新疆塔什库尔干温泉地区花岗岩体侵入与新生代构造变形：对东北帕米尔中新世构造演化的启示*

2020-11-27蔡志慧何碧竹刘若涵

岩石学报 2020年10期

蔡志慧何碧竹刘若涵

自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

青藏-帕米尔造山带是世界上最高、最大的高原，是研究板块动力学、区域大地构造以及地表抬升-剥蚀过程的天然实验室。新生代印度-亚洲大陆碰撞、持续汇聚过程是形成青藏-帕米尔造山带的原始动力(Tapponnieretal., 1981, 2001; Burtman and Molnar, 1993; Clark and Royden, 2000; Yin and Harrison, 2000; DeCellesetal., 2002; Roydenetal., 2008)。随着印度陆块向北推进，喜马拉雅及青藏高原腹地不断隆升，大量物质侧向挤出，同时形成青藏高原东、西两侧的造山带(Tapponnieretal., 2001)。帕米尔造山带位于青藏高原的西侧，呈向北凸出的弧形，故又称帕米尔弧形构造带(图1)。帕米尔弧形构造带是印度/亚洲碰撞效应最强烈的地区之一，其在新生代之前地壳厚度仅为25～30km(Burtman and Molnar, 1993)，而深部地球物理资料显示现今帕米尔地壳厚度可达70km(Mechieetal., 2012)。中新世火山岩中的捕掳体表明印度-亚洲大陆碰撞初期帕米尔地区岩浆-沉积岩石组合曾埋深到>50～80km(Duceaetal., 2003)。此外，帕米尔弧形构造带目前的宽度明显小于青藏高原主体，有的学者认为帕米尔地壳增厚的同时，通过逆冲推覆等方式发生了强烈缩短变形(Burtman and Molnar, 1993)。

帕米尔弧形构造带受印度-亚洲大陆碰撞及持续汇聚的影响发生强烈变形不仅体现在地壳的增厚和缩短，还体现在形成许多大型新生代断裂(Bruneletal., 1994; Murphyetal., 2000; Lacassinetal., 2004; Schwabetal., 2004; Vallietal., 2008; Robinson, 2009; Amidon and Hynek, 2010; Cowgill, 2010; Klempereretal., 2013)和片麻岩穹窿(Robinsonetal., 2004, 2007, 2012; Schmidtetal., 2011; Stearnsetal., 2013, 2015; Stübneretal., 2013a, b; Rutteetal., 2017a, b)。这些新生代构造一方面是碰撞造山的结果，另一方面它们也改造着帕米尔地区的构造格局，切断连续地体，为侧向、深部-浅部物质运移提供途径等。例如，在帕米尔弧形构造带东部与青藏高原主体相连接的位置，各地体的宽度明显变窄，并且被许多新生代断裂切断(图1)，使得帕米尔弧形构造带与青藏高原主体中的地体对应关系变得难以确定；帕米尔弧形构造带的中、高级变质岩折返到地表过程主要是通过大型断裂及穹窿构造实现的(Robinsonetal., 2004, 2007; Schmidtetal., 2011; Stearnsetal., 2013, 2015; Stübneretal., 2013a, b; Rutteetal., 2017b; Chapmanetal., 2018)。另外，帕米尔弧形构造带受印度-亚洲大陆碰撞和持续汇聚影响还体现在区内普遍存在中新世陆内岩浆活动(Jiangetal., 2002, 2012; Duceaetal., 2003; 罗照华等, 2003; Hackeretal., 2005, 2017; 柯珊等, 2006; Robinsonetal., 2007; Chapmanetal., 2018)。许多学者围绕这些岩浆岩的地球化学成分及其所指示的岩浆成因和构造背景等展开讨论，指出这些岩浆岩多为中新世时期的钾质-超钾质岩石，其形成与地壳减压熔融、软流圈上涌有关(Jiangetal., 2002, 2012; Hackeretal., 2005, 2017)。然而，有关帕米尔中新世岩浆岩的形成与前面所述该区大型新生代构造之间的联系则很少有人研究。例如，中新世岩浆的形成、侵位与大型断裂或片麻岩穹窿等的形成演化之间是否存在关系？如果有，其相互影响过程如何？造山带是构造变形、岩浆以及变质过程的综合产物，结合区域构造变形对岩浆侵入过程的研究是全面认识造山作用的一个重要内容。选择帕米尔地区与中新世岩浆岩相邻的新生代大型断裂及片麻岩穹窿等关键位置的构造变形研究，进行构造-岩浆活动分析，可以为探讨帕米尔造山过程提供更多信息。

在对帕米尔东北部进行野外考察的基础上，我们选取新疆塔什库尔干温泉地区新生代岩浆岩及其围岩进行构造变形、U-Pb及Ar-Ar年代学测试分析，其目的是阐述岩浆侵入过程与公格尔伸展断裂系及慕士塔格片麻岩穹窿构造形成之间的关系，进一步探讨其对东北帕米尔新生代构造演化的启示，并为印度-亚洲大陆碰撞后东北帕米尔新生代构造演化提供科学依据。

1 地质背景

根据若干大型断裂及古老蛇绿岩残片的分布，可将帕米尔弧形构造带划为北帕米尔、中帕米尔、南帕米尔及兴都库什等几个地体(Burtman and Molnar, 1993; Robinsonetal., 2004, 2007; Schmidtetal., 2011; Stübneretal., 2013a)(图1)。

图1 帕米尔东部构造简图(据Robinson et al., 2012修改)GMD-公格尔-慕士塔格片麻岩穹窿；KKP-卡日巴生-苦子干岩体；KKF-喀喇昆仑断裂；KES-公格尔伸展断裂系；TAF-塔阿西断裂；NK-公格尔山北地区. ①温泉构造单元; ②慕士塔格峰西构造单元; ③慕士塔格南构造单元; ④塔阿西南部构造单元; ⑤公格尔山及慕士塔格峰构造单元; ⑥马尔洋构造单元. B-B′为东北帕米尔NE向剖面，见图8Fig.1 Sketch tectonic maps of the eastern Pamir region (after Robinson et al., 2012)

新疆塔什库尔干地区位于帕米尔弧形构造带的东北部，区内大型新生代构造包括喀喇昆仑断裂、公格尔伸展断裂以及公格尔-慕士塔格片麻岩穹窿等。喀喇昆仑断裂为区内规模最大的断裂，前人围绕其规模、走滑位移量、形成时间、以及对印度亚洲大陆碰撞后物质侧向挤出贡献等方面进行了广泛讨论(Bruneletal., 1994; Murphyetal., 2000; Lacassinetal., 2004; Schwabetal., 2004; Vallietal., 2008; Robinson, 2009; Amidon and Hynek, 2010; Cowgill, 2010; Klempereretal., 2013)。除喀喇昆仑断裂之外，帕米尔弧形构造带东部的新生代公格尔伸展断裂系(Bruneletal., 1994; Robinsonetal., 2004, 2007, 2010, 2012; Caoetal., 2013)规模也较大，长约250km，并被认为与北帕米尔中部的卡拉库尔地堑(Robinsonetal., 2004; Amidon and Hynek, 2010)具有近一致的初始活动时间，二者的形成皆晚于早中新世，标志着东北帕米尔与北帕米尔从地壳增厚到局部伸展转换的时间(Robinsonetal., 2004; Amidon and Hynek, 2010)。Robinsonetal.(2004)提出公格尔山正滑断裂E-W向大规模伸展开始于中新世，并认为其演化模式为由公格尔山向西扩展或由木吉向东扩展。除了上述新生代大型断裂之外，东北帕米尔塔什库尔干地区另外一种显著的新生代构造为片麻岩穹窿。区内的片麻岩穹窿主要为公格尔-慕士塔格片麻岩穹窿，其形成与公格尔山伸展断裂系的演化密切相关(Robinsonetal., 2004, 2007, 2010, 2012)。Caoetal.(2013)也强调这一点，并指出慕士塔格-公格尔片麻岩穹窿快速折返时间集中在6～4Ma和3～1Ma。Thiedeetal.(2013)从低温热年代学研究的角度出发，指出东北帕米尔片麻岩穹窿形成于同造山、E-W向伸展作用过程中。Caietal.(2017)对慕士塔格麻岩穹窿西侧和东侧两条剪切带进行了构造变形及年代学分析，指出二者分别具有向W-SW和向E剪切指向，在12～8Ma时位于中上地壳。

除了上述大型断裂及片麻岩穹窿之外，东北帕米尔塔什库尔干地区还包括大量新生代岩浆岩(Jiangetal., 2002, 2012; 罗照华等, 2003; 柯珊等, 2006)，如卡日巴生-苦子干岩体及昝坎岩体(Jiangetal., 2002)。卡日巴生-苦子干岩体属于Sares-Murgab岩体的一部分，位于塔什库尔干河谷西侧，侵入在二叠系及前寒武纪布伦阔勒群中(河南省地质调查院, 2004(1)河南省地质调查院. 2004.中华人民共和国1/25万塔什库尔干塔吉克自治县幅(J43C003003)、克克吐鲁克幅(J43C003002)、叶城县幅(J43C003004)区域地质调查报告)。锆石U-Pb同位素年代学研究表明卡日巴生-苦子干岩体形成时代为10～11.9Ma(柯珊等, 2006; Robinsonetal., 2007; Jiangetal., 2012; 徐晓尹等, 2017)，岩浆具有中新世加厚下地壳(Jiangetal., 2002)或地幔(Jiangetal., 2012)来源，或成分不同的岩浆具有地幔和地壳不同来源(罗照华等, 2003)。

2 塔什库尔干温泉地区新生代岩体及其围岩的构造变形特征

塔什库尔干温泉新生代岩体位于温泉剖面西段(图2、图3a)，其为卡日巴生-苦子干岩体东侧一部分(图1)。温泉剖面的岩体主体为花岗岩，主要成分包括长石、石英及云母等。另外在岩体主体的围岩布伦阔勒群片岩中还侵入许多花岗岩脉，其成分与岩体主体花岗岩成分相似。这些较小的花岗岩脉规模大小不等，若干厘米至若干米宽；形态各异，呈条带状(图3b)，透镜状(图3c、e)或“布丁”状(图3f)。内部无明显变形，矿物颗粒自形且粒度较大，靠近围岩布伦阔勒群片岩位置颗粒变细，具有冷凝边，反映了花岗岩脉与片岩之间的侵入接触关系。

图3 温泉地区野外地质现象Fig.3 Field photos of outcrops in the Wenquan region

温泉地区布伦阔勒群主要为云母长石石英片岩，变质程度较低，主要体现在形成绢云母和绿泥石等低温变质矿物，局部可见原生沉积层理。布伦阔勒群岩石变形主要分为二期：第一期表现为沿片岩层理方向面理化D1(图3b-h)，面理产状以中等-高角度向NE倾为主(图3b-h)。该期变形作用早于新生代花岗岩侵入，但根据本文数据无法限定其具体时代。第二期为与花岗岩侵入有关的剪切变形D2。在新生代岩体与布伦阔勒群片岩接触位置岩石发生较明显变形。由长石及石英等矿物定向组成的线理产状向E、SE方向倾伏(图3d)。片岩中可见细小“σ”形石英脉及不对称褶皱形石英脉等，显示其经历正滑韧性剪切过程，剪切指向为E、SE方向(图3f-h)。花岗岩脉产状明显与片岩的面理(软弱面)相关，多沿着片岩面理侵入、局部位置小角度斜切面理(图3c, e, f)。而稍大些的花岗岩脉常常表现为部分斜切片岩早期面理(图3b)，反映了片岩面理形成早于花岗岩年龄。有的透镜状花岗岩脉呈“σ”形，显示逆冲运动指向(图3e)。与其紧邻的片岩局部的不对称褶皱也显示逆冲的运动特征(图3d)，这反映了花岗岩脉由下向上逆冲侵入的过程。与其非常紧邻的片岩中的不对称褶皱由于岩体向上拖曳作用而呈现逆冲特征。有的花岗岩脉侵入过程受到片岩中断裂或节理的影响而产生位移等明显形状改变(如图3f中的褶皱状花岗岩脉的形态受到小断裂的影响)。“布丁”状花岗岩脉则显示被“拉断”的形态，且“布丁”中各段岩体非矩形而是呈透镜状(图3f)，反映了花岗岩脉的侵入与水平方向的拉张是同时发生的。

显微镜下，温泉花岗岩脉中长石、石英及云母等矿物自形，不显示定向排列特征(图4a)。布伦阔勒群片岩中矿物定向排列(图4b-d)，石英变形特征为有的边界不平滑(图4b, c)、具有带状消光(图4c)；有的石英边部显示细小颗粒化、消光位置明显发生改变(图4b, c)，体现了其以亚晶粒旋转和膨凸为主的塑性变形特征。长石主要以碎裂变形为主，斜长石双晶纹较平直(图4b, c)。石英带状消光位置与岩石面理之间锐角夹角指示下滑的剪切指向(图4c)，为D2变形产物。面理被花岗岩脉斜切或横切的片岩样品显微镜下石英、长石及云母等定向排列，石英明显拉长，剪切指向不明显(图4d)，此期变形早于花岗岩脉的侵入，为D1。有的片岩样品中局部显示石英近等粒状、边部较平直且常与相邻颗粒呈120°夹角，黑云母颗粒碎小，边界不平整(图4b, d)，说明流体的存在，黑云母被溶蚀，岩石经历静态重结晶过程(Evansetal., 2001)。

图4 温泉样品薄片显微照片Bt-黑云母; Fsp-长石; Pl-斜长石; Qz-石英Fig.4 Microscopic photographs of petrologic thin sections from the Wenquan region

总而言之，塔什库尔干温泉地区新生代构造变形在花岗岩体内部不明显，而主要表现在围岩布伦阔勒群片岩中，其变形主要分为二期：第一期体现为沿片岩层理方向的面理化D1；第二期为韧性下滑剪切D2。D2整体叠加于D1之上，虽然由于岩体侵位造成应变分布不均使得片岩局部显示逆冲特征，但总体反映了此时温泉地区处于拉张的应力环境。

3 塔什库尔干温泉地区岩石同位素年代学特征

3.1 样品描述

采集塔什库尔干温泉地区布伦阔勒群云母长石石英片岩XK4-1-2与XK4-1-8，以及侵入到布伦阔勒群中的花岗岩脉(约50cm宽)样品(XK4-1-3)，采样点见图2c。片岩XK4-1-2与XK4-1-8样品为浅灰色片状变晶结构、块状构造，中等粒度，主要矿物为石英(50%～60%)、长石(25%～35%)、黑云母(15%～18%)及白云母(5%～8%)等。花岗岩脉XK4-1-3呈中粗粒花岗结构、块状构造(图4a)。主要由长石(40%～50%)、石英(30%～40%)以及黑云母(5%～10%)组成，副矿物主要为铁的氧化物、磷灰石、榍石及锆石等，其与卡日巴生岩体的矿物组成(柯珊等, 2006)类似，属于花岗岩系列。

3.2 测试方法

将样品粉碎后用重液和磁力分选方法初步选出锆石, 然后在显微镜下挑选出较完整的、典型的颗粒，将其粘置于环氧树脂中制靶，打磨抛光，使锆石内部充分暴露，接着进行阴极发光照相。锆石的阴极发光照相在中国地质科学院地质研究所完成。LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb同位素年代学分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。锆石U-Pb测年激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。信号较小的207Pb、206Pb、204Pb、202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收，208Pb、232Th和238U信号用法拉第杯接收，实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的，进而获得高精度的数据。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)进行数据处理。采用ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)进行谐和图绘制及加权平均年龄计算等。

用来进行Ar-Ar测年的黑云母分选方法与锆石分选方法相似：利用重液和磁选方法初步选出黑云母，接着在显微镜下进一步挑选，然后仔细清洗选出的黑云母。将清洗后的样品封入石英瓶中送至中国原子能科学研究院进行中子照射。照射总时间为1440分钟，同时接受中子照射的还有用来监控的标样。Ar-Ar同位素测年分析在中国地质科学院地质研究所同位素热年代学实验室完成。使用石墨炉对样品进行阶段升温加热，每阶段加热10分钟，净化30分钟。采用HelixMC多接收稀有气体质谱仪进行质谱分析，每组峰值均采集20个数据。所有数据在回归到时间零点值后再进同位素校正。详细实验流程参考文献(张彦等，2006)。用ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)进行坪年龄计算。

3.3 测试结果

花岗岩脉XK4-1-3中的锆石颗粒中等-较大粒度，长轴约50～150μm，浅褐色-浅黄色，晶体自形程度较高，多为柱状-长柱状。锆石阴极发光图像显示大多数锆石具有明显的岩浆结晶振荡环带(图5a)，说明其岩浆成因；有的锆石具有较大、形状不规则的继承锆石核(图5a)。13个具有振荡环得锆石测点的Th/U皆大于0.1(表1)，其206Pb/238U表面年龄的加权平均值为11.8±0.2Ma(MSWD=1.19)(图5b)。31颗继承锆石的年龄范围为208～2420Ma(图5c、表1)。

图5 温泉地区样品中锆石的阴极发光图像(a)和LA-ICP-MS U-Pb谐和图(b-e)Fig.5 Cathodoluminescence images (a) and LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams (b-e) of representative zircons from Wenquan region

温泉地区2个布伦阔勒群片岩样品(XK4-1-2和XK4-1-8)中的锆石呈浅褐色-浅黄色-无色，长轴约80～150μm，晶体具有一定磨圆度，少数可见柱状、短柱状自形(图5a)，表明锆石经历了一定距离搬运，为碎屑锆石。阴极发光图显示多数锆石具有岩浆生长振荡环带，少部分具弱环带或颜色较均匀(图5a)。2个片岩样品的锆石U-Pb测试显示，绝大多数锆石Th/U>0.1(表1)。样品XK4-1-2中22颗碎屑锆石年龄分布范围为544～3587Ma (图5d)。样品XK4-1-8中20颗碎屑锆石年龄分布范围为515～3098Ma (图5e)。

续表1

片岩样品XK4-1-8中的黑云母Ar-Ar同位素测年分析数据列于表2。840～1400℃连续9个温度阶段获得的加权平均坪年龄为10.8±0.1Ma(MSWD=1.02)(图6、表2)，10.8 Ma代表了冷却到黑云母Ar-Ar同位素体系封闭温度(约300℃)的时代。

表2 温泉地区片岩样品白云母40Ar-39Ar阶段升温加热测年结果

图6 温泉样品X4-1-8黑云母 40Ar-39Ar阶段升温年龄谱Fig.6 40Ar-39Ar age spectrum of biotite in the Sample XK4-1-8 from Wenquan region

4 讨论

4.1 塔什库尔干温泉地区花岗岩脉中继承锆石及围岩片岩中碎屑锆石的源区

本文2个温泉布伦阔勒片岩样品XK4-1-2和XK4-1-8中最小碎屑锆石年龄分别为544Ma和512Ma。综合这2个样品测试结果可见：温泉地区布伦阔勒群片岩沉积时代晚于512Ma，具有500～550Ma、750～800Ma及～1000Ma的碎屑锆石年龄峰，另外也有较多年龄为2500～2600Ma的锆石(图7a)。而花岗岩脉中继承锆石年龄分布特征与其围岩布伦阔勒群片岩碎屑锆石年龄分布特征明显不同，主要表现在：具有200～300Ma、450～550Ma及750Ma的年龄峰(图7b)。与塔什库尔干其它地区岩石碎屑锆石年龄谱对比可见：温泉地区布伦阔勒群的锆石年龄分布特征(图7a)与慕士塔格峰西侧(图1-②)布伦阔勒群副片麻岩(Robinsonetal., 2012)以及塔什库尔干河谷东塔阿西断裂南部地区(图1-④)副片麻岩中锆石年龄分布特征(Zhangetal., 2018)(图7c)相似，不同点是温泉及塔阿西断裂南部碎屑岩的变质程度较低，并未记录～200 Ma的变质年龄(Yangetal., 2010; Robinsonetal., 2012; Zhangetal., 2018; 本文)(图7c)。而温泉地区花岗岩脉中继承锆石年龄分布特征(图7b)与公格尔山及慕士塔格峰地区(图1-⑤)及马尔洋地区(图1-⑥)副片麻岩中的锆石年龄分布特征(Robinsonetal., 2012)(图7c)相似。即温泉地区花岗岩脉并非本地温泉地区沉积岩熔融产物，而是非常可能来源于公格尔山和慕士塔格峰地区或马尔洋地区的沉积岩。

图7 锆石U-Pb直方统计图Fig.7 Zircon U-Pb cumulative age probability plots

结合东北帕米尔地区碎屑锆石U-Pb年龄及Sr-Nd同位素数据与青藏高原其他地区碎屑锆石年龄数据，Robinsonetal.(2012)将东北帕米尔塔什库尔干地区进行了构造单元划分(图1、图7)：慕士塔格峰西构造单元②与慕士塔格南构造单元③同属于中帕米尔地体；公格尔山和慕士塔格峰构造单元⑤与马尔洋构造单元⑥属于同一地体，具有与麻扎-松潘-甘孜地体相同的前中生代基底；塔阿西断裂南部构造单元④与羌塘地体具有相同的前中生代基底(Robinsonetal., 2012)。据此划分温泉构造单元①属于中帕米尔地体(图1)，本文温泉地区布伦阔勒群片岩碎屑锆石年代学特征也支持此观点(图7a, d)。另外碎屑锆石年代学研究还表明中帕米尔与羌塘地体的碎屑锆石年龄分布相近(Robinsonetal., 2012)，即二者在其沉积时曾属于同一地体。温泉地区布伦阔勒群片岩与羌塘地体的碎屑锆石年代分布图类似也说明这一点(图7a, d)。温泉构造单元(属于中帕米尔)与公格尔山及慕士塔格峰以及马尔洋构造单元(属于麻扎-松潘-甘孜地体)之间存在一条中生代逆冲断裂，公格尔山及慕士塔格峰以及马尔洋构造单元位于断裂下盘(Robinsonetal., 2012)。东北帕米尔塔什库尔干曾发生印支期古特提斯洋闭合事件(Yangetal., 2010; Robinsonetal., 2012; Zhangetal., 2018)，二者在此时拼合为一(Robinsonetal., 2012)。

4.2 塔什库尔干温泉地区新生代花岗岩侵入与公格尔伸展断裂系的关系

由上可见公格尔伸展断裂系(KES)的E、W两侧的构造单元属于不同地体。然而这些地体主要区别是具有不同的前中生代基底，它们之间的界限为中生代断裂。故此我们推测新生代公格尔伸展断裂系是几乎沿着已存在的印支期断裂基础上开始活动的。又由于本文温泉花岗岩脉中的继承锆石来自断裂东侧，说明公格尔伸展断裂系初始活动时间应不早于花岗岩脉形成时代(11.8Ma)。

卡日巴生-苦子干岩体北部黑云母Ar-Ar坪年龄为11.2Ma，本文温泉地区片岩黑云母Ar-Ar坪年龄为10.8±0.1Ma，说明卡日巴生-苦子干岩体侵位到围岩片岩中、围岩发生下滑剪切之后快速冷却到黑云母封闭温度的时代为10.8～11.2Ma，这之后温泉地区岩石没有发生明显的构造热事件。其他文献中热年代学数据也显示公格尔伸展断裂系主断裂上盘的云母冷却年龄皆大于8.5Ma(Robinsonetal., 2007; Caietal., 2017)，而断裂下盘云母冷却年龄明显较低，如慕士塔格峰及公格尔山附近的云母Ar-Ar年龄多小于8Ma，最小年龄为～2Ma(Robinsonetal., 2007)，即公格尔伸展断裂系E、W两侧的岩石记录的冷却年龄明显不同，可推断公格尔伸展断裂系具有一定规模和位移量。Robinsonetal.(2007)根据野外观测及低温热年代学数据提出公格尔断裂系北段的位移量大于南段位移量，北段E-W向水平伸展位移量可达～20km，而南段<3km，并认为这种现象可能是由于帕米尔地区弧形弯曲或向外侧逆冲过程导致的(Robinsonetal., 2007)，而不支持公格尔伸展断裂系为右行喀喇昆仑断裂的北端弯曲伸展转换部分的观点(Ratschbacheretal., 1994; Murphyetal., 2000)。本文数据虽然无法协助判断喀喇昆仑断裂的演化是否是公格尔伸展断裂系形成的主要诱因，但可初步表明在公格尔伸展断裂系形成之前或同时发生地壳部分熔融、形成花岗岩浆，而此部分熔融过程在单纯的走滑剪切环境下难以发生。

4.3 塔什库尔干温泉地区中新世岩浆岩侵入模式

卡日巴生-苦子干岩体整体呈NEN-SWS走向(图1、图2)、与公格尔断裂系相平行。说明卡日巴生-苦子干岩体的侵入很可能与公格尔断裂系的初始活动位置类似，皆沿着NEN-SWS走向的中生代断裂面发生(Robinsonetal., 2012)。虽然有的花岗岩脉侵入引起附近一小部分片岩显示逆冲变形，但岩体“布丁”构造及大部分围岩变形特征表明温泉花岗岩脉是由于该地区拉张伸展过程中形成的。即岩浆侵入可引起局部围岩被动褶皱等变形，在围岩中同时存在伸展和挤压构造，但以伸展构造为主。这种与断裂等构造密切相关的模式称为“被动同构造侵入”(passive syntectonic emplacement)，经常在拉张应力环境下发生(Hutton, 1988; Eliassonetal., 2003)。宏观及显微现象表明卡日巴生-苦子干岩体及花岗岩脉内部几乎无变形，与围岩透入性面理构造(D1)没有直接联系，围岩布伦阔勒群片岩面理构造D1表现为岩石压实过程发生矿物重结晶，可能形成于东北帕米尔某个地壳加厚或布伦阔勒群深埋的阶段。花岗岩体内部靠近岩体与围岩边界的位置没有明显的面理，说明岩体的侵入产生微量应变，几乎没有后期构造事件及区域应变对此岩体-围岩边界位置产生作用。花岗岩脉围岩布伦阔勒群片岩黑云母Ar-Ar年龄没有明显年轻于花岗岩脉U-Pb年龄也说明没有后期热事件的改造。

4.4 东北帕米尔中新世构造演化的启示

新生代印度-亚洲陆块碰撞以及持续汇聚使得青藏高原及帕米尔高原地壳明显增厚(Rowley, 1996; Yin and Harrison, 2000; Bell and Sapkota, 2012)。地壳不断加厚并且程度不均，导致重力不均衡，从而引起地壳局部伸展、减薄(Stübneretal., 2013a,b; Rutteetal., 2017a,b)，同时通过部分熔融作用，形成大量花岗岩浆(如卡日巴生-苦子干岩体及本文温泉片岩中花岗岩脉)。地壳局部伸展减薄的重要渠道是伸展断裂系的活动。伸展断裂可以表现在深层次的韧性剪切，通过应变量的增大导致地壳水平减薄。根据目前资料，我们初步认为在12～11Ma时，公格尔伸展断裂系已经开始发生韧性变形(如本文温泉地区的韧性下滑剪切记录)。此时，在公格尔伸展断裂以及东侧库克西力克断裂的作用下慕士塔格穹窿物质也开始缓慢折返(Sobeletal., 2011; Caietal., 2017)(图8a)。6～4Ma时，伴随印度亚洲陆块继续汇聚、塔里木地块的南向下插，公格尔伸展断裂开始快速活动，并在近地表产生明显位移量，慕士塔格片麻岩穹窿也在此时快速折返(图8b)。塔什库尔干及邻区低温热年代学数据存在明显6～4Ma峰值也可以说明此过程的存在(Caoetal., 2013)。