卓奥友峰藏南拆离系的活动历史：来自淡色花岗岩年代学的制约*

2022-10-17杨雷高成刘小驰王佳敏周梁杰刘志超吴福元

岩石学报 2022年9期

杨雷高成刘小驰王佳敏周梁杰刘志超吴福元

印度板块与欧亚板块的碰撞是新生代以来地球上发生的最重要的地质事件，它形成了地球上最高的山脉——喜马拉雅山脉。对该造山带的形成演化研究，不仅在大陆动力学领域具有极为重要的意义，对认识现代自然环境的形成和研究第四纪以来气候变化方面也有深刻的启迪(吴福元等, 2008; Cliftetal., 2009; 王成善等，2009; Spiceretal., 2021)。自喜马拉雅造山以来，该地区发育了全球最大规模的伸展拆离系统，即藏南拆离系(South Tibetan Detachment System, STDS)。虽然学术界对于藏南拆离系进行了大量的研究，但是关于其形成机制仍然存在争议，目前主要有以下四种观点：(1)重力垮塌模型(Burchfiel and Royden, 1985)，该模型认为在高地形的喜马拉雅的压覆作用下，将造成局部的低角度伸展作用；(2)构造楔模型(Burchfieletal., 1992; Grujicetal., 1996)，该模型强调了在印度板块向欧亚板块俯冲过程中，高喜马拉雅结晶岩系以一个楔形块体向南被挤出；(3)地壳流模型(Beaumontetal., 2004; Jamiesonetal., 2004)，它强调高喜马拉雅是在受到藏南强烈的剥蚀作用、巨厚高原的压力以及部分熔融熔体的浮力的综合影响下逐渐折返，在高喜马拉雅的上部形成了藏南拆离系；(4)双重逆冲(Webbetal., 2007, 2011; Heetal., 2015)，在这个模型中，藏南拆离系被认为是一个倒转的逆冲带，在南部可以和主中央逆冲断层(Main Central Thrust, MCT)合并在一起，其形成主要受控于南北向的挤压作用，因此，高喜马拉雅结晶岩系的折返与藏南拆离系向北的剪切作用密切相关。

存在以上争议的一个主要的原因是藏南拆离系东西绵延2000多千米，不同位置断层的活动时间及与其他构造的相互关系差别较大(Kellettetal., 2019)。要想解决这一争议，需要在造山带尺度上对藏南拆离系进行详细的地质年代学和热年代学工作，并与其他地质现象进行对比研究。

卓奥友峰地区发育有明显的拆离断层。本次研究以侵位于该区藏南拆离系下部的淡色花岗岩为研究对象，对其进行锆石和独居石U-(Th)-Pb年代学分析，讨论淡色花岗岩的侵位时代。同时，结合前人对该淡色花岗岩的锆石、磷灰石裂变径迹分析结果，讨论该区藏南拆离系的活动历史，从而为研究喜马拉雅造山带的伸展过程、隆升与冷却历史提供可靠依据。

1 地质背景及样品采集

1.1 区域地质背景

藏南拆离系是一个大型的北倾低角度正断层系，位于高喜马拉雅结晶岩系(Great Himalayan Crystalline, GHC)的顶部，沿喜马拉雅造山带近东西向延展达～2000km (Burchfieletal., 1992)。它将下盘的高喜马拉雅单元与上盘的特提斯喜马拉雅单元并置，并与MCT一起将高喜马拉雅限定为一个向南逆冲的楔形(Burchfieletal., 1992)。藏南拆离系通常表现为一系列近平行的断层或韧性剪切带，南北向跨度可达几千米。这些韧性剪切带具有复杂的运动方式，顶部向北和向南运动交替出现(Kellettetal., 2013)。因此，Yin (2006)认为藏南拆离系是一个最初为向南的逆冲断层，后来作为一个向北的剪切带而再次活动。高喜马拉雅淡色花岗岩通常沿 STDS 侵位，广泛分布于藏南拆离系的韧性剪切带内和高喜马拉雅顶部，很少切穿拆离断层(Carosietal., 2013; Liuetal., 2017)。这可能是因为剪切带热效应和流变效应共同作用的结果，即上覆较冷的和刚性的特提斯喜马拉雅形成了一个物理屏障，阻挡了熔体的迁移(Kellettetal., 2019)。

卓奥友峰地区位于喜马拉雅造山带中部，珠穆朗玛峰以西20km处(图1a)。该区藏南拆离系表现为两个近东西向的低角度正断层系统。上部是一套脆性断层，产于卓奥友峰顶部奥陶系灰岩与其下的肉切村群(发生变质的钙质硅酸岩)之间，即珠穆朗玛拆离断层(Qomolangma Detachment, QD)，可一直向东延伸至格重康峰和珠穆朗玛峰顶部(图2、图3)。

图1 喜马拉雅造山带中部地质简图展示藏南拆离系不同地点的活动时间(a, 据Liu et al. 2017修改；数据来源见电子版附表1)以及喜马拉雅南北向剖面图(b，据Kellet et al., 2019修改)

肉切村群是一套绿片岩相到低角闪岩相变质的岩石，在变质级别上与高喜马拉雅结晶岩系的高角闪岩相到麻粒岩相有所区分。在肉切村群与高喜马拉雅结晶岩系之间是一套韧性剪切带，即洛子峰拆离断层(Lhotse Detachment, LD；图2、图3)。在这两个断层之间，接近1500m厚的肉切村群中很少有淡色花岗岩的发育。淡色花岗岩主要侵位于洛子峰断层的下部，以岩席和岩脉的形式发育(Searleetal., 1999)。岩石类型主要为电气石淡色花岗岩，其中偶尔含有夕线石、红柱石和堇青石(Searleetal., 1999)。该区还未有淡色花岗岩结晶年龄的报道。高成等(2014)对该区域淡色花岗岩和周围变质岩中的磷灰石和锆石进行了裂变径迹分析，年龄集中于17.1～11.2Ma (表1)。

图2 卓奥友峰地区地质简图(据高成等，2014修改)

图3 卓奥友峰地区淡色花岗岩的野外照片(据高成等，2014修改)

1.2 样品描述

本次研究所采集的淡色花岗岩位于卓奥友峰洛子峰拆离断层下盘，其顺层侵位于高喜马拉雅结晶岩系中。其中NO01样品采集于海拔5793m，是一套中细粒黑云母花岗岩，主要矿物组成包括石英(～25%)、钾长石(39%)、斜长石(～32%)、黑云母(～3%)和少量白云母(～1%)；NO04样品采集于海拔6022m，是一套中细粒二云母花岗岩，主要矿物组成包括石英(～20%)、钾长石(40%)、斜长石(～35%)、黑云母(～3%)和白云母(～3%)。斜长石发生绢云母化(图4)。两套淡色花岗岩均可见到脆性破裂对变形(图4)。本文矿物缩写遵循Whitney and Evans (2010)。高成等(2014)曾对本次研究中的2件样品进行了锆石和磷灰石裂变径迹分析(表1，样品NO01和NO04分别对应于样品ZAY06和ZAY07)。

图4 卓奥友峰淡色花岗岩显微镜下图像

表1 卓奥友峰及希夏邦马地区热年代学结果

2 测试方法

锆石和独居石的分选在廊坊市诚信地质服务有限公司完成，采用常规粉碎法、浮选和电磁选方法进行分选。本次研究在年代学分析之前分别对锆石和独居石进行阴极发光(Cathodoluminescence, CL)和扫描电镜背散射 (Back-Scattered Electron, BSE)图像观察，揭示锆石和独居石的内部结构。锆石和独居石的年代学分析方法主要为激光剥蚀等离子质谱(Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry, LA-ICPMS)分析。CL和BSE成像观察以及独居石U-(Th)-Pb 定年工作在中国科学院地质与地球物理研究所进行。独居石的 U-(Th)-Pb定年采用仪器为Analyte G2的193nm激光剥蚀器和Agilent 7500a四极杆电感耦合等离子质谱仪(Q-ICPMS)。独居石的具体分析流程参见Liuetal. (2012)。在分析过程中，每分析5次样品，对标准样品44069 (208Pb/232Th 年龄为 424.0±0.5Ma; Aleinikoffetal., 2006) 分析2次。通过外部标样44069对样品的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U (235U=238U/137.88) 和208Pb/232Th 进行校正。激光束斑直径为32μm，频率为6Hz，能量密度45J/cm2。获得分析数据后，通过软件GLITTER 4.0 (Griffinetal., 2008) 进行数据处理。以Jefferson作为监控标样，得到208Pb/232Th的加权平均年龄为360.7±2.3Ma，与其推荐年龄在误差范围内一致 (Petermanetal., 2006)。锆石的U-Pb定年工作在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，锆石定年分析仪器为四级杆质谱 Agilent7700 及与之配套的 193nm 准分子激光剥蚀系统 (GeoLasPro)。激光剥蚀斑束直径为 32μm，每个分析数据包括20～30s的空白信号和50s的样品信号，激光剥蚀深度为 20～ 40μm。锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标。数据处理采用ICPMSDataCal (Liuetal., 2008)程序。

3 实验结果

3.1 锆石年代学结果

本次研究对2个淡色花岗岩样品进行了锆石激光原位U-(Th)-Pb定年，数据结果列于表2。挑选的锆石颗粒集中于～100μm左右，具有明显的核边结构，其中锆石边普遍小于40μm。CL图像显示部分锆石边部具有典型的岩浆震荡环带，部分锆石边部出现显著的蜕晶化而呈现均匀的“黑边”，难以见到震荡环带。这为锆石边的激光原位定年带来了困难，因此NO01只获得了3个锆石边测试点的有效数据，NO04获得了8个锆石边测试点的有效数据。2个样品的锆石核分别给出了分散的继承年龄(NO01: 2212～443Ma；NO04: 2279～394Ma；图5b)。在样品NO01中，锆石的边部给出年龄从21.4 ±0.5Ma到16.4 ±0.5Ma，未获得最小化MSWD年龄。在样品NO04中，锆石边部给出年龄从18.4 ± 0.8Ma到15.7 ± 0.4Ma，最小化MSWD年龄为17.1±0.4Ma (2σ；n=4/8；MSWD=1.6；图5a)。

图5 卓奥友峰地区淡色花岗岩的锆石U-Pb定年结果

表2 卓奥友峰淡色花岗岩的锆石U-(Th)-Pb定年结果

3.2 独居石年代学结果

本次研究对NO01进行了独居石激光原位U-(Th)-Pb定年，数据结果列于表3。岩石样品中的独居石晶体大多呈他形，直径从50μm变化到100μm左右。由于缺乏全岩Th、U含量，本文未对230Th进行矫正。定年结果显示，14个独居石颗粒给出两组最小化MSWD年龄(图6a)，分别为19.3±0.4Ma (2σ；MSWD=0.15，n=5/16，图6b)和17.9±0.3Ma (2σ；MSWD=0.15, n=8/16，6b)。另有三个独居石颗粒分别给出年龄332±7Ma、25.8±0.6Ma和21.6±0.5Ma。独居石的成分分析列于表4。微量元素和稀土元素组成相对均一，轻重稀土分异较强((La/Yb)N=129～4669)，除了具有332±7Ma、25.8±0.6Ma年龄的两个独居石颗粒外，其他独居石具有明显的的负Eu异常(图7，δEu=0.04～0.11)。

表4 卓奥友峰淡色花岗岩中独居石的稀土元素含量(×10-6)

图6 卓奥友峰淡色花岗岩(样品NO01)的独居石U-(Th)-Pb定年结果

图7 卓奥友峰淡色花岗岩(样品NO01)的独居石稀土元素配分(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

表3 卓奥友峰淡色花岗岩中独居石U-(Th)-Pb定年结果

4 讨论

4.1 淡色花岗岩的形成时代

由于淡色花岗岩的年龄可以被用来约束高喜马拉雅的折返时代和演化阶段，因此有大量的研究聚焦于淡色花岗岩的形成时代(Denieletal., 1987; Copelandetal., 1990; Cottleetal., 2015)。根据目前已有的淡色花岗岩年龄数据统计，喜马拉雅地区淡色花岗岩主要形成于新生代，欧亚板块-印度板块碰撞(60～50Ma)之后，时代范围跨度从46Ma一直到7Ma (吴福元等，2015；Huangetal., 2017；曾令森和高利娥，2017；张泽明等，2018)。其中，南北两个带的淡色花岗岩在年代上略有不同，特提斯喜马拉雅的淡色花岗岩形成时代与整体喜马拉雅淡色花岗岩形成时代一致，从46Ma 到7Ma。而高喜马拉雅淡色花岗岩形成时代较为年轻，主要集中在25～10Ma。Hodges (2000)将喜马拉雅造山带演化划分为三个阶段:原喜马拉雅(Proto-Himalayan，白垩纪到古渐新世); 始喜马拉雅(Eo-Himalayan，中渐新世到晚始新世);和新喜马拉雅(Neo-Himalayan，早中新世至今)。原喜马拉雅阶段代表了印度板块-欧亚板块碰撞之前的阶段，此时没有相应的淡色花岗岩产生。始喜马拉雅阶段代表了印度板块-欧亚板块碰撞后的挤压直至南北向伸展作用发生之前，该阶段产生了少量的淡色花岗岩，主要出现在特提斯喜马拉雅。新喜马拉雅以藏南拆离系的发育为标志，代表了喜马拉雅的南北向伸展和喜马拉雅变质岩退变质作用阶段，期间也发生多期次挤压变形，如主中央逆冲断层 (MCT)、主边界逆冲断层(MBT)和主前缘逆冲断层(MFT)等。该阶段为喜马拉雅淡色花岗岩形成的主要时期。在 Hodges (2000)的划分基础上，吴福元等(2015)用始喜马拉雅(46～25Ma)、新喜马拉雅(25～14Ma)和后喜马拉雅(<14Ma)来对淡色花岗岩的形成时代进行划分。形成于始喜马拉雅阶段的淡色花岗岩包括特提斯喜马拉雅的打拉、雅拉香波、夏如岩体。新喜马拉雅阶段是广泛发育淡色花岗岩的阶段，出露地点包括高喜马拉雅的聂拉木、玛纳斯鲁、马卡鲁、定结、告乌、洛扎等地，特提斯喜马拉雅的错那洞、康巴、佩枯错、马拉山等地。后喜马拉雅的淡色花岗岩出露相对较少，主要沿着南北断层分布，包括高喜马拉雅的瓦姐拉，那木纳尼等地和特提斯喜马拉雅的然巴和麻布迦等地(Wuetal., 2020)。

在卓奥友峰地区，目前还没有淡色花岗岩的形成年龄报道。根据本文研究，NO01的独居石给出两组最小化MSWD结晶年龄，分别为19.3Ma和17.9Ma。本文认为最晚一期年龄可能代表了该淡色花岗岩的最终侵位年龄。在淡色花岗岩中，通常可以得到一系列较老的独居石年龄，它们可能代表了淡色花岗岩源区早期进变质的年龄、捕获的围岩变质年龄，或者淡色花岗岩长时间演化过程中的前晶年龄(Viskupicetal., 2005; Cottleetal., 2015; Yangetal., 2019)。在NO01样品中，332Ma明显老于淡色花岗岩结晶时代，可能代表了源区或捕获围岩的早期变质时间年龄。26Ma的独居石颗粒相对最晚一期结晶独居石具有较弱的负Eu异常，且与332Ma相似(图7)。其可能代表了淡色花岗岩源区早期进变质年龄或者捕获的围岩变质年龄。21Ma的独居石颗粒具有与淡色花岗岩结晶年龄相似的稀土配分，推测可能代表了淡色花岗岩演化过程中的前晶年龄。相对于NO01，NO04的锆石边年龄相对较为集中，最小化MSWD年龄17.1Ma可能代表了该淡色花岗岩最晚结晶年龄。因此，我们认为卓奥友峰地区的淡色花岗岩主要侵位于18～17Ma。这一年龄可以与临近区域的淡色花岗岩进行对比。在卓奥友峰以西的聂拉木地区，淡色花岗岩主要形成于22～14Ma之间(Yangetal., 2019)；希夏邦马淡色花岗岩的形成于20～17Ma之间(Searleetal., 1997)；在卓奥友峰以东的珠穆朗玛峰地区和马卡鲁地区的研究显示，淡色花岗岩的形成时代主要集中于两期，第一期为24～21Ma，第二期集中于16～15Ma (Streuleetal., 2010; Iwanoetal., 2021)；定结地区淡色花岗岩也形成于21Ma和15.8Ma两个阶段(于俊杰等，2011)。这些结果表明，喜马拉雅中部的淡色花岗岩形成时代主要集中于中新世。

4.2 卓奥友峰地区藏南拆离系的活动时间

热模拟结果显示，在造山作用停止时，地热梯度将迅速被重置，导致不同深度的样品同时降温到封闭温度下(Braun, 2016)。同时，在冰川不均一的侧向刨蚀作用和重力均衡作用的影响下，造山带中不同位置的样品折返的时间不同(Shusteretal., 2005)。这就造成在绝大多数喜马拉雅热年代学研究中，高程与热年代学年龄之间没有明显的相关性(Searleetal., 1997; Wangetal., 2010; 高成等, 2014)。因此，一般采用矿物对年龄温度法来计算不同时段地壳冷却的平均速率。高成等(2014)分析获得NO01和NO04样品的锆石裂变径迹(Zircon fission track, ZFT)年龄分别为15.2±1.0Ma (2σ)和17.1±1.3Ma (2σ)，磷灰石裂变径迹(Apatite fission track, AFT)年龄分别为13.5±2.5Ma (2σ)和13.4±2.0Ma (2σ)。前人的研究显示，锆石的裂变径迹部分退火带温度区间为190～320℃，磷灰石的部分退火带温度区间为70～200℃ (Laslettetal., 1987; Reiners and Brandon, 2006)。具体的封闭温度受到其成分和冷却速率等因素的影响(Reiners and Brandon, 2006)。独居石和锆石具有较为宽泛的U-(Th)-Pb封闭温度，所以本文用花岗岩的固相线温度～700℃来代表。由于本次研究淡色花岗岩主要侵位于高喜马拉雅结晶岩系中，而该区高喜马拉雅结晶岩系普遍发育高角闪岩相-麻粒岩相变质作用，且发生混合岩化作用(Searleetal., 1999)。因此我们认为淡色花岗岩结晶温度与围岩温度相当，淡色花岗岩固结后的冷却历史未受到围岩的显著影响。

基于不同矿物的封闭温度与时间关系(表1)，我们可以建立一个冷却曲线(图8)。Searleetal. (1997)考虑到淡色花岗岩可能代表了高喜马拉雅峰期变质作用的产物，认为阶段1可能为地壳加厚阶段(图8)，即温度逐渐增加的过程。然而，越来越多的研究指出，高喜马拉雅存在多期次淡色花岗岩岩浆事件，或淡色花岗岩岩浆存在较长演化时间(Yangetal., 2019)，阶段1可能指示了一个长期高温的状态。因此，关于卓奥友峰地区阶段1的热演化过程还需要更多的数据去约束。从17Ma到～13Ma，卓奥友峰藏南拆离系以下的淡色花岗岩经历了阶段2的快速冷却过程，平均冷却速率超过100℃/Myr。考虑到淡色花岗岩的固结温度不小于围岩温度，所以我们认为100℃/Myr代表了该阶段的最大冷却速度。

图8 卓奥友峰和希夏邦马地区基岩的年代学结果和封闭温度投影图

以上结果和卓奥友峰地区高喜马拉雅变质岩记录的热年代学结果基本吻合(高成等，2014)，表明在花岗岩侵位后，与藏南拆离系下盘围岩经历了一致的去顶过程。因此我们认为在卓奥友峰地区，藏南拆离系可能在17Ma年或之前就已经启动。从～13Ma到现在，淡色花岗岩经历了阶段3的冷却过程，其冷却速率发生明显降低，为～10℃/Myr。同时，卓奥友峰地区藏南拆离系下部岩石的锆石和磷灰石的裂变径迹年龄在误差范围内基本一致，年龄和海拔之间没有系统的变化(高成等，2014)。这表明这些岩石可能受到了构造后热重置的影响，即构造作用停止后，热梯度迅速释放使巨厚的岩石板片同时降温至磷灰石裂变径迹退火温度以下(Braun, 2016)。基于这两点证据，我们认为这一冷却曲线的转折点表明藏南拆离系在～13Ma左右时停止活动。这一结果与临近的定结地区、朗塘地区、希夏邦马地区、聂拉木地区的热年代学结果基本一致(图1a、图9；Searleetal., 1997; Leloupetal., 2010, 2015; Wangetal., 2010; 刘小兵等, 2012; Carrapaetal., 2016)。

图9 喜马拉雅造山带藏南拆离系活动时间总结

由于受到山脉表面剥蚀作用的影响，岩石的隆升和山脉表面的上升之间没有必然的联系(England and Molnar, 1990), 因此，很难通过以上讨论来推断此时山脉是否隆升。但若假设造山带中地热梯度为30℃/km(不考虑地表剥蚀作用造成的地热梯度增加，Reiners and Brandon, 2006), 则从17Ma到～13Ma，淡色花岗岩上覆有接近～19km的地壳被剥蚀掉，对应的平均剥蚀速率为～5mm/yr，很难想象在没有高海拔影响下卓奥友峰地区会有如此快速的剥蚀速度。因此，我们推测此时卓奥友峰喜马拉雅可能已经具有较高的地形。这和珠穆朗玛峰地区的古高程研究基本一致。Gébelinetal. (2013)通过氧同位素研究发现，珠穆朗玛峰地区在15Ma时已经具有5.1～5.4km的海拔高度。

4.3 藏南拆离系的形成演化机制

自喜马拉雅造山以来，除了发育藏南拆离系以外，还发生了一系列特征的地质现象，例如高喜马拉雅的变质深熔和淡色花岗岩的岩浆活动(Yin, 2006)。藏南拆离系和高喜马拉雅淡色花岗岩之间的耦合关系一直以来是探讨藏南拆离系形成演化机制的重要方面(Kellet, 2019)。关于这一论题，主要有三种观点。第一种观点认为淡色花岗岩的岩浆活动导致了藏南拆离系的发育(Searle, 2010)；另一种观点则强调藏南拆离系在伸展过程中的减压作用导致了淡色花岗岩的产生(Pognante and Benna 1993; Harris and Massey, 1994)；第三种观点则认为藏南拆离系的发展和淡色花岗岩的活动是相互独立的，藏南拆离系是造山带尺度上区域不稳定的响应，而淡色花岗岩岩仅是局部应变调节的表现(Weinberg, 2016)。为了探讨这一问题，我们首先对藏南拆离系的活动历史做一总结(图9、附表1)。关于藏南拆离系的活动时间，前人主要通过热年代学、淡色花岗岩与藏南拆离系的穿切关系以及岩石年代学方法来进行约束(Hodgesetal., 1992; Leloupetal., 2015; Kohn, 2016)。图9展示了前人在喜马拉雅造山带所约束的藏南拆离系的活动时间。除了在吉隆和麻布迦地区有报道藏南拆离系在始新世已经开始活动外(Lee and Whitehouse, 2007; 杨雄英等, 2009)，喜马拉雅地区的藏南拆离系活动时代主要为26～12Ma (Kelletetal., 2013, 2019; Weinberg, 2016; 王晓先等, 2016; Liuetal., 2017; 董汉文等, 2017; 李开玉等，2020)。平均活动周期为5～10Myr。值得注意的是，藏南拆离系的活动在造山带尺度上存在着穿时性，即从西至东活动时间越来越年轻(图9)。在喜马拉雅中西部藏南拆离系于20～15Ma时停止活动，而在喜马拉雅东部时藏南拆离系于15～10Ma时停止活动。

在章节4.1部分我们讨论到高喜马拉雅淡色花岗岩的活动时代主要集中在25～10Ma。这一年龄范围与藏南拆离系的活动时间基本一致。然而，若考虑变质深熔作用，则高喜马拉雅岩系可能经历了从～45Ma到15～7Ma的长时间深熔历史(Zhangetal., 2017; Khanaletal., 2021)。这一时间跨度远远大于藏南拆离系的活动时间且明显早于藏南拆离系的起始活动时间。根据变质作用研究，高喜马拉雅经历了早期(45～25Ma)的地壳加厚过程，随后达到峰期变质。在25～15Ma阶段，其经历了近等温降压过程。最终在15～7Ma阶段，岩石经历了近等压降温退变质过程(Zhangetal., 2017)。结合藏南拆离系的活动历史与高喜马拉雅变质作用研究，我们提出以下模型来解释藏南拆离系的形成和演化机制。在喜马拉雅造山带的进变质阶段(45～25Ma)，印度大陆与欧亚大陆的碰撞造成印度大陆的地壳加厚，地壳加厚过程中温度和压力增加，随后发生部分熔融。在25Ma峰期变质阶段，部分熔融程度增加，大量的淡色花岗岩岩浆产生，降低了地壳的黏度和强度，进而促进了藏南拆离系的产生。在藏南拆离系开始活动后，高喜马拉雅进入到快速降压折返阶段，同时，淡色花岗岩沿着藏南拆离系通道迁移就位。这个过程一致持续到15～10Ma左右直至藏南拆离系停止活动。