白垩纪是地球历史上最热的温室时期之一，但最近的一些研究表明，在白垩纪早期的某些时期，非极地地区可能存在小冰盖。鉴于A型花岗岩是无水的，且巴尔哲花岗岩岩浆锆石的δ 18 O值接近地幔值，热液锆石的δ 18 O值极负值归因于δ 18极低的大气水的加入。很可能是通过冰川运输的。考虑到该地区的海拔，大陆冰川作用可能发生在阿普第早期，这表明超级温室白垩纪期间的温度波动比之前认为的要大得多。这可能对这一时期热河群主要生物的演化产生影响。

尽管白垩纪被认为具有炎热的温室气候，但其整个历史并没有很好的记录。大多数已发表的同位素数据、陆地和海洋生物的古生物地理学、叶面貌和气候敏感沉积物的分布都被解释为表明早白垩世的温度比现在高得多，特别是在高纬度地区。然而，有一些古生物学记录表明当时气候凉爽。这种解释也得到了早白垩世巴列姆纪晚期到阿尔布阶早期的其他凉爽区间的指示，估计平均气温与现在的“冰室”相当——中期大约 10 ± 4°C - 亚洲的纬度（~42°N），意味着极地小冰盖。然而，这些冰盖的具体证据很少，因为随后温室和冰库条件之间的振荡可能会有效地消除古冰川作用的表面记录5。在这里，我们提供了来自中国东北地区古纬度~45°N的巴尔哲A型花岗岩的锆石的新δ 18 O数据，这表明来自大陆冰川融水的贡献。

来自 A 型花岗岩的岩浆锆石颗粒以棱柱形态晶体的形式出现，在阴极发光 (CL) 图像中具有振荡分区，并且 LREE 耗尽。它们的206 Pb/ 238 U 年龄为 123.9 ± 1.2 Ma（2σ，MSWD = 0.65，n = 17）。它们的正δ 18 O 值为2.79 至5.10‰，略低于正常地幔锆石δ 18 O 值5.3 ± 0.3‰ 19。它们的 ε Hf (t) 值范围为 1.51 至 12.6。花岗岩中的石英斑晶的平均 δ 18 O 值为 5.37 ± 0.54‰ (1σ)。当与岩浆锆石的加权平均 δ 18 O 值 3.47 ± 0.11‰ (1σ) 配对时，产生的 O 同位素温度为 1030°C。该温度对应于石英斑晶12中原生熔融包裹体均匀化温度的最高值（750 至 1030°C），表明花岗岩中岩浆石英和锆石之间存在 O 同位素平衡。

巴尔哲矿床中的热液锆石颗粒呈四方双锥体晶体，在 CL 图像中呈暗色，富含轻稀土元素。它们的206 Pb/ 238 U 年龄为 123.5 ± 3.2 Ma（2σ，MSWD = 0.37，n = 7），ε Hf (t) 值范围为 2.54 至 7.62。大多数热液锆石分析都得出极负的 δ 18 O 值，为 -18.12‰ 至 -13.19‰，明显低于邻近地区其他白垩纪花岗岩的岩浆锆石。据我们所知，-18.12‰是迄今为止报道的花岗岩锆石的最低δ 18 O值。

显著低于大别-苏鲁造山带花岗岩27岩浆石榴石的负δ 18 O值-14.4至-10.0‰，以及大别-苏鲁造山带变碱岩和变花岗岩25、28的变质锆石和岩浆锆石的负δ 18 O值-10.9至-7.8‰ 。这样的负δ 18大别-苏鲁岩石的O值归因于雪球地球事件之前大陆冰川融水对裂谷构造带的高温热液蚀变26 , 27。由于O在锆石29、30中扩散非常缓慢，因此结晶锆石能够保留其源23、25的原始δ 18 O特征。来自高度演化的巴尔哲岩体的热液锆石的极端负18 O 值表明，异常的18 O 贫水被掺入到热液锆石结晶的 Zr 饱和热液中。

古地磁结果显示，巴尔哲A型花岗岩位于亚洲东北部中纬度地区，自侏罗纪以来距太平洋不远。巴尔哲地区目前海拔850米。该地区没有经历晚侏罗世破火山口遗迹所表明的严重剥蚀，因此推断巴尔哲地区的古海拔约为 2 公里或更少，这不包括陆内高山。巴尔哲地区当前降水δ 18 O值估计约为-10‰35，这可能与早白垩世的情况大致相同。

如此低的δ 18 O 大气水（<-17‰）出现在高纬度地区，即格陵兰岛的现代大气降水范围为-15‰至-35‰ 。这类地区的降水量通常很低。鉴于巴尔哲距离如此低δ 18 O地区数千公里，降水量较多，δ 18 O也较高，高纬度地区的水不太可能通过河流输送到巴尔哲并保持很低的δ 18 O O 值。冰川是唯一可行的方式，可以将水输送数千公里并保持极低的δ 18O 值。因此，大陆冰川融水最有可能是负δ 18 O水（-17‰至-34‰）的来源，是中纬度地区18 O贫巴尔哲热液锆石的来源。热液锆石中存在冰川融水可以解释为目标区域的年平均气温<-7.5°C。

原则上，冰川融水可以通过直接与岩浆流体混合或通过同化先前被冰川融水在高温下改变的表层岩石而融入热液锆石中。后者需要冰川融水和花岗质岩浆在侵位过程中相互作用，赋予冷却岩浆极负的δ 18 O值，以产生类似的δ 18 O值。热液的 O 值。尽管热液锆石的O同位素受岩浆水和冰川融水共同控制，但锆石中不溶于水的微量元素的预算主要由花岗岩熔体控制。与热液锆石和岩浆锆石O同位素的巨大差异相反，热液锆石的Hf同位素落在岩浆锆石的范围内。这表明热液锆石的δ 18值达到了极负值O 的 Hf 同位素组成没有明显变化，不利于岩浆侵位过程中表壳岩石的同化。全岩Hf-Nd同位素分析还表明，巴尔哲花岗岩岩浆源自新生地壳的部分熔融，没有明显的表壳同化作用。因此，极低δ 18 O水参与浅层侵入体24、36是巴尔哲热液锆石的有利解释。

大陆冰川融水的出现表明早阿普第阶亚洲东北部局部存在异常寒冷的古气候。全球海平面变化、海洋沉积物中的碳同位素以及热河生物群的一些古生物学数据都支持了这一点。100至155 Ma的海平面记录表明，最早的白垩纪期间全球气候温暖，随后海平面急剧下降，这归因于从巴雷姆晚期（约128.3 Ma）到阿普第早期（约123.3 Ma）的冰川平衡。此外，太平洋碳酸盐岩部分的碳同位素在大约 124 Ma 38处发生重大负移，表明可能是由海洋冰川消融引发的甲烷突然排放。所有这些都表明，大陆冰盖可能在亚洲东北部局部发育，并在阿普第阶早期向中古纬度地区（~45°N）供应冰消融水。

总之，本研究中提出的热液锆石的极低 δ 18 O 值有利于通过大陆冰川融水的掺入而不是陆内水或先前蚀变岩石的同化来解释。所需的冰川融水（−17‰至−34‰）对应于年平均气温低于−7.5°C，表明大陆冰盖在2007年可能已向东北亚中纬度和低海拔地区发展。早白垩世。这是一个令人惊讶的结果，因为众所周知，白垩纪是地球历史上最热的时期之一。更广泛地说，早白垩世超级温室中的极端寒冷气候可能对包括热河生物群在内的中生代生态系统的演化产生了重大影响。

U-Pb定年是使用中国科学院地质与地球物理研究所（IGGCAS）的Cameca二次离子质谱仪1280进行的。分析程序与Li等人描述的相同。 O 2 -初级离子束在13 kV下加速，强度约为8纳安。椭圆形光斑尺寸约为20×30μm。用 10 kV 电位提取正二次离子。使用年龄为 417 Ma 的 TEM 锆石标准进行 Pb/U 校准。使用Ludwig 48和204的Isoplot 4.11程序进行数据处理采用基于Pb的普通Pb校正方法。单次分析的不确定性以 1σ 表示，加权平均年龄以 95% 置信水平 (2σ) 表示。

锆石的氧同位素组成是在 IGGCAS 上使用相同的 Cameca IMS-1280 SIMS 进行测量的（补充表 S3），分析程序与 Li 等人报道的类似。49 . 铯+初级离子束加速至10 kV，强度约为2 nA（高斯模式，主光束孔径为 200 μm，以减少像差）并在 10 μm 区域上进行光栅化。光斑直径约为 20 μm（10 μm 光束直径 + 10 μm 光栅）。使用正入射电子流枪来补偿样品带电。用-10 kV 电位提取负二次离子。

使用两个离轴法拉第杯以多收集器模式测量氧同位素。用于测量氧同位素的质量分辨率约为2500。使用核磁共振探头进行磁场控制，质量 17 在 16 小时内稳定性优于 2.5 ppm。使用 δ 18 O 值为 9.86 ± 0.11 的锆石 91500 标准对仪器质量分数因子 (IMF)进行校正‰50 . 蓬莱锆石巨晶的参考δ 18 O值为5.31±0.10‰，用于进一步的外部调整。使用维也纳标准平均海水成分 (VSMOW, 18 O/ 16 O = 0.0020052) 对测量的18 O/ 16 O 比率进行归一化，然后根据仪器质量分馏因子 (IMF) 进行校正，如下所示： (δ 18 Ο) M = [( 18 O/ 16 O) M /0.0020052-1] × 1000 (‰), IMF = (δ 18 O) M(标准) – (δ 18 O)VSMOW , δ 18 O样本= (δ 18 O) M + IMF。

使用 Nu Plasma HR MC-ICP-MS 和 GeoLas 2005 准分子 ArF 激光烧蚀系统进行了原位铪同位素分析。Nu Plasma HR MC-ICP-MS 是第二代双聚焦 MC-ICP-MS，配有三个离子计数器和十二个法拉第杯。GeoLas 2005 激光烧蚀系统由 COMPexPro 102 ArF 准分子激光器（波长 193 nm，最大能量 200 mJ，最大脉冲频率 20 Hz）和 GeoLas 2005 PLUS 套件组成。Lu-Hf 同位素分析是在先前分析 O 同位素的相同锆石颗粒上进行的，烧蚀坑直径为 44 μm，烧蚀时间为 26 秒，重复率为 7 Hz，激光束能量密度为 15 J/cm 2。分析程序与 Yuan 等人描述的类似。锆石 91500、Monastery 和 GJ-1 在此分析中用作外部标准，我们对三种锆石标准的176 Hf/ 177 Hf 比率与报告值非常一致。

氧同位素比为了解热、岩浆和流体历史提供了强大的工具。巴尔哲花岗岩的全岩和石英、钾长石、锆石和钠长石的δ 18 O值。全岩、钾长石和锆石的高度负 δ 18 O 值表明花岗岩中矿物之间存在 O 同位素不平衡。巨大的 Δ 18 O石英-钾长石值表明大气水已经与花岗岩相互作用。

岩浆锆石（不含3个混合点）的34δ 18 O分析加权平均值为3.47‰±0.49‰（1σ），显着低于2019年岩浆锆石δ 18 O范围5.3‰±0.3‰。与正常地幔的高温平衡次石英 δ 18 O 分析的统计平均值为 5.37 ± 0.54‰ (1σ)。根据O同位素分馏理论计算，岩浆温度下石英与岩浆锆石之间的平衡O同位素分馏为1.90±0.73‰（1σ）。根据以下分馏方程：

31颗热液锆石颗粒的δ 18 O最小值为-18.12±1.5‰，根据锆石-水分馏理论计算，表明热液流体的δ 18 O最大值为-15.23‰。假设平衡温度为600℃，这与巴尔哲矿床 伟晶岩中熔体流体包裹体的均化温度475 至650℃一致。

平衡时 10 3 lnα锆石水≈ Δ 18 O锆石水≈ δ 18 O锆石– δ 18 O水。如果T = 600°C，10 3 lnα锆石-水= -2.89‰。使用这些值，我们获得热液流体的δ 18 O 值为-15.23‰。然而，产生热液锆石的热液流体应由地表水（SW）和岩浆水（MW）组成。A型花岗岩通常是无水的，这意味着巴尔哲岩浆中只溶出了有限量的岩浆液。假设地表水所占的比例（w1）≤90%且原生岩浆水（w 2）≥10%时，热液δ 18 O值按下式计算：

巴尔哲岩浆中溶出的岩浆液应与岩浆锆石处于O同位素平衡状态。根据锆石水20的理论计算，我们得到600℃岩浆水的δ 18 O MW值为6.36 ± 0.52%。

现在我们可以利用热液的δ 18 O值来估算年平均温度。

岩浆-热液转变（约 600°C）时地表水的掺入可能在岩体的不同部分有所不同。假设热液锆石中δ 18 O最低实测值为-18.12 ± 1.5‰，热液中90%由地表水组成，则相应的年平均气温约为。−7.5°C。热液锆石的δ 18 O值范围（-18.12±0.15‰至-13.19±0.14‰）可能是由于地表水（大陆冰川融水）的量变化所致。