北秦嶺地體東段早白堊世大規模的新生地殼再造：黃花墁巖體地球化學組成和巖石成因

齊澤秋，于 洋，趙靜欣，葛東莉，何 俊*，陳福坤

1. 中國科學技術大學 地球和空間科學學院，合肥 230026；2. Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel, Wischhofstra?e 1-3, 24148 Kiel, Germany

秦嶺造山帶，西接祁連—昆侖造山帶，東臨桐柏—紅安—大別—蘇魯造山帶，由多陸塊長期拼合形成，見證復雜的地質—構造—巖漿作用的演化歷史（張國偉等, 2001）。該造山帶是中國大陸中央造山帶的重要組成單元，由華北陸塊與揚子克陸塊及其間的微陸塊經多期碰撞—匯聚而形成的（Mattauer et al., 1985; Kr?ner et al., 1993; Meng and Zhang, 2000; 張國偉等, 2001; Dong et al., 2011b,2016），自北向南主要由華北陸塊南緣、北秦嶺地體、南秦嶺地體和揚子陸塊北緣四個塊體構成（張國偉等, 2001; Dong et al., 2011b; 圖1a）。北秦嶺地體因遭受多期次俯沖—碰撞等構造事件疊加而成為該造山帶中最復雜的塊體（Dong et al., 2021）。晚中生代時期，華北板塊南緣和北秦嶺地體均形成了大量的花崗質巖基和巖株。隨著華北陸塊南緣一系列鉬礦床的發現（如：孟芳等，2012），與其在時間和空間密切伴生的花崗巖得到廣泛的關注（Wang et al., 2020; Yang et al., 2020; He et al., 2021）。與華北南緣相鄰的北秦嶺地體出露多個規模較大的晚中生代花崗巖體，但對其研究仍不盡完善，需要更豐富的同位素地質年代學和地球化學數據，探究其巖石成因和構造背景。

圖1 （a）北秦嶺地體東段地質簡圖（根據Zhao et al., 2001修改）；（b）黃花墁巖體地質簡圖（根據梁濤等，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

前人對秦嶺造山帶包括華北陸塊南緣晚中生代花崗巖的研究成果顯示，該時期的花崗巖可劃分為早期160~130 Ma和晚期120~100 Ma兩個階段（王曉霞等, 2011; Wang et al., 2015b; 高昕宇和趙太平, 2017; Li et al., 2018），其形成的源區物質和構造背景可能存在明顯的差異。相對于早期花崗巖，晚期花崗巖SiO2含量較高，但Al2O3、FeOT、MgO和CaO含量較低，同時具有低的Sr/Y和明顯的Sr、Ba、Eu負異常。這些差異暗示不同期次的巖漿巖的物質源區和構造背景存在差異。然而，不同學者提出了不同的地球動力學背景解釋，主要有：（1） 形成于秦嶺造山帶后碰撞階段伸展環境下（Harris et al., 1986）；（2）與揚子板塊的向北俯沖有關（Dong and Santosh, 2016）；（3）與古太平洋板塊向歐亞大陸的俯沖有關（Mao et al., 2011a, b;Pirajno and Zhou, 2015; Li et al., 2018）。由于秦嶺造山帶內不同的構造單元基底巖石類型和形成時代存在顯著的差異，對晚中生代花崗巖的巖漿源區特征的認識依然存在較大爭議（Li et al., 2018）。

黃花墁巖體是出露于北秦嶺地體東部大型的花崗質巖體之一（圖1b）。前人對黃花墁巖體的研究薄弱，高精度的同位素地質年代學和放射性成因同位素地球化學數據較為匱乏，對其巖石成因的認識尚存爭議，如：（1）黃花墁巖體源自中—下地殼的部分熔融作用，源區物質主要為大量的二郎坪群變基性火山巖和少量的變沉積巖（鐘玉芳，1998）；（2） 加厚的巖石圈發生拆沉作用，誘發深部流體底侵，進而導致部分熔融（梁濤等，2019）。在詳細的野外地質巖石學觀察基礎上，本文對黃花墁巖體開展系統的鋯石U-Pb同位素年代學、元素地球化學和Sr-Nd-Pb同位素地球化學分析測試，明確地球化學組成特征，探討黃花墁巖體的巖漿源區性質及其蘊含的地質意義，豐富對北秦嶺地體晚中生代花崗巖成因和地殼演化的認識。

1 北秦嶺地體地質背景與黃花墁巖體

北秦嶺地體，北以洛南—欒川—方城斷裂為界，南以商丹縫合帶為界，經歷了復雜的地質—構造—巖漿演化歷史。地體內巖漿作用十分發育，主要記錄有新元古代、古生代、早中生代和晚中生代四期巖漿活動（Ratschbacher et al., 2003; Meng and Zhang, 2000）。在地體內部，自北向南發育有寬坪群、二郎坪群、秦嶺群和丹鳳群，各巖石—構造單元之間由大型的相互逆沖疊置的韌性剪切—斷裂帶所分隔，主要發育有鐵爐子—黑溝—欒川斷裂帶、喬端—瓦穴子斷裂帶、朱陽關—夏館斷裂帶和商丹縫合帶（Mattauer et al., 1985; Meng and Zhang, 2000;張國偉等， 2001; Dong et al., 2012）。

北秦嶺地體東段發育有多個晚中生代花崗巖體，自西向東依次為牧護關巖體、蟒嶺巖體、老君山巖體和黃花墁巖體（圖1a）。牧護關巖體和蟒嶺巖體形成時代較早，形成于153~140 Ma （Zhang et al.,2019）；老君山巖體和黃花墁巖體形成時代較晚，形成于約120 Ma （Tang et al., 2021）。黃花墁巖體位于河南省西峽縣北部，也稱為二郎坪巖體。該巖體呈橢圓狀出露于朱陽關—夏館斷裂帶以北，出露面積約為120 km2（鐘玉芳， 1998），侵入于早古生代二郎坪群中。二郎坪群主要由蛇綠巖套和碎屑沉積巖組成，為一套海相火山—沉積建造，變質程度普遍為低綠片巖相，局部角閃巖相（Dong et al., 2011b）。

野外地質調查表明，黃花墁巖體的巖性比較單一，主體為黑云母二長花崗巖，其中巖體中部為中粗粒黑云母二長花崗巖，邊部為似斑狀黑云母二長花崗巖，局部發育極少量的正長花崗巖（據梁濤等，2019）。黑云母二長花崗巖多為肉紅色—灰白色，塊狀構造，主要礦物有鉀長石（30~40 vol.%）、斜長石（20~40 vol.%）、石英（20~25 vol.%）、黑云母（5~8 vol.%）（圖2），副礦物主要為榍石和鋯石等。顯微鏡下可以觀察到：鉀長石發育卡氏雙晶和格子雙晶，較為自形；斜長石多呈半自形—自形板狀，可見聚片雙晶；石英多呈半自形—他形粒狀；黑云母多呈半自形片狀（圖2c, d）。

圖2 野外地質、巖石手標本和巖石顯微照片Fig. 2 Field pictures and microphotographs of the Huanghuaman pluton

2 分析方法

全巖粉末和巖石薄片在河北省廊坊市科大巖石礦物分選技術服務有限公司完成。挑選新鮮、均一的巖石樣品，粉碎制成200目巖石粉末。巖石主量元素組成分析測試由澳實分析檢測（廣州）有限公司完成，采用X射線熒光（XRF）熔片法，主量元素氧化物的檢出限最低為0.01 wt%，分析精度優于2%。微量元素組成分析在中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室完成。將50 mg樣品粉末在Teflon溶樣彈中高溫高壓加熱，使其完全溶解，然后將其轉移至PET瓶中并以Rh作為內標定容至80 g；微量元素組成的分析采用ICP-MS完成，絕大多數元素分析精度優于5%，個別元素（如Cr、Co、Ta、Nb等）精度約為10%（侯振輝和王晨香，2007）。

全巖Rb-Sr、Sm-Nd和Pb元素的化學分離純化和同位素組成測量在中國科學技術大學固體同位素地球化學實驗室完成，詳細的化學流程和熱電離質譜計測量方法參見 Chen等 （2000，2007）。測得樣品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值分別采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾矯正。Pb同位素測試采用國際標樣NIST SRM 981進行平行測試監控，并保持樣品測試溫度基本恒定，得到質量分餾矯正因子為每原子單位0.1%。計算143Nd/144Nd初始值和εNd(t)值時，采用147Sm衰變常數λSm=6.54×10-12year-1（Lugmair and Marti, 1978），球粒隕石147Sm/144Nd 和143Nd/144Nd現代值分別為0.1960和0.512630（Bouvier et al., 2008）。單階段Nd模式年齡計算采用的虧損地幔147Sm/144Nd和143Nd/144Nd現代值分別為0.2137和0.51315（Depaolo, 1988），兩階段Nd模式年齡計算時采用平均陸殼147Sm/144Nd值為0.1180（Liew and Hofmann, 1988; Jahn and Condie,1995）。

鋯石陰極發光（CL）圖像采集和U-Pb同位素定年分析工作在中國科學技術大學掃描電鏡實驗室和LA-ICP-MS實驗室完成。同位素比值外部標準校正采用國際標準鋯石91500，元素含量校正外標采用NIST SRM 610和612，內標采用29Si。每隔5個樣品點分析2次鋯石標準91500，每分析10個樣品點，分析2次NIST 610。激光剝蝕的束斑直徑為32 μm，分析流程、儀器操作條件和參數可以參照 Liu等（2007）。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb同位素年齡

從黃花墁巖體采集了10件二長花崗巖樣品，選取其中4件具有代表性的巖石樣品 (編號HHM1401、HHM1404、HHM1406、HHM1407) 開展了鋯石U-Pb同位素定年。鋯石U-Pb同位素組成和對應的年齡值列于表1中，U-Pb諧和圖解和典型鋯石陰極發光圖像見圖3。鋯石均為無色透明，自形程度較好，大多具有長柱狀或針狀特征，少數為板狀，長度約為100~350 μm，長寬比為1.5∶1至3∶1。鋯石的陰極發光圖像表明，4件樣品的鋯石顆粒具有相似的形態學，絕大部分鋯石顆?？梢娒黠@的震蕩環帶或者條帶狀環帶（圖3），未觀察到復雜的核—?！厓炔拷Y構特征，結合其較高的Th/U比值（>0.4），屬于巖漿成因的鋯石。

表1 黃花墁巖體LA-ICP-MS 鋯石U-Pb同位素分析結果Table 1 Zircon U-Pb isotopic data of the Huanghuaman pluton by the LA-ICP-MS technique

圖3 黃花墁巖體花崗巖的鋯石陰極發光圖片和U-Pb同位素年齡諧和圖解Fig. 3 Cathodoluminescence images and U-Pb concordia diagrams of zircon grains from the Huanghuaman pluton

樣品HHM1401的19個分析點的206Pb/208U年齡較為集中，其加權平均值為117±1 Ma（MSWD=0.14）；樣品HHM1404的20個206Pb/208U加權平均年齡為118±2 Ma（MSWD=0.67）；樣品HHM1407的19個206Pb/208U加權平均年齡為118±1 Ma（MSWD=0.38）；樣品HHM1407的22個測試點206Pb/208U年齡的加權平均值為119±1 Ma （MSWD=0.44）。在分析過程中，沒有獲得古老的繼承或捕獲鋯石年齡，與CL圖像顯示的鋯石內部結果特征吻合。由于LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年方法通常具有約4%的外部誤差（2SD） （Klotzli et al.,2009; 李獻華等，2015），因此在誤差范圍內，4件樣品的加權平均年齡值一致，代表黃花墁巖體的巖漿形成或侵位于早白堊世（119~117 Ma）。

3.2 主量元素和微量元素地球化學組成

表2 黃花墁巖體全巖主量、微量元素地球化學組成Table 2 Contents of major and trace elements of whole rocks from the Huanghuaman pluton

圖4 (a) 黃花墁巖體A/CNK-A/NK圖解; (b) SiO2-K2O關系圖解 (底圖據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標準化蛛網圖上（圖5a），黃花墁表現為富集大離子親石元素，虧損高場強元素，具有比較明顯的Ba、Sr和Nb-Ta負異常和Th-U正異常。在稀土元素球粒隕石標準化模式圖上，所有樣品都表現為輕稀土元素（LREE）富集、重稀土元素（HREE）虧損的配分模式（圖5b），具有明顯的Eu負異常（Eu/Eu*值為0.44~0.66）。它們具有相對較低的稀土元素總量（∑REE=79.2×10-6~131.31×10-6），LREE/HREE比值為7.14~10.22，(La/Yb)N值為6.48~13.34，(Gd/Yb)N比值為1.17~2.13。Rb/Sr比值為0.64~1.02，Sr/Y比值為8.54~15.36，Zr/Hf比值為35.56~42.64，Nb/Ta比為9.41~12.52。

圖5 (a) 微量元素原始地幔標準化蛛網圖; (b) 稀土元素球粒隕石標準化圖解（球粒隕石、原始地幔標準化數據均引自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 巖石Sr-Nd-Pb同位素組成

10件二長花崗巖樣品Sr-Nd和Pb同位素分析結果分別列于表3和表4中。樣品的87Rb/86Sr比值為1.880~2.952，測得的87Sr/86Sr比值變化在0.709256至0.711468之間，扣除放射性成因87Sr后（T=118 Ma），87Sr/86Sr初始值為0.7059~0.7070；147Sm/144Nd比值為0.1053~0.1194，測得的143Nd/144Nd比值范圍在0.512281至0.512367之間， 初始?Nd值為-5.7~-4.1，二階段Nd同位素模式年齡值為1.40~1.27 Ga，與一階段模式年齡值（1.32~1.15 Ga）相近。測得的206Pb/204Pb比值為18.022~18.293、207Pb/204Pb比值為15.491~15.532、208Pb/204Pb比值為38.170~38.398，扣除放射性成因Pb后（T= 118 Ma），206Pb/204Pb初始值為17.825~18.094、207Pb/204Pb初始值為15.485~15.515、208Pb/204Pb初始值為37.939~38.047。

表3 黃花墁巖體全巖Sr-Nd同位素地球化學組成Table 3 Whole rock Sr and Nd isotopic composition of the Huanghuaman pluton

表4 黃花墁巖體全巖Pb同位素地球化學組成Table 4 Whole rock Pb isotopic composition of the Huanghuaman pluton

4 討論

4.1 北秦嶺地體早白堊世巖漿巖的源區特征

黃花墁巖體巖性為黑云母二長花崗巖，暗色礦物主要為黑云母和角閃石，副礦物主要為鋯石、榍石和磁鐵礦，并未發育堇青石、石榴石、紅柱石等富鋁礦物，也無堿性暗色礦物出現，結合較高的Na2O含量、較低的Al2O3含量和P2O5與SiO2明顯的負相關性（圖6a），判斷黃花墁巖體為I型花崗巖。在高場強元素對主要氧化物比值及Ga/Al比值的判別圖解上（圖6b-d），巖體均落在非A型花崗巖區域內，具有高分異的特征。這些地球化學組成特征暗示，黃花墁巖體為較高的分異程度、弱過鋁質高鉀鈣堿性I型花崗巖，其巖漿源區主體可能由巖漿巖或變質巖漿巖(正片麻巖)構成。

圖6 (a) 巖石P2O5含量與SiO2含量相關性圖解; (b) FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解; (c) (Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解;(d) 10000Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解。(b)-(d)底圖根據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

黃花墁巖體具有輕、重稀土元素顯著分異、大離子親石元素富集、高場強元素虧損等微量元素特征，暗示巖漿物源以地殼物質為主。前人研究表明，華北陸塊南緣基底巖石具有低的放射性成因鉛同位素（206Pb/204Pb<17.50，207Pb/204Pb<15.60，208Pb/204Pb<37.70；侯廣順, 2003），與黃花墁巖體較高的放射性成因鉛同位素組成差異明顯（圖7），故黃花墁巖體成巖物質不太可能繼承自華北陸塊南緣的古老結晶基底。在鉛同位素圖解中可以觀察到（圖7），黃花墁巖體Pb同位素組成與北秦嶺地體內的二郎坪群、寬坪群和秦嶺群巖石表現出較好的親緣關系。

圖7 黃花墁花崗巖Pb同位素組成圖解（底圖根據Zartman and Doe, 1981）Fig. 7 Pb isotopic compositions of the Huanghuaman pluton (Base map after Zartman and Doe, 1981)

在秦嶺造山帶東段，晚中生代大規模的花崗質巖漿作用常以130~125 Ma為界劃分兩個巖漿階段 （Wang et al., 2013, 2020; 高昕宇和趙太平， 2017;Li et al., 2018; Yang et al., 2020）。在北秦嶺地體中，這兩個階段花崗質巖體均有發育，其中第一階段（約160~130 Ma）以牧護關、蟒嶺、秋樹灣等巖體為代表，具有較為富集的同位素組成，87Sr/86Sr初始值為0.7054~0.7103，εNd(t)值為-16.0~-7.0（Bao et al., 2019; Zhang et al., 2019），表明其巖漿源區主要為古老的地殼物質，可能形成于加厚的下地殼部分熔融作用；第二階段（約120~110 Ma）以黃花墁巖體和老君山巖體為代表，這些巖體具有相對較為虧損的同位素組成，87Sr/86Sr初始值為0.7059~0.7070，εNd(t)值為-5.7~-4.1，（本文; Tang et al., 2021; 圖8），暗示晚期花崗質巖體的巖漿源區以新生地殼物質再造為主，或者來源于殼、幔巖漿混合。在蟒嶺巖體中，與其同時代的閃長巖（147~145 Ma）同樣具有富集特征的放射性成因同位素組成，87Sr/86Sr初始值為0.7064~0.7067，εNd(t)值為-11.5~-8.7（Zhang et al., 2019）。這與鄰區中基性巖墻富集的Sr-Nd-Pb同位素組成相似（王團華等，2008），共同暗示晚中生代期間該地區下覆巖石圈地幔具有明顯富集的地球化學組成，不能為黃花墁巖體和老君山巖體提供同位素組成相對虧損的源區端元，除非在約140~120 Ma期間，由于拆沉作用或類似過程，軟流圈地幔置換古老的大陸巖石圈地幔而使其地球化學組成發生改變。黃花墁巖體具有較高的SiO2含量和較低的MgO、Cr和Ni含量，與大量地幔物質貢獻的特征存在明顯差異（Wang et al., 2015c及其引文），可以排除明顯的地幔物質加入而導致黃花墁巖體具有虧損同位素組成，故其巖漿源區主要為新生地殼物質重熔再造，可能加入少量的古老地殼物質，如秦嶺群片麻巖。在北秦嶺地體中，秦嶺群屬于最古老的基底，主要由古元古代—新元古代片麻巖、古元古代角閃巖和大理巖組成（楊力等, 2010; Zhang et al., 2019; Tang et al., 2021）。在同位素組成上，秦嶺群片麻巖與黃花墁巖體差異明顯，可能是次要的巖漿源區物質端元（圖8）。

圖8 黃花墁巖體Sr-Nd同位素組成Fig. 8 Sr-Nd isotopic compositions of the Huanghuaman pluton

在北秦嶺地體東段，出露有多階段的、相對年輕的基性地殼巖石，如早古生代二郎坪群火山巖（470~460 Ma；趙姣等, 2012）、寬坪群變基性巖（約660 Ma；Liu et al., 2013）、秦嶺群中新元古代早期和早古生代變基性巖（約980 Ma和450 Ma，陳雋璐等，2007; 張宗清等, 1994）。這些新生的基性或變基性巖石的εNd值主要變化在-5至+5之間（圖8；張宗清等，2006；閆全人等，2009），演化至早白堊世仍具有相對虧損的同位素組成，可能作為新生地殼成為黃花墁巖體巖漿源區物質中主要候選端元。寬坪群發育有新元古代變基性火山巖，其Nd同位素模式年齡值與黃花墁巖體相似，但具有相對虧損的Nd同位素組成（Zhang et al., 2019;Tang et al., 2021）。黃花墁巖體侵位于二郎坪群中，其早古生代基性火山巖也具有虧損的Nd同位素組成（Liu et al., 2013），但基性火山巖的Nd同位素模式年齡值低于黃花墁巖體的模式年齡值，故不是唯一的巖漿源區物質。

最近的研究顯示在華北陸塊南緣可以識別出規模顯著的晚中生代中基性—酸性火山巖（He et al.,2022）。這些年輕火山巖富含繼承或捕獲鋯石，其結晶時代變化范圍廣，記錄了太古代晚期、古元古代、新元古代、古生代、早中生代等主要期次巖漿-變質事件，暗示華北陸塊南緣下覆的深部地殼蘊含秦嶺造山帶乃至揚子陸塊北緣地殼物質（He et al.,2022）。這些物質在早中生代造山作用時期，俯沖至華北陸塊南緣深部，并在滯留約80百萬年之后，發生大規模的地殼熔融作用，形成這些晚中生代火山巖。在揚子陸塊北緣和南秦嶺地體發育新元古代基性巖，其同位素組成與黃花墁巖體相似（Zhu et al., 2014; Tang et al., 2021）。這些新元古代基性巖組成的新生地殼可以在隨后的早古生代和/或早中生代造山過程中俯沖至北秦嶺地體之下，成為潛在的巖漿源區物質。老君山巖體的研究結果也表明，其巖漿源區物質主要為揚子陸塊新元古代新生的地殼物質，這些俯沖至北秦嶺地體之下的新生地殼在早白堊世發生部分熔融，形成老君山巖體（Tang et al., 2021）。

對比華北陸塊南緣同時期形成的花崗巖，如：太山廟花崗巖（125~113 Ma; He et al., 2021）和東溝礦床花崗斑巖（118~112 Ma; 葉會壽等，2006; 戴寶章等，2009; Yang et al., 2013），可以發現出露于華北陸塊南緣的早白堊世花崗巖體具有富集的同位素組成和古老Nd同位素模式年齡（圖9; 太山廟巖體εNd(t)為-13.5~-12.7；He et al., 2021；東溝花崗斑巖εNd(t)為-17.3~-13.2；戴寶章等, 2009; Yang et al., 2013），晚侏羅世花崗巖則來源于更富集的Nd同位素組成的地殼物質（Wang et al., 2015a, b, 2020;Yang et al., 2020）。這一特征表明，華北陸塊南緣該時期的花崗巖體的巖漿源區以古老的地殼物質為主，少有新生地殼物質的加入，可能是北秦嶺地體和華北陸塊南緣的基底物質差異，或俯沖至華北陸塊南緣的揚子陸塊新生地殼顯著減少導致的。

圖9 華北陸塊南緣和北秦嶺地體晚中生代花崗巖初始εNd值-形成時代圖解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 早白堊世新生地殼再造作用的構造背景

黃花墁巖體和老君山巖體同屬北秦嶺地體東段晚中生代第二階段早白堊世巖漿作用產物（孟芳等，2012; Tang et al., 2021），與北秦嶺地體第一階段晚侏羅世—早白堊世花崗質巖體存在明顯的地球化學差異；第一階段巖體具有埃達克質巖石的地球化學組成特征，可能是加厚下地殼部分熔融的產物（Zhang et al., 2019）。第二階段巖體具有相對較低的Sr/Y比值，表現出在正常的地殼厚度條件下部分熔融形成的巖漿巖地球化學組成特征。同時，這些早白堊世花崗質巖體具有相對虧損的Nd同位素組成特征（圖8和圖9），區別于第一階段巖體 （Zhang et al., 2019）和華北陸塊南緣晚中生代花崗質巖體（Yang et al., 2013; 2020; Wang et al.,2020; He et al., 2021）。新近的研究發現，在北秦嶺地體西段太白巖體內早白堊世花崗巖（約120 Ma）也具有相對虧損的Sr-Nd同位素組成特征，初始87Sr/86Sr值0.7044至0.7067，初始εNd值-3.4至-2.6（圖9; Xue et al., 2022）。這些具有虧損的同位素組成特征的早白堊世花崗質巖體暗示，北秦嶺地體深部蘊含分布廣泛的新生地殼，這些新生地殼形成于新元古代、古生代和早中生代，在早白堊世經歷大規模的地殼再造作用。大量的研究表明，秦嶺造山帶經歷了元古代、古生代和中生代多期次的俯沖—碰撞—造山事件，于早中生代完成最后的拼合（張國偉等, 2001; Ratschbacher et al., 2003; Dong et al., 2011a, 2013, 2016; Dong and Santosh, 2016）。新生的地殼巖石可能是多期次造山作用的產物，并隨著俯沖—碰撞作用就位于北秦嶺地體地殼深部。

對于秦嶺造山帶東段晚侏羅世和早白堊世兩期巖漿作用的構造背景存在兩種認識或解釋：（1）華南陸塊向華北陸塊俯沖而導致地殼加厚，隨后俯沖板片斷離和后撤，加厚的下地殼發生拆沉，巖石圈伸展減?。ㄍ鯂鵂N和楊巍然，1998; 許長海等,2001; 李曙光等，2005）；（2）華北和揚子陸塊發生陸—陸碰撞作用形成加厚的地殼，在太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖過程，大地構造體制由南北向的外部擠壓轉變為陸內強烈的伸展作用，巖石圈發生大規模的伸展減?。拔牡? 2005; Mao et al., 2010;Wang et al., 2015a, 2015b; Suo et al., 2019）。秦嶺造山帶由南北向擠壓轉變為近東西向擠壓和南北向伸展，誘發幔源巖漿的底侵，為秦嶺造山帶東段下地殼部分熔融作用提供熱源和/或部分物源，最終導致加厚的古老下地殼部分熔融形成晚中生代第一階段巖漿巖，進一步伸展作用誘發俯沖的或位于深部的新元古代—古生代—中生代的新生地殼巖石部分熔融，形成具有同位素虧損特征的早白堊世花崗質巖體。

5 結論

黃花墁巖體屬于弱過鋁質高鉀鈣堿性系列I型花崗巖，其主體黑云母二長花崗巖形成于早白堊世，119~117 Ma，巖漿作用規模大、延續時限短，可能受控于早白堊世地殼伸展的構造背景。

北秦嶺地體早白堊世花崗巖，包括東段的老君山巖體、黃花墁巖體和西段的太白巖體，具有相對虧損的Nd同位素組成特征，暗示北秦嶺地體早白堊世經歷大規模的新生地殼再造作用。這些地殼物質可能來自俯沖到北秦嶺地體深部地殼的揚子陸塊或南秦嶺地體多期次生長的新生地殼物質。

在同位素組成上，黃花墁巖體與北秦嶺地體晚侏羅世牧護關巖體和蟒嶺巖體存在差異，也明顯有別于華北陸塊南緣晚中生代花崗質巖體，體現了秦嶺造山帶深部地殼物質組成復雜性。

致謝:本文研究得到肖平和賀劍峰在元素分離純化和同位素組成測定方面的協助。