蒙古國東南部巨斑狀二長花崗巖地球化學特征與巖石成因機制探討

郭志華，張寶林，沈曉麗，賈文臣，黃雪飛

1.中國科學院地質與地球物理研究所礦產資源研究重點實驗室，北京 100029

2.中國科學院研究生院，北京 100049

0 引言

研究區位于西伯利亞板塊與華北板塊之間的蒙古—興安造山帶，中亞—蒙古巨型構造帶的東段。中亞造山帶的構造演化經歷了由板塊俯沖到碰撞拼合，再到后造山構造塌陷和拉張等若干階段，其巖漿活動相應地由俯沖型到碰撞型，最后變為拉張型。因此，正確識別不同造山過程的巖石記錄，了解其形成機理及其產出的地球動力學背景，對于認識大陸造山帶特征、再造山過程具有十分重要的意義。南蒙古的地質特征和東南戈壁區的特殊性質記錄了古亞洲洋北部邊緣從奧陶紀到二疊紀的演化過程，伴隨著島弧增長、弧后斷裂和構造演化的一系列階段［1－2］。中蒙邊境地區蒙古國一側銅、鋅、金和鉬礦產資源分布廣泛，是實施我國“兩種資源，兩個市場”全球礦產資源戰略的最佳選區。自21世紀初，加拿大艾文豪礦業公司在中蒙邊境蒙古一側80km處發現歐玉陶勒蓋巨型銅－金礦床以來，中蒙邊境地區銅多金屬礦床的成礦理論研究和找礦勘查工作就一直是人們關注的“熱點”問題［3］。但是興蒙造山帶東段找礦進展緩慢，而中西段卻大礦聚集，原因是東段基礎地質研究薄弱，很多重要地質問題認識不清，制約了找礦工作的戰略部署。迄今為止，在東南戈壁成礦帶內還沒有報道最基礎的地質演化和原始巖漿的年齡數據［4］。

大量巖漿侵入體的存在是一系列構造帶內大陸增生的重要特征。蒙古國境內廣泛發育的古生代花崗巖的主導作用是不容忽視的［5］。興蒙造山帶東段以廣泛發育顯生宙花崗巖為其主要特征。近年來，高精度鋯石U－Pb年代學資料表明［6］，東北地區顯生宙花崗巖以中生代為主，并初步確定了其年代學格架，這深化了人們對東北地區中生代花崗巖及構造演化的認識，但目前對該構造帶蒙古境內的花崗巖尚缺乏系統的研究。

近年來，筆者在蒙古國東南部蘇赫巴托爾省額爾德尼查干地區開展地質調查工作時，對發育于該地區的花崗巖類進行了較為系統的巖石學、地球化學、同位素年代學等研究，獲得了大量資料。筆者主要通過對該區巨斑狀二長花崗巖特征的研究，為認識本區早古生代大地構造演化歷史提供新的證據。

1 研究區地質概況與樣品采集

研究區位于蒙古國蘇赫巴托爾省額爾德尼查干蘇木，距離中國的珠恩嘎達布齊口岸僅70km，在地貌上屬于草原緩山區或中山區，海拔高度為1 100～1 400m，大地構造上位于蒙古弧形構造帶的東段。區域上：Ⅰ級大地構造單元屬西伯利亞板塊東南陸緣，以二連—賀根山板塊對接帶為界，南部為華北板塊北部陸緣；Ⅱ級構造單元屬南蒙古—大興安嶺古生代陸緣增生帶（蒙古—大興安嶺弧形構造帶），其南界為二連—賀根山深斷裂，北界為中蒙古—得爾布干深斷裂；Ⅲ級構造單元屬南戈壁—東烏旗晚古生代陸緣增生帶，以賽音山達南—烏奴爾—鄂倫春深斷裂為界，北側為南蒙古—喜桂圖旗早古生代陸緣增生帶，NE—NEE向斷裂發育。礦區植被覆蓋嚴重，據溝谷展布情況推測其主構造線同區域上一致，為 NEE—SWW 向（50°～60°）及 NW 和近EW向。出露地層由老到新主要有泥盆系、石炭系、白堊系、第三系、第四系。巨斑狀二長花崗巖主要分布于研究區的中北部，樣品的采集位置見圖1。

2 野外地質產狀及巖相學特征

巨斑狀二長花崗巖是研究區內最早形成的巖漿巖，出露面積約為40km2，露頭良好，呈灰色，球狀風化現象明顯（圖2a）。巖石呈斑狀結構：斑晶主要由白色長板狀斜長石和石英組成，斜長石的長軸長度為1～8cm，且具有一定的方向，斑晶往往不均勻分布；基質呈中粗粒結構，塊狀構造，主要由淺色粒狀斜長石、石英組成，暗色礦物由黑云母和角閃石組成。局部分布大小約1～10cm的深色析離體，深色析離體主要由黑云母組成。

鏡下觀察該巖體的礦物均為全晶質，具斑狀結構、花崗結構（圖2b），主要礦物體積分數為：斜長石20%，堿性長石20%～25%，石英45%～50%，黑云母3%～4%。斑晶為石英，基質有斜長石、堿性長石、石英等。斜長石呈灰白色，半自形—他形粒狀，粒徑為0.1～0.7mm，可見環帶結構，多色性明顯，發育卡鈉復合雙晶及聚片雙晶（圖2c），并有裂紋（圖2b），部分已蝕變成白云母。堿性長石呈灰白色，半自形—他形粒狀，粒徑為0.1～0.5mm，發育格子雙晶，可見鉀長石與鈉長石構成的條紋長石，有弱的高嶺土化現象。石英呈他形粒狀，填充在長石中，粒徑為0.1～0.8mm，無色，最高干涉色一級黃白，突起低。黑云母呈自形—半自形細小片狀，粒徑為0.2～1.0mm（圖2d）（個別黑云母粒徑可高達1 cm，發生非常強烈的絹云母化），棕—淺棕色，發育一組極完全解理，多色性明顯，有弱的綠泥石化現象，且多發生絹云母化及弱綠泥石化（圖2e）。

3 測試方法

3.1 鋯石 U－Pb年齡

圖1 研究區構造位置示意圖及采樣位置分布圖Fig.1 Tectonic location and samples distribution map of the research region

圖2 巨斑狀二長花崗巖的野外露頭和鏡下特征Fig.2 Field outcrops and the histological features of the giant phenocryst adamellite

花崗巖的鋯石分選在河北省區域地質礦產調查研究所完成。將大約5kg的樣品（EX09－104）破碎到60～80目，經常規浮選和磁選后，在雙目顯微鏡下挑純。將挑純的鋯石顆粒粘在雙面膠上，然后用無色透明的環氧樹脂固定，待環氧樹脂充分固化后拋磨至約粒徑的1／2，使鋯石內部充分暴露，進行鋯石顯微照相（反射光、透射光和CL圖像）。鋯石的陰極發光（CL）圖像在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室掃描電鏡上完成。根據CL圖像的形態判斷，所挑選出的鋯石均為典型的巖漿鋯石（圖3）。鋯石普遍呈短柱狀或板狀，長寬比多數為2∶1～4∶1，發育震蕩環帶。鋯石U－Th－Pb年齡分析在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成，分析儀器為美國NewWave Research Inc.公司生產的激光剝蝕進樣系統（UP193SS）和美國AGILENT科技有限公司生產的Agilent 7500a型四級桿等離子體質譜儀聯合構成的激光等離子質譜儀（LA－ICP－MS）。激光等離子質譜儀分析的工作原理見文獻［7］。本次分析激光器工作頻率為10Hz，剝蝕物質載氣為高純度He氣，流量為0.5L／min。Angilent等離子質譜儀工作條件為：冷卻器流量15L／min，輔助氣（Ar）流量1.2L／min，采集時間20ms。元素含量校準標樣為NIST612，鋯石U／Pb值及年齡校準用標準鋯石91500；數據處理用Glitter4.4。單個數據點誤差均為1σ，加權平均值誤差為2σ。

圖3 研究區巨斑狀二長花崗巖中部分鋯石的形態及分析點位圖Fig.3 Cathodoluminescence（CL）images of zircons from the giant phenocryst adamellite in the research region

3.2 巖石地球化學

對肉眼觀察新鮮、鏡下觀察無蝕變花崗巖體的10件樣品磨碎至200目后，進行了主量、微量和稀土元素的分析測試。主量、微量和稀土元素在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室完成。主量元素使用X－射線熒光光譜儀（XRF－1500）測試完成，分析誤差小于5%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制備樣品，使用ICP－MS（Element II）測試完成。分析精度：當元素質量分數大于10×10－6時，精度優于5%；當質量分數小于10×10－6時，精度優于10%。

3.3 巖石Sr－Nd同位素

本次工作選取6件新鮮且主微量數據比較理想的樣品進行Sr－Nd同位素分析。該分析在中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室完成。Sm和Nd的分離使用常規的2次離子交換技術，質譜分析使用7個接收器的Finnigan MAT－262質譜儀，Sr采用靜態模式而Nd則采用動態模式。Nd同位素比值測定以146Nd／144Nd＝0.721 9進行標準化；Sr同位素比值測定采用86Sr／88Sr＝0.119 4進行質量分餾校正，Sr同位素標準為NBS607，87Sr／86Sr＝1.200 35±1（2σ，n＝6）。實驗室全流程本底：Rb、Sr為10－10～10－11g，Sm、Nd為10－11～10－12g。Sr－Nd同位素數據測試在德國Finnigan公司MAT－262熱電離質譜計（TIMS）上完成，化學流程和同位素比值測試可參見文獻［8］。

4 分析結果

4.1 二長花崗巖鋯石U－Pb年齡

蒙古國東南部巨斑狀二長花崗巖體尚未進行過年代學研究。筆者對其進行了鋯石LA－ICP－MS法U－Pb測年，分析結果列于表1。

前人［9］研究表明，238U和235U的半衰期及豐度存在差異，鋯石中放射成因207Pb的豐度比放射成因206Pb的豐度約低20倍，使前者的測量精度較差，導致207Pb／235U和207Pb／206Pb年齡值往往不能反映巖體形成的真實年齡。對于放射成因組分積累較少的年輕鋯石來說，206Pb／238U年齡比207Pb／235U和207Pb／206Pb年齡更能反映鋯石的結晶時間。由此可見，206Pb／238U年齡加權平均值應較好地代表了鋯石的結晶年齡。鋯石陰極發光圖像顯示，巨斑狀二長花崗巖EX09－104樣品中大多數鋯石晶體形態較好，呈單錐或雙錐狀，具清楚的生長韻律環帶（圖3），表明其為巖漿成因鋯石。在一致曲線圖（圖4）中，EX09－104樣品的13個數據點集中分布，其206Pb／238U年齡的加權平均值為（454.3±3.8）Ma，MSWD為0.96，表明年齡的可信度較高。因此，該二長花崗巖體形成于晚奧陶世。

4.2 元素地球化學特征

4.2.1 主量元素特征

巖體的主量元素分析結果見表2。巨斑狀二長花崗巖的巖石化學成分變化較大：SiO2質量分數高（69.82% ～75.16%），高鋁（Al2O3質量分數為12.91%～14.49%），富堿（K2O＋Na2O質量分數為7.06%～8.16%，平均為7.48%），富鉀（K2O／Na2O＞1），MgO（0.37%～1.04%）、TFe質量分數較高（1.15%～3.15%），CaO 質量分數較低（0.64%～1.59%），另具有較高的 TiO2（0.12%～0.46%）。

表1 研究區巨斑狀二長花崗巖的鋯石LA－ICP MS法U－Pb分析結果Table 1 LA－ICP MS zircon U－Pb data for the giant phenocryst adamellite in the research region

圖4 巨斑狀二長花崗巖（MLI）鋯石的U－Pb年齡諧和圖Fig.4 U－Pb age concordant diagram of zircon in the giant phenocryst adamellite

在TAS圖解中，分析數據投在花崗巖區（圖5a）；在Q－A－P圖解中，投在二長花崗巖區（圖5b）。在w（SiO2）－w（K2O）圖解（圖6a）中顯示主要為高鉀鈣堿系列；在 A／NK－A／CNK圖解中，樣品都投在過鋁質區域中。

圖5 巨斑狀二長花崗巖TAS圖解（a）和Q－AP圖解（b）Fig.5 TAS diagram（a）and the Q－A－P diagram（b）of the giant phenocryst adamellite

表2 蒙古國研究區巨斑狀二長花崗巖主量元素、稀土元素及微量元素質量分數分析結果Table 2 Analyzed data of major，rare earth and trace elements of giant phenocryst adamellite in the studied area in Mongolia

圖6 巨斑狀二長花崗巖w（SiO2）－w（K2O）圖解（a）gn A／NK－A／CNK圖解（b）Fig.6 The w（SiO2）－w（K2O）diagram of the giant phenocryst adamellite（a）and A／NK－A／CNK diagram（b）

4.2.2 微量和稀土元素特征

巨斑狀二長花崗巖的稀土元素總量（w（∑REE））為（43.47～158.11）×10－6，均值為104.11×10－6，顯示稀土總量中等；（La／Yb）N值為2.37～9.16（表2），整體上呈現輕稀土（LREE）富集的右傾特征（圖7）；Eu負異常較明顯。在原始地幔標準化的微量元素蛛網圖中，Rb、Th、U、Zr、Hf和輕稀土元素（如La、Ce、Nd和Sm 等）富集，Ba、Sr、P和Ti等元素強烈虧損，Nb和Ta具有中等—弱虧損，顯示了喜馬拉雅型－南嶺型花崗巖的過渡特征。

4.3 同位素地球化學特征

二長花崗巖的Sr－Nd同位素測試結果見表3。

圖7 巨斑狀二長花崗巖稀土元素配分曲線（a）和微量元素蛛網圖（b）Fig.7 Chondrite－normalized rare earth elements diagram（a）and primitive mantle normalized trace elements spider diagram（b）of the giant phenocryst adamellite

表3 蒙古國研究區巨斑狀二長花崗巖Sr、Nd同位素分析結果Table 3 Analyzed data of Sr、Nd isotopic compositions of giant phenocryst adamellite in the studied area in Mongolia

由表3可以看出，二長花崗巖的鍶初始比值（ISr）較低，為 0.702 031～0.705 976，平 均 為0.704 236，落在幔源火成巖的ISr值（0.702～0.706）范圍內，代表巖漿來自上地幔源區，沒有或很少受到地殼物質的混染。近年來的研究證實，I型花崗巖的87Sr／86Sr初始值小于0.707，而S型花崗巖則大于0.707，但是單一的Sr同位素示蹤存在某些限制。由于下地殼麻粒巖貧Rb，其現代87Sr／86Sr初始值可能與虧損地幔一樣低，所以Sr同位素體系就無法直接區別下地殼和虧損地幔的貢獻。相反在一些高度演化的酸性巖漿中，Sr含量非常低，只要很少量的地殼混染就可以顯著改變巖石的Sr同位素組成，從而導致過高的估計地殼混染程度。而且Rb、Sr兩種元素在變質作用、熱液作用乃至大氣水－巖石反應過程中有相當大的活動性，也限制了Sr同位素在巖漿源區方面的應用。研究區二長花崗巖的fSm／Nd值均為負值，變化范圍不大（－0.38～－0.25），說明源區的稀土元素Sm、Nd分餾不明顯。二長花崗巖體的143Nd／144Nd初始值較高（0.512 449～0.512 507），平均為0.512 477；εNd（t）為0.2～1.3，均為正值，該值與東北地區和興蒙造山帶顯生宙花崗巖的εNd（t）值（普遍大于0，平均值為2.0）相近，εNd＞0，表明它們來源于虧損地幔。正值越大，表明它們來源于輕稀土虧損越明顯的地幔源區。邵濟安等［14］收集了內蒙古地區不同時期火成巖的Sr－Nd同位素數據，發現這些火成巖均具有高εNd（t）低ISr的同位素特征；并認為在興蒙造山帶南蒙古洋俯沖的洋殼板片由于“軟碰撞，弱造山”的影響并沒有持續下沉，而相當部分的洋殼保留在興蒙造山帶下方的殼幔過渡帶，此后，伸展體制下地幔物質的底侵作用是形成興蒙造山帶包括花崗巖在內的高εNd（t）低ISr的深成巖的主要原因［14］。此外，該區正值較小，表明它們來源于虧損輕稀土不明顯的地幔源區。虧損地幔模式年齡TDM較為年輕，其值為1 114～1 494Ma。

5 討論

5.1 成巖物質來源

二長花崗巖具有較低的Sr初始比值和較高的Nd初始比值，顯示源區物質有較多的地幔成分。在ISr－εNd（t）圖解（圖8a）中，樣品點均位于 HIMU型地幔和BSE型地幔之間，其Nd同位素組成變化不大，但Sr同位素初始值變化較大，在圖解中近水平排列，明顯偏離地幔“主趨勢線”。這種分布特點可能與該區巖石具有較高的Rb／Sr值有關，該花崗巖體Rb／Sr值為0.50～5.67，平均為2.69，明顯高于中國東部上地殼平均值0.31和全球上地殼平均值0.32。前人［3－15］研究表明，在測試過程中，Rb／Sr值大的樣品其微小誤差將會引起87Sr／86Sr值的較大變化。該二長花崗巖體位于中亞造山帶東段，其εNd（t）值為0.20～1.30，明顯高于世界典型殼源花崗巖。一般認為由地幔部分熔融直接形成中酸性巖漿的可能性極小。Green［15］認為εNd（t）＞0的花崗巖不一定就是大陸地殼增生的標志，也可能指示花崗巖漿源自年輕的初生地殼。針對中亞造山帶顯生宙花崗巖類普遍具有較高εNd（t）值的特點，前人提出了一系列模型，諸如由新元古代初生地殼深熔形成、高度分異的幔源巖漿或新生的基性地殼與古老地殼物質混合、幔源基性巖漿同化地殼物質并發生結晶分異、幔源巖漿底侵作用和直接分異、大洋巖石圈及其派生物質（弧巖漿巖及弧前沉積物）與古陸殼混合物的重熔等。據此推測，該花崗巖的源區物質可能主要是富含地幔物質的年輕地殼，推測這種年輕的地殼主要形成于早古生代，可能由蒙古洋殼向華北陸殼俯沖時的俯沖洋殼或島弧增生雜巖組成。

前人［6－15］研究認為，東亞大陸是由西伯利亞板塊和華北板塊及其間一系列規模不等的陸塊在古生代通過大洋巖石圈的俯沖和陸塊間的碰撞拼貼而成，這種造山作用是洋殼和陸殼消減的軟碰撞過程。該花崗巖體具有興蒙造山帶顯生宙花崗巖類εNd（t）值普遍較高的特點，暗示沒有古陸殼物質參與巖漿的形成過程。在εNd（t）－TDM圖解（圖8b）中，本區花崗巖樣品落入興蒙造山帶微地塊范圍內，暗示該區所在地塊最初是在西伯利亞板塊和華北板塊之間的微陸塊，而并非華北板塊和西伯利亞板塊。

圖8 ISr－εNd（t）關系圖（a）和εNd（t）－TDM關系圖（b）Fig.8 ISr－εNd（t）relation diagram（a）andεNd（t）－TDMrelation diagram（b）

5.2 巖石成因

在古蒙古洋殼板塊向華北增生板塊俯沖碰撞過程中，由于摩擦生熱和去水作用以及遠距離效應，造成在不同的構造部位產生不同類型的花崗巖類組合。一般認為在主縫合線附近I型花崗巖較常見，遠離主縫合線S型花崗巖較發育。本區二長花崗巖具有I型花崗巖的特征，即Nd同位素初始值較高，Sr初始值較低，通常認為是由地幔熔融形成的（玄武質）巖石再次熔融的產物，因而是幔源的。再由主微量元素分析數據得知，該花崗巖中幔源物質較多，鏡下觀察其礦物成分與I型花崗巖的成分一致，即I型花崗巖特征是基本上由石英、數量不等的斜長石和堿性長石、普通角閃石和黑云母所組成，不含白云母。

另外，該二長花崗巖的w（SiO2）－w（P2O5）相關關系特征也支持以上判定。前人［6－15］的實驗表明，磷灰石在準鋁質／弱過鋁質和強過鋁質花崗巖漿中的溶解度有明顯的差異，因此可以根據巖石的w（SiO2）－w（P2O5）的相關關系特征來判別I型和S型花崗巖。I型和S型花崗巖有明顯不同的巖石化學和w（SiO2）－w（P2O5）相關關系特征（圖9a），即I型花崗巖的w（SiO2）與w（P2O5）呈明顯的負相關關系，而S型花崗巖的P2O5隨SiO2的增加無明顯降低的趨勢。由圖9得知隨著SiO2含量的增大，P2O5含量呈現下降的趨勢，雖然有個別點不一致，這可能與樣品在實驗過程中操作和樣品稱量等有關，即導致成分有所變化。由圖9b的ISr－εNd（t）關系圖可見，樣品都投在I型區域中，由以上特征可以判定該巖體屬于I型花崗巖。

圖9 w（SiO2）－w（P2O5）關系圖（a）和ISr－εNd（t）關系圖（b）Fig.9 w（SiO2）－w（P2O5）relation diagram（a）and ISr－εNd（t）relation diagram（b）

5.3 構造背景

巖漿巖組合和巖石成分與大地構造環境的密切關系已經為越來越多的地質學家所接受，判斷巖漿巖形成的構造環境，除從巖石地球化學入手外，還應結合區域構造的演化。這是因為鈣堿性巖漿地球化學特征，不僅取決于形成的構造環境，有時還取決于源區。

該巨斑狀二長花崗巖主量元素具有高硅、富堿、過鋁質的特點，在w（K2O）－w（SiO2）圖解中巖石樣品落入高鉀鈣堿性系列范圍。稀土元素具明顯的銪負異常，配分模式為向右傾斜的曲線，與上地殼稀土配分曲線相似。同位素具有較低的Sr初始比值和較高的Nd初始比值，顯示源區物質有較多的地幔成分。微量元素表現出貧 Nb、Ta、Sr、P、Ti等HFSE元素，而富集Rb、Th、Pb等LILE元素的特點，具有島弧玄武巖微量元素分布的特點。在花崗巖微量元素構造環境判別圖解中（圖10），研究區巨斑狀二長花崗巖位于島弧區，表明該巨斑花崗巖形成于同碰撞向后造山構造體制轉換過渡的伸展大地構造環境背景之下。伸展構造和幔源基性巖漿的底侵，很可能是形成花崗巖的兩個最主要的動力機制。

不同的年齡數據提供了區域構造演化的時間依據，該二長花崗巖鋯石 U－Pb年齡為（454.3±3.8）Ma，形成于早古生代晚奧陶世，該時期地殼所處構造運動為“加里東”運動，這一時期也叫加里東構造期。本區所在的興蒙造山帶，位于西伯利亞和華北中朝—塔里木地臺之間，屬于巨型中亞造山帶的東端，為中亞造山帶形成背景的古亞洲洋，大約在900 Ma前開始張開，大規模擴張在750～700Ma，而700～600Ma達到擴張的高峰。其間還經歷了若干微陸塊之間、微陸塊與南北大陸之間的碰撞，直至石炭紀最終封閉。即使在其發育的鼎盛時期，也只具有小洋盆的性質，其間存在許多微陸塊，呈現出一種多島小洋盆的構造格局，即該年齡反映了本區蒙古洋俯沖消減在華北增生板塊之下事件的年齡。由于大洋巖石圈俯沖潛沒于大陸巖石圈之下，易產生擠壓、剪切和摩擦生成熱效應，進一步誘發小型對流體，地幔物質底辟上涌，產生拉張效應和弧后的微型擴張［16－17］。構造環境判別該區花崗巖形成于早古生代島弧環境下，同時又具有同碰撞花崗巖的特征，是古生代期間蒙古洋殼和華北板塊相對運動發展的巖漿記錄。

6 結論

1）本區強過鋁質花崗巖形成時代為晚奧陶世，屬加里東構造階段，為蒙古洋向華北板塊之下俯沖消減產物。由于大洋巖石圈俯沖潛沒于大陸巖石圈之下，易產生擠壓、剪切和摩擦生成熱效應，進一步誘發小規模對流體，地幔物質底辟上涌。

2）本區花崗巖可能形成于伸展大地構造背景之下。底侵作用提供的地幔物質與熔融的下部地殼物質形成所謂的“殼－幔混熔巖漿”，然后以不同形式侵位或噴發，即侵位或噴發的峰期也正是底侵作用的峰期。因此，伸展構造和幔源基性巖漿的底侵，很可能是形成本區花崗巖的2個最主要的動力機制。

圖10 斑狀二長花崗巖微量元素構造環境判別圖解Fig.10 Diagram of application of trace element tectonic background of the giant phynocryst adamellite

3）本區巨斑狀二長花崗巖形成于弧盆構造體系，它是早古生代蒙古洋板塊俯沖的重要巖漿記錄，對其進行深入研究，有助于更深刻、具體地揭示古蒙古洋板塊區域構造演化的歷程和特點。

中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室李潮峰、靳新娣、李禾等老師在實驗過程給予了指導和幫助，蒙古九金公司黃向輝、黃其涵、李偉、烏日圖以及蒙方翻譯對野外工作順利進行提供了大力支持，在此一并致謝。

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