西昆仑布伦阔勒岩群中泥质高压麻粒岩的岩石学、年代学及其地质意义*

2021-04-17曲军峰张立飞张进张波

岩石学报 2021年2期

曲军峰张立飞张进张波

1. 中国地质科学院地质研究所，北京 1000372. 北京大学地球与空间科学学院，造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘，北邻塔里木、南接喀喇昆仑、西延帕米尔、东被阿尔金断裂所截，位于几个重要构造区域的结合部位(图1)，是研究塔里木南缘早期演化、特提斯洋构造域演化以及青藏高原隆升和扩展的重要地区之一。该造山带向东被阿尔金断裂所截切，并与断裂东侧的东昆仑造山带相连，是青藏高原北部一条重要的造山带。20世纪90年代随着蛇绿岩的发现西昆仑地区逐渐受到关注(汪玉珍, 1983; 潘裕生, 1990; 潘裕生和王毅, 1994; 邓万明, 1995; Yangetal., 1996; 计文化等, 2001)，与大洋演化和造山作用相关的岩浆岩研究也取得重要成果(王志洪等, 1999, 2000; Wangetal., 2001, 2002; Yuanetal., 2002; 方爱民等, 2003; 肖序常等, 2003; Schwabetal., 2004; Jiangetal., 2008, 2013; Yinetal., 2020)。但造山带中相关变质岩的工作，尤其是高级变质岩研究还非常有限，限制了对西昆仑造山带构造演化的认知。

西昆仑造山带中的高级变质岩主要分布于造山带西段的布伦阔勒岩群之中，其主体为一套角闪岩相-麻粒岩相的岩石组合，主要由石榴石云母片岩、含石墨大理岩、斜长角闪片麻岩和少量石英岩组成，具有孔兹岩岩石组合特征。现有区域地质资料将其划分为早前寒武纪地层单元Pt1(河南省地质调查院, 2004(1)河南省地质调查院. 2004. 1:25万克克吐鲁克及塔什库尔干县幅地质图)，并作为西昆仑造山带的变质基底。然而近年来陆续有锆石年代学的工作显示布伦阔勒变质杂岩内有古生代的沉积记录以及早中生代的变质记录(张传林等, 2007; 曲军峰等, 2007; 杨文强等, 2011; 谢从瑞等, 2013)，这些工作说明布伦阔勒岩群至少有部分是古生代的岩石记录，且经历了中生代变质作用。本文聚焦分布于布伦阔勒岩群中的泥质高压麻粒岩，通过对其岩石学和年代学的工作，揭示其演化过程及成因，为西昆仑造山带的演化研究提供依据。

1 区域地质背景

西昆仑造山带在区域构造分区上自北向南大致可分为北昆仑地体、南昆仑地体和甜水海地体三部分(图2)。位于最北侧的北昆仑地体一般认为是塔里木克拉通的南缘，其组成以赫罗斯坦岩群和埃连卡特岩群为代表(图2)。其中赫罗斯坦群是已知的在西昆仑地区出露的最古老的变质杂岩，主要分布在阿卡孜一带，为一套条带状、强混合岩化的片麻岩类，可能是一套TTG岩石组合(张传林等, 2003a)，侵入其中的阿卡孜岩体的年龄为2.4Ga(张传林等, 2003a)；埃连卡特群为分布于铁克里克一带的变质沉积岩，碎屑岩研究显示其沉积时代不会晚于1.0Ga，并经历了约0.9Ga变质改造(张传林等, 2003b, 2007; 王超等, 2009; 康磊等, 2014; Yeetal., 2016)。北昆仑地体主要记录了塔里木南缘的历史，与塔里木克拉通早期的演化有关。

位于最南端的甜水海地体主要由一套碎屑沉积岩构成，夹有少量火山岩，时代根据少量化石证据有志留系、石炭系、二叠系、三叠系等多种划分方案。有学者认为其与松潘-甘孜大致可以对应，代表一套二叠-三叠纪的增生杂岩(Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2002a, b, 2003; Schwabetal., 2004; Robinson, 2009; Cowgill, 2010)，是古特提斯洋不断向塔里木一侧俯冲增生的产物；也有观点认为甜水海地体是羌塘地体的一部分，代表了羌塘地体晚古生代-早中生代的大陆边缘(姜春发等, 1992; 丁道桂等, 1996; Matteetal., 1996; Matternetal., 1996; 潘裕生和王毅, 1994; 潘裕生, 2000; Robinsonetal., 2004; Mattern and Schneider, 2000; Zhangetal., 2016)。

位于中间部位的南昆仑地体性质比较复杂，目前也没有统一的认识。该地体内部最显著发育的是古生代的蛇绿岩和大量显生宙花岗岩(汪玉珍, 1983; 姜春发等, 1992; Matteetal., 1996; 丁道桂等, 1996; 潘裕生, 2000; 王志洪等, 1999, 2000; Wangetal., 2001, 2002; 袁超, 2002; 方爱民等, 2003; 肖序常等, 2003; Jiangetal., 2008, 2013)。分布其中的变质岩以布伦阔勒岩群和康西瓦岩群为代表，其中布伦阔勒岩群中有基性高压麻粒岩的报道(曲军峰等, 2007)，康西瓦岩群中也有麻粒岩的发现(杨坤光等, 2003)。这两套变质岩群长久以来被认为是西昆仑造山带的早前寒武纪变质基底，但近年来的年代学工作与这种认识矛盾(张传林等, 2007; 曲军峰等, 2007; 杨文强等, 2011; Zhangetal., 2017)，证实其中至少有部分代表了古生代的岩石组合。

2 野外地质特征

研究区位于新疆喀什地区中巴国际公路塔什库尔干县-红其拉甫沿线，周边出露的布伦阔勒岩群(图3a)在地理分布上有明显的变化，北部具有孔兹岩系岩石组合特征，变质和变形程度较高，主要由石榴石云母片岩、含石墨大理岩、斜长角闪片麻岩和少量石英岩组成，并侵入有含石榴石的花岗岩；而南部则为一套变形和变质相对较弱的火山沉积建造，且夹有厚层的磁铁石英岩。在野外并未发现两套岩石组合之间有明显的构造接触关系。

图1 帕米尔-喜马拉雅西构造节地质简图 (据Yin et al., 2002; Cowgill et al., 2003; Robinson et al., 2004改编)Fig.1 Simplified regional tectonic map of the Pamir-western Himalayan syntaxis (modified after Yin et al., 2002; Cowgill et al., 2003; Robinson et al., 2004)

图2 西昆仑造山带构造简图及前寒武纪变质岩分布(据丁道桂等, 1996修改)Fig.2 Tectonic map of the West Kunlun orogenic belt and distribution of the Precambrian metamorphic complex (modified after Ding et al., 1996)

图3 研究区地质简图(据 Robinson et al., 2007修改)Fig.3 Simplified geologic map of the study area (modified after Robinson et al., 2007)

图4 布伦阔勒岩群高级变质岩的野外照片(a)石榴石二云母石英片岩；(b)弱变形的石榴石黑云母片麻岩(少量浅色体)；(c、d)强变形的石榴石黑云母斜长片麻岩(浅色体增多)；(e)石榴石夕线石黑云斜长片麻岩；(f)泥质高压麻粒岩(含蓝晶石)Fig.4 Representative field photographs of the high-grade metamorphic rocks from the Bulunkuole Group(a) garnet-mica-quartz schist; (b) garnet-biotite gneiss (weak deformation and lack of leucosome); (c, d) garnet-biotite gneiss (strong deformation and abundant of leucosome); (e) garnet-sillimanite-biotite gneiss; (f) high-pressure pelitic granulite (with kyanite)

研究区内布伦阔勒岩群自南向北大致有一个变质程度逐渐增加的趋势，从矿物相上可以分为石榴石带-黑云母带-夕线石带三个相带(图3b)，与典型的巴罗式相带略有不同。从南向北最先出现的是含石榴石的二云母石英片岩(图4a)，岩石未见经历深熔作用，部分地区甚至可以观察到保留下来的变余沉积构造；向北岩石逐渐开始变为石榴石黑云母斜长片麻岩(图4b)，这也是布伦阔勒岩群中最发育的岩石类型，变形明显增强(图4c, d)，深熔作用可以在露头尺度上观察(图4c, d)，混合岩化形成的浅色体表现出各种勾状和无根的褶皱；再向北岩石依然为石榴石黑云母斜长片麻岩，但深熔作用愈发明显。在片麻岩的内部常见由深熔作用形成的浅色体汇集而成的石榴石花岗岩类，在产状上形成类似透镜体的样式赋存于片麻岩之中，大小从十几厘米到数米不等。同时片麻岩中开始出现夕线石矿物(图4e, f)，某些露头上手标本尺度即可识别。高压麻粒岩分布在塔什库尔干县城北至马尔洋乡的乡道一侧(图3b)，既有基性高压麻粒岩也有泥质高压麻粒岩。基性高压麻粒岩主要是石榴石辉石岩，其中石榴石发育特征的白眼圈结构(曲军峰等, 2007)；泥质高压麻粒岩为含蓝晶石的石榴石黑云母斜长片麻岩，从野外观察泥质高压麻粒岩与周边的片麻岩差别不大，仅在显微镜薄片尺度下观察可见到矿物组合有所区别。

3 岩石学研究

3.1 分析方法

矿物化学成分在中国地质科学院地质研究所电子探针实验室完成。测试采用的仪器型号为JXA-8100型电子探针分析仪(日本电子JEOL公司生产)，分析条件为加速电压15kV、2×10-8A束流、5μm束斑、10s计数，ZAF矫正，标准样品为美国SPI矿物标样，主要元素相对误差小于2%。

3.2 岩相学与矿物化学

泥质高压麻粒岩的主要矿物组成为石榴石(10%～15%)、蓝晶石和夕线石(10%～15%)、黑云母(20%～25%)、斜长石(10%～15%)、钾长石(10%～15%)、石英(10%～15%)，另有少量白云母及金红石、钛铁矿和独居石等副矿物。石榴石、蓝晶石和钾长石组合是典型的泥质高压麻粒岩的矿物组合(O’Brien and Rötzler, 2003)。其中石榴石粒径大小不一，多数在1～3mm之间，呈筛状变斑晶结构，内部常见小颗粒的矿物包裹体，主要有石英、黑云母、金红石、钛铁矿及蓝晶石或夕线石等矿物包体(图5a, e)，部分石榴石边部被黑云母替代(图5c)。石榴石岩石化学成分以富铁、贫钙为特征，锰铝榴石小于2%(表1)。石榴石的成分环带不明显(图6)，仅在边部表现出铁铝榴石略有升高镁铝榴石略有降低，说明经历了较高温度的变质过程，造成了化学成分的均一(表1)。

黑云母有多种存在状态，有基质中构成面理的黑云母，有钾长石边部的黑云母(图5f)，还有石榴石内部包裹的黑云母包裹体。这些黑云母的Ti含量差异明显(表1、图7)，石榴内部包裹的黑云母和由钾长石退变形成的黑云母Ti含量明显高，而由石榴石转变的黑云母和基质中的黑云母Ti含量偏低。少数粒径较大的蓝晶石与石榴石共生(图5b)，多数残留的粒状蓝晶石夹在基质矿物颗粒之间，部分蓝晶石的边部已转变为夕线石(图5c)。除了由蓝晶石直接退变而成的针束状夕线石外，部分夕线石同黑云母和小颗粒石英等矿物一起构成泥质高压麻粒岩的面理。钾长石和斜长石均见出溶结构，分别形成条纹长石和反条纹长石(图5e, f)。钾长石颗粒较小，多数边部已经被黑云母替代。基质中也见少量白云母，呈细小鳞片状，穿切黑云母的现象十分普遍，为更晚期变质的产物。

表1 样品T403代表性矿物电子探针分析(wt%)

3.3 变质演化

选取蓝晶石最发育的样品T403进行变质演化研究，利用THERMOCALC 3.33程序(Holland and Powell, 1998)计算样品在Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-Ti2O(NCKFMASHT)体系中的视剖面图和部分矿物等值线图(图8)，所用矿物活度模型参考Whiteetal. (2007)。样品成分由XRF方法进行全岩氧化物分析获得，H2O的含量参考了烧失量，通过换算最终获得模拟计算的全岩成分为H2O: 6.02; SiO2: 67.00; Al2O3: 10.83; CaO: 0.46; MgO: 4.69; FeO: 6.96; K2O: 2.87; Na2O: 0.56; TiO2: 0.60(mol%)。

图5 泥质高压麻粒岩显微图像g-石榴石；ky-蓝晶石；bi-黑云母；pl-斜长石；sill-夕线石；kfs-钾长石；q-石英Fig.5 Microphotographs of high-pressure pelitic granuliteg-garnet; ky-kyanite; bi-biotite; pl-plagioclase; sill-sillimanite; kfs-K-feldspar; q-quartz

图6 泥质高压麻粒岩中石榴石成分环带图Alm-铁铝榴石；Prp-镁铝榴石；Grs-钙铝榴石；Sps-锰铝榴石Fig.6 Composition profiles of garnet grain from the high-pressure pelitic granuliteAlm-almandine; Prp-pyrope; Grs-grossular; Sps-spessartine

图7 泥质高压麻粒岩中黑云母Ti含量的变化Fig.7 Variation of Ti in biobite from the high-pressure pelitic granulite

图8 泥质高压麻粒岩(T403样品)的P-T视剖面图及等值线图等值线包括黑云母中的x(bi)和石榴石中的x(g)，x(bi)=Fe/(Fe+Mg)；x(g)=Fe/(Fe+Mg).g-石榴石；ky-蓝晶石；mu-白云母；bi-黑云母；pl-斜长石；sill-夕线石；ksp-钾长石；liq-熔体；q-石英；cd-堇青石；ilm-钛铁矿；ru-金红石;st-十字石；opx-斜方辉石Fig.8 P-T pseudosection and compositional isopleths for high-pressure pelitic granulite (Sample T403)The contoured isopleths include x(bi) of biobite and x(g) of garnet. X(bi)=Fe/(Fe+Mg); x(g)=Fe/(Fe+Mg). g-garnet; ky-kyanite; mu-muscovite; bi-biotite; pl-plagioclase; sill-sillimanite; ksp-K-feldspar; liq-liquid; q-quartz; cd-cordierite; ilm-ilmenite; ru-rutile; st-staurolite; opx-orthopyroxene

样品T403在显微镜下观察到的g+ky/sill+ksp+bi矿物组合在视剖面图上远在固相线以上，且有liq组分存在，这与野外实际观测到的大量深熔形成的熔体一致。同时从视剖面看，这套矿物组合在很大压力范围内(0.6～1.7GPa)稳定，但温度范围较窄(810～870℃)，然而要使ky稳定出现，需要的压力不能小于1.0GPa。沿退变方向主要发生的反应为g+ksp+liq = bi+sill+q以及ky = sill，在退变过程中，石榴石和钾长石不断被消耗并生成黑云母，蓝晶石也快速向夕线石转变，这些反应与显微镜下观察到的石榴石和钾长石边部被黑云母替代(图5c, f)，以及蓝晶石边部被夕线石替代(图5d)的现象吻合。由于石榴石边部成分和其退变而成的黑云母是平衡的，石榴石核部成分和其内部黑云母包体也大致可认为是平衡的(这种平衡受到后期扩散作用的影响，所得温压条件应反映下限)，因此可以利用这两个矿物的化学成分进行温压条件的估算及变质P-T轨迹的反演。如图8所示，由石榴石核部成分及石榴石内部黑云母包体成分确定出样品T403峰期变质的温压条件约为850℃、1.4GPa。但很显然，由于较高的变质温度，石榴石核部成分已经发生扩散(图6)，得到只是近似条件，真正的峰期变质程度应该更高；由石榴石边部成分和其退变而成的黑云母成分确定出退变过程中一个平衡阶段的温压条件为800℃、9.0GPa，这样就得到一个顺时针的P-T轨迹(图8)。此外，所采用的石榴石和黑云母的等值线均与压力相关而与温度相关性较差，因此取二者交点造成的误差会相对较大，但结合岩相学我们认为这两组温压条件是比较可信的。从岩相学的观察可以确认形成面理的最后期退变矿物组合为bi+ms+pl+sill，由于找不到合适的平衡矿物对，很难进行温压条件的估算。但可以判断退变质阶段应该越过固相线，因此从视剖面图即可大致推断出退变质的温压条件约为650℃、0.6GPa。

4 锆石年代学研究

4.1 测试分析方法

锆石单矿物分选在河北廊坊诚信地质服务公司完成。在无污染条件下将原岩样品粉碎成全部通过60目的一次性筛网，之后淘洗岩石粉末得到含锆石的重砂。再经重液和电磁分选后于双目镜下挑选出锆石颗粒。锆石制靶、拍照均在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。首先将待测锆石颗粒依照从大到小的顺序排列，与锆石标样(TEM)粘贴在已具有双面胶的玻璃板上，灌注环氧树脂待树脂固结变硬后，打磨和抛光至锆石中心部位暴露，完成样品制靶。之后拍摄锆石的透、反射光显微图像以及阴极发光(CL)图像。SHRIMP锆石U-Pb同位素测定在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成，分析测试时选取无裂隙无包裹体的位置进行测定以避免分析结果受污染。详细的分析原理及流程参见文献(宋彪等, 2002; Williams, 1998)。分析测试束斑大小为25～30μm，标准锆石TEM(206Pb/238U年龄为416±8Ma)的测值分别用于校正待测样品的U含量和206Pb/238U年龄(Blacketal., 2003)。根据实测204Pb扣除普通Pb。每个数据点由5次扫描构成，误差为1σ，而年龄加权平均值误差为2σ。数据处理使用SQUID和ISOPLOT程序(Stacey and Kramers, 1975; Ludwig, 2001)。单个数据点误差为1σ，加权平均年龄误差为95%置信度。

图9 泥质高压麻粒岩中代表性锆石阴极发光图像Fig.9 Cathodoluminescence image of representative zircon grains from the high-pressure pelitic granulite

图10 泥质高压麻粒岩锆石U-Pb谐和图Fig.10 The U-Pb concordia diagrams of zircon from high-pressure pelitic granulite

4.2 分析测试结果

泥质高压麻粒岩中锆石CL图像显示，锆石多为椭球浑圆状，粒度在50～100μm之间，个别颗粒达到200μm (图9)。几乎所有锆石都具有明显的岩浆核-变质暗边-次生亮边三级结构，其中锆石核部均具有较好的生长环带，为典型的岩浆锆石特征，部分保留了原始自形形态，晶棱发育，部分则显示经历过融蚀改造，岩浆锆石的边部表现为齿状或港湾状；在岩浆锆石外围是颜色相对较暗的第一层变质边，宽度相对较大，内部结构模糊呈云雾状，为典型的变质锆石特征，由锆石的重结晶或部分变质增生形成；在锆石的最外层发育第二层颜色明亮的环状变质窄边，极少数宽度能达到25～30μm，多数小于10μm。对于发生部分熔融的岩石，锆石最外层的变质增生主要发生于退变阶段(Kelseyetal., 2008; Wangetal., 2014)。

本次测试一共分析了15颗锆石样品共20个点位(表2)，年龄数据基本都分布于谐和线上(图10a)。除2个年龄数据约为350Ma外，锆石核部的年龄主要集中在245～273Ma之间，说明泥质高压麻粒岩的原岩形成不早于晚二叠世；变质锆石分别对内外两层结构进行了定年测试，第一层暗色变质边获得9个年龄，其中202Ma和211Ma两个年龄数据可能在测试过程中受岩浆锆石核的影响造成年龄偏大，推测为混合年龄。其余7个数据比较集中，加权平均年龄为184.1±3.5Ma(图10b)，为高压麻粒岩退变过程中重结晶形成的锆石的年龄，可认为较接近峰期变质的时代。锆石的Th/U较低，为0.041～0.005；最外层浅色的变质增生边由于宽度过窄仅获得3个年龄，但年龄数据比较一致，加权平均值为166±4Ma(图10b)，锆石Th/U比第一层暗色变质边更低，为0.013～0.006，代表了后期退变质阶段的年龄。

表2 泥质高压麻粒岩(样品T403)锆石SHRIMP U-Pb定年结果

5 讨论

5.1 年龄

高级变质岩中随着温度升高熔体含量增加，锆石会发生溶解，在降温过程中会重新结晶，因此，麻粒岩中的锆石记录的是温度降到固相线附近的年龄，与变质峰期时代有所不同(魏春景, 2016)。所以我们得到的ca. 185Ma的变质年龄只是接近但不代表泥质高压麻粒岩峰期变质的时间。杨文强等(2011)曾对布伦阔勒岩群中部分石榴石夕线石片麻岩和石榴斜长角闪片麻岩进行过激光锆石定年，将多数点位得到的ca. 180Ma的年龄解释为退变年龄，将少量点位得到的ca. 220Ma年龄解释为峰期变质年龄，这种解释是值得商榷的。从作者提供的锆石图像及测试数据分析，ca. 180Ma的年龄应该是第一期变质年龄，同我们获得的年龄近似，也是接近于峰期变质的年龄；而ca. 220Ma的年龄可能是混合年龄，应用激光方法对变质锆石定年常常会遇到造成年龄偏大的问题(曲军峰等, 2012)，需尤为注意。此外，曲军峰等(2007)对基性高压麻粒岩中的定年从锆石图像和实测数据上看也应有两期，但当时作为一期进行了加权平均计算，因此得到一个无意义的ca.177Ma的混合年龄。此外，从矿物组合上看，没有明显的后期叠加变质，高压麻粒岩经历的大致是一个连续退变过程，因此两期变质年龄也有可能反应的是一个过程的两个阶段，是非线性不均匀的退变过程。

为了获得相对准确的峰期变质的时间，我们对泥质高压麻粒岩中深熔形成的巨量脉体进行了初步定年工作，得到的年龄为200Ma(未发表数据)。虽然在等温降压的过程中也会有部分熔体产生，但考虑到野外熔体出现的规模，我们认为这些脉体是在麻粒岩相进变质过程中由矿物脱水熔融、富集并结晶形成的(魏春景, 2016)。因此可以推断，高压麻粒岩相峰期变质的时代应该介于185～200Ma之间。也就是说，西昆仑布伦阔勒岩群中的泥质高压麻粒岩在ca. 200Ma深熔作用已经发展到一定规模并形成大量熔体分离出去，之后经历了峰期高压麻粒岩相变质作用，在ca. 185Ma退变质至固相线附近形成第一期暗色变质锆石，之后又在ca. 166Ma发生退变质作用形成第二期亮色的变质增生边。

5.2 构造意义

一般认为西昆仑造山带是伴随古特提斯洋消亡，由塔里木和羌塘地块于中生代碰撞拼贴形成(Deweyetal., 1988; 姜春发等, 1992; Matteetal., 1996; 丁道桂等, 1996; 潘裕生, 2000; Xiaoetal., 2002a, b)，但由于缺少蛇绿岩和高级变质岩的证据，碰撞拼合的位置并不清楚。布伦阔勒岩群中的高压麻粒岩是目前西昆仑造山带中已知的变质程度最高的岩石，形成的温压条件代表了近40km厚度的加厚地壳。本文获得的P-T轨迹与刘文平等(2013)和曲军峰等(2007)在布伦阔勒岩群石榴辉石岩、石榴角闪片麻岩、石榴夕线石片麻岩中获得的P-T轨迹近乎一致，均为顺时针轨迹，是一次碰撞造山事件的响应。沿布伦阔勒岩群向东进入西昆仑造山带腹地的康西瓦岩群中也有二辉麻粒岩的报道(杨坤光等, 2003)，但相关研究较少。现有的区域地质资料将康西瓦岩群划分为早前寒武纪变质基底Pt1(陕西省地质调查院, 2005(2)陕西省地质调查院. 2005. 1:25万康西瓦幅地质图)，其主体也由一套变沉积岩构成，岩石组合与布伦阔勒岩群十分相似。许志琴等(2004)曾报道过该岩群中副片麻岩的碎屑锆石年龄，具有214～179Ma、256～245Ma、347～292Ma、492～428Ma、718～618Ma及1923～873Ma等多组年龄谱峰，作者将前寒武纪的年龄解释为原岩年龄，将早古生代的年龄解释为变质年龄，而晚古生代和早中生代的年龄解释为后期改造年龄(许志琴等, 2004)。根据作者提供的图像和数据，我们重新分析这些年龄，认为只有214～197Ma代表变质年龄，其余均为原岩中的碎屑锆石年龄。最新的年代学工作也证实康西瓦岩群中确有部分岩石形成于晚古生代(Zhangetal., 2017)。因此，康西瓦岩群与布伦阔勒岩群类似，其中有部分深变质岩是形成于古生代并经历了中生代麻粒岩相的变质作用。

综上所述，以布伦阔勒岩群和康西瓦岩群中的高级变质岩为标志，西昆仑山自塔什库尔干县向东至康西瓦地区可以连成一条晚三叠世-早侏罗世的中生代中-高压变质带，这条变质带代表了古特提斯洋关闭塔里木与羌塘地块最终碰撞拼合的位置。