沿现代活动大陆边缘前沿的会聚板块边界，无论是洋—陆会聚，如苏门答腊西南的尼亚斯岛，阿拉斯加的科迪阿克岛；还是洋—洋会聚，如小安第勒斯的巴巴多斯岛，近海沟一侧都发育有因俯冲板块消减而在仰冲板块一侧形成弧前增生楔。Cloos（1984）提出的板块俯冲带热结构模式为增生楔混杂体的演化，其中为变质岩块的成因提供了理论上的解释。
在两个板块会聚部位，由于冷的俯冲板块沿贝尼奥夫带下行插入而降低了地温梯度，使俯冲带一侧的最高温度处于紧贴仰冲板块的底盘附近。
而且，这种温差在俯冲开始阶段为最大值。在俯冲板块的地温增率为40°C/km的情况下，假设俯冲物质仅仅受传导加热，而且其热传导率与上盘板块相近，那么，当它们下潜到10km左右时，俯冲板块的顶部，就会因为温度升高而重结晶并出现片理；深度达到25km左右时，就会出现角闪岩相的变质岩矿物组合，这个变质晕圈一旦生成就会成为一个热的绝缘体，使其上下盘物质的物理性状差别增大。
图106消减开始阶段仰冲板块的地温分布及变质晕圈生成部位示意图（Cloos，1984）俯冲增生楔由海沟轴部浊积物、来自大洋范围的深海沉积和洋壳碎片，进入俯冲带而解体的海山（火山岛，如夏威夷群岛）、海台（大洋中的陆壳碎片，如印度洋中的塞舌耳群岛），连同其顶部的礁灰岩碎块，以及来自仰冲板块底盘的物质组成。横贯海沟的反射地震剖面显示出，这种增生楔是通过一系列倾向仰冲板块或倾向大陆一侧的叠瓦状冲断层依次堆垛起来的。见图107：最新的沉积楔体堆积在海沟内壁，它们随着俯冲作用的持续而楔入比邻老沉积断片的下面，并推挤后者使之向上拱起，随着增生楔厚度的增加及体积的扩大，俯冲带本身也相对向后，即向大洋一侧迁移，最终建造起与火山岛弧平行的非火山外弧，它们之间的洼地即前弧盆地。按照图106所示的地温分布、变质作用将只发生在靠近仰冲板块底盘增生楔较早形成的部位中。
俯冲带是两个相向运动板块边缘发生剪切运动的部位。持续的剪切应变，集中在较下部位黏度较低的、更近时期进入俯冲带的、饱含水的沉积物中。上部较高温的早期沉积，则随同仰冲板块相对上行，同时脱水并压实。这种上涌流能够缓慢地拖曳部分变质晕圈向浅处迁移。在海沟轴部沉积供应不足、俯冲速度加快或者俯冲角度发生变化等情况下，消减作用会引发对上盘变质层甚至仰冲板块底盘的构造侵蚀（图1。它们的折离和进入下部的流体层，就会大大增加后者力学性质的不均一。在持续的剪切应变下，由于混杂体黏度有所差异导致的不均匀移动速度以及岩块在其中不断沉陷、变形与破裂，结果就形成目前所看见的含有变质岩块的混杂构造岩图108仰冲板块底盘受构造侵蚀的情况（蓝片岩或榴辉岩块可以因此而上移至地表浅处）（Cloos，1984）综上所述，可以得出如下三点重要结论：
（1）弧前增生楔构造混杂体的形成顺序（图107）表明，尽管每一个楔体的层序是正常的，但是，构造混杂堆积的总体层序却是倒转的，这点在混杂体的野外制图中具有重要意义；在没有叠加后期变形的情况下，分割各楔体的逆冲断裂倾向与下伏的贝尼奥夫带一致，全都朝向大陆，即仰冲板块一侧。
（2）根据上述地壳的热结构图式，位于仰冲板块下面的增生楔，将有两个基本的层：上部片状变质层（靠近仰冲板块底盘）和下部未变质的构造混杂体层（远离仰冲板块底盘）。变质层的矿物成矿成分和结构可以反映所曾达到的深度和当时的地温梯度。俯冲带是双变质带中高压低温变质带的生成部位，所以后者的存在是化石消减带识别的重要依据。这里需要指出的是，俯冲一旦停止，增生楔所在部位就会随着正常的地温增率的恢复而受热，未变质的蓝片岩相将只保存在浅部。因此，后期快速上升，是深部蓝片岩带得以保存的重要条件。紧接板块会聚的大陆碰撞，是满足这一条件的重要机制。
（3）增生楔混杂体的宽度会随着消减作用的持续而不断增大。因此，许靖华提出（1985），贝尼奥夫带不是一个固定的板块接合处的单一剪切面，而是迁移着的板块接合）。
（第四节）蛇绿混杂岩体倒序的变质分带在会聚板块的仰冲侧为年轻的大洋壳即蛇绿岩系的情况下，其下部将出现蛇绿质混杂岩。由于这类仰冲板块的初始热梯度可以超过50℃/km，蛇绿混杂岩体将遭受明显的变质作用，并且与上节中所述情况一样，其变质分带是倒序的，紧贴蛇绿岩体的上部变质最强，向下变质程度则逐渐降低，变质作用发生的时间就是仰冲板块置位的时间。阿曼的塞迈尔和我国的雅鲁藏布江都有极好的实例（图1012—图1014）。
阿曼塞迈尔（Semail）的蛇绿岩是世界上最大的蛇绿岩系，位于阿拉伯半岛东端、阿曼湾的西海岸，呈西北向分布，出露面积达2万km2，属于阿尔卑斯—喜马拉雅造山带的一部分。阿拉伯半岛的主体部分，是非洲地盾的东北缘，晚白垩世到中生代的浅水碳酸盐岩平缓地覆盖在晚前寒武系结晶基底之上，两者的构造属性完全不同。目前塞迈尔蛇绿岩系成异地体，自东北向西南推掩在阿拉伯地盾的原地中生界之上（图1012），本身由两个部分组成：哈瓦锡纳（Hawasina）蛇绿混杂体（下）和塞迈尔蛇绿岩推覆体（上）。马斯特里赫特阶灰岩原地盖层覆于蛇绿岩之上，说明后者的位置发生在白垩纪最晚期以前。
哈瓦锡纳杂岩由三叠纪到中白垩世的陆坡和深水沉积、火山岩、外来灰岩和滑混堆积组成，到处都以清楚的冲断层与上覆塞迈尔推覆体接触。后者底部有厚达500m的、强烈剪切和糜棱岩化的橄榄岩，紧挨推覆体的下盘为一变质岩组成的断片。其变质分带是倒转的，变质程度最高的角闪岩相与蛇绿岩比邻，远离冲断层变质程度逐渐降低，最下部的100—200m则未变质。变质矿物组合表明，最高度变质岩是在约850℃/4.5kb下生成的，其基岩为大洋玄武岩和深水沉积物（Gass，1985）。在这里外动力的混杂堆积层（diamicton）（哈瓦锡纳）与内动力的构造混杂岩（mlange）（塞迈尔）终于汇聚了。
1.第三纪；2.马斯特里赫蒂安Maestrichtian组；3.辉绿岩，顶部有席状岩墙和枕状熔岩；4.辉长岩；西藏南部的混杂岩带提供了类似情况，它沿雅鲁藏布江南侧分布，长约800km，南北宽约50km。这里的蛇绿混杂岩体也沿蛇绿岩带南侧出露，与上部（北侧）蛇绿岩系底部的变质橄榄岩渐变过渡，即块状斜辉橄榄岩向下剪切，挤压蛇纹石化逐渐增强；下部（南侧）为缝合带主断裂，与其南的上侏罗—下白垩统杂色硅质岩、火山岩断层接触。本身则以蛇纹石化斜辉橄榄岩为基质，夹杂着硅质岩、板岩、石英片岩、角闪岩、角砾状灰岩、玄武岩和异剥钙榴岩等岩块，其中原地岩块规模较小，一般1—2m；外来岩块最大的可达1km2，形态复杂，巨大岩块往往为复成分岩块。它们已经强烈变形，挤压片理化、石香肠化和流动构造明显，岩块破碎并成为扁豆状体，显示出定向排列的特征（图1015，图1016）。
与蛇绿岩带伴生的是高压低温变质作用，紧贴着蛇绿岩带南缘分布，由北侧的蓝闪石片岩和南侧的含硬绿泥石片岩两类变质岩构成。前者呈窄条状叠加在蛇绿混杂岩剪切以南的晚侏罗—早白垩世深海相杂色硅质岩、基性火山岩和硬砂岩之上，宽度一般不超过5km，变质矿物有蓝闪石类、黑硬绿泥石、硬柱石和霰石。绿片岩带的宽度可达30km，变质矿物有硬绿泥石、白云母、绿泥石与方解石等，叠加在三叠系到中侏罗统的变质复理石之上，可见变质分带也是倒序的。
肖序常等（1988）对变质橄榄岩底部的石榴石角闪岩中角闪石的K/Ar同位素测定，得出地质年龄为81MaBP，说明雅鲁藏布江蛇绿岩带是在晚白垩世末构造侵位的。
（第五节）其他地球动力学环境中的构造
混杂岩与混杂堆积及其识别
一、其他构造混杂岩
Jacobi（1984）在《现代海底沉积物滑动及其对混杂堆积的含义：纽芬兰的Dun nage组》一文中提出，过去20多年来的高分辨反射地震剖面已经揭示出，所有的大洋盆地近底部除浊流外，都存在沉积物的下坡运动。对这些滑动沉积物带的活塞取样，通常都显示出沉积层遭到扰动，包括层理的倾斜和扭曲，具有水平轴面的同斜褶曲、交角接触、断层、转石以及与滑动方向一致的含砾泥等的形迹。在塞内加尔达喀尔西北的非洲西缘，一个现代滑动体从大陆架外缘延伸到陆基下部，长度超过500km。在其范围内所取的岩芯都显示出变形：岩芯48的层理视倾角达55°，岩芯167中见到直立产状，有4处岩芯中发现不同形态的等斜褶曲，还见到断层造成的交角接触以及可能的外来岩块等。由于地层崩解而形成的含砾泥具有野复理石的外貌，而在滑坡区以外，这些构造在岩芯中表现并不明显。因此，Jacobi认为，沉积物的滑动，为混杂堆积特征的杂乱结构的生成提供了极其重要的机制。混杂状地质体在记录中的出现，并不必然意味着一个古板块消减带或者是缝合带，而应对其组分、结构、形态及其与周围地质体的关系作出进一步的调查。其实本实例就是一个外力作用的巨型水下滑坡—泥石流综合体。
Vollmer（1984）认为，混杂堆积甚至可以在前陆盆地中通过累进的造山形变而生成。比如，北阿帕拉契亚中奥陶统的塔康（Taconic）混杂体，叠瓦逆冲断裂造就了前陆盆地，浊流和滑坡就将沉积物带入其中。这些沉积里的粗屑部分，如卵石和含砾泥岩，就堆积在活断层崖附近（图1017）。在那里，它被并入演进的混杂带中，沿冲断层持续的剪切，使地层累进地石香肠化，并最终使互层状的复理石失序而成为混杂状体。这表明，构造混杂体并不只限于活动大陆边缘而与消减或碰撞带有关，而且，也广泛出现在其他类型的地球动力学环境之中，如被动大陆边缘的陆坡底部、海底山基座、洋中脊错断带、无震海岭以及大断层破碎带等单位（图1018）。在这种情况下，混杂堆积本身及与之共生地质体的特征，对于识别它们特定的产出环境是重要的。
陈建强等（2004）详细论述了混杂岩的宏观形成环境。他认为“周缘前陆盆地的沉积，主要是纵向流动形成的浊积岩，其次是横向流动形成的碎屑岩楔，它属于造山期后或同造山期磨拉石。复理石沉积主要是在初期的周缘前陆盆地中。这个时期造山带的水流一般都是纵向的，所以从碰撞造山带来的沉积物大部分沿构造走向纵向地分布到周缘前陆盆地和浅洋盆地里。磨拉石是周缘前陆盆地最有代表性的堆积物，初期可能是海相、海陆交互相及三角洲相，随后则主要是河流、三角洲、湖沼及山麓堆积”。这些都是混杂沉（堆）积岩最发育的地带。
在前述中，大陆边缘构造单元由大洋向大陆方向递变时，在海沟边缘就是板块构造造成的混杂构造岩带，而在碰撞造山带（缝合带）也可呈现大规模构造混杂岩（如雅鲁藏布江一线）（图1013，图1014）。
1.未参与重力构造的隆起的核部岩石；2.为滑混堆积提供物质来源的灰岩层；3.复理石；4.含外来岩块的岩层相关问题讨论至此，似乎已经很明了，但关于对滑混堆积（olistostrome）的认识仍然时而有可讨论之处。
例如前述非洲西北缘的滑动沉积，实际上属于沉积成因的滑混体，依据其中是否含有来自岛弧的碎屑，可以区别位于活动陆缘抑或被动陆缘。蛇绿混杂堆积多为构造成因，依据其中是否含有高压相变质矿物，可以提示是否与俯冲作用有关等。
弗洛里斯（Flores，1959）也曾描述过滑混堆积：“所谓滑混堆积，指的是产在正常地质顺序中的一种沉积物，它比较连续，达到足以填图的程度，在岩性和岩石成分上，表现为不均质的物质彼此混杂在一起，它是作为半流体堆积起来的……在任何滑混堆积中，我们都可以辨别‘胶结物’或‘基质’，是些以泥质为主的不均质物质，含分散的较坚实的岩体。岩体小如卵石，大者为数平方千米的‘漂砾’。”他又进一步指出：
“在垂直方向上以正常海相沉积的下伏和上覆岩系为界……而且含有可以鉴定时代和环境的原地化石的混杂堆积物，称滑混堆积（图1018）。”
前苏联学者别洛斯托茨基（1970，转引自马文璞，1992）将混杂体分为构造混杂体和沉积混杂体，他的沉积混杂体也就是现在所指的滑混堆积。他认为，滑混堆积与极强烈的构造运动密切相关，是这种强烈构造运动的沉积表现，经常埋藏在一定层位的沉积岩系中，因而可以准确地鉴定这些运动发生的时间。并认为“触变作用”能够解释混杂在海底的滑坡物质为什么有很大的流动性而不具备分选性。
由上述也许可以认为，滑混堆积属于沉积成因，其与构造成因的混杂体很易区别。
但实际上不经过后期构造作用改造的滑混堆积是很少的。故强调构造成因的许靖华也承认：“经过后期构造作用的、普遍剪切的滑混堆积，很难与构造混杂体区别开来。”别洛斯托茨基也指出：“在沉积混杂堆积后又叠加构造作用时，很难与原生的构造混杂堆积相区别。”因此，有些地质工作者把滑混堆积也当做构造混杂体。汤跃庆（1986）认为，它们在成因上的判别标志，就是对外来岩块的识别。
