班公湖-怒江縫合帶西段洞錯石榴石麻粒巖巖石學特征及其構(gòu)造意義*

苑婷媛 劉焰 張惠民

YUAN TingYuan1，2，LIU Yan2＊＊ and ZHANG HuiMin2，3

1. 中國地質(zhì)大學，北京 100083

2. 大陸構(gòu)造與動力學國家重點實驗室，中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 100037

3. 成都理工大學，成都 610059

1. China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. State Key Laboratory of Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

3. Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China

2015-05-11 收稿，2015-09-18 改回.

1 引言

洋殼俯沖帶是地球表層物質(zhì)進入地球深部的主要區(qū)域。洋中脊上地幔的部分熔融形成溫度高達1200℃的新生洋殼，新生高溫洋殼從洋中脊向海溝運移時，熱洋殼與冷海水之間發(fā)生連續(xù)的物理與化學作用，年齡較老的洋殼(＞65Ma)因此轉(zhuǎn)變?yōu)槔洹⒂?、氧化和含水的洋殼，而年輕洋殼(＜25Ma)由于與冷海水相互作用的時間較短，則轉(zhuǎn)變?yōu)橄鄬^熱、塑性和水含量較少的洋殼(Jarrard，2003)。冷洋殼與熱洋殼物理和化學性質(zhì)上的差異導致了它們在俯沖階段的行為完全不同:冷洋殼俯沖時，含水較高的洋殼常相變?yōu)楦呙芏鹊牧褫x巖，并在俯沖通道中釋放出大量的流體(Peacock，1993;Schmidt and Poli，1998;Ernst，1999)，引發(fā)上覆地幔楔的部分熔融作用，形成了廣泛分布的島弧鈣堿性巖石(Gill，1981;Schmidt and Poli，1998;Peacock and Wang，1999);然而，熱洋殼俯沖時在俯沖通道內(nèi)沒有釋放出大量的流體，因此難以誘發(fā)廣泛的島弧巖漿活動，相反由于俯沖時的地溫梯度較高，常發(fā)生角閃石的脫水熔融作用，形成數(shù)量不多的埃達克質(zhì)巖漿(Defant and Drummond，1990;Peacock et al.，1994;Vielzeuf and Schmidt，2001;Xiao and Clemens，2007;Qian and Hermann，2013)，角閃石脫水熔融之后的殘余為石榴石麻粒巖(Peacock et al.，1994;Vielzeuf and Schmidt，2001;García-Casco et al.，2008)。當前人們多從地表弧火山巖地球化學研究的角度推測洋殼俯沖帶深部所發(fā)生的地質(zhì)過程，直接觀察熱俯沖洋殼部分熔融過程的機會尚不多，因此對埃達克質(zhì)巖漿的形成過程還存在不同的認識(Qian and Hermann，2013)。

斑巖型礦床是銅、鉬和金等金屬的重要來源(Sillitoe，2010)，長期以來是高度關(guān)注的研究對象。最近十余年的研究發(fā)現(xiàn)，(超)大型斑巖銅、金礦床的成礦母巖漿多為高氧逸度、硫逸度與高水含量的埃達克質(zhì)巖漿，直接來源于年輕、熱俯沖洋殼的部分熔融(Hattori and Keith，2001;Oyarzun et al.，2001，2002;李印等，2009;孫衛(wèi)東等，2010;徐文剛等，2011)，銅、金成礦元素直接來源于俯沖洋殼(Oyarzun et al.，2001;王獎臻等，2001;孫衛(wèi)東等，2010)，但高氧逸度、高硫逸度埃達克質(zhì)巖漿的形成過程與機制還是一個謎，主導成礦元素從俯沖洋殼中活化與遷移的機制也不清楚。最近Liu et al.(2015)發(fā)現(xiàn)在冷洋殼的俯沖過程中，俯沖板片被還原，同時在俯沖通道內(nèi)生成富含H2S、CO2、H2O 的流體，這些高氧逸度、硫逸度的流體隨后交代上覆地幔楔，為弧火山巖漿提供碳、硫元素來源(Liu et al. 2015)，但俯沖熱洋殼是否也經(jīng)歷了類似的還原反應尚不清楚。

圖1 班公湖-怒江縫合帶西段洞錯地質(zhì)簡圖(據(jù)Wang et al.2008;曾慶高等，2006 修改)左上角內(nèi)插圖為研究區(qū)大地構(gòu)造簡圖. LST-拉薩地體;SQT-南羌塘地體;NQT-北羌塘地體;HM-喜馬拉雅地體;IYS-雅魯藏布江縫合帶;SYS-獅泉河-永珠縫合帶;BNS-班公湖-怒江縫合帶;LS-龍木錯-雙湖縫合帶;JS-金沙江縫合帶;KLS-昆侖縫合帶;①-申扎蛇綠巖片;②-安多微陸塊;③-八宿微陸塊Fig.1 Simplified geological map of Dong Tso，western Bangong-Nujiang suture zone (modified after Wang et al. 2008)

最近的地質(zhì)調(diào)查與勘查工作揭示出班公-怒江縫合帶西段的南、北兩側(cè)的弧火山巖中還孕育眾多的(超)大型斑巖銅、金礦床，如多不雜、多龍、尕爾窮等礦床(李光明等，2007;李志軍等，2011;陳紅旗等，2015)，這使該區(qū)已成為我國重要的有色金屬勘查后備基地，稱為班公-怒江成礦帶。大量的研究表明，該區(qū)斑巖型銅金礦化與高氧逸度的埃達克質(zhì)巖漿有成因聯(lián)系(李光明等，2006，2007;李金祥等，2006，2008)。當前多從地表巖漿巖地球化學研究的角度認識班公-怒江成礦帶中斑巖型銅金礦床的形成過程，對其深部地質(zhì)過程的認識還不夠深入。

1∶25 萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(曾慶高等，2006①曾慶高，毛國政，王保弟等. 2006. 改則幅(145C004001)1 ∶250000 區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告.拉薩:西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院)發(fā)現(xiàn)在班公-怒江縫合帶西段，改則縣洞錯鄉(xiāng)有含石榴石和單斜輝石的斜長角閃巖產(chǎn)出于蛇綠混雜巖帶內(nèi)(圖1)，與超基性巖呈構(gòu)造接觸(圖2)，巖石地球化學研究表明該斜長角閃巖的源巖為洋中脊玄武巖(Wang et al.，2008)，且周邊無片麻巖等陸殼巖石的產(chǎn)出，表明該含石榴石與單斜輝石的斜長角閃巖系洋殼俯沖的產(chǎn)物(Wang et al.，2008)，筆者等在此含石榴石、單斜輝石的斜長角閃巖中識別出直徑為5.0 ～10mm 的石榴石麻粒巖透鏡體(圖3)，為探討班公-怒江洋盆俯沖的深部過程提供了巖石學依據(jù)，這有助于理解該區(qū)眾多斑巖型銅、金礦床的形成。

圖2 洞錯地區(qū)斜長角閃巖與超基性巖野外產(chǎn)狀由于地表覆蓋嚴重，推測斜長角閃巖(北)與超基性巖(南)呈逆沖斷裂接觸，斜長角閃巖向南逆沖到超基性巖之上Fig.2 Occurrence of amphibolites and mafic rocks from Dong Tso area

2 地質(zhì)背景

班公-怒江縫合帶是青藏高原內(nèi)部一條重要的構(gòu)造邊界，橫貫青藏高原中部，將南部的拉薩地體與北部的羌塘地體分隔開(常承法和鄭錫瀾，1973;Allégre et al.，1984;Chang et al.，1986;Dewey et al.，1988;任紀舜和肖黎薇，2004)。班公-怒江縫合帶至少延伸3000km 以上，在西藏中、西部地區(qū)，該縫合帶為近東-西走向;向東，在西藏東部的昌都地區(qū)，則轉(zhuǎn)變?yōu)楸蔽?南東走向;再向東南，在西藏東南部及云南境內(nèi)，則變?yōu)榻?北走向(圖1)。在西藏中部地區(qū)，班公-怒江縫合帶以出露大量的基性-超基性巖片、侏羅紀復理石、混雜巖和火山巖為特征，代表洋殼物質(zhì)的殘余(Girardeau et al.，1984，1985)。這些巖片南-北向出露的寬度極不均勻，在中部的安多至申扎一帶可達200km 以上，其中還識別出弧火山巖、洋島玄武巖和安多、八宿等微陸塊(圖1)，因此一些學者認為班公-怒江洋盆包括多個次級小洋盆(Srimal，1986;Matte et al.，1996)，形成過程復雜，這也是當前班公湖-怒江洋盆構(gòu)造演化過程的認識分歧較大的主要原因。一些學者認為班公湖-怒江小洋盆在晚三疊世-早侏羅世時打開(曲曉明等，2009)，也有學者認為早在晚二疊世時，洋盆就已打開(劉鴻飛和劉焰，2009;Xu et al.，2014)，中侏羅世晚期，洋盆沿多條俯沖帶分別向羌塘地塊和拉薩地塊之下雙向俯沖，閉合時間則為早白堊世早期，之后進入了陸內(nèi)造山階段(曲曉明等，2009，2012)，另一些學者則傾向于洋盆更晚時間才閉合(Kapp et al.，2003;Zhang et al.，2012;Xu et al.，2014)。另一種觀點認為班公-怒江洋盆是一巨型洋盆，包括北部的龍木錯-雙湖洋盆，早在志留紀，甚至奧陶紀就已張開，并且持續(xù)演化至白堊紀(Yin and Harrison，2000;Pan et al.，2012;潘桂棠等，2012)。

表1 洞錯石榴石麻粒巖代表性礦物成分(wt%)Table 1 Representative mineral compositions of garnet granulite from Dong Tso (wt%)

續(xù)表1Continued Table 1

圖3 洞錯石榴石麻粒巖的BSE 圖像Fig.3 BSE image of garnet granulite from Dong Tso

改則洞錯地區(qū)是班公-怒江縫合帶西段巖石出露較好的地段(圖1)，兩大超基性巖片分別出露于洞錯南、北兩側(cè)，與其它巖石，如侏羅紀海相沉積巖、火山巖等均呈構(gòu)造接觸(圖1)。在超基性巖片中識別出含石榴石麻粒巖包體的斜長角閃巖片，與超基性巖片呈斷層接觸(圖2)。另一含石榴石麻粒巖包體的斜長角閃巖片則產(chǎn)出于中基性火山巖內(nèi)，與中基性火山巖同樣呈斷層接觸(圖1)。

3 巖相學與礦物學特征

利用大陸動力學國家重點實驗室?guī)д黄獾膴W林巴斯光學顯微鏡、配備50mm2牛津能譜儀的Nano450 掃描電鏡和配備四道波譜儀的日本電子8100 型電子探針開展石榴石麻粒巖巖相學研究，部分電子探針數(shù)據(jù)在中國科學院巖石圈演化國家重點實驗室，采用日本電子8100 型電子探針獲得。代表性礦物成分見表1。電子探針的工作條件為:加速電壓15kV，電流為20nA，電子速斑為5μm。除特殊標注外，本文的礦物縮寫據(jù)Whitney and Evans(2010)。

在20 塊石榴石麻粒巖樣品的研究基礎(chǔ)之上，選擇4 塊代表性的石榴石麻粒巖樣品進行詳細的巖相學觀察。石榴石麻粒巖包括石榴石、透輝石、鈣質(zhì)系列的角閃石、斜長石、石英、黝簾石、綠泥石和副礦物富Al 榍石、金紅石、貧Al 榍石、白云母和鈦鐵礦等。石榴石麻粒巖發(fā)生強烈的退變質(zhì)作用，金紅石常變?yōu)榧毩＝簧呢欰l 榍石(Spn2)和鈦鐵礦(圖4a)。石榴石呈變斑晶產(chǎn)出(圖3)，含有較多的包裹體(圖3、圖4)，其內(nèi)部可見角閃石和單斜輝石等礦物(圖4b)，且單斜輝石被角閃石包裹，角閃石相對富Na 和Fe3+(表1)，單斜輝石為貧Na、Al 和Fe3+的透輝石(表1)。在透輝石內(nèi)部發(fā)現(xiàn)石榴石和角閃石包體，為早期進變質(zhì)階段的礦物(圖4c)，但顆粒極為細小，粒徑＜10μm，成分見表1?！澳覡睢钡娜廴谀殷w(用Ab*表示，以下均同)廣泛產(chǎn)出于石榴石變斑晶內(nèi)部(圖3)，該熔融囊體的主體礦物是鈉長石，鈉長石內(nèi)部含有細小的斜長石與大量定向排列的含Ba 長石的包體(圖4d)。石榴石變斑晶周緣常發(fā)育典型的由細小角閃石與斜長石組成的后成合晶(圖4e)，后成合晶中的角閃石以陽起石為主，與產(chǎn)出于基質(zhì)中的角閃石變斑晶相同(表1)，后成合晶中的斜長石成分也與基質(zhì)內(nèi)的斜長石相同(表1)。此外，石榴石常發(fā)育裂隙(圖3)，被黝簾石、綠泥石和斜長石等礦物組成的細脈充填(圖5a)。

圖4 洞錯石榴石麻粒巖的BSE 圖像(a)產(chǎn)出于基質(zhì)中的金紅石常退變質(zhì)為貧Al 榍石(Spn2)與鈦鐵礦，位置見圖3 白色虛線框;(b)石榴石變斑晶內(nèi)部，相對富Na、Fe3+的早期角閃石與貧Na、Fe3+ 的透輝石(代表性礦物成分詳見表1)，透輝石被早期角閃石包裹，位置見圖3 白色虛線框;(c)透輝石內(nèi)部的早期石榴石和角閃石包體，石榴石顆粒被角閃石包裹，石榴石粒徑＜10μm;(d)石榴石內(nèi)部富Na、Ba 的熔融囊體(Ab* )，主體礦物是鈉長石，鈉長石內(nèi)部含有細小斜長石和定向排列的含Ba 長石(Hya)，位置見圖3 白色虛線框;(e)石榴石常發(fā)育典型的由細小陽起石與斜長石組成的后成合晶Fig.4 BSE images of garnet granulite from Dong Tso

圖5 洞錯石榴麻粒巖中石榴石的BSE 圖像(a)與X 射線面成分圖(b-e)裂隙處廣泛充填由綠泥石、黝簾石和斜長石組成的細脈. 位置見圖3 白色虛線框，圖5a 中的白色虛線框詳見圖6Fig.5 BSE image (a)and X-ray maps (b-e)of garnet in garnet granulite from Dong Tso

石榴石成分總體上較為均勻，但沿裂隙或邊緣具有極不規(guī)則的成分環(huán)帶(圖5、圖6)，據(jù)此將石榴石分為三期:第一期石榴石以包體形式產(chǎn)出于透輝石內(nèi)部，相對富Fe 和Mn，貧Ca 和Mg，第二期為核部石榴石，以石榴石富Ca 和Mg，貧Fe 和Mn 為特征，第三期為石榴石邊部或內(nèi)部裂隙邊緣的石榴石，成分則與早期核部石榴石呈正好相反趨勢(表1、圖5、圖6)。

圖6 洞錯石榴麻粒巖中小顆粒石榴石的BSE 圖像(a)與X 射線面成分圖(b-e)，示意石榴石具有不規(guī)則的成分環(huán)帶Fig.6 BSE image (a)and X-ray maps (b-e)of fine garnet in garnet granulite from Dong Tso，showing the garnet heterogeneously compositional zonation

透輝石呈包體產(chǎn)出于石榴石變斑晶內(nèi)(圖4b)，或作為變斑晶產(chǎn)出于基質(zhì)(圖7a)，前者顆粒內(nèi)部不含包體，沿其顆粒邊緣常有角閃石產(chǎn)出，后者常含有角閃石、斜長石以及富Na 和Ba 的熔融囊體(Ab*)等包體(圖7a)。與角閃石相比，透輝石富Ca、貧Na、Al 和Fe3+(圖8)。

角閃石均為鈣質(zhì)系列的角閃石，有三種產(chǎn)狀，一是呈包體產(chǎn)出于石榴石變斑晶內(nèi)(圖4b)，或呈條帶狀被透輝石包裹(圖7a)，這種產(chǎn)狀的角閃石相對富Na 和Fe3+(表1)，二是產(chǎn)出于石榴石邊緣的后成合晶之中(圖4e);三是作為變斑晶產(chǎn)出于基質(zhì)之中(圖7b)，貧Na 和Fe3+(表1)。第一種角閃石常與透輝石的接觸邊界極不規(guī)則，呈鋸齒狀，甚至有些角閃石與單斜輝石之間呈“犬齒交錯”的狀態(tài)(圖8a);后兩種角閃石在成分上相同，均為陽起石，黝簾石常沿陽起石變斑晶的解理面分布(圖7b)。根據(jù)角閃石產(chǎn)狀與成分特征，可將其分為兩期，早期角閃石多呈包體產(chǎn)出，相對富Na和Fe3+，晚期角閃石則多產(chǎn)出于基質(zhì)之中，貧Na 和Fe3+(表1、圖9)。

圖7 洞錯石榴石麻粒巖的BSE 圖像(a)透輝石含有斜長石與熔融囊體(Ab* )，早期角閃石呈細小條帶產(chǎn)出于透輝石內(nèi);(b)黝簾石沿陽起石的解理面分布，基質(zhì)中也有少量富Na、Ba 的熔融囊體(Ab* )產(chǎn)出Fig.7 BSE images of garnet granulite from Dong Tso

圖8 洞錯石榴麻粒巖早期角閃石和透輝石BSE 圖像(a)與X 射線面成分圖(b-e)示意角閃石脫水熔融轉(zhuǎn)變?yōu)橥篙x石，釋放出含Na、Al 和Fe 的熔/流體Fig.8 BSE image (a)and X-ray maps (b-e)of early amphibole and diopside in garnet granulite from Dong Tso

石榴石麻粒巖中可識別出三種類型的斜長石，第一種呈包體產(chǎn)出于富Na 的熔融囊體(Ab*)或透輝石內(nèi)(圖4d、圖7a);第二種產(chǎn)出于石榴石邊緣的后成合晶之中(圖4e);第三種產(chǎn)出于基質(zhì)之中，后兩種斜長石在成分上相同，相對于第一種斜長石，其An 值更大，在成分上更為富Ca(表1)。作為副礦物產(chǎn)出的榍石也可分為兩期，早期榍石(Spn1)相對富Al(XAl=0.187)，但不屬于高鋁榍石(XAl≥0.25)，呈獨立礦物產(chǎn)出于基質(zhì)(圖7b);晚期榍石(Spn2)常產(chǎn)出于早期金紅石的邊緣(圖4a)，以貧Al 為特征(XAl=0.010)。

基質(zhì)主要由細粒的黝簾石、斜長石、陽起石、綠泥石和白云母組成(代表性礦物成分見表1)，白云母的硅含量(a.p.f.u. )約為3.2(表1)。需要指出的是，基質(zhì)中也廣泛存在富Na 的熔融囊體(Ab*)(圖7b)，而不是僅局限于石榴石與透輝石變斑晶之內(nèi)部(圖3、圖4b)。

根據(jù)巖相學觀察將洞錯地區(qū)石榴石麻粒巖劃分為三期變質(zhì)演化階段:(1)進變質(zhì)階段;(2)峰期變質(zhì)階段;(3)退變質(zhì)階段。

圖9 洞錯石榴麻粒巖角閃石Fe3+含量(a.p.f.u)與B位Na 含量(a.p.f.u)協(xié)變圖Fe3+-C:角閃石分子式中C 位Fe3+含量;Na-B:角閃石分子式中B 位Na 含量(角閃石陽離子數(shù)計算據(jù)Leake et al. ，1997)Fig.9 Compositional concordia diagram of Fe3+ vs. Na-B of amphibole in garnet granulite from Dong Tso

(1)進變質(zhì)階段

此階段的礦物組合為:早期富Fe、Mn，貧Ca、Mg 的石榴石(Grt1)、早期富Na 和Fe3+的角閃石(Amp1)、早期相對富Al 的榍石(Spn1)等礦物。由于該變質(zhì)階段的礦物組合不全，加之石榴石顆粒極為細小(＜10μm)，因此未計算該變質(zhì)階段的溫壓條件。

(2)峰期變質(zhì)階段

此階段的礦物組合為:核部富Ca、Mg，貧Fe、Mn 的石榴石(Grt2)+透輝石+斜長石(Pl1)+石英+金紅石+熔體。采用Grt-Cpx 鐵鎂交換溫度計(Ravna，2000)和Grt-Cpx-Pl-Qz 壓力計(Eckert et al.，1991)估算該礦物組合平衡時的溫度與壓力，結(jié)果為:溫度～870℃，壓力～11.8kbar。

(3)退變質(zhì)階段

此階段的礦物組合包括:邊部富Fe2+、Mn，貧Ca、Mg 的石榴石(Grt3)+晚期貧Na 和Fe3+的角閃石(Amp2)+黝簾石+綠泥石+斜長石(Pl2)+白云母+貧Al 榍石(Spn2)+鈦鐵礦。該階段的溫度為555 ～655℃，壓力為5 ～7kbar(Wang et al.，2008)。

4 討論與初步結(jié)論

巖相學觀察揭示出石榴石麻粒巖常退變質(zhì)為斜長角閃巖(圖4e)，表明區(qū)內(nèi)的斜長角閃巖系石榴石麻粒巖的退變質(zhì)產(chǎn)物。前已指出，地球化學研究表明含石榴石、單斜輝石的斜長角閃巖的源巖為MORB(Wang et al.，2008)，因此本文所研究的石榴石麻粒巖的源巖也是MORB。洞錯一帶洋殼俯沖過程與藏南松多(Liu et al.，2015)、墨竹工卡(Liu et al.，2009)、藏北榮瑪(劉焰和呂永增，2011)、戈木日(李才等，2006)、岡瑪錯(翟慶國等，2009)等地的俯沖洋殼差別極大，后者多轉(zhuǎn)變?yōu)楹仓乃{片巖與榴輝巖，是典型冷洋殼俯沖的產(chǎn)物，而洞錯的俯沖洋殼則轉(zhuǎn)變?yōu)槁榱r，系熱洋殼俯沖的結(jié)果。這表明洋殼形成之后就很快進入俯沖通道(Jarrard，2003)，這為班公-怒江洋盆含有次級、存活時間較短的小洋盆的觀點(Srimal，1986;Matte et al.，1996;曲曉明等，2009)提供了變質(zhì)巖石學的證據(jù)。

巖相學觀察證實了在洋殼俯沖階段，含有相對較高含量的Na 與Fe3+和微量Ba 的早期角閃石(表1)脫水熔融形成貧Na、Al 和Fe3+，不含Ba 的透輝石(圖8)，并釋放出富含Na、Al 和Ba 的熔融體(圖3、圖4d、圖7b)，這證實了前人巖石地球化學(Defant and Drummond，1990)與實驗巖石學的研究(Peacock et al.，1994;Vielzeuf and Schmidt，2001;Xiao and Clemens，2007;Qian and Hermann，2013):角閃石的脫水熔融確實可以形成富Na 和Ba 的埃達克質(zhì)巖漿，但熔融殘余不是榴輝巖，而是高壓麻粒巖。此外，晚期石榴石(產(chǎn)出于石榴石邊緣及內(nèi)部裂隙處)以富含鐵鋁榴石為特征(圖5、圖6)，且與黝簾石、綠泥石與斜長石組成的細脈共生，反映石榴石遭受了后期流體的交代作用，形成了富含鐵鋁榴石端員組分的石榴石。早期礦物組合中角閃石含有較多的Fe3+(表1、圖9)，但晚期礦物組合中卻很少有造巖礦物含有Fe3+，以含F(xiàn)e2+為主(表1)。例如，晚期階段中鐵鋁榴石含量的急劇增加充分證明了這一觀點，表明從早期到晚期，礦物組合中的Fe3+總含量下降，F(xiàn)e2+含量上升，即麻粒巖經(jīng)歷了還原反應，特別是在角閃石脫水熔融時，將角閃石的Fe3+還原為Fe2+，導致了富含鐵鋁榴石端元組分石榴石的形成，同時生成氧化性的熔/流體，即高氧逸度埃達克質(zhì)巖漿的形成是角閃石在脫水熔融時被還原的產(chǎn)物。

實驗巖石學研究表明，硅酸鹽巖漿中的Cu、Au 元素的溶解度隨氧逸度、硫逸度的增加而增加(Ripley and Brophy，1995;Holzheid and Lodders，2001;Ripley et al.，2002)。Cu和Au 元素在洋殼中的豐度較高，且是中度不相容元素，因此在洋殼部分熔融過程中易從洋殼中進入高氧逸度的埃達克質(zhì)巖漿之中，還原反應推進了成礦元素的這一遷移過程，最終導致了斑巖型銅、金礦床的形成。

本文報道的石榴石麻粒巖中的角閃石在部分熔融期間被還原，生成了具高氧逸度的埃達克質(zhì)巖漿，這種高氧逸度的巖漿更有利于成礦元素從俯沖洋殼中活化與遷移，即還原反應主導了成礦物質(zhì)從俯沖洋殼中活化出來，并遷移至弧巖漿的過程。因此，班公湖-怒江成礦帶上廣泛發(fā)育的斑巖型多金屬礦床的形成與洋殼的熱俯沖有關(guān)，俯沖的熱洋殼在還原性環(huán)境內(nèi)發(fā)生部分熔融作用，形成了對成礦非常有利的高氧逸度的埃達克質(zhì)巖漿。

致謝 電子探針分析、背散射照片的拍攝與能譜面掃描工作分別得到戎合工程師、毛騫博士和施彬博士的幫助;吳春明教授提供了變質(zhì)溫壓條件計算的程序;李修亮碩士、楊耀碩士與許歡博士在成文的過程中也給予了無私的幫助;在此一并表示衷心的感謝。

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