伴随着俯冲洋壳的脱水(甚至熔融)作用，从而导致了俯冲板片之上地幔楔的部分熔融，结果沿着大陆边缘形成了岩浆弧。活动大陆边缘或大陆弧与岛弧的主要差别是在俯冲带之上存在有厚度可达70km的大陆壳。就整体而言，虽然大陆壳具俯冲带的浅部特征，但是它仍以各种方式影响大陆弧岩浆的某些重要特征。这主要表现在:
(1)在地幔楔或俯冲板片中产生的岩浆在到达地表前必然穿过上覆的富含不相容元素的厚层硅铝质陆壳。由于原始岩浆与这种陆壳物质成分的可对比性，这种上升岩浆发生陆壳混染的可能性很大。
(2)这种陆壳物质的低密度可能明显地延缓镁铁质－中性岩浆的向上运移，从而导致进一步混染和/或岩浆房中的分异作用。
(3)伴随着俯冲带岩浆上升带来的热量的注入，可以引起陆壳物质的部分熔融，这种明显富硅质的岩浆可以加入到俯冲带的岩浆体系中。
假如考虑上述因素，我们就不难预测，就总体而言，与岛弧火山岩相比，大陆弧火山岩的演化程度和富集程度更高。此外，厚陆壳的存在，将延缓岩浆的上升，这就导致了在活动大陆边缘区，深成岩带更为常见。这些深成岩带也可作为确定古活动大陆边缘和消失的活动大陆边缘存在的标志。
2.火成岩组合
活动大陆边缘与岛弧地区的火成岩组合类似，都是以钙碱性系列岩石为主，即玄武岩－安山岩－英安岩－流纹岩组合，相对应的侵入岩组合为:辉长岩－闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩－花岗岩。但是，活动大陆边缘比岛弧地区具有更厚的陆壳，就造成了大陆弧火成岩组合中，富硅质、钙碱性岩石(包括英安岩－流纹岩和相对应的花岗闪长岩－花岗岩)的比例明显偏高。在富硅质大陆火成岩中，石英和碱性长石广泛出现，而在岛弧火成岩中少见。此外，巨量的硅质熔结凝灰岩和巨大的花岗岩基只在活动大陆边缘中出现。太平洋东岸南美的安第斯山脉是一个典型的活动大陆边缘弧。Pitcher(1978)对秘鲁海岸岩基的统计结果表明，其中的辉长岩－闪长岩只构成了深成杂岩总面积的7%～16%，而英云闪长岩则构成了48%～60%，花岗闪长岩构成了20%～30%，狭义的花岗岩只有1%～4%。在安第斯，巨大的侵入岩岩基是大陆弧岩浆作用的主要特征，其出露的体积超过了相应的火山岩。
3.时空变异
活动大陆边缘与岛弧地区火成岩组合的时空变化类似。就空间而言，从海沟向内陆一侧，火成岩中的碱性组分(尤其是K2O)和SiO2含量增高，从低钾拉斑系列向钙碱性系列和碱性系列变化。Pitcher(1997)总结南美安第斯活动大陆边缘弧火成岩发现，靠近大洋一侧分布的是辉长岩－闪长岩－英云闪长岩－花岗闪长岩组合，岩浆源区主要是俯冲的洋壳和地幔楔，而内陆一侧主要为花岗闪长岩－花岗岩组合，岩浆源区主要是前寒武纪基底，地幔贡献很少。就时间而言，活动大陆边缘早期岩浆活动主要为靠近大洋一侧的低钾拉斑系列，而靠近陆内一侧的钙碱性和碱性系列往往形成时间稍晚。
4.岩石成因
活动大陆边缘区被广泛认为是地球上最为复杂构造环境区。活动大陆边缘区的岩浆作用具有多源区、多阶段演化的特征(图9－9)。活动大陆边缘岩浆作用可能的源区包括:俯冲的洋壳和其上的沉积物、地幔楔(本身可能是一个由亏损和富集橄榄岩组成的不均一的混合体)、不均匀的大陆壳、地壳底部的底侵体和陆下岩石圈地幔。这些源区的任何一个都可能被混合和/或发生部分熔融。活动大陆边缘岩浆演化的多阶段性包括:俯冲大洋板片和所携带的沉积物脱水，并交代上覆地幔楔橄榄岩;水化的地幔楔橄榄岩部分熔融形成橄榄拉斑玄武质的原始岩浆;因大陆弧地区陆壳较厚和低密度，原始岩浆上升到地壳底部并发生底侵，在该部位底侵岩浆发生强烈的分离结晶作用、混染作用，同时可能引起上覆下地壳物质的部分熔融作用;在大陆弧区，只有在伸展环境下，更原始的岩浆才能沿着减薄陆壳中的断裂上升到地表，否则大量的岩浆将底侵到地壳底部，并在此结晶固结成岩。深部岩浆房中的分离结晶作用将导致钙碱性母岩浆的产生，相继发生的各种作用---包括上升岩浆的陆壳混染、地壳熔融和岩浆混合作用，都将产生演化程度更高和更为富集的岩浆类型。
图9－9 大陆弧俯冲带剖面示意图(Winter，2001)
在大陆弧岩浆作用区，就总体而言，与火山岩相比，深成岩的演化程度更高。与大面积的英云闪长岩以及演化程度更高的二长岩和花岗岩相比，辉长岩和石英闪长岩是次要的。它们可能是幔源岩浆与镁铁质底侵物质再熔融岩浆的混合物。目前，多数学者认为，虽然更富镁铁质的侵入体起源于地幔楔的部分熔融，但大面积的英云闪长岩更可能是地壳底部玄武质底侵物质部分熔融的产物。Cobbing＆Pitcher(1983)提出了镁铁质底侵物质熔融形成花岗质岩浆的成因模型(图9－10)。图9－10a表明了安第斯岩浆作用过程中伸展环境下形成的弓形地幔。在这种环境下，导致水化的陆下岩石圈地幔发生减压熔融，形成的辉长质岩浆沿着与伸展环境有关的断层上升到弧后盆地区。这些辉长质岩浆的大多数将堆积在地壳底部，这种底侵岩浆将经历各种作用过程(包括分离结晶、与陆壳物质的混染、周围陆壳物质的部分熔融和岩浆混合作用等)，并且某些将固结成岩。那么，在挤压和相继出现的松弛阶段，来自深部的热流和加厚陆壳将引起先前底侵物质的再熔融，进而形成了英云闪长质岩浆(图9－10b)。
图9－10 大陆弧地区辉长质地壳底侵物质的形成(a)和底侵物质再熔融形成英云闪长质深成岩(b)示意图(Pitcher，1983)