楊雷 高成 劉小馳 王佳敏 周梁杰 劉志超 吳福元

印度板塊與歐亞板塊的碰撞是新生代以來地球上發(fā)生的最重要的地質(zhì)事件，它形成了地球上最高的山脈——喜馬拉雅山脈。對該造山帶的形成演化研究，不僅在大陸動力學領域具有極為重要的意義，對認識現(xiàn)代自然環(huán)境的形成和研究第四紀以來氣候變化方面也有深刻的啟迪(吳福元等, 2008; Cliftetal., 2009; 王成善等，2009; Spiceretal., 2021)。自喜馬拉雅造山以來，該地區(qū)發(fā)育了全球最大規(guī)模的伸展拆離系統(tǒng)，即藏南拆離系(South Tibetan Detachment System, STDS)。雖然學術界對于藏南拆離系進行了大量的研究，但是關于其形成機制仍然存在爭議，目前主要有以下四種觀點：(1)重力垮塌模型(Burchfiel and Royden, 1985)，該模型認為在高地形的喜馬拉雅的壓覆作用下，將造成局部的低角度伸展作用；(2)構造楔模型(Burchfieletal., 1992; Grujicetal., 1996)，該模型強調(diào)了在印度板塊向歐亞板塊俯沖過程中，高喜馬拉雅結晶巖系以一個楔形塊體向南被擠出；(3)地殼流模型(Beaumontetal., 2004; Jamiesonetal., 2004)，它強調(diào)高喜馬拉雅是在受到藏南強烈的剝蝕作用、巨厚高原的壓力以及部分熔融熔體的浮力的綜合影響下逐漸折返，在高喜馬拉雅的上部形成了藏南拆離系；(4)雙重逆沖(Webbetal., 2007, 2011; Heetal., 2015)，在這個模型中，藏南拆離系被認為是一個倒轉的逆沖帶，在南部可以和主中央逆沖斷層(Main Central Thrust, MCT)合并在一起，其形成主要受控于南北向的擠壓作用，因此，高喜馬拉雅結晶巖系的折返與藏南拆離系向北的剪切作用密切相關。

存在以上爭議的一個主要的原因是藏南拆離系東西綿延2000多千米，不同位置斷層的活動時間及與其他構造的相互關系差別較大(Kellettetal., 2019)。要想解決這一爭議，需要在造山帶尺度上對藏南拆離系進行詳細的地質(zhì)年代學和熱年代學工作，并與其他地質(zhì)現(xiàn)象進行對比研究。

卓奧友峰地區(qū)發(fā)育有明顯的拆離斷層。本次研究以侵位于該區(qū)藏南拆離系下部的淡色花崗巖為研究對象，對其進行鋯石和獨居石U-(Th)-Pb年代學分析，討論淡色花崗巖的侵位時代。同時，結合前人對該淡色花崗巖的鋯石、磷灰石裂變徑跡分析結果，討論該區(qū)藏南拆離系的活動歷史，從而為研究喜馬拉雅造山帶的伸展過程、隆升與冷卻歷史提供可靠依據(jù)。

1 地質(zhì)背景及樣品采集

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

藏南拆離系是一個大型的北傾低角度正斷層系，位于高喜馬拉雅結晶巖系(Great Himalayan Crystalline, GHC)的頂部，沿喜馬拉雅造山帶近東西向延展達～2000km (Burchfieletal., 1992)。它將下盤的高喜馬拉雅單元與上盤的特提斯喜馬拉雅單元并置，并與MCT一起將高喜馬拉雅限定為一個向南逆沖的楔形(Burchfieletal., 1992)。藏南拆離系通常表現(xiàn)為一系列近平行的斷層或韌性剪切帶，南北向跨度可達幾千米。這些韌性剪切帶具有復雜的運動方式，頂部向北和向南運動交替出現(xiàn)(Kellettetal., 2013)。因此，Yin (2006)認為藏南拆離系是一個最初為向南的逆沖斷層，后來作為一個向北的剪切帶而再次活動。高喜馬拉雅淡色花崗巖通常沿 STDS 侵位，廣泛分布于藏南拆離系的韌性剪切帶內(nèi)和高喜馬拉雅頂部，很少切穿拆離斷層(Carosietal., 2013; Liuetal., 2017)。這可能是因為剪切帶熱效應和流變效應共同作用的結果，即上覆較冷的和剛性的特提斯喜馬拉雅形成了一個物理屏障，阻擋了熔體的遷移(Kellettetal., 2019)。

卓奧友峰地區(qū)位于喜馬拉雅造山帶中部，珠穆朗瑪峰以西20km處(圖1a)。該區(qū)藏南拆離系表現(xiàn)為兩個近東西向的低角度正斷層系統(tǒng)。上部是一套脆性斷層，產(chǎn)于卓奧友峰頂部奧陶系灰?guī)r與其下的肉切村群(發(fā)生變質(zhì)的鈣質(zhì)硅酸巖)之間，即珠穆朗瑪拆離斷層(Qomolangma Detachment, QD)，可一直向東延伸至格重康峰和珠穆朗瑪峰頂部(圖2、圖3)。

圖1 喜馬拉雅造山帶中部地質(zhì)簡圖展示藏南拆離系不同地點的活動時間(a, 據(jù)Liu et al. 2017修改；數(shù)據(jù)來源見電子版附表1)以及喜馬拉雅南北向剖面圖(b，據(jù)Kellet et al., 2019修改)

肉切村群是一套綠片巖相到低角閃巖相變質(zhì)的巖石，在變質(zhì)級別上與高喜馬拉雅結晶巖系的高角閃巖相到麻粒巖相有所區(qū)分。在肉切村群與高喜馬拉雅結晶巖系之間是一套韌性剪切帶，即洛子峰拆離斷層(Lhotse Detachment, LD；圖2、圖3)。在這兩個斷層之間，接近1500m厚的肉切村群中很少有淡色花崗巖的發(fā)育。淡色花崗巖主要侵位于洛子峰斷層的下部，以巖席和巖脈的形式發(fā)育(Searleetal., 1999)。巖石類型主要為電氣石淡色花崗巖，其中偶爾含有夕線石、紅柱石和堇青石(Searleetal., 1999)。該區(qū)還未有淡色花崗巖結晶年齡的報道。高成等(2014)對該區(qū)域淡色花崗巖和周圍變質(zhì)巖中的磷灰石和鋯石進行了裂變徑跡分析，年齡集中于17.1～11.2Ma (表1)。

圖2 卓奧友峰地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)高成等，2014修改)

圖3 卓奧友峰地區(qū)淡色花崗巖的野外照片(據(jù)高成等，2014修改)

1.2 樣品描述

本次研究所采集的淡色花崗巖位于卓奧友峰洛子峰拆離斷層下盤，其順層侵位于高喜馬拉雅結晶巖系中。其中NO01樣品采集于海拔5793m，是一套中細粒黑云母花崗巖，主要礦物組成包括石英(～25%)、鉀長石(39%)、斜長石(～32%)、黑云母(～3%)和少量白云母(～1%)；NO04樣品采集于海拔6022m， 是一套中細粒二云母花崗巖， 主要礦物組成包括石英(～20%)、鉀長石(40%)、斜長石(～35%)、黑云母(～3%)和白云母(～3%)。斜長石發(fā)生絹云母化(圖4)。兩套淡色花崗巖均可見到脆性破裂對變形(圖4)。本文礦物縮寫遵循Whitney and Evans (2010)。高成等(2014)曾對本次研究中的2件樣品進行了鋯石和磷灰石裂變徑跡分析(表1，樣品NO01和NO04分別對應于樣品ZAY06和ZAY07)。

圖4 卓奧友峰淡色花崗巖顯微鏡下圖像

表1 卓奧友峰及希夏邦馬地區(qū)熱年代學結果

2 測試方法

鋯石和獨居石的分選在廊坊市誠信地質(zhì)服務有限公司完成，采用常規(guī)粉碎法、浮選和電磁選方法進行分選。本次研究在年代學分析之前分別對鋯石和獨居石進行陰極發(fā)光(Cathodoluminescence, CL)和掃描電鏡背散射 (Back-Scattered Electron, BSE)圖像觀察，揭示鋯石和獨居石的內(nèi)部結構。鋯石和獨居石的年代學分析方法主要為激光剝蝕等離子質(zhì)譜(Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, LA-ICPMS)分析。CL和BSE成像觀察以及獨居石U-(Th)-Pb 定年工作在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所進行。獨居石的 U-(Th)-Pb定年采用儀器為Analyte G2的193nm激光剝蝕器和Agilent 7500a四極桿電感耦合等離子質(zhì)譜儀(Q-ICPMS)。獨居石的具體分析流程參見Liuetal. (2012)。在分析過程中，每分析5次樣品，對標準樣品44069 (208Pb/232Th 年齡為 424.0±0.5Ma; Aleinikoffetal., 2006) 分析2次。通過外部標樣44069對樣品的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U (235U=238U/137.88) 和208Pb/232Th 進行校正。激光束斑直徑為32μm，頻率為6Hz，能量密度45J/cm2。獲得分析數(shù)據(jù)后，通過軟件GLITTER 4.0 (Griffinetal., 2008) 進行數(shù)據(jù)處理。以Jefferson作為監(jiān)控標樣，得到208Pb/232Th的加權平均年齡為360.7±2.3Ma，與其推薦年齡在誤差范圍內(nèi)一致 (Petermanetal., 2006)。鋯石的U-Pb定年工作在武漢上譜分析科技有限責任公司完成，鋯石定年分析儀器為四級桿質(zhì)譜 Agilent7700 及與之配套的 193nm 準分子激光剝蝕系統(tǒng) (GeoLasPro)。激光剝蝕斑束直徑為 32μm，每個分析數(shù)據(jù)包括20～30s的空白信號和50s的樣品信號，激光剝蝕深度為 20～ 40μm。鋯石年齡計算采用標準鋯石91500作為外標。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal (Liuetal., 2008)程序。

3 實驗結果

3.1 鋯石年代學結果

本次研究對2個淡色花崗巖樣品進行了鋯石激光原位U-(Th)-Pb定年，數(shù)據(jù)結果列于表2。挑選的鋯石顆粒集中于～100μm左右，具有明顯的核邊結構，其中鋯石邊普遍小于40μm。CL圖像顯示部分鋯石邊部具有典型的巖漿震蕩環(huán)帶，部分鋯石邊部出現(xiàn)顯著的蛻晶化而呈現(xiàn)均勻的“黑邊”，難以見到震蕩環(huán)帶。這為鋯石邊的激光原位定年帶來了困難，因此NO01只獲得了3個鋯石邊測試點的有效數(shù)據(jù)，NO04獲得了8個鋯石邊測試點的有效數(shù)據(jù)。2個樣品的鋯石核分別給出了分散的繼承年齡(NO01: 2212～443Ma；NO04: 2279～394Ma；圖5b)。在樣品NO01中，鋯石的邊部給出年齡從21.4 ±0.5Ma到16.4 ±0.5Ma，未獲得最小化MSWD年齡。在樣品NO04中，鋯石邊部給出年齡從18.4 ± 0.8Ma到15.7 ± 0.4Ma，最小化MSWD年齡為17.1±0.4Ma (2σ；n=4/8；MSWD=1.6；圖5a)。

圖5 卓奧友峰地區(qū)淡色花崗巖的鋯石U-Pb定年結果

表2 卓奧友峰淡色花崗巖的鋯石U-(Th)-Pb定年結果

3.2 獨居石年代學結果

本次研究對NO01進行了獨居石激光原位U-(Th)-Pb定年，數(shù)據(jù)結果列于表3。巖石樣品中的獨居石晶體大多呈他形，直徑從50μm變化到100μm左右。由于缺乏全巖Th、U含量，本文未對230Th進行矯正。定年結果顯示，14個獨居石顆粒給出兩組最小化MSWD年齡(圖6a)，分別為19.3±0.4Ma (2σ；MSWD=0.15，n=5/16，圖6b)和17.9±0.3Ma (2σ；MSWD=0.15, n=8/16，6b)。另有三個獨居石顆粒分別給出年齡332±7Ma、25.8±0.6Ma和21.6±0.5Ma。獨居石的成分分析列于表4。微量元素和稀土元素組成相對均一，輕重稀土分異較強((La/Yb)N=129～4669)，除了具有332±7Ma、25.8±0.6Ma年齡的兩個獨居石顆粒外，其他獨居石具有明顯的的負Eu異常(圖7，δEu=0.04～0.11)。

表4 卓奧友峰淡色花崗巖中獨居石的稀土元素含量(×10-6)

圖6 卓奧友峰淡色花崗巖(樣品NO01)的獨居石U-(Th)-Pb定年結果

圖7 卓奧友峰淡色花崗巖(樣品NO01)的獨居石稀土元素配分(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表3 卓奧友峰淡色花崗巖中獨居石U-(Th)-Pb定年結果

4 討論

4.1 淡色花崗巖的形成時代

由于淡色花崗巖的年齡可以被用來約束高喜馬拉雅的折返時代和演化階段，因此有大量的研究聚焦于淡色花崗巖的形成時代(Denieletal., 1987; Copelandetal., 1990; Cottleetal., 2015)。根據(jù)目前已有的淡色花崗巖年齡數(shù)據(jù)統(tǒng)計，喜馬拉雅地區(qū)淡色花崗巖主要形成于新生代，歐亞板塊-印度板塊碰撞(60～50Ma)之后，時代范圍跨度從46Ma一直到7Ma (吳福元等，2015；Huangetal., 2017；曾令森和高利娥，2017；張澤明等，2018)。其中，南北兩個帶的淡色花崗巖在年代上略有不同，特提斯喜馬拉雅的淡色花崗巖形成時代與整體喜馬拉雅淡色花崗巖形成時代一致， 從46Ma 到7Ma。而高喜馬拉雅淡色花崗巖形成時代較為年輕，主要集中在25～10Ma。Hodges (2000)將喜馬拉雅造山帶演化劃分為三個階段:原喜馬拉雅(Proto-Himalayan，白堊紀到古漸新世); 始喜馬拉雅(Eo-Himalayan，中漸新世到晚始新世);和新喜馬拉雅(Neo-Himalayan，早中新世至今)。原喜馬拉雅階段代表了印度板塊-歐亞板塊碰撞之前的階段，此時沒有相應的淡色花崗巖產(chǎn)生。始喜馬拉雅階段代表了印度板塊-歐亞板塊碰撞后的擠壓直至南北向伸展作用發(fā)生之前，該階段產(chǎn)生了少量的淡色花崗巖，主要出現(xiàn)在特提斯喜馬拉雅。新喜馬拉雅以藏南拆離系的發(fā)育為標志，代表了喜馬拉雅的南北向伸展和喜馬拉雅變質(zhì)巖退變質(zhì)作用階段，期間也發(fā)生多期次擠壓變形，如主中央逆沖斷層 (MCT)、 主邊界逆沖斷層(MBT)和主前緣逆沖斷層(MFT)等。該階段為喜馬拉雅淡色花崗巖形成的主要時期。在 Hodges (2000)的劃分基礎上，吳福元等(2015)用始喜馬拉雅(46～25Ma)、新喜馬拉雅(25～14Ma)和后喜馬拉雅(<14Ma)來對淡色花崗巖的形成時代進行劃分。形成于始喜馬拉雅階段的淡色花崗巖包括特提斯喜馬拉雅的打拉、雅拉香波、夏如巖體。新喜馬拉雅階段是廣泛發(fā)育淡色花崗巖的階段，出露地點包括高喜馬拉雅的聶拉木、瑪納斯魯、馬卡魯、定結、告烏、洛扎等地，特提斯喜馬拉雅的錯那洞、康巴、佩枯錯、馬拉山等地。后喜馬拉雅的淡色花崗巖出露相對較少，主要沿著南北斷層分布，包括高喜馬拉雅的瓦姐拉，那木納尼等地和特提斯喜馬拉雅的然巴和麻布迦等地(Wuetal., 2020)。

在卓奧友峰地區(qū)，目前還沒有淡色花崗巖的形成年齡報道。根據(jù)本文研究，NO01的獨居石給出兩組最小化MSWD結晶年齡，分別為19.3Ma和17.9Ma。本文認為最晚一期年齡可能代表了該淡色花崗巖的最終侵位年齡。在淡色花崗巖中，通?？梢缘玫揭幌盗休^老的獨居石年齡，它們可能代表了淡色花崗巖源區(qū)早期進變質(zhì)的年齡、捕獲的圍巖變質(zhì)年齡，或者淡色花崗巖長時間演化過程中的前晶年齡(Viskupicetal., 2005; Cottleetal., 2015; Yangetal., 2019)。在NO01樣品中，332Ma明顯老于淡色花崗巖結晶時代，可能代表了源區(qū)或捕獲圍巖的早期變質(zhì)時間年齡。26Ma的獨居石顆粒相對最晚一期結晶獨居石具有較弱的負Eu異常，且與332Ma相似(圖7)。其可能代表了淡色花崗巖源區(qū)早期進變質(zhì)年齡或者捕獲的圍巖變質(zhì)年齡。21Ma的獨居石顆粒具有與淡色花崗巖結晶年齡相似的稀土配分，推測可能代表了淡色花崗巖演化過程中的前晶年齡。相對于NO01，NO04的鋯石邊年齡相對較為集中，最小化MSWD年齡17.1Ma可能代表了該淡色花崗巖最晚結晶年齡。因此，我們認為卓奧友峰地區(qū)的淡色花崗巖主要侵位于18～17Ma。這一年齡可以與臨近區(qū)域的淡色花崗巖進行對比。在卓奧友峰以西的聶拉木地區(qū)，淡色花崗巖主要形成于22～14Ma之間(Yangetal., 2019)；希夏邦馬淡色花崗巖的形成于20～17Ma之間(Searleetal., 1997)；在卓奧友峰以東的珠穆朗瑪峰地區(qū)和馬卡魯?shù)貐^(qū)的研究顯示，淡色花崗巖的形成時代主要集中于兩期，第一期為24～21Ma，第二期集中于16～15Ma (Streuleetal., 2010; Iwanoetal., 2021)；定結地區(qū)淡色花崗巖也形成于21Ma和15.8Ma兩個階段(于俊杰等，2011)。這些結果表明，喜馬拉雅中部的淡色花崗巖形成時代主要集中于中新世。

4.2 卓奧友峰地區(qū)藏南拆離系的活動時間

熱模擬結果顯示，在造山作用停止時，地熱梯度將迅速被重置，導致不同深度的樣品同時降溫到封閉溫度下(Braun, 2016)。同時，在冰川不均一的側向刨蝕作用和重力均衡作用的影響下，造山帶中不同位置的樣品折返的時間不同(Shusteretal., 2005)。這就造成在絕大多數(shù)喜馬拉雅熱年代學研究中，高程與熱年代學年齡之間沒有明顯的相關性(Searleetal., 1997; Wangetal., 2010; 高成等, 2014)。因此，一般采用礦物對年齡溫度法來計算不同時段地殼冷卻的平均速率。高成等(2014)分析獲得NO01和NO04樣品的鋯石裂變徑跡(Zircon fission track, ZFT)年齡分別為15.2±1.0Ma (2σ)和17.1±1.3Ma (2σ)，磷灰石裂變徑跡(Apatite fission track, AFT)年齡分別為13.5±2.5Ma (2σ)和13.4±2.0Ma (2σ)。前人的研究顯示，鋯石的裂變徑跡部分退火帶溫度區(qū)間為190～320℃，磷灰石的部分退火帶溫度區(qū)間為70～200℃ (Laslettetal., 1987; Reiners and Brandon, 2006)。具體的封閉溫度受到其成分和冷卻速率等因素的影響(Reiners and Brandon, 2006)。獨居石和鋯石具有較為寬泛的U-(Th)-Pb封閉溫度，所以本文用花崗巖的固相線溫度～700℃來代表。由于本次研究淡色花崗巖主要侵位于高喜馬拉雅結晶巖系中，而該區(qū)高喜馬拉雅結晶巖系普遍發(fā)育高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)作用，且發(fā)生混合巖化作用(Searleetal., 1999)。因此我們認為淡色花崗巖結晶溫度與圍巖溫度相當，淡色花崗巖固結后的冷卻歷史未受到圍巖的顯著影響。

基于不同礦物的封閉溫度與時間關系(表1)，我們可以建立一個冷卻曲線(圖8)。Searleetal. (1997)考慮到淡色花崗巖可能代表了高喜馬拉雅峰期變質(zhì)作用的產(chǎn)物，認為階段1可能為地殼加厚階段(圖8)，即溫度逐漸增加的過程。然而，越來越多的研究指出，高喜馬拉雅存在多期次淡色花崗巖巖漿事件，或淡色花崗巖巖漿存在較長演化時間(Yangetal., 2019)，階段1可能指示了一個長期高溫的狀態(tài)。因此，關于卓奧友峰地區(qū)階段1的熱演化過程還需要更多的數(shù)據(jù)去約束。從17Ma到～13Ma，卓奧友峰藏南拆離系以下的淡色花崗巖經(jīng)歷了階段2的快速冷卻過程，平均冷卻速率超過100℃/Myr?？紤]到淡色花崗巖的固結溫度不小于圍巖溫度，所以我們認為100℃/Myr代表了該階段的最大冷卻速度。

圖8 卓奧友峰和希夏邦馬地區(qū)基巖的年代學結果和封閉溫度投影圖

以上結果和卓奧友峰地區(qū)高喜馬拉雅變質(zhì)巖記錄的熱年代學結果基本吻合(高成等，2014)，表明在花崗巖侵位后，與藏南拆離系下盤圍巖經(jīng)歷了一致的去頂過程。因此我們認為在卓奧友峰地區(qū)，藏南拆離系可能在17Ma年或之前就已經(jīng)啟動。從～13Ma到現(xiàn)在，淡色花崗巖經(jīng)歷了階段3的冷卻過程，其冷卻速率發(fā)生明顯降低，為～10℃/Myr。同時，卓奧友峰地區(qū)藏南拆離系下部巖石的鋯石和磷灰石的裂變徑跡年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致，年齡和海拔之間沒有系統(tǒng)的變化(高成等，2014)。這表明這些巖石可能受到了構造后熱重置的影響，即構造作用停止后，熱梯度迅速釋放使巨厚的巖石板片同時降溫至磷灰石裂變徑跡退火溫度以下(Braun, 2016)?；谶@兩點證據(jù)，我們認為這一冷卻曲線的轉折點表明藏南拆離系在～13Ma左右時停止活動。這一結果與臨近的定結地區(qū)、朗塘地區(qū)、希夏邦馬地區(qū)、聶拉木地區(qū)的熱年代學結果基本一致(圖1a、圖9；Searleetal., 1997; Leloupetal., 2010, 2015; Wangetal., 2010; 劉小兵等, 2012; Carrapaetal., 2016)。

圖9 喜馬拉雅造山帶藏南拆離系活動時間總結

由于受到山脈表面剝蝕作用的影響，巖石的隆升和山脈表面的上升之間沒有必然的聯(lián)系(England and Molnar, 1990), 因此，很難通過以上討論來推斷此時山脈是否隆升。但若假設造山帶中地熱梯度為30℃/km(不考慮地表剝蝕作用造成的地熱梯度增加，Reiners and Brandon, 2006), 則從17Ma到～13Ma，淡色花崗巖上覆有接近～19km的地殼被剝蝕掉，對應的平均剝蝕速率為～5mm/yr，很難想象在沒有高海拔影響下卓奧友峰地區(qū)會有如此快速的剝蝕速度。因此，我們推測此時卓奧友峰喜馬拉雅可能已經(jīng)具有較高的地形。這和珠穆朗瑪峰地區(qū)的古高程研究基本一致。Gébelinetal. (2013)通過氧同位素研究發(fā)現(xiàn)，珠穆朗瑪峰地區(qū)在15Ma時已經(jīng)具有5.1～5.4km的海拔高度。

4.3 藏南拆離系的形成演化機制

自喜馬拉雅造山以來，除了發(fā)育藏南拆離系以外，還發(fā)生了一系列特征的地質(zhì)現(xiàn)象，例如高喜馬拉雅的變質(zhì)深熔和淡色花崗巖的巖漿活動(Yin, 2006)。藏南拆離系和高喜馬拉雅淡色花崗巖之間的耦合關系一直以來是探討藏南拆離系形成演化機制的重要方面(Kellet, 2019)。關于這一論題，主要有三種觀點。第一種觀點認為淡色花崗巖的巖漿活動導致了藏南拆離系的發(fā)育(Searle, 2010)；另一種觀點則強調(diào)藏南拆離系在伸展過程中的減壓作用導致了淡色花崗巖的產(chǎn)生(Pognante and Benna 1993; Harris and Massey, 1994)；第三種觀點則認為藏南拆離系的發(fā)展和淡色花崗巖的活動是相互獨立的，藏南拆離系是造山帶尺度上區(qū)域不穩(wěn)定的響應，而淡色花崗巖巖僅是局部應變調(diào)節(jié)的表現(xiàn)(Weinberg, 2016)。為了探討這一問題，我們首先對藏南拆離系的活動歷史做一總結(圖9、附表1)。關于藏南拆離系的活動時間，前人主要通過熱年代學、淡色花崗巖與藏南拆離系的穿切關系以及巖石年代學方法來進行約束(Hodgesetal., 1992; Leloupetal., 2015; Kohn, 2016)。圖9展示了前人在喜馬拉雅造山帶所約束的藏南拆離系的活動時間。除了在吉隆和麻布迦地區(qū)有報道藏南拆離系在始新世已經(jīng)開始活動外(Lee and Whitehouse, 2007; 楊雄英等, 2009)，喜馬拉雅地區(qū)的藏南拆離系活動時代主要為26～12Ma (Kelletetal., 2013, 2019; Weinberg, 2016; 王曉先等, 2016; Liuetal., 2017; 董漢文等, 2017; 李開玉等，2020)。平均活動周期為5～10Myr。值得注意的是，藏南拆離系的活動在造山帶尺度上存在著穿時性，即從西至東活動時間越來越年輕(圖9)。在喜馬拉雅中西部藏南拆離系于20～15Ma時停止活動，而在喜馬拉雅東部時藏南拆離系于15～10Ma時停止活動。

在章節(jié)4.1部分我們討論到高喜馬拉雅淡色花崗巖的活動時代主要集中在25～10Ma。這一年齡范圍與藏南拆離系的活動時間基本一致。然而，若考慮變質(zhì)深熔作用，則高喜馬拉雅巖系可能經(jīng)歷了從～45Ma到15～7Ma的長時間深熔歷史(Zhangetal., 2017; Khanaletal., 2021)。這一時間跨度遠遠大于藏南拆離系的活動時間且明顯早于藏南拆離系的起始活動時間。根據(jù)變質(zhì)作用研究，高喜馬拉雅經(jīng)歷了早期(45～25Ma)的地殼加厚過程，隨后達到峰期變質(zhì)。在25～15Ma階段，其經(jīng)歷了近等溫降壓過程。最終在15～7Ma階段，巖石經(jīng)歷了近等壓降溫退變質(zhì)過程(Zhangetal., 2017)。結合藏南拆離系的活動歷史與高喜馬拉雅變質(zhì)作用研究，我們提出以下模型來解釋藏南拆離系的形成和演化機制。在喜馬拉雅造山帶的進變質(zhì)階段(45～25Ma)，印度大陸與歐亞大陸的碰撞造成印度大陸的地殼加厚，地殼加厚過程中溫度和壓力增加，隨后發(fā)生部分熔融。在25Ma峰期變質(zhì)階段，部分熔融程度增加，大量的淡色花崗巖巖漿產(chǎn)生，降低了地殼的黏度和強度，進而促進了藏南拆離系的產(chǎn)生。在藏南拆離系開始活動后，高喜馬拉雅進入到快速降壓折返階段，同時，淡色花崗巖沿著藏南拆離系通道遷移就位。這個過程一致持續(xù)到15～10Ma左右直至藏南拆離系停止活動。

5 結論

(1)通過對侵位于卓奧友峰藏南拆離系下部的淡色花崗巖進行鋯石和獨居石U-(Th)-Pb定年分析，我們獲得了淡色花崗巖的結晶年齡17.1±0.4Ma和17.9±0.3Ma。這表明該區(qū)域淡色花崗巖的主要侵位時代為18～17Ma。

(2)結合前人關于該淡色花崗巖的鋯石和磷灰石裂變徑跡結果，我們發(fā)現(xiàn)淡色花崗巖與周圍圍巖從18～17Ma開始經(jīng)歷了快速冷卻過程，直至13Ma之后轉變?yōu)榫徛睦鋮s過程。這表明卓奧友峰地區(qū)藏南拆離系的活動時代可能起始于18～17Ma或之前，最終于～13Ma停止。

(3)通過對比造山帶尺度上藏南拆離系的活動歷史和高喜馬拉雅深熔作用以及淡色花崗巖的巖漿活動，我們認為藏南拆離系的啟動可能主要受到高喜馬拉雅在峰期變質(zhì)作用的影響。隨后，藏南拆離系的發(fā)展進一步促進了高喜馬拉雅的折返。

致謝感謝李朝鵬博士對本項研究提出的有價值的建議。衷心感謝兩位評審人對本文的仔細評審，他們所提出的諸多建設性意見和深入的見解使本文的質(zhì)量得到了很大的提高，并對我們未來的工作具有重要的指示意義。