在上述的板块构造格架中下列岩石大地构造组合可被识别（见图2）：

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1．大 洋

    （1）大洋中脊组合：正如上述，大洋中脊是新洋壳生长处，因此该组合也可叫做大洋壳组合。研究者们把地缝合带中产出的超鲜铁质岩（橄榄岩类岩石，大多蛇纹石化，甚至全变成蛇纹岩），镁铁质岩（枕状玄武岩，辉绿岩墙群，辉长岩体），以及深海沉积物（如含放射虫的硅质岩）统称为蛇绿岩套，并把其视为古洋壳残片。大洋钻探和地球物理测量也确实证明大洋壳的岩石组合雷同于蛇绿岩套。大洋岩石圈在向大陆俯冲的过程中由于受阻可被上冲到岛弧或活动大陆边缘中，因此在这些地方也可有蛇绿岩产出。边缘海盆持续的拉张也可形成蛇绿岩组合。总之，虽然洋壳形成于板块的离散边缘（拉张环境），但是它绿岩（洋壳残片）总是构造侵于板块的汇聚边缘（挤压环境）。正常的大洋中脊玄武岩（即蛇绿岩套中的枕状熔岩）成分上最大的特点是低钾（K2O一般小于0.4wt％），贫不相容元素（K，Rb，Sr，Ba，U，Th，LREE），以及低的Sr87／Sr86比值（一般＜0.704）。

    （2）大洋岛屿组合：正如上述，大洋岛屿都是火山岛。这些火山喷发的是拉斑玄武岩浆或碱性玄武岩浆（或者都有）。一般来说，大的岛屿如夏威夷群岛几乎绝大部分由拉斑玄武岩组成，只是在特殊的火山中心的活动晚期喷发碱性玄武岩。一些小岛是由碱性玄武岩组成的。另外，大洋岛屿常形成火山岛链。这是由于大洋岩石圈板块在地幔柱（热点）上漂移而形成的。在火山链上一个特定的火山最老的岩石均为拉斑玄武岩，最后是少量的碱性玄武岩。

2．大 陆

    （1）克拉通组合：克拉通主要由太古代（距今19亿年前）和元古代（距今19亿年至7亿年）变质岩组成。太古代岩石组合包括绿岩带，GGT岩套（麻粒岩，灰色片麻岩，英云闪长岩），以及花岗质深成岩。绿岩带实际上是变质的火山—沉积岩系，并可分为两个层序：下部层序主要由低钾拉斑玄武岩，镁绿岩以及超镁铁质岩床和少量酸性的火山岩和硅质岩组成；上部层序由钙碱性火山岩系及碎屑沉积物组成，有少量超镁铁质熔岩。镁绿岩亦叫做科麻提岩，是地球上迄今为止发现的唯一的超镁铁质熔岩。超镁铁质岩的主要组成矿物是橄榄石，辉石和石榴子石。它们的熔点非常高（高于地幔的液相线），例如，即便在常压下橄榄岩的熔点也要达1600℃至1800℃。因此，除镁绿岩以外，地球上所见到的超镁铁质岩几乎都是构造侵位的深成岩。这就表明太古代时地球的地温非常高。下部层序可与蛇绿岩套对比，暗示了其形成于大洋环境；而上部层序，正如下述，可与岛孤岩石组合对比。GGT岩套代表了下地壳的岩石组合，是地球上最早形成的陆壳。太古代的岩石组合表明了板块构造在地球早期就可能存在。元古代岩石组合包括有更多的上地壳的岩石，并可归纳为以下四种①石英岩—碳酸盐—页岩；②双模式火山岩—石英岩—长石砂岩；③钙碱性火山岩—杂砂岩；④蛇绿岩套。显然，元古代地球的板块构造格局已十分明朗，构造上已有稳定区和活动区之分。克拉通地区上显生宙（距今7亿年至今）的岩浆活动和沉积作用的规模是小的。火成岩呈小的岩体，岩墙，岩床，火山颈和岩筒成群产出，以富碱质和LREE为特点。含金刚石的金伯利岩和钾镁煌斑岩是克拉通特有的岩石。克拉通岩浆岩的另一个特色是，碱性火山岩和金伯利岩普遍含有来源于上地幔的岩石包体（橄榄岩质岩石为主，其次榴辉岩）。

    （2）大陆裂谷系组合：正如上述，大陆裂谷系包括克拉通裂谷（如东非裂谷）、复合裂谷系（美国西部的盆地与山脉省）以及高原（或溢流）玄武岩区（如哥伦比亚和德干高原）。不管那一种大陆裂谷的岩浆活动都发生于拉张环境。一般来说，玄武质（基性）岩浆喷发于拉张环境，而花岗质（酸性）岩浆侵入于挤压环境。岩浆的粘度与其成分密切相关。岩浆愈富硅铝质（即愈酸性），其粘度也愈大，而愈富挥发分（H2O，CO2等），其粘度愈小。花岗质岩浆主要由大陆地壳物质熔融生成，因而既富硅铝质又富挥发分。一旦挥发分逃逸，酸性岩浆就在深部固结形成花岗质岩侵入体。只有在挤压条件下（有利于挥发分储存于岩浆中），富硅铝质酸性岩浆才可流动。这就解释了为什么在岛弧（或造山带）形成巨大的花岗岩基，而在裂谷形成巨大的玄武岩高原。裂谷的岩浆活动特征取决于裂谷发育的阶段。大陆裂谷一般以发育双模式火山岩套为特征，随着裂谷作用的发展，形成溢流玄武岩（也叫高原玄武岩），最后可出现洋壳（如红海）。所谓双模式火山岩套是指该岩套由基性（玄武岩质）和酸性（流纹岩质）火山岩组成而缺中性火山岩（安山岩和英安岩质）。大陆裂谷的双模式火山岩套通常是基性成员要比酸性成员丰富得多。大陆裂谷的火山岩岩浆可以是拉斑玄武岩质也可以是碱性玄武岩质。不管那种，大陆裂谷的火山岩以富不相容元素为特征，而且显示较大范围的Sr87／Sr86比值（0.703～0.710），说明它们的岩浆受到陆壳物质混染。大陆裂谷的沉积作用以发育不成熟的陆源碎屑物（长石砂岩，长石质石英岩，砾岩）和蒸发岩（石膏和岩盐）为特点。如果裂谷被海水淹没，也可有页岩和碳酸盐沉积。

    （3）大陆碰撞造山带岩石组合：顾名思义，它们是由两个大陆相互碰撞生成的。封闭的大洋盆残片作为蛇绿岩侵位于地缝合带中，形成混杂岩带。一般说来，地缝合带的一侧原先是岛弧或活动大陆边缘，而另一侧是被动大陆边缘。在碰撞过程中，地缝合带两侧大陆的原先的构造均会因强烈变质和变形作用而改造。直接与大陆碰撞作用有关的岩浆活动规模一般不大，以形成钙碱性火山岩和花岗岩为主。富硅和钾的熔结凝灰岩以及煌斑岩墙群是碰撞造山带的特征的岩类。与地缝合带伴生的高压（高P／T）变质带（蓝片岩相）也是碰撞造山带的一个重要特征。需特别指出的是，80年代后期在西阿尔卑斯山和大别山的变质沉积岩和榴辉岩中，发现了石英的超高压变体柯石英（形成压力＞2800MPa，相当于地下约80～100km深度的压力）。这一发现表明大陆地壳物质可被俯冲到上地幔中至少100km的深度。在此发现之前，研究者们都认为大陆地壳物质的变质作用只可能发生在地壳深度内（压力＜1000MPa，相当于30km深度）。这一发现对当代地球动力学是一个挑战。大陆碰撞造山带的沉积作用主要发生于俯冲大陆一侧的前陆盆地中。

3．岛弧（活动大陆边缘）—海沟系

    从大洋向大陆方向上，一个典型的岛弧（活动大陆边缘）—海沟系可分为四个区：海沟，弧—沟间隙，火山弧和弧后区。这些构造环境中每一个都有它们的特征的岩石组合。海沟通常有已混杂的深海沉积物和来自岛弧的碎屑沉积物。它们仅少量被拖入消减带中，而大部在海沟的弧一侧被变形和破碎，形成消减杂岩。弧—沟间隙中的弧前盆地，火山弧的弧内盆地，以及靠弧一侧的弧后盆地均以钙碱性的火山岩碎屑沉积为主。如果弧后出现具洋壳的边缘海，远离岛弧侧，沉积物过渡为深海相。这种情况下，边缘海盆的火山喷发产物也是低钾拉斑玄武岩，与大洋中脊玄武岩无多大区别。

    岛弧和活动大陆边缘的主体是岩浆弧。在陆壳上形成的岛弧以钙碱性火山岩（以安山岩为主）和深成岩（以花岗闪长岩—闪长岩为主）为主要岩类，而在洋壳上形成的岛弧以岛弧拉斑玄武岩为主。岛弧的岩石组合还与其发育阶段有关。初始岛弧一般只形成岛弧拉斑玄武岩系，随着岛弧的发育，钙碱性岩系逐渐成为主体，而且在内弧出现偏碱性甚至碱性岩系。随着岛弧成长，火山岩显示从玄武岩质为主，经安山岩质为主，到长英质为主的变化趋势。活动大陆边缘实际上就是成熟岛弧。

    岛弧和活动大陆边缘的一个独特的性质是它们的成分极性。在垂直岛弧走向的方向上，从大洋向大陆，岛弧的火山岩系从低钾的岛弧拉斑玄武岩系经钙碱性岩系过渡至钾玄岩系。在此方向上，在同等的SiO2水平下，火山岩中碱质（特别是钾质）和不相容元素的丰度以及放射性同位素的比值如Sr87／Sr86增高。这就是所谓的岛弧的成分极性。活动大陆边缘如安第斯山脉的金属矿床的分布也显示成分极性：从靠近大洋一侧Fe和Cu矿床，经Ag，Pb和Zn矿床，直至内陆的Sn和Mo矿床。