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(duì)該造山帶的形成演化研究，不僅在大陸動(dòng)力學(xué)領(lǐng)域具有極為重要的意義，對(duì)認(rèn)識(shí)現(xiàn)代自然環(huán)境的形成和研究第四紀(jì)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(xué)術(shù)界對(duì)于藏南拆離系進(jìn)行了大量的研究，但是關(guān)于其形成機(jī)制仍然存在爭議，目前主要有以下四種觀點(diǎn)：(1)重力垮塌模型(Burchfiel and Royden, 1985)，該模型認(rèn)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(gòu)造楔模型(Burchfieletal., 1992; Grujicetal., 1996)，該模型強(qiáng)調(diào)了在印度板塊向歐亞板塊俯沖過程中，高喜馬拉雅結(jié)晶巖系以一個(gè)楔形塊體向南被擠出；(3)地殼流模型(Beaumontetal., 2004; Jamiesonetal., 2004)，它強(qiáng)調(diào)高喜馬拉雅是在受到藏南強(qiáng)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(gè)模型中，藏南拆離系被認(rèn)為是一個(gè)倒轉(zhuǎn)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(jié)晶巖系的折返與藏南拆離系向北的剪切作用密切相關(guān)。

存在以上爭議的一個(gè)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(dòng)時(shí)間及與其他構(gòu)造的相互關(guān)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(duì)藏南拆離系進(jìn)行詳細(xì)的地質(zhì)年代學(xué)和熱年代學(xué)工作，并與其他地質(zhì)現(xiàn)象進(jìn)行對(duì)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(duì)象，對(duì)其進(jìn)行鋯石和獨(dú)居石U-(Th)-Pb年代學(xué)分析，討論淡色花崗巖的侵位時(shí)代。同時(shí)，結(jié)合前人對(duì)該淡色花崗巖的鋯石、磷灰石裂變徑跡分析結(jié)果，討論該區(qū)藏南拆離系的活動(dòng)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(gè)大型的北傾低角度正斷層系，位于高喜馬拉雅結(jié)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(dá)～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(gè)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(dá)幾千米。這些韌性剪切帶具有復(fù)雜的運(yùn)動(dòng)方式，頂部向北和向南運(yùn)動(dòng)交替出現(xiàn)(Kellettetal., 2013)。因此，Yin (2006)認(rèn)為藏南拆離系是一個(gè)最初為向南的逆沖斷層，后來作為一個(gè)向北的剪切帶而再次活動(dòng)。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?yàn)榧羟袔嵝?yīng)和流變效應(yīng)共同作用的結(jié)果，即上覆較冷的和剛性的特提斯喜馬拉雅形成了一個(gè)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(gè)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(diǎn)的活動(dòng)時(shí)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(jí)別上與高喜馬拉雅結(jié)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(jié)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(gè)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(jié)晶年齡的報(bào)道。高成等(2014)對(duì)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(jìn)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(jié)晶巖系中。其中NO01樣品采集于海拔5793m，是一套中細(xì)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(xì)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(duì)變形(圖4)。本文礦物縮寫遵循Whitney and Evans (2010)。高成等(2014)曾對(duì)本次研究中的2件樣品進(jìn)行了鋯石和磷灰石裂變徑跡分析(表1，樣品NO01和NO04分別對(duì)應(yīng)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(xué)結(jié)果

2 測(cè)試方法

鋯石和獨(dú)居石的分選在廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，采用常規(guī)粉碎法、浮選和電磁選方法進(jìn)行分選。本次研究在年代學(xué)分析之前分別對(duì)鋯石和獨(dú)居石進(jìn)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(dú)居石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。鋯石和獨(dú)居石的年代學(xué)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(dú)居石U-(Th)-Pb 定年工作在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所進(jìn)行。獨(dú)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(dú)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(duì)標(biāo)準(zhǔn)樣品44069 (208Pb/232Th 年齡為 424.0±0.5Ma; Aleinikoffetal., 2006) 分析2次。通過外部標(biāo)樣44069對(duì)樣品的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U (235U=238U/137.88) 和208Pb/232Th 進(jìn)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(jìn)行數(shù)據(jù)處理。以Jefferson作為監(jiān)控標(biāo)樣，得到208Pb/232Th的加權(quán)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(zé)任公司完成，鋯石定年分析儀器為四級(jí)桿質(zhì)譜 Agilent7700 及與之配套的 193nm 準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng) (GeoLasPro)。激光剝蝕斑束直徑為 32μm，每個(gè)分析數(shù)據(jù)包括20～30s的空白信號(hào)和50s的樣品信號(hào)，激光剝蝕深度為 20～ 40μm。鋯石年齡計(jì)算采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外標(biāo)。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal (Liuetal., 2008)程序。

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1 鋯石年代學(xué)結(jié)果

本次研究對(duì)2個(gè)淡色花崗巖樣品進(jìn)行了鋯石激光原位U-(Th)-Pb定年，數(shù)據(jù)結(jié)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(jié)構(gòu)，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(gè)鋯石邊測(cè)試點(diǎn)的有效數(shù)據(jù)，NO04獲得了8個(gè)鋯石邊測(cè)試點(diǎn)的有效數(shù)據(jù)。2個(gè)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(jié)果

表2 卓奧友峰淡色花崗巖的鋯石U-(Th)-Pb定年結(jié)果

3.2 獨(dú)居石年代學(xué)結(jié)果

本次研究對(duì)NO01進(jìn)行了獨(dú)居石激光原位U-(Th)-Pb定年，數(shù)據(jù)結(jié)果列于表3。巖石樣品中的獨(dú)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(duì)230Th進(jìn)行矯正。定年結(jié)果顯示，14個(gè)獨(dú)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(gè)獨(dú)居石顆粒分別給出年齡332±7Ma、25.8±0.6Ma和21.6±0.5Ma。獨(dú)居石的成分分析列于表4。微量元素和稀土元素組成相對(duì)均一，輕重稀土分異較強(qiáng)((La/Yb)N=129～4669)，除了具有332±7Ma、25.8±0.6Ma年齡的兩個(gè)獨(dú)居石顆粒外，其他獨(dú)居石具有明顯的的負(fù)Eu異常(圖7，δEu=0.04～0.11)。

表4 卓奧友峰淡色花崗巖中獨(dú)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(dú)居石U-(Th)-Pb定年結(jié)果

圖7 卓奧友峰淡色花崗巖(樣品NO01)的獨(dú)居石稀土元素配分(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表3 卓奧友峰淡色花崗巖中獨(dú)居石U-(Th)-Pb定年結(jié)果

4 討論

4.1 淡色花崗巖的形成時(shí)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(shí)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(shí)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(jì)，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(shí)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(gè)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(shí)代與整體喜馬拉雅淡色花崗巖形成時(shí)代一致， 從46Ma 到7Ma。而高喜馬拉雅淡色花崗巖形成時(shí)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(gè)階段:原喜馬拉雅(Proto-Himalayan，白堊紀(jì)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(shí)沒有相應(yīng)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(biāo)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(shí)期。在 Hodges (2000)的劃分基礎(chǔ)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(duì)淡色花崗巖的形成時(shí)代進(jìn)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(diǎn)包括高喜馬拉雅的聶拉木、瑪納斯魯、馬卡魯、定結(jié)、告烏、洛扎等地，特提斯喜馬拉雅的錯(cuò)那洞、康巴、佩枯錯(cuò)、馬拉山等地。后喜馬拉雅的淡色花崗巖出露相對(duì)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(bào)道。根據(jù)本文研究，NO01的獨(dú)居石給出兩組最小化MSWD結(jié)晶年齡，分別為19.3Ma和17.9Ma。本文認(rèn)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(dú)居石年齡，它們可能代表了淡色花崗巖源區(qū)早期進(jìn)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(shí)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(jié)晶時(shí)代，可能代表了源區(qū)或捕獲圍巖的早期變質(zhì)時(shí)間年齡。26Ma的獨(dú)居石顆粒相對(duì)最晚一期結(jié)晶獨(dú)居石具有較弱的負(fù)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(jìn)變質(zhì)年齡或者捕獲的圍巖變質(zhì)年齡。21Ma的獨(dú)居石顆粒具有與淡色花崗巖結(jié)晶年齡相似的稀土配分，推測(cè)可能代表了淡色花崗巖演化過程中的前晶年齡。相對(duì)于NO01，NO04的鋯石邊年齡相對(duì)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(jié)晶年齡。因此，我們認(rèn)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(jìn)行對(duì)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(shí)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(jié)地區(qū)淡色花崗巖也形成于21Ma和15.8Ma兩個(gè)階段(于俊杰等，2011)。這些結(jié)果表明，喜馬拉雅中部的淡色花崗巖形成時(shí)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(dòng)時(shí)間

熱模擬結(jié)果顯示，在造山作用停止時(shí)，地?zé)崽荻葘⒀杆俦恢刂茫瑢?dǎo)致不同深度的樣品同時(shí)降溫到封閉溫度下(Braun, 2016)。同時(shí)，在冰川不均一的側(cè)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(shí)間不同(Shusteretal., 2005)。這就造成在絕大多數(shù)喜馬拉雅熱年代學(xué)研究中，高程與熱年代學(xué)年齡之間沒有明顯的相關(guān)性(Searleetal., 1997; Wangetal., 2010; 高成等, 2014)。因此，一般采用礦物對(duì)年齡溫度法來計(jì)算不同時(shí)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(dú)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(jié)晶巖系中，而該區(qū)高喜馬拉雅結(jié)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(rèn)為淡色花崗巖結(jié)晶溫度與圍巖溫度相當(dāng)，淡色花崗巖固結(jié)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(shí)間關(guān)系(表1)，我們可以建立一個(gè)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(rèn)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(shí)間(Yangetal., 2019)，階段1可能指示了一個(gè)長期高溫的狀態(tài)。因此，關(guān)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(jié)溫度不小于圍巖溫度，所以我們認(rèn)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(xué)結(jié)果和封閉溫度投影圖

以上結(jié)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(xué)結(jié)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(rèn)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(dòng)。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(shí)，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(gòu)造后熱重置的影響，即構(gòu)造作用停止后，熱梯度迅速釋放使巨厚的巖石板片同時(shí)降溫至磷灰石裂變徑跡退火溫度以下(Braun, 2016)?；谶@兩點(diǎn)證據(jù)，我們認(rèn)為這一冷卻曲線的轉(zhuǎn)折點(diǎn)表明藏南拆離系在～13Ma左右時(shí)停止活動(dòng)。這一結(jié)果與臨近的定結(jié)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(xué)結(jié)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(dòng)時(shí)間總結(jié)

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(shí)山脈是否隆升。但若假設(shè)造山帶中地?zé)崽荻葹?0℃/km(不考慮地表剝蝕作用造成的地?zé)崽荻仍黾?，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(duì)應(yīng)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(huì)有如此快速的剝蝕速度。因此，我們推測(cè)此時(shí)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(shí)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(jī)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(dòng)(Yin, 2006)。藏南拆離系和高喜馬拉雅淡色花崗巖之間的耦合關(guān)系一直以來是探討藏南拆離系形成演化機(jī)制的重要方面(Kellet, 2019)。關(guān)于這一論題，主要有三種觀點(diǎn)。第一種觀點(diǎn)認(rèn)為淡色花崗巖的巖漿活動(dòng)導(dǎo)致了藏南拆離系的發(fā)育(Searle, 2010)；另一種觀點(diǎn)則強(qiáng)調(diào)藏南拆離系在伸展過程中的減壓作用導(dǎo)致了淡色花崗巖的產(chǎn)生(Pognante and Benna 1993; Harris and Massey, 1994)；第三種觀點(diǎn)則認(rèn)為藏南拆離系的發(fā)展和淡色花崗巖的活動(dòng)是相互獨(dú)立的，藏南拆離系是造山帶尺度上區(qū)域不穩(wěn)定的響應(yīng)，而淡色花崗巖巖僅是局部應(yīng)變調(diào)節(jié)的表現(xiàn)(Weinberg, 2016)。為了探討這一問題，我們首先對(duì)藏南拆離系的活動(dòng)歷史做一總結(jié)(圖9、附表1)。關(guān)于藏南拆離系的活動(dòng)時(shí)間，前人主要通過熱年代學(xué)、淡色花崗巖與藏南拆離系的穿切關(guān)系以及巖石年代學(xué)方法來進(jìn)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(dòng)時(shí)間。除了在吉隆和麻布迦地區(qū)有報(bào)道藏南拆離系在始新世已經(jīng)開始活動(dòng)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(dòng)時(shí)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(dòng)周期為5～10Myr。值得注意的是，藏南拆離系的活動(dòng)在造山帶尺度上存在著穿時(shí)性，即從西至東活動(dòng)時(shí)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(shí)停止活動(dòng)，而在喜馬拉雅東部時(shí)藏南拆離系于15～10Ma時(shí)停止活動(dòng)。

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(dòng)時(shí)代主要集中在25～10Ma。這一年齡范圍與藏南拆離系的活動(dòng)時(shí)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(shí)間深熔歷史(Zhangetal., 2017; Khanaletal., 2021)。這一時(shí)間跨度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于藏南拆離系的活動(dòng)時(shí)間且明顯早于藏南拆離系的起始活動(dòng)時(shí)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(dá)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(jié)合藏南拆離系的活動(dòng)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(jī)制。在喜馬拉雅造山帶的進(jìn)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(qiáng)度，進(jìn)而促進(jìn)了藏南拆離系的產(chǎn)生。在藏南拆離系開始活動(dòng)后，高喜馬拉雅進(jìn)入到快速降壓折返階段，同時(shí)，淡色花崗巖沿著藏南拆離系通道遷移就位。這個(gè)過程一致持續(xù)到15～10Ma左右直至藏南拆離系停止活動(dòng)。

5 結(jié)論

(1)通過對(duì)侵位于卓奧友峰藏南拆離系下部的淡色花崗巖進(jìn)行鋯石和獨(dú)居石U-(Th)-Pb定年分析，我們獲得了淡色花崗巖的結(jié)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(shí)代為18～17Ma。

(2)結(jié)合前人關(guān)于該淡色花崗巖的鋯石和磷灰石裂變徑跡結(jié)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(zhuǎn)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(dòng)時(shí)代可能起始于18～17Ma或之前，最終于～13Ma停止。

(3)通過對(duì)比造山帶尺度上藏南拆離系的活動(dòng)歷史和高喜馬拉雅深熔作用以及淡色花崗巖的巖漿活動(dòng)，我們認(rèn)為藏南拆離系的啟動(dòng)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(jìn)一步促進(jìn)了高喜馬拉雅的折返。

致謝感謝李朝鵬博士對(duì)本項(xiàng)研究提出的有價(jià)值的建議。衷心感謝兩位評(píng)審人對(duì)本文的仔細(xì)評(píng)審，他們所提出的諸多建設(shè)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(duì)我們未來的工作具有重要的指示意義。