喜马拉雅淡色花岗岩成因与稀有金属成矿潜力

曹华文，李光明，张林奎，张向飞，喻 晓，陈 勇，林 彬，裴秋明，唐 利，邹 灏

(1. 中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081；2. 中国地质调查局应用地质研究中心，四川 成都 610036；3. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；4. 西南交通大学地球科学与环境工程学院，四川 成都 611756；5. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；6. 成都理工大学地球科学学院，四川 成都 610059)

0 引言

20世纪80年代初期，中国科学家从年代学(陈毓蔚和许荣华, 1981; 王俊文等, 1981; 张玉泉等, 1981a)、地球化学(王一先等, 1981; 王中刚等, 1981; 赵振华等, 1981)、矿物学(潘晶铭等, 1981; 谢应雯等, 1981)和实验岩石学(李统锦等, 1981)等方面对喜马拉雅淡色花岗岩进行了较为详细的研究，一致认为其起源于地壳物质的重熔(张玉泉等, 1981b)。近年来随着研究的不断深入，发现喜马拉雅新生代岩浆岩不只有淡色花岗岩(Zhang et al., 2004; Guo and Wilson, 2012)，还有偏中-基性的煌斑岩(Liu et al., 2021)、辉长岩(Ji et al., 2016)、闪长岩(Zhang et al., 2017)和埃达克质岩(Lin et al., 2021)等。这就导致越来越多的学者对“喜马拉雅花岗岩起源于纯地壳沉积岩系部分熔融”的模型(Hopkinson et al., 2017)提出了质疑(吴福元等, 2015; Ji et al., 2020a; Wu et al., 2020)。

在花岗岩与成矿方面，喜马拉雅除发育与新生代岩浆岩密切相关的锑金铅锌银矿产外(Cao et al., 2019)，Mitchell(1979)最早对喜马拉雅花岗岩的锡成矿潜力做了论述；随后Joshi (1988)调查了喜马拉雅地区尼泊尔境内的锡矿化地质特征。喜马拉雅地区有大量的淡色花岗岩和碳酸盐岩，Meinert et al.(2005)推测在喜马拉雅花岗岩与碳酸盐岩的接触带应该发育矽卡岩型矿床。不过，Romer and Kroner(2016)认为喜马拉雅花岗岩属于低温花岗岩，且缺少幔源物质的加入，其Sn-W成矿潜力差。近期，随着“关键金属”成矿理论及找矿勘查的深入开展，喜马拉雅地区的稀有金属矿产取得了重大的找矿突破(王汝成等, 2017; 吴福元等, 2021)，先后发现了错那洞大型锡钨铍多金属矿床(Cao et al., 2021; 李光明等, 2021)和珠穆朗玛峰地区的普士拉-琼嘉岗伟晶岩型锂矿床等(刘晨等, 2021; 秦克章等, 2021)。

淡色花岗岩的锆石中U含量较高，且富含继承锆石，而新生锆石较少，因此相比于其他岩浆岩，锆石U-Pb定年在准确厘定淡色花岗岩的成岩时代上有较大的限制(陈毓蔚和许荣华, 1981; 吴福元等, 2015)。近年来，得益于LA-ICP-MS定年技术的发展，独居石、磷灰石、磷钇矿、铌钽铁矿和锡石等矿物的原位U-Pb定年能够对淡色花岗岩成岩-成矿时代精确测定(Liu X C et al., 2016; Cottle et al., 2019; Xie et al., 2020)。因此，在喜马拉雅获得了一批高质量的年龄数据(如Liu et al., 2017; Cao et al., 2020)。喜马拉雅新生代淡色花岗岩的时空分布通常受区域构造的控制，其成岩时空格架不仅对岩浆起源和成矿过程可以起到重要的限定，在构造演化研究方面也能提供重要的依据(Jessup et al., 2019; Chen S et al., 2022)。

喜马拉雅淡色花岗岩的研究一直是地学界的热点领域，尤其在稀有金属成矿方面表现出巨大潜力。近年来，喜马拉雅淡色花岗岩研究的新发现、新观点和新进展不断涌现，有必要对其进行较为全面的梳理和论述，以期深化淡色花岗岩的成因认识，并指导下一步的稀有金属找矿勘查工作。此外，淡色花岗岩与其他中-酸性和中-基性岩之间有密切的成因联系，因此本文除重点关注新生代淡色花岗岩外，也兼顾了新生代其他岩浆岩(埃达克质岩、辉绿岩和辉长岩等)。本文统计了喜马拉雅新生代岩浆岩文献中的1675件样品的全岩主微量地球化学和Sr-Nd-Pb-Hf同位素、538件样品的锆石/独居石/磷钇矿等副矿物的原位U-Pb年龄、2022件样品的锆石Hf同位素等数据。基于以上数据的综合统计分析，本文主要从岩石类型、时空分布规律、地球化学特征和岩石成因等方面展开，最后论证喜马拉雅淡色花岗岩带的稀有金属成矿潜力。

1 区域地质背景

从北到南，青藏高原由松潘-甘孜，北羌塘、南羌塘、拉萨和喜马拉雅(印度板块)组成(Pan et al., 2012)。这些板块之间分别由金沙江、龙木错-双湖、班公湖-怒江和印度河-雅鲁藏布江缝合带分割(Yin, 2006)。其中，印度河-雅鲁藏布江缝合带代表印度和拉萨板块之间的中生代新特提斯大洋(Metcalfe, 2021)。喜马拉雅造山带北侧与拉萨板块之间由印度河-雅鲁藏布江缝合带分割，南侧与印度板块(克拉通)之间由主前峰逆冲断裂分割(图1)。喜马拉雅地体由北往南划分为四个主要构造单元：特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅、低喜马拉雅和次喜马拉雅；分别被藏南拆离系、主中央逆冲断层和主边界逆冲断层所分隔(Goscombe et al., 2018)。

特提斯喜马拉雅古生界—中生界为印度板块被动大陆边缘沉积环境，包含一套低级变质(低角闪岩相)的碎屑岩和碳酸盐岩(Cao et al., 2018)。高喜马拉雅代表喜马拉雅造山带的核部，由元古宇—下古生界沉积岩系和岩浆岩组成，普遍经历了麻粒岩相到榴辉岩相变质，形成一套包含片岩、副片麻岩、正片麻岩、斜长角闪岩、大理岩、钙硅酸盐岩、混合岩和麻粒岩的结晶杂岩系(Kohn, 2014)。高喜马拉雅杂岩系在新生代由中—下地壳折返到近地表(Webb et al., 2017)。低喜马拉雅主要由元古宇和少量古生界—中生界沉积岩系和岩浆岩组成，变质程度较低，为绿片岩相到角闪岩相(Martin, 2017)。

喜马拉雅的岩浆岩形成时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)、二叠纪(290～260Ma，田怡红等, 2021)、晚三叠世(230～220Ma，Huang et al., 2018)、晚侏罗世—早白垩世(150～120Ma，Chen S S et al., 2021)和新生代(45～5Ma，Burg and Bouilhol, 2019)等。其中，元古宙和早古生代岩浆岩普遍发生了中-高级变质作用，形成正片麻岩，主要出露于低喜马拉雅和高喜马拉雅变质岩中。晚古生代和中生代岩浆岩主要分布于特提斯喜马拉雅。二叠纪和三叠纪岩浆岩分别代表中特提斯洋和新特提斯洋的打开(Shellnutt, 2018; Lin et al., 2020b)。晚侏罗世—早白垩世的措美大火成岩省与Kerguelen地幔柱有关(Zhu et al., 2009)，代表印度板块与澳大利亚板块裂解开始向北漂移，新特提斯洋逐步缩小，在始新世早期闭合(Yang et al., 2015)。在新生代古新世晚期—始新世早期(55±5 Ma)，新特提斯洋壳完全俯冲到拉萨板块之下，标志着印度板块与拉萨板块发生陆-陆碰撞(Hu et al., 2016; Searle, 2019)，并随后发生了印度陆壳板片的持续向北俯冲于拉萨板块之下。新生代岩浆岩主要以陆-陆碰撞后的淡色花岗岩为主(Kumar and Pundir, 2021)，是本文的研究重点，下文将详细论述。

特提斯喜马拉雅片麻岩穹隆和新生代花岗岩：1. Zanskar (Gianbul-Gumburanjun); 2. Tso Morari； 3. Leo Pargil； 4. 札达； 5. Grula Mandhata-Xiao Gurla； 6. 仲巴马攸木； 7. Mustang-Dlou-Mugu； 8. 萨嘎曲康义； 9. 纽库； 10. 昌果； 11. 恰足翁(Kung Tang)； 12. 错布-马拉山-佩枯错； 13. 夏如； 14. 琐作-定日-扎日诗种； 15. 日玛那-定结-Ama Drime； 16. 拉轨岗日； 17. 麻迦-萨迦-苦堆； 18. 康巴； 19. 康马； 20. 然巴； 21. 浪卡子-哲古错-哈翁-措美； 22. 洛扎-拉隆； 23. 雅拉香波-达拉； 24. 隆子-列麦-日当-确当； 25. 错那洞； 26. 空布岗。 高喜马拉雅新生代花岗岩：27. Sutlej； 28. Garhwal-Gangotri； 29. Shivling； 30. Malari； 31. Bura Buri； 32. 道拉吉利-安纳普尔纳-Thakkhola； 33. 马纳斯鲁； 34. 吉隆-蓝塘； 35.希夏邦马； 36. 聂拉木； 37. 珠穆朗玛-洛子-绒布-普士拉； 38. 马卡鲁； 39. 干城章嘉-锡金； 40. 亚东-顶嘎-告乌； 41. Lingshi-Jomolhari； 42. Wagya La-冲巴； 43. Masang Kang-Paro； 44. 库拉岗日-洛扎-拉隆； 45. 拉康-库局； 46. 错那-亚马荣-勒布沟-达旺； 47. 西构造结-南迦帕尔巴特； 48. 东构造结-南迦巴瓦图1 喜马拉雅地质构造简图和淡色花岗岩分布(据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 淡色花岗岩岩石类型与分布特征

喜马拉雅新生代淡色花岗岩岩石类型主要包括二云母花岗岩、白云母花岗岩、石榴石白云母花岗岩和电气石白云母花岗岩等。主要矿物组成包括石英(25%～35%)、钾长石(25%～40%)、斜长石(25%～35%)、白云母(3%～8%)、黑云母(0～5%)、电气石(0～5%)和石榴石(0～5%)等，副矿物包括锆石、独居石、磷灰石、磷钇矿和钛铁矿等(Guo and Wilson, 2012)。其典型特征是暗色矿物(黑云母)含量偏低(一般<5%)，灰白色，中-细粒花岗结构，块状构造。喜马拉雅淡色花岗岩主要沿两条带分布(图1)：其一是在北侧特提斯喜马拉雅带中的片麻岩穹隆核部；其二是在高喜马拉雅上部，即藏南拆离系下部(Hodges, 2000)。

北喜马拉雅穹隆从西往东主要包括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)、马拉山-佩枯错(Gao et al., 2021)、夏如(谢磊等, 2021)、日玛那-定结-Ama Drime(Zhanget al., 2021)、拉轨岗日(He et al., 2021)、麻迦-萨迦-苦堆(King et al., 2011)、康巴(Lin et al., 2020a)、康马(Wang Y et al., 2022)、然巴(Chen S et al., 2022)、拉隆(付建刚等, 2021)、雅拉香波(Gao et al., 2021a)和错那洞(Gao et al., 2022)等十余个穹隆。各片麻岩穹隆的地质特征类似，分为下构造层(核)、中构造层(幔)和上构造层(边)三部分；分别被下拆离断层和上拆离断层分割。核部主要由正片麻岩和淡色花岗岩组成，幔部为强变形的古生代片岩、副片麻岩、大理岩以及少量新生代淡色花岗岩等，边部为中生代浅变质(火山)碎屑岩、碳酸盐岩和基性岩脉等(Jessup et al., 2019)。除康马穹隆核部尚未发现新生代淡色花岗岩外，其余穹隆核部和幔部均发育大量的淡色花岗岩。此外，特提斯喜马拉雅在穹隆外的部分区域也侵入少量的基性-中性-酸性岩浆岩，比如仲巴马攸木花岗闪长斑岩(Lin et al., 2021)、定日琐作淡色花岗岩(Fan Y et al., 2021)、江孜朗山辉长岩(Ji et al., 2016)、浪卡子哈翁花岗闪长斑岩(Ji et al., 2020b)和隆子恰噶斑状淡色花岗岩岩脉(Gao et al., 2021b)等。南北两带均以二云母花岗岩和白云母花岗岩为主，但中-基性岩脉和埃达克质二云母花岗岩主要在北带中发育。

高喜马拉雅的南北分别由主中央逆冲断裂和藏南拆离系断裂围限。高喜马拉雅下部和上部分别是一套倒转和正常的中-高压变质带。高喜马拉雅顶部(即特提斯喜马拉雅底部)的岩石组合为早古生代正片麻岩、大理岩和片岩，中新世淡色花岗岩侵入其中(Hopkinson et al., 2020)。研究较多的岩体包括：Garhwal-Gangotri(Sen et al., 2022)、Shivling(Searle et al., 1999)、Bura Buri(Carosi et al., 2013)、道拉吉利-安纳普尔纳-Thakkhola(Brubacher et al., 2021)、马纳斯鲁(Cottle et al., 2019)、吉隆-蓝塘(Gao et al., 2017)、希夏邦马(Searle et al., 1997)、聂拉木(Yang et al., 2019)、珠穆朗玛-洛子-绒布-普士拉-马卡鲁(Liu et al., 2020; Larson et al., 2022)、亚东-顶嘎-告乌(Gou et al., 2016)、Wagya La-冲巴(李开玉等, 2020)、Masang Kang-Paro(Hopkinson et al., 2017)、库拉岗日-洛扎(Huang et al., 2017)、拉康-库局(Zhang et al., 2020)、错那-亚马荣-勒布沟-达旺(Aikman et al., 2012b; Ji et al., 2022)等。此外，在高喜马拉雅混合岩中还发育大量的浅色体，比如加德满都飞来峰(Khanal et al., 2021)、锡金构造窗(Harris et al., 2004)、Garhwal(Prince et al., 2001)和聂拉木(Yang et al., 2019)等。喜马拉雅东-西构造结的南迦巴瓦和南迦帕尔巴特地区是喜马拉雅地区构造活动最强烈的地区(Butler, 2019)，发育大量的晚中新世—上新世—更新世淡色花岗岩和浅色体(Crowley et al., 2009; Zeng et al., 2012)。

3 花岗岩形成时代与构造背景

3.1 淡色花岗岩形成时代

锆石、独居石和磷钇矿等含U副矿物的原位U-Pb年龄揭示特提斯喜马拉雅中的新生代花岗岩分为四个阶段：始新世早期(49～40 Ma)，始新世晚期—渐新世早期(37～32 Ma)，渐新世晚期—中新世中期(29～15 Ma)以及中新世晚期(14～7 Ma)；高喜马拉雅中划分为两个阶段：渐新世晚期—中新世中期(27～9 Ma)和中新世晚期—更新世(6～0.7 Ma)。目前始新世岩浆岩仅在北侧的特提斯喜马拉雅出露，而晚中新世—更新世岩浆岩只在东构造结和西构造结中发育，因此，从特提斯喜马拉雅往南到高喜马拉雅，成岩时代大致有逐渐变新的趋势(图2)。

图2 喜马拉雅新生代岩浆岩副矿物(锆石/独居石/磷钇矿)U-Pb年龄柱状图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)岩浆岩只在特提斯喜马拉雅带发育，年龄峰值为44 Ma(曹华文等, 2020)。拉轨岗日穹隆(He et al., 2021)、然巴穹隆(Liu et al., 2014)和雅拉香波穹隆(Zeng et al., 2015)内发育始新世淡色花岗岩和二云母花岗岩。浪卡子县的绒波、隆子县的达拉、确当和列麦等地区的岩性以埃达克质二云母花岗岩为主，且含有暗色包体(Hou et al., 2012)；浪卡子县的哈翁(Ji et al., 2020b)、江孜县的朗山(Ji et al., 2016)和措美县的哲古错(边千韬和丁林, 2006)分别为中基性的花岗闪长岩、辉长岩和高镁闪长岩。

始新世晚期—渐新世早期(37～32 Ma)岩浆岩不发育，仅在特提斯喜马拉雅带的片麻岩穹隆中出露，峰值为35 Ma，包括昌果穹隆(Larson et al., 2010)、夏如穹隆(Liu Z C et al., 2016)、拉轨岗日穹隆(He et al., 2021)、雅拉香波穹隆(Zeng et al., 2009)、错那洞穹隆(张志等, 2020)，岩性以淡色花岗岩为主。

渐新世晚期—中新世晚期(29～7 Ma)是喜马拉雅淡色花岗岩形成的主要时期，包含461件年龄样品，占本次统计的年龄总样品数(538件)的85.7%。这时期的淡色花岗岩在特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅中均发育，以25～15 Ma为主，但是年龄峰值在18.5 Ma有一个明显的低谷，可能代表一次构造转折期。特提斯喜马拉雅的Leo Pargil穹隆(Lederer et al., 2013)、马拉山-佩枯错穹隆(Gou et al., 2019)、麻迦-萨迦-苦堆穹隆(Lee and Whitehouse, 2007)和错那洞穹隆(Chen X et al., 2021)等，高喜马拉雅的珠穆朗玛峰(Visonà and Lombardo, 2002)、马纳斯鲁(Cottle et al., 2019)、聂拉木(Leloup et al., 2015)、吉隆(Wang et al., 2013)、亚东(Liu et al., 2017)、不丹北部(Hopkinson et al., 2017)和错那-达旺地区(Aikman et al., 2012a)等皆发育大量25～15Ma的淡色花岗岩。该时期的淡色花岗岩部分受穹隆拆离断裂、藏南拆离系和南北向裂谷的影响而发生韧性变形(Zhang et al., 2020)，结合Ar-Ar、U-Th-He和裂变径迹年龄等，可以限定这些构造的活动时间，进而反演高喜马拉雅和穹隆的折返机制(Jessup et al., 2019; Kellett et al., 2019)。

中新世晚期—更新世(6～0.7 Ma)淡色花岗岩和浅色体主要在东-西构造结中发育(Crowley et al., 2009; 郝光明等, 2021)，这与晚新生代的快速隆升和剥蚀构造密切相关。

相比于早期的整颗副矿物的全颗粒溶解后U-Pb同位素的测试分析方法(Schärer et al., 1986)，原位激光剥蚀和离子探针测试有效地避免了继承矿物、包裹体和裂隙等对矿物U-Pb体系的影响，极大地提高了空间分辨率(Harrison et al., 1995)。尽管喜马拉雅淡色花岗岩的成岩时代研究取得了飞速发展，但是还有一个突出的问题存在：U-Pb年龄数据比较分散(Gou et al., 2016)。大部分学者认为锆石U-Pb年龄数据分散是高U含量脱晶化导致的，但是独居石和磷钇矿也同样具有分散的年龄(Cottle et al., 2019)。这就表明高离散的年龄结果不是测试分析造成的，而与淡色花岗岩自身的成因密切相关。并且通常在一个小的地区或者穹隆内发育多期的岩浆活动，例如，拉轨岗日穹隆内发育始新世中期(42～40 Ma)、始新世晚期(36 Ma)、渐新世(26 Ma)和中新世(16～13 Ma)四期淡色花岗岩(He et al., 2021)。

因此，Zhang et al.(2018)认为喜马拉雅淡色花岗岩经历了长期的或者多期次的部分熔融和岩浆结晶过程。高喜马拉雅杂岩的变质年龄也有这个特征：离散、连续和较大的变化范围(Zhang et al., 2017; Ding et al., 2021)。不过，Harris et al.(2000)从矿物中元素扩散和模拟的研究认为喜马拉雅淡色花岗岩的熔体从与源区分离到结晶成岩，发生在极短的时间内(小于1万年)，这可能也是不平衡部分熔融的成因之一(Harris et al., 1995)。喜马拉雅淡色花岗岩副矿物U-Pb年龄数据分散的特点，也导致对其地质意义出现了许多不同的解释(Yang et al., 2009; Wang et al., 2013)。

3.2 区域构造演化过程

Hodges(2000)将喜马拉雅的构造演化过程划分为原喜马拉雅、始喜马拉雅和新喜马拉雅三个阶段。原喜马拉雅(白垩纪—始新世早期)代表印度和拉萨板块陆-陆碰撞前的构造演化；始喜马拉雅(始新世中期—渐新世晚期)代表陆-陆碰撞到南北向伸展之间的构造演化，以挤压背景为主；新喜马拉雅(中新世—现在)包括特提斯喜马拉雅南侧的藏南拆离系(南北向伸展)、北侧的大反转逆冲断层(南北向挤压)、主中央、主边界和主前锋逆冲断裂系(南北向挤压)、南北向裂谷(东西向伸展)、走滑断裂(走滑挤压)、高喜马拉雅和穹隆的折返(伸展构造)等。Wu et al.(2020)在此基础上，根据南北向裂谷的启动时间(约14 Ma)对最后一个阶段进行了细分，把喜马拉雅淡色花岗岩划分为三个阶段：始喜马拉雅(46～25 Ma)、新喜马拉雅(25～14 Ma)和后喜马拉雅阶段(14 Ma～至今)。

始新世早期(约45 Ma)和始新世晚期(约35Ma)的岩浆岩类型和产状具有较大的差异，其构造背景不一致，本文认为应该将其区分出来。因此，本文将喜马拉雅淡色花岗岩划分为5个阶段：始新世早期(49～40 Ma)、始新世晚期—渐新世早期(39～29 Ma)、渐新世晚期—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)(图2)。

(1)始新世早期(50～45 Ma)印度陆壳前缘向北俯冲于拉萨板块下发生高压-超高压蓝片岩相-榴辉岩相进变质(O'Brien, 2019; Ur Rehman, 2019; 张泽明等, 2019)，中-下地壳的高喜马拉雅杂岩发生中压-高压的巴罗型(Barrovian)角闪岩相-麻粒岩相-榴辉岩相进变质(Jessup et al., 2016)；但上地壳的特提斯喜马拉雅沿藏南逆冲推覆断裂(藏南拆离系的前身)向南发生逆冲(Zhang et al., 2020)，发生浅变质并形成喜马拉雅断褶带(Montomoli et al., 2017)，整个喜马拉雅地壳发生缩短加厚。此外，始新世中期(约45 Ma)新特提斯洋壳与印度陆壳之间发生断离，软流圈地幔上涌，在特提斯喜马拉雅爆发第一期岩浆活动；形成始新世—渐新世(49～40 Ma)中-基性岩脉(Ji et al., 2016)、埃达克质岩(本文中指代酸性的埃达克质二云母花岗岩)(Hou et al., 2012; Dai et al., 2020)和淡色花岗岩(Zeng et al., 2015; 曹华文等, 2020)等。

(3)晚渐新世(28～26 Ma)时期，俯冲于拉萨板块之下的印度陆壳板片发生断离或者回转(张泽明等, 2018a; Ji et al., 2020a)，高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅以拉张的伸展背景为主。高喜马拉雅北侧的藏南拆离系向北拆离，南侧的主中央逆冲断裂向南逆冲，夹于其中的高喜马拉雅发生折返，并在始新世进变质作用上叠加巴肯型(Buchan)中压-低压的角闪岩相-麻粒岩相退变质(Kellett et al., 2019； Ji et al., 2021)。伴随高喜马拉雅的折返和北喜马拉雅片麻岩穹隆的形成，特提斯喜马拉雅发生南北向伸展，在高喜马拉雅的顶部和穹隆中形成大规模的渐新世晚期—中新世中期(28～15 Ma)淡色花岗岩(Webb et al., 2017; Carosi et al., 2018)。

(4)中新世中—晚期(14 Ma)喜马拉雅发生东西向伸展，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)的淡色花岗岩的产状受南北向裂谷的控制和影响(Wu et al., 2020)，比如Gurla Mandhata穹隆边部的淡色花岗岩(Murphy et al., 2002)，受亚东-谷露裂谷影响的然巴穹隆淡色花岗岩(Chen S et al., 2022)和Wagye La淡色花岗岩(Warren et al., 2011)，受申扎-定结裂谷影响的Ama Drime淡色花岗岩(Leloup et al., 2010)和麻迦-萨迦-苦堆穹隆的英安岩-流纹岩-安粗岩-淡色花岗岩等(King et al., 2007; King et al., 2011)。不过与藏南拆离系类似，南北向裂谷构造的成因和启动时间还没有统一的认识(卞爽等, 2021; Wang S et al., 2022)。值得注意的是，在中新世中期(18～12 Ma)喜马拉雅还发育一套中-酸性和中-基性的花岗闪长斑岩和煌斑岩，以及富含暗色包体的淡色花岗岩；这些幔源岩浆岩的构造背景还有较大的争议，如板片断离、板片撕裂、地幔拆沉和岩石圈减薄等(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)的岩浆活动主要发育在喜马拉雅东-西构造结的南迦巴瓦和南迦帕尔巴特地区。这两个地区拥有极端起伏的地形、高侵蚀率、长期的深熔作用和活跃的新生代构造活动(Crowley et al., 2009)。东、西构造结是青藏高原隆升最快的区域，甚至到了第四纪，其折返剥蚀的速度加快(Yang et al., 2021)。

绝大多数研究者认为喜马拉雅淡色花岗岩的形成时间与主要区域性断裂一致(涂光炽等, 1981)。基于此观点，通过对淡色花岗岩成岩时代和成因的研究，可以间接限定藏南拆离系(Zhang et al., 2020)、南北向裂谷(Zhang et al., 2012)和片麻岩穹隆(Jessup et al., 2019)等构造的活动时间等。这就至少引入了两个不确定性因素：成岩时代能否精确测定，以及花岗岩变形与哪期构造活动相关。其结果就是导致研究者们对这些构造活动的时间一直争论不休。突出的典型案例是对珠穆朗玛峰地区藏南拆离系活动时间的研究。首先是关于淡色花岗岩成岩时代的争论(Copeland et al., 1988; Hodges et al., 1992; Hodges et al., 1998)，其次是关于藏南拆离系与变形和不变形淡色花岗岩之间构造关系的认识有分歧(Murphy and Harrison, 1999; Cottle et al., 2015)。尽管珠峰地区研究程度很高，地质学家对珠峰地区构造活动的研究依旧没有形成共识(Larson et al., 2022)。

4 淡色花岗岩地球化学特征

4.1 主量元素特征

中-基性岩脉和埃达克质岩的主量元素变化较大，但是淡色花岗岩的主量元素变化较小。与总地壳和上地壳平均值(Rudnick and Gao, 2014)相比，喜马拉雅淡色花岗岩具有明显的高Si、K、Na，低Ca、Fe、Mg、Ti、Mn，相似的Al和P元素含量。喜马拉雅淡色花岗岩w(P2O5)介于0.05%～0.25%之间，与地壳平均值接近，w(Al2O3)集中在14%～16%之间，与上地壳平均值(15.4%)接近。但是淡色花岗岩具有较高的w(SiO2)，主要集中在70%～76%之间，远高于总地壳和上地壳的平均值(60.6%和66.6%)。w(Na2O)和w(K2O)都集中在3%～4.6%，其中w(Na2O)略高于总地壳和上地壳平均值(3.07%和3.27%)，但是w(K2O)普遍高于总地壳和上地壳的平均值(1.81%和2.8%)。w(CaO)极低，集中在0.2%～1.8%之间(平均值仅为0.9%)，远远低于总地壳和上地壳的平均值(6.41%和3.59%)。

喜马拉雅淡色花岗岩w(TiO2)、w(MnO)、w(FeOT)和w(MgO)普遍低于总地壳平均值，分别集中在0.03%～0.3%、0.02%～0.08%、0.3%～2%和0.05%～0.9%之间，尤其是w(FeOT)和w(MgO)远低于总地壳平均值(6.71%和4.66%)。喜马拉雅淡色花岗岩具有高的A/CNK值(铝饱和指数=Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)分子摩尔数比值)，主要集中在1.05～1.35之间(图3)；与总地壳的A/CNK值相比(0.9)，喜马拉雅淡色花岗岩过铝质-强过铝质的特征来源于其极低的CaO含量。喜马拉雅淡色花岗岩具有比总地壳高的Na和K含量，导致其A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)分子摩尔数比值)值(1.1～1.7)低于总地壳平均值(2.3)，但是淡色花岗岩并不具有过碱性质特征。

a. SiO2-Na2O+K2O分类命名图(据Le Maitre, 2002修改)；b. A/CNK-A/NK分类命名图(据Maniar and Piccoli, 1989； Le Maitre, 2002修改)；c和d. Al-(K+Na+2Ca)-Fe+Mg+Ti分类命名图(据Debon and Le Fort, 1983修改); e. Sr/Y-Y分类命名图(据Defant and Drummond, 1990修改)；f. (La/Yb)N-YbN分类命名(据Drummond and Defant, 1990修改)。N代表球粒陨石标准化(据Sun and McDonough, 1989)图3 喜马拉雅新生代岩浆岩主量和微量元素关系图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

随着岩石酸性程度和分异程度的提高，从二云母花岗岩、白云母花岗岩到伟晶岩，稀土元素总量逐步降低(图4)。中-基性岩脉和埃达克质岩富集轻稀土元素(LREE)，高于总地壳平均值，亏损重稀土元素(HREE)，稀土元素总量(ΣREE)平均值为138×10-6，具弱或无Eu异常(δEu平均值为0.9)，轻稀土元素与重稀土元素比值(LREE/HREE)介于10～20之间，具有明显的右倾模式。伟晶岩稀土元素总量最低，其ΣREE平均值仅为21×10-6，具有明显的负Eu异常，δEu平均值为0.5；以及显著的四分组效应和“海鸥型”稀土分布模式(He et al., 2021)。浅色体的稀土元素含量变化较大，但总体具有较低的稀土元素总量(平均值84.5×10-6)，δEu介于0.2～2.6之间(平均值为1.1)，LREE/HREE平均值为7.8。淡色花岗岩通常具有较低的稀土元素总含量，主要介于20×10-6～160×10-6，平均值68.3×10-6，低于总地壳平均值(106.2×10-6)；LREE/HREE主要介于3～12之间，平均值为6.8；具有较为明显的负Eu异常，δEu主要介于0.1～0.8，平均值为0.5。

a.稀土元素球粒陨石标准化蛛网图；b. 微量元素原始地幔标准化蛛网图图4 喜马拉雅新生代岩浆岩稀土元素和微量元素标准化蛛网图(球粒陨石和原始地幔值分别引用自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

始新世和中新世埃达克质岩石的Sr/Y平均值分别为52.5和77.9，与埃达克岩的地球化学特征一致(Dai et al., 2020)，而淡色花岗岩和伟晶岩的Sr/Y平均值较低，分别为8.1和15.4(图3)。与总地壳平均值对比，喜马拉雅淡色花岗岩明显富集Rb、Cs、U、Ta、Pb、K，亏损Ba、Sr、Nd、Zr、Hf、Ti、Y、Ho等元素，导致其具有高的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)认为这些元素对的比值偏离总地壳平均值，呈现出非CHARAC(CHarge-And-RAdius-Controlled：受离子电价和半径控制的等价元素对的比值)的行为(Bau, 1996)，这些特征代表岩浆岩演化过程中的矿物分离结晶。喜马拉雅埃达克质岩、淡色花岗岩和伟晶岩的Rb/Sr值平均值分别为0.4、8.4、62.7，表明随着岩浆分异程度的提高，Rb/Sr值升高。与此同时，随着Rb/Sr值从接近总地壳平均值的0.2到伟晶岩的120，喜马拉雅新生代岩浆岩的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，正如前人研究结果，这些元素对之间通常发生协同变化(Ballouard et al., 2016; 刘志超等, 2020a)，那么它们的受控机制是类似的，都能指示岩浆岩的分异程度。

综上所述，如果以Rb/Sr值表示喜马拉雅淡色花岗岩的分异程度，那么随着分异程度的提高(Rb/Sr值增高)，Li、Be、W、Sn、U、Nb、Ta、Ga、Cs、Rb、K等元素升高，且高于总地壳平均值，而Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Th、Zr、Hf、Y、Ho、Ba等元素降低，且低于总地壳平均值(图4)。Pb和Zn元素变化不明显。在稀土元素方面，随着Rb/Sr值的升高，ΣREE、LREE、LREE/HREE和δEu明显降低。值得注意的是Rb和Sr分别与CaO呈现负相关和正相关协同变化趋势，即Rb/Sr与CaO呈现出负相关性，这可能表明随着岩浆分异，CaO也逐渐降低。

淡色花岗岩全岩Zr元素和稀土元素计算的饱和温度结果相类似，集中于660～750℃，平均值为697℃，不过，这明显低于锆石Ti温度计校正后得到的岩浆结晶温度(850℃，Gao et al., 2021a)。尽管喜马拉雅淡色花岗岩含有丰富的继承锆石，但是全岩Zr含量集中在20×10-6～90×10-6(平均值为53×10-6)，远远低于总地壳平均值(132×10-6)。这可能是熔体快速从源区分离导致的不平衡部分熔融，即，尽管有丰富的继承锆石，但是熔体中的Zr含量不饱和。那么全岩Zr元素饱和温度计给出的结果为初始岩浆温度的下限(Watson and Harrison, 1983)，即岩浆温度高于697℃。

4.3 同位素特征

喜马拉雅淡色花岗岩以具有极高的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr值为特征(Hamet and Alleègre, 1976； Allègre and Othman, 1980)，且变化范围较大，87Sr/86Sr值主要分布于0.71～0.89之间(平均值为0.76)(图5)。始新世、渐新世、中新世和上新世淡色花岗岩87Sr/86Sr(20Ma)平均值分别为0.723、0.793、0.753和0.888。始新世和中新世的中-基性岩和埃达克质岩87Sr/86Sr(20Ma)平均值分别为0.717和0.711。

图5 喜马拉雅新生代岩浆岩全岩Sr-Nd同位素图Fig.5 Sr-Nd isotopes of whole rocks of Cenozoic magmatic rocks in the Himalayas

淡色花岗岩Sm/Nd比值低，具有低的放射性成因143Nd，因此，143Nd/144Nd(20Ma)值总体较低，主要介于0.5118～0.5121之间，平均值为0.5119。始新世、渐新世、中新世和上新世淡色花岗岩εNd(20Ma)平均值分别为-12.1、-11.3、-13.9、-23.7，始新世和中新世的中-基性岩和埃达克质岩εNd(20Ma)平均值分别为-11.8、-7.5。始新世、渐新世、中新世和上新世淡色花岗岩全岩的Nd同位素二阶段模式年龄(TDM2)平均值分别为1.84 Ga、1.75 Ga、1.96 Ga和2.76 Ga。始新世和中新世的中-基性岩和埃达克质岩的Nd同位素TDM2分别为1.79 Ga和1.44 Ga。

全岩Sr-Nd同位素特征反映，随着成岩时代的变年轻，从始新世、渐新世、中新世到上新世，淡色花岗岩的87Sr/86Sr(20Ma)和εNd(20Ma)值有分别增高和降低的趋势，反映岩浆源区更古老地壳物质的比例在增加，尤其体现在上新世西构造结的淡色花岗岩中(Whittington et al., 2000)。而中-基性岩和埃达克质岩的同位素表明有两次(始新世早期和中新世中期)明显的幔源物质的加入(Zheng et al., 2016; Ji et al., 2020b)。

喜马拉雅淡色花岗岩的Pb同位素数据较少，有限的Pb同位素数据表明始新世和中新世的中-基性岩-埃达克质岩的放射性Pb较低，206Pb/204Pb(20Ma)和207Pb/204Pb(20Ma)、208Pb/204Pb(20Ma)平均值分别为18.78、15.70、39.20，而中新世淡色花岗岩的放射性Pb同位素含量较高206Pb/204Pb(20Ma)、207Pb/204Pb(20Ma)和208Pb/204Pb(20Ma)平均值分别为18.93、15.78和39.39。

喜马拉雅新生代岩浆岩全岩Hf同位素数据也较少，仅有的Hf同位素数据特征与Nd同位素的结果类似。始新世花岗闪长斑岩和二云母花岗岩的εHf(20Ma)平均值为-11.1，TDM2平均值为1.79 Ga，渐新世淡色花岗岩的εHf(20Ma)平均值为-5.3，TDM2平均值为1.41 Ga，中新世淡色花岗岩的εHf(20Ma)平均值为-10.9，TDM2平均值为1.79 Ga，中新世埃达克质花岗斑岩的εHf(20Ma)平均值为3.0，TDM2平均值为0.91 Ga。在全岩εHf(20Ma)和εNd(20Ma)图中，喜马拉雅淡色花岗岩数据偏离地球Hf-Nd同位素演化曲线，εHf(20Ma)值更高或者εNd(20Ma)更低，这表明源区发生了不平衡部分熔融及其导致的Hf和Nd同位素演化的解耦(Hammerli and Kemp, 2021)。

相较于全岩Hf同位素，喜马拉雅淡色花岗岩锆石原位Hf同位素数据较丰富(Hopkinson et al., 2017)，并含有大量继承锆石，导致这些继承锆石的年龄和Hf同位素能提供更多岩浆源区的信息(Gao et al., 2022)。始新世、渐新世、中新世淡色花岗岩锆石的εHf(20Ma)值平均值为-7.9、-9.4、-12.4，如果将中新世淡色花岗岩再细分，以18.5Ma为界，可以分为中新世早期和中新世中—晚期，其εHf(20Ma)值平均值分别为-10.8和-13.6。始新世和中新世的埃达克质岩的锆石εHf(20Ma)分别为-6.9和-4.8。始新世、渐新世、中新世淡色花岗岩锆石的TDM2值平均值为1.61 Ga、1.70 Ga、1.88 Ga，始新世和中新世的埃达克质岩锆石的TDM2分别为1.56 Ga和1.40 Ga。全岩Hf同位素数据较少，而锆石Hf同位素数据反映的特征与全岩Sr-Nd同位素的特征类似，即随着成岩时代变年轻，εHf(20Ma)值和TDM2值分别逐渐减少和增加；放射性176Hf同位素越来越少，即岩浆岩源区更古老地壳物质的比例逐步增加，尤其是中新世(缺失上新世锆石Hf同位素数据)。喜马拉雅造山带中的早古生代、新元古代和古元古代正片麻岩的锆石Hf同位素的TDM2平均值分别为1.72 Ga、1.89 Ga和2.84 Ga。喜马拉雅淡色花岗岩中含有丰富的早古生代和新元古代的继承锆石，并且新生代锆石与早古生代—新元古代锆石的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岩(及其风化的沉积岩)是新生代淡色花岗岩岩浆源区的主要物质组成。但是新生代锆石却与古元古代正片麻岩的锆石Hf同位素特征相差较大，古元古代岩浆岩(及其风化的沉积岩)可能不是新生代岩浆岩的主要源岩。但是，这个解释的基础没有考虑不平衡部分熔融对同位素的影响(Ayres and Harris, 1997; Harris and Ayres, 1998; Neogi et al., 2014)。

5 淡色花岗岩成因

5.1 部分熔融

Le Fort(1973)最早将淡色花岗岩的概念引入喜马拉雅新生代花岗岩的研究，早期中外科学家都将淡色花岗岩的形成与南侧的主中央-主边界逆冲挤压断裂的活动联系起来(张玉泉等, 1981b, Le Fort et al., 1987)。其成岩模型简述如下：随着主中央挤压逆冲断裂的活动，热的中-高级变质的高喜马拉雅杂岩向南逆冲叠置到冷的中-低级变质的低喜马拉雅之上(Windley, 1988)，低喜马拉雅岩石受热后发生脱水和脱二氧化碳作用释放出H2O和CO2。富挥发分的流体往上迁移，高喜马拉雅发生部分熔融，形成具低共熔点的熔体。淡色花岗岩呈网脉状向高喜马拉雅顶部的浅表构造带内汇聚，形成大规模的淡色花岗岩体(Le Fort, 1981; Le Fort et al., 1987)。加上成岩时代的不准确性，这可能是早期部分研究者认为喜马拉雅淡色花岗岩属于同碰撞型花岗岩的原因(Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986)。

然而，后来的地质调查发现部分淡色花岗岩发生了非共轴的向北伸展的韧性剪切变形(Burg et al., 1984; Burchfiel and Royden, 1985)，这与淡色花岗岩形成于逆冲挤压背景相反。Harris et al.(1993)等认为大部分的淡色花岗岩起源于高喜马拉雅杂岩系的不一致部分熔融(云母减压脱水熔融)(Zeitler and Chamberlain, 1991)，而不是水致部分熔融。因此，结合高喜马拉雅顶部藏南拆离系的发现(Burchfiel et al., 1992)，地质学家认为喜马拉雅淡色花岗岩的形成主要与伸展活动有关，是碰撞后强过铝质花岗岩的代表(Sylvester, 1998)。从这种观点出发，部分研究者就应用淡色花岗岩的年龄探讨区域性伸展活动的时间，比如认为藏南拆离系活动的时间为36～35Ma(Yang et al., 2009; Zeng et al., 2009; Lin et al., 2020a)。不过尚未解决的问题是伸展减压和部分熔融之间的成因关系(Harris and Massey, 1994)，到底是伸展减压促使部分熔融，还是部分熔融降低了岩石强度导致加厚地壳伸展，抑或是两者互为正反馈机制(Ding et al., 2021)。

以上这两种模型也可以归结于部分熔融与淡色花岗岩的形成是发生在进变质的挤压阶段，还是退变质的伸展阶段的争论(张泽明等, 2018b)。此外，不同的学者还对部分熔融方式、变质P-T-H2O条件、源区岩石类型、源区地质体/地层单元、浅色体与淡色花岗岩之间的关系、变质的热源、深部构造背景以及是否有幔源物质的加入等有较大的争议。

(1)除通常认为的低温阶段(650～700℃)白云母脱水部分熔融外(Harris et al., 1993; Dyck et al., 2020)，黑云母(King et al., 2011; Groppo et al., 2012)和角闪石(Hou et al., 2012; Zhang et al., 2022)等含水矿物在更高温度下(750～900℃)，也可以发生脱水部分熔融。当然，岩浆源区可能发生多种矿物同时或者依次发生部分熔融，Gou et al.(2016)就认为高喜马拉雅岩系在进变质阶段依次发生白云母和黑云母脱水熔融。(2)不仅可以发生脱水部分熔融，水致部分熔融也是一个不可忽视的过程(Weinberg and Hasalová, 2015; Meng et al., 2021)，当然这就牵涉到水致部分熔融过程中水的来源问题(Gao and Zeng, 2014)。(3)早期认为变泥质岩(片岩)是淡色花岗岩的主要源区岩石类型(Harris and Massey, 1994)，但是正片麻岩(Chen H et al., 2022)、斜长角闪岩(Zeng et al., 2015)和变杂砂岩(Ji et al., 2022)等都可能发生部分熔融。(4)元素地球化学和同位素地球化学均指示高喜马拉雅杂岩系最有可能是淡色花岗岩的部分熔融源区物质组成(Ji et al., 2022)。但是低喜马拉雅(Hopkinson et al., 2020)和特提斯喜马拉雅(Gao et al., 2021c)岩石的成分在淡色花岗岩中也有反映。源区是否有拉萨/亚洲板块物质的加入也存在疑问(King et al., 2007; Liu et al., 2014)。(5)喜马拉雅新生代中-基性岩的发现，表明新生代岩浆岩中有幔源物质的加入，这促使部分研究者认为喜马拉雅部分淡色花岗岩可能不是纯地壳重熔来源(Wu et al., 2020)，而是高分异的I型花岗岩(Ji et al., 2020a)。(6)Neogi et al.(1998)认为当熔体没有从部分熔融源区分离就结晶形成原位的浅色体，而当熔体迁移出源区就形成淡色花岗岩，这暗示浅色体和淡色花岗岩之间存在紧密的成因联系。但是，Harris and Massey(1994)指出高喜马拉雅混合岩化与淡色花岗岩形成机制不一样。现在较为统一的观点是混合岩化中的浅色体主要来自于稍浅部高喜马拉雅的水致部分熔融(Pognante, 1992; Prince et al., 2001; Yang et al., 2019)，而淡色花岗岩来自于更深部的脱水部分熔融(Barbey et al., 1996; Meng et al., 2021)。因此高喜马拉雅混合岩中的浅色体很可能不是淡色花岗岩的母体。高喜马拉雅混合岩的石榴石中保留了部分熔融过程中的熔体包裹体(纳米花岗岩/微粒熔体)(Carosi et al., 2015; Bartoli et al., 2019)，结合微粒熔体包裹体、浅色体和淡色花岗岩等多方面地质信息，综合探讨部分熔融与淡色花岗岩之间的成因联系，可能是未来花岗岩成因研究的一个重要方向。(7)部分熔融是一个消耗热的过程，地壳加厚(Wang et al., 2021)、放射性元素生热(Nábělek and Nábělek, 2014)、剪切应变生热(Ding et al., 2021)和地幔物质上涌(Bird, 1978)均可为花岗岩的形成提供热源(Nábělek and Liu, 2004)。(8)深部俯冲的印度岩石圈地幔板片的断离(Hou et al., 2012)、回撤/陡俯冲(Guo and Wilson, 2012)和板片撕裂(Wang R et al., 2022)等被认为是喜马拉雅淡色花岗岩形成的大地构造背景(Gao et al., 2021a)。

5.2 分离结晶

上述的淡色花岗岩的成因研究主要针对的是部分熔融阶段，较少关注岩浆岩的矿物分离结晶演化过程。Harris et al.(1993)认为花岗岩中长石等矿物的分离结晶证据不充分，将淡色花岗岩的高Rb和Rb/Sr值，低Sr和Ba值解释为岩浆源区脱水部分熔融过程的反映(Inger and Harris, 1993)。Gao et al.(2017)在此基础上，进一步认为这些元素特征的变化可以反映部分熔融阶段是水致部分熔还是脱水部分熔融。但是从本文统计的数据来看，中新世淡色花岗岩在Rb/Sr-Ba和其他元素对的关系图上没有出现明确的两类，与Gao et al.(2017)和曾令森和高利娥(2017)的认识不一致。

Scaillet et al.(1990)和Liu et al.(2014)认为同期侵入的二云母花岗岩、白云母花岗岩和伟晶岩之间，地球化学元素的变化可以用分离结晶的模式解释。Gao et al.(2021c)用分离结晶模式反演了始新世二云母花岗岩(堆晶体)和始新世淡色花岗岩(熔体)之间的分异演化过程。除了元素地球化学特征外，支持分离结晶高分异演化模型的证据还包括：(1)淡色花岗岩周围发育近同期的更偏基性端员的花岗闪长岩，以及更偏酸性端员的伟晶岩、细晶岩和钠长石花岗岩(Ji et al., 2020a)；(2)富稀有元素成分的矿物的富集，比如绿柱石、铌钽铁矿、烧绿石和锡石等(Wang et al., 2017)；(3)喜马拉雅淡色岩形成于高温环境，其结晶温度为850℃(Gao et al., 2021a)，大于高喜马拉雅的部分熔融温度，而高温熔体的黏度低，有利于矿物分离结晶；(4)Mg-Zn-B-Mo-Ba等同位素的分馏过程也更符合分离结晶演化模式(Wang et al., 2020; Fan J J et al., 2021; Huang et al., 2021)。

淡色花岗岩来自于低程度部分熔融还是高分异的分离结晶过程，这一争论很大程度上来源于对元素地球化学特征不同的解释，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组效应等(刘志超等, 2020b; Shuai et al., 2021)。这些元素地球化学特征是岩浆源区部分熔融阶段的反映(曾令森和高利娥, 2017)，还是岩浆熔体中的矿物分离结晶的结果(吴福元等, 2015)，目前没有统一的认识。比如，副矿物是微量(稀土)元素的重要载体，“部分熔融”的观点认为这些副矿物难溶解，导致变质熔体中微量元素含量低(Harris et al., 1995)；而“分离结晶”的观点认为这些副矿物在岩浆熔体迁移过程中发生分离，导致高分异岩浆熔体中微量元素持续降低(Wu et al., 2017)。此外，这些元素地球化学的特征还受流体出溶和岩浆-热液相互作用的影响(Ballouard et al., 2016)。因此岩石地球化学能够在多大的程度上反映成岩的早期过程(Shi et al., 2021)，尚不能完全确定。要解答以上争议，可能还需要实验岩石学、热力学模拟计算和野外地质证据等多维度信息的支撑。

目前大部分对淡色花岗岩地球化学研究的理论基础是花岗岩的元素特征能直接反映岩浆源区的特征，尤其体现在早期研究对Sr-Nd同位素的解释。但是，近期越来越多的研究表明，在地壳物质部分熔融形成淡色花岗岩的过程中，通常发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)，因此熔体的成分和地球化学含量不能简单等同于岩浆源区特征；并且熔体在与残留难熔体分离过程中还会夹带/混入/裹挟部分转熔相矿物，甚至难熔相矿物(比如大量的继承锆石)(Clemens and Stevens, 2012)，这就更进一步增加了熔体及岩体地球化学特征的复杂性和多解性。

6 稀有金属成矿潜力

早期研究发现，喜马拉雅地区主要发育一系列新生代的铅锌银锑金矿产，可以分为始新世造山型金矿床和中新世热液脉型铅锌银锑金矿床两类(Cao et al., 2019)。始新世造山型金矿床主要受东西走向的断裂和剪切带控制，重要的矿床有马攸木、邦布、念扎、故穷和折木朗等矿床，成矿时代为始新世早期(约44 Ma)。中新世热液脉型铅锌银锑金矿床的矿体大部分受南北走向的断裂控制，少部分受东西走向的断裂控制，典型矿床有扎西康、柯月、吉松、西午、拉琼、明赛、姐纳各普、查拉普和沙拉岗等，成矿时代集中在中新世早期(约20～14 Ma)。尽管中新世的铅锌银锑金矿床成因分歧较大，但是大部分学者都赞同中新世淡色花岗岩的侵入引起的岩浆热液活动是主要的成矿因素之一(Cao et al., 2020; Cao et al., 2021)。

中国大地构造图引用自张克信等，2015修改，中国地球化学图引用自谢学锦等，2017修改图6 中国大地构造单元划分及稀有元素地球化学图Fig.6 Division of tectonic units and geochemical map of rare elements in China

统计发现，随着喜马拉雅淡色花岗岩Rb/Sr值的升高(指示岩浆分异程度提高)，Li、Be、W、Sn、U、Nb、Ta、Ga、Cs、Rb、K等元素升高，且高于总地壳平均值。例如，喜马拉雅347件淡色花岗岩样品w(Li)的平均值是136.3×10-6，43件伟晶岩样品的平均值为2445.0×10-6，远大于总地壳平均值16×10-6。488件淡色花岗岩样品w(Be)的平均值是14.8×10-6，45件伟晶岩样品的平均值为84.8×10-6，也大于总地壳平均值1.9×10-6。561件淡色花岗岩样品w(Sn)的平均值是18.0×10-6，42件样品的伟晶岩平均值为29.4×10-6，同样大于总地壳平均值1.7×10-6。花岗岩中w(Sn)大于15×10-6，称为含锡花岗岩(Lehmann and Harmanto, 1990)，喜马拉雅淡色花岗岩和伟晶岩中有37%的样品(223件)的w(Sn)大于15×10-6，因此喜马拉雅淡色花岗岩明显具有较强的锡成矿潜力(Cao et al., 2020)。

7 结语

(1)喜马拉雅淡色花岗岩可以分为5个阶段：始新世早期(49～40 Ma)、始新世晚期—渐新世早期(39～29 Ma)、渐新世晚期—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期岩浆活动分别主要与新特提斯洋壳板片断离、印度陆壳板片的低角度平板俯冲、印度陆壳板片断离或者回撤、南北向板片撕裂(裂谷)和东西构造结的持续挤压隆升有关。从特提斯喜马拉雅淡色花岗岩带往南到高喜马拉雅淡色花岗岩带，成岩时代有逐渐变新的趋势。

(2)喜马拉雅淡色花岗岩主要起源于高喜马拉雅杂岩系的部分熔融，并经历了矿物分离结晶的高分异演化。主量元素具有明显的高Si、K、Na，低Ca、Fe、Mg、Ti、Mn，强过铝质特征。稀土元素总体较低，常具有负Eu异常。具有高的Rb/Sr和Y/Ho值，低的Th/U、Nb/Ta、Zr/Hf和K/Rb值。随着岩浆分异程度的提高，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。即随着成岩时代变年轻，Sr-Nd-Pb-Hf等同位素都指示岩浆源区更古老地壳物质的比例逐步增加。

(3)喜马拉雅淡色花岗岩/伟晶岩中Li、Be、W、Sn、Ta、Cs和Rb稀有元素平均值相对于总地壳平均值的富集系数大于10，伟晶岩中Li的富集系数高达152.8。因此，喜马拉雅淡色花岗岩/伟晶岩的稀有元素具有较大的成矿潜力。随着矿床成因研究和矿产勘查工作的进一步开展，喜马拉雅淡色花岗岩带有望成为一条新的世界级的稀有金属成矿带。

致谢：喜马拉雅地区是地球科学研究的热点，关于淡色花岗岩成因发表了大量的文献，并取得了许多重要的成果。由于篇幅限制，没有列出所有的参考文献；并且作者水平能力有限，文中遗漏和错误在所难免，敬请批评和指正。成都理工大学刘行和李阳在数据统计过程中作出了大量工作，三位匿名审稿人和编辑部提出了宝贵的修改意见，在此一并感谢。最后，祝贺成都地质调查中心成立六十周年！