曹華文，李光明，張林奎，張向飛，喻 曉，陳 勇，林 彬，裴秋明，唐 利，鄒 灝

(1. 中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081；2. 中國地質(zhì)調(diào)查局應(yīng)用地質(zhì)研究中心，四川 成都 610036；3. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037；4. 西南交通大學(xué)地球科學(xué)與環(huán)境工程學(xué)院，四川 成都 611756；5. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083；6. 成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，四川 成都 610059)

0 引言

20世紀(jì)80年代初期，中國科學(xué)家從年代學(xué)(陳毓蔚和許榮華, 1981; 王俊文等, 1981; 張玉泉等, 1981a)、地球化學(xué)(王一先等, 1981; 王中剛等, 1981; 趙振華等, 1981)、礦物學(xué)(潘晶銘等, 1981; 謝應(yīng)雯等, 1981)和實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)(李統(tǒng)錦等, 1981)等方面對喜馬拉雅淡色花崗巖進(jìn)行了較為詳細(xì)的研究，一致認(rèn)為其起源于地殼物質(zhì)的重熔(張玉泉等, 1981b)。近年來隨著研究的不斷深入，發(fā)現(xiàn)喜馬拉雅新生代巖漿巖不只有淡色花崗巖(Zhang et al., 2004; Guo and Wilson, 2012)，還有偏中-基性的煌斑巖(Liu et al., 2021)、輝長巖(Ji et al., 2016)、閃長巖(Zhang et al., 2017)和埃達(dá)克質(zhì)巖(Lin et al., 2021)等。這就導(dǎo)致越來越多的學(xué)者對“喜馬拉雅花崗巖起源于純地殼沉積巖系部分熔融”的模型(Hopkinson et al., 2017)提出了質(zhì)疑(吳福元等, 2015; Ji et al., 2020a; Wu et al., 2020)。

在花崗巖與成礦方面，喜馬拉雅除發(fā)育與新生代巖漿巖密切相關(guān)的銻金鉛鋅銀礦產(chǎn)外(Cao et al., 2019)，Mitchell(1979)最早對喜馬拉雅花崗巖的錫成礦潛力做了論述；隨后Joshi (1988)調(diào)查了喜馬拉雅地區(qū)尼泊爾境內(nèi)的錫礦化地質(zhì)特征。喜馬拉雅地區(qū)有大量的淡色花崗巖和碳酸鹽巖，Meinert et al.(2005)推測在喜馬拉雅花崗巖與碳酸鹽巖的接觸帶應(yīng)該發(fā)育矽卡巖型礦床。不過，Romer and Kroner(2016)認(rèn)為喜馬拉雅花崗巖屬于低溫花崗巖，且缺少幔源物質(zhì)的加入，其Sn-W成礦潛力差。近期，隨著“關(guān)鍵金屬”成礦理論及找礦勘查的深入開展，喜馬拉雅地區(qū)的稀有金屬礦產(chǎn)取得了重大的找礦突破(王汝成等, 2017; 吳福元等, 2021)，先后發(fā)現(xiàn)了錯(cuò)那洞大型錫鎢鈹多金屬礦床(Cao et al., 2021; 李光明等, 2021)和珠穆朗瑪峰地區(qū)的普士拉-瓊嘉崗偉晶巖型鋰礦床等(劉晨等, 2021; 秦克章等, 2021)。

淡色花崗巖的鋯石中U含量較高，且富含繼承鋯石，而新生鋯石較少，因此相比于其他巖漿巖，鋯石U-Pb定年在準(zhǔn)確厘定淡色花崗巖的成巖時(shí)代上有較大的限制(陳毓蔚和許榮華, 1981; 吳福元等, 2015)。近年來，得益于LA-ICP-MS定年技術(shù)的發(fā)展，獨(dú)居石、磷灰石、磷釔礦、鈮鉭鐵礦和錫石等礦物的原位U-Pb定年能夠?qū)Φ◢弾r成巖-成礦時(shí)代精確測定(Liu X C et al., 2016; Cottle et al., 2019; Xie et al., 2020)。因此，在喜馬拉雅獲得了一批高質(zhì)量的年齡數(shù)據(jù)(如Liu et al., 2017; Cao et al., 2020)。喜馬拉雅新生代淡色花崗巖的時(shí)空分布通常受區(qū)域構(gòu)造的控制，其成巖時(shí)空格架不僅對巖漿起源和成礦過程可以起到重要的限定，在構(gòu)造演化研究方面也能提供重要的依據(jù)(Jessup et al., 2019; Chen S et al., 2022)。

喜馬拉雅淡色花崗巖的研究一直是地學(xué)界的熱點(diǎn)領(lǐng)域，尤其在稀有金屬成礦方面表現(xiàn)出巨大潛力。近年來，喜馬拉雅淡色花崗巖研究的新發(fā)現(xiàn)、新觀點(diǎn)和新進(jìn)展不斷涌現(xiàn)，有必要對其進(jìn)行較為全面的梳理和論述，以期深化淡色花崗巖的成因認(rèn)識(shí)，并指導(dǎo)下一步的稀有金屬找礦勘查工作。此外，淡色花崗巖與其他中-酸性和中-基性巖之間有密切的成因聯(lián)系，因此本文除重點(diǎn)關(guān)注新生代淡色花崗巖外，也兼顧了新生代其他巖漿巖(埃達(dá)克質(zhì)巖、輝綠巖和輝長巖等)。本文統(tǒng)計(jì)了喜馬拉雅新生代巖漿巖文獻(xiàn)中的1675件樣品的全巖主微量地球化學(xué)和Sr-Nd-Pb-Hf同位素、538件樣品的鋯石/獨(dú)居石/磷釔礦等副礦物的原位U-Pb年齡、2022件樣品的鋯石Hf同位素等數(shù)據(jù)?；谝陨蠑?shù)據(jù)的綜合統(tǒng)計(jì)分析，本文主要從巖石類型、時(shí)空分布規(guī)律、地球化學(xué)特征和巖石成因等方面展開，最后論證喜馬拉雅淡色花崗巖帶的稀有金屬成礦潛力。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

從北到南，青藏高原由松潘-甘孜，北羌塘、南羌塘、拉薩和喜馬拉雅(印度板塊)組成(Pan et al., 2012)。這些板塊之間分別由金沙江、龍木錯(cuò)-雙湖、班公湖-怒江和印度河-雅魯藏布江縫合帶分割(Yin, 2006)。其中，印度河-雅魯藏布江縫合帶代表印度和拉薩板塊之間的中生代新特提斯大洋(Metcalfe, 2021)。喜馬拉雅造山帶北側(cè)與拉薩板塊之間由印度河-雅魯藏布江縫合帶分割，南側(cè)與印度板塊(克拉通)之間由主前峰逆沖斷裂分割(圖1)。喜馬拉雅地體由北往南劃分為四個(gè)主要構(gòu)造單元：特提斯喜馬拉雅、高喜馬拉雅、低喜馬拉雅和次喜馬拉雅；分別被藏南拆離系、主中央逆沖斷層和主邊界逆沖斷層所分隔(Goscombe et al., 2018)。

特提斯喜馬拉雅古生界—中生界為印度板塊被動(dòng)大陸邊緣沉積環(huán)境，包含一套低級變質(zhì)(低角閃巖相)的碎屑巖和碳酸鹽巖(Cao et al., 2018)。高喜馬拉雅代表喜馬拉雅造山帶的核部，由元古宇—下古生界沉積巖系和巖漿巖組成，普遍經(jīng)歷了麻粒巖相到榴輝巖相變質(zhì)，形成一套包含片巖、副片麻巖、正片麻巖、斜長角閃巖、大理巖、鈣硅酸鹽巖、混合巖和麻粒巖的結(jié)晶雜巖系(Kohn, 2014)。高喜馬拉雅雜巖系在新生代由中—下地殼折返到近地表(Webb et al., 2017)。低喜馬拉雅主要由元古宇和少量古生界—中生界沉積巖系和巖漿巖組成，變質(zhì)程度較低，為綠片巖相到角閃巖相(Martin, 2017)。

喜馬拉雅的巖漿巖形成時(shí)代主要包括古元古代(～1800Ma，Imayama et al., 2019)、新元古代(～820Ma，Zhang et al., 2021)、早古生代(～500Ma，Zhang et al., 2019)、二疊紀(jì)(290～260Ma，田怡紅等, 2021)、晚三疊世(230～220Ma，Huang et al., 2018)、晚侏羅世—早白堊世(150～120Ma，Chen S S et al., 2021)和新生代(45～5Ma，Burg and Bouilhol, 2019)等。其中，元古宙和早古生代巖漿巖普遍發(fā)生了中-高級變質(zhì)作用，形成正片麻巖，主要出露于低喜馬拉雅和高喜馬拉雅變質(zhì)巖中。晚古生代和中生代巖漿巖主要分布于特提斯喜馬拉雅。二疊紀(jì)和三疊紀(jì)巖漿巖分別代表中特提斯洋和新特提斯洋的打開(Shellnutt, 2018; Lin et al., 2020b)。晚侏羅世—早白堊世的措美大火成巖省與Kerguelen地幔柱有關(guān)(Zhu et al., 2009)，代表印度板塊與澳大利亞板塊裂解開始向北漂移，新特提斯洋逐步縮小，在始新世早期閉合(Yang et al., 2015)。在新生代古新世晚期—始新世早期(55±5 Ma)，新特提斯洋殼完全俯沖到拉薩板塊之下，標(biāo)志著印度板塊與拉薩板塊發(fā)生陸-陸碰撞(Hu et al., 2016; Searle, 2019)，并隨后發(fā)生了印度陸殼板片的持續(xù)向北俯沖于拉薩板塊之下。新生代巖漿巖主要以陸-陸碰撞后的淡色花崗巖為主(Kumar and Pundir, 2021)，是本文的研究重點(diǎn)，下文將詳細(xì)論述。

特提斯喜馬拉雅片麻巖穹隆和新生代花崗巖：1. Zanskar (Gianbul-Gumburanjun); 2. Tso Morari； 3. Leo Pargil； 4. 札達(dá)； 5. Grula Mandhata-Xiao Gurla； 6. 仲巴馬攸木； 7. Mustang-Dlou-Mugu； 8. 薩嘎曲康義； 9. 紐庫； 10. 昌果； 11. 恰足翁(Kung Tang)； 12. 錯(cuò)布-馬拉山-佩枯錯(cuò)； 13. 夏如； 14. 瑣作-定日-扎日詩種； 15. 日瑪那-定結(jié)-Ama Drime； 16. 拉軌崗日； 17. 麻迦-薩迦-苦堆； 18. 康巴； 19. 康馬； 20. 然巴； 21. 浪卡子-哲古錯(cuò)-哈翁-措美； 22. 洛扎-拉?。?23. 雅拉香波-達(dá)拉； 24. 隆子-列麥-日當(dāng)-確當(dāng)； 25. 錯(cuò)那洞； 26. 空布崗。 高喜馬拉雅新生代花崗巖：27. Sutlej； 28. Garhwal-Gangotri； 29. Shivling； 30. Malari； 31. Bura Buri； 32. 道拉吉利-安納普爾納-Thakkhola； 33. 馬納斯魯； 34. 吉隆-藍(lán)塘； 35.希夏邦馬； 36. 聶拉木； 37. 珠穆朗瑪-洛子-絨布-普士拉； 38. 馬卡魯； 39. 干城章嘉-錫金； 40. 亞東-頂嘎-告烏； 41. Lingshi-Jomolhari； 42. Wagya La-沖巴； 43. Masang Kang-Paro； 44. 庫拉崗日-洛扎-拉??； 45. 拉康-庫局； 46. 錯(cuò)那-亞馬榮-勒布溝-達(dá)旺； 47. 西構(gòu)造結(jié)-南迦帕爾巴特； 48. 東構(gòu)造結(jié)-南迦巴瓦圖1 喜馬拉雅地質(zhì)構(gòu)造簡圖和淡色花崗巖分布(據(jù)Cao et al., 2021修改)Fig.1 Diagram of geological structure and distribution of Cenozoic granite of the Himalaya (Modified from Cao et al., 2021)

2 淡色花崗巖巖石類型與分布特征

喜馬拉雅新生代淡色花崗巖巖石類型主要包括二云母花崗巖、白云母花崗巖、石榴石白云母花崗巖和電氣石白云母花崗巖等。主要礦物組成包括石英(25%～35%)、鉀長石(25%～40%)、斜長石(25%～35%)、白云母(3%～8%)、黑云母(0～5%)、電氣石(0～5%)和石榴石(0～5%)等，副礦物包括鋯石、獨(dú)居石、磷灰石、磷釔礦和鈦鐵礦等(Guo and Wilson, 2012)。其典型特征是暗色礦物(黑云母)含量偏低(一般<5%)，灰白色，中-細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。喜馬拉雅淡色花崗巖主要沿兩條帶分布(圖1)：其一是在北側(cè)特提斯喜馬拉雅帶中的片麻巖穹隆核部；其二是在高喜馬拉雅上部，即藏南拆離系下部(Hodges, 2000)。

北喜馬拉雅穹隆從西往東主要包括Gianbul-Gumburanjun(Horton et al., 2015)、Leo Pargil(Lederer et al., 2013)、Grula Mandhata-Xiao Gurla(Cheng et al., 2020)、昌果-恰足翁(Kung Tang)(Larson et al., 2010)、馬拉山-佩枯錯(cuò)(Gao et al., 2021)、夏如(謝磊等, 2021)、日瑪那-定結(jié)-Ama Drime(Zhanget al., 2021)、拉軌崗日(He et al., 2021)、麻迦-薩迦-苦堆(King et al., 2011)、康巴(Lin et al., 2020a)、康馬(Wang Y et al., 2022)、然巴(Chen S et al., 2022)、拉隆(付建剛等, 2021)、雅拉香波(Gao et al., 2021a)和錯(cuò)那洞(Gao et al., 2022)等十余個(gè)穹隆。各片麻巖穹隆的地質(zhì)特征類似，分為下構(gòu)造層(核)、中構(gòu)造層(幔)和上構(gòu)造層(邊)三部分；分別被下拆離斷層和上拆離斷層分割。核部主要由正片麻巖和淡色花崗巖組成，幔部為強(qiáng)變形的古生代片巖、副片麻巖、大理巖以及少量新生代淡色花崗巖等，邊部為中生代淺變質(zhì)(火山)碎屑巖、碳酸鹽巖和基性巖脈等(Jessup et al., 2019)。除康馬穹隆核部尚未發(fā)現(xiàn)新生代淡色花崗巖外，其余穹隆核部和幔部均發(fā)育大量的淡色花崗巖。此外，特提斯喜馬拉雅在穹隆外的部分區(qū)域也侵入少量的基性-中性-酸性巖漿巖，比如仲巴馬攸木花崗閃長斑巖(Lin et al., 2021)、定日瑣作淡色花崗巖(Fan Y et al., 2021)、江孜朗山輝長巖(Ji et al., 2016)、浪卡子哈翁花崗閃長斑巖(Ji et al., 2020b)和隆子恰噶斑狀淡色花崗巖巖脈(Gao et al., 2021b)等。南北兩帶均以二云母花崗巖和白云母花崗巖為主，但中-基性巖脈和埃達(dá)克質(zhì)二云母花崗巖主要在北帶中發(fā)育。

高喜馬拉雅的南北分別由主中央逆沖斷裂和藏南拆離系斷裂圍限。高喜馬拉雅下部和上部分別是一套倒轉(zhuǎn)和正常的中-高壓變質(zhì)帶。高喜馬拉雅頂部(即特提斯喜馬拉雅底部)的巖石組合為早古生代正片麻巖、大理巖和片巖，中新世淡色花崗巖侵入其中(Hopkinson et al., 2020)。研究較多的巖體包括：Garhwal-Gangotri(Sen et al., 2022)、Shivling(Searle et al., 1999)、Bura Buri(Carosi et al., 2013)、道拉吉利-安納普爾納-Thakkhola(Brubacher et al., 2021)、馬納斯魯(Cottle et al., 2019)、吉隆-藍(lán)塘(Gao et al., 2017)、希夏邦馬(Searle et al., 1997)、聶拉木(Yang et al., 2019)、珠穆朗瑪-洛子-絨布-普士拉-馬卡魯(Liu et al., 2020; Larson et al., 2022)、亞東-頂嘎-告烏(Gou et al., 2016)、Wagya La-沖巴(李開玉等, 2020)、Masang Kang-Paro(Hopkinson et al., 2017)、庫拉崗日-洛扎(Huang et al., 2017)、拉康-庫局(Zhang et al., 2020)、錯(cuò)那-亞馬榮-勒布溝-達(dá)旺(Aikman et al., 2012b; Ji et al., 2022)等。此外，在高喜馬拉雅混合巖中還發(fā)育大量的淺色體，比如加德滿都飛來峰(Khanal et al., 2021)、錫金構(gòu)造窗(Harris et al., 2004)、Garhwal(Prince et al., 2001)和聶拉木(Yang et al., 2019)等。喜馬拉雅東-西構(gòu)造結(jié)的南迦巴瓦和南迦帕爾巴特地區(qū)是喜馬拉雅地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)最強(qiáng)烈的地區(qū)(Butler, 2019)，發(fā)育大量的晚中新世—上新世—更新世淡色花崗巖和淺色體(Crowley et al., 2009; Zeng et al., 2012)。

3 花崗巖形成時(shí)代與構(gòu)造背景

3.1 淡色花崗巖形成時(shí)代

鋯石、獨(dú)居石和磷釔礦等含U副礦物的原位U-Pb年齡揭示特提斯喜馬拉雅中的新生代花崗巖分為四個(gè)階段：始新世早期(49～40 Ma)，始新世晚期—漸新世早期(37～32 Ma)，漸新世晚期—中新世中期(29～15 Ma)以及中新世晚期(14～7 Ma)；高喜馬拉雅中劃分為兩個(gè)階段：漸新世晚期—中新世中期(27～9 Ma)和中新世晚期—更新世(6～0.7 Ma)。目前始新世巖漿巖僅在北側(cè)的特提斯喜馬拉雅出露，而晚中新世—更新世巖漿巖只在東構(gòu)造結(jié)和西構(gòu)造結(jié)中發(fā)育，因此，從特提斯喜馬拉雅往南到高喜馬拉雅，成巖時(shí)代大致有逐漸變新的趨勢(圖2)。

圖2 喜馬拉雅新生代巖漿巖副礦物(鋯石/獨(dú)居石/磷釔礦)U-Pb年齡柱狀圖Fig.2 U-Pb age histogram of secondary minerals (zircon/monazite/xenotime) from Cenozoic magmatic rocks in the Himalayas

始新世早期(49～40 Ma)巖漿巖只在特提斯喜馬拉雅帶發(fā)育，年齡峰值為44 Ma(曹華文等, 2020)。拉軌崗日穹隆(He et al., 2021)、然巴穹隆(Liu et al., 2014)和雅拉香波穹隆(Zeng et al., 2015)內(nèi)發(fā)育始新世淡色花崗巖和二云母花崗巖。浪卡子縣的絨波、隆子縣的達(dá)拉、確當(dāng)和列麥等地區(qū)的巖性以埃達(dá)克質(zhì)二云母花崗巖為主，且含有暗色包體(Hou et al., 2012)；浪卡子縣的哈翁(Ji et al., 2020b)、江孜縣的朗山(Ji et al., 2016)和措美縣的哲古錯(cuò)(邊千韜和丁林, 2006)分別為中基性的花崗閃長巖、輝長巖和高鎂閃長巖。

始新世晚期—漸新世早期(37～32 Ma)巖漿巖不發(fā)育，僅在特提斯喜馬拉雅帶的片麻巖穹隆中出露，峰值為35 Ma，包括昌果穹隆(Larson et al., 2010)、夏如穹隆(Liu Z C et al., 2016)、拉軌崗日穹隆(He et al., 2021)、雅拉香波穹隆(Zeng et al., 2009)、錯(cuò)那洞穹隆(張志等, 2020)，巖性以淡色花崗巖為主。

漸新世晚期—中新世晚期(29～7 Ma)是喜馬拉雅淡色花崗巖形成的主要時(shí)期，包含461件年齡樣品，占本次統(tǒng)計(jì)的年齡總樣品數(shù)(538件)的85.7%。這時(shí)期的淡色花崗巖在特提斯喜馬拉雅和高喜馬拉雅中均發(fā)育，以25～15 Ma為主，但是年齡峰值在18.5 Ma有一個(gè)明顯的低谷，可能代表一次構(gòu)造轉(zhuǎn)折期。特提斯喜馬拉雅的Leo Pargil穹隆(Lederer et al., 2013)、馬拉山-佩枯錯(cuò)穹隆(Gou et al., 2019)、麻迦-薩迦-苦堆穹隆(Lee and Whitehouse, 2007)和錯(cuò)那洞穹隆(Chen X et al., 2021)等，高喜馬拉雅的珠穆朗瑪峰(Visonà and Lombardo, 2002)、馬納斯魯(Cottle et al., 2019)、聶拉木(Leloup et al., 2015)、吉隆(Wang et al., 2013)、亞東(Liu et al., 2017)、不丹北部(Hopkinson et al., 2017)和錯(cuò)那-達(dá)旺地區(qū)(Aikman et al., 2012a)等皆發(fā)育大量25～15Ma的淡色花崗巖。該時(shí)期的淡色花崗巖部分受穹隆拆離斷裂、藏南拆離系和南北向裂谷的影響而發(fā)生韌性變形(Zhang et al., 2020)，結(jié)合Ar-Ar、U-Th-He和裂變徑跡年齡等，可以限定這些構(gòu)造的活動(dòng)時(shí)間，進(jìn)而反演高喜馬拉雅和穹隆的折返機(jī)制(Jessup et al., 2019; Kellett et al., 2019)。

中新世晚期—更新世(6～0.7 Ma)淡色花崗巖和淺色體主要在東-西構(gòu)造結(jié)中發(fā)育(Crowley et al., 2009; 郝光明等, 2021)，這與晚新生代的快速隆升和剝蝕構(gòu)造密切相關(guān)。

相比于早期的整顆副礦物的全顆粒溶解后U-Pb同位素的測試分析方法(Sch?rer et al., 1986)，原位激光剝蝕和離子探針測試有效地避免了繼承礦物、包裹體和裂隙等對礦物U-Pb體系的影響，極大地提高了空間分辨率(Harrison et al., 1995)。盡管喜馬拉雅淡色花崗巖的成巖時(shí)代研究取得了飛速發(fā)展，但是還有一個(gè)突出的問題存在：U-Pb年齡數(shù)據(jù)比較分散(Gou et al., 2016)。大部分學(xué)者認(rèn)為鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)分散是高U含量脫晶化導(dǎo)致的，但是獨(dú)居石和磷釔礦也同樣具有分散的年齡(Cottle et al., 2019)。這就表明高離散的年齡結(jié)果不是測試分析造成的，而與淡色花崗巖自身的成因密切相關(guān)。并且通常在一個(gè)小的地區(qū)或者穹隆內(nèi)發(fā)育多期的巖漿活動(dòng)，例如，拉軌崗日穹隆內(nèi)發(fā)育始新世中期(42～40 Ma)、始新世晚期(36 Ma)、漸新世(26 Ma)和中新世(16～13 Ma)四期淡色花崗巖(He et al., 2021)。

因此，Zhang et al.(2018)認(rèn)為喜馬拉雅淡色花崗巖經(jīng)歷了長期的或者多期次的部分熔融和巖漿結(jié)晶過程。高喜馬拉雅雜巖的變質(zhì)年齡也有這個(gè)特征：離散、連續(xù)和較大的變化范圍(Zhang et al., 2017; Ding et al., 2021)。不過，Harris et al.(2000)從礦物中元素?cái)U(kuò)散和模擬的研究認(rèn)為喜馬拉雅淡色花崗巖的熔體從與源區(qū)分離到結(jié)晶成巖，發(fā)生在極短的時(shí)間內(nèi)(小于1萬年)，這可能也是不平衡部分熔融的成因之一(Harris et al., 1995)。喜馬拉雅淡色花崗巖副礦物U-Pb年齡數(shù)據(jù)分散的特點(diǎn)，也導(dǎo)致對其地質(zhì)意義出現(xiàn)了許多不同的解釋(Yang et al., 2009; Wang et al., 2013)。

3.2 區(qū)域構(gòu)造演化過程

Hodges(2000)將喜馬拉雅的構(gòu)造演化過程劃分為原喜馬拉雅、始喜馬拉雅和新喜馬拉雅三個(gè)階段。原喜馬拉雅(白堊紀(jì)—始新世早期)代表印度和拉薩板塊陸-陸碰撞前的構(gòu)造演化；始喜馬拉雅(始新世中期—漸新世晚期)代表陸-陸碰撞到南北向伸展之間的構(gòu)造演化，以擠壓背景為主；新喜馬拉雅(中新世—現(xiàn)在)包括特提斯喜馬拉雅南側(cè)的藏南拆離系(南北向伸展)、北側(cè)的大反轉(zhuǎn)逆沖斷層(南北向擠壓)、主中央、主邊界和主前鋒逆沖斷裂系(南北向擠壓)、南北向裂谷(東西向伸展)、走滑斷裂(走滑擠壓)、高喜馬拉雅和穹隆的折返(伸展構(gòu)造)等。Wu et al.(2020)在此基礎(chǔ)上，根據(jù)南北向裂谷的啟動(dòng)時(shí)間(約14 Ma)對最后一個(gè)階段進(jìn)行了細(xì)分，把喜馬拉雅淡色花崗巖劃分為三個(gè)階段：始喜馬拉雅(46～25 Ma)、新喜馬拉雅(25～14 Ma)和后喜馬拉雅階段(14 Ma～至今)。

始新世早期(約45 Ma)和始新世晚期(約35Ma)的巖漿巖類型和產(chǎn)狀具有較大的差異，其構(gòu)造背景不一致，本文認(rèn)為應(yīng)該將其區(qū)分出來。因此，本文將喜馬拉雅淡色花崗巖劃分為5個(gè)階段：始新世早期(49～40 Ma)、始新世晚期—漸新世早期(39～29 Ma)、漸新世晚期—中新世中期(28～15 Ma)、中新世晚期(14～7 Ma)和中新世晚期—上新世—更新世(6～0.7 Ma)(圖2)。

(1)始新世早期(50～45 Ma)印度陸殼前緣向北俯沖于拉薩板塊下發(fā)生高壓-超高壓藍(lán)片巖相-榴輝巖相進(jìn)變質(zhì)(O'Brien, 2019; Ur Rehman, 2019; 張澤明等, 2019)，中-下地殼的高喜馬拉雅雜巖發(fā)生中壓-高壓的巴羅型(Barrovian)角閃巖相-麻粒巖相-榴輝巖相進(jìn)變質(zhì)(Jessup et al., 2016)；但上地殼的特提斯喜馬拉雅沿藏南逆沖推覆斷裂(藏南拆離系的前身)向南發(fā)生逆沖(Zhang et al., 2020)，發(fā)生淺變質(zhì)并形成喜馬拉雅斷褶帶(Montomoli et al., 2017)，整個(gè)喜馬拉雅地殼發(fā)生縮短加厚。此外，始新世中期(約45 Ma)新特提斯洋殼與印度陸殼之間發(fā)生斷離，軟流圈地幔上涌，在特提斯喜馬拉雅爆發(fā)第一期巖漿活動(dòng)；形成始新世—漸新世(49～40 Ma)中-基性巖脈(Ji et al., 2016)、埃達(dá)克質(zhì)巖(本文中指代酸性的埃達(dá)克質(zhì)二云母花崗巖)(Hou et al., 2012; Dai et al., 2020)和淡色花崗巖(Zeng et al., 2015; 曹華文等, 2020)等。

(3)晚漸新世(28～26 Ma)時(shí)期，俯沖于拉薩板塊之下的印度陸殼板片發(fā)生斷離或者回轉(zhuǎn)(張澤明等, 2018a; Ji et al., 2020a)，高喜馬拉雅和特提斯喜馬拉雅以拉張的伸展背景為主。高喜馬拉雅北側(cè)的藏南拆離系向北拆離，南側(cè)的主中央逆沖斷裂向南逆沖，夾于其中的高喜馬拉雅發(fā)生折返，并在始新世進(jìn)變質(zhì)作用上疊加巴肯型(Buchan)中壓-低壓的角閃巖相-麻粒巖相退變質(zhì)(Kellett et al., 2019； Ji et al., 2021)。伴隨高喜馬拉雅的折返和北喜馬拉雅片麻巖穹隆的形成，特提斯喜馬拉雅發(fā)生南北向伸展，在高喜馬拉雅的頂部和穹隆中形成大規(guī)模的漸新世晚期—中新世中期(28～15 Ma)淡色花崗巖(Webb et al., 2017; Carosi et al., 2018)。

(4)中新世中—晚期(14 Ma)喜馬拉雅發(fā)生東西向伸展，形成南北向裂谷(Zhang et al., 2012； Wang R et al., 2022)，部分中新世晚期(14～7 Ma)的淡色花崗巖的產(chǎn)狀受南北向裂谷的控制和影響(Wu et al., 2020)，比如Gurla Mandhata穹隆邊部的淡色花崗巖(Murphy et al., 2002)，受亞東-谷露裂谷影響的然巴穹隆淡色花崗巖(Chen S et al., 2022)和Wagye La淡色花崗巖(Warren et al., 2011)，受申扎-定結(jié)裂谷影響的Ama Drime淡色花崗巖(Leloup et al., 2010)和麻迦-薩迦-苦堆穹隆的英安巖-流紋巖-安粗巖-淡色花崗巖等(King et al., 2007; King et al., 2011)。不過與藏南拆離系類似，南北向裂谷構(gòu)造的成因和啟動(dòng)時(shí)間還沒有統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)(卞爽等, 2021; Wang S et al., 2022)。值得注意的是，在中新世中期(18～12 Ma)喜馬拉雅還發(fā)育一套中-酸性和中-基性的花崗閃長斑巖和煌斑巖，以及富含暗色包體的淡色花崗巖；這些幔源巖漿巖的構(gòu)造背景還有較大的爭議，如板片斷離、板片撕裂、地幔拆沉和巖石圈減薄等(Zheng et al., 2016; Lin et al., 2021; Liu et al., 2021)。

(5)中新世晚期—上新世—更新世(6～0.7 Ma)的巖漿活動(dòng)主要發(fā)育在喜馬拉雅東-西構(gòu)造結(jié)的南迦巴瓦和南迦帕爾巴特地區(qū)。這兩個(gè)地區(qū)擁有極端起伏的地形、高侵蝕率、長期的深熔作用和活躍的新生代構(gòu)造活動(dòng)(Crowley et al., 2009)。東、西構(gòu)造結(jié)是青藏高原隆升最快的區(qū)域，甚至到了第四紀(jì)，其折返剝蝕的速度加快(Yang et al., 2021)。

絕大多數(shù)研究者認(rèn)為喜馬拉雅淡色花崗巖的形成時(shí)間與主要區(qū)域性斷裂一致(涂光熾等, 1981)?；诖擞^點(diǎn)，通過對淡色花崗巖成巖時(shí)代和成因的研究，可以間接限定藏南拆離系(Zhang et al., 2020)、南北向裂谷(Zhang et al., 2012)和片麻巖穹隆(Jessup et al., 2019)等構(gòu)造的活動(dòng)時(shí)間等。這就至少引入了兩個(gè)不確定性因素：成巖時(shí)代能否精確測定，以及花崗巖變形與哪期構(gòu)造活動(dòng)相關(guān)。其結(jié)果就是導(dǎo)致研究者們對這些構(gòu)造活動(dòng)的時(shí)間一直爭論不休。突出的典型案例是對珠穆朗瑪峰地區(qū)藏南拆離系活動(dòng)時(shí)間的研究。首先是關(guān)于淡色花崗巖成巖時(shí)代的爭論(Copeland et al., 1988; Hodges et al., 1992; Hodges et al., 1998)，其次是關(guān)于藏南拆離系與變形和不變形淡色花崗巖之間構(gòu)造關(guān)系的認(rèn)識(shí)有分歧(Murphy and Harrison, 1999; Cottle et al., 2015)。盡管珠峰地區(qū)研究程度很高，地質(zhì)學(xué)家對珠峰地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)的研究依舊沒有形成共識(shí)(Larson et al., 2022)。

4 淡色花崗巖地球化學(xué)特征

4.1 主量元素特征

中-基性巖脈和埃達(dá)克質(zhì)巖的主量元素變化較大，但是淡色花崗巖的主量元素變化較小。與總地殼和上地殼平均值(Rudnick and Gao, 2014)相比，喜馬拉雅淡色花崗巖具有明顯的高Si、K、Na，低Ca、Fe、Mg、Ti、Mn，相似的Al和P元素含量。喜馬拉雅淡色花崗巖w(P2O5)介于0.05%～0.25%之間，與地殼平均值接近，w(Al2O3)集中在14%～16%之間，與上地殼平均值(15.4%)接近。但是淡色花崗巖具有較高的w(SiO2)，主要集中在70%～76%之間，遠(yuǎn)高于總地殼和上地殼的平均值(60.6%和66.6%)。w(Na2O)和w(K2O)都集中在3%～4.6%，其中w(Na2O)略高于總地殼和上地殼平均值(3.07%和3.27%)，但是w(K2O)普遍高于總地殼和上地殼的平均值(1.81%和2.8%)。w(CaO)極低，集中在0.2%～1.8%之間(平均值僅為0.9%)，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于總地殼和上地殼的平均值(6.41%和3.59%)。

喜馬拉雅淡色花崗巖w(TiO2)、w(MnO)、w(FeOT)和w(MgO)普遍低于總地殼平均值，分別集中在0.03%～0.3%、0.02%～0.08%、0.3%～2%和0.05%～0.9%之間，尤其是w(FeOT)和w(MgO)遠(yuǎn)低于總地殼平均值(6.71%和4.66%)。喜馬拉雅淡色花崗巖具有高的A/CNK值(鋁飽和指數(shù)=Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)分子摩爾數(shù)比值)，主要集中在1.05～1.35之間(圖3)；與總地殼的A/CNK值相比(0.9)，喜馬拉雅淡色花崗巖過鋁質(zhì)-強(qiáng)過鋁質(zhì)的特征來源于其極低的CaO含量。喜馬拉雅淡色花崗巖具有比總地殼高的Na和K含量，導(dǎo)致其A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)分子摩爾數(shù)比值)值(1.1～1.7)低于總地殼平均值(2.3)，但是淡色花崗巖并不具有過堿性質(zhì)特征。

a. SiO2-Na2O+K2O分類命名圖(據(jù)Le Maitre, 2002修改)；b. A/CNK-A/NK分類命名圖(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989； Le Maitre, 2002修改)；c和d. Al-(K+Na+2Ca)-Fe+Mg+Ti分類命名圖(據(jù)Debon and Le Fort, 1983修改); e. Sr/Y-Y分類命名圖(據(jù)Defant and Drummond, 1990修改)；f. (La/Yb)N-YbN分類命名(據(jù)Drummond and Defant, 1990修改)。N代表球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化(據(jù)Sun and McDonough, 1989)圖3 喜馬拉雅新生代巖漿巖主量和微量元素關(guān)系圖Fig.3 Relationship between major and trace elements of Cenozoic magmatic rocks in the Himalayas

4.2 稀土和微量元素特征

隨著巖石酸性程度和分異程度的提高，從二云母花崗巖、白云母花崗巖到偉晶巖，稀土元素總量逐步降低(圖4)。中-基性巖脈和埃達(dá)克質(zhì)巖富集輕稀土元素(LREE)，高于總地殼平均值，虧損重稀土元素(HREE)，稀土元素總量(ΣREE)平均值為138×10-6，具弱或無Eu異常(δEu平均值為0.9)，輕稀土元素與重稀土元素比值(LREE/HREE)介于10～20之間，具有明顯的右傾模式。偉晶巖稀土元素總量最低，其ΣREE平均值僅為21×10-6，具有明顯的負(fù)Eu異常，δEu平均值為0.5；以及顯著的四分組效應(yīng)和“海鷗型”稀土分布模式(He et al., 2021)。淺色體的稀土元素含量變化較大，但總體具有較低的稀土元素總量(平均值84.5×10-6)，δEu介于0.2～2.6之間(平均值為1.1)，LREE/HREE平均值為7.8。淡色花崗巖通常具有較低的稀土元素總含量，主要介于20×10-6～160×10-6，平均值68.3×10-6，低于總地殼平均值(106.2×10-6)；LREE/HREE主要介于3～12之間，平均值為6.8；具有較為明顯的負(fù)Eu異常，δEu主要介于0.1～0.8，平均值為0.5。

a.稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖；b. 微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖圖4 喜馬拉雅新生代巖漿巖稀土元素和微量元素標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(球粒隕石和原始地幔值分別引用自Sun and McDonough, 1989和McDonough and Sun, 1995)Fig.4 Chondrite and primitive mantle normalized rare elements and trace elements spider chart of the Cenozoic magmatic rocks of Himalayas

始新世和中新世埃達(dá)克質(zhì)巖石的Sr/Y平均值分別為52.5和77.9，與埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征一致(Dai et al., 2020)，而淡色花崗巖和偉晶巖的Sr/Y平均值較低，分別為8.1和15.4(圖3)。與總地殼平均值對比，喜馬拉雅淡色花崗巖明顯富集Rb、Cs、U、Ta、Pb、K，虧損Ba、Sr、Nd、Zr、Hf、Ti、Y、Ho等元素，導(dǎo)致其具有高的Rb/Sr(平均值8.4)和Y/Ho(平均值31.3)，低的Nb/Ta(平均值6.7)、Zr/Hf(平均值25.2)、Th/U(平均值2.2)和K/Rb(平均值128.1)比值。Wu et al.(2020)認(rèn)為這些元素對的比值偏離總地殼平均值，呈現(xiàn)出非CHARAC(CHarge-And-RAdius-Controlled：受離子電價(jià)和半徑控制的等價(jià)元素對的比值)的行為(Bau, 1996)，這些特征代表巖漿巖演化過程中的礦物分離結(jié)晶。喜馬拉雅埃達(dá)克質(zhì)巖、淡色花崗巖和偉晶巖的Rb/Sr值平均值分別為0.4、8.4、62.7，表明隨著巖漿分異程度的提高，Rb/Sr值升高。與此同時(shí)，隨著Rb/Sr值從接近總地殼平均值的0.2到偉晶巖的120，喜馬拉雅新生代巖漿巖的U、Nb、Ta、K元素和Y/Ho值升高，而Th、Zr、Hf、Y、Ho元素和Th/U、Nb/Ta、Zr/Hf、K/Rb值降低。因此，正如前人研究結(jié)果，這些元素對之間通常發(fā)生協(xié)同變化(Ballouard et al., 2016; 劉志超等, 2020a)，那么它們的受控機(jī)制是類似的，都能指示巖漿巖的分異程度。

綜上所述，如果以Rb/Sr值表示喜馬拉雅淡色花崗巖的分異程度，那么隨著分異程度的提高(Rb/Sr值增高)，Li、Be、W、Sn、U、Nb、Ta、Ga、Cs、Rb、K等元素升高，且高于總地殼平均值，而Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Th、Zr、Hf、Y、Ho、Ba等元素降低，且低于總地殼平均值(圖4)。Pb和Zn元素變化不明顯。在稀土元素方面，隨著Rb/Sr值的升高，ΣREE、LREE、LREE/HREE和δEu明顯降低。值得注意的是Rb和Sr分別與CaO呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)和正相關(guān)協(xié)同變化趨勢，即Rb/Sr與CaO呈現(xiàn)出負(fù)相關(guān)性，這可能表明隨著巖漿分異，CaO也逐漸降低。

淡色花崗巖全巖Zr元素和稀土元素計(jì)算的飽和溫度結(jié)果相類似，集中于660～750℃，平均值為697℃，不過，這明顯低于鋯石Ti溫度計(jì)校正后得到的巖漿結(jié)晶溫度(850℃，Gao et al., 2021a)。盡管喜馬拉雅淡色花崗巖含有豐富的繼承鋯石，但是全巖Zr含量集中在20×10-6～90×10-6(平均值為53×10-6)，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于總地殼平均值(132×10-6)。這可能是熔體快速從源區(qū)分離導(dǎo)致的不平衡部分熔融，即，盡管有豐富的繼承鋯石，但是熔體中的Zr含量不飽和。那么全巖Zr元素飽和溫度計(jì)給出的結(jié)果為初始巖漿溫度的下限(Watson and Harrison, 1983)，即巖漿溫度高于697℃。

4.3 同位素特征

喜馬拉雅淡色花崗巖以具有極高的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr值為特征(Hamet and Alleègre, 1976； Allègre and Othman, 1980)，且變化范圍較大，87Sr/86Sr值主要分布于0.71～0.89之間(平均值為0.76)(圖5)。始新世、漸新世、中新世和上新世淡色花崗巖87Sr/86Sr(20Ma)平均值分別為0.723、0.793、0.753和0.888。始新世和中新世的中-基性巖和埃達(dá)克質(zhì)巖87Sr/86Sr(20Ma)平均值分別為0.717和0.711。

圖5 喜馬拉雅新生代巖漿巖全巖Sr-Nd同位素圖Fig.5 Sr-Nd isotopes of whole rocks of Cenozoic magmatic rocks in the Himalayas

淡色花崗巖Sm/Nd比值低，具有低的放射性成因143Nd，因此，143Nd/144Nd(20Ma)值總體較低，主要介于0.5118～0.5121之間，平均值為0.5119。始新世、漸新世、中新世和上新世淡色花崗巖εNd(20Ma)平均值分別為-12.1、-11.3、-13.9、-23.7，始新世和中新世的中-基性巖和埃達(dá)克質(zhì)巖εNd(20Ma)平均值分別為-11.8、-7.5。始新世、漸新世、中新世和上新世淡色花崗巖全巖的Nd同位素二階段模式年齡(TDM2)平均值分別為1.84 Ga、1.75 Ga、1.96 Ga和2.76 Ga。始新世和中新世的中-基性巖和埃達(dá)克質(zhì)巖的Nd同位素TDM2分別為1.79 Ga和1.44 Ga。

全巖Sr-Nd同位素特征反映，隨著成巖時(shí)代的變年輕，從始新世、漸新世、中新世到上新世，淡色花崗巖的87Sr/86Sr(20Ma)和εNd(20Ma)值有分別增高和降低的趨勢，反映巖漿源區(qū)更古老地殼物質(zhì)的比例在增加，尤其體現(xiàn)在上新世西構(gòu)造結(jié)的淡色花崗巖中(Whittington et al., 2000)。而中-基性巖和埃達(dá)克質(zhì)巖的同位素表明有兩次(始新世早期和中新世中期)明顯的幔源物質(zhì)的加入(Zheng et al., 2016; Ji et al., 2020b)。

喜馬拉雅淡色花崗巖的Pb同位素?cái)?shù)據(jù)較少，有限的Pb同位素?cái)?shù)據(jù)表明始新世和中新世的中-基性巖-埃達(dá)克質(zhì)巖的放射性Pb較低，206Pb/204Pb(20Ma)和207Pb/204Pb(20Ma)、208Pb/204Pb(20Ma)平均值分別為18.78、15.70、39.20，而中新世淡色花崗巖的放射性Pb同位素含量較高206Pb/204Pb(20Ma)、207Pb/204Pb(20Ma)和208Pb/204Pb(20Ma)平均值分別為18.93、15.78和39.39。

喜馬拉雅新生代巖漿巖全巖Hf同位素?cái)?shù)據(jù)也較少，僅有的Hf同位素?cái)?shù)據(jù)特征與Nd同位素的結(jié)果類似。始新世花崗閃長斑巖和二云母花崗巖的εHf(20Ma)平均值為-11.1，TDM2平均值為1.79 Ga，漸新世淡色花崗巖的εHf(20Ma)平均值為-5.3，TDM2平均值為1.41 Ga，中新世淡色花崗巖的εHf(20Ma)平均值為-10.9，TDM2平均值為1.79 Ga，中新世埃達(dá)克質(zhì)花崗斑巖的εHf(20Ma)平均值為3.0，TDM2平均值為0.91 Ga。在全巖εHf(20Ma)和εNd(20Ma)圖中，喜馬拉雅淡色花崗巖數(shù)據(jù)偏離地球Hf-Nd同位素演化曲線，εHf(20Ma)值更高或者εNd(20Ma)更低，這表明源區(qū)發(fā)生了不平衡部分熔融及其導(dǎo)致的Hf和Nd同位素演化的解耦(Hammerli and Kemp, 2021)。

相較于全巖Hf同位素，喜馬拉雅淡色花崗巖鋯石原位Hf同位素?cái)?shù)據(jù)較豐富(Hopkinson et al., 2017)，并含有大量繼承鋯石，導(dǎo)致這些繼承鋯石的年齡和Hf同位素能提供更多巖漿源區(qū)的信息(Gao et al., 2022)。始新世、漸新世、中新世淡色花崗巖鋯石的εHf(20Ma)值平均值為-7.9、-9.4、-12.4，如果將中新世淡色花崗巖再細(xì)分，以18.5Ma為界，可以分為中新世早期和中新世中—晚期，其εHf(20Ma)值平均值分別為-10.8和-13.6。始新世和中新世的埃達(dá)克質(zhì)巖的鋯石εHf(20Ma)分別為-6.9和-4.8。始新世、漸新世、中新世淡色花崗巖鋯石的TDM2值平均值為1.61 Ga、1.70 Ga、1.88 Ga，始新世和中新世的埃達(dá)克質(zhì)巖鋯石的TDM2分別為1.56 Ga和1.40 Ga。全巖Hf同位素?cái)?shù)據(jù)較少，而鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)反映的特征與全巖Sr-Nd同位素的特征類似，即隨著成巖時(shí)代變年輕，εHf(20Ma)值和TDM2值分別逐漸減少和增加；放射性176Hf同位素越來越少，即巖漿巖源區(qū)更古老地殼物質(zhì)的比例逐步增加，尤其是中新世(缺失上新世鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù))。喜馬拉雅造山帶中的早古生代、新元古代和古元古代正片麻巖的鋯石Hf同位素的TDM2平均值分別為1.72 Ga、1.89 Ga和2.84 Ga。喜馬拉雅淡色花崗巖中含有豐富的早古生代和新元古代的繼承鋯石，并且新生代鋯石與早古生代—新元古代鋯石的Hf同位素的TDM2值基本一致，暗示早古生代和新元古代正片麻巖(及其風(fēng)化的沉積巖)是新生代淡色花崗巖巖漿源區(qū)的主要物質(zhì)組成。但是新生代鋯石卻與古元古代正片麻巖的鋯石Hf同位素特征相差較大，古元古代巖漿巖(及其風(fēng)化的沉積巖)可能不是新生代巖漿巖的主要源巖。但是，這個(gè)解釋的基礎(chǔ)沒有考慮不平衡部分熔融對同位素的影響(Ayres and Harris, 1997; Harris and Ayres, 1998; Neogi et al., 2014)。

5 淡色花崗巖成因

5.1 部分熔融

Le Fort(1973)最早將淡色花崗巖的概念引入喜馬拉雅新生代花崗巖的研究，早期中外科學(xué)家都將淡色花崗巖的形成與南側(cè)的主中央-主邊界逆沖擠壓斷裂的活動(dòng)聯(lián)系起來(張玉泉等, 1981b, Le Fort et al., 1987)。其成巖模型簡述如下：隨著主中央擠壓逆沖斷裂的活動(dòng)，熱的中-高級變質(zhì)的高喜馬拉雅雜巖向南逆沖疊置到冷的中-低級變質(zhì)的低喜馬拉雅之上(Windley, 1988)，低喜馬拉雅巖石受熱后發(fā)生脫水和脫二氧化碳作用釋放出H2O和CO2。富揮發(fā)分的流體往上遷移，高喜馬拉雅發(fā)生部分熔融，形成具低共熔點(diǎn)的熔體。淡色花崗巖呈網(wǎng)脈狀向高喜馬拉雅頂部的淺表構(gòu)造帶內(nèi)匯聚，形成大規(guī)模的淡色花崗巖體(Le Fort, 1981; Le Fort et al., 1987)。加上成巖時(shí)代的不準(zhǔn)確性，這可能是早期部分研究者認(rèn)為喜馬拉雅淡色花崗巖屬于同碰撞型花崗巖的原因(Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986)。

然而，后來的地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)部分淡色花崗巖發(fā)生了非共軸的向北伸展的韌性剪切變形(Burg et al., 1984; Burchfiel and Royden, 1985)，這與淡色花崗巖形成于逆沖擠壓背景相反。Harris et al.(1993)等認(rèn)為大部分的淡色花崗巖起源于高喜馬拉雅雜巖系的不一致部分熔融(云母減壓脫水熔融)(Zeitler and Chamberlain, 1991)，而不是水致部分熔融。因此，結(jié)合高喜馬拉雅頂部藏南拆離系的發(fā)現(xiàn)(Burchfiel et al., 1992)，地質(zhì)學(xué)家認(rèn)為喜馬拉雅淡色花崗巖的形成主要與伸展活動(dòng)有關(guān)，是碰撞后強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖的代表(Sylvester, 1998)。從這種觀點(diǎn)出發(fā)，部分研究者就應(yīng)用淡色花崗巖的年齡探討區(qū)域性伸展活動(dòng)的時(shí)間，比如認(rèn)為藏南拆離系活動(dòng)的時(shí)間為36～35Ma(Yang et al., 2009; Zeng et al., 2009; Lin et al., 2020a)。不過尚未解決的問題是伸展減壓和部分熔融之間的成因關(guān)系(Harris and Massey, 1994)，到底是伸展減壓促使部分熔融，還是部分熔融降低了巖石強(qiáng)度導(dǎo)致加厚地殼伸展，抑或是兩者互為正反饋機(jī)制(Ding et al., 2021)。

以上這兩種模型也可以歸結(jié)于部分熔融與淡色花崗巖的形成是發(fā)生在進(jìn)變質(zhì)的擠壓階段，還是退變質(zhì)的伸展階段的爭論(張澤明等, 2018b)。此外，不同的學(xué)者還對部分熔融方式、變質(zhì)P-T-H2O條件、源區(qū)巖石類型、源區(qū)地質(zhì)體/地層單元、淺色體與淡色花崗巖之間的關(guān)系、變質(zhì)的熱源、深部構(gòu)造背景以及是否有幔源物質(zhì)的加入等有較大的爭議。

(1)除通常認(rèn)為的低溫階段(650～700℃)白云母脫水部分熔融外(Harris et al., 1993; Dyck et al., 2020)，黑云母(King et al., 2011; Groppo et al., 2012)和角閃石(Hou et al., 2012; Zhang et al., 2022)等含水礦物在更高溫度下(750～900℃)，也可以發(fā)生脫水部分熔融。當(dāng)然，巖漿源區(qū)可能發(fā)生多種礦物同時(shí)或者依次發(fā)生部分熔融，Gou et al.(2016)就認(rèn)為高喜馬拉雅巖系在進(jìn)變質(zhì)階段依次發(fā)生白云母和黑云母脫水熔融。(2)不僅可以發(fā)生脫水部分熔融，水致部分熔融也是一個(gè)不可忽視的過程(Weinberg and Hasalová, 2015; Meng et al., 2021)，當(dāng)然這就牽涉到水致部分熔融過程中水的來源問題(Gao and Zeng, 2014)。(3)早期認(rèn)為變泥質(zhì)巖(片巖)是淡色花崗巖的主要源區(qū)巖石類型(Harris and Massey, 1994)，但是正片麻巖(Chen H et al., 2022)、斜長角閃巖(Zeng et al., 2015)和變雜砂巖(Ji et al., 2022)等都可能發(fā)生部分熔融。(4)元素地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)均指示高喜馬拉雅雜巖系最有可能是淡色花崗巖的部分熔融源區(qū)物質(zhì)組成(Ji et al., 2022)。但是低喜馬拉雅(Hopkinson et al., 2020)和特提斯喜馬拉雅(Gao et al., 2021c)巖石的成分在淡色花崗巖中也有反映。源區(qū)是否有拉薩/亞洲板塊物質(zhì)的加入也存在疑問(King et al., 2007; Liu et al., 2014)。(5)喜馬拉雅新生代中-基性巖的發(fā)現(xiàn)，表明新生代巖漿巖中有幔源物質(zhì)的加入，這促使部分研究者認(rèn)為喜馬拉雅部分淡色花崗巖可能不是純地殼重熔來源(Wu et al., 2020)，而是高分異的I型花崗巖(Ji et al., 2020a)。(6)Neogi et al.(1998)認(rèn)為當(dāng)熔體沒有從部分熔融源區(qū)分離就結(jié)晶形成原位的淺色體，而當(dāng)熔體遷移出源區(qū)就形成淡色花崗巖，這暗示淺色體和淡色花崗巖之間存在緊密的成因聯(lián)系。但是，Harris and Massey(1994)指出高喜馬拉雅混合巖化與淡色花崗巖形成機(jī)制不一樣?，F(xiàn)在較為統(tǒng)一的觀點(diǎn)是混合巖化中的淺色體主要來自于稍淺部高喜馬拉雅的水致部分熔融(Pognante, 1992; Prince et al., 2001; Yang et al., 2019)，而淡色花崗巖來自于更深部的脫水部分熔融(Barbey et al., 1996; Meng et al., 2021)。因此高喜馬拉雅混合巖中的淺色體很可能不是淡色花崗巖的母體。高喜馬拉雅混合巖的石榴石中保留了部分熔融過程中的熔體包裹體(納米花崗巖/微粒熔體)(Carosi et al., 2015; Bartoli et al., 2019)，結(jié)合微粒熔體包裹體、淺色體和淡色花崗巖等多方面地質(zhì)信息，綜合探討部分熔融與淡色花崗巖之間的成因聯(lián)系，可能是未來花崗巖成因研究的一個(gè)重要方向。(7)部分熔融是一個(gè)消耗熱的過程，地殼加厚(Wang et al., 2021)、放射性元素生熱(Nábělek and Nábělek, 2014)、剪切應(yīng)變生熱(Ding et al., 2021)和地幔物質(zhì)上涌(Bird, 1978)均可為花崗巖的形成提供熱源(Nábělek and Liu, 2004)。(8)深部俯沖的印度巖石圈地幔板片的斷離(Hou et al., 2012)、回撤/陡俯沖(Guo and Wilson, 2012)和板片撕裂(Wang R et al., 2022)等被認(rèn)為是喜馬拉雅淡色花崗巖形成的大地構(gòu)造背景(Gao et al., 2021a)。

5.2 分離結(jié)晶

上述的淡色花崗巖的成因研究主要針對的是部分熔融階段，較少關(guān)注巖漿巖的礦物分離結(jié)晶演化過程。Harris et al.(1993)認(rèn)為花崗巖中長石等礦物的分離結(jié)晶證據(jù)不充分，將淡色花崗巖的高Rb和Rb/Sr值，低Sr和Ba值解釋為巖漿源區(qū)脫水部分熔融過程的反映(Inger and Harris, 1993)。Gao et al.(2017)在此基礎(chǔ)上，進(jìn)一步認(rèn)為這些元素特征的變化可以反映部分熔融階段是水致部分熔還是脫水部分熔融。但是從本文統(tǒng)計(jì)的數(shù)據(jù)來看，中新世淡色花崗巖在Rb/Sr-Ba和其他元素對的關(guān)系圖上沒有出現(xiàn)明確的兩類，與Gao et al.(2017)和曾令森和高利娥(2017)的認(rèn)識(shí)不一致。

Scaillet et al.(1990)和Liu et al.(2014)認(rèn)為同期侵入的二云母花崗巖、白云母花崗巖和偉晶巖之間，地球化學(xué)元素的變化可以用分離結(jié)晶的模式解釋。Gao et al.(2021c)用分離結(jié)晶模式反演了始新世二云母花崗巖(堆晶體)和始新世淡色花崗巖(熔體)之間的分異演化過程。除了元素地球化學(xué)特征外，支持分離結(jié)晶高分異演化模型的證據(jù)還包括：(1)淡色花崗巖周圍發(fā)育近同期的更偏基性端員的花崗閃長巖，以及更偏酸性端員的偉晶巖、細(xì)晶巖和鈉長石花崗巖(Ji et al., 2020a)；(2)富稀有元素成分的礦物的富集，比如綠柱石、鈮鉭鐵礦、燒綠石和錫石等(Wang et al., 2017)；(3)喜馬拉雅淡色巖形成于高溫環(huán)境，其結(jié)晶溫度為850℃(Gao et al., 2021a)，大于高喜馬拉雅的部分熔融溫度，而高溫熔體的黏度低，有利于礦物分離結(jié)晶；(4)Mg-Zn-B-Mo-Ba等同位素的分餾過程也更符合分離結(jié)晶演化模式(Wang et al., 2020; Fan J J et al., 2021; Huang et al., 2021)。

淡色花崗巖來自于低程度部分熔融還是高分異的分離結(jié)晶過程，這一爭論很大程度上來源于對元素地球化學(xué)特征不同的解釋，尤其是Rb/Sr、Y/Ho、Nb/Ta、Zr/Hf、Th/U、K/Rb值，以及稀土元素的四分組效應(yīng)等(劉志超等, 2020b; Shuai et al., 2021)。這些元素地球化學(xué)特征是巖漿源區(qū)部分熔融階段的反映(曾令森和高利娥, 2017)，還是巖漿熔體中的礦物分離結(jié)晶的結(jié)果(吳福元等, 2015)，目前沒有統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)。比如，副礦物是微量(稀土)元素的重要載體，“部分熔融”的觀點(diǎn)認(rèn)為這些副礦物難溶解，導(dǎo)致變質(zhì)熔體中微量元素含量低(Harris et al., 1995)；而“分離結(jié)晶”的觀點(diǎn)認(rèn)為這些副礦物在巖漿熔體遷移過程中發(fā)生分離，導(dǎo)致高分異巖漿熔體中微量元素持續(xù)降低(Wu et al., 2017)。此外，這些元素地球化學(xué)的特征還受流體出溶和巖漿-熱液相互作用的影響(Ballouard et al., 2016)。因此巖石地球化學(xué)能夠在多大的程度上反映成巖的早期過程(Shi et al., 2021)，尚不能完全確定。要解答以上爭議，可能還需要實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)、熱力學(xué)模擬計(jì)算和野外地質(zhì)證據(jù)等多維度信息的支撐。

目前大部分對淡色花崗巖地球化學(xué)研究的理論基礎(chǔ)是花崗巖的元素特征能直接反映巖漿源區(qū)的特征，尤其體現(xiàn)在早期研究對Sr-Nd同位素的解釋。但是，近期越來越多的研究表明，在地殼物質(zhì)部分熔融形成淡色花崗巖的過程中，通常發(fā)生的是不一致部分熔融(即不平衡部分熔融)(Ayres and Harris, 1997; Harris and Ayres, 1998; Wolf et al., 2019)，因此熔體的成分和地球化學(xué)含量不能簡單等同于巖漿源區(qū)特征；并且熔體在與殘留難熔體分離過程中還會(huì)夾帶/混入/裹挾部分轉(zhuǎn)熔相礦物，甚至難熔相礦物(比如大量的繼承鋯石)(Clemens and Stevens, 2012)，這就更進(jìn)一步增加了熔體及巖體地球化學(xué)特征的復(fù)雜性和多解性。

6 稀有金屬成礦潛力

早期研究發(fā)現(xiàn)，喜馬拉雅地區(qū)主要發(fā)育一系列新生代的鉛鋅銀銻金礦產(chǎn)，可以分為始新世造山型金礦床和中新世熱液脈型鉛鋅銀銻金礦床兩類(Cao et al., 2019)。始新世造山型金礦床主要受東西走向的斷裂和剪切帶控制，重要的礦床有馬攸木、邦布、念扎、故窮和折木朗等礦床，成礦時(shí)代為始新世早期(約44 Ma)。中新世熱液脈型鉛鋅銀銻金礦床的礦體大部分受南北走向的斷裂控制，少部分受東西走向的斷裂控制，典型礦床有扎西康、柯月、吉松、西午、拉瓊、明賽、姐納各普、查拉普和沙拉崗等，成礦時(shí)代集中在中新世早期(約20～14 Ma)。盡管中新世的鉛鋅銀銻金礦床成因分歧較大，但是大部分學(xué)者都贊同中新世淡色花崗巖的侵入引起的巖漿熱液活動(dòng)是主要的成礦因素之一(Cao et al., 2020; Cao et al., 2021)。

中國大地構(gòu)造圖引用自張克信等，2015修改，中國地球化學(xué)圖引用自謝學(xué)錦等，2017修改圖6 中國大地構(gòu)造單元?jiǎng)澐旨跋∮性氐厍蚧瘜W(xué)圖Fig.6 Division of tectonic units and geochemical map of rare elements in China

統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)，隨著喜馬拉雅淡色花崗巖Rb/Sr值的升高(指示巖漿分異程度提高)，Li、Be、W、Sn、U、Nb、Ta、Ga、Cs、Rb、K等元素升高，且高于總地殼平均值。例如，喜馬拉雅347件淡色花崗巖樣品w(Li)的平均值是136.3×10-6，43件偉晶巖樣品的平均值為2445.0×10-6，遠(yuǎn)大于總地殼平均值16×10-6。488件淡色花崗巖樣品w(Be)的平均值是14.8×10-6，45件偉晶巖樣品的平均值為84.8×10-6，也大于總地殼平均值1.9×10-6。561件淡色花崗巖樣品w(Sn)的平均值是18.0×10-6，42件樣品的偉晶巖平均值為29.4×10-6，同樣大于總地殼平均值1.7×10-6?；◢弾r中w(Sn)大于15×10-6，稱為含錫花崗巖(Lehmann and Harmanto, 1990)，喜馬拉雅淡色花崗巖和偉晶巖中有37%的樣品(223件)的w(Sn)大于15×10-6，因此喜馬拉雅淡色花崗巖明顯具有較強(qiáng)的錫成礦潛力(Cao et al., 2020)。

7 結(jié)語

(1)喜馬拉雅淡色花崗巖可以分為5個(gè)階段：始新世早期(49～40 Ma)、始新世晚期—漸新世早期(39～29 Ma)、漸新世晚期—中新世中期(28～15 Ma)、中新世晚期(14～7 Ma)和中新世晚期—上新世—更新世(6～0.7 Ma)。5期巖漿活動(dòng)分別主要與新特提斯洋殼板片斷離、印度陸殼板片的低角度平板俯沖、印度陸殼板片斷離或者回撤、南北向板片撕裂(裂谷)和東西構(gòu)造結(jié)的持續(xù)擠壓隆升有關(guān)。從特提斯喜馬拉雅淡色花崗巖帶往南到高喜馬拉雅淡色花崗巖帶，成巖時(shí)代有逐漸變新的趨勢。

(2)喜馬拉雅淡色花崗巖主要起源于高喜馬拉雅雜巖系的部分熔融，并經(jīng)歷了礦物分離結(jié)晶的高分異演化。主量元素具有明顯的高Si、K、Na，低Ca、Fe、Mg、Ti、Mn，強(qiáng)過鋁質(zhì)特征。稀土元素總體較低，常具有負(fù)Eu異常。具有高的Rb/Sr和Y/Ho值，低的Th/U、Nb/Ta、Zr/Hf和K/Rb值。隨著巖漿分異程度的提高，Li、Be、W、Sn、U、Nb、Ta、Ga、Cs、Rb和K等元素升高，而Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Th、Zr、Hf、Y、Ho和Ba等元素降低。即隨著成巖時(shí)代變年輕，Sr-Nd-Pb-Hf等同位素都指示巖漿源區(qū)更古老地殼物質(zhì)的比例逐步增加。

(3)喜馬拉雅淡色花崗巖/偉晶巖中Li、Be、W、Sn、Ta、Cs和Rb稀有元素平均值相對于總地殼平均值的富集系數(shù)大于10，偉晶巖中Li的富集系數(shù)高達(dá)152.8。因此，喜馬拉雅淡色花崗巖/偉晶巖的稀有元素具有較大的成礦潛力。隨著礦床成因研究和礦產(chǎn)勘查工作的進(jìn)一步開展，喜馬拉雅淡色花崗巖帶有望成為一條新的世界級的稀有金屬成礦帶。

致謝：喜馬拉雅地區(qū)是地球科學(xué)研究的熱點(diǎn)，關(guān)于淡色花崗巖成因發(fā)表了大量的文獻(xiàn)，并取得了許多重要的成果。由于篇幅限制，沒有列出所有的參考文獻(xiàn)；并且作者水平能力有限，文中遺漏和錯(cuò)誤在所難免，敬請批評和指正。成都理工大學(xué)劉行和李陽在數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)過程中作出了大量工作，三位匿名審稿人和編輯部提出了寶貴的修改意見，在此一并感謝。最后，祝賀成都地質(zhì)調(diào)查中心成立六十周年！