近日，Nature旗下刊物《Communications Earth & Environment》刊登了题为“Recycled oceanic gabbro produced the depleted component in hotspot magma from the Comei large igneous province in the Kerguelen mantle plume”的研究论文，该研究利用氧同位素等地球化学手段揭示了凯尔盖朗地幔柱源区亏损组分的性质为再循环洋壳辉长岩。此项成果是由中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室李三忠教授团队陈龙副教授为第一作者和通讯作者完成，李三忠教授为论文的共同通讯作者。

1. 热点源区亏损组分的来源争论及氧同位素的示踪潜力

相较大多数正常洋中脊玄武岩（N-MORB）而言，板内环境（如洋岛、大火成岩省、洋底高原和大陆玄武岩）喷发的玄武岩通常具有更高的高度不相容元素/中等不相容元素比值，更高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，更低的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值。这些特征指示其具有富集型地球化学属性。然而，并非所有热点相关熔岩均呈现富集特征，例如夏威夷、加拉帕戈斯群岛、冰岛和凯尔盖朗地幔柱系统的白垩纪措美大火成岩省均产出具亏损特征的热点岩浆。

关于热点岩浆中亏损组分的来源目前存在如下争议：（1）对于与N-MORB微量元素特征十分相似的，特别是出现在地幔柱-洋脊相互作用区‌，一般认为源自混染N-MORB或其源区物质，典型实例如冰岛和加拉帕戈斯群岛；（2）对于微量元素特征与N-MORB有明显差异的，一般认为亏损组分是热点的固有属性，可能源自：（1）再循环洋壳辉长岩（如冰岛模型）（相对N-MORB，显著富集斜长石和单斜辉石中相容的微量元素），或（2）古老地幔高压熔融残余（如凯尔盖朗热点和夏威夷-皇帝海山链）（相对N-MORB，显著富集石榴石和单斜辉石中相容的微量元素以及放射成因Hf同位素）。考虑到洋壳辉长岩在经历俯冲变质之后也是高度富集石榴石和单斜辉石，其衰变积累也会导致放射成因Hf同位素富集，因此，上述对热点源区固有亏损组分的区分，用微量元素或者放射成因同位素是很难实现的。然而，理论上说，氧同位素比值（¹⁸O/¹⁶O）可有效区分再循环辉长岩和古老地幔熔融残留，因为：（1）再循环辉长岩因高温水岩相互作用常显示异常低的δ¹⁸O值；（2）地幔分异过程产生的δ¹⁸O变化范围较窄。 尽管在冰岛和夏威夷已发现低δ¹⁸O玄武岩，但其成因仍存在争议——可能涉及再循环热液蚀变洋壳或地壳混染作用。而且，目前尚未有系统研究通过氧同位素分析明确揭示热点地幔源区亏损组分的本质。

2. 措美大火成岩省N-MORB型辉长岩的氧同位素等地球化学特征

凯尔盖朗热点目前活跃于凯尔盖朗群岛与赫德岛-麦克唐纳群岛，由凯尔盖朗地幔柱驱动，发育地球上最大且最长寿的大火成岩省之一，其起源可追溯至白垩纪班伯里-措美大火成岩省。与其他地幔柱系统相比，凯尔盖朗地区的氧同位素数据仍较匮乏。措美大火成岩省分布于特提斯喜马拉雅带东部（图1a），在古地理重建中被视为大印度板块的北缘被动陆缘，是白垩纪凯尔盖朗地幔柱活动的侵蚀残余。锆石U-Pb定年揭示该省岩浆活动发生于147至115百万年间，峰值约132百万年。措美大火成岩省主体由玄武岩熔岩、辉绿岩岩床/岩墙、辉长岩侵入体及少量超镁铁质-长英质侵入体组成（图1b）。地球化学特征显示镁铁质岩石主要呈现洋岛玄武岩（OIB）型富集特征，但在错那与娘中地区识别出具有N-MORB型亏损特征的侵入体。

图1凯尔盖朗地幔柱与Comei大火成岩省时空演化格局及错那地区辉长岩-辉绿岩露头示意图。(a) 基于Etopo1地形数据展示的东印度洋及邻近区域，标注了与凯尔盖朗地幔柱相关的岩浆活动区。(b)措美地区地质简图，呈现残余Comei大火成岩省白垩纪火成岩的空间分布特征；(c) 错那地区辉长岩及(d) 辉绿岩露头。

本研究通过分析措美大火成岩省错那地区N-MORB型辉长岩的锆石O-Hf-U-Pb同位素、全岩主微量及Nd同位素数据（图1a,b），结合同区域富集OIB型辉绿岩的全岩地球化学对比分析，发现：错那辉长岩的稀土元素（REE）及微量元素配分模式与正常洋中脊玄武岩（N-MORB）相似（图2a,b），但与N-MORB相比，其Sc/Nb和Y/Nb比值显著偏高（图2c）。辉长岩中锆石含量稀少，通常从3–5 kg手标本中仅能分离数粒至数百粒。辉长岩样品15XZ132（含锆石最丰富）的锆石晶体形态多样，长宽比为1:1至2:1。大多数锆石呈自形-半自形，阴极发光（CL）图像显示振荡环带、扇形分带或其他结构，结合Th/U比值>0.1，指示其岩浆成因。SIMS U-Pb定年获得²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为132.6 ± 1.5百万年（图3a），数据离散度较高。氧同位素分析显示δ¹⁸O值均偏低，范围为3.97‰–4.80‰（平均4.38‰ ± 0.09）（图3b）。这一分布接近正态分布，但显著低于典型地幔锆石δ¹⁸O值（5.3 ± 0.6‰）。与²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄类似，δ¹⁸O的离散度（MSWD = 1.8）高于封闭体系中均一岩浆结晶锆石的预期值。Lu-Hf同位素分析，获得ε_Hf(t)值为13.7–22.8（平均17.9 ± 1.3）（图3c）。这些值是措美大火成岩省镁铁质岩中Hf同位素最亏损的组分，部分远超亏损地幔（超亏损端元）（图3d）。与U-Pb和O同位素类似，ε_Hf(t)的离散度（9 个ε单位）明显高于封闭均一岩浆结晶锆石的预期范围。

图2 凯尔盖朗地幔柱相关Comei大火成岩省白垩纪火成岩全岩地球化学特征图解。(a) Comei大火成岩省基性岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式；(b) Comei大火成岩省基性岩原始地幔标准化微量元素分布模式；(c) Comei火成岩中石榴石和单斜辉石敏感性指标Sc/Nb与Y/Nb比值关系图；(d) Comei火成岩ε_Nd(t)与Nb/U比值相关性图解。

图3 Comei大火成岩省白垩纪火成岩锆石U-Pb-Hf-O同位素特征。(a) 错那地区具N-MORB特征辉长岩的锆石U-Pb同位素年龄图解；(b) 错那地区具N-MORB特征辉长岩锆石δ¹⁸O值直方图；(c) 错那地区辉长岩锆石δ¹⁸O值与²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄相关性图；(d) Comei火成岩锆石εHf(t)与²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄关系图解。

3. 锆石O-U-Pb-Hf同位素成分过度分散与低δ¹⁸O值的成因‌

错那辉长岩样品中O-U-Pb-Hf同位素的过度分散及低δ¹⁸O值（图3）指示特殊地质过程。锆石晶体可能形成于不同时间（年龄差异）和不同成分的岩浆（导致Hf-O同位素不均一），后期被混合捕获，指示母岩浆侵位冷却前或过程中存在开放体系的混合作用。结合低δ¹⁸O特征，可能的机制包括：（1）‌‌玄武质岩浆同化携带低δ¹⁸O的蚀变地壳岩石‌；（2）具有不同δ¹⁸O亏损程度与Hf同位素不均一性的玄武质岩浆间的补给混合‌。

错那辉长岩中大离子亲石元素轻度富集（图2b），指示晚期微弱蚀变，但低烧失量（LOI<2 wt.%）表明对全岩成分影响有限。锆石抗蚀变性较强，其超亏损Hf同位素特征佐证其低氧同位素值非热液蚀变所致。

长英质地壳混染通常会导致不相容微量元素（如LREE）富集及全岩Nd同位素富集，而措美大火成岩省的错那辉长岩及其他N-MORB型镁铁质岩均显示均一的LREE亏损及高ε_Hf(t)值（图2d），且与Nb/U等混染敏感比值无相关性（图2d），此外，锆石δ¹⁸O与ε_Hf(t)无相关性，排除显著长英质地壳混染。即使超亏损Hf同位素的锆石仍显示δ¹⁸O低于正常地幔锆石，进一步否定长英质地壳混染导致低δ¹⁸O的可能。另一种混染机制可能涉及携带低δ¹⁸O同位素但成分与母岩浆相似的热液蚀变镁铁质岩石（类似于黄石长英质系统的自吞噬过程/Cannibalization，）。此类混染只会微弱扰动地球化学特征，但对氧同位素组成会早场显著影响，且在不同时间尺度上的表现也有所不同：（1）短期周期（~1–10 kyr）‌：由破火山口崩塌触发，导致极低δ¹⁸O岩浆喷发，随后低氧同位素蚀变岩石耗尽使δ¹⁸O逐渐恢复；（2）长期趋势（>1Myr）‌：自吞噬作用的长期累积使δ¹⁸O持续降低。错那辉长岩的锆石δ¹⁸O随时间在长时间尺度上升高的现象（图3c）与自吞噬模型矛盾。另外，热液蚀变时，锆石仍保持抗蚀变性，未蚀变锆石应以正常δ¹⁸O捕掳晶或核部形式存在于新生低δ¹⁸O岩浆中（错那辉长岩中未见此特征；图3c）。橄榄石氧同位素研究亦表明，持续同化作用会导致岩浆δ¹⁸O逐渐降低，表现为橄榄石镁指数（Fo）与δ¹⁸O正相关，进一步支持不同批次岩浆混合机制而非混染模型。

在排除热液反应与同化-分离结晶作用后，对轻氧同位素及O–U–Pb–Hf同位素过度分散的唯一合理解释为地幔来源的不均一玄武质岩浆补给混合。补给岩浆需具备逐渐升高的δ¹⁸O值（接近正常地幔组成），同时保持超亏损Hf同位素特征。这要求存在一个兼具轻氧同位素、超亏损Hf同位素及相对高Hf含量（抵抗其他源区稀释）的地幔组分，其在与正常氧同位素及低Hf含量的地幔源区共同熔融过程中被逐渐消耗。

‌4. 低δ¹⁸O超亏损地幔组分的来源：再循环的洋壳辉长岩‌

措美大火成岩省N-MORB型辉长岩的δ¹⁸O值较典型地幔锆石普遍低约1‰（图3b）。橄榄岩熔融过程中，高δ¹⁸O的辉石优先熔出，通常导致玄武质熔体δ¹⁸O略高于其地幔源区。分离结晶过程中，锆石δ¹⁸O基本保持稳定。因此，显著低于地幔水平的锆石δ¹⁸O值无法通过地幔熔融或岩浆演化过程中的熔体-矿物分异产生。其潜在形成机制如下：

‌（1）大陆岩石圈地幔混染

大陆岩石圈地幔可能作为低δ¹⁸O储库（79–83），曾被用于解释金伯利岩及地幔锆石的低δ¹⁸O特征。然而，仅榴辉岩（δ¹⁸O可低至2‰）及特殊交代地幔岩石（如含金云母二辉橄榄岩或云母-角闪石-金红石-钛铁矿-透辉石组合，单斜辉石δ¹⁸O最低4.4‰、钛铁矿2.4‰）具有显著低于地幔值的δ¹⁸O。这些岩石通常富钾且具有富集型Nd同位素组成，与错那辉长岩特征不符（图2）。此外，受大陆岩石圈地幔影响的措美大火成岩省镁铁质岩多显示弧型微量元素配分与富集同位素特征，而混染镁铁质岩在ε_Nd(t) vs. Nb/U图中趋向长英质岩石（图2d），与错那辉长岩及其他N-MORB型岩石明显不同。

‌（2）核-幔边界来源

地幔柱岩石的低δ¹⁸O特征可能源于外核低δ¹⁸O物质的同化，但此类作用将导致Mn/Fe比值降低（外核富铁），而错那辉长岩中未观测到此现象。前人曾提出冥古宙深部地幔分异结晶可能形成低δ¹⁸O源区，但错那辉长岩缺乏明显的Zr负异常且Hf/Sm比值较高，与深部结晶过程不符。此外，有学者指出以布里奇曼石与钙钛矿主导的深部地幔分异将提高残余熔体δ¹⁸O，无法解释措美镁铁质岩的低δ¹⁸O特征。

‌（3）再循环洋壳辉长岩

唯一符合低δ¹⁸O、超亏损Hf同位素及高Hf含量特征的候选者为再循环的洋壳辉长岩。此类岩石在洋中脊形成时会发生高温热液蚀变，导致δ¹⁸O降低，俯冲过程中的高压变质作用以及潜在的熔体提取会将其转变为富含石榴石和单斜辉石的榴辉岩，而石榴石的放射性Lu的长期衰变会使其Hf同位素极度亏损。在含有再循环榴辉岩化洋壳辉长岩的地幔源区熔融过程中，再循环辉长岩逐渐熔融并与正常地幔熔体混合，直至消耗殆尽，这一连续变化可解释δ¹⁸O逐渐升高与持续超亏损Hf同位素特征（图3c）。低氧同位素辉长岩的在地幔中的保留和再循环得到地幔榴辉岩（俯冲洋壳的变质对应物）的支持，其δ¹⁸O值（2–12‰）与蚀变洋壳相当，表明俯冲过程中δ¹⁸O变化极小。除低δ¹⁸O与超亏损Hf同位素外，错那辉长岩的Sc/Nb和Y/Nb比值高于N-MORB（图2b,c），暗示地幔源区富含Sc和Yb。九十度东海岭玄武岩中类似的微量元素与Hf同位素特征被归因于地幔柱内富石榴石-单斜辉石组分的熔融，但该模型无法解释错那辉长岩的低δ¹⁸O值。实际上，富石榴石-单斜辉石组分更可能来自俯冲洋壳在榴辉岩相条件下的部分熔融，该组分在进入热点岩浆前长期存留于地幔中。石榴石分解进一步加剧Hf同位素的超亏损特征。

综上，措美大火成岩省地幔源区的低δ¹⁸O组分最可能源自再循环的俯冲洋壳辉长岩（图4）。这些辉长岩与周围地幔共同熔融形成亏损型错那辉长岩（图4a）：单独熔融再循环组分难以生成富MgO、贫SiO₂的辉长岩，且会产生更富集的不相容微量元素。辉长岩（榴辉岩相）组分较周围地幔更易熔融，一旦熔融即快速消耗，这与错那锆石δ¹⁸O随时间逐渐升高的现象一致。Hf同位素缺乏类似时间变化，是因辉长岩/榴辉岩来源熔体的Hf浓度显著高于周围地幔熔体（俯冲榴辉岩熔体Hf浓度是地幔熔体的3–5倍），导致Hf同位素对混合比例变化敏感度较低。

‌5. 识别再循环辉长岩组分的挑战及启示‌

热点熔岩通常被认为源自多组分混合作用，包括下地幔组分、再循环大洋岩石圈（沉积物、玄武质洋壳、蛇纹岩、交代岩石圈）、亏损岩石圈、拆沉与俯冲过程再循环的陆壳及岩石圈，甚至核源物质（图4a）。其中，地幔柱源区中大量再循环大洋岩石圈组分的存在，是解释其产物相较于洋中脊玄武岩（MORB）地球化学特征多变（尤其是氧同位素）的主要原因。

图4 基于板块构造与地幔柱理论框架下的Comei大火成岩省错那地区低氧同位素N-MORB型辉长岩成因模式示意图。(a) 地幔结构和氧同位素组成示意图‌；(b) 基于阿曼蛇绿岩的洋壳Penrose模型‌。

基于阿曼蛇绿岩建立的Penrose洋壳模型显示，下地壳辉长岩与上地壳玄武岩/沉积物的δ¹⁸O值相对典型橄榄岩（δ¹⁸O=5.5±0.2‰）分别偏低和偏高（图4b），为识别俯冲洋壳组分提供依据。辉长岩层具有独特的轻δ¹⁸O特征（图4b），且在洋壳中占比高于玄武岩/沉积物（图4b）。理论上，这些特征有助于在热点岩浆中识别再循环辉长岩组分，尤其低δ¹⁸O岩石已被证实可俯冲至地幔并偶见于高压地幔包体中。因此，若热点玄武岩源区捕获此类岩石，应保留其氧同位素印记。然而，实际识别面临极大挑战，含有大量再循环洋壳组分的OIB型玄武岩不仅鲜见低δ¹⁸O特征，而且没有任何一个洋岛显示统一的低δ¹⁸O值。

‌（1）地壳混染vs. 辉长岩再循环

部分学者将冰岛、夏威夷、亚速尔及加那利群岛玄武质岩浆的低δ¹⁸O归因于地幔源区中再循环热液蚀变洋壳辉长岩的贡献，但另一些研究认为夏威夷和亚速尔的低δ¹⁸O特征源于热液蚀变岩的地壳岩浆混染。支持地幔起源的证据包括‌：（1）亚速尔群岛玄武岩δ¹⁸O与橄榄石镁指数（Fo）无相关性；（2）冰岛玄武岩SiO₂与³He/⁴He比值范围窄；（3）冰岛玄武岩未显示Cl/K比值升高或低δ¹⁸O与Pb–Nd–Sr–He同位素相关性等混染标志；（4）亚速尔玄武岩低δ¹⁸O伴随高Nb/B与变化的δ¹¹B；（5）加那利群岛富Os样品¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os与分异指数（如MgO）无相关性；（6）冰岛玄武岩低δ¹⁸O橄榄石具有高³He/⁴He比值。支持地壳混染的证据包括‌：（1）夏威夷玄武岩δ¹⁸O降低与³He/⁴He降低呈相关性；（2）夏威夷岛冒纳凯阿火山岩在海底-陆上喷发过渡期低δ¹⁸O特征突变消失且放射成因同位素未变化；（3）冰岛玄武岩δ¹⁸O与富集指数（如K₂O/TiO₂、La/Sm）及分异指数（如Mg#、CaO/Na₂O）呈相关性；（4）冰岛玄武岩正常δ¹⁸O橄榄石与低δ¹⁸O基质解耦；（5）夏威夷与亚速尔玄武岩橄榄石δ¹⁸O与镁指数呈正相关；（6）加拉帕戈斯西部最厚岩石圈下方出现低δ¹⁸O橄榄石。

总体而言，目前关于热点岩浆低δ¹⁸O成因的地球化学证据存在多解性，同一现象常存在对立解释。例如，橄榄石镁指数与δ¹⁸O的正相关性在OIB中被视为地壳混染的铁证，但在大陆玄武岩、金伯利岩与科马提岩中则被解读为再循环洋壳熔体与正常地幔组分相互作用的结果。尽管如此，夏威夷与冰岛等研究程度较高地区的地质证据更倾向于支持地壳混染主导。例如，冰岛因广泛发育低δ¹⁸O岩浆与巨厚地壳（达40 km），其高纬度热液蚀变作用涉及大量低δ¹⁸O大气水，而远离冰岛裂谷带的碱性熔岩中未出现低δ¹⁸O特征。这表明“¹⁸O亏损地幔”假说需极强证据支撑。类似地，冒纳凯阿火山岩在海底-陆上喷发过渡区域低δ¹⁸O特征的突变消失（放射成因同位素未变化），进一步质疑地幔起源假说。

（2）错那辉长岩的独特性‌及启示

目前尚无明确实例证实热点玄武质岩石的低δ¹⁸O特征完全源自再循环的洋壳辉长岩。所有报道的低δ¹⁸O玄武岩均呈地球化学富集型（表现为轻稀土相对重稀土富集，图5），且同位素组成常具富集特征，难以完全排除地壳混染可能性。相比之下，据现有研究，错那辉长岩是首个展现地球化学亏损型（甚至超亏损型）、兼具低δ¹⁸O特征的实例（图5），为这一争议提供了全新视角。

图5 具低氧同位素特征的热点基性岩样品δ¹⁸O与(La/Yb)N相关性图解。仅选用通过激光氟化法及二次离子质谱（SIMS）原位分析橄榄石、火山玻璃与熔体包裹体获得的氧同位素数据；保留δ¹⁸O值高于地幔范围的数据点，因同一样品其他橄榄石显示低于地幔值的特征。

本研究通过分析错那辉长岩的氧同位素、微量元素与放射性同位素数据及整合已发表数据，揭示了再循环辉长岩组分难以识别的潜在原因：（1）微量元素特征掩蔽‌：辉长岩虽具独特地球化学指纹（如正Sr–Eu异常），但相较沉积物与玄武质洋壳，其微量元素浓度较低，除非在源区占主导地位，否则难以被检测。即便占比显著，鉴别辉长岩贡献仍具挑战性（如冰岛玄武岩高Sr/Nd比值的争议）。这种复杂性源于玄武质洋壳经俯冲带熔融与熔体抽提后，其微量和放射成因同位素组成与经熔体提取的深部地幔源区趋于相似，易被掩盖；（2）氧同位素均一化‌：辉长岩虽可显示低δ¹⁸O值（最低+1.7‰），但其典型范围（+4.0–+8.0‰）常与地幔值部分重叠（图4b），加之俯冲洋壳各层组分容易发生混合（如埃达克岩与高镁安山岩的正常氧同位素成因），进一步稀释其同位素信号；（3）混染作用干扰‌：辉长岩来源熔体的低δ¹⁸O特征可能在上升过程中被大陆岩石圈地幔或地壳混染掩盖，阻碍识别。

‌因此，识别地幔柱源区再循环辉长岩的关键条件为：低δ¹⁸O辉长岩（榴辉岩相）组分与亏损型地幔主导源区共存，且熔体上升过程未受污染。然而，这些条件鲜少同时满足，导致地幔柱与俯冲带环境鲜见辉长岩组分的明确记录。上述三重挑战凸显了本研究的科学意义——错那辉长岩作为首例低δ¹⁸O超亏损型岩浆产物，为揭示再循环辉长岩在地幔中的存在与演化机制提供了不可替代的窗口。

本研究由国家自然科学基金（42121005、42488201、92058211）、山东省优秀青年科学家基金（ZR2022YQ32）、泰山学者项目（tstp20231214、tstp20221112）及中央高校基本科研业务费（202172003）联合资助。感谢曾令森研究员在野外考察工作中给予的指导和帮助，感谢夏小平研究员在SIMS氧同位素分析与铀铅定年上给予的帮助，感谢杨亚楠博士在锆石铀-铅-氧同位素数据处理上给予的帮助。

论文信息：Chen, L., Wang, Y., Somerville, I., Zhong, Y., Li, X., Li, D., ... & Li, S. (2025). Recycled oceanic gabbro produced the depleted component in hotspot magma from the Comei large igneous province in the Kerguelen mantle plume. Communications Earth & Environment, 6(1), 1-12. https://doi.org/10.1038/s43247-025-02353-7