印度与亚洲的碰撞是新生代以来地球上发生的最重要地质事件，它形成了世界上最大的高原(青藏高原)和最高的山脉(喜马拉雅山)。由于造山作用相对年轻及良好的野外出露，青藏高原和喜马拉雅山成为陆-陆碰撞和造山作用研究的最佳天然实验室。尽管学术界对此倾注了大量的心血，但对于高原隆升机制以及造山过程的理解还仍有限。花岗岩，作为壳幔演化的重要指示物，无疑是研究上述问题的重要对象，因而历来在青藏高原的研究中得到充分的重视(Debon et al., 1986; Le Fort and Cronin， 1988; Searle et al., 2009)。

青藏高原，包括南部的喜马拉雅山，发育两套特色的花岗质岩石。发育在雅鲁藏布江北侧的冈底斯花岗岩是长约3000km的缅甸-冈底斯-拉达克(Ladakh)-科希斯坦(Kohistan)岩基的一部分，也是世界上少见的、仅次于太平洋东岸的巨型花岗岩带之一。它的形成主要与新特提斯洋的俯冲和随后的印度与亚洲碰撞有关，因而蕴含着丰富的板块相互作用和大陆地壳形成与演化的重要信息(Mo et al., 2007; Zhang et al., 2013)。而南部喜马拉雅山地区，发育有特征的暗色矿物(黑云母)含量低(一般<5%)的淡色花岗岩系(Leucogranite，图 1a)。这些花岗岩在化学成分上主要表现为过铝特点，加之含有较多的过铝质矿物(石榴石、云母等)，并缺乏角闪石等富钙矿物，从而被当作地壳来源、特别是沉积岩来源的S-型花岗岩的典型代表而被写进各类岩石学教科书或专著(Pitcher，1997; Winter，2001)。同时，由于产出的特殊地理位置，这些花岗岩也一直被认为是同碰撞花岗岩的典型代表而被用于花岗岩各类构造环境判别图的编制(Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986; Pitcher，1997)。

图 1

Fig. 1

图 1 喜马拉雅淡色花岗岩分布图(a)及产出剖面图(b，据Zhang et al., 2012简化) Fig. 1 Distribution of the Himalayan leucogranites(a) and their occurrences(b，modified after Zhang et al., 2012)

喜马拉雅淡色花岗岩具有较高的研究程度。从 Le Fort(1973)正式引入淡色花岗岩这一概念开始，国外学者对这类岩石进行了大量的工作，所发表的文献数以千篇，内容包括岩石学、地球化学、年代学、构造地质学、实验岩石学等诸多方面，相继形成了以P. Le Fort(法国)、T. M. Harrison(美国)和M. P. Searle(英国)为代表的若干研究集体。目前所获得的主要认识包括：(1)这些淡色花岗岩来自地壳岩石的低程度部分熔融；(2)具体的岩浆形成过程与含水矿物(白云母和黑云母)的脱水有关；(3)从地球动力学角度来看，这些花岗岩的形成与喜马拉雅造山作用关系密切。

然而，与国外学者如火如荼的研究相比，中国学者对这类花岗岩的研究相对较少。虽然早从20世纪50年代开始，中国科学院就组织过多支考察队对区内的若干淡色花岗岩体进行过一定程度的调查与研究，并取得过辉煌的成就(施雅风和刘东生，1964; 应思淮，1973; 周云生等，1981; 涂光炽等，1982)。但由于这些成果大多发表在国内学术媒体上，因而对国际学术界的影响较小。尽管最近10年来，中国科学家开始较多地跻身于国际学术界(Zhang et al., 2004，2012; Zeng et al., 2011)，但国内学者对这一具有重要意义的岩石类型仍较为陌生。本文试图从这些淡色花岗岩的基本特征出发，介绍它们在岩石成因研究上所遇到的困境及我们的初步解释，并就该类岩石对喜马拉雅山造山和青藏高原生长的制约问题，阐述我们的研究思路与近期进展。 1 喜马拉雅淡色花岗岩分布与岩石组成

在我们介绍喜马拉雅淡色花岗岩之前，我们先介绍该区的岩石大地构造单元情况(图 1b)。位于雅鲁藏布江缝合线以南的喜马拉雅是印度板块的组成部分，它自北而南依次划分为特提斯喜马拉雅(Tethyan Himalaya)、高喜马拉雅(Higher Himalaya)和低喜马拉雅(Lesser Himalaya)。低喜马拉雅位于海拔较低的喜马拉雅山前，主要由低级到未变质的前寒武纪-古生代岩石组成。该单元以主中央逆冲断层(Main Central Thrust，MCT)与北侧高喜马拉雅相邻，而高喜马拉雅主要由两套岩石组成，其一为原岩为泥质岩-镁铁质岩-钙硅酸岩的角闪岩相副变质岩系，部分地段偶见麻粒岩或退变榴辉岩呈包体形式存在；其二为泛非期(~500Ma)侵位的花岗岩(现已变质为花岗片麻岩)。高喜马拉雅北以藏南拆离系(South Tibetan Detachment System，STDS)与特提斯喜马拉雅相邻。特提斯喜马拉雅主要为寒武纪-新生代早期的沉积岩系，为印度大陆被动陆缘的碎屑与碳酸盐建造。在靠近雅鲁藏布缝合带附近，出现海水相对较深的硅质岩建造，大多经历过低级变质和强烈变形作用的改造。

喜马拉雅淡色花岗岩主要沿两条带分布。其一分布在STDS的上下部位，或STDS之下的高喜马拉雅变质岩系之中，俗称南带或高喜马拉雅淡色花岗岩带(图 1b)。该带淡色花岗岩从印度西北部，经我国藏南延伸至尼泊尔和不丹境内，是目前世界上最大的淡色花岗岩带，其中包括Zanskar、Manaslu、Langtang和Makalu等著名的淡色花岗岩体。该带花岗岩在我国境内主要沿喜马拉雅山分布，主要出露地点有普兰(纳木纳尼岩体)、吉隆(吉隆区岩体)、聂拉木(聂拉木、普土拉、绒布寺等岩体群)、定结(定结岩体)、亚东(顶嘎、告乌岩体)、库拉岗日、洛扎、错那(错那洞岩体)和扎日(马加岩体群)等(图 1a)。该带的淡色花岗岩多以规模不等的岩席形式侵入到高喜马拉雅变质岩系之中，并明显受STDS构造控制。它们产状各异，或者呈岩床状顺层侵入围岩，或者呈岩株状侵位，或者构成东西向展布的巨大岩基。其中位于我国与不丹边境地区的库拉岗日岩体规模巨大，岩体在中国境内的面积达1780 km²，在不丹境内(称之为Monlakarchung-Punsum岩体)的面积更大，堪称高喜马拉雅带中规模最大的淡色花岗岩体。这些岩体与围岩之间的接触界面形式复杂，但多呈波状、锯齿状或不规则状，并在部分情况下可见围岩的接触变质作用(如洛扎岩体)。岩体本身大多岩性均匀(图 2a)，但可见及发育程度不等的伟晶-细晶岩脉。岩体中心多未变形或者变形较弱，但岩体边缘常发育一定宽度的韧性变形带，并可见较多的围岩捕虏体，且部分捕虏体已发生过重结晶作用。显然，这些花岗岩主要是异地侵位的产物。但是，在这些淡色花岗岩的围岩-高喜马拉雅变质岩系中，经常发育大量无根的淡色花岗岩脉体，它们以似层状、网脉状或囊状产出，表现出原地熔融的特征。由于这些脉体与主体淡色花岗岩岩性基本相同，因此许多学者认为这些淡色花岗岩脉与高喜马拉雅淡色花岗岩具有成因上的亲缘性(Deniel et al., 1987; 杨晓松等，2004; Searle et al., 2009)。

图 2

Fig. 2

图 2 喜马拉雅淡色花岗岩野外产状与岩石特征 (a)均匀白色花岗岩体(亚东)；(b)侵入特提斯喜马拉雅中的淡色花岗岩脉(然巴)；(c)二云母花岗片麻岩(含斜长石斑晶，然巴)；(d)质地均匀的二云母花岗岩(亚东)；(e)电气石花岗岩(呈分异的囊状体形式出现，电气石呈晶簇状，然巴)；(f)石榴石花岗岩(夏如) Fig. 2 Field occurrence of the Himalayan leucogranites and their petrological features

第二条淡色花岗岩带位于特提斯喜马拉雅带内，俗称北喜马拉雅或特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带(Zhang et al., 2012)，简称北带。它有两种产出形式，一种以独立侵入体形式侵入于特提斯喜马拉雅岩系之中，如西部萨嘎地区的昌果、恰足翁、佩枯错、曲布桑和东部的打拉、确当等侵入体(部分岩体可能具有下面所要介绍的穹窿特点，但围岩变质程度相对较低)；但大多数淡色花岗岩主要位于特提斯喜马拉雅变质穹窿核部，自西向东有公珠错南(Xiao Gurla)、夏如、拉轨岗日、麻布迦、萨迦(苦堆)、康巴(哈金桑若)、康马、然巴和雅拉香波等。这些穹窿的主体是低-中级变质的高喜马拉雅结晶岩系，其外侧为浅变质-未变质的特提斯喜马拉雅沉积岩系。淡色花岗岩呈不同规模的侵入体形式赋予其中，一般为等轴状形态，产状外倾，倾角较陡。岩体与围岩界线清晰，且后者多发育同心环状的热接触变质带，并在岩体边部和顶部发育有较多的围岩顶垂体。岩体中心部位岩石以块状结构为主，边缘可发育与接触面产状一致的原生片麻理或糜棱岩面理，少数岩体在中心部位由于后期变形作用而发育片麻状构造。此外，在岩体周边的特提斯喜马拉雅沉积岩中，可经常见及侵入的淡色花岗岩脉体(图 2b)。因此，北带淡色花岗岩也属于异地侵位类型，与南带的主体岩石相同，这也是目前认为北带实际上只是南带在深部自然延伸的主要原因所在(图 1; Harrison et al., 1997)。

上述两条带中淡色花岗岩的主要岩石类型表现为惊人的相似性。它们粒度不等，但多以等粒为主，少数呈斑状结构，块状构造为主，岩性较为均匀。部分岩石由于变形程度不等呈片麻状或糜棱状构造。主要矿物组成为石英、钾长石、斜长石、黑云母、白云母、电气石和石榴石等。其中暗色矿物(黑云母)含量大多<5%。副矿物包括锆石、磷灰石、独居石、磷钇矿，有时有榍石、褐帘石-绿帘石和萤石。根据特征矿物的不同，这些岩石目前被划分为三大类型，即二云母花岗岩(包括部分黑云母花岗岩和白云母花岗岩)(图 2c，d)、电气石花岗岩(图 2e)和石榴石花岗岩(图 2f)。少数地区还出现红柱石、堇青石、夕线石和蓝晶石花岗岩(Daniel et al., 2003; Streule et al., 2010; Visonà et al.， 2012; Groppo et al., 2013)，但由于它们出现频率很低，本文暂不讨论。从不同地区的野外观察来看，二云母花岗岩为喜马拉雅淡色花岗岩的主体岩石类型，而电气石花岗岩和石榴石花岗岩主要以规模不等的脉体赋存在二云母花岗岩之中(图 2e)。其接触界面既可以是明显的侵入接触，也可以呈渐变过渡关系。但无论如何，野外还未见及到二云母花岗岩晚于电气石或石榴石花岗岩形成的情形。从岩石本身来看，岩石的矿物组合简单，不存在多时代的不平衡矿物组合。但当出现电气石或石榴石时，它们明显结晶较晚。

从地球化学特征来看，上述两带中不同岩体的淡色花岗岩均具有相似的主量与微量元素组成。与世界花岗岩的平均值相比，它们具有高Si、Al、K，低Ca、Mg、Fe、Ti 的特点。相对而言，南带淡色花岗岩比北带花岗岩成分变化范围小，且具有较高的SiO₂、Na₂O+K₂O和P₂O₅及低的CaO含量(图 3a-c)。绝大多数样品A/CNK(即全岩的Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)分子比值)>1.0或1.1(图 3d)，因而属于过铝，或强过铝花岗岩。与主量元素组成不同，这些淡色花岗岩的稀土元素总量(20×10^-6~305×10^-6)总体上明显低于世界上酸性岩的平均丰度(288×10^-6)，且变化较大。绝大部分样品表现为轻-中等程度的稀土元素分馏(LREE/HREE=0.3~10.7)，和不同程度的Eu负异常，只是个别样品出现Eu的正异常(图 3e)。同稀土元素类似，其它微量元素具有较大的变化范围，但总体上表现为富集大离子亲石元素K、Rb和U，而不同程度亏损Ba、Th、Nb、Sr和Ti(图 3f)。

图 3

Fig. 3

图 3 喜马拉雅淡色花岗岩地球化学特征 澳大利亚Lachlan带I-与S-型花岗岩平均成分据Chappell and White(1992) Fig. 3 Geochemical characterization of the Himalayan leucogranites

从标准矿物组成情况来看，这些淡色花岗岩基本位于花岗岩含水体系的共结点附近(图 4)，但相对而言，南带淡色花岗岩明显具有较为均一的标准矿物组成，而北带中的淡色花岗岩有较高的An和较低的Q与Or标准矿物含量，并显示较大的变化范围。

图 4

Fig. 4

图 4 喜马拉雅淡色花岗岩标准矿物组成 Fig. 4 Nomative minerals of the Himalayan leucogranites

除上述两条主要的淡色花岗岩带外，近年来的调查与研究还揭示：(1)特提斯喜马拉雅淡色花岗岩分布可能较以前认识的要广。如在江孜以东的特提斯喜马拉雅沉积岩系中，零星分布有多个淡色花岗岩体，如更惹、苯堆(卡若拉)、扎萨隆、郎牛通嘎、绒布。在雅拉香波穹窿以南，不仅分布有打拉、确当等岩体，而且在靠近高喜马拉雅的特提斯沉积岩系中分布有拿日雍错(错那洞)、加日雪、错那和亚马荣等岩体。(2)在特提斯喜马拉雅带中还经常见及顺层侵入的花岗岩脉。这些岩脉有时并不与大的花岗岩体相伴产出，如洛扎门当沟、江孜南尼和萨迦苦堆等(图 5)。其中前者的岩性为电气石花岗岩，与我们讨论的淡色花岗岩在矿物组成和地球化学特点上完全类似；但后两者为花岗斑岩，并出现较多的斜长石(图 5)，与通常的淡色花岗岩差别较大。

图 5

Fig. 5

图 5 侵入特提斯喜马拉雅中的花岗斑岩野外产状与岩石学特征 (a、b)萨迦县苦堆北；(c、d)江孜县南尼 Fig. 5 Field occurrence of the porphyry intruding into the Tethyan Himalayan and its petrography

由于篇幅所限，我们不拟对近几十年来国内外学者所取得的进展和认识做全面的介绍，只是就与本文相关的内容先做简单的概括，为后文讨论的进一步展开提供必要的前期准备。但在进行这项归纳之前，我们先看看尼泊尔中北部Manaslu岩体(高喜马拉雅)和我国境内然巴(特提斯喜马拉雅)岩体的情况。其中前者是目前世界上研究程度最高的淡色花岗岩，也是喜马拉雅淡色花岗岩的典型代表；后者通过我们几年来研究发现，它在特提斯喜马拉雅淡色花岗岩中颇具代表性。 2.1 高喜马拉雅Manaslu岩体 2.1.1 Manaslu岩体地质特征

尼泊尔中北部的Manaslu岩体(大约位于我国吉隆县西北约80km的喜马拉雅山南侧)是目前世界上研究程度最高的淡色花岗岩体之一。从Le Fort(1973)开始，对该岩体的研究已有40余年的资料积累。由于该岩体分布在高海拔的喜马拉雅山，其确切的岩体边界目前并不十分确定，估计分布面积约为400km²。该岩体出露区由南部的低喜马拉雅、中部的高喜马拉雅和北部的特提斯喜马拉雅组成，但对上述各单元之间的界限目前存有一定的争议(Searle and Godin， 2003)。特别是岩体南侧的高级变质地层，绝大多数学者认为属于特提斯喜马拉雅(Le Fort， 1973，1981; Guillot et al., 1993，1995; Harrison et al., 1999; Annen et al., 2006)，因而Manaslu岩体侵入到特提斯喜马拉雅之中，并以岩墙形式就位和使围岩发生接触变质；但Searle and Godin(2003)认为该套岩石应属于高喜马拉雅，Manaslu花岗岩是沿着STDS侵位的同构造岩体，并没有侵入到特提斯喜马拉雅地层之中(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 高喜马拉雅Manaslu淡色花岗岩产出位置图(据Searle and Godin， 2003简化) Fig. 6 Manaslu leucogranite in the Higher Himalaya(modified after Searle and Godin， 2003)

Manaslu岩体呈NW-SE向延伸，长度超过60km。岩体本身为一向北倾斜，厚度约10km的岩席(图 6)。组成该岩体的岩性主要为二云母花岗岩(50%)及二云母电气石花岗岩(30%)，部分情况下出现晚侵位的电气石花岗岩(20%)，偶见石榴石出现。岩石的结构与构造变化较大，岩体边缘地段有时可显示片麻状构造，但整体上岩石为块状构造。从粒度来看，岩体西南部主要以细粒为主，但岩体中心和东北部显示一定程度的粗粒结构特征。据估算，岩体侵位后发生了约12km的剥蚀(Guillot et al., 1993，1995)。 2.1.2 Manaslu岩体形成时代

对Manaslu岩体时代的研究早期主要是通过Rb-Sr法确定的(Hamet and Allègre，1976)。但后来积累的数据发现，该岩体具有较大的初始Sr同位素变化，从而证明了全岩等时线方法在确定该岩体时代上的局限性(Vidal，1978; Vidal et al., 1982，1984; Deniel et al., 1987; Le Fort et al., 1987; Chen et al., 1996)。对岩体接触带的Ar-Ar定年显示，其就位时代可能在23Ma左右(Guillot et al., 1994)，但对岩体本身白云母、黑云母和钾长石的Ar-Ar测定，将其形成时代限定在20Ma左右(Copeland et al., 1990)。考虑Rb-Sr体系的不均一性及Rb-Sr和Ar-Ar体系较低的封闭温度，目前多将注意力转移到锆石或独居石的U-Pb或Th-Pb定年上。然而出人意料的是，到目前为止，人们还未获得该岩体的任何有价值的锆石U-Pb年代学数据，其主要原因是所研究的锆石大多是继承成因的，较少存在岩浆结晶的新生锆石(Barbey et al., 1995)。

Deniel et al.(1987)运用TIMS方法，获得该岩体独居石年龄为25.0±0.5Ma。然而，Harrison et al.(1995，1999)通过发展独居石Th-Pb原位定年技术，确定出该岩体主要形成于22.9±0.6Ma和19.3±0.3Ma，并认为该岩体存在两个侵入期次，分别命名为Larkya La和Bimtang岩相，而Deniel et al.(1987)获得的较老年龄可能是由于存在继承独居石的缘故。值得注意的是，该研究并没有揭示出二云母花岗岩与电气石花岗岩在时代上有何区别。实际上，这一情况被后来在喜马拉雅其它地区进行的大量研究所证实。 2.1.3 Manaslu岩体成因

Manaslu花岗岩的成因有较多的讨论。在形成机制上，早期研究认为，MCT的剪切加热及下部岩石的脱水导致上部高喜马拉雅岩石发生部分熔融形成该花岗岩(Le Fort，1981; England et al., 1992)。但现在普遍认为，STDS的伸展下滑导致高喜马拉雅减压并发生脱水部分熔融(Guillot et al., 1993; Guillot and Le Fort，1995; Harrison et al., 1999)。关于这一问题，我们不做过多讨论，只是从地球化学角度来看一看该岩体的情况。

目前该岩体积累有较多的Sr-Nd-O同位素资料(Vidal et al., 1982，1984; Deniel et al., 1987; Le Fort et al., 1987; Harrison et al., 1999)，其中尤以Deniel et al.(1987)的结果较为详细。这些资料显示，Manaslu岩体的初始Sr同位素比值为0.7219~0.7647(平均值为0.7488，105件分析)，ε_Nd(t)值为-17.1~-12.7(平均值为-14.5，32件分析)，与高喜马拉雅岩片麻岩系的组成相当(图 7)，反映两者之间可能存在成因上的联系。但是，对该岩体进行的详细研究发现，其Sr、Nd同位素存在正相关(图 7)，这与通常所见花岗岩的同位素成分变化样式明显不同，反映岩浆的混合成因(Deniel et al., 1987)。除两件样品外，绝大多数样品的Sr同位素初始值0.7377~0.7641，且与Rb/Sr比值之间不存在相关性，反映Sr同位素初始值的变化与年龄校正无关，而是岩体真实情况的反映。根据调查，这种同位素不均一性甚至在露头尺度上均有反映(Deniel et al., 1987)，且中-北部粗粒花岗岩具有相对较高的Sr同位素初始值，反映围岩的原地混染并不是造成上述同位素成分变异的原因。针对这一现象，Deniel et al.(1987)提出，岩浆从源区提取后由于粘度较大，不同批次岩浆间的有效混合难以实现，从而保留了源区的同位素不均一性。同时作者认为，这一解释对喜马拉雅其它地区淡色花岗岩可能具有普遍性。在这一认识基础上，Guillot and Le Fort(1995)进一步提出，二云母与电气石花岗岩的Sr同位素组成存在差别，其平均值分别为0.745和0.759，应分别来源于变杂砂岩和变泥质岩的部分熔融。而Harrison et al.(1999)则发现，早期侵入的Larkya La 岩相的⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值和Sr同位素初始值(2.9~9.6和0.7462~0.7647)与晚期的Bimtang岩相(10.4~30.6和0.7417~0.7466)有所不同，并认为后者在形成过程中可能还有另外的热源贡献。相反，Knesel and Davidson(2002)则用不同水含量情形下岩石的熔融行为来解释该岩体的Sr同位素变化，认为白云母脱水部分熔融产生高Sr同位素初始值的岩浆，而在饱和水情况下，斜长石更多地参与熔融，从而形成低Sr同位素初始值的岩浆。

图 7

Fig. 7

图 7 高喜马拉雅Manaslu淡色花岗岩Sr-Nd同位素特征 Fig. 7 Sr-Nd isotopes of the Manaslu leucogranite

Manaslu岩体的上述成因认识在目前喜马拉雅淡色花岗岩研究中具有代表性。但尽管如此，详细的岩石学研究证明，该岩体并不直接来自岩体围岩的部分熔融，因为两者之间存在明显的温度差(Barbey et al., 1996)，是典型的异地侵入体。锆石的微量元素研究也表明，岩体与围岩中的淡色体在成因上并不具联系(Barbey et al., 1995)。

2.2 特提斯喜马拉雅然巴岩体 2.2.1 然巴岩体概况

然巴(又称曲珍)岩体位于仁布县东部，是目前发现的北带淡色花岗岩中离雅鲁藏布缝合带最近的岩体，也是研究程度较低的岩体。该岩体位于同名的然巴穹窿的核部，而该穹窿总面积约40km²，是北喜马拉雅中规模较小的穹窿之一。根据目前的研究，该穹窿可以划分为三个岩石单元，由外到内依次为：外部低级变质岩、中部中级变质岩和核部淡色花岗岩体，它们之间分别被两条拆离断层所分割(图 8)。穹隆最外部的低级变质岩被划归为三叠纪郎杰学群姐德秀组地层，其主要岩性为板岩-千枚岩，原岩主要为泥质岩。内外两条拆离断层间强烈变形的中级变质岩原被划为三叠纪郎杰学群，但新的1/25万区调填图将其划为元古代，其岩石类型主要包括含钛铁矿十字石片岩、石榴石十字石二云母片岩和角闪石英片岩等。岩石的主要矿物组合为石英+长石+黑云母+白云母，特征变质矿物包括石榴石、十字石、红柱石等。残余层理及变余矿物组合表明它们应由砂岩、粉砂岩及泥岩变质而成，与外围低级变质岩层类似。在该变质岩层中常夹有斜长角闪片麻岩与斜长角闪岩的脉体或透镜体，极高的暗色矿物含量表明它们可能为早期的基性岩侵入体。年代学测试发现，这些变基性岩主要形成于134~141Ma的白垩纪，可能是与措美大火成岩省有关的镁铁质侵入体(Zhu et al., 2009)。

图 8

Fig. 8

图 8 特提斯喜马拉雅然巴淡色花岗岩分布图 Fig. 8 Rampa leucogranite in the Tethyan Himalaya

前人曾对该穹窿的构造演化进行过细致的研究(郭磊等，2008)，认为其经历过三期变形改造。第1期上盘向北北西运动，可能与藏南拆离系活动有关；第2期为主变形期，与东西向伸展相关，各单元上盘统一向东运动，形成然巴穹隆的主体构造样式；第3期为穹隆向外的垮塌下滑。

在该穹窿的核部及周围地层或变质岩石中发育多种类型的花岗岩及其脉体。穹隆核部的淡色花岗岩体主体岩性为二云母花岗岩，并发育少量与主岩呈渐变过渡关系的电气石-石榴石花岗岩囊状体(图 2e)。二云母花岗岩主岩为块状构造，无变形，岩体顶部保留有围岩顶盖。中粒花岗结构，块状构造。粒径一般为0.1~2mm，少量2~3mm。主要矿物组合为石英(25%~30%)、斜长石(35%~30%)、钾长石(35%~30%)、白云母(5%)和黑云母(5%)。斜长石自形-半自形，普遍发育聚片双晶和卡纳复合双晶，部分斜长石具有大的蚀变核部和干净边缘，偶见文象结构。钾长石半自形-他形，可见微斜长石，钠长石条纹。石英呈他形填充于其它矿物颗粒间。白云母以原生白云母为主，少量次生白云母。原生白云母为自形-半自形，边界分明，无与其它矿物发生反应的现象；次生白云母颗粒细小，他形，边界模糊，可见与其它矿物反应的接触关系。黑云母半自形-他形，多与白云母共生，部分发生绿泥石化。副矿物主要有锆石、磷灰石、独居石，偶见磷钇矿、萤石。

在穹隆东北侧的中级变质岩中发育有两类淡色花岗岩脉体。一种为顺层侵入的似斑状二云母花岗岩，具有与围岩地层一致的片麻状构造，构造面理与周边围岩变形面理一致。似斑状结构(图 2c)，斑晶主要为斜长石和石英、云母及少量的钾长石，基质为石英、长石、云母等。矿物呈定向排列，云母构成明显线理，石英等斑晶矿物表现出波状消光。副矿物主要有钛铁矿、锆石、磷灰石等。另一种淡色花岗岩脉体切穿地层，不发育变形构造，岩性为石榴石-电气石白云母花岗岩。岩石整体上表现为细粒花岗结构，部分脉体为伟晶结构。主要矿物组成为石英(35%~30%)、斜长石(35%~30%)、钾长石(30%~25%)、白云母(5%~10%)、石榴石(<5%)和黑云母(<2%)，偶见电气石。斜长石自形-半自形，表面洁净，发育聚片双晶及卡纳双晶；偶见颗粒边缘被石英和钾长石交代，即在斜长石一侧出现蠕石英。钾长石半自形-他形，富含大量矿物包裹体，偶见条纹长石和微斜长石。石英他形粒状，表面洁净，发育于矿物颗粒间。白云母颗粒新鲜，呈自形-半自形片状。黑云母颗粒细小，他形，出现于其它造岩矿物间。石榴石呈淡红色粒状，自形程度较好，粒径0.1~0.5mm，可见与其它矿物呈平衡三联点的接触关系。电气石呈浅蓝-浅褐黄色，半自形粒状结构，直径可至3~5mm。含有锆石、独居石、萤石等副矿物。 2.2.2 然巴岩体时代

Liu et al.(2014)对然巴岩体内的各类岩石进行仔细的年代学确定。对顺层侵入的似斑状花岗岩，2件锆石样品给出的年龄分别是44.3±0.5Ma和44.5±0.9Ma，另有1件样品给出的年龄是28Ma；主体二云母花岗岩的锆石和磷钇矿年龄为7.6~7.9Ma，这一年龄与石榴石花岗岩的年龄(7.6~8.1Ma)相当。因此，根据这些年代学资料，然巴穹窿中的淡色花岗岩至少可划分为44Ma、28Ma和8Ma三期。其中44Ma花岗岩与打拉、确当等岩体类似，28Ma岩石与西部的苦堆和佩枯错花岗岩一致，而8Ma是目前在北喜马拉雅淡色花岗岩中获得的最年轻的年龄。值得注意的是，然巴所有这些花岗岩中均含有一定量的捕获锆石，其年龄分布在92~3032Ma之间。 2.2.3 然巴岩体成因

廖忠礼等(2006a，b)曾对然巴淡色花岗岩进行了系统的地球化学分析，获得的主量元素特征显示，然巴淡色花岗岩为铝与硅过饱和类型，属典型的含白云母过铝质花岗岩；微量元素成分特征与产生于同碰撞环境的岩石成分相似；Sr-Nd同位素组成表明其岩浆来源可能是古老的上地壳物质。我们在上述年代学资料基础上，对不同时代淡色花岗岩进行的细致研究发现，44~28Ma的淡色花岗岩具有较高的Sr含量，稀土配分型式上基本不具Eu负异常(图 9)，且具有最亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成，反映可能来自镁铁质岩石的部分熔融。主体的二云母花岗岩与其它地区的淡色花岗岩并无二致，但是石榴石花岗岩在稀土元素上显示明显的四分组效应(图 9)。由于石榴石花岗岩明显以脉体形式侵入围岩，且其形成温度(600~650℃)明显低于其它岩石(750~800℃)，我们认为石榴石花岗岩是二云母花岗岩经历强烈结晶分异作用的产物。但意外的是，石榴石花岗岩却具有比二云母花岗岩更亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成(Liu et al., 2014)。仔细检查后发现，然巴穹窿的围岩属于朗杰学群，它的同位素组成与高喜马拉雅结晶岩系明显不同(Dai et al., 2008)。即朗杰学群岩石的混染可能导致了侵入其中的石榴石花岗岩的特殊同位素组成，这一解释也与石榴石的矿物学研究相吻合。因为淡色花岗岩中的石榴石显示内部富锰、外部富铁的元素环带，反映早期岩浆结晶、后期围岩混染的岩浆演化过程。

图 9

Fig. 9

图 9 北喜马拉雅然巴淡色花岗岩地球化学特征 Fig. 9 Geochemical characterization of the Rampa leucogranite

喜马拉雅淡色花岗岩的形成时代无疑是研究该造山带演化极为重要的科学数据。传统上，采用的主要是K-Ar(包括Ar-Ar)和Rb-Sr同位素法，但前者一般封闭温度较低，难以给出岩浆的结晶年龄；而后者由于混染作用或后期蚀变作用的存在使得其难以满足获得可靠年龄的条件。因此，目前的研究多采用单矿物U-Pb法来获得这些花岗岩的时代。 3.1 淡色花岗岩U-Pb定年评述

同其它类型花岗岩相比，淡色花岗岩的U-Pb矿物定年难度要大得多。目前采用的主要技术是热电离质谱(TIMS)、离子探针(SIMS)、激光探针(LA)和电子探针(CHIME)四种。所采用的对象主要是锆石、独居石和磷钇矿，少数情况下还采用钍石或其它矿物。由于目前对这些淡色花岗岩还缺乏深入细致的矿物学工作，我们不排除未来开发出更多U-Pb定年矿物体系的可能性。但就目前的工作而言，尽管锆石、独居石和磷钇矿的U-Pb法可以给出较为准确的花岗岩形成年龄，但并不是说所获得的所有年龄都是可靠的。

锆石U-Pb定年是我们确定花岗岩形成时代最重要的方法，但这一方法却在喜马拉雅淡色花岗岩研究中较难奏效。其主要原因是这些花岗岩新生锆石极其缺乏，而残留锆石却尤为发育，或者新生锆石只是以非常薄的增生边形式生长在原有锆石的周围。即使有少量新生锆石的出现，它们较高的U、Th含量导致其显著的蜕晶化(即“黑”锆石)。这些特点为它的U-Pb定年带来了极大的困难。首先，大量残留锆石的存在使得我们难以采用TIMS技术来获得岩浆结晶时代，因为该技术的最大缺陷是空间分辨率低。尽管该方法获得的数据精度较高，但对获得的数据有时难以给出确切的解释。我们多是将U-Pb谐和图中的下交点解释为岩浆结晶时代，但如果所分析的样品中残留锆石份额较大的话，所给出的下交点年龄误差较大，从而导致其解释上的困难。因此，目前多采用空间分辨率高的SIMS和LA原位技术来确定其时代。SIMS空间分辨率高，剥蚀的深度1~2μm，是这类锆石U-Pb年龄测定的理想方法。但该方法的最大问题是要求所测定的锆石与测定的锆石标准在基体上匹配，而正如前面所说的那样，淡色花岗岩中的新生锆石U、Th含量高，蜕晶化显著。采用通常的锆石标准，我们经常见到所获得的单点年龄与U含量间存在正相关性，即所获得年龄大于岩石的真实值。虽然LA技术对基体的要求相对较低，但该方法的空间分辨率要低于SIMS方法，特别是对于这些时代年轻的锆石。此外分析过程中的剥蚀深度一般在20~30μm左右，远大于增生边的厚度，从而导致其含有残留锆石组分而使年龄不谐和。正是由于这一原因，目前在激光技术中开始采用单次剥蚀技术(Cottle et al., 2009a)，可望获得更多好的数据。电子探针技术目前也被应用于喜马拉雅淡色花岗岩的年代学研究(Imayama and Suzuki， 2013)，它的技术优点是空间分辨率高，对标样的要求也不像其它方法那样苛刻。但该方法只能得出单一的年龄，无法根据其谐和性来对年龄的意义进行准确的判定。

尽管我们可以在技术上尽量克服上述问题，但最致命的还是新生锆石的缺乏。例如，目前在喜马拉雅淡色花岗岩中，我国藏南康马和康巴穹窿中的淡色花岗岩就基本不含新生锆石。在康巴穹窿中，淡色花岗岩已侵入到周边的古-中生代地层之中，无疑表明该花岗岩是中生代以后的侵入体，但锆石给出的年龄却主要在500Ma左右(Quigley et al., 2008)，显然这些锆石属于残留成因。至于康马穹窿，尽管其内部也发育宽窄不等的淡色花岗岩脉，但给出的年龄都在500Ma左右，与所侵入的花岗片麻岩的时代相当(作者未刊资料)。据作者所知，这是藏南地区目前唯一不具新生代淡色花岗岩年龄的穹窿，但该穹窿的形成无疑发生在新生代(Chen et al., 1990; Lee et al., 2000)，表明在该穹窿的下部有可能存在尚未剥露的淡色花岗岩体。虽然有学者认为康马花岗岩可能就是新生代的侵入体(Aoya et al., 2005，2006)，但目前的资料尚不能证明这一点。

淡色花岗岩中新生锆石的缺乏在世界其它地区也具有普遍性，正是由于这一原因，学者们多转向独居石和磷钇矿的U-Pb测定。独居石在淡色花岗岩中大量发育，且U、Th含量高，不存在蜕晶化的影响，是U-Pb定年的理想矿物。但与锆石不同，独居石经常存在²⁰⁶Pb过剩，从而导致²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄偏高，即在U-Pb图解上呈现反向不谐和。显然，这一情况下，我们需要使用²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄。但对喜马拉雅淡色花岗岩而言，其形成时代年轻，从而导致准确测定²⁰⁷Pb/²³⁵U比值存在困难。因此，在独居石定年中，我们经常采用Th-Pb年龄。但需要指出的是，在目前的原位测定技术中，我们还没有合适的Th-Pb定年标准，因而对所获得的年龄缺乏某种程度的约束。同锆石研究类似，在独居石定年过程中，我们需要对其进行仔细的岩相学和矿物内部结构研究，以确定其不同成因阶段和类型，并有效识别残留成因的独居石。

磷钇矿是不被经常采用的U-Pb定年矿物，但它却是U-Pb定年的优质对象。首先，该矿物U含量高，普通铅含量低，适于测定；第二，磷钇矿主要赋存在高度分异成因的电气石-石榴石花岗岩或相关岩石中，继承成因可能性极小，因而对年龄数据的解释相对简单；第三，该矿物Pb封闭温度与锆石相当，不易遭受后期热事件的改造。但遗憾的是，这种方法目前应用有限(张宏飞等，2004; 刘志超等，2011)，我们还需要加大技术开发和应用的力度。 3.2 淡色花岗岩浆活动阶段的划分

虽然早期的研究主要采用K-Ar和Rb-Sr法，但同时进行的独居石和磷钇矿U-Pb测定一致地表明喜马拉雅淡色花岗岩主要形成于24~10Ma的中新世(Schärer，1984; Schärer et al., 1986; Copeland et al., 1988; Harrison et al., 1995)。在这一早期数据基础上，部分学者还认为南带淡色花岗岩形成早于北带，或者同时形成(Harrison et al., 1997)，但后续的大量研究不支持这一结论。从横向变化看，南带西部的淡色花岗岩似乎早于东部，如东部库拉岗日岩体主体的年龄仅为13Ma，明显年轻于~20Ma的西部岩体(Edwards and Harrison， 1997)。

但最近几年，淡色花岗岩浆活动开始较早的报道一浪高过一浪。在这一方面，国内学者取得了可喜的成绩。丁林最早报道了仲巴-萨嘎交界处侵入于特提斯喜马拉雅中年龄为44.8±2.6Ma的纽库淡色花岗岩体(Ding et al., 2005)。继而，张宏飞等(2004)报道了萨迦地区28Ma的苦堆花岗岩年龄。在藏南东部地区，对二云母型的打拉、确当、雅拉香波等淡色花岗岩获得了42Ma左右的岩浆结晶年龄(戚学祥等，2008; Zeng et al., 2011; Hou et al., 2012)，这一年龄的发表与国外学者基本同步(Aikman et al., 2008)，但我国学者的工作要综合得多。在高喜马拉雅地区，杨雄英等(2009)通过对吉隆地区的研究，发现同变形花岗岩具有约36Ma的形成年龄。尽管这些较老的年龄可能存在所测定矿物继承性的影响(Schärer，1984; Copeland et al., 1988)，但大量资料的出现无疑表明，淡色花岗岩开始形成的时间远比我们以前认识的要早得多。

就淡色花岗岩浆活动结束的时间而言，Edwards and Harrison(1997)及Wu et al.(1998)获得高喜马拉雅地区库拉岗日及其西侧瓦姐拉岩体的年龄为12Ma左右，这是以前报道的高喜马拉雅淡色花岗岩中最年轻的年龄。但随后发现，定结(Ama Drime-阿玛直米)地区未变形淡色花岗岩脉的时代可年轻至10~11Ma(Kali et al., 2010)。更年轻的年龄发现在纳木纳尼地区，其淡色花岗岩中的独居石给出~7Ma的年龄(Murphy et al., 2002)。很显然，这些年轻的淡色花岗岩与南北向断层关系密切。在北喜马拉雅，萨迦地区麻布迦淡色花岗岩曾获得10Ma左右的年龄(Schärer et al., 1986; King et al., 2011)，被视为北带中最年轻的淡色花岗岩。然而，然巴穹窿8Ma左右淡色花岗岩的发现(Liu et al., 2004)，将这一纪录改写。诚然，喜马拉雅淡色花岗岩大多位于耸立的高山之巅，野外采样有时极为困难。同时，根据我们的经验，部分花岗岩由于遭受后期变形而与所侵入的片麻岩难以区分。因此，我们相信，越来越多新的资料的获得将不断改写已获得的结论。

尽管如此，目前获得的资料已可使我们大致勾画出喜马拉雅地区淡色花岗岩浆活动的格架。根据这些资料，这些淡色花岗岩显然形成于44~7Ma的较长时间内。结合我们后面将要讨论的高喜马拉雅的变质作用历史，我们将这些花岗岩大致划分为始喜马拉雅、新喜马拉雅和后喜马拉雅三个阶段(图 10)。始喜马拉雅阶段(Eo-Himalayan; 44~26Ma)形成的淡色花岗岩主要分布在特提斯喜马拉雅带中，它自东向西包括打拉、确当、雅拉香波、然巴、苦堆、夏如、纽库和昌果等岩体。这些岩体以发育不同程度的变形构造为特征，它们有时应该更合适地被称之为花岗片麻岩。其黑云母含量明显高于其它淡色花岗岩，且广泛含有较高的斜长石和帘石类矿物。有限的地球化学分析发现，该期大部分岩石(如打拉、确当和然巴)与主体的淡色花岗岩有所不同，主要表现为较高的CaO和Sr的含量，并不出现显著的Eu负异常。从同位素特征来看，它们也与主体淡色花岗岩不同，显示较低的初始Sr同位素和较高的Nd同位素比值。正是由于这些特征，曾令森等(2009)认为该类岩石来源于角闪质源岩的部分熔融。该时期淡色花岗岩在南带并不发育，只是吉隆和聂拉木混合岩中的部分淡色脉体出现这一年龄(杨雄英等，2009; 刘小兵等，2012; Wang et al., 2013a)，这是南北两带淡色花岗岩在年代学上的重大差别。尽管我们可以认为，随着研究的进展，极有可能在高喜马拉雅地区发现较多该时期的淡色花岗岩，只不过由于它们可能经历过变形作用而易被误认为是更老的片麻岩，但目前的资料应该隐含南北两带淡色花岗岩的形成存在动力学机制上的差别。

图 10

Fig. 10

图 10 喜马拉雅淡色花岗岩U-Pb年龄频率图 Fig. 10 U-Pb age probability of the Himalayan leucogranites

新喜马拉雅阶段(Neo-Himalayan; 26~13Ma)是该区淡色花岗岩浆活动的高峰期，在南北两带均较发育，包括高喜马拉雅带的系列著名岩体，及北喜马拉雅带的绝大部分岩体。该时代的岩石是以前众多研究的重点(Martin et al., 2007; Streule et al., 2010)，此处不再详述。但在13Ma以后，喜马拉雅地区还发育另外一期淡色花岗岩(13~7Ma)，它包括南带的库拉岗日(Edwards and Harrison， 1997; Wu et al., 1998)、定结(Cottle et al., 2009b; Kali et al., 2010)和纳木纳尼西坡(Murphy et al., 2002)，北带中的然巴、麻布迦(Lee et al., 2006; King et al., 2011)和定日(Mahéo et al., 2007; Lee et al., 2011; Mitsuishi et al., 2012)等岩体。这些岩体的共同特点是发育在南北向伸展断层的下盘。尽管部分学者认为，这些花岗岩在形成后被南北向正断层所切割(Edwards and Harrison， 1997; Wu et al., 1998)，但也有学者认为，其侵位应与南北向断层作用同时(Kali et al., 2010)。由于这些南北向断层主要与青藏高原的垮塌有关，因而我们将其称之为后喜马拉雅阶段(Post-Himalayan)。

关于喜马拉雅淡色花岗岩的定年，有一个问题我们不能不提及，那就是区内泛非期(~500Ma)花岗片麻岩问题。该期花岗岩已经在喜马拉雅地区广泛发现，如康马、康巴、拉轨岗日、马拉山、吉隆、聂拉木、亚东及东构造结等地区。我们对亚东和夏如一带的研究发现，此类岩石中的锆石均给出~500Ma的岩浆年龄，但部分岩石中的独居石却给出20~37Ma的新生代年龄。对这一现象最合理的解释就是锆石代表了这些片麻岩的岩浆侵位时代，而独居石给出的却是后期变质作用时间。但根据目前的理论与实验计算结果，独居石具有较高的Pb封闭温度，甚至高于锆石(Cherniak et al., 2004)。如果说，后期变质导致了独居石的出现，那为何锆石却无明显反映，难道这些花岗片麻岩是新生代的侵入体，即独居石代表的是岩浆侵位时代，而锆石是继承成因的？考虑目前已有研究结果(Rubatto et al., 2001)，在新的理论结果出来之前，我们暂时接受独居石具有稍低的Pb封闭温度(Smith and Giletti， 1997)，但在后续研究中将对此问题给予关注。 3.3 淡色花岗岩浆的结晶时间

在上述年代学数据当中，我们回避了另外一个重要的问题，那就是我们经常发现某一岩石的锆石、或独居石/磷钇矿给出较为宽泛的一组年龄，或者出现多个相近的峰值年龄。这些年龄已远远超过仪器的分析精度，是显然不能用分析误差来解释的。其代表性的研究体现在对北喜马拉雅带西段Leo Pargil穹窿的工作上(Lederer et al., 2013)。该穹窿位于印度和中国的交界地带，呈NE-SW方向延伸，国内称之为翁波穹窿。穹窿核部由中-高级变质的片岩、片麻岩及混合岩和侵入其中的淡色花岗岩组成，穹窿外侧以伸展断层与特提斯喜马拉雅沉积岩系接触。其中东侧的曲松拆离断层位于我国境内，其上盘为著名的札达盆地。穹窿中的淡色花岗岩类型复杂多样，各类交切关系常见，反映多期淡色花岗岩浆活动，但主体岩性为电气石-石榴石二云母花岗岩。对这些淡色花岗岩进行的独居石定年发现，它们活动的时代为30~18Ma。更为重要的是，原作者发现，单个样品中存在有多时代的独居石。对这种情况，目前有三种解释方案：1)高喜马拉雅变质岩的源岩残留，2)继承的高喜马拉雅岩系中的变质独居石；3)早期岩浆成因的独居石。但通过仔细的分析，Lederer et al.(2013)认为这些独居石记录了一个长时间的淡色花岗岩浆从源区熔融，到熔体分凝，然后上升侵位的活动历史。

同样的情况也出现在高喜马拉雅地区(Cottle et al., 2009c; 杨雄英等，2009; Imayama et al., 2012; Carosi et al., 2013)。在珠穆朗玛峰南侧的尼泊尔境内的淡色花岗岩，其岩浆结晶年龄为21.3~21.8Ma，但该岩石中却存在23~26Ma的锆石、独居石和磷钇矿。因此，; Viskupic et al.(2005)认为这可能反映了该花岗岩曾经历了长时间的运移过程。就著名的Manaslu岩体而言，Harrison et al.(1999)通过大量样品的测定，确定出该岩体侵位发生在22.9±0.6Ma和19.3±0.3Ma两大阶段。但具体的岩石关系仍有待野外地质观察的证实，且如果仔细分析他们获得的数据，我们发现单个样品中的独居石其实具有较大的年龄变化范围，结合获得的较老的独居石TIMS年龄(Deniel et al., 1987)，不排除该岩体具有较长结晶时间的可能性。

尽管目前的研究还很有限，但已有的数据明显反映喜马拉雅淡色花岗岩可能具有较长的时间演化历史。但这种长时间对应的究竟是多期次花岗岩的侵入，还是单次花岗岩长时间的熔融、分凝、上升与侵位的历史，目前并不清楚。世界上具有长演化历史的花岗岩并非罕见，但多集中于规模较大的以花岗岩基为代表的岩浆房(Coleman et al., 2004; Saint Blanquat et al., 2011; Davis et al., 2012)。而对于规模相对较小的淡色花岗岩而言，这实属意外。更何况，实验岩石学已经证明(Scaillet and Searle， 2006)，喜马拉雅淡色花岗岩单次岩浆活动具有非常快速的熔体分凝与上升和结晶历史。对这一矛盾现象的最佳解释就是，喜马拉雅淡色花岗岩浆活动可能是长期的，但每次岩浆脉冲可能又是短暂的。我们期待未来有更多这方面的研究结果(Lee and Whitehouse， 2007; 张进江等，2011; 高利娥等，2013a)，因为这将可能改变我们目前对这些淡色花岗岩成因的认识。 4 喜马拉雅淡色花岗岩成因 4.1 原地还是异位花岗岩？

藏南及整个喜马拉雅淡色花岗岩岩石学研究的一个重要问题是，这些花岗岩究竟是原地还是异地的侵入体(Harris and Massey， 1994; Searle et al., 2009)。藏南北带部分岩体直接侵位于未变质-浅变质的特提斯喜马拉雅沉积岩系之中，并且部分岩石以次火山岩相形式产出(King et al., 2007; 胡古月等，2011; 图 2b)。部分岩体的边部岩石中，早期结晶的磷灰石明显呈针状，表明其快速冷却的特点，这些都是异地侵入最直接而最重要的证据。但对高喜马拉雅淡色花岗岩而言，问题有所复杂。支持原地侵位的最重要证据是淡色花岗岩体周围高喜马拉雅岩系中普遍发育淡色花岗岩脉体，而岩系本身又多经历过高级变质作用，具备发生原地部分熔融的条件(Searle et al., 2009)。但众多研究还是显示，这些淡色花岗岩岩浆侵入特点清楚，并在很多情况下发育特征的接触变质晕圈，这是岩浆异地来源的最重要地质证据。

在世界各地的高级变质岩或混合岩中，淡色脉体的发育是其岩石学上的重要特征，但对这些淡色体的成因却存在原地熔融、变质分异和外来侵入的长期争论。尽管岩石学研究被认为是解决上述争论的最重要手段，但近百年的研究始终未能解决这一问题。然而，Inger and Harris(1993)及Harris and Massey(1994)发现淡色花岗岩与周围的高级变质岩在Sr同位素组成上差别甚大，花岗岩浆不可能来自于周围岩石的部分熔融。我们说，规模巨大的花岗岩，无论是岩基还是岩席，不可能是原地侵入体。根据我们的野外观察，几乎所有的喜马拉雅淡色花岗岩体都表现为岩性均匀的特点，较少见到原地侵位岩体理应具有的大量捕虏体，或者说这些花岗岩在宏观地质特征上与通常意义上的原地花岗岩差别甚大。关于这一点，已有学者对此进行过论述(邓晋福等，1994)。再有，中国-不丹边境地区的库拉岗日岩体，其规模已达千余平方千米。尽管组成该岩体的岩石类型复杂，但在确定的野外露头尺度上，岩石岩性均匀，极少含有各类围岩捕虏体，很难想象这样规模的岩体，它是如何原地形成的。

理论上说，高级变质岩系中的原地脉体与规模较大岩体间的年代学关系是判别岩浆是原地或异地侵位的重要证据。但遗憾的是，这方面的工作目前还开展得很少。从后面我们将要介绍的高喜马拉雅变质历史来看，那些深熔脉体的时代在很多情况下明显早于区内淡色花岗岩的形成。根据实验岩石学研究结果，喜马拉雅淡色花岗岩具有非常快速的熔体分凝与侵位历史(Scaillet et al., 1996)，如果高喜马拉雅发生变质并伴随深熔作用，此时不可能不形成异地侵位的淡色花岗岩体。佐证这一认识的另外证据是，高喜马拉雅黑云斜长片麻岩系发生脱水熔融的温度在900℃左右(杨晓松等，2001)，而此温度明显与高喜马拉雅岩系目前剥露水平下的变质温度有所出入，表明如果这类岩石发生部分熔融的话，它应该发生在更高的温度压力条件下。 4.2 不同类型淡色花岗岩间的成因联系

尽管有关淡色花岗岩的文献浩如烟海，但几乎毫无例外地认为该类型花岗岩是不同类型沉积源岩(包括泥质岩、杂砂岩等)在不同物理化学条件下部分熔融而成。由实验岩石学资料对淡色花岗岩提出的基本约束是：第一，淡色花岗岩是纯地壳来源熔体结晶而成，其主要源岩为泥质岩或杂砂岩，形成过程中无地幔物质的加入(Montel and Vielzeuf， 1997; Patiño Douce，1999)；第二，从二云母花岗岩到电气石花岗岩，再到石榴石花岗岩，岩石的形成温度由750~800℃逐渐降低到650~750℃左右(Scaillet et al., 1995; Patiño Douce and Harris， 1998)；第三，就喜马拉雅淡色花岗岩的成分而言，上述温度几乎接近岩石的液相线温度(Scaillet et al., 1995; Patiño Douce and Harris， 1998)；第四，早期提出的白云母饱和水部分熔融观点现在已少有学者坚持(Inger and Harris， 1993; Patiño Douce and Harris， 1998; Prince et al., 2001)，因为在此条件下形成的熔体为钠质，且具有较低的Rb/Sr比值(Patiño Douce and Harris， 1998)，取而代之认识是这些淡色花岗岩主要来源于白云母脱水部分熔融(Vielzeuf and Holloway， 1988; Holtz and Johannes， 1991; Patiño Douce and Harris， 1998)。但最近的研究发现，饱和水条件下的白云母部分熔融仍是喜马拉雅淡色花岗岩形成的一种重要途径(曾令森等，2012; Gao and Zeng， 2014)。第五，黑云母脱水熔融的温度比白云母高约100℃( Le Breton and Thompson， 1988; 杨晓松等，2001)，也明显高于绝大多数高喜马拉雅岩系的变质温度。因此，黑云母脱水熔融并非淡色花岗岩形成的主要机制(Guillot and Le Fort，1995)。根据上述结果，目前关于不同类型花岗岩的成因联系有三种解释方案(Patiño Douce and Harris， 1998)，(1)根据岩石熔融从低温向高温发展的规律，电气石-石榴石花岗岩由于温度较低应该形成较早，而二云母花岗岩形成较晚；(2)电气石花岗岩可通过二云母花岗岩结晶分异而来(Scaillet et al., 1995)；(3)上述不同类型的岩石来自不同的源岩。如 Guillot and Le Fort(1995)就提出，二云母花岗岩来自于杂砂岩的饱和水部分熔融，而电气石-石榴石花岗岩更多地与泥质岩的脱水熔融有关；但上述第一种观点目前在学术界占主导地位。

但上述根据实验岩石学研究获得的推论却与野外地质实际存在矛盾。其一，从野外实际来看，我们从未观察到过从石榴石花岗岩，然后是电气石花岗岩，最后才应该出现白云母或二云母花岗岩序列岩浆侵入关系，取而代之的是二云母花岗岩形成较早，而电气石-石榴石花岗岩形成较晚。如电气石-石榴石花岗岩经常以脉体形式侵入到二云母花岗岩之中。其二，根据野外观察，上述不同类型淡色花岗岩间大多为渐变过渡关系，即电气石-石榴石花岗岩多以囊状体形式赋存在二云母花岗岩之中。即使存在明显的交切关系，我们也观察不到一般花岗岩所经常见到的冷凝边与烘烤边，反映不同类型岩石侵位时间相近，或者说，它们更可能是由于结晶分异而导致的岩石类型变化。其三，正如然巴岩体所揭示的那样，从二云母花岗岩到电气石花岗岩，再到石榴石花岗岩，这些岩石的轻重稀土的比值逐渐降低，特别是轻稀土元素含量显著降低(图 9)，四分组效应(Tetrad effect)越来越明显。上述稀土元素型式很显然不可能是原始花岗岩浆的特点，它是岩浆结晶晚期流体与熔体相互作用的标志(Bau，1996; Irber，1999)，是花岗岩高度分异结晶演化的产物。因此，我们非常怀疑，藏南淡色花岗岩有相当一部分是原生花岗岩浆经高程度分离结晶作用的结果，属于高分异型(Highly fractionated)花岗岩，而该类型花岗岩是很难通过常规方法来确定其成因类型的。更为重要的是，如果这一认识得到证实的话，我们就不能简单地将地表出露岩石的成分视为原始的岩浆组成。很显然，这是喜马拉雅地区淡色花岗岩研究的重大基础问题，也是花岗岩家族研究的重要科学问题，我们后面还将继续讨论这一问题。 4.3 高分异花岗岩的矿物学证据

锆石是花岗岩中的重要副矿物，也是我们确定花岗岩形成时代、结晶温度和源区同位素组成的重要对象。接触过淡色花岗岩的学者们都知道，该类岩石的锆石呈现出与其它类型花岗岩极为不同的特征，具体表现在以下几个方面。第一，新生锆石极为缺乏。更有甚者，部分淡色花岗岩根本不含任何岩浆阶段形成的新生锆石；第二，残留锆石较多。最近几年原位测定技术的发展，使这方面的资料大为增加。研究显示，除新生代早期(始新世-渐新世)淡色花岗岩残留锆石较少外，主体的中新世淡色花岗岩基本都发育大量的残留锆石。其U-Pb年龄测定发现，这些锆石有时年龄较为集中，但也存在很多年龄分散的情况，反映其来源的复杂性；第三，与上述锆石类型相关的另一个重要特点是，这些含大量残留锆石的淡色花岗岩，特别是石榴石花岗岩，它具有较低的形成温度、低的Zr含量及Zr/Hf和Nb/Ta比值(图 11)。目前学术界基本认同，Zr含量的高低与温度关系密切(Watson et al., 2006)。即使是低温情形下形成的低熔花岗岩，其Zr含量也应该在100×10^-6左右，该时的熔体是可以结晶出锆石的。但很多喜马拉雅淡色花岗岩Zr含量明显低于此值，这无疑是锆石分离结晶作用的结果。另一方面，岩石的Zr/Hf比值也主要受锆石控制，低的Zr/Hf比值无疑是高分异花岗岩的重要标志(Bau，1996)。这一解释也与淡色花岗岩Nb/Ta比值的降低相吻合，因为该比值在花岗岩体系中主要受流体控制(Green，1995)，而在花岗岩结晶晚期，流体的富集是必然的趋势。

图 11

Fig. 11

图 11 喜马拉雅淡色花岗岩Zr/Hf-Nb/Ta协变图 Fig. 11 Zr/Hf-Nb/Ta variation diagrams of the Himalayan leucogranites

上述特点看似有所矛盾，因为淡色花岗岩应该存在新生锆石，但实际上较少发育；既然存在锆石的分离结晶，那么就应该有很多新生锆石的保留，而这些都与实际情况存在较大出入。对这一现象的最简单解释是，原始的淡色花岗岩浆Zr含量并不低，可能存在有大量新生锆石的结晶。随着锆石的结晶与分离，残留岩浆的Zr含量显著降低，从而导致难以有新生锆石的继续结晶。上述缺乏新生锆石的情况在伟晶岩/细晶岩和世界其它地区的淡色花岗岩中普遍存在，可能是岩浆高度分异的重要标志。未来加强淡色花岗岩的矿物学研究，有可能对这一问题给出更可靠的制约。 4.4 淡色花岗岩：岩浆温度与粘度

喜马拉雅淡色花岗岩的成分位于花岗岩体系的共结点附近(图 4)，因而主流观点认为，这种岩浆应来源于岩石的最初部分熔融。此时的熔体应是低温和高粘度的，难以发生结晶分异作用(Harris et al., 1986)。但实际上，初始部分熔融和晚期结晶分异作用可产生在主要元素上成分相同的熔体，但它们的成因过程明显不同。我们现在就来看看这些岩石形成的温度情况，以确认这些岩石是否能够发生分离结晶作用。首先是始喜马拉雅花岗岩，打拉岩体中锆石的结晶温度曾呈现过从约850℃降低到600℃的演化过程(Harrison et al., 2007; Zeng et al., 2011)，这与根据锆饱和温度计及独居石Ti/REE饱和温度计对其它岩体估算的温度结果相一致(Ayres et al., 1997; Visonà and Lombardo，2002; Zhang et al., 2004; 高利娥等，2013b)。就区内广泛分布的新喜马拉雅淡色花岗岩而言，一些大规模淡色花岗岩体的出现明显要求这些岩石具有较高的岩浆温度，这与野外地质实际观察到的接触变质作用相吻合。如果考虑锆石的分离结晶作用，岩浆的实际温度应该更高，无疑表明该类型岩石的原始岩浆是高温的。因此，喜马拉雅淡色花岗岩的岩浆温度大约在750℃左右，甚至更高，与世界上大多数地区花岗岩的结晶温度相当。对喜马拉雅淡色花岗岩的特定成分而言，实验岩石学已经证明，这一温度已接近其液相线温度(Scaillet et al., 1995; Patiño Douce and Harris， 1998)。在这种条件下，岩浆的结晶分异作用是完全可以进行的。

我们再看看粘度的情况。Scaillet et al.(1996，1998)通过实验已经证明，喜马拉雅淡色花岗岩的粘度约在10^4.5Pa·s，与正常的花岗岩及相当成分的火山岩相当。尽管该粘度比玄武岩要高出1~3个数量级，但该结果指示不同成分的花岗岩间并无粘度上的显著差别，由此导致其在分凝与侵位样式上并无差别(Clemens and Petford， 1999)。因此，淡色花岗岩可像其它花岗岩一样以岩墙型式快速向上侵位，且不同批次岩浆间可发生充分的混合。这一点，也被其他研究者所赞同(Wickham，1987; Inger and Harris， 1993; Searle et al., 1997; Searle，1999; Harris et al., 2000; Annen et al., 2006)。 4.5 钠长花岗岩：一种特殊类型淡色花岗岩的成因意义

在然巴穹窿西部的特提斯喜马拉雅沉积岩系中，顺层发育有两条宽约1m左右相互平行的淡色花岗岩脉(图 12)。岩石为似斑状结构，块状构造，无变形。详细岩石学观察发现，斑晶以钠长石为主，含少量钾长石。其中钠长石斑晶自形良好，发育卡纳复合双晶，直径0.2~0.8mm。他形钾长石斑晶少见，直径约0.2~0.5mm。基质为两种长石和石英，并发育次生白云母。值得指出的是，然巴钠长花岗岩是目前发现的喜马拉雅淡色花岗岩的新类型，为该类花岗岩的成因研究提供了新信息。

图 12

Fig. 12

图 12 然巴钠长花岗岩野外产状及岩石地球化学特征 Fig. 12 Field occurrence and geochemistry of the albite leucogranite in Rampa

在地球化学特征上，然巴钠长花岗岩主要表现为富钠而贫钾的特点，这与其它类型淡色花岗岩明显不同。正如图 4所展示的那样，在我们所收集的资料中，有8件高喜马拉雅淡色花岗岩由于较高的Na₂O含量而落入或接近奥长花岗岩区。相比而言，北喜马拉雅带中，分别有8件和17件样品位于英云闪长岩和奥长花岗岩区，表明这种岩石在喜马拉雅可能有一定的分布。在全球其它地区，钠长花岗岩并非罕见。目前大多认为这种花岗岩主要是岩浆高度分异结晶成因的，而早期提出的交代成因观点已被抛弃。如我国华南地区的雅山、牛岭垇、香花铺和栗木，新疆的白石头泉等岩体(Zhu et al., 2001; Gu et al., 2011)。但是，喜马拉雅地区的这些样品基本不位于花岗岩体系的低温共结点附近，它们的成因要么与高压下饱和水的部分熔融有关(Patiño Douce and Harris， 1998; Prince et al., 2001)，要么是在贫水体系中高程度部分熔融形成。然而，然巴与其它地区钠长花岗岩的最大区别是在稀土元素整体偏低的背景下出现Eu的正异常，这无疑表明了钠长石的堆晶作用。因此，然巴钠长花岗岩的发现有力地证明了喜马拉雅淡色花岗岩的高度结晶分异作用的本质。 4.6 淡色花岗岩的源区特征

这一问题以前有较多研究，并有大量资料积累。但我们已经述及，如果这些花岗岩经历过高度分异的话，那现在已很难根据岩石的地球化学成分来讨论这些岩浆来源的源区特征。幸好同位素地球化学资料可以帮助解决这一问题。根据Sr-Nd同位素数据，我们可以得出以下规律性的总结。第一，这些淡色花岗岩的Sr-Nd同位素在整体上与高喜马拉雅结晶岩系相近，反映后者可能是前者的源岩(图 13a)。目前大多认为这一源岩主要是高喜马拉雅变泥质岩，但Guillot and Le Fort(1995)认为二云母花岗岩的源岩更可能是变质杂砂岩。第二，这些花岗岩主要表现为较高的初始Sr同位素比值及较大的Sr同位素变化范围(图 13b)，这在世界其它地区是极为罕见的。第三，相对于南带而言，北带中的淡色花岗岩呈现较大的同位素变化范围(图 13c)。正如然巴岩体研究所揭示的那样，那些围岩为朗杰学群的淡色花岗岩，其Sr-Nd同位素明显亏损，这是否暗示浅部地壳的混染对这些淡色花岗岩的成分起着一定的控制作用，值得研究。第四，从岩石的Sm/Nd比值来看，这些淡色花岗岩基本都偏离正常的大陆地壳范围(图 13d)，反映强烈的结晶分异作用。相比较而言，南带中的淡色花岗岩具有比北带花岗岩更强烈的结晶分离程度。

图 13

Fig. 13

图 13 喜马拉雅淡色花岗岩Sr-Nd同位素特征 Fig. 13 Sr-Nd isotopes of the Himalayan leucogranites

尽管如此，我们还是愿意指出以下几点：第一，北喜马拉雅带中的打拉、雅拉香波、然巴、苦堆和更惹等岩体具有较高的CaO、Sr含量及轻重稀土比值，且基本不显示Eu的负异常，这些特点与加厚地壳来源的埃达克岩极为类似，而与以Manaslu为代表的其它淡色花岗岩区别明显(图 14)，表明它们的源区在部分熔融时，石榴石和/或角闪石而非斜长石为残留相，即这些岩石有可能来自较高压力条件下镁铁质源岩的部分熔融(高利娥等，2009; Zeng et al., 2011; Hou et al., 2012; Liu et al., 2014)。第二，无论是挤压还是伸展机制，绝大多数学者认为淡色花岗岩来自于周围高级变质岩石的原地部分熔融，但这一观点明显与野外地质实际和年代学资料有所出入。无论在南带还是北带，不少淡色花岗岩体规模巨大，岩石类型均匀，显然来自于更深部物质的部分熔融。第三，Guo and Wilson(2012)最近提出，低喜马拉雅在淡色花岗岩形成过程中可能扮演了十分重要的角色，这是目前较少受到重视的重要问题(Le Fort et al., 1987; Visonà and Lombardo，2002)。尽管麻布迦和萨迦穹窿中的部分花岗岩异常高的Sr同位素比值支持这一解释，但由于这一机制又涉及到低喜马拉雅与高喜马拉雅的区分问题(Yin，2006)，我们暂时先将其搁置而留待以后讨论。

图 14

Fig. 14

图 14 打拉岩体地球化学特征 Fig. 14 Geochemical variations of the Dala leucogranite in the Tethyan Himalaya

喜马拉雅淡色花岗岩较少伴随相关的镁铁质岩石，加之其明显的富铝特征及特殊的同位素组成，目前多认为该岩石主要来自高喜马拉雅沉积岩的部分熔融，即喜马拉雅淡色花岗岩属于一种S-型花岗岩。但正如前面论述的那样，这些花岗岩经历过高度结晶分异作用。在这种情况下，我们几乎不可能准确厘定它们的成因类型。但如果我们接受较少经历结晶分异的打拉等岩体能够反映其源区特征的话，那喜马拉雅淡色花岗岩很可能是I-型。或者至少部分接近I-型。如果这一结论成立，那将是喜马拉雅淡色花岗岩研究的重要转折。诚然，我们目前还不能接受这一结论，因为几乎所有的研究都指向高喜马拉雅变沉积岩是淡色花岗岩的源岩。然而，高喜马拉雅结晶岩系实际上还包含大量泛非期(~500Ma)形成的花岗质侵入体(甚至在部分地区是主要岩石组成)。目前大多认为这些岩体是冈瓦纳大陆北缘由于外侧海洋板块俯冲而产生的(Cawood et al., 2007; Wang et al., 2013b)。令人惊奇的是，这些花岗岩目前均被认定为S-型，但我们期待更多更深入这方面的岩石学研究，因为我们有限的野外观察说明它们只是黑云母花岗岩，并不具备S-型花岗岩的典型标志。同样值得指出的是，即使在澳大利亚的Lachlan褶皱带，S-型与I-型花岗岩几乎各半，而这一半的I-型花岗岩中，又有一半是过铝的(Chappell et al., 2012)。看来，过铝花岗岩比我们想象的要普遍得多。当这些过铝的I-型花岗岩重新发生部分熔融时，所形成的花岗质熔体继续过铝(Holtz and Johannes， 1991)，这也表明澳大利亚东南部Lachlan褶皱带I-S型花岗岩的划分方案在其它地区的应用有一定的局限性，因为该方案赖以成立的基础是增生大陆边缘的简单岩浆作用过程，而对于像喜马拉雅这样经历过多次岩浆事件或大陆再造的地区，情况要复杂得多。

但是，我们也许可以换一个思路。正如图 3所示，高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅的淡色花岗岩在地球化学上显示一定的区别，其中特提斯喜马拉雅淡色花岗岩与澳大利亚Lachlan带的S-型花岗岩较为接近，或者它的源区含有一定的镁铁质组分(Patiño Douce，1999)。如果这一认识正确的话，以前认为高喜马拉雅与特提斯喜马拉雅淡色花岗岩具有相同成因的认识就需要重新审定。如图 15的实验岩石学资料显示，喜马拉雅淡色花岗岩的成分与由不同温压情形下泥质岩-杂砂岩熔融所获得的成分很为类似(Vielzeuf and Holloway， 1988; Patiño Douce and Johnston， 1991; Montel and Vielzeuf， 1997; Patiño Douce and Harris， 1998; Schmidt et al., 2004; Hermann and Spandler， 2008)。但仔细检查这些数据发现，随着压力的升高，泥质岩-杂砂岩熔融所产生的岩浆的铝饱和指数呈递减趋势；而温度的升高，铝饱和指数则呈递增趋势。若要形成那些只是铝稍微饱和的花岗岩，特别是高喜马拉雅淡色花岗岩，所要求的压力应在2~4GPa左右，或者温度应较低。这已进入榴辉岩相变质的条件范围。因此，如果喜马拉雅淡色花岗岩真的来源于泥质岩的部分熔融，那它的来源深度有可能比我们以前认为的要大得多，只是由于涉及的因素较多，我们现在还难以确定深度的具体数值。

图 15

Fig. 15

图 15 泥质岩-杂砂岩部分熔融熔体成分特征 Fig. 15 Chemical compositions of the melt from pelite-greywacke at variable T-P conditions

这一结论潜在的问题是，在上述榴辉岩相变质条件下，岩石中的斜长石将不再是熔融残留相，所形成的熔体应相对富CaO。但实际上，泥质岩-杂砂岩熔融熔体的CaO含量与压力之间并不具相关性(图 15)。在变质作用温压条件研究基础上，Patiño Douce and Harris(1998)提出喜马拉雅淡色花岗岩来源于白云母的脱水熔融，其温度为750~770℃，压力为6~8kbar，但该实验并没有考虑更高压力下的情况。同样，目前所有的实验岩石学研究均将淡色花岗岩看作原始岩浆，而正是在这一点上，我们的看法有所不同。诚然，如果形成后的岩浆发生结晶分异作用，其含铝指数将发生一定的变化。通常说来，I-型花岗岩在分异过程中由于角闪石的分离而使参与熔体更加过铝，而S-型花岗岩正好相反(Clemens et al., 2011)，或者当其只发生长石的分离结晶时，岩浆的含铝指数并不发生明显改变。

将上述讨论进行归纳，我们不难发现，传统认为喜马拉雅淡色花岗岩的源岩是泥质岩，但新的资料揭示，镁铁质和长英质系列岩石也可能参与了熔融。但在这一讨论中，我们回避了喜马拉雅淡色花岗岩较大的Sr-Nd同位素成分变化这一重要而又常见的问题。尽管百思不得其解，但我们提出以下几种方案供未来检验。第一种是岩石的这种同位素变化来自熔体-残留体的差异分离。目前大多数学者认为，喜马拉雅淡色花岗岩酸性程度高，应该具有很高的粘度。这种岩浆的演化主要以不同程度残留体的分凝为主，因而产生所见到的同位素成分变化。与该模式不相协调的是，这些岩石主量元素变化极小，表明即使有残留体-熔体分凝，那规模也是极其有限。再者，这些岩石中很少见到部分熔融过程中应该出现的石榴石及高钙斜长石等固相残余，所出现的石榴石基本都是晚期结晶的。第二种可能性是，这种同位素变化来自岩浆上升及侵位过程中围岩的同化混染。在混染过程中，云母由于熔点较低而有选择性地较多进入到熔体之中，而熔点高的锆石、长石等矿物则以残留体形式保存下来，并在后续的结晶过程中发生分离。此时，根据全岩所获得的Sr-Nd同位素数据可能将不能代表岩浆的同位素组成。但该模式不能解释的是，在绝大多数情况下，喜马拉雅淡色花岗岩中的围岩捕虏体并不十分发育。第三种是岩浆的分离熔融，且分凝后的熔体之间并未发生同位素的有效混合(Deniel et al., 1987)。虽然Pitcher(1997)将该解释称之为“a revolutionary model indeed”，但目前还不能排除其可能性(Zeng et al., 2005)。尽管我们很难想象，近液相线温度的岩浆聚集成规模巨大的岩体时，其熔融和结晶时的同位素平衡尚未建立(Hammerli et al., 2014)，但当部分熔融发生在非常快速的特殊情形下，所形成的熔体可显示显著的Sr-Nd同位素不平衡现象(Knesel and Davidson， 2002)。考虑喜马拉雅淡色花岗岩中Sr-Nd同位素的载体主要是磷灰石、独居石和磷钇矿等，未来加强对这些矿物(并锆石及Hf同位素)的精细研究(Ayres and Harris， 1997; Viskupic and Hodges， 2001; 曾令森等，2012)，有望揭示详细的岩浆产生及其演化过程。 5 淡色花岗岩形成与造山动力学

淡色花岗岩在喜马拉雅地区广泛发育，它的形成无疑是该造山带演化的结果。反过来，淡色花岗岩可为造山作用演化提供极为重要的信息。目前这方面的工作主要集中在以下几个方面。 5.1 淡色花岗岩形成与高喜马拉雅的变质历史

在上述年代学资料取得突破以后，另一个重要的问题也被提到议事日程上来，那就是上述长时间的淡色花岗岩浆活动与高喜马拉雅变质-变形作用的关系问题。关于高喜马拉雅变质作用，目前有较好的研究积累(Kohn，2014)。从变质作用强度剖面来看，该变质岩系从MCT以下低喜马拉雅岩系的绿片岩相变质向上增强至MCT以上高喜马拉雅岩系的高角闪岩相-麻粒岩相变质(即反转变质带)，继续向上至STDS，其变质程度又呈现减弱的趋势，并开始出现大量淡色花岗岩的侵入。就变质作用类型而言，基本确定为早期地壳加厚、然后减压折返的造山型变质作用特征(图 16)。目前研究的重点是变质作用的条件、时代及与淡色花岗岩形成的联系，并通过变质作用温压条件的厘定解译岩石的构造演化历史及不同类型构造单元间的构造关系(Guillot，1999; Harris et al., 2000)。由于这方面的资料较多，我们不拟作全面的讨论，主要就本文讨论的主题，看一下高喜马拉雅变质历史与淡色花岗岩形成的关系。

图 16

Fig. 16

图 16 高喜马拉雅岩系变质作用P-T轨迹 Fig. 16 Metamorphic P-T path of the Higher Himalayan rocks

但在介绍所取得的认识之前，我们还是有必要先讨论一下前人研究的思路，以及我们如何解读所获得的纷繁资料。目前对高喜马拉雅变质作用时代的确定主要是通过独居石和锆石的U-Pb分析来实现的。云母和/或钾长石的K-Ar或者Ar-Ar年龄尽管也被部分研究者所采用，但这些年龄可能更多地与岩石的冷却有关，并不能反映高喜马拉雅所经历的高级变质作用的时代。正如前面述及的那样，岩石学研究已经证明了高喜马拉雅经历了早期升温升压(进变质)、峰期和晚期(降温降压)等不同阶段。岩石的深熔作用主要在峰期阶段发育。理论上说，上述不同变质阶段均可有独居石和锆石的结晶。但在进变质阶段，由于流体相对较少，锆石结晶较为困难。进入峰期变质并发生深熔作用期间，由于流/熔体的大量存在，锆石可大量产生。独居石尽管在进变质阶段即可形成，但它的结晶将大量消耗岩石中的轻稀土元素(特别是La和Ce)。这样当深熔熔体结晶出独居石并发生分凝后，岩石中的轻稀土元素含量将显著降低，早期进变质阶段形成的独居石大多发生分解而不被保存(Kelsey et al., 2008; Yakymchuk and Brown， 2014)。支持这一解释的重要事实是，在高喜马拉雅变质岩系中，我们很少发现有继承成因的独居石，但继承成因的锆石却普遍存在。因此，目前普遍认为(Rubatto et al., 2013)，独居石和锆石多记录了峰期变质，特别是深熔作用发生的时代。但对进变质的时代，我们所知有限，除非我们研究深熔作用相对不发育的岩石。

在西部的Nanga Parbat地区，Foster et al.(2000)曾报道了~44Ma的绿片岩相变质作用，其石榴石出现在~36Ma。在印度西北部，Vance and Harris(1999)确定的早期进变质作用的时代为33~28Ma，Walker et al.(1999)给出的时代为37~30Ma，这一结果也被后来的研究所证实(Webb et al., 2011; Stubner et al., 2014)。进入尼泊尔西部，Carosi et al.(2010)制约出早期的石榴石出现在~43Ma，晚期的蓝晶石-石榴石变质作用发生在~39Ma。在我国境内的聂拉木地区，Wang et al.(2013a)制约出该区的变质作用发生在~40Ma之前。中尼边境的珠穆朗玛峰地区研究资料较多，目前认为其进变质时代为ca.45~39Ma(Catlos et al., 2002; Cottle et al., 2009c)，峰期变质为~32Ma(Simpson et al., 2000)。在这些较早期的变质阶段，目前还少有深熔作用的报道，只是在少数地区存在有少量40~31Ma深熔作用形成的淡色花岗岩脉体(Godin et al., 2001; Prince et al., 2001; Groppo et al., 2010; Kohn and Corrie， 2011; Rubatto et al., 2013; Wang et al., 2013a; 杨雄英等，2009)。Martin et al.(2007)对尼泊尔中部变质岩中石榴石内独居石包裹体进行细致的研究发现，这些独居石给出42~29Ma和22~12Ma的两组年龄，分别被解释为高喜马拉雅变质岩进变质和退变质的时代。同样，Imayama et al.(2012)对尼泊尔东部高喜马拉雅的研究发现，经历高级变质作用的混合岩中的锆石发育特征不同的多期增生环带。最早期增生边的时代为33~28Ma，而晚期增生边时代可划分出27~23Ma、21~18Ma和18~16Ma三期。其中21~18Ma和18~16Ma也是区内二云母淡色花岗岩的形成时期，且此淡色花岗岩侵入到33~28Ma的混合岩之中。更进一步的研究还发现，早晚两期变质作用的冷却速率分别为15~25℃/my和30~40℃/my，从而表明区内存在两期深熔事件，其中后者对应区内淡色花岗岩的形成。

但是，目前报道的晚渐新世以来(26~16Ma)的变质和深熔作用年龄却比比皆是(Simpson et al., 2000; Harris et al., 2004; Viskupic et al., 2005; Jessup et al., 2008; Cottle et al., 2009b; Kellett et al., 2010; Warren et al., 2011; Regis et al., 2014)。该年龄也与大范围淡色花岗岩的时代非常吻合。因此，该时段也被认为是高喜马拉雅岩系峰期变质的时代(Searle and Godin， 2003)。

从这一介绍可以看出，高喜马拉雅的新生代变质作用约起始于45Ma左右。但目前一个可讨论的问题是上述变质作用阶段的划分问题，即深熔作用较为发育的阶段是否是早期进变质进一步演化的结果。这涉及到喜马拉雅构造阶段划分的重大问题。Hodges(2000)将喜马拉雅的地质演化划分为Protohimalayan(原喜马拉雅)、Eohimalayan(始喜马拉雅)和Neohimalayan(新喜马拉雅)三个阶段。Protohimalayan变形作用分别发生在印度-亚洲碰撞前的白垩纪-始新世期间，而Eohimalayan发生在中始新世-晚渐新世，对应印度与亚洲碰撞后的挤压直至南北向伸展作用发生之前，Neohimalayan以STDS的发育为标志，主要发生在早中新世以来，期间也发生过多期次的挤压变形，如MCT、MBT和MFT等(图 1)。但究竟在始喜马拉雅和新喜马拉雅之间是否存在构造演化上的间断，目前存有两种意见。如Jamieson et al.(2004)就认为，上述早期的高压变质和晚期的高温变质是同一地质事件不同时间演化阶段的产物。Rubatto et al.(2013)根据印度东北部(原锡金)的研究发现，该区高喜马拉雅变质及相关的深熔作用发生在31~17Ma的较长时间范围内，且不存在明显的时间间隔，因而对Eohimalayan与Neohimalayan的阶段划分提出疑义。考虑到目前在高喜马拉雅地区较少厘定出始喜马拉雅期的淡色花岗岩(杨雄英等，2009)，我们认为早期的喜马拉雅变质及伴生的深熔作用与大规模淡色花岗岩的形成无关，它们是两个不同阶段地质演化的产物。细心的读者还不难发现，我们将南北向断层发育后的阶段从Hodges(2000)的Neohimalayan划出，命名为Posthimalayan。

在对高喜马拉雅结晶岩系变质作用的研究中，我们不得不对该岩系中极少发育的榴辉岩作一定的介绍。在喜马拉雅西构造结附近的Kaghan、Stak和印度西北部的Tso Morrai地区，出露有新生代早期(ca.45~55Ma)变质的榴辉岩(Guillot et al., 2008)。由于这些榴辉岩较少伴随淡色花岗岩的发育，我们在此不对它做过多的介绍。但在喜马拉雅中部，目前在四个地区发现有退变的榴辉岩，包括尼泊尔境内的Arun Valley和我国的定结(Ama Drime)，印度东北部的Sikkim(锡金)和不丹西北部的Masang Kang，此外，在东构造结还发现有退变的高压麻粒岩。定结地区榴辉岩分布较广，研究较为详细。不丹西北部的Masang Kang榴辉岩有可能向北在亚东的哲古拉地区演变为麻粒岩。上述榴辉岩大体经历了榴辉岩相、高压麻粒岩相、麻粒岩相和角闪岩相的变质演化历史，但大多只保留强烈后期退变的矿物组合。目前对这些榴辉岩(和相关片麻岩)的变质时代有较多研究，其后期退变主要发生在25~13Ma(李德威等，2003; Cottle et al., 2009b; Corrie et al., 2010; Kali et al., 2010; Grujic et al., 2011; Warren et al., 2011; Kellett et al., 2013)，与主体淡色花岗岩浆活动同时，而早期变质主要发生在38~30Ma的渐新世(Groppo et al., 2007，2010; Liu et al., 2007; Kellett et al., 2014)。对榴辉岩的片麻岩围岩研究揭示，它们也经历了与榴辉岩类似的PT演化历程(图 16)，并在峰期变质阶段(~1.6GPa，800~850℃)后发生部分熔融作用(Lombardo and Rolfo， 2000; Daniel et al., 2003; Groppo et al., 2007，2010，2012; Liu et al., 2007; Kohn，2008; Kali et al., 2010)。这一资料的重要意义在于，如果淡色花岗岩浆的产生是由高喜马拉雅折返引起，那至少有部分淡色花岗岩的起源深度应在50km以上，而并不是后文将要讨论的20~30km的中部地壳，这与热模拟的结果较为接近(Nabelek and Liu， 2004)，也与图 15所展示的实验岩石学结果吻合。在这一条件下，白云母脱水熔融可产生淡色花岗岩(Herman and Spandler， 2008)。同时，榴辉岩相岩石的退变温度已进入黑云母脱水熔融区，与高角闪岩相-麻粒岩相只进入白云母熔融区有所不同(图 16)。由于目前已揭示出定结地区的高喜马拉雅岩系中存在多期次的淡色花岗岩(Cottle et al., 2007，2009b; Liu et al., 2007; Kali et al., 2010; Leloup et al., 2010; 于俊杰等，2011)，加强该地区的研究将可能对淡色花岗岩形成与变质作用的关系提供重要制约。

因此，从变质作用的历史来看，新的资料不断揭示，在早期(ca.45~26Ma)的始喜马拉雅造山作用期间，高喜马拉雅主要发生与挤压变形伴随的变质作用，该阶段形成的淡色花岗岩主要集中在北喜马拉雅，而南带的淡色花岗岩主要表现为混合岩中的淡色脉体，少见淡色花岗岩体出露。晚期变质作用主要发生在26Ma以来，是淡色花岗岩形成的高峰期，同时伴随MCT的逆冲和STDS的伸展，即高喜马拉雅折返就位。

然而，关于北喜马拉雅变质作用的研究要薄弱得多，其主要原因是出露的深变质岩石较为有限，大多数穹窿周围出现的是中-浅变质甚至是未变质的地层，其最高变质温度<650~700℃，多不伴随与变质作用相关的深熔脉体。康马穹窿周围有一定的深变质岩石出露(Lee et al., 2000)，但由于到目前为止还未鉴定出新生代侵入体的存在，使得对这一问题的讨论难以进行，对其变形作用的性质和期次的研究也存有较大争论(Burg et al., 1984a; Chen et al., 1990; Lee et al., 2000)。拉轨岗日-麻布迦-苦堆-康巴一带有部分深变质岩石出现，但研究较为有限。Lee and Whitehouse(2007)曾在麻布迦穹窿东侧的片麻岩中获得35.0±0.8Ma的变质年龄，混合岩中淡色体的时代在22~23Ma左右，而未变形的淡色花岗岩的时代为16.2±0.4Ma，呈现与高喜马拉雅相同的特点。但对这些岩石，目前还缺乏细致的成因岩石学工作(King et al., 2011)。最近，Smit et al.(2014)获得麻布迦和康马穹窿变质岩的石榴石-全岩Lu-Hf等时线年龄分别为54~52Ma和51~49Ma，并认为54.3±0.6Ma是特提斯喜马拉雅发生与碰撞有关的挤压变形和前进变质的最小年龄。由于在大多数情况下石榴石内部含有大量的矿物包裹体，上述Lu-Hf年龄是否反映了真实情况，值得进一步深入研究。

目前研究进展较大的仍是雅拉香波(又称亚堆-Yardoi)穹窿，以张进江和曾令森为代表的两个研究小组对该穹窿的形成与演化进行了大量的工作，取得的主要进展包括：1)该穹窿由外向内分别为特提斯喜马拉雅沉积地层、中浅变质的片岩与千枚岩和中深变质的片麻岩及花岗岩构成，三者之间由拆离断层分隔。穹窿东侧被晚期NNE向正断层所切割(张进江等，2007)；2)核部中深变质岩包括正片麻岩、副片麻岩、角闪岩、榴闪岩和辉石岩(榴闪岩不排除为退变榴辉岩的可能性)，其变质温度明显高于区内其它穹窿。这些岩石韧性变形强烈，并顺层侵入有大量淡色花岗岩和伟晶岩脉。就变质作用时代而言，目前获得的年龄在45~48Ma左右(高利娥等，2011)，这也是目前获得的喜马拉雅带中部最老的新生代变质年龄；3)穹窿核部的花岗岩分布面积约140km²，主体为二云母淡色花岗岩，电气石、石榴石经常见及，变形程度不等。同其它地区类似，淡色花岗岩在外侧的中深变质岩中也有出露，并具有与核部花岗岩相同的矿物组合。与其它地区不同的是，这些花岗岩主要表现为富钠特征。 结合Sr-Nd同位素等资料，目前认为该花岗岩来自于角闪岩源岩的部分熔融(高利娥等，2009; 曾令森等，2009)。目前获得的这些淡色花岗岩的锆石年龄在43~16Ma之间(曾令森等，2009; Zeng et al., 2011; Yan et al., 2012; 吴珍汉等， 2014，及作者未发表资料)，反映较长的演化历史；4)该穹窿的构造演化可分为不同的阶段，但主期演化主要表现为上盘物质向NNW方向的拆离，其活动时代应在14Ma之前或其左右(Zhang et al., 2012)。由于雅拉香波穹窿交通便利，易于野外工作，同时在它的南侧还出现时代和性质极其特殊的打拉、确当和恰嘎等岩体，未来应加强对该穹窿的研究，特别是在大比例尺野外填图基础上，开展深入的构造学、岩石学与地球化学研究 。

总之，北喜马拉雅地区的研究揭示(Lee et al., 2000，2004，2006; Quigley et al., 2008)，该区至少存在三期变质变形事件。早期为与地壳加厚有关的南北向挤压变形，时代在ca.45~35Ma左右；随后发生峰期变质、南北向拆离并伴随大规模淡色花岗岩就位，时代为28~14Ma；晚期主要表现为南北向断层活动、少许淡色花岗岩侵位以及与穹窿快速抬升有关的伸展变形，这一事件序列与高喜马拉雅地区基本类似。但无论如何，该区淡色花岗岩与周围的变质岩系不存在成因上的联系。 5.2 淡色花岗岩与伸展作用

喜马拉雅地区发育两种形式的伸展作用。北倾的藏南拆离系(STDS)在全区呈东西向延伸。作为高喜马拉雅与特提斯喜马拉雅的边界，该断层是南北向伸展作用的结果。自20世纪80年代中期以来，STDS就一直是喜马拉雅研究的重要内容(Burg et al., 1984b，Burg and Chen， 1984; Burchfiel et al., 1992)。该伸展构造主要以韧性变形为特征，尽管热年代学是确定该变形的重要手段，但大多认为淡色花岗岩与STDS发育同时，它可以用以制约STDS活动的时间(Guillot et al., 1994)。如果这一假定成立，在排除后面将要介绍的与南北向构造有关的岩体后，STDS活动的时间主要分布在25~15Ma。该时段是喜马拉雅淡色花岗岩的主要时期，它晚于上面介绍的高喜马拉雅变质作用的时代，且以伸展构造体制为主，我们沿袭前人提出的术语，将该阶段称之为新喜马拉雅(Neo-Himalayan)。当然，究竟是伸展导致了花岗岩的侵位，还是花岗岩的侵位导致了伸展构造的发育，这是另一个热烈讨论的问题(Aoya et al., 2005; King et al., 2011)，我们不拟在此赘述，因为我们并没有可靠的标志对此加以明确的甄别。说不定，它们都是另外一个我们未认识到的地质过程的两个表现方面。

区内分布的另外一套伸展构造是南北向展布的正断层(又称裂谷)。它不仅在喜马拉雅地区发育，还部分延伸至北部的拉萨地块，甚至羌塘地块的内部。目前厘定出的该套伸展构造自东向西有错那-沃卡、亚东-谷露、申扎-定结、尼玛-定日、隆格尔和翁波(札达)等。这些断层大多向东倾斜，并以脆性变形作用为主要特点，形成一系列近平行分布的地堑。但在谷露和隆格尔等深部地壳岩石出露区，其韧性变形特点也很清楚。目前对该伸展构造的研究主要集中在其时代的约束和机制的探讨上。关于机制，目前主要有三种认识。其一认为，该南北向正断层是在印度-亚洲汇聚的背景下，沿挤压方向产生的张性构造(Seeber and Pêcher，1998; Kapp and Guynn， 2004;Zhang and Guo， 2007; Yin and Taylor， 2011)。而另一种观点则认为，该构造是东西向主动伸展作用的结果，代表了高原的垮塌(Molnar and Tapponnier， 1978; Coleman and Hodges， 1995; Searle，1995)。第三种观点认为，该伸展作用是南北向汇聚背景下，青藏高原物质侧向流动挤出的结果(Armijo et al., 1989; Royden et al., 1997)。显然，该构造发育的时代及与藏南拆离系的时间关系是探讨其机制的重要材料。就形成时代而言，亚东-谷露裂谷的形成可能从中新世初期就已开始，甚至更早(Xu et al., 2013)，并一直持续到中新世晚期的7~8Ma，其北部代表性的岩体就是著名的念青唐古拉岩基(Pan and Kidd， 1993; Kapp et al., 2005)，该岩基中的部分岩石与喜马拉雅淡色花岗岩极为类似，甚至出现大量的石榴石花岗岩。在尼玛-定结裂谷的北延双湖地区，南北向正断层的时代以前被限定在13.5Ma之前(Blisniuk et al., 2001)，定结地区南北向向东西向伸展的转变发生在11~13Ma(Kali et al., 2010; Leloup et al., 2010)，其间麻布迦穹窿中分布有10Ma的淡色花岗岩(Lee et al., 2004; King et al., 2011)。同样，隆格尔裂谷也主要发育在中新世，并伴随有16Ma的隆格尔淡色花岗岩体的形成(Kapp et al., 2008; Styron et al., 2013; Sundell et al., 2013)，其南部的吉隆和聂拉木地区，其南北向断层作用的时代存在争议(王晓先等，2012; Xu et al., 2013)。在尼泊尔西北部，Thakkhola裂谷的形成时代被限定在至少14Ma(Coleman and Hodges， 1995)。更往西，普兰(纳木纳尼)南北向断层形成稍晚(~10Ma; Murphy et al., 2002)，但更西的曲松正断层可能在中新世初期就已开始形成(Langille et al., 2012; Lederer et al., 2013)。

从上述情况可以看出，尽管我们对南北向断层开始作用的时间理解有限(Hodges et al., 1992; Xu et al., 2013)，但它的主体活动时代晚于东西向展布的藏南拆离系，这也被亚东、定结等地南北向正断层明显切割东西向STDS的事实所证明(Zhang and Guo， 2007)。大约在15~11Ma以后，藏南拆离系已基本停止活动，而南北向断层活动开始占主导地位，并一直持续至今。由于在很多地区，目前已发现该正断层实际上是一种伸展性的拆离断层，这无疑表明青藏高原的应力体制发生了显著的变化，即青藏高原已进入到一个新的构造演化阶段。与其相对应的是，区内小于15Ma的淡色花岗岩主要分布在南北向断层附近，如亚东-谷露裂谷中的瓦姐拉和然巴岩体、定结裂谷中的麻布迦和定结岩体及隆格尔裂谷中的纳木纳尼岩体等。由于它们明显与南北向断层有关，我们将其归之为后喜马拉雅阶段(post-Himalayan)。但值得指出的是，尽管目前有研究揭示南北向断层可能与壳内拆离有关，但断裂带内部分的钾质-超钾质岩石明显指示，该断裂已切割地幔。最典型的例子是亚东-谷露裂谷羊八井附近的白榴石响岩(11Ma; 颜晗等，2013)，因为这种强碱性的岩石不可能来自地壳。 5.3 青藏高原与淡色花岗岩相关的岩浆活动

为回答这些淡色花岗岩形成的背景与机制，我们需要了解整个青藏地区同期(始新世以来)岩浆活动的情况。在喜马拉雅地区，岩浆活动实际上并不仅限于淡色花岗岩。很多地点还发育有其它类型的岩浆活动，并伴生与Sb、Pb、Zn有关的低温成矿作用(13~24Ma为主，郑有业等，2014)。但遗憾的是，对这些岩石目前还缺乏足够的年代学制约，只有江孜地区的沙拉岗辉长-闪长岩，目前给出23.6±0.8Ma的中新世年龄(张刚阳等，2011)。根据我们的调查，在雅鲁藏布缝合带两侧，存在多种形式的新生代岩浆作用，包括花岗斑岩、闪长玢岩、辉绿岩、煌斑岩、流纹岩和凝灰岩等，其主体活动时代在25~12Ma之间。如位于萨嘎北部与金矿化有关的马攸木岩体为含角闪石的I-型花岗岩，其锆石年龄为18.4±1.3Ma(胡朋等，2006)。在拉孜以东的柳曲砾岩中，其煌斑岩的时代为12Ma左右(Williams et al., 2001; Aitchison et al., 2009; Chan et al., 2009; Hébert et al., 2014)。该时代也与江孜南尼和萨迦苦堆一带顺层侵入于特提斯喜马拉雅中的花岗斑岩时代一致(King et al., 2007)，且这些花岗斑岩高CaO和Sr，而不具Eu的富异常，暗示来源于深部镁铁质地壳的部分熔融。但值得注意的是，在江孜以东的朗山一带，发育OIB型的镁铁质岩浆活动，其时代为44Ma(纪伟强，未发表资料)。与该时代相应的是浪卡子县北部发育的哈翁金矿花岗岩(44Ma)。这两个岩体的时代与打拉岩体相同。特别是朗山OIB型镁铁质岩体的发现，充分说明当时该区发生过明显的岩石圈减薄及软流圈上涌，即原喜马拉雅岩浆活动与深部过程有关。而在新喜马拉雅阶段，区内岩石圈地幔来源的煌斑岩和深部地壳来源的花岗斑岩的侵位，也说明该阶段存在深部热异常。

在喜马拉雅以北的拉萨、羌塘和松潘-甘孜地块区，新生代岩浆活动较为发育。其特色的是冈底斯南缘的中新世花岗岩及分布全区的钾质火山岩(邓万明，1998; Chung et al., 2003; Hou et al., 2004)。冈底斯南缘的中新世花岗岩主要形成于12~22Ma，是近几年发现的一系列大型-超大型Cu-Mo矿床的寄主岩石(Hou et al., 2009)。就大范围的钾质火山岩而言，近几年取得多方面进展。首先在岩石类型上，突破了以前单纯钾质火山岩的认识，发现了一系列新生代期间形成的花岗岩和钙碱性火山岩等(Wang et al., 2005)。在时代上，这些岩石的形成明显可划分为若干不同的阶段(Chung et al., 1998; Wang et al., 2010)。其中拉萨地块上的钾质和超钾质岩石的形成时代分别为10~22Ma和8~24Ma(Zhao et al., 2009)，羌塘地块的新生代岩浆活动时间跨度大(2~52Ma)、岩石类型广，并可划分为早期(34~47Ma)、中期(~28~30Ma)和晚期(<5Ma)三个阶段。其中早期岩石以加厚地壳来源的英安岩为主，中期以鱼鳞山和巴毛穷宗碱性火山岩为代表，而晚期又出现高硅的流纹岩，并伴有同期花岗岩的侵入。与拉萨地块不同的是，羌塘地块在23~6Ma的中新世期间基本缺乏岩浆活动。更北部的松潘-甘孜和昆仑地体大约从20Ma开始发育新生代岩浆活动，并一直持续到近代。在青藏高原的周边地区，新生代岩浆活动也极为发育。如在三江地区，始新世-渐新世(42~24Ma)发育花岗斑岩，而中新世以来(16~0Ma)还发育碱性玄武岩(Wang et al., 2001)。本文作者就这一问题已进行过深入讨论(吴福元等，2008)，不再详述。只是指出，甘肃礼县地区钠质OIB型岩浆岩的发现(赖绍聪等，2014)，充分说明当时的岩石圈减薄过程的存在。从这些年代学资料可以看出，在喜马拉雅淡色花岗岩浆活动期间，整个青藏高原都发育同时代的岩浆，只是岩石类型有所差别，这无疑反映这些岩石的形成与淡色花岗岩浆活动存在某种联系。

但是，我们还是有必要提及川西地区出现的两套特色的新生代岩浆岩。在该区的冕宁-德昌一带，发育有牦牛坪、木落寨、里庄和大陆槽四个与稀土矿床的碱性正长岩-碳酸岩，也是我国仅次于白云鄂博的重要稀土资源基地。前三者形成时代在30Ma左右，而后者在13Ma左右。在全球范围内，碱性正长岩-碳酸岩主要发育在克拉通内部，与稳定的构造背景有关。但该地区此套岩石的发育，究竟与何背景有关是目前需要深入研究的重要课题(Hou et al., 2006)。另一套是发育在上述地区以北的贡嘎山-折多山花岗岩。该岩体目前的研究不很充分，但可以肯定是黑云母-白云母的花岗闪长岩-二长花岗岩系列，并可能含堇青石。以前认为，该岩体主要形成于13~18Ma(Roger et al., 1995; 刘树文等，2006)，但新的研究发现(Li and Zhang， 2013)，该岩体演化历史可能会被提前到37Ma。由于该岩体沿右行走滑的鲜水河断裂分布，它的研究对理解高原演化极为重要。

从上述简单介绍我们可以看出，在喜马拉雅淡色花岗岩活动期间，青藏高原其它地区也同时发育多种类型的岩浆活动，并可划分为始新世和中新世两个阶段，与喜马拉雅淡色花岗岩的形成阶段相对应。始新世岩浆活动主要发育在雅鲁藏布缝合带和羌塘地区。前者以江孜的朗山辉长岩为代表，具OIB性质，反映来自亏损地幔的部分熔融。根据岩石的稀土元素特征判断，岩浆应来源于尖晶石相，反映当时该地区薄的岩石圈厚度，推测可能与印度与亚洲碰撞后板片的断离有关(Kohn and Parkinson， 2002)。而羌塘地区主要为富硅的酸性岩，来自地壳的部分熔融。中新世岩浆岩遍布全区，类型多样。其中雅鲁藏布缝合带沿线的煌斑岩与拉萨-羌塘地块的钾质-超钾质火山岩基本雷同，来自于岩石圈地幔的部分熔融。而如此大规模的幔源岩浆活动，暗示全区规模的深部热异常，推测与另一次岩石圈减薄有关。 5.4 淡色花岗岩形成与青藏高原中-下地壳流动

早期的研究提出，喜马拉雅淡色花岗岩是由于MCT的逆冲剪切生热导致周围岩石发生部分熔融而形成的( Le Fort，1981; Harrison et al., 1997，1998)，但理论计算已经证明，简单的构造剪切作用不可能产生大规模岩浆作用(石耀霖和王其允，1997)，因而目前对这一观点存有争议(Nabelek and Liu， 2004)。因此现在比较多地认为，高喜马拉雅结晶岩系折返减压导致的部分熔融是形成这些花岗岩的主要机制(Burchfiel et al., 1992; Harris and Massey， 1994; Inger，1994)。目前提出的高喜马拉雅折返模型以挤出(wedge extrusion)和地壳通道流(Crustal channel flow)为代表。挤出模型早在30年前就已提出(Burchfiel and Royden， 1985; Chemenda et al., 2000)，意指俯冲的印度大陆由于密度较轻不能继续俯冲而被折返至浅部环境。

通道流(Royden et al., 1997; Beaumont et al., 2001)，是目前高原研究中一个非常“时尚”的科学术语(Harris，2007; Searle，2013)。该模型认为，当印度-亚洲汇聚使岩石圈显著加厚后，青藏高原下部的中下地壳由于升温而发生部分熔融，并使其强度，特别是粘性发生显著降低，进而在高原的压力下向四周发生横向流动。在藏南，由于南侧喜马拉雅地区降水而产生大量剥蚀，而剥蚀物质的移离将使深部高喜马拉雅岩石减压而不断被折返至地表。很显然，高喜马拉雅向南的流动将同时产生下部逆冲挤压性质的MCT和上部伸展下滑的STDS，通道流的根部位于亚洲的腹地之下，且流动地壳中的部分熔融体就是本文讨论的淡色花岗岩，这也是目前讨论通道流模型时，淡色花岗岩多为主要研究对象的重要原因(Godin et al., 2006)。

该模型提出以后，支持者甚众，反对者也大有人在。我们不拟对支持或否定的各个方面予以介绍，也不讨论这种流动到底是发生在中地壳还是下地壳(Harris，2007; Searle，2013)，只是指出以下几点：第一，通道流模型提出的依据主要来自地球物理和理论模拟两个方面(Nelson et al., 1996; Beaumont et al., 2001; Wei et al., 2001; Li et al., 2003; Jamieson et al., 2004; Shapiro et al., 2004; Bai et al., 2010)。从地球物理的角度来说，地壳深部存在的低速高导层被认为是地壳可以流动的重要证据。但我们说，地壳中的低速高导层在全球各地区普遍存在，它究竟是富水还是含熔体，本来就存在极大争议(Wei et al., 2001; Li et al., 2003; Gaillard et al., 2004)。即使存在岩石的部分熔融，那为何在世界其它地区较少发育通道流，难道是我们未能鉴定出它们的存在？理论模拟要求藏南地区的地壳流动发生在20~30km的中地壳，但这并不代表它确实已经发生。第二，地球物理主要反映了现今深部岩石圈的结构与状态，如果它确实反映了中下地壳的流动，那为何喜马拉雅地区的MCT和STDS在~12Ma以后就基本停止了活动？这一情况也同样出现在青藏高原的东缘及其它地区。

关于淡色花岗岩与深部地壳流动的关系，我们不能不提及King et al.(2007)对萨迦穹窿以北苦堆附近侵入于特提斯沉积岩系中英安岩(应为浅成花岗斑岩)脉的工作。他们通过Sr-Nd同位素测定，提出这些岩石低初始Sr和高初始Nd是岩浆源区含有亚洲来源组分的缘故，进而提出亚洲地壳确实在13Ma已流动到印度大陆之下。这项工作的立意是开创性的，但对结论所基于的实际资料可以给出其它的解释，如打拉一带的淡色花岗岩就具有类似的同位素地球化学特点，但被解释为角闪质岩石的部分熔融(Zeng et al., 2011)。为进一步研究这一重要问题，我们提出如下的研究思路：如果亚洲下部的地壳正如某些学者所说的那样向喜马拉雅流动，那么来自于这些流动地壳的部分熔融将携带亚洲深部地壳的信息(图 17)。显然，当这些物质流动到较远的距离时，由于印度地壳可能的混入，致使所携带的亚洲信息可能将大多不被保存，但广泛区域内的研究有可能揭示它的存在。

图 17

Fig. 17

图 17 喜马拉雅淡色花岗岩与通道流模型示意图 Fig. 17 Cartoon showing the principle of identifying the Asian material from leucogranite

这项工作的难点是要准确建立亚洲与印度地壳的区分标志。由于雅鲁藏布江以北的亚洲地块是大约在中生代初期从印度大陆裂解而来，由此导致我们不可能通过对中生代以前地质体特征的研究来建立区分标志。但中生代以来，由于雅鲁藏布江新特提斯洋向北的俯冲，在拉萨地块南缘形成瞩目的冈底斯岩基及伴生的林子宗火山岩，即亚洲南缘的深部地壳具有特征的U-Pb年龄谱和反映年轻地壳性质的Sr-Nd-Hf同位素组成(Ji et al., 2009)，这一标志已经成为目前制约印度-亚洲碰撞时间和追索亚洲大陆物质何时被剥蚀搬运至孟加拉湾的重要依据(Wu et al., 2007，2014; Najman et al., 2008)。根据这一研究思路，我们首先选择离雅鲁藏布江缝合线最近的然巴穹窿进行了工作，主要是采集花岗岩样品，观察其是否携带有亚洲特征的锆石，花岗岩本身在同位素组成上是否有亚洲物质的贡献。我们的工作未能证明在喜马拉雅之下存在有亚洲的地壳(Liu et al., 2014)。从目前已有的资料来看，研究区东部雅拉香波、打拉、确当和西部马拉山等岩体均鉴定出其存在侏罗-白垩纪锆石(Aoya et al., 2005; Zeng et al., 2011)，但都还不能证明其亚洲来源。因此，从地质-地球化学的角度来看，目前的研究还不能证明喜马拉雅-青藏高原之下存在地壳通道流。这一结论也与前人的质疑相一致(Harrison，2006)。至于该区的岩石圈地幔，由于它主要是由经历过熔体抽取后的岩石圈地幔所组成，其高的粘度不可能使其发生大规模的侧向流动，而软流圈的流动与我们绝大多数人接受的地幔对流已无明显区别了。

从上述讨论可以看出，喜马拉雅地区淡色花岗岩的出现与该造山带的演化密切相关。新生代以来，印度板块的运动速度曾出现过两次幅度较大的变化(Lee and Lawver， 1995)。第一次变化发生在58~60Ma左右，可能对应印度与亚洲的碰撞(Wu et al., 2014)；而第二次变化发生在42~44Ma，与北喜马拉雅淡色花岗岩开始活动的时代一致。考虑该时期形成了以朗山为代表的OIB型岩浆，推测此时发生过新特提斯洋的板片断离，即大洋板块的断离使其后缘的大陆丧失牵引力而发生俯冲速率的降低。此阶段的岩浆作用主要集中在碰撞带附近，形成以打拉为代表的原喜马拉雅淡色花岗岩。随后印度大陆的高喜马拉雅物质持续俯冲到亚洲大陆之下，并使整个青藏高原发生岩石圈增厚。大约从26Ma开始，青藏高原全区范围内发生由岩石圈汇聚加厚而导致的拆沉事件，俯冲到青藏高原底部的高喜马拉雅发生大规模熔融，这些熔融体和高喜马拉雅一起被折返至浅部，并在折返过程中发生强烈的结晶分异作用，形成新喜马拉雅淡色花岗岩。进入13Ma以来，由于东西向伸展作用的发育，使得部分高喜马拉雅物质再一次发生熔融，形成后喜马拉雅淡色花岗岩。细心的读者不难发现，在我们的模型中，高喜马拉雅的折返并不是导致其熔融形成淡色花岗岩的重要原因。或者说，高喜马拉雅岩系的折返只是与淡色花岗岩熔体上升同时发生的一次地质事件而已。这一模型还可很好地解释南北淡色花岗岩带在地质产状上的显著差别。 6 淡色花岗岩研究的岩石学意义

淡色花岗岩是一种暗色矿物含量低的花岗岩类，我们在很多地区经常见及的细晶岩、伟晶岩等，在绝大多数情况下也属于淡色花岗岩范畴。但由于它们规模较小，一般并不将其列入淡色花岗岩讨论。就淡色花岗岩体而言，该岩石也并非喜马拉雅特有。在喜马拉雅以北的拉萨地块(冈底斯)、喀喇昆仑、羌塘及松潘-甘孜地块中就存在大量的淡色花岗岩，只是岩石类型上以二云母花岗岩为主，多不出现电气石和石榴石。在世界其它地区，淡色花岗岩也经常见及(郭素淑和李曙光，2007)。安徽蚌埠岩体就是典型的实例(杨德彬等，2006; 郭素淑和李曙光，2009)。在我国东北地区，这类暗色矿物含量低的岩石通常被称之为白岗岩(alaskite)。我们前期对该地区含石榴石和白云母的卧都河、东清和香水园子岩体进行的研究已经证明，它们经常与暗色矿物含量低的花岗岩伴生，是典型的I-型花岗岩浆经历高度结晶分异作用的产物(Jahn et al., 2001; Wu et al., 2004)。在我国华南地区，这类岩石更是广泛发育，甚至可能是世界上最大的淡色花岗岩省。这些岩石目前多被统称为黑云母或二云母花岗岩，它们演化的最晚期还经常伴随W、Sn、Nb、Ta等成矿作用。这些成矿岩石出现大量的白云母、石榴石，有时还出现较多的黄玉、萤石等，因而它们又被称之为黄玉花岗岩、Li-F花岗岩或稀有金属花岗岩等，其代表性的例子有江西雅山、大吉山、灵山、湖南香花岭、西华山、千里山、邓埠仙、广西栗木等岩体(Yin，1995; Zhu et al., 2001)，基本相当于喜马拉雅地区的电气石-石榴石花岗岩。

在前苏联地质学家工作过的地区，这类暗色矿物含量低的岩石有较好的研究，其中最为著名的是翁岗岩(ongonite，Štemprok，1991)。在欧洲的华力西(海西)造山带中，这类花岗岩也较为发育，尤以西班牙的伊比利亚、法国中央高原和德国黑森林地区为代表，如Beauvoir和Erzgebirge等岩体(Cuney et al., 1992; Raimbault et al., 1995; Williamson et al., 1996; Irber，1999; Monecke et al., 2011)。但由于这类岩石主要含有较多的白云母、石榴石等富铝矿物，且在化学组成上表现为含铝指数>1.1，因而它们大多又被称之为强过铝花岗岩(Strongly peraluminous granite)。请注意的是，I、S型花岗岩的成因分类在欧洲并不是被普遍应用，取而代之的是准铝质(Metaluminous)和过铝质花岗岩的划分，而这种强过铝的花岗岩经常与暗色矿物含量低的其它类型花岗岩伴生。

我们不拟介绍过多的实例，只是指出，淡色花岗岩在世界各地广泛发育。尽管发育的规模有时不大，但它普遍存在。这类岩石的共同特点是经常含有富铝的白云母和/或石榴石，以及富Li、F、B的黄玉、萤石和电气石等矿物，呈现出从黑云母-二云母花岗岩到电气石花岗岩、石榴石花岗岩的岩石系列。在地球化学上，主要表现为富Si、Al、K和Na，其中含石榴石花岗岩稀土元素含量低且具有四分组效应，并在微量元素上表现为non-CHARAC的特点，即相容性相近元素的比值偏离正常值范围。这方面最典型的例子是我国新疆阿勒泰和哈密的将军山与白石头泉岩体(Gu et al., 2011; Wang et al., 2014)。这些岩体准确地应称之为天河石花岗岩，含一定量的白云母、黄玉、石榴石和萤石等，其稀土已表现出轻稀土亏损、重稀土富集的反常特征。目前已经明确，这类岩石主要是在岩浆结晶作用晚期，岩浆与流体相互作用的产物，是岩浆高度分异演化的结果。正是由于强烈的结晶分异作用，使得对它们成因类型的确定存在困难。在我国华南地区，多数学者根据此类花岗岩含富铝矿物而将其归属于S型花岗岩，但实际上，与它们伴生的多为含角闪石的I型花岗岩。在花岗岩研究中，如果没有伴生的其它类型岩石，我们几乎不可能确定高分异花岗岩的成因类型(Chappell，1999)。例如，在太平洋东岸，俯冲成因的花岗岩极为发育，其主要岩石类型为含角闪石的I-型闪长岩-英云闪长岩-花岗闪长岩。但即使在这一地区，过铝的淡色花岗岩仍然广泛发育(如Idaho岩基，Gaschnig et al., 2011)，只不过其规模远小于前者。详细的岩石学研究已经证明，这些淡色花岗岩尽管含有一定的古老地壳组分，并出现特征的白云母、石榴石等富铝矿物，但它们仍然是I-型，S-型花岗岩在北美可能是缺失的(Miller，1985; White et al., 1986)。更典型的例子是南美的Cordillera Blanca岩基。该岩基的主体是二云母淡色花岗岩，并与含角闪石的石英闪长岩-英云闪长岩和花岗闪长岩伴生。岩基边部的岩枝和细晶岩脉由于与围岩的相互作用而经常出现电气石、红柱石、堇青石等富铝矿物，因而与通常的S-型花岗岩极为类似。但详细的对比研究发现，该岩基仍是I-型，且被认为是底侵镁铁质地壳部分熔融的代表(Atherton and Sanderson， 1987; Atherton and Petford， 1993)。因此，我们不能简单地认为，淡色花岗岩都是泥质岩来源的纯地壳花岗岩，它的成因类型的确定需要深入的岩石学工作。或者说，岩石的色率与其成因类型无关。如果仅根据它暗色矿物含量低，或者含有石榴石和或白云母，就推测它来源于泥质岩的部分熔融，那可能是危险的。即使该结论正确，那也只是“歪打正着”！

理论与实践的双重研究已经证明，花岗岩复杂的成分变化肯定与源区岩石类型和熔融的物理化学条件密切相关。但根据上面的讨论，我们也不难发现，结晶分异作用也是导致花岗岩成分发生变化不可忽视的重要因素。如果我们根据源岩特征将花岗岩划分为火成岩来源的I型和沉积岩来源的S型的话，我们同样可以根据结晶分异作用的程度将花岗岩划分为原生型(Primary)和分异型(Fractionated)，其中分异型还可进一步划分为弱分异型(Weak fractionated)和强分异型(Highly fractionated)。我们期待更多的研究成果来对这一分类方案作出正面或者负面的制约。

那这种分类方案隐含着什么样的地球动力学意义呢？一般说来，花岗岩浆的温度普遍低于镁铁质岩石，更由于其Si、Al含量较高，导致其粘度较大。因此，花岗岩是否能够发生结晶分异作用是花岗岩研究中长期争论的问题。如果花岗岩能够发生强烈的结晶分异作用，它必然要求岩浆的温度高或者挥发分含量高。目前的研究已经证明，初始的富挥发分的花岗岩浆极为少见，它的富集仍是结晶分异作用的结果。这样，高分异花岗岩隐含的最重要信息就是高的岩浆温度。在这一点上，前人提出的高温花岗岩(High temperature granite)或热花岗岩(Hot granite)(Chappell et al., 2004; Miller et al., 2003)非常可能就是高分异花岗岩，但这并不表明低温花岗岩(Low temperature granite)或冷花岗岩(Cold granite)就一定是未发生分异的原生型花岗岩，因为这种低温可能反映的是岩浆结晶温度，而并不是岩浆形成温度。从对比的角度来看，喜马拉雅淡色花岗岩与澳大利亚Lachlan褶皱带及欧洲海西带的同类岩石并无二致(图 18)，后两者被认为是高温过铝花岗岩或高温造山带的代表(Sylvester，1998)，只是喜马拉雅花岗岩经历了更高程度的分异结晶，堪称高分异花岗岩的端元岩石。

图 18

Fig. 18

图 18 喜马拉雅淡色花岗岩与其它地区对比 Fig. 18 Comparison of the Himalayan leucogranite with those from other areas

作为造山作用的产物，淡色花岗岩一直被认为是陆-陆碰撞的标志，代表了一种挤压的同碰撞地球动力学背景(Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986; Pitcher，1997; Barbarin，1999)。但从我们前面的介绍便可看出，问题远不是如此简单。反过来说，喜马拉雅淡色花岗岩尽管分布在碰撞造山带中，但它在很大程度上与伸展体制有关，反而与挤压作用关系并不密切。实际上，在世界很多造山带地区，淡色花岗岩多出现在造山作用的晚期伸展阶段，这也是后造山强过铝花岗岩(Post-orogenic strongly peraluminous granite)提出的原因(Finger et al., 1997; Sylvester，1998; Collins and Richards， 2008)。因为在板块俯冲和碰撞时期，岩浆的产生主要通过俯冲板片的脱水而实现，形成的是低温花岗岩；而后造山阶段多伴随岩石圈的拆沉与减薄，与此相伴随的软流圈上涌势必造成该区异常高的地温梯度，因而产生高温花岗岩。从这一角度来说，代表高度结晶分异作用的淡色花岗岩可能是我们判定造山带已进入后造山阶段的重要岩石学标志。 7 结语

以上我们对喜马拉雅地区淡色花岗岩的岩石学特征及其时代和成因进行了详细的讨论，但这一论述并没有包含东西构造结地区的工作，这些地区淡色花岗岩的形成时代更晚，对它们的研究无疑对我们更好地理解中部地区同类岩石的成因有重要借鉴意义。但我们也得承认，由于自然条件的限制，目前对这些地区的工作多是初步的，离总结出大家公认的规律尚存不小的距离。另一方面，这些地区恶劣的自然条件也不允许作者对它们的考察有过多的奢想。此外，即使是交通和自然状况较好的藏南地区，其淡色花岗岩在岩石组成、成因类型、形成时代等方面仍存在诸多需要亟待研究的基础性地质问题，这些问题的解决不仅是青藏高原研究的需要，也是花岗岩研究本身的需要。另一方面，我们需要在新的起点上重新审视淡色花岗岩形成的机制，特别是其形成与造山作用的关系，因为该地区是理解这种过程的最佳天然实验室。值得指出的是，喜马拉雅地区的淡色花岗岩尽管世界闻名，国内科学家也对其进行过大量的基础地质调查和研究，但比较深入的岩石学工作仍是外国人在境外完成的。欣喜的是，最近几年，我国学者在这一领域取得了系列创新成果。可以相信，随着1/25万区调工作的完成和资料的进一步总结，中国科学家定将在掌握大量第一手资料的基础上，在淡色花岗岩领域做出国际水平的成果，我们对此有充分的信心。