斑巖銅礦帶的綜合研究

斑巖銅礦帶的綜合研究

巖銅作為最重要的銅銅資源，為世界提供了50%以上的金屬銅資源（kirkha等人，1995）。有鑒于此,過去幾十年對斑巖銅礦進行了大量的深入細致的研究,使人們對斑巖銅礦成因機制的認識程度和理解深度,遠高于其他類型礦床?；诎鍓K構(gòu)造理論而建立的著名的島弧_斑巖成礦模型(Sillitoe,1972;Mitchell,1973),有效地指導了找礦實踐,并取得了巨大成功。然而,近年來研究發(fā)現(xiàn),世界級規(guī)模的斑巖銅礦不僅產(chǎn)出于島弧或陸緣弧環(huán)境,而且還產(chǎn)出在碰撞造山帶環(huán)境(Houetal.,2003)。前者以環(huán)太平洋斑巖銅礦帶為代表,如產(chǎn)于安第斯大陸邊緣弧的斑巖銅礦帶(Mitchell,1973;Sillitoe,1988;Richardsetal.,2001;Camusetal.,2001),后者以青藏高原碰撞造山帶斑巖銅礦為代表,如產(chǎn)于青藏高原東緣的玉龍斑巖銅礦帶(芮宗瑤等,1984;馬鴻文,1990;唐仁鯉等,1995)和青藏高原腹地的岡底斯斑巖銅礦帶(侯增謙等,2001;曲曉明等,2001)。經(jīng)典的成礦模型強調(diào)大洋板塊俯沖誘發(fā)島弧巖漿活動,來自地幔楔形區(qū)或殼幔過渡帶的熔體通過結(jié)晶分異和(或)地殼混染,淺成侵位,形成島弧鈣堿性系列含礦斑巖,發(fā)育斑巖銅礦系統(tǒng)。然而,筆者初步研究發(fā)現(xiàn),島弧環(huán)境的含礦斑巖常常是典型的鈣堿性系列,而碰撞造山環(huán)境的含礦斑巖則主要是高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列。不論是島弧_陸緣弧環(huán)境,還是碰撞造山帶環(huán)境,最具成礦潛力的含礦斑巖通常具有埃達克巖(adakite)巖漿的親合性,而非典型的弧巖漿特征。為進一步了解含礦斑巖的巖漿親合性和含礦潛在性,本文對安第斯弧造山帶和青藏高原碰撞造山帶的含礦斑巖及斑巖銅礦進行了綜合研究,著重對比分析了含礦斑巖的巖石地球化學特征,闡釋了含礦斑巖的埃達克巖巖漿親合性,探討了兩種不同環(huán)境的斑巖銅礦成巖成礦模式,并評價了斑巖銅礦成礦潛力的新途徑。1斑巖銅帶地質(zhì)世界級規(guī)模的斑巖銅礦帶主要分布在環(huán)太平洋島弧帶和青藏高原大陸碰撞造山帶,尤以智利北部斑巖銅礦帶和青藏高原斑巖銅礦帶最為典型。1.1含礦斑巖礦床成礦物質(zhì)來源在青藏高原,兩條斑巖銅礦帶發(fā)育于青藏高原碰撞造山帶的不同演化階段和不同構(gòu)造部位(圖1)。岡底斯斑巖銅礦帶位于雅魯藏布江縫合帶北側(cè),就位于拉薩地體南緣的岡底斯花崗巖基中。該巖基有兩個巖漿峰期年齡:55～45Ma和30～24Ma(Allegreetal.,1984),分別記錄了印_亞大陸大規(guī)模碰撞(50～55Ma)和強烈逆沖事件(24～30Ma)(Yinetal.,2000)。該花崗巖基在21Ma左右普遍出現(xiàn)了一次快速冷卻事件(Chenetal.,1999),標志著岡底斯在此間發(fā)生了快速隆升(>2mm·a-1)(Harrsionetal.,1992;Yinetal.,1994)。伴隨著14Ma前后的EW向伸展和SN向正斷層系統(tǒng)的發(fā)育(Turneretal.,1993;Colemanetal.,1995;Bullsnluketal.,2001),長英質(zhì)巖漿淺成侵位,形成含礦斑巖帶。這些斑巖體沿EW向斷續(xù)成帶、SN向串珠成群,構(gòu)成了一條長達350km、寬約40km的斑巖銅礦帶(侯增謙等,2001;曲曉明等,2001)。初步評價已查明甲馬、驅(qū)龍、南木、廳宮、沖江等大中型斑巖銅礦(圖1)?？少Y利用的Ar_Ar和K_Ar測年資料表明,含礦斑巖侵位年齡集中于12～16Ma(曲曉明等,未刊資料)。采自3個斑巖銅礦床的13件輝鉬礦構(gòu)成的一條Re_Os等時線年齡為(14±0.9)Ma(侯增謙等,2003),證實14Ma左右的大規(guī)模銅礦成礦事件發(fā)生于青藏高原后碰撞地殼伸展階段,其成礦事件具有區(qū)域一致性,其成礦物質(zhì)具有源區(qū)統(tǒng)一性。玉龍斑巖銅礦帶位于金沙江縫合帶西側(cè),產(chǎn)于羌塘地體東緣的昌都陸塊內(nèi)部(圖1)。其空間分布受NW走向的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)控制,巖漿侵位受走滑拉分盆地制約(Houetal.,2003)。大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)可能吸納和調(diào)節(jié)了印_亞大陸碰撞產(chǎn)生的應變(Tapponnieretal.,1976;1990),走滑拉分盆地可能發(fā)育于藏東高原差異隆升(40Ma)后的伸展階段(Chungetal.,1998),其內(nèi)充填紅色磨拉石沉積物,并發(fā)育堿性火山巖系(37～42Ma)。含礦斑巖侵位于晚三疊世火山_沉積巖系內(nèi)部,侵位高峰分別為(52±2.8)Ma,(40±2.3)Ma和(33±3.3)Ma(馬鴻文,1990)。這條長達300km的玉龍斑巖銅礦帶,由3個大型銅礦(玉龍、馬拉松多、多霞松多)、2個中型銅礦(莽總、扎那尕)和若干小型礦床組成。2個礦床的輝鉬礦Re_Os模式年齡表明,成礦事件發(fā)生于36.6Ma左右(杜安道等,1994)。1.2斑巖銅礦成礦帶智利北部斑巖銅礦帶,作為環(huán)太平洋斑巖銅礦帶的重要組成部分,產(chǎn)于太平洋板塊俯沖形成的安第斯大陸邊緣弧上(Sillitoe,1988),主體發(fā)育于晚中新世安第斯構(gòu)造旋回期,受平行弧展布的走滑斷裂和NW向基底構(gòu)造控制(Camusetal.,2001;Richardsetal.,2001)。這些斑巖銅礦構(gòu)成了兩條SN向平行展布的重要金屬成礦帶(圖2;Sillitoe,1988):其一為晚中新世_早上新世斑巖銅礦帶,代表性的巨型礦床包括Chuquicamata(5.8Gt,wCu0.55%),LaEscondida(2.3Gt,wCu1.15%),ElAbra(1.5Gt,wCu0.55%)等(Oyarzunetal.,2001)。該帶主要發(fā)育含礦的花崗閃長斑巖,幾乎沒有火山巖系相伴;其二為古新世_晚中新世斑巖銅金礦帶,位于上述銅礦帶以西的靠大洋一側(cè)(圖2),規(guī)模僅為上述銅礦帶的1/10,代表性的大型礦床包括LomasBayas(130Mt,wCu0.53%)和Spence(400Mt,wCu1%)等。該帶不僅發(fā)育含礦的花崗閃長斑巖侵入體,而且大量出現(xiàn)弧玄武巖_安山巖_流紋巖系,其中,花崗閃長斑巖賦存斑巖銅礦,火山巖系發(fā)育淺成低溫熱液金礦床(Oyarzunetal.,2001)。2各巖的地球化學特征在青藏高原,含礦斑巖主要是二長花崗斑巖和石英二長花崗斑巖,少量堿長花崗斑巖(表1)。其中,岡底斯帶斑巖主要屬高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列,而玉龍帶斑巖則通常屬鉀玄巖系列(圖3)。在智利北部斑巖銅礦帶,含礦斑巖通常是花崗閃長斑巖,巖石通常屬鈣堿性系列,少數(shù)為高鉀鈣堿性系列(圖3)。盡管兩種不同環(huán)境的含礦斑巖具有不同的巖漿堿度和巖石系列,但具有較大成礦潛力的含礦斑巖通常顯示埃達克巖的地球化學特征(圖4)。埃達克巖,作為一種俯沖洋殼板片[MORB(大洋中脊玄武巖)]部分熔融的產(chǎn)物,具有獨特的地球化學特征,如w(SiO2)>56%,w(Al2O3)>15%[當w(SiO2)=70%],w(Y)≤18×10-6,wSr≥400×10-6(Defantetal.,1990)。大量研究已經(jīng)證明,洋殼板片俯沖至一定深度后,其MORB就會發(fā)生變質(zhì)作用,形成角閃巖/榴輝巖,成為埃達克巖的理想巖漿源區(qū)。由于這種巖漿源區(qū)是一種富含水的、不含斜長石的、具有角閃巖-榴輝巖變質(zhì)相的角閃榴輝巖,在部分熔融過程中,石榴子石和金紅石通常作為殘留相出現(xiàn)(Defantetal.,1990),因此,埃達克巖通常具有較低的HREE和Y含量,相對虧損HFSE(Nb,Ta,Ti,P),極度富集Sr,從而在Sr/Y_Y圖中與弧火山巖及深成巖可明顯區(qū)分(圖4)。岡底斯帶斑巖具有較高的SiO2[w(SiO2)>56%]和Al2O3[w(Al2O3)>15%],富集Sr(wSr194×10-6～686×10-6),虧損HREE(wYb<0.72×10-6)和Y(wY2.87×10-6～8.04×10-6;表1),因此具有較高的Sr/Y(圖4)和(La/Yb)N比值以及正Sr和Eu異常(圖5;侯增謙等,2001;曲曉明等,2001;高永豐等,2003),顯示埃達克巖的地球化學特征。然而,與典型的埃達克巖相比,岡底斯帶斑巖相對富鉀[w(K2O)=3.02%～8.56%],屬高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列;相對富鎂[w(MgO):0.56%～1.43%],其Mg#值變化于36～72之間(表1)。理論模擬和實驗研究表明,變質(zhì)為角閃榴輝巖或榴輝巖的正常MORB的部分熔融,只能形成鈉質(zhì)的埃達克質(zhì)熔體(Martin,1999),該熔體的Mg#值多小于40?？磥?岡底斯帶斑巖富鉀高鎂可能反映了原生的埃達克質(zhì)熔體經(jīng)歷了較為復雜的演變過程。這個過程可以被含礦斑巖的Pb_Sr_Nd同位素系統(tǒng)加以限定。岡底斯帶含礦斑巖的207Pb/204Pb變化于15.501～15.626之間,208Pb/204Pb變化于38.175～38.960之間,206Pb/207Pb變化范圍狹窄(18.315～18.661),并且構(gòu)成一條連接MORB與EMⅡ(富集地幔)的垂直陣列(圖6a)。其鍶和釹同位素數(shù)據(jù)也處于MORB和EMⅡ混合線上(圖6b)。這些同位素特征表明,起源于MORB的埃達克質(zhì)熔體在上升途中與富集地幔物質(zhì)發(fā)生了物質(zhì)交換。埃達克質(zhì)熔體與地幔橄欖巖發(fā)生相互反應通常被認為是一種最常見的機制(Sternetal.,1996;Rappetal.,1999)。然而,這種相互作用雖然可以導致埃達克巖的Mg#值增高(Kay,1978),但不能引起其K2O含量增加(Martin,1999)。富集地幔,特別是EMⅡ型富集地幔的部分熔融可以產(chǎn)生鉀質(zhì)_超鉀質(zhì)玄武質(zhì)熔體(Turneretal.,1993;圖6a),由此產(chǎn)生的火山巖和次火山巖在岡底斯乃至整個青藏高原廣泛分布,前者自13Ma以來噴發(fā),使鉀質(zhì)熔巖在岡底斯和北羌塘呈大面積、小體積分布(Turneretal.,1993);后者淺成侵位于13～18Ma,形成一系列橫切岡底斯的SN向展布的超鉀質(zhì)基性巖墻(Williamsetal.,2001)。這些鉀質(zhì)_超鉀質(zhì)巖與岡底斯含礦斑巖在時間上的同時性和空間上的共生性,暗示兩者有著相同的地球動力學背景和相關(guān)的深部作用過程。Turner等(1993)分析了13Ma以來噴發(fā)的鉀質(zhì)熔巖的Sr_Nd同位素組成,表明其巖漿源巖類似于EMⅡ,具有高87Sr/86Sr、低143Nd/144Nd的特征(圖6a)。岡底斯含礦斑巖的少數(shù)樣品,Sr_Nd同位素組成接近MORB,證實埃達克質(zhì)熔體起源于MORB變質(zhì)的榴輝巖或角閃榴輝巖;多數(shù)樣品的Sr_Nd同位素組成介于MORB與鉀質(zhì)熔巖源區(qū)(EMⅡ)之間(圖6a),證實埃達克質(zhì)熔體曾與幔源鉀質(zhì)熔體發(fā)生了混合作用。這種混合作用不僅導致了埃達克質(zhì)斑巖的Mg#增高,而且引起了后者的K2O含量增加和87Sr/86Sr值(約0.706)增高。玉龍帶斑巖與岡底斯帶斑巖的地球化學性質(zhì)相似(表1),但Al2O3含量中等[w(Al2O3)14.5%～16.8%,當w(SiO2)=70%],Yb(wYb<1.8×10-6)和Y(wY多數(shù)<18×10-6)稍高(張玉泉等,1998b;Houetal.,2003),在圖4中總體處于埃達克巖區(qū),但與岡底斯帶斑巖明顯分離,暗示其巖漿源區(qū)——MORB質(zhì)榴輝巖或角閃榴輝巖可能發(fā)生了較大程度的部分熔融(Defantetal.,1990)。有限的Sr_Nd,Pb同位素資料表明,其組成也處于MORB與EMⅡ之間,但更接近于與之時空密切共生的幔源富堿(鉀質(zhì))斑巖(圖6;張玉泉等,1998a;Houetal.,2003),暗示富集地幔物質(zhì)對埃達克質(zhì)熔體產(chǎn)生了較大貢獻。按Defent等(1990)的定義,玉龍斑巖可稱為似埃達克巖,它在地球化學上顯示出弧火山巖與埃達克巖的過渡特征。智利北部的兩條含銅斑巖帶雖然同屬鈣堿性系列,但具有不同的地球化學特征。古新世_晚中新世斑巖的wSr變化于(200～640)×10-6,WY變化于(14～48)×10-6間,Sr/Y比值集中于5～30之間,總體顯示典型的島弧鈣堿性火山巖特征(圖4a)。相反,晚中新世_早上新世斑巖的wSr變化于(230～1950)×10-6,wY變化于(5～16)×10-6間,Sr/Y比值變化于20～130之間,處于埃達克巖區(qū)內(nèi)(圖4),顯示典型的埃達克巖巖漿親合性(Oyarzunetal.,2001)。3埃達克質(zhì)巖漿ws雖然斑巖銅礦的研究程度甚高,但其硫和金屬的來源仍存在爭議,目前至少存在兩種觀點,即長英質(zhì)巖漿來源說(Burnham,1979)和圍巖來源說(Ohmotoetal.,1997)。前者基于硫化物礦石與長英質(zhì)斑巖的密切時空關(guān)系和礦石的δ34S組成,后者基于礦床氫氧同位素的大氣水組成特征(Ohmotoetal.,1997)。然而,仔細分析斑巖銅礦的若干地質(zhì)事實,發(fā)現(xiàn)上述兩種來源仍存在一些不容回避的問題。斑巖銅礦中含有大量的硫,呈硫化物礦物和硬石膏出現(xiàn),構(gòu)成巨大的硫異常(Hunt,1991)。然而,長英質(zhì)巖漿中硫的溶解度通常很低(Wallaceetal.,1992),銅和其他金屬元素含量也不高。斑巖銅礦的含礦斑巖體通常較小,直徑一般0.5～2km。初步估算,要形成一個規(guī)模在6.5Mt的大型Cu礦(如玉龍銅礦),要求其長英質(zhì)巖漿的規(guī)模至少應大于100km3。如此規(guī)模的巖漿即使可以提供一個大型銅礦的銅和其他金屬量,也不能提供足夠的硫(20Mt)(Hattorietal.,2001)。假如巖漿中wS為80×10-6,有一半的硫在巖漿脫氣過程中進入成礦系統(tǒng),那么,要提供20Mt的硫,至少需要220km3的巖漿。顯然,含礦斑巖體難以提供如此規(guī)模的巖漿供應?？磥?正常的長英質(zhì)巖漿至少不是斑巖銅礦中金屬和硫的唯一貢獻者。斑巖銅礦的含礦圍巖及蓋層可謂多種多樣,如在玉龍斑巖銅礦帶,既有前寒武紀結(jié)晶基底,也有三疊紀火山_沉積圍巖和蓋層。然而,硫化物礦石卻具有十分狹窄的δ34S值變化范圍(-0.5‰～+5.5‰;芮宗瑤等,1984),平均δ34S值接近于0‰,而且富含鉑族元素(唐仁鯉等,1995)。在世界范圍內(nèi),斑巖銅礦的δ34S平均值也變化在0‰左右,這個基本事實表明,含礦斑巖所侵位的圍巖及蓋層也不是斑巖銅礦內(nèi)金屬和硫的主要來源。與正常的長英質(zhì)巖漿不同,埃達克質(zhì)巖漿以其高水含量、高氧逸度(fo2)和富硫為特征(Oyarzunetal.,2001),成為斑巖銅礦的重要含礦母巖和金屬_硫的可能載體。富水的俯沖洋殼板片部分熔融,可以導致富水的、具英安質(zhì)成分特征的埃達克質(zhì)熔體的形成與分凝。熔體的富水性質(zhì)導致高度氧化的巖漿系統(tǒng),其氧逸度被鎳_氧化鎳和赤鐵礦_磁鐵礦緩沖劑緩沖(Imaietal.,1993)。同時,氧逸度的提高還引起巖漿系統(tǒng)中SO2/H2S比值急劇增大,從而導致S從埃達克質(zhì)熔體中完全分離(Burnham,1979)。1991年菲律賓Pinatubo火山噴發(fā)的埃達克質(zhì)巖漿便是極好實例,該巖漿具英安質(zhì)成分,富含硬石膏,共噴發(fā)出20Mt的SO2,相當于一個儲量為0.60MtCu的大型銅礦的硫量(Hattorietal.,2001)。來自俯沖洋殼板片的埃達克質(zhì)熔體,在其上升運移過程中,或者與熱的地幔楔形區(qū)的橄欖巖發(fā)生相互反應(Kay,1978),或者與幔源熔體發(fā)生混合(Defantetal.,1990),這些過程可能是其富含金屬和硫的重要途徑。埃達克質(zhì)熔體與橄欖巖相互反應,將大幅度提高埃達克質(zhì)熔體的Mg#值和Fe含量(Kay,1978;Keleman,1995),從而增大硫在熔體中的溶解度。埃達克質(zhì)熔體與幔源熔體發(fā)生混合,將從后者中獲取大量的銅和其他金屬以及硫。如上所述,在青藏高原碰撞造山帶,含礦斑巖的形成可能經(jīng)歷了兩種熔體的混合過程,從而具備容載大量金屬和硫的能力。4斑巖礦體的形成階段經(jīng)典的斑巖銅礦成礦模型認為,在島弧或陸緣弧系統(tǒng),來自俯沖板片的脫水流體攜帶大離子不相容元素(LILE),上升交代地幔楔形區(qū)并誘發(fā)其熔融,產(chǎn)生幔源熔體,后者經(jīng)歷分離結(jié)晶和(或)地殼混染,在地表噴發(fā)形成弧火山巖系,淺成侵位形成正常的鈣堿性含礦斑巖體及斑巖銅礦系統(tǒng)(Sillitoe,1972;Mitchell,1973)。顯然,這個傳統(tǒng)模式適用于智利北部規(guī)模較小的古新世_晚中新世斑巖銅礦帶,但卻不適用于規(guī)模巨大的晚中新世_早上新世斑巖銅礦帶,更不適用于青藏高原碰撞造山帶的斑巖銅礦帶?？磥?以埃達克質(zhì)斑巖為含礦巖石的斑巖銅礦應有其不同的模式。下面的兩種模式應值得考慮。4.1fa企業(yè)的成巖體系智利北部古新世以來,陸緣弧演化與巖漿活動受太平洋板塊(Farallon板塊)俯沖速率、角度和方向諸因素的約束(Oyarzunetal.,2001)。在古新世_早中新世,Farallon板塊以正常的俯沖速度和中等的俯沖角度向智利大陸邊緣下部俯沖,誘發(fā)地幔楔形區(qū)的部分熔融,導致鈣堿性弧火山活動和巖漿淺成侵位,形成小規(guī)模的斑巖銅系統(tǒng)和淺成低溫熱液金系統(tǒng)(Silltoe,1988)。進入晚中新世,Farallon板塊開始低角度、斜向、快速俯沖(Davidsonetal.,1991;Jamesetal.,1999),導致俯沖的洋殼板片直接熔融,形成埃達克質(zhì)熔體(Oyarzunetal.,2001)。該熔體在相對擠壓應力場中上升侵位,并在一個相對封閉的體系中演化,發(fā)育成規(guī)模較大的斑巖銅系統(tǒng)。筆者稱這種模式為“俯沖_板片熔融模式”(圖7a)。4.2東新地區(qū)的榴輝巖堆積巖在青藏高原,兩套斑巖銅系統(tǒng)顯然不能用上述“俯沖_板片熔融模式”來解釋,因為斑巖銅礦系統(tǒng)的發(fā)育,遠遠滯后于相應的洋殼板塊的俯沖。對于玉龍斑巖銅礦帶,時差在190～240Ma(莫宣學等,1993;2001),對于岡底斯斑巖銅礦帶,時差則在30～60Ma(Allegreetal.,1984;侯增謙等,2003)。盡管如此,有3個重要的證據(jù)證明,含礦斑巖主要來自于白堊紀之前俯沖的特提斯洋殼板片。首先,埃達克質(zhì)含礦斑巖的異常高Sr和無Eu異常,暗示源區(qū)不含斜長石;巖石相對虧損HFSE(Nb,Ta,Ti),表明源區(qū)存在含水條件下穩(wěn)定的金紅石殘留相;巖石虧損HREE和Y,反映巖漿熔融過程中石榴子石穩(wěn)定殘留。顯然,這種巖漿源巖應出現(xiàn)在榴輝巖相或角閃榴輝巖相的變質(zhì)壓力條件下。第二,印度與亞洲大陸在50～60Ma期間的強烈碰撞,引起了地殼加厚(達70km),這種陸_陸碰撞雖然可能使玄武質(zhì)下地殼變質(zhì)成榴輝巖相,并成為埃達克巖的可能源巖,但是,在東構(gòu)造結(jié)南迦巴瓦地區(qū),剝露出來的下地殼物質(zhì)主要為無水的麻粒巖和石榴石麻粒巖(鐘大賚,私人通訊),與埃達克質(zhì)斑巖要求的含水無長石的榴輝巖源巖明顯不同。第三,含礦的埃達克質(zhì)斑巖帶,產(chǎn)于古俯沖帶的上方,平行于古縫合帶展布。如岡底斯含礦斑巖侵位于岡底斯古火山_巖漿弧內(nèi),近NW向展布,平行于雅魯藏布縫合帶;玉龍含礦斑巖侵位于昌都地塊內(nèi)部,呈NNW向展布,平行于金沙江古縫合帶(圖1)。因此,筆者認為,西藏高原的埃達克質(zhì)斑巖巖漿主要起源于俯沖堆積于地幔巖石圈某個部位的MORB成分的榴輝巖堆積體。殘留于地幔中的榴輝巖堆積體部分熔融產(chǎn)生的埃達克質(zhì)熔體,在上升穿過地幔楔形區(qū)時勢必與熱的地幔物質(zhì)發(fā)生反應。盡管多數(shù)人認為埃達克質(zhì)熔體通常與地幔橄欖巖發(fā)生相互作用(Defantetal.,1990;Sternetal.,1996;Rappetal.,1999),但青藏高原含礦斑巖的Pb,Sr_Nd同位素系統(tǒng)數(shù)據(jù)通常處于MORB端員和EMⅡ端員混合區(qū)內(nèi)(圖6),似乎更為支持埃達克質(zhì)熔體與幔源熔體發(fā)生混合。正是由于來自富集地幔的鉀質(zhì)熔體與埃達克質(zhì)熔體的混合作用,導致了含礦斑巖不僅具有較高的w(K2O)和Mg#值,而且具有容載金屬和硫的能力。簡單的熱估算表明,俯沖并堆積于大陸巖石圈地幔深處(100～200km)的古老洋殼板片,在青藏高原正常的地溫下,將變質(zhì)為榴輝巖相,但不會發(fā)生熔融。榴輝巖發(fā)生熔融所需的熱量只能由下部軟流圈提供。在高原地殼擠壓增厚的情況下,變質(zhì)的榴輝巖因地殼加厚而隨地幔向下移動并達到其固相線溫度,也有可能發(fā)生部分熔融。由于密度差異引起的榴輝巖堆積體的拆沉作用可能是軟流圈物質(zhì)上涌并提供巨大熱量的有效機制(Kayetal.,1994;L