因為科馬提巖漿噴發時的溫度異常高，有些研究者認為大多數科馬提巖主要形成於無水的源區，是由地幔巖在幹的條件下的部分熔化產生的（Zhang等，1994）。迄今為止，對於上地幔中科馬提巖漿的形成是否需要水仍存在爭議。新近的研究表明，在5～11GPa壓力下，地幔巖在含水條件下的部分熔化形成的熔體是超基性的，這表明科馬提巖漿可以形成在含水條件下（Asahara等，2001；Litasov等2002）。
圖6-16 在4、6.5和8GPa壓力下水對模擬地幔巖熔化關系的影響
Asahara等（2001）在4、6.5、8GPa壓力和1200～2050℃溫度範圍內，在幹的和含水條件下（含水量分別為1%、2%和5%）地幔巖熔化過程中的相關系測定。用合成的橄欖石、頑火輝石、透輝石和鈣長石的混合物作為初始材料。在含水研究中把Mg（OH）2加進合成的礦物混合物中，再扣除MgO。實驗用MA-8型復式壓砧進行，幹的實驗利用Mo樣品管，含水試驗使用雙層管，內管為白金管、外管是Mo管。Asahara等（2001）和Litasov等（2002）利用他們的實驗成果討論了下面壹些問題。
1.水對熔化關系的影響
水含量對熔化關系的影響如圖6-16所示。在4～8GPa壓力下，各個相完全消耗的溫度隨水含量的增加而降低。尤其是在4GPa和6.5GPa壓力下含水5%時石榴子石消失溫度降低約400℃，相同條件下其他相消失溫度降低約200℃。石榴子石和輝石消失溫度曲線交會於6.5GPa、含水2%～3%處，因而6.5GPa壓力下含水5%時，熔化次序改變。石榴子石消失溫度要比單斜輝石消失溫度低，在6.5GPa壓力、含水2%～3%條件下，產生60%部分熔化的溫度間隔小於50℃。在8GPa壓力下，單斜輝石消失溫度下降較其他相更明顯。在幹的及含水系統中壓力與各種礦物消失溫度間的關系見圖6-17。石榴子石消失曲線的斜率隨水含量的增加而增加，這表明水對石榴子石穩定性的影響隨壓力而變化（也見圖6-16）。在含水2%的系統中石榴子石和輝石的消失曲線在6GPa、1700℃處交會。與幹系統相比，在含水5%的系統中“液體+橄欖石+斜方輝石”的穩定範圍處於更高壓力下。地幔中的高水含量可能是局部的，但水在地幔中的傳輸和集中對於形成科馬提巖漿可能是至關重要的。
2.液體成分變化
圖6-18表明了部分熔化程度不同時所形成的熔體成分的演化軌跡。在4～6.5GPa壓力下，含水橄欖巖中等程度的熔化（＜50%）形成的熔體是虧損SiO2的。可以用隨著水含量增加斜方輝石穩定範圍的擴大來解釋熔體成分的變化。在8GPa壓力下，高程度部分熔化形成的熔體與殘留的石榴子石***存；橄欖巖含水5%時，形成的熔體比該壓力下幹系統中形成的熔體虧損Al2O3。總的看，在6.5GPa壓力下含水2%時，可以在小於50℃的溫度間隔內（圖6-17）發生高程度的部分熔化較快地形成大量鋁不虧損科馬提巖（AUK）巖漿。鋁虧損科馬提巖（ADK）巖漿可以形成於6.5GPa和8GPa壓力下幹體系40%的熔化，也可以形成於8GPa壓力下含水5%體系30%的熔化（圖6-18中MgO-SiO2圖解）。中生代科馬提巖（MK）可能形成於4GPa壓力下幹的或含水2%系統中低程度的部分熔化。在這樣的條件下，殘留相主要是橄欖石、斜方輝石、單斜輝石，可能還有石榴子石，這可以解釋MK的主要元素特征。
圖6-17 幹的（PM）、含水2%（PM+2%H2O）、5%（PM+5%H2O）橄欖巖的熔化關系
3.科馬提巖的化學類型
科馬提巖中不相容元素豐度低是由於在其形成中地幔巖的熔化程度相對高，可能超過50%。鋁虧損科馬提巖（ADK）的CaO/Al2O3很高，約為1.5；Al2O3/TiO2低，約為11。它們虧損鋁和重稀土元素（HREE），形成時代集中在3.5Ga。鋁不虧損科馬提巖（AUK）CaO/Al2O3比約為1，Al2O3/TiO2約為20，兩者都接近球粒隕石的比值，其重稀土配分曲線較平坦，形成時代集中在2.7Ga。在高壓下，在幹的及含水系統中存在反應“熔體+斜方輝石=橄欖石+石榴子石+單斜輝石”。熔化過程中有容納鋁的斜方輝石參與可用來解釋AUK的特征，熔化中石榴子石的殘留可解釋ADK的成因。
圖6-18 在幹的和含水條件下部分熔化形成的熔體的成分變化
4.科馬提巖漿形成的地幔柱模型
Litasov et al.（2002）在10～25GPa和1400～2400℃條件下在簡化的CaO-MgO-Al2O3-SiO2（CMAS）系統中加水2%，研究地幔橄欖巖的相關系（圖6-19），並根據實驗結果提出科馬提巖漿形成的地幔柱熔化模型（圖6-20）。圖6-19表明，在8GPa時，橄欖石是液相線相；在10GPa以上，石榴子石是液相線相。斜方輝石在8GPa時是穩定的；在10GPa時分解為單斜輝石，形成富MgO單斜輝石。在13～14GPa時，石榴子石、橄欖石與熔體在1600～1800℃溫度下伴生，而無水B相出現在相同壓力下大約1850℃。該系統在10GPa、1500℃開始熔化。該相圖中的“含水地幔巖的視濕固相線”（apparent wet solidus）是指橄欖巖開始充分熔化、熔體比例迅速增加時的溫度。對於含β相Mg2SiO4（Wadsleyite）的集合體來說，這個溫度接近β相Mg2SiO4不壹致熔融為“無水B相+熔體”的溫度。在13.5GPa、1600℃處的視濕固相線明顯地突變為16GPa、1800～1850℃。在16.5GPa時，含水視固相線溫度較幹的固相線溫度低約250℃，並且在固相線以上20～30℃時β相Mg2SiO4還存在，在靠近液相線時方鎂石與石榴子石並存。與幹系統不同，該含水系統在21～22GPa壓力的固相線以下不包含“石榴子石+方鎂石±Ca-鈣鈦礦”集合體，在接近視固相線溫度時存在β相Mg2SiO4（代替γ相Mg2SiO4）。在24.5GPa時，石榴子石、方鎂石是液相線相；在25GPa時，方鎂石是繼石榴子石、Mg-鈣鈦礦後的第三結晶相。無水B相只在富鎂系統才會出現。圖6-19還表明，在10～25GPa壓力下，含水2%的CMAS地幔巖與幹的地幔巖比較，液相線溫度要低70～100℃。因為水在橄欖石和β相Mg2SiO4中溶解度不同，因而它們的矽酸鹽熔體中水的活度有差別，這也導致視固相線溫度發生突然的變化，從13.5GPa、1600℃變化到15.5GPa、1850℃。
圖6-19 含2%H2O的CMAS系統地幔巖相圖
該系統在10GPa壓力下，進行低程度的部分熔化，形成的熔體高SiO2（48%～51%）和Al2O3（3.5%～5.2%），在13～22GPa的同樣條件下，形成的熔體的SiO2（44%～49%）和Al2O3（1.7%～3.0%）都低，但CaO高（9%～15%）。總的看在10～22GPa壓力範圍內部分熔化形成的熔體的成分變化趨向與鋁虧損科馬提巖漿變化趨勢是壹致的，因而ADK可以通過上地幔深處或過渡帶含水橄欖巖部分熔化形成，實驗結果支持濕地幔柱從上地幔底部上升、通過脫水熔融形成科馬提巖漿的模型。
圖6-20 含水條件下深部地幔柱的熔化模型
為了討論地幔柱模型和地幔中巖漿的形成，必須估計“正常地幔”和“熱地幔”的地熱梯度。橄欖石-β相Mg2SiO4之間相轉化的邊界、γ相Mg2SiO4分解為“鈣鈦礦+方鎂石”的邊界以及地震不連續的深度表明，地熱線位於1500℃、410 km，1650℃、660 km的深度上。圖6-20采用了Akaogi et al.（1989）現代地幔的地熱線和Herzberg（1995）的元古宙、太古宙地熱線。Herzberg（1995）曾提出太古宙科馬提巖的“熱地幔柱”的“幹”成因模型，太古宙熱地幔柱較現在標準地幔地熱溫度要高200～300℃（圖6-20）。太古宙地幔柱的地熱曲線在壓力16～20GPa時交切“含水地幔巖”的“視固相線”，這表明了太古宙時含水地幔熔化的深度條件。含水地幔巖較低的視固相線溫度以及含水熔體與科馬提巖漿成分的相似性表明了科馬提巖形成的溫度條件，即ADK源區巖漿形成於上地幔深處和/或過渡帶中含水橄欖巖的熔化。上地幔底部和過渡帶的頂部可能是形成科馬提巖漿的重要場所，因為水在橄欖石與β相Mg2SiO4中的溶解度有差別，因而這裏是地幔發生脫水作用（dehydration）的地方，上地幔底部與過渡帶比較，視固相線的明顯壓低為含水地幔柱的失水熔融提供了場所。在現在的上地幔的底部可能存在部分熔化的熔體，這壹點也是與地震資料相壹致的（Litasov et al.，2002）。