北秦岭地体东段早白垩世大规模的新生地壳再造：黄花墁岩体地球化学组成和岩石成因

2023-12-26齐泽秋赵静欣葛东莉陈福坤

高校地质学报 2023年6期

齐泽秋，于洋，赵静欣，葛东莉，何俊*，陈福坤

1. 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026；2. Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel, Wischhofstraße 1-3, 24148 Kiel, Germany

秦岭造山带，西接祁连—昆仑造山带，东临桐柏—红安—大别—苏鲁造山带，由多陆块长期拼合形成，见证复杂的地质—构造—岩浆作用的演化历史（张国伟等, 2001）。该造山带是中国大陆中央造山带的重要组成单元，由华北陆块与扬子克陆块及其间的微陆块经多期碰撞—汇聚而形成的（Mattauer et al., 1985; Kröner et al., 1993; Meng and Zhang, 2000; 张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b,2016），自北向南主要由华北陆块南缘、北秦岭地体、南秦岭地体和扬子陆块北缘四个块体构成（张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b; 图1a）。北秦岭地体因遭受多期次俯冲—碰撞等构造事件叠加而成为该造山带中最复杂的块体（Dong et al., 2021）。晚中生代时期，华北板块南缘和北秦岭地体均形成了大量的花岗质岩基和岩株。随着华北陆块南缘一系列钼矿床的发现（如：孟芳等，2012），与其在时间和空间密切伴生的花岗岩得到广泛的关注（Wang et al., 2020; Yang et al., 2020; He et al., 2021）。与华北南缘相邻的北秦岭地体出露多个规模较大的晚中生代花岗岩体，但对其研究仍不尽完善，需要更丰富的同位素地质年代学和地球化学数据，探究其岩石成因和构造背景。

图1 （a）北秦岭地体东段地质简图（根据Zhao et al., 2001修改）；（b）黄花墁岩体地质简图（根据梁涛等，2019修改）Fig. 1 (a) Simplified geological map of the eastern part of the North Qinling Orogen (modified after Zhao et al., 2001); (b) Simplified geological map showing the Huanghuaman pluton

前人对秦岭造山带包括华北陆块南缘晚中生代花岗岩的研究成果显示，该时期的花岗岩可划分为早期160~130 Ma和晚期120~100 Ma两个阶段（王晓霞等, 2011; Wang et al., 2015b; 高昕宇和赵太平, 2017; Li et al., 2018），其形成的源区物质和构造背景可能存在明显的差异。相对于早期花岗岩，晚期花岗岩SiO2含量较高，但Al2O3、FeOT、MgO和CaO含量较低，同时具有低的Sr/Y和明显的Sr、Ba、Eu负异常。这些差异暗示不同期次的岩浆岩的物质源区和构造背景存在差异。然而，不同学者提出了不同的地球动力学背景解释，主要有：（1）形成于秦岭造山带后碰撞阶段伸展环境下（Harris et al., 1986）；（2）与扬子板块的向北俯冲有关（Dong and Santosh, 2016）；（3）与古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲有关（Mao et al., 2011a, b;Pirajno and Zhou, 2015; Li et al., 2018）。由于秦岭造山带内不同的构造单元基底岩石类型和形成时代存在显著的差异，对晚中生代花岗岩的岩浆源区特征的认识依然存在较大争议（Li et al., 2018）。

黄花墁岩体是出露于北秦岭地体东部大型的花岗质岩体之一（图1b）。前人对黄花墁岩体的研究薄弱，高精度的同位素地质年代学和放射性成因同位素地球化学数据较为匮乏，对其岩石成因的认识尚存争议，如：（1）黄花墁岩体源自中—下地壳的部分熔融作用，源区物质主要为大量的二郎坪群变基性火山岩和少量的变沉积岩（钟玉芳，1998）；（2）加厚的岩石圈发生拆沉作用，诱发深部流体底侵，进而导致部分熔融（梁涛等，2019）。在详细的野外地质岩石学观察基础上，本文对黄花墁岩体开展系统的锆石U-Pb同位素年代学、元素地球化学和Sr-Nd-Pb同位素地球化学分析测试，明确地球化学组成特征，探讨黄花墁岩体的岩浆源区性质及其蕴含的地质意义，丰富对北秦岭地体晚中生代花岗岩成因和地壳演化的认识。

1 北秦岭地体地质背景与黄花墁岩体

北秦岭地体，北以洛南—栾川—方城断裂为界，南以商丹缝合带为界，经历了复杂的地质—构造—岩浆演化历史。地体内岩浆作用十分发育，主要记录有新元古代、古生代、早中生代和晚中生代四期岩浆活动（Ratschbacher et al., 2003; Meng and Zhang, 2000）。在地体内部，自北向南发育有宽坪群、二郎坪群、秦岭群和丹凤群，各岩石—构造单元之间由大型的相互逆冲叠置的韧性剪切—断裂带所分隔，主要发育有铁炉子—黑沟—栾川断裂带、乔端—瓦穴子断裂带、朱阳关—夏馆断裂带和商丹缝合带（Mattauer et al., 1985; Meng and Zhang, 2000;张国伟等， 2001; Dong et al., 2012）。

北秦岭地体东段发育有多个晚中生代花岗岩体，自西向东依次为牧护关岩体、蟒岭岩体、老君山岩体和黄花墁岩体（图1a）。牧护关岩体和蟒岭岩体形成时代较早，形成于153~140 Ma （Zhang et al.,2019）；老君山岩体和黄花墁岩体形成时代较晚，形成于约120 Ma （Tang et al., 2021）。黄花墁岩体位于河南省西峡县北部，也称为二郎坪岩体。该岩体呈椭圆状出露于朱阳关—夏馆断裂带以北，出露面积约为120 km2（钟玉芳， 1998），侵入于早古生代二郎坪群中。二郎坪群主要由蛇绿岩套和碎屑沉积岩组成，为一套海相火山—沉积建造，变质程度普遍为低绿片岩相，局部角闪岩相（Dong et al., 2011b）。

野外地质调查表明，黄花墁岩体的岩性比较单一，主体为黑云母二长花岗岩，其中岩体中部为中粗粒黑云母二长花岗岩，边部为似斑状黑云母二长花岗岩，局部发育极少量的正长花岗岩（据梁涛等，2019）。黑云母二长花岗岩多为肉红色—灰白色，块状构造，主要矿物有钾长石（30~40 vol.%）、斜长石（20~40 vol.%）、石英（20~25 vol.%）、黑云母（5~8 vol.%）（图2），副矿物主要为榍石和锆石等。显微镜下可以观察到：钾长石发育卡氏双晶和格子双晶，较为自形；斜长石多呈半自形—自形板状，可见聚片双晶；石英多呈半自形—他形粒状；黑云母多呈半自形片状（图2c, d）。

图2 野外地质、岩石手标本和岩石显微照片Fig. 2 Field pictures and microphotographs of the Huanghuaman pluton

2 分析方法

全岩粉末和岩石薄片在河北省廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成。挑选新鲜、均一的岩石样品，粉碎制成200目岩石粉末。岩石主量元素组成分析测试由澳实分析检测（广州）有限公司完成，采用X射线荧光（XRF）熔片法，主量元素氧化物的检出限最低为0.01 wt%，分析精度优于2%。微量元素组成分析在中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室完成。将50 mg样品粉末在Teflon溶样弹中高温高压加热，使其完全溶解，然后将其转移至PET瓶中并以Rh作为内标定容至80 g；微量元素组成的分析采用ICP-MS完成，绝大多数元素分析精度优于5%，个别元素（如Cr、Co、Ta、Nb等）精度约为10%（侯振辉和王晨香，2007）。

全岩Rb-Sr、Sm-Nd和Pb元素的化学分离纯化和同位素组成测量在中国科学技术大学固体同位素地球化学实验室完成，详细的化学流程和热电离质谱计测量方法参见 Chen等（2000，2007）。测得样品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏矫正。Pb同位素测试采用国际标样NIST SRM 981进行平行测试监控，并保持样品测试温度基本恒定，得到质量分馏矫正因子为每原子单位0.1%。计算143Nd/144Nd初始值和εNd(t)值时，采用147Sm衰变常数λSm=6.54×10-12year-1（Lugmair and Marti, 1978），球粒陨石147Sm/144Nd 和143Nd/144Nd现代值分别为0.1960和0.512630（Bouvier et al., 2008）。单阶段Nd模式年龄计算采用的亏损地幔147Sm/144Nd和143Nd/144Nd现代值分别为0.2137和0.51315（Depaolo, 1988），两阶段Nd模式年龄计算时采用平均陆壳147Sm/144Nd值为0.1180（Liew and Hofmann, 1988; Jahn and Condie,1995）。

锆石阴极发光（CL）图像采集和U-Pb同位素定年分析工作在中国科学技术大学扫描电镜实验室和LA-ICP-MS实验室完成。同位素比值外部标准校正采用国际标准锆石91500，元素含量校正外标采用NIST SRM 610和612，内标采用29Si。每隔5个样品点分析2次锆石标准91500，每分析10个样品点，分析2次NIST 610。激光剥蚀的束斑直径为32 μm，分析流程、仪器操作条件和参数可以参照 Liu等（2007）。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb同位素年龄

从黄花墁岩体采集了10件二长花岗岩样品，选取其中4件具有代表性的岩石样品 (编号HHM1401、HHM1404、HHM1406、HHM1407) 开展了锆石U-Pb同位素定年。锆石U-Pb同位素组成和对应的年龄值列于表1中，U-Pb谐和图解和典型锆石阴极发光图像见图3。锆石均为无色透明，自形程度较好，大多具有长柱状或针状特征，少数为板状，长度约为100~350 μm，长宽比为1.5∶1至3∶1。锆石的阴极发光图像表明，4件样品的锆石颗粒具有相似的形态学，绝大部分锆石颗粒可见明显的震荡环带或者条带状环带（图3），未观察到复杂的核—幔—边内部结构特征，结合其较高的Th/U比值（>0.4），属于岩浆成因的锆石。

表1 黄花墁岩体LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 Zircon U-Pb isotopic data of the Huanghuaman pluton by the LA-ICP-MS technique

图3 黄花墁岩体花岗岩的锆石阴极发光图片和U-Pb同位素年龄谐和图解Fig. 3 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagrams of zircon grains from the Huanghuaman pluton

样品HHM1401的19个分析点的206Pb/208U年龄较为集中，其加权平均值为117±1 Ma（MSWD=0.14）；样品HHM1404的20个206Pb/208U加权平均年龄为118±2 Ma（MSWD=0.67）；样品HHM1407的19个206Pb/208U加权平均年龄为118±1 Ma（MSWD=0.38）；样品HHM1407的22个测试点206Pb/208U年龄的加权平均值为119±1 Ma （MSWD=0.44）。在分析过程中，没有获得古老的继承或捕获锆石年龄，与CL图像显示的锆石内部结果特征吻合。由于LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年方法通常具有约4%的外部误差（2SD）（Klotzli et al.,2009; 李献华等，2015），因此在误差范围内，4件样品的加权平均年龄值一致，代表黄花墁岩体的岩浆形成或侵位于早白垩世（119~117 Ma）。

3.2 主量元素和微量元素地球化学组成

表2 黄花墁岩体全岩主量、微量元素地球化学组成Table 2 Contents of major and trace elements of whole rocks from the Huanghuaman pluton

图4 (a) 黄花墁岩体A/CNK-A/NK图解; (b) SiO2-K2O关系图解 (底图据Peccerillo and Taylor, 1976)Fig. 4 (a) A/CNK vs. A/NK diagrams (base map after Maniar and Piccoli, 1989); (b) SiO2 vs. K2O diagrams of the Huanghuaman pluton (base map after Peccerillo and Taylor, 1976)

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上（图5a），黄花墁表现为富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有比较明显的Ba、Sr和Nb-Ta负异常和Th-U正异常。在稀土元素球粒陨石标准化模式图上，所有样品都表现为轻稀土元素（LREE）富集、重稀土元素（HREE）亏损的配分模式（图5b），具有明显的Eu负异常（Eu/Eu*值为0.44~0.66）。它们具有相对较低的稀土元素总量（∑REE=79.2×10-6~131.31×10-6），LREE/HREE比值为7.14~10.22，(La/Yb)N值为6.48~13.34，(Gd/Yb)N比值为1.17~2.13。Rb/Sr比值为0.64~1.02，Sr/Y比值为8.54~15.36，Zr/Hf比值为35.56~42.64，Nb/Ta比为9.41~12.52。

图5 (a) 微量元素原始地幔标准化蛛网图; (b) 稀土元素球粒陨石标准化图解（球粒陨石、原始地幔标准化数据均引自Sun and McDonough, 1989）Fig. 5 (a) Primitive mantle-normalized trace element spider diagram; (b) chondrite-normalized REE patterns diagram(normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.3 岩石Sr-Nd-Pb同位素组成

10件二长花岗岩样品Sr-Nd和Pb同位素分析结果分别列于表3和表4中。样品的87Rb/86Sr比值为1.880~2.952，测得的87Sr/86Sr比值变化在0.709256至0.711468之间，扣除放射性成因87Sr后（T=118 Ma），87Sr/86Sr初始值为0.7059~0.7070；147Sm/144Nd比值为0.1053~0.1194，测得的143Nd/144Nd比值范围在0.512281至0.512367之间，初始ɛNd值为-5.7~-4.1，二阶段Nd同位素模式年龄值为1.40~1.27 Ga，与一阶段模式年龄值（1.32~1.15 Ga）相近。测得的206Pb/204Pb比值为18.022~18.293、207Pb/204Pb比值为15.491~15.532、208Pb/204Pb比值为38.170~38.398，扣除放射性成因Pb后（T= 118 Ma），206Pb/204Pb初始值为17.825~18.094、207Pb/204Pb初始值为15.485~15.515、208Pb/204Pb初始值为37.939~38.047。

表3 黄花墁岩体全岩Sr-Nd同位素地球化学组成Table 3 Whole rock Sr and Nd isotopic composition of the Huanghuaman pluton

表4 黄花墁岩体全岩Pb同位素地球化学组成Table 4 Whole rock Pb isotopic composition of the Huanghuaman pluton

4 讨论

4.1 北秦岭地体早白垩世岩浆岩的源区特征

黄花墁岩体岩性为黑云母二长花岗岩，暗色矿物主要为黑云母和角闪石，副矿物主要为锆石、榍石和磁铁矿，并未发育堇青石、石榴石、红柱石等富铝矿物，也无碱性暗色矿物出现，结合较高的Na2O含量、较低的Al2O3含量和P2O5与SiO2明显的负相关性（图6a），判断黄花墁岩体为I型花岗岩。在高场强元素对主要氧化物比值及Ga/Al比值的判别图解上（图6b-d），岩体均落在非A型花岗岩区域内，具有高分异的特征。这些地球化学组成特征暗示，黄花墁岩体为较高的分异程度、弱过铝质高钾钙碱性I型花岗岩，其岩浆源区主体可能由岩浆岩或变质岩浆岩(正片麻岩)构成。

图6 (a) 岩石P2O5含量与SiO2含量相关性图解; (b) FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解; (c) (Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解;(d) 10000Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)图解。(b)-(d)底图根据Whalen et al., 1987Fig. 6 (a) P2O5 vs. SiO2 diagram; (b) FeOT/MgO vs. (Zr+Nb+Ce+Y) diagram; (c) (Na2O+K2O)/CaO vs. (Zr+Nb+Ce+Y) diagram;(d) 10000Ga/Al vs. (Zr+Nb+Ce+Y) diagram. (b)-(d) base map after Whalen et al., 1987

黄花墁岩体具有轻、重稀土元素显著分异、大离子亲石元素富集、高场强元素亏损等微量元素特征，暗示岩浆物源以地壳物质为主。前人研究表明，华北陆块南缘基底岩石具有低的放射性成因铅同位素（206Pb/204Pb<17.50，207Pb/204Pb<15.60，208Pb/204Pb<37.70；侯广顺, 2003），与黄花墁岩体较高的放射性成因铅同位素组成差异明显（图7），故黄花墁岩体成岩物质不太可能继承自华北陆块南缘的古老结晶基底。在铅同位素图解中可以观察到（图7），黄花墁岩体Pb同位素组成与北秦岭地体内的二郎坪群、宽坪群和秦岭群岩石表现出较好的亲缘关系。

图7 黄花墁花岗岩Pb同位素组成图解（底图根据Zartman and Doe, 1981）Fig. 7 Pb isotopic compositions of the Huanghuaman pluton (Base map after Zartman and Doe, 1981)

在秦岭造山带东段，晚中生代大规模的花岗质岩浆作用常以130~125 Ma为界划分两个岩浆阶段（Wang et al., 2013, 2020; 高昕宇和赵太平， 2017;Li et al., 2018; Yang et al., 2020）。在北秦岭地体中，这两个阶段花岗质岩体均有发育，其中第一阶段（约160~130 Ma）以牧护关、蟒岭、秋树湾等岩体为代表，具有较为富集的同位素组成，87Sr/86Sr初始值为0.7054~0.7103，εNd(t)值为-16.0~-7.0（Bao et al., 2019; Zhang et al., 2019），表明其岩浆源区主要为古老的地壳物质，可能形成于加厚的下地壳部分熔融作用；第二阶段（约120~110 Ma）以黄花墁岩体和老君山岩体为代表，这些岩体具有相对较为亏损的同位素组成，87Sr/86Sr初始值为0.7059~0.7070，εNd(t)值为-5.7~-4.1，（本文; Tang et al., 2021; 图8），暗示晚期花岗质岩体的岩浆源区以新生地壳物质再造为主，或者来源于壳、幔岩浆混合。在蟒岭岩体中，与其同时代的闪长岩（147~145 Ma）同样具有富集特征的放射性成因同位素组成，87Sr/86Sr初始值为0.7064~0.7067，εNd(t)值为-11.5~-8.7（Zhang et al., 2019）。这与邻区中基性岩墙富集的Sr-Nd-Pb同位素组成相似（王团华等，2008），共同暗示晚中生代期间该地区下覆岩石圈地幔具有明显富集的地球化学组成，不能为黄花墁岩体和老君山岩体提供同位素组成相对亏损的源区端元，除非在约140~120 Ma期间，由于拆沉作用或类似过程，软流圈地幔置换古老的大陆岩石圈地幔而使其地球化学组成发生改变。黄花墁岩体具有较高的SiO2含量和较低的MgO、Cr和Ni含量，与大量地幔物质贡献的特征存在明显差异（Wang et al., 2015c及其引文），可以排除明显的地幔物质加入而导致黄花墁岩体具有亏损同位素组成，故其岩浆源区主要为新生地壳物质重熔再造，可能加入少量的古老地壳物质，如秦岭群片麻岩。在北秦岭地体中，秦岭群属于最古老的基底，主要由古元古代—新元古代片麻岩、古元古代角闪岩和大理岩组成（杨力等, 2010; Zhang et al., 2019; Tang et al., 2021）。在同位素组成上，秦岭群片麻岩与黄花墁岩体差异明显，可能是次要的岩浆源区物质端元（图8）。

图8 黄花墁岩体Sr-Nd同位素组成Fig. 8 Sr-Nd isotopic compositions of the Huanghuaman pluton

在北秦岭地体东段，出露有多阶段的、相对年轻的基性地壳岩石，如早古生代二郎坪群火山岩（470~460 Ma；赵姣等, 2012）、宽坪群变基性岩（约660 Ma；Liu et al., 2013）、秦岭群中新元古代早期和早古生代变基性岩（约980 Ma和450 Ma，陈隽璐等，2007; 张宗清等, 1994）。这些新生的基性或变基性岩石的εNd值主要变化在-5至+5之间（图8；张宗清等，2006；闫全人等，2009），演化至早白垩世仍具有相对亏损的同位素组成，可能作为新生地壳成为黄花墁岩体岩浆源区物质中主要候选端元。宽坪群发育有新元古代变基性火山岩，其Nd同位素模式年龄值与黄花墁岩体相似，但具有相对亏损的Nd同位素组成（Zhang et al., 2019;Tang et al., 2021）。黄花墁岩体侵位于二郎坪群中，其早古生代基性火山岩也具有亏损的Nd同位素组成（Liu et al., 2013），但基性火山岩的Nd同位素模式年龄值低于黄花墁岩体的模式年龄值，故不是唯一的岩浆源区物质。

最近的研究显示在华北陆块南缘可以识别出规模显著的晚中生代中基性—酸性火山岩（He et al.,2022）。这些年轻火山岩富含继承或捕获锆石，其结晶时代变化范围广，记录了太古代晚期、古元古代、新元古代、古生代、早中生代等主要期次岩浆-变质事件，暗示华北陆块南缘下覆的深部地壳蕴含秦岭造山带乃至扬子陆块北缘地壳物质（He et al.,2022）。这些物质在早中生代造山作用时期，俯冲至华北陆块南缘深部，并在滞留约80百万年之后，发生大规模的地壳熔融作用，形成这些晚中生代火山岩。在扬子陆块北缘和南秦岭地体发育新元古代基性岩，其同位素组成与黄花墁岩体相似（Zhu et al., 2014; Tang et al., 2021）。这些新元古代基性岩组成的新生地壳可以在随后的早古生代和/或早中生代造山过程中俯冲至北秦岭地体之下，成为潜在的岩浆源区物质。老君山岩体的研究结果也表明，其岩浆源区物质主要为扬子陆块新元古代新生的地壳物质，这些俯冲至北秦岭地体之下的新生地壳在早白垩世发生部分熔融，形成老君山岩体（Tang et al., 2021）。

对比华北陆块南缘同时期形成的花岗岩，如：太山庙花岗岩（125~113 Ma; He et al., 2021）和东沟矿床花岗斑岩（118~112 Ma; 叶会寿等，2006; 戴宝章等，2009; Yang et al., 2013），可以发现出露于华北陆块南缘的早白垩世花岗岩体具有富集的同位素组成和古老Nd同位素模式年龄（图9; 太山庙岩体εNd(t)为-13.5~-12.7；He et al., 2021；东沟花岗斑岩εNd(t)为-17.3~-13.2；戴宝章等, 2009; Yang et al., 2013），晚侏罗世花岗岩则来源于更富集的Nd同位素组成的地壳物质（Wang et al., 2015a, b, 2020;Yang et al., 2020）。这一特征表明，华北陆块南缘该时期的花岗岩体的岩浆源区以古老的地壳物质为主，少有新生地壳物质的加入，可能是北秦岭地体和华北陆块南缘的基底物质差异，或俯冲至华北陆块南缘的扬子陆块新生地壳显著减少导致的。

图9 华北陆块南缘和北秦岭地体晚中生代花岗岩初始εNd值-形成时代图解Fig. 9 Initial εNd values vs. time diagram of granitoid from the southern margin of the North China Craton and the North Qinling Block

4.2 早白垩世新生地壳再造作用的构造背景

黄花墁岩体和老君山岩体同属北秦岭地体东段晚中生代第二阶段早白垩世岩浆作用产物（孟芳等，2012; Tang et al., 2021），与北秦岭地体第一阶段晚侏罗世—早白垩世花岗质岩体存在明显的地球化学差异；第一阶段岩体具有埃达克质岩石的地球化学组成特征，可能是加厚下地壳部分熔融的产物（Zhang et al., 2019）。第二阶段岩体具有相对较低的Sr/Y比值，表现出在正常的地壳厚度条件下部分熔融形成的岩浆岩地球化学组成特征。同时，这些早白垩世花岗质岩体具有相对亏损的Nd同位素组成特征（图8和图9），区别于第一阶段岩体（Zhang et al., 2019）和华北陆块南缘晚中生代花岗质岩体（Yang et al., 2013; 2020; Wang et al.,2020; He et al., 2021）。新近的研究发现，在北秦岭地体西段太白岩体内早白垩世花岗岩（约120 Ma）也具有相对亏损的Sr-Nd同位素组成特征，初始87Sr/86Sr值0.7044至0.7067，初始εNd值-3.4至-2.6（图9; Xue et al., 2022）。这些具有亏损的同位素组成特征的早白垩世花岗质岩体暗示，北秦岭地体深部蕴含分布广泛的新生地壳，这些新生地壳形成于新元古代、古生代和早中生代，在早白垩世经历大规模的地壳再造作用。大量的研究表明，秦岭造山带经历了元古代、古生代和中生代多期次的俯冲—碰撞—造山事件，于早中生代完成最后的拼合（张国伟等, 2001; Ratschbacher et al., 2003; Dong et al., 2011a, 2013, 2016; Dong and Santosh, 2016）。新生的地壳岩石可能是多期次造山作用的产物，并随着俯冲—碰撞作用就位于北秦岭地体地壳深部。

对于秦岭造山带东段晚侏罗世和早白垩世两期岩浆作用的构造背景存在两种认识或解释：（1）华南陆块向华北陆块俯冲而导致地壳加厚，随后俯冲板片断离和后撤，加厚的下地壳发生拆沉，岩石圈伸展减薄（王国灿和杨巍然，1998; 许长海等,2001; 李曙光等，2005）；（2）华北和扬子陆块发生陆—陆碰撞作用形成加厚的地壳，在太平洋板块向欧亚板块的俯冲过程，大地构造体制由南北向的外部挤压转变为陆内强烈的伸展作用，岩石圈发生大规模的伸展减薄（毛景文等, 2005; Mao et al., 2010;Wang et al., 2015a, 2015b; Suo et al., 2019）。秦岭造山带由南北向挤压转变为近东西向挤压和南北向伸展，诱发幔源岩浆的底侵，为秦岭造山带东段下地壳部分熔融作用提供热源和/或部分物源，最终导致加厚的古老下地壳部分熔融形成晚中生代第一阶段岩浆岩，进一步伸展作用诱发俯冲的或位于深部的新元古代—古生代—中生代的新生地壳岩石部分熔融，形成具有同位素亏损特征的早白垩世花岗质岩体。