（2）图1b为冷幔—冷壳结构，俯冲洋壳与地幔楔形区均无岩浆发生，后者只有角闪石化交代作用，唯最上面的下地壳（C处）可形成如图1aH处的同样的岩浆组合。

（3）图1c为热幔—冷壳结构，俯冲的洋壳无岩浆发生，只是放出水进入楔形地幔区，诱发地幔橄榄岩局部熔融产生，同时随浅部（E—M处）已经角闪石化的橄榄岩由于幔楔沿俯冲带向下拖曳使温度升高诱发角闪石脱水熔融，使在N点加强岩浆的发生。依赖于压力的大小，在1.5GPa条件下则无高镁安山岩岩浆的发生。在最上面的地壳下部发生的岩浆类同于图1a的H处。

（4）图1d为热幔—热壳结构，3个源区均有岩浆发生，俯冲洋壳发生的岩浆类似图1a的热壳;楔形地幔区发生的岩浆类似图1c的热幔，除此以外，在R处还可能有金云母（phl）脱水诱发钾质和超钾质岩浆的发生;最上部的地壳则在H处和C处分别类似于图1a，c和1b的岩浆发生。因此，岩浆种类最为丰富，岩石组合最多，岩浆作用最为强烈，这样的热幔—热壳结构对成矿作用最为有利，可能是形成超大型矿床的最佳构造位置。

（5）关于不同类型的岩浆形成的温度、压力、源岩条件，如有兴趣，请参阅邓晋福等关于高温高压实验成果的综述。

Condie于1982年对洋俯冲带上面的岩浆弧提出三个主要特征，即①岩浆前锋；②组成（组分）极性；③地球化学极性指数。

现代岩浆弧的火成岩产于岛弧或活动大陆边缘弧内，与洋俯冲带有关的火山或侵入活动，通常在岩浆前锋（magmaticfront）处突然发育。岩浆前锋大致与海（洋）沟（oceantrench）平行，离邻近海沟轴部约200～300km处的岩浆弧上突然发育，弧—沟之间无岩浆活动的地带常称为弧—沟间隙。岩浆活动在岩浆前锋处的突然发育，反映了洋俯冲带内或其上覆楔形地幔内局部熔融作用的发生。

Sëngor指出岩浆前锋是一个重要的造山带的结构标志。当位于两个大陆之间的洋壳俯冲消减和消亡之后，就成为拼合的两个大陆之间的缝合带（suturezone），如果居间的洋足够的宽，并有多幕洋俯冲作用，常常岩浆弧会向洋后退，并侵入到先前的俯冲增生杂岩内，如果这种过程不止一次地发生，则洋陆转换带完全由俯冲增生物质加岩浆弧构成，这样形成一个宽阔的“新生陆壳”，在陆—陆碰撞造山过程时期又会发生强烈的变质和变形，就会变得难以解读它的大尺度的结构（structure，国内文献常译为构造，但需注意，它不是对应于tectonics的构造!），这是因为在一个单调的、千篇一律的高度变质变形的玄武岩—燧石（chert，或译为硅质岩）—浊积岩为主的岩石建造内缺乏标志性的岩性（markerlithologies），它导致野外地质工作者在过去产生了绝望。由此，提出用移动进入俯冲增生杂岩的岩浆前锋作为结构标记去追索造山带的走向线和重建已经变形的和已经破碎的俯冲增生杂岩的原先的连续性，以及重建造山带的构造单元（structuremakers）。观察表明，岩浆弧有很锋利的（verysharp）前锋，但有分散的弧的后缘（diffusebacks），同时指出，增生楔向洋方向生长时，岩浆前锋不是连续的向前延伸的，而是正常的幕式跳跃的，其距离常常大于岩浆弧内主要岩浆轴的宽度，在野外可使地质学家辨认岩浆前锋遗迹（fossil）;相反，在连续生长的俯冲增生杂岩中蛇绿岩最长的也不过200km，被夹持在增生楔中，而不是古老的大陆之间，用蛇绿岩作为结构标志则可能产生误导，因为，蛇绿岩在这里是作为增生碎片偶然的样式而存在的。

另外，岩浆前锋面向海沟的俯冲增生杂岩与岩浆作用有相同的年龄，而岩浆弧的后陆（hinterland）是由比岩浆弧老的岩石构成的，这样，岩浆前锋的面向可指示洋壳的俯冲方向，即与岩浆前锋面向相反的方向为洋俯冲的方向。

（compositionalpolarity）

Condie（1986）认为，与现代俯冲带有关的火山岩的地球化学研究提出，钙碱性（CA）系列粗略地可分为呈完全过渡的3个亚系列（subseries），即弧拉斑玄武岩亚系列（arc-th）、钙碱性亚系列（CA，狭义的）和钾玄岩亚系列（sh）（JakesandWhite，1982）。从弧拉斑玄武岩亚系列-钙碱性亚系列-钾玄岩亚系列，在给定SiO2值条件下，K2O逐渐增加，其中弧拉斑玄武岩亚系列的K2O不会超过1.5%。弧拉斑玄武岩亚系列或钙碱性亚系列具有前锋弧的特征。从弧拉斑玄武岩亚系列-钙碱性亚系列-钾玄岩亚系列，REE从平坦式样到高度富集，87Sr/86Sr比值逐渐变大，后来的研究又表明，εNd（t）逐渐减小。火成岩的上述变化作为俯冲深度的函数，被称为组成极性。对侵入岩来说，英云闪长岩在低K2O岩石组（group）中最丰富，而花岗闪长岩（γδ）或石英二长岩（Qη）在高K2O岩石组中最丰富。安第斯弧区中—新生代的矿床的极性为，外带Fe、Cu→矿内陆Ag、Pb、Zn→矿最内陆Sn、Mo矿。

Jakes和White（1972）对组成极性有如下阐述，对于岛弧火山岩（SiO2=50%～65%）来说，主元素和痕量元素丰度在水平方向上，从外带-内带，和地层学层序上从早-晚，均呈现规律地变化，岩石组合从拉斑玄武岩亚系列钙碱性亚系列-（低K、高K）-钾玄岩亚系列，K2O增加（在SiO2给定的条件下），K2O/Na2O值升高，TFeO/MgO值降低。Pitcher（1993）在总结科迪勒拉活动大陆边缘火成岩组合研究成果时指出，向洋一侧分布辉长岩—闪长岩—英云闪长岩—花岗闪长岩组合；内陆一侧分布花岗闪长岩—花岗岩组合；同时认为，洋内岛弧与斑岩Cu、Au矿有关，而大陆边缘弧与Cu、Mo、Au矿有关。

Maniar和Piccoli（1989）提出，无碱性长石的花岗岩为洋斜长花岗岩，岛弧花岗岩为TTG+石英闪长岩（Qδ）组合，大陆边缘弧为TTG+二长花岗岩（ηγ）组合，碰撞花岗岩类为二长花岗岩组合，后造山为二长花岗岩+正长花岗岩（ξγ）组合，碱长花岗岩+石英碱长正长岩以及石英二长岩（Qη）+石英闪长岩（Qδ）+石英正长岩（Qξ）为与裂谷有关，碱长花岗岩+石英碱长正长岩组合与大陆的造陆抬升有关。

岩浆弧地壳—洋陆转换带的地壳类型

初始岛弧的形成常常是洋岩石圈的俯冲，即常说的洋内弧环境，其典型实例，即前面讨论的汤加—克马德克岛弧系，伊豆—马里亚纳岛弧系，中央千岛群岛岛弧系，南桑德维奇岛弧系等，为刚刚露出海水面的小火山岛，地壳厚度<20km，以玄武质—玄武安山质的镁铁质（mafic）火成岩为主，在深部它们会变质生成镁铁质的基性麻粒岩和基性角闪岩，Miyashiro（1974）称之为“洋壳型”的地壳，这里所以打出引号，是因为，它们不是真正的洋壳（MORB+OIB组成），而主要是低钾拉斑玄武岩系列的玄武质和玄武安山质，不同于真正镁铁质洋壳，表明岩浆弧的下地壳主要为弧镁铁质火成岩的变质岩。但是，弧下地壳的底部仍可能有真正的洋壳，因为，初始岛弧是从洋—洋俯冲开始的。在洋俯冲带上面的楔形地幔之上仍是洋壳，可参见图1，如果大陆地壳被洋壳替代的话。

岩浆弧随时间的组成极性告诉我们，初始岛弧形成之后，进入成熟岛弧阶段，该阶段以安山岩—英安岩喷发为主，它们的深成侵入岩等同物为TTG组合，此阶段正如Brown（1982）所指示的是“大陆化”形成阶段，而无古老陆壳的基底，亦就是说TTG质片麻岩形成阶段，它们将分布于镁铁质下地壳的上面，形成弧上地壳的主要物质构成，这一阶段，弧地壳增厚为约20～40km左右，是大的岛屿的成熟的地壳，如前面讨论的日本岛弧、巽他岛弧、新几内亚岛弧，堪察加岛弧等。

这样，岩浆弧的地壳可能主要是双层结构，下地壳为镁铁质，上地壳为长英质。我们知道，洋壳为玄武质（或镁铁质），陆壳为花岗质（或长英质），而弧地壳下部为镁铁质，上部为长英质，亦就是说，处于洋壳与陆壳的过渡位置的地壳类型，显然，这与岩浆弧代表洋陆转换（带）的构造环境相符合。如果说，岩浆弧代表的洋陆转换带，从造山带类型来看，为增生造山性质，那么，洋陆转换型地壳就是增生造山带所特有的洋转化为陆的过渡型地壳类型了，亦就是说它不同于克拉通的真正的陆壳，因此，仍在构造上具有一定的活动性。另外，从大陆地壳形成来说，弧地壳相当于陆壳形成的第一阶段，为新生陆壳（juvenilecontinentalcrust），随后的陆—陆碰撞直至克拉通化则形成第二阶段的成熟的陆壳。