华北中部造山带西望山超高温基性麻粒岩的变质演化

魏贵东，孔凡梅，李旭平，JÜRGEN Reinhardt2，刘晓寒，张艳成，王晓曼

(1.山东科技大学 地球科学与工程学院，山东 青岛 266590；2.西开普大学 地球科学系，南非 贝尔维尔7535)

大陆地壳的高压变质作用通常与大陆聚合过程中的俯冲和碰撞相关[1]，而变质岩石大多形成于地壳深处至上地幔等地球较深层次的区域，因此变质岩记录了地球内部深层次的构造事件过程。随着研究的深入，高级变质岩的岩石学、变质相平衡模拟和地质年代学已被广泛应用于地壳演化和地球动力学环境研究[2]。高压麻粒岩是造山带常见的变质岩，常出现在从俯冲到碰撞的汇聚环境[3]，且保留了丰富的矿物组合和变质结构信息。

古元古代麻粒岩广泛分布于华北克拉通，自上世纪90年代翟明国院士[4]首次在华北克拉通北部识别出高压基性麻粒岩，多年来许多学者[4-7]对华北中部带高压基性麻粒岩进行了岩石学、地球化学及锆石年代学研究。在华北中部的怀安-宣化地区，古元古代高压基性麻粒岩以不同规模的构造岩片或透镜体布丁的形式广泛出露在英云闪长-奥长花岗岩-花岗闪长质片麻岩即TTG片麻岩中，但是关于基性麻粒岩变质阶段的划分、变质温压条件以及变质年龄等方面仍存在争议。Guo等[5-6]对怀安-宣化地区的蔓菁沟和西望山高压基性麻粒岩的岩石学和锆石年代学研究，发现其峰期温压条件为770～830 ℃，8.5～10.5 kbar，并获得顺时针的P-T轨迹，其变质年龄为1.90～1.83 Ga；同样具有顺时针P-T轨迹的沃麻坑高压基性麻粒岩，峰期温压条件为740 ℃/1.6 GPa，变质年龄为1.92 Ga[7]；Huang等[8]对宣化西望山基性麻粒岩通过相平衡模拟得到的最高温压变质条件为880～930 ℃，8.9～9.5 kbar，虽然达到了较高的变质温度，但不确定其是否发生在峰期变质阶段。

随着华北克拉通西部孔兹岩带古元古代超高温泥质麻粒岩的不断报道，而华北克拉通内的同时代基性麻粒岩是否也经历了超高温变质作用成为一个热点问题[9]。怀安-宣化地区基性麻粒岩经历的最高变质温度条件引起了重视，靠近孔兹岩带的集宁岩群的黄土窑地区基性麻粒岩已被证实经历了超高温变质作用[10]，但西望山基性麻粒岩是否经历了超高温变质作用，目前仍不十分明确。本文选取宣化西望山的基性麻粒岩，进行矿物、岩石学研究与变质条件的相平衡模拟计算，以明确岩石经历的变质温压条件和变质演化历程，从而为华北克拉通前寒武纪碰撞聚合历史的研究提供有力证据。

1 地质背景

华北克拉通主要由太古代-古元古代变质基底、中元古代-新生代沉积盖层和中生代侵入体组成[11-12]。对于华北克拉通的形成模式，一些研究认为华北克拉通基底由太古代微陆块在2.5～1.8 Ga拼合形成[12]。华北克拉通当前较为流行的模式是根据岩性、构造、变质作用和地质年代学资料建立的模型，将华北克拉通前寒武纪基底划分为由中部造山带(中部带)及其分隔的东西两个陆块，即西部陆块和东部陆块组成(图1(a))[11]。华北中部造山带长约1 200 km，宽约100～300 km，近南北走向，为一条典型的陆-陆碰撞带，由华北克拉通东部陆块和西部陆块于18.5亿年前后碰撞拼合形成[13]。其中中部带主要由若干低级变质到高级变质岩地体组成，基底岩石包括新太古代到古元古代的TTG片麻岩、麻粒岩透镜体、变质表壳岩、构造变形的花岗岩类、基性岩墙和超基性岩[14]。麻粒岩广泛出露于中部造山带的几个变质地体中，从北到南依次为承德、宣化、怀安、恒山和阜平地体，构成一条巨型北东—南西向展布的麻粒岩相带[11]。

宣化地区位于华北中部带的中北部，西面紧临怀安地区，与怀安张家口等地在20世纪前被称作“桑干群”(图1(b))。宣化北部为长峪口变质火山岩，与红旗营子群被断层分开，记录了1.8 Ga角闪岩相到麻粒岩相的变质作用[15]。宣化西南的怀安地体，与华北克拉通西部孔兹岩带接壤，出露的岩石组合为一套TTG片麻岩与孔兹岩组合。宣化地区基底岩石主要为TTG片麻岩和闪长片麻岩，呈穹窿状产出，其中出露有大量席状、透镜状和岩株状基性麻粒岩[16]，其原岩形成时代约为2.5 Ga[9]。怀安-宣化地区的基性高压麻粒岩多经历近等温降压的冷却过程，呈顺时针P-T轨迹，变质年龄约1.80～1.93 Ga[6,9,17]。研究区西望山基性麻粒岩出露于宣化地区的东北部(图2)，以大小不等的透镜体或布丁产出于TTG片麻岩中，透镜体边缘多经历强烈剪切变形，在石榴石、辉石、斜长石组成的面理上发育拉伸线理，面理分别向SSW-SSE陡倾或向NE缓倾，矿物线理通常向SSE或SSW倾斜。

图1 (a)华北克拉通构造划分示意图[11]；(b)怀安-宣化地区地质图[5]

图2 宣化西望山地区地质图[5]

2 岩相学特征

本次研究的样品17XWS2-1取自宣化西望山，西望山地区基性麻粒岩多为高度变形的TTG片麻岩中保存的透镜体，基性麻粒岩呈灰黑色，块状构造，含有石榴石变斑晶(图3(a))，中-粗粒变晶结构。石榴石直径1～5 mm不等，发育白眼圈结构(图3(b)、3(e))，可能代表构造抬升过程中退变质减压反应结构，指示降压冷却过程[18]。基性麻粒岩总体暗色矿物含量较多，浅色矿物较少，主要矿物为石榴子石(25%～30%)、单斜辉石(20%～25%)、斜长石(20%～30%)、角闪石(～20%)，副矿物有磁铁矿、钛铁矿、黑云母、金红石等。石榴石变斑晶颗粒较大，在手标本中颜色显暗红色，边部通常与斜长石+单斜辉石+角闪石颗粒共生(图3(d)、3(e))，一些石榴石变斑晶核部含有少量的包裹体矿物颗粒，如斜长石、石英、单斜辉石、金红石、钛铁矿等(图3(c)～3(f))，可能是早期进变质或峰期变质反应的矿物。除了大颗粒石榴石变斑晶外，其他矿物多为中细粒(0.2～1.0 mm)，其中单斜辉石、角闪石半定向-定向排列，呈弱片麻状构造。

(a)、(b)为基性麻粒岩野外产状与基性麻粒岩透镜体;(c)、(d)、(e)、(f)为基性麻粒岩显微镜下照片与背散射照片;Grt—石榴石;Hbl—角闪石;Cpx—单斜辉石;Pl—斜长石;Qz—石英;Rt—金红石;Ilm—钛铁矿;Mag—磁铁矿;Bt—黑云母;Melt—熔体,矿物缩写依据Whitney和Evans[19]

矿物之间常具有变质平衡的三连点结构(图3(d))，指示稳定的平衡共生的峰期矿物组合。浅绿色单斜辉石呈较自形或它形粒状，在样品中发育广泛；此外，分布在石榴石周围的它形细小单斜辉石，与石榴石变斑晶呈点接触，可能是峰期后石榴石分解的产物；还有一些单斜辉石以包裹体的形式发育在石榴石变斑晶的核部，为峰期矿物(图3(d))。样品中，大量斜长石呈扁平状粗粒结构(0.5～2.0 mm)，包围着石榴石变斑晶或产出在石榴石与其他变斑晶矿物之间，这类斜长石代表峰后阶段的成分；而在石榴石中发育斜长石包裹体颗粒，其中，出现在石榴石核部较小的斜长石与石英、金红石等包裹体均为早期保留下来的矿物(图3(c))，而包裹体中相对颗粒略大的、边部较圆润的斜长石包裹体，为峰期矿物，其在单偏光镜下呈黑色糊状，边部多次受到熔体作用改造(图3(d))，此外在样品中发现明显的熔体存在(图3(e))，显示岩石经历了深熔作用。角闪石含量相对较少，且多发育在石榴石周围，呈冠状体产出，与小颗粒的单斜辉石、斜长石等围绕石榴石变斑晶共生(图3(e))，为峰后阶段的产物，指示峰后降压冷却；也有少量与石榴石变斑晶不接触的大颗粒角闪石变斑晶(图3(c))，矿物成分特征显示其核部可能代表峰期阶段的特征。石英、金红石只在石榴石核部以小颗粒包裹体出现，为基性麻粒岩早期的进变质作用阶段保留的矿物。钛铁矿、磁铁矿和黑云母等矿物在石榴石变斑晶和基质中都有分布，为基性麻粒岩峰后降温降压阶段的产物。

3 矿物化学特征

矿物电子探针成分分析及背散射电子图像在上海同济大学完成。使用JXA-8230电子探针仪器进行实验分析，加速电压15 kV，电流10 nA，束斑直径为5 μm，采用ZAF校正数据。代表性矿物分析数据见表1和表2。

表1 西望山基性麻粒岩17XWS2-1样品中石榴石和斜长石代表性矿物化学成分分析数据

Grs=Ca/(Ca+Mg+Fe2++Mn);Alm=Fe2+/(Ca+Mg+Fe2++Mn);Pry=Mg/(Ca+Mg+Fe2++Mn);Sps=Mn/(Ca+Mg+Fe2++Mn);An=Ca/(Ca+Na+K)

表2 西望山基性麻粒岩17XWS2-1样品中单斜辉石和角闪石代表性矿物化学成分分析数据

Wo=Ca/(Ca+Mg+Fe2+); En=Mg/(Ca+Mg+Fe2+);Fs= Fe2+/(Ca+Mg+Fe2+);XMg=Mg/(Mg+Fe2+); AlⅣ=8-Si; AlⅥ=Al-AlⅣ

石榴石发育弱生长环带，从核部到边部，化学成分具有一定的变化范围(表1)。根据石榴石变斑晶组分剖面分析显示(图4(a))，从核部到边部铁铝榴石(XAlm=Fe2+/(Ca+Mg+Fe2++Mn)的含量从0.42增加到0.54，镁铝榴石(XPry=Mg/(Ca+Mg+Fe2++Mn)从0.23增加到0.28，钙铝榴石(XGrs=Ca/(Ca+Mg+Fe2++Mn)从0.33减少到0.18，锰铝榴石XSps=Mn/(Ca+Mg+Fe2++Mn)变化较少(0.01～0.02)；石榴石中XMg(XMg=Mg/(Mg+Fe2+)从0.43增加到0.51。石榴石变斑晶从核到边XAlm和XPry含量逐渐升高，与之相反，XGrs含量由高到低，呈“挂钟状”，XSps的含量较低无明显变化。石榴石变斑晶，除了狭窄的边部，核部成分较均匀且范围较宽，表明进变质阶段的成分环带被峰期生长的成分完全重置，代表峰期变质的反应平衡，此外由核部到边部呈XGrs降低而XAlm和XPry升高，指示峰后降压冷却阶段的成分扩散。

单斜辉石在成分上都为透辉石(图4(b)),其各端元组分Wo为(0.46～0.49)，En为(0.36～0.40)，Fs为(0.13～0.17)，Al的含量为0.12～0.23 p.f.u.(O=6)(表2)。石榴石中单斜辉石包裹体比颗粒较小的自形单斜辉Al2O3含量高，样品中颗粒较大的单斜辉石的变斑晶中，Al2O3含量从核部向边部略有降低，指示核部形成时的压力较高[20]。

(a)石榴石成分剖面图；(b)单斜辉石成分分类图[21]；(c)角闪石成分分类图[22]

不同产出状态的斜长石成分变化明显(表1)。石榴石核部的细小斜长石包裹体钙含量低(An：0.45～0.48)，基质中斜长石斑晶核部的钙含量略高(An：0.49～0.52)，而围绕石榴石边部的斜长石钙含量最高(An：0.54～0.58)。在石榴石变斑晶的内部还有一些与黑云母、钛铁矿、磁铁矿相接触的长石包裹体(图3(f))，其边部靠近裂缝的部分Ca含量较高，这些现象表明，越晚期形成的斜长石，其钙含量(An牌号)越高，可能是经历高温、富钠的端元发生熔融，部分元素被带出造成的。

今年5月初，我入职到目前供职的咨询公司工作。近日我申请休年假，单位称我入职不足一年没有带薪年休假。我翻阅了《职工带薪年休假条例》，其中第二条规定机关、团体、企业、事业单位、民办非企业单位、有雇工的个体工商户等单位的职工,连续工作1年以上的享受带薪年休假。同时，该条例第三条规定职工累计工作已满1年不满10年的，可休年休假5天。因之前我曾在其他公司工作过3年，当时未签劳动合同，所以该公司给我出具了连续工作3年的证明，但咨询公司说那3年我没有社保缴费记录，对原单位的证明他们无法辨别真假，所以不能算工龄，并说我只有在本单位入职一年后才能享受年休假。

角闪石按国际分类(CaB≥1.50，(Na+K)A≥0.50，Ti<0.50)属于韭闪石(图4(c))，其中XMg为0.60～0.70，AlⅣ含量为1.75～1.86，Ti含量0.17～0.31 p.f.u.(O=23)(表2)。Ti含量与其经历变质阶段的温度密切相关，Ti含量较高指示变质峰期温压条件较高[23]。石榴石边部的冠状体角闪石Ti含量低，显示其形成于峰后的退变质M3阶段；而基质中大颗粒角闪石的核部Ti含量较高，代表其形成于峰期变质作用阶段。

4 变质温压条件及P-T轨迹

基于岩相学观察和矿物化学成分分析，划分出三个变质阶段：早期进变质阶段(M1)、峰期变质阶段(M2)和峰后降压冷却阶段(M3)。为了确定西望山基性麻粒岩的各变质阶段温压条件和变质P-T轨迹，利用相平衡模拟对各变质阶段的温压条件进行了计算。

相平衡模拟计算，选择Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O(NCKFMASHTO)体系下进行运算，采用THERMOCALC3.45计算软件模拟T-M(H2O)图和P-T视剖面图，样品的全岩成分采用XRF分析，全岩成分为SiO2=49.44、Al2O3=21.99、CaO=10.67、MgO=3.48、Fe2O3=2.15、FeO=6.08、K2O=0.16、Na2O=3.83、TiO2=0.99，分析结果标准化为模式体系中的摩尔百分比，在NCKFMASHTO体系标准化之后的摩尔百分比为：SiO2=54.07、Al2O3=14.17、CaO=12.36、MgO=5.68、FeO=7.33、K2O=0.11、Na2O=4.06、TiO2=0.81、O=0.88。由于样品中角闪石和黑云母等含水矿物含量较少，体系中合适的H2O含量根据岩相学矿物组合关系结合P=10 kbar时模拟的T-M(H2O)图，根据前人研究经验[8]最终选取合适的值H2O=0.50(图5)。

矿物缩写依据Whitney和Evans[21]

基性麻粒岩样品17XWS2-1在NCKFMASHTO体系下的P-T视剖面图显示温度范围为600～1 100 ℃，压力范围5～15 kbar(图6)，矿物组合包括石榴石、单斜辉石、角闪石、斜长石、石英、金红石、钛铁矿、磁铁矿、黑云母、熔体。视剖面图中石榴石、角闪石、单斜辉石和斜长石稳定出现在大部分的P-T范围内，熔体固相线稳定在850～970 ℃，石英稳定域在900 ℃以下、6 kbar以上的温压范围，金红石在压力到达7.5 kbar开始出现，钛铁矿从低温低压到高温高压一直存在，角闪石在970 ℃开始消失。cg=Ca/(Ca+Mg+Fe2+)，为石榴石钙成分等值线；Ti为角闪石的Ti成分等值线；Xaug=Fe2+/(Fe2++Mg)为单斜辉石铁镁成分等值线。

根据研究样品基性麻粒岩岩相学观察，推测其早期进变质矿物组合(M1)为石榴石+单斜辉石+斜长石+金红石+石英，但是，早期的单斜辉石可能由于峰期的高温高压反应被完全重置，没有保留下来，由于缺乏相对应的矿物成分数据，仅靠早期斜长石成分无法对进变质阶段的温压条件进行有效限定，然而，前人研究认为西望山基性麻粒岩早期变质温压条件约为700 ℃/10 kbar[5]，恰好与所研究样品石榴石变斑晶核部斜长石包裹体的钙等值线An45相接近，因此推测早期阶段的变质温压条件为700 ℃/10 kbar；峰期变质阶段(M2)矿物组合为石榴石+单斜辉石+斜长石+角闪石+钛铁矿+熔体，视剖面图中，由石榴石中心部位钙成分等值线cg30～33和基质大颗粒角闪石变斑晶核部的Ti成分等值线Ti28～31相交区域限定的温压范围为940～1000 ℃、12.4～14 kbar(图6)；随后的峰后降压冷却阶段(M3)矿物组合为石榴石+单斜辉石+角闪石+斜长石+钛铁矿+磁铁矿，石榴石边部的最小成分等值线cg18与石榴石边部单斜辉石的铁镁成分等值线Xaug26～30以及磁铁矿消失线限定在5～6.2 kbar、660～760 ℃之间。

基性麻粒岩从早期高压的进变质阶段(M1)，增压增温到高压超高温的峰期变质作用阶段(M2)，然后经历降压冷却到峰期后(M3)的中压、中高温的的退变质阶段，由此，获得一个三期变质作用演化阶段的顺时针P-T轨迹(图6)。

5 讨论

5.1 变质P-T条件

矿物、岩石学研究与相平衡模拟分析显示，研究区宣化西望山基性麻粒岩记录了三个期次的变质阶段，从高压进变质阶段增压增温到高压超高温峰期变质作用阶段，随后降温降压，到达高角闪岩相-低温麻粒岩相的退变质阶段，呈顺时针P-T轨迹(图6)。

①Grt Rt Ilm L；②Grt Hbl Ilm Qz Rt L；③Grt Hbl Ilm Qz L；④Grt Hbl Ilm Qz Rt Bt；⑤Grt Hbl Ilm Qz Bt；⑥Grt Hbl Ilm Bt；⑦Hbl Ilm Mag；⑧Hbl Mag L.其中Grt—石榴石;Hbl—角闪石;Cpx—单斜辉石;Pl—斜长石;Qz—石英;Rt—金红石;Ilm—钛铁矿;Mag—磁铁矿;Bt—黑云母;L—熔体

峰期变质作用阶段(M2)温度压力均进一步升高，其中石英参与反应被消耗，金红石发生反应转化为钛铁矿，变质温度超过900 ℃，达到超高温。石榴石在此变质阶段发生铁镁平衡扩散，而石榴石钙的成分等值线cg斜率较缓，这种现象指示钙的扩散速率比铁镁缓慢(图6)。石榴石中钙含量的变化主要和变质压力相关，因此根据石榴石高钙的中心部位钙等值线来限定峰期变质阶段的压力，而角闪石钛的含量主要和经历的变质温度相关[23]，因此用与石榴石变斑晶紧密接触的、钛含量较高的大颗粒角闪石中心部位的Ti等值线限定峰期的温度。石榴石中心部位钙成分等值线cg30～33和大颗粒角闪石核部的Ti成分等值线Ti28～31相交区域限定峰期变质作用阶段的温压条件940～1 000 ℃、12.4～14 kbar，达到高压超高温的变质作用条件(图6)。

峰后退变质作用阶段(M3)逐渐降压冷却，磁铁矿、黑云母等矿物出现，在峰后(M3)阶段的代表性矿物为石榴石变斑晶极窄的边部和大颗粒石榴石变斑晶周围少量发育的细粒它形单斜辉石和角闪石，指示其晚期的峰期后退变质作用时间短暂，表明岩石在遭受高压超高温变质作用后快速抬升折返，在样品中发育白眼圈结构却未发现斜方辉石，也同样表明岩石经历了快速降压冷却过程。

研究样品熔体广泛发育(图3(d)、3(e))，且石榴石内的斜长石包裹体呈被高温熔融形成的圆润模糊边缘(图3(d))。另外，角闪石的钛含量和温度呈正比[23]，研究样品中基质角闪石核部的钛含量较高，边部钛含量略低，显示其核部峰期形成于温度较高的变质条件。峰后的降压冷却(M3)阶段中，石榴变斑晶边缘发育有斜长石、单斜辉石、角闪石等矿物组成的冠状体，构成白眼圈结构，指示峰后阶段的降压降温过程。

恒山[24]、阜平[25]、蔓菁沟[5]等地区的高压基性麻粒岩的峰期温度为780～850 ℃，压力为11～15 kbar，其峰期温度均在900 ℃以下。近年来超高温变质作用在许多泥质麻粒岩中陆续报道，如蔓菁沟泥质麻粒岩[26]等。华北许多地区的基性麻粒岩和泥质麻粒岩在空间上常相互伴生且都具有相似的顺时针P-T轨迹[27]，表明基性麻粒岩和泥质麻粒岩可能经历过相同的变质温压条件，因为泥质麻粒岩能够较好地发育并保留假蓝宝石+石英+矽线石等超高温特征变质矿物组合[28]，所以经历超高温变质作用的泥质变质岩容易识别。基性麻粒岩由于成分特征不同，很难发育并保留假蓝宝石+尖晶石+石英等典型超高温矿物组合，在岩相学上难以直观识别其是否经历超高温变质作用，且前人研究大多依据铁镁扩散的传统温压计等方式估算，在温压条件上可能有一些误差，所以前人对华北克拉通地区基性麻粒岩的峰期变质温度可能被低估。

随着相平衡模拟计算的进一步发展与辉石稀土微量元素温度计等新的温度限定方法的普遍应用，华北克拉通地区经历超高温变质作用的基性麻粒岩也相继被发现，Yang等[29]利用稀土元素温度计的方法发现了河北东部地区基性麻粒岩经历超高温变质作用，峰期温度1 025～1 060 ℃；Liao等[10]在怀安黄土窑地区利用相平衡模拟和角闪石温度计发现基性麻粒岩经历了超高温变质作用，峰期温度1 000～1 030 ℃。Huang等[7]对宣化西望山基性麻粒岩进行相平衡模拟，得到的最高温度条件为880～930 ℃，虽然达到了超高温，但是没有对变质期次进行划分，不能确定是否在峰期发生超高温变质作用，未获得完整的变质作用P-T轨迹。

本文通过岩相学观察和矿物化学分析，认为西望山基性麻粒岩经历了三期变质作用，即早期进变质阶段(M1)、峰期变质阶段(M2)和峰后降压冷却阶段(M3)。基于岩石成分的相平衡模拟结果揭示研究样品经历的峰期变质阶段(M2)和峰后降压冷却阶段(M3)的温压条件分别为940～1 000 ℃、12.4～14 kbar和5～6.2 kbar、660～760 ℃，依据研究样品石榴石变斑晶核部斜长石包裹体的钙等值线An45和前人对西望山基性麻粒岩早期变质温压条件的研究[5]，限定早期进变质阶段(M1)的温压条件为700 ℃、10 kbar。由此获得西望山基性麻粒岩的变质演化轨迹，即一个由三期变质作用演化阶段形成的顺时针P-T轨迹(图6)，峰期变质温度指示西望山中粗粒基性麻粒岩在峰期经历了超高温变质作用。

5.2 构造意义

基性麻粒常被认为形成于俯冲碰撞的大地构造环境[3]，华北中部造山带被认为是由华北克拉通东部陆块和西部陆块在约1.85 Ga碰撞形成的[13]，怀安-宣化地区位于中部造山带北部与西部陆块孔兹岩带相接壤的区域(图1)。Guo等[6]和Huang等[8]报道的西望山基性麻粒岩的变质年龄在1.87～1.80 Ga，该年龄区间广泛存在于华北中部带[9,14,17]，但西部陆块孔兹岩带以及中部带的许多泥质麻粒岩研究均发现在约1.92 Ga经历了超高温变质事件[28]，中部带的基性麻粒岩超高温变质作用是否也和1.92 Ga的超高温变质事件相关，目前还不清楚。Liao等[10]针对黄土窑超高温基性麻粒岩的研究认为中部造山带的怀安杂岩和孔兹岩带的集宁杂岩没有明显的边界特征，共同经历了1.92～1.91 Ga的扩张与区域或局部的超高温变质作用。

Huang等[8]认为怀安-宣化地区基性岩脉在约1.92 Ga后由幔源岩浆侵位形成，随后经历了高压麻粒岩相变质作用，在约1.85 Ga时，由于华北克拉通东、西部陆块碰撞后的伸展作用导致地壳减薄软流圈上涌提供额外的热源，高压基性麻粒岩发生超高温变质作用。而西望山基性麻粒岩进变质阶段矿物组合保存不完整的岩相学特征，结合石榴石中心部位核部和幔部包裹体成分有所差别但变化不大等矿物学特征，可以推测其原岩的侵位时间略早于华北东、西部陆块碰撞的时间。因此，结合前人对研究区基性麻粒岩的年代学研究[6,8]，认为在1.87 Ga以前，西望山基性麻粒岩的前身侵位，因华北克拉通东、西部陆块的拼贴碰撞到达地壳深部，发生高压麻粒岩相变质；随后，由于华北东部陆块和西部陆块的碰撞伸展引发的地幔岩浆上涌带来大量热源，西望山高压基性麻粒岩在地壳深处发生超高温变质作用；最后，在华北中部造山带的抬升过程中，发生快速降压冷却折返到地表。

6 结论

通过对华北克拉通中部造山带宣化西望山基性麻粒岩的岩相学、矿物岩石学等研究，得出以下结论：

1)西望山中粗粒基性麻粒岩经历了三个阶段的变质演化：早期进变质(M1)阶段、峰期高压-超高温变质(M2)阶段和峰后降压冷却(M3)阶段。早期M1阶段的温压条件为700 ℃/10 kbar，峰期(M2)变质阶段的温压条件为940～1 000 ℃/12.4～14 kbar，峰后(M3)退变质阶段的温压条件为660～760 ℃/5～6.2 kbar。

2)西望山基性麻粒岩记录了顺时针P-T演化轨迹，且在峰期经历了超高温变质作用，其热源可能来自地幔岩浆的上涌。