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(guò)去幾十年對(duì)斑巖銅礦進(jìn)行了大量的深入細(xì)致的研究,使人們對(duì)斑巖銅礦成因機(jī)制的認(rèn)識(shí)程度和理解深度,遠(yuǎn)高于其他類型礦床。基于板塊構(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(dǎo)了找礦實(shí)踐,并取得了巨大成功。然而,近年來(lái)研究發(fā)現(xiàn),世界級(jí)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(qiáng)調(diào)大洋板塊俯沖誘發(fā)島弧巖漿活動(dòng),來(lái)自地幔楔形區(qū)或殼幔過(guò)渡帶的熔體通過(guò)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(dá)克巖(adakite)巖漿的親合性,而非典型的弧巖漿特征。為進(jìn)一步了解含礦斑巖的巖漿親合性和含礦潛在性,本文對(duì)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(jìn)行了綜合研究,著重對(duì)比分析了含礦斑巖的巖石地球化學(xué)特征,闡釋了含礦斑巖的埃達(dá)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(píng)價(jià)了斑巖銅礦成礦潛力的新途徑。1斑巖銅帶地質(zhì)世界級(jí)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(lái)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(gè)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(qiáng)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(biāo)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(zhǎng)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(zhǎng)達(dá)350km、寬約40km的斑巖銅礦帶(侯增謙等,2001;曲曉明等,2001)。初步評(píng)價(jià)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(cè)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(gè)斑巖銅礦床的13件輝鉬礦構(gòu)成的一條Re_Os等時(shí)線年齡為(14±0.9)Ma(侯增謙等,2003),證實(shí)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(yīng)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(zhǎng)達(dá)300km的玉龍斑巖銅礦帶,由3個(gè)大型銅礦(玉龍、馬拉松多、多霞松多)、2個(gè)中型銅礦(莽總、扎那尕)和若干小型礦床組成。2個(gè)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(zhǎng)斑巖,幾乎沒(méi)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(zhǎng)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(zhǎng)斑巖賦存斑巖銅礦,火山巖系發(fā)育淺成低溫?zé)嵋航鸬V床(Oyarzunetal.,2001)。2各巖的地球化學(xué)特征在青藏高原,含礦斑巖主要是二長(zhǎng)花崗斑巖和石英二長(zhǎng)花崗斑巖,少量堿長(zhǎng)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(zhǎng)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(dá)克巖的地球化學(xué)特征(圖4)。埃達(dá)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(dú)特的地球化學(xué)特征,如w(SiO2)>56%,w(Al2O3)>15%[當(dāng)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(huì)發(fā)生變質(zhì)作用,形成角閃巖/榴輝巖,成為埃達(dá)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(zhǎng)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(guò)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(dá)克巖通常具有較低的HREE和Y含量,相對(duì)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(dá)克巖的地球化學(xué)特征。然而,與典型的埃達(dá)克巖相比,岡底斯帶斑巖相對(duì)富鉀[w(K2O)=3.02%～8.56%],屬高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列;相對(duì)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(shí)驗(yàn)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(dá)克質(zhì)熔體(Martin,1999),該熔體的Mg#值多小于40?？磥?lái),岡底斯帶斑巖富鉀高鎂可能反映了原生的埃達(dá)克質(zhì)熔體經(jīng)歷了較為復(fù)雜的演變過(guò)程。這個(gè)過(guò)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?cái)?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(dá)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(dá)克質(zhì)熔體與地幔橄欖巖發(fā)生相互反應(yīng)通常被認(rèn)為是一種最常見(jiàn)的機(jī)制(Sternetal.,1996;Rappetal.,1999)。然而,這種相互作用雖然可以導(dǎo)致埃達(dá)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(gè)青藏高原廣泛分布,前者自13Ma以來(lái)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(shí)間上的同時(shí)性和空間上的共生性,暗示兩者有著相同的地球動(dòng)力學(xué)背景和相關(guān)的深部作用過(guò)程。Turner等(1993)分析了13Ma以來(lái)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(shí)埃達(dá)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(shí)埃達(dá)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(dǎo)致了埃達(dá)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(xué)性質(zhì)相似(表1),但Al2O3含量中等[w(Al2O3)14.5%～16.8%,當(dāng)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(dá)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(shí)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(duì)埃達(dá)克質(zhì)熔體產(chǎn)生了較大貢獻(xiàn)。按Defent等(1990)的定義,玉龍斑巖可稱為似埃達(dá)克巖,它在地球化學(xué)上顯示出弧火山巖與埃達(dá)克巖的過(guò)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(xué)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(dá)克巖區(qū)內(nèi)(圖4),顯示典型的埃達(dá)克巖巖漿親合性(Oyarzunetal.,2001)。3埃達(dá)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(lái)源仍存在爭(zhēng)議,目前至少存在兩種觀點(diǎn),即長(zhǎng)英質(zhì)巖漿來(lái)源說(shuō)(Burnham,1979)和圍巖來(lái)源說(shuō)(Ohmotoetal.,1997)。前者基于硫化物礦石與長(zhǎng)英質(zhì)斑巖的密切時(shí)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(xì)分析斑巖銅礦的若干地質(zhì)事實(shí),發(fā)現(xiàn)上述兩種來(lái)源仍存在一些不容回避的問(wèn)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(zhǎng)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(gè)規(guī)模在6.5Mt的大型Cu礦(如玉龍銅礦),要求其長(zhǎng)英質(zhì)巖漿的規(guī)模至少應(yīng)大于100km3。如此規(guī)模的巖漿即使可以提供一個(gè)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(guò)程中進(jìn)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(yīng)?？磥?lái),正常的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿至少不是斑巖銅礦中金屬和硫的唯一貢獻(xiàn)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(jì)結(jié)晶基底,也有三疊紀(jì)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(gè)基本事實(shí)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(lái)源。與正常的長(zhǎng)英質(zhì)巖漿不同,埃達(dá)克質(zhì)巖漿以其高水含量、高氧逸度(fo2)和富硫?yàn)樘卣?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(dǎo)致富水的、具英安質(zhì)成分特征的埃達(dá)克質(zhì)熔體的形成與分凝。熔體的富水性質(zhì)導(dǎo)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(shí),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(dǎo)致S從埃達(dá)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(dá)克質(zhì)巖漿便是極好實(shí)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(dāng)于一個(gè)儲(chǔ)量為0.60MtCu的大型銅礦的硫量(Hattorietal.,2001)。來(lái)自俯沖洋殼板片的埃達(dá)克質(zhì)熔體,在其上升運(yùn)移過(guò)程中,或者與熱的地幔楔形區(qū)的橄欖巖發(fā)生相互反應(yīng)(Kay,1978),或者與幔源熔體發(fā)生混合(Defantetal.,1990),這些過(guò)程可能是其富含金屬和硫的重要途徑。埃達(dá)克質(zhì)熔體與橄欖巖相互反應(yīng),將大幅度提高埃達(dá)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(dá)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(guò)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(rèn)為,在島弧或陸緣弧系統(tǒng),來(lái)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(gè)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。看來(lái),以埃達(dá)克質(zhì)斑巖為含礦巖石的斑巖銅礦應(yīng)有其不同的模式。下面的兩種模式應(yīng)值得考慮。4.1fa企業(yè)的成巖體系智利北部古新世以來(lái),陸緣弧演化與巖漿活動(dòng)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(dǎo)致鈣堿性弧火山活動(dòng)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?zé)嵋航鹣到y(tǒng)(Silltoe,1988)。進(jìn)入晚中新世,Farallon板塊開(kāi)始低角度、斜向、快速俯沖(Davidsonetal.,1991;Jamesetal.,1999),導(dǎo)致俯沖的洋殼板片直接熔融,形成埃達(dá)克質(zhì)熔體(Oyarzunetal.,2001)。該熔體在相對(duì)擠壓應(yīng)力場(chǎng)中上升侵位,并在一個(gè)相對(duì)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(lái)解釋,因?yàn)榘邘r銅礦系統(tǒng)的發(fā)育,遠(yuǎn)遠(yuǎn)滯后于相應(yīng)的洋殼板塊的俯沖。對(duì)于玉龍斑巖銅礦帶,時(shí)差在190～240Ma(莫宣學(xué)等,1993;2001),對(duì)于岡底斯斑巖銅礦帶,時(shí)差則在30～60Ma(Allegreetal.,1984;侯增謙等,2003)。盡管如此,有3個(gè)重要的證據(jù)證明,含礦斑巖主要來(lái)自于白堊紀(jì)之前俯沖的特提斯洋殼板片。首先,埃達(dá)克質(zhì)含礦斑巖的異常高Sr和無(wú)Eu異常,暗示源區(qū)不含斜長(zhǎng)石;巖石相對(duì)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(guò)程中石榴子石穩(wěn)定殘留。顯然,這種巖漿源巖應(yīng)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(qiáng)烈碰撞,引起了地殼加厚(達(dá)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(dá)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(lái)的下地殼物質(zhì)主要為無(wú)水的麻粒巖和石榴石麻粒巖(鐘大賚,私人通訊),與埃達(dá)克質(zhì)斑巖要求的含水無(wú)長(zhǎng)石的榴輝巖源巖明顯不同。第三,含礦的埃達(dá)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(rèn)為,西藏高原的埃達(dá)克質(zhì)斑巖巖漿主要起源于俯沖堆積于地幔巖石圈某個(gè)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(dá)克質(zhì)熔體,在上升穿過(guò)地幔楔形區(qū)時(shí)勢(shì)必與熱的地幔物質(zhì)發(fā)生反應(yīng)。盡管多數(shù)人認(rèn)為埃達(dá)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(dá)克質(zhì)熔體與幔源熔體發(fā)生混合。正是由于來(lái)自富集地幔的鉀質(zhì)熔體與埃達(dá)克質(zhì)熔體的混合作用,導(dǎo)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(jiǎn)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(huì)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(dòng)并達(dá)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(jī)制(Kayetal.,1994;L