索罗尔海槽俯冲前缘基底的岩石学和矿物学研究

2021-11-11闫施帅鄢全树刘焱光

海洋科学进展 2021年4期

闫施帅，鄢全树，袁龙，刘焱光，杨刚

(1.自然资源部第一海洋研究所,山东青岛 266061；2.海洋地质与成矿作用自然资源部重点实验室,山东青岛 266061；3.青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室,山东青岛 266061；4.山东科技大学地球科学与工程学院,山东青岛 266590)

西太平洋雅浦沟弧系统是菲律宾海板块、卡罗琳板块和太平洋板块三大构造板块相互作用的区域,也是全球典型的在大洋内部发育的沟弧系统[1-3],该区是理解俯冲输入与弧输出之间相互关系、海底高原俯冲效应等科学问题的理想地区。与雅浦岛弧岩浆作用的综合研究相比,对于海沟的岩石地球化学和地幔演化研究较少[4]。雅浦海沟东侧且正在俯冲或与雅浦岛弧碰撞的卡罗琳高原(包括东、西卡罗琳脊)位于卡罗琳板块和太平洋板块的边界[5](图1a),McCabe和Uyeda[6]认为该高原是在早中新世与雅浦岛弧发生了碰撞,雅浦海沟是一个早期活跃的俯冲带[7-9]。由于卡罗琳高原的俯冲阻力作用,其俯冲速度变得极为缓慢(0～6 mm/a)[10]。与其他洋内俯冲环境相比,该俯冲体系具有许多独特的构造特征,如:异常短的沟弧距离(约50 km)[4,11]；缺乏中等深度的地震活动,如在海沟北部没有超过70 km 的地震,在南部超过70 km 的地震较少[8]。前人对雅浦沟弧系统的研究多集中于卡罗琳高原碰撞的影响,认为碰撞导致了雅浦岛弧火山活动的终止[12]或减弱[7,13],而雅浦岛弧缺失的增生楔可能与卡罗琳高原俯冲碰撞导致的俯冲侵蚀有关[7,12]。目前的研究主要是通过海底地形、重力、地震、全岩主微量元素及同位素方法等,对雅浦沟弧系统和卡罗琳高原的构造演化和俯冲过程进行了一定的分析,但是对于作为俯冲系统的重要参与者、分开卡罗琳板块与太平洋板块的索罗尔海槽的构造属性仍不清楚[14-16],缺乏详细的海槽俯冲前缘基底岩石地球化学研究,对该区域的源区岩性和岩浆过程也缺乏明确的认识。

图1 研究区位置Fig.1 Location of study area

本研究对采自雅浦海沟东南侧处正在俯冲的基底样品(索罗尔海槽的轴部在海沟处直接投影位置处的玄武岩)进行了全岩化学和橄榄石矿物的原位主、微量元素分析研究,揭示了其地幔源区岩性、部分熔融程度以及岩浆作用条件。

1 地质背景与样品描述

1.1 地质背景

伊豆-小笠原-马里亚纳(Izu-Bonin-Mariana,IBM)、雅浦、帕劳岛弧形成了一个连续的岛弧体系,定义了菲律宾海板块与卡罗琳板块和太平洋板块之间的边界,该区域也是洋内汇聚板块边缘典型例子之一[16-17]。菲律宾海板块的地质历史可为解译西太平洋地区巨型沟-弧-盆系统形成演化提供重要线索,它主要是由西菲律宾海盆(50～30 Ma)、四国海盆(27～15 Ma)和帕里西维拉海盆(30～25 Ma)以及正在活动的伊豆-小笠原-马里亚纳(IBM)沟-弧-槽系统组成[20]。61～45 Ma,菲律宾海板块先后经历了菲律宾弧边缘的海沟向南后撤和伊豆-小笠原-马里亚纳海沟向北后撤,西菲律宾海盆以中央海盆断裂带为扩张中心南北向扩张,并伴随有逆时针旋转[21]。50 Ma左右,太平洋板块运动方向发生改变[22],由NNW 向变为NWW 向(相对于热点运动方向)[23]。伴随着太平洋板块运动方向的改变,菲律宾海板块在50～40 Ma间顺时针旋转了50°[23]。33 Ma左右,伊豆-小笠原-马里亚纳海沟持续的俯冲后退致使原伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧裂解并在随后发生海底扩张形成四国-帕里西维拉海盆,从而导致从原伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧中裂解出来的九州-帕劳海脊逐渐演化为残留弧。17～15 Ma,四国海盆和帕里西维拉海盆停止扩张[23]。综上所述,菲律宾海板块经历了多期弧后扩张和多次构造旋转,整个菲律宾海板块自61 Ma以来顺时针旋转了近90°,造就了现今的构造格局[20,23]。

卡罗琳板块构造演化相对复杂,曾被认为是太平洋板块的一部分,但随着进一步的研究,逐渐认识到它是一个相对于太平洋板块发生过逆时针旋转的独立的微板块[5]。卡罗琳板块非常年轻[24],大约形成于第三纪中期[25-26]。关于卡罗琳板块的成因以及构造背景,仍然存在许多不清楚的地方,其可能是在渐新世(35～30 Ma)形成的弧后盆地,或形成于一个被圈闭的洋壳[15,26-27]。卡罗琳高原(主要由东、西卡罗琳海脊组成)大约在33～27 Ma期间在卡罗琳板块上形成,随着太平洋板块向NW 向运移,多数研究认为它是由地幔柱/热点形成的[15,19,28]。晚中新世期间(17～7 Ma),卡罗琳脊发生裂解作用形成索罗尔海槽,并伴有强烈的岩浆作用[29-31]；卡罗琳脊被分隔为东、西两个部分,分别属于太平洋板块和卡罗琳板块(图1)。在地貌上,索罗尔海槽西面宽150～175 km,东面窄至75 km。从剖面上看,海槽西部明显不对称,呈半地堑状,而东部则较为对称。槽底深度也由西向东变浅750～1 000 m,最大深度由5 000 m 下降到4 000 m[15]。关于索罗尔海槽的性质目前仍然存在争论:它是停止活动的弧间盆地[14],或者是一个裂陷海槽、并自1 Ma以来海槽重新开始活动[15,31]。

晚中生代时期,太平洋板块沿着NNW 向俯冲消减于欧亚板块之下,在欧亚大陆东缘形成一条巨型的安第斯型大陆边缘[20]。然而,自中生代末期或新生代早期以来,印度板块楔入欧亚大陆(喜马拉雅运动),同时由因地幔柱所形成的夏威夷-皇帝海岭走向上的转变时间(50 Ma)可知,太平洋板块运动方向也从NNW 向转变为NWW 向,且菲律宾海板块北移和太平洋板块逐渐东撤,这些原因导致在西太平洋地区逐渐形成了巨型的沟-弧-盆俯冲系统[20]。自始新世中期以来,太平洋板块与卡罗琳板块以及其间的索罗尔海槽沿着雅浦海沟、帕劳海沟俯冲于菲律宾海板块之下,分别形成雅浦海沟-岛弧体系和帕劳海沟-岛弧体系[4,7,12,18,32](图1)。雅浦岛弧被认为是40～30 Ma前原伊豆-小笠原-马里亚纳俯冲系统的一部分[33]。由于晚渐新世卡罗琳海底高原与雅浦海沟碰撞,形成了现在的雅浦俯冲带[28],并于中新世晚期重新恢复活力[17,34]。与全球汇聚板块边缘处正地形俯冲行为类似[35],雅浦海沟东侧俯冲体的复杂性导致了该区显示出特别的俯冲效应,并在一定程度上控制了雅浦岛弧在地质不同历史时期上活动性的差异。

1.2 样品描述

本研究样品来自于2018年自然资源部第一海洋研究所“向阳红01号”科考船在卡罗琳区域科学考察时,在雅浦海沟东南侧处(索罗尔海槽的轴部在海沟处直接投影位置)获得的正在俯冲的基底玄武岩样品(图1)。该CJ09-82站位位于(138°22′16.2″E、9°01′16.2″N),水深4 838 m,获得的主要岩石类型为玄武岩,直径为2～10 cm,基于标本肉眼观察将该站位样品分为3组,分别编号为CJ09-82-1、CJ09-82-2和CJ09-82-3。这些样品位置靠近站位1440[17],其形成年龄大致为7 Ma,对应于目前公认的索罗尔海槽裂解停止的时间[15]。

岩石样品的总体特征为灰黑色,气孔状或块状构造,斑状结构,斑晶质量分数为3%～10%。CJ09-82-1样品的斑晶矿物主要为斜长石,薄片范围内仅观察到一颗橄榄石斑晶,基质结构为填间结构,其中长条状、针状的斜长石微晶杂乱分布,期间充填火山玻璃及辉石微晶(图2a)。CJ09-82-2样品的斑晶矿物主要为橄榄石和斜长石,其中橄榄石约占斑晶总量的70%,斜长石约占斑晶总量的30%,CJ09-82-2样品主要为玻璃质结构,其中可见由火山玻璃脱玻化而形成的麻点状结构,此外,基质中可见针状斜长石和橄榄石微晶。2个样品的气孔主要为圆形、椭圆形,气孔大小为(0.07 mm×0.18 mm)～(0.20 mm×0.25 mm),体积分数约5%。橄榄石斑晶粒径大小一般为(0.24 mm×0.38 mm)～(0.52 mm×0.76 mm),自形,呈规则的多边形(五边形和六边形较多),基质中橄榄石微晶大小为(0.01 mm×0.02 mm)～(0.03 mm×0.09 mm),自形,且形状较规则(多呈四边形或五边形)。斜长石斑晶常呈聚片双晶,粒径一般为(0.02 mm×0.40mm)～(0.10 mm×0.67 mm),而基质中斜长石微晶较小。

图2 索罗尔海槽基底玄武岩矿物正交偏光镜下图像Fig.2 Petrographic characteristics of basement basalts from the Sorol trough

2 分析方法

2.1 全岩主量元素和微量元素

首先去除岩石样品的风化表面,选取新鲜的岩石进行碎样处理,碎至2 cm 左右,用4.5 mol/L 的HCl浸泡,再用超声波震荡30 min,接着用去离子水在超声波中震荡30 min,反复清洗3次,再用去离子水清洗2次,最后将清洗后的样品烘干。用玛瑙研钵将烘干的样品研磨至200目,用于主量元素和微量元素的测试。本次研究的玄武岩样品的主、微量元素的测试工作均在中国冶金地质总局山东局测试中心完成。主量元素的测试采用X 射线荧光光谱仪(X-ray Fluorescence Spectrometer,XRF)法,微量元素的测试采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)法,标准物质采用BHVO-2。详细分析测试方法见文献[36]。对质量分数＞1%的主量元素(如Al2O3、SiO2),XRF的精确度为±(0.2%～2.0%)；对质量分数＜1%的主量元素(如Mn O、TiO2),XRF的精确度为±(2%～5%)。对于微量元素,ICP-MS的精确度高于10%。

2.2 单矿物主量元素和微量元素

电子探针显微分析(Electron Probe Microanalysis,EPMA)在中国冶金地质总局山东局测试中心完成,测试仪器为日本JEOL公司JXA-8230型电子显微探针分析仪。仪器工作条件:加速电压15.0 k V,测试电流1×10－8A。根据点位的情况,分析选用“spot”模式(电子束斑直径1μm)或“circle”模式(电子束斑直径10μm),定量分析检出限约100×10－6。标准样品采用SPI国际标样,所有数据采用ZAF(Z、A和F分别代表原子数、吸收和荧光)法进行基体校正。实验分析误差:＞20%的元素(SiO2和Al2O3),允许的相对误差≤5%；3%≤质量分数≤20%的元素(CaO和Na2O),允许的相对误差≤10%；1%≤质量分数≤3%的元素(Na2O),允许的相对误差≤30%；0.5%≤质量分数≤1%的元素(MgO、MnO、FeO、TiO2、Cr2O3、NiO 和K2O),允许的相对误差＜50%；总量误差小于2%。在EPMA过程中,获得了典型矿物的背散射电子(BSE)图像(图3),数据用地球化学软件Geokit处理。单矿物微量元素分析,我们采用的LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193 nm ArF准分子系统,ICP-MS为Thermo Fisher ICAP Q。激光器波长为193 nm,束斑直径为40μm。激光剥蚀采样过程以氦气作为载气,氦气携带样品气溶胶在进入ICP之前通过一个T型三通接头与氩气(载气、等离子体气和补偿气)混合。通过调节氦气和氩气气流大小,以获得NIST SRM 610(美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质)最佳信号为条件实现测试系统最优化,优化条件主要为信号灵敏度最高、氧化物产率最低、双电荷干扰最小、气体空白最低和信号强度最稳定。在束斑直径为40μm、频率为7 Hz、能量密度约为10 J/cm2激光剥蚀条件下,单点剥蚀NIST SRM 610可获得:238U 灵敏度＞0.4 cps；208Pb灵敏度＞0.3 cps；氧化物产率Th O/Th＜0.1%；204Pb气体空白＜100 cps；绝大部分元素(REE、U、Th、Pb)RSD＜3%。未知样品测试时采样方式为单点剥蚀/线性剥蚀、跳峰采集；单点/线性采集时间模式为:25 s气体空白、60 s样品剥蚀、25 s冲洗；每5～10个未知样品点插入一组成分标样。成分标样采用NIST SRM 610、NIST SRM612、BHVO-2G、BCR-2G、BIR-1G,样品的元素含量计算采用ICPMSDATACAL 数据处理程序,采用归一化法/内标法校正,主量元素分析测试结果列于表3,微量元素分析测试结果列于表4中。

图3 索罗尔海槽基底岩石中典型矿物的背散射电子(BSE)图像Fig.3 Backscattering electron(BSE)images of representative minerals of basement basalts from the Sorol trough

3 分析结果

索罗尔海槽基底玄武岩的主微量分析测试结果见表1和表2。所有样品的烧失量LOI值为1.65%～3.12%,LOI值的变化由次生含水矿物或蚀变矿物含量的变化所致。将数据中的LOI剔除,重新换算成100%,然后使用校正后的数据进行投图。在TAS图解中,所有样品都落在粗面玄武岩中,且属于碱性玄武岩系列(图4)。本研究样品Mg O(2.05%～7.27%)和相容元素质量分数(Ni为71.7～139.0μg/g)变化较大,但是都远低于橄榄岩地幔部分熔融形成的熔体中的质量分数。研究区样品富集大离子亲石元素和高场强元素,富集轻稀土,无Eu异常,具有似洋岛玄武岩(Ocean Island Basalts,OIB)特征(图5)。

图4 索罗尔海槽基底玄武岩TAS图解Fig.4 TAS diagram for basement basalts from the Sorol trough

图5 索罗尔海槽基底玄武岩原始地幔标准化蛛网图Fig.5 Primitive mantle-normalized concentration diagram for basement basalts from the Sorol trough

表1 索罗尔海槽基底玄武岩的全岩主量元素质量分数(%)Table 1 Whole-rock major element compositions for basaltic rocks from Sorol trough(%)

表2 索罗尔海槽基底玄武岩的全岩微量元素质量分数(×10-6)Table 2 Whole-rock trace element compositions for basaltic rocks from Sorol Trough(×10－6)

续表

3.1 橄榄石种属与矿物化学

本区橄榄石Fo值变化范围为84.97～86.88(表3)。橄榄石斑晶从核部到边部,样品间端元组分的变化存在一定差异(图6),现分述如下:

①CJ09-82-1 样品中发现橄榄石斑晶不具有化学成分环带(图3a),CaO 质量分数较高(0.21%～0.26%)。从核部到边部,Fo值并没有明显的变化(86.30→86.09→86.29)(图6a),Mg O 和Al2O3含量逐渐降低,而Cr2O3、Na2O 和K2O 从核部到边部有逐渐升高的趋势,FeO、Mn O 和NiO 含量从核部到边部含量基本不变,比较均一。

②CJ09-82-2样品中,橄榄石斑晶也不具有明显的化学成分环带(图3b)。总体上,橄榄石斑晶Fo值为84.97～86.85,微晶Fo值为85.94～86.88。随着橄榄石Fo值减少,FeO、Mn O 和CaO 含量升高,NiO 含量表现减少的趋势。玄武岩样品(CJ09-82-2)中橄榄石微晶Fo值明显低于斑晶边部(图6a)。本文研究样品的橄榄石斑晶,其端元组成和特征氧化物(如Cr2O3)从核部到边部有降低的趋势,而MgO 从核部到边部有升高的趋势,CaO、MnO 和NiO 则没有呈现明显的变化(表3)。对于CJ09-82-2-ol-04这个斑晶,其核部、幔部和边部的Mg O 含量均较高且含量有轻微升高的趋势,但不存在明显差异,Al2O3含量也逐渐升高。Cr2O3和FeO 含量有一定程度的下降趋势,CaO、Mn O 和NiO 含量从核部到边部含量基本不变,比较均一(图6b)。斑晶边部的MgO 含量(Fo 85.60)接近于基质橄榄石微晶(Fo 85.94),相对于斑晶边部,基质橄榄石微晶中的TiO2和Al2O3含量有轻微上升。橄榄石微晶的CaO 含量(0.21%～0.25%)与橄榄石斑晶(0.21%～0.26%)基本相同。

图6 索罗尔海槽底玄武岩中橄榄氧化物变化特征Fig.6 Fo value of olivines in basement basalts from the Sorol trough

样品中橄榄石斑晶和微晶的CaO 质量分数均较高,平均为0.23%(图7a),与金伯利岩或者碱性玄武岩携带至地表的地幔橄榄石包体(CaO＜0.10%)不同[39],其橄榄石斑晶粒径较小,未出现环带裂隙和扭折带,表明本区的橄榄石为岩浆成因而非地幔橄榄岩捕虏体[40]。此外,在NiO-Fo图解中(图7b)可以看出这些橄榄石属于岩浆结晶成因。

图7 索罗尔海槽基底岩石寄宿的橄榄石斑晶成分图解Fig.7 Compositional variations of olivine phenocrysts in basement basalts from the Sorol trough

CJ09-82-2-ol-03橄榄石斑晶从核部到边部Cr、Ni含量呈现增加的趋势,Cu含量表现出减少的趋势,Co、Zn从核部到边部呈震荡变化,含量相对比较均一。相反,CJ09-82-2-ol-04橄榄石斑晶从核部到边部Ni含量呈现减少的趋势,Cr、Co和Zn含量变化不明显,从核部到边部比较均一。CJ09-82-2样品中,橄榄石微晶Cr含量明显高于斑晶,Ni含量明显低于斑晶,而CJ09-82-1样品中橄榄石Cr和Ni含量显著高于CJ09-82-2(表4)。

总体上,CJ09-82-1样品中橄榄石微晶稀土总量约为0.26×10－6,LREE/HREE 约为0.2。CJ09-82-2样品中橄榄石斑晶稀土总量为0.168×10－6～0.373×10－6,平均值为0.273×10－6(表4)。

5 讨论

5.1 地幔源区岩性

近几十年来,研究人员对雅浦区域的研究多集中于卡罗琳海底高原碰撞的影响,而对与卡罗琳板块同为沿着雅浦海沟俯冲的索罗尔海槽的基底岩石的源区岩性和岩浆演化过程研究很少。前人利用Fe/Mn质量分数比值和FC3MS(FeOT/CaO－3×MgO/SiO2)等参数来揭示源区的岩性[43,46-48]。本研究的全岩组成表明:①索罗尔海槽基底玄武岩Fe/Mn质量分数比值大约为40,在Mn O-Fe/Mn图中的投点落在无水橄榄岩部分熔融产生的熔体区域一侧(图8a)；②这些玄武岩的FC3MS值为0.25,在Mg O-FC3MS图中数据落在橄榄岩源区部分熔融产生的熔体区域一侧(图8b)。因此,索罗尔海槽俯冲前缘基底岩石的源区岩性为橄榄岩。

前人研究表明,利用橄榄石的微量元素数据可判断其寄主岩石的地幔源区岩性。我们利用LA-ICP-MS分析了索罗尔海槽俯冲前缘基底玄武岩中橄榄石的微量元素,根据橄榄石单矿物的微量元素之间与橄榄石熔体和辉石熔体平衡区域之间的关系[44]分析可知,在Mn/Zn-Ni图中全部样品数据点都落在橄榄岩源区(图8c)。富镁富镍橄榄石的100Mn/Fe值为1.8～1.9,而富铁橄榄石的100Mn/Fe值有降低的趋势,为1.6～1.7。在Ni-100Mn/Fe图中全部分布在橄榄岩源区内或周边位置(图8d)。

图8 索罗尔海槽基底玄武岩地幔源区岩性判别Fig.8 Discrimination diagrams of the source lithology for basement basalts from the Sorol trough

此外,Sobolev等[45]通过代表不同地球动力学背景下的橄榄石和辉石数据,估算出了2个端元的熔体混合比例,结合辉石岩和橄榄岩熔融实验数据计算得出端部成员熔体组成。Mn/Fe是对橄榄石分馏影响最小的参数(图8e和8f中的模型分馏曲线所示),因此,它可以作为母岩浆组成差异的识别标志。为了尽量减小橄榄石分馏的影响,Sobolev等在图中显示了参数Ni/Mg和Ni/(Mg/Fe)。此过程还显著减少了纵坐标上的散点,从而突出了地球动力学设置之间的差异[45]。因此,我们将Sobolev等[45]计算的低压下的平衡橄榄石熔体组分与索罗尔海槽基底玄武岩中橄榄石数据进行对比可知,本研究样品几乎全部落在橄榄岩源区(图8e和图8f)。综上,根据以上结果我们推断索罗尔海槽俯冲前缘基底玄武岩的地幔源区岩性为橄榄岩。

5.2 原始熔体组分及地幔潜在温度

原始岩浆组分被广泛地应用于估算地幔源区的热力学状态[48-52]。原始岩浆的恢复是通过多次向熔体中加入一定比例(熔体和橄榄石质量比为99∶1)的橄榄石(Fo值为90.1),直到计算出的橄榄石具有地幔橄榄石的特征为止,假定熔体与橄榄石之间的Fe-Mg配分系数KD＝0.31,Fe2＋/(Fe2＋＋Fe3＋)＝0.9,Fe2O3/TiO2＝0.5[51,53]。通过选取具最大MgO含量的样品,计算出了索罗尔海槽基底玄武岩样品的原始岩浆组分(表1)。然后,利用原始岩浆中的SiO2含量,根据Albarede[54]和Haase[55]中的公式计算出了CJ09-82-2样品的熔融压力；利用原始岩浆的MgO含量,根据Albarede[54]和Putirka[56]中的公式和方法计算出岩石的熔融温度；根据Lee等[57]中的公式和方法计算出CJ09-82-2站位中的岩石熔融压力和温度。通过与洋中脊及周边弧后盆地的源区地幔的熔融温度进行比较(表5),索罗尔海槽基底玄武岩的源区地幔不存在热异常。计算得到的压力为1.52～1.64 GPa,所以认为其熔融深度约为50 km,为尖晶石稳定域。

表5 索罗尔海槽基底玄武岩地幔潜在温度及熔融条件的估算Table 5 Mantle potential temperatures and melting conditions for basement basalts from the Sorol trough

5.3 部分熔融程度

玄武岩微量元素的比值可以用来判别其地幔源区岩性以及用来计算其部分熔融程度。Zhang等[19]根据Sun和McDonough[38]的研究,模拟了La＝2.5×10－6、Sm＝2.5×10－6和Yb＝3×10－6的地幔源区,以不同熔融程度和矿物成分(单斜辉石、斜方辉石和石榴石)进行平衡部分熔融,La:Sm:Yb的比值与亏损上地幔橄榄岩相似。本文研究的索罗尔海槽基底玄武岩相对较低的Sm/Yb比值表明其在似海脊环境中熔融,同时也反映了较低的熔融压力[19]。索罗尔海槽基底玄武岩的Sm/Yb比值略高于全球MORB,低于大多数夏威夷玄武岩。根据数据投点显示,索罗尔海槽基底玄武岩是由地幔尖晶石二辉橄榄岩经过部分(2%～5%)熔融形成的(图9)。

图9 索罗尔海槽基底玄武岩La/Sm-Sm/Yb部分熔融模拟图Fig.9 Plot of La/Sm-Sm/Yb for basement basalts from the Sorol trough

综上所述,卡罗琳脊在晚中新世期间(17～7 Ma)发生裂解作用而形成索罗尔海槽[15,29-30]。由于本研究推断该区并不存在热量异常,所以它可能并非是地幔柱热点的产物。因此,索罗尔海槽可能类似于许多洋中脊背景下的轴旁遗迹扩张中心[63],推断包括索罗尔海槽在内的这些遗迹扩张中心之下的地幔源区是不均一的,地幔源区内存在大量嵌入于亏损的二辉橄榄岩基质中、各种尺度和数量的更易熔融、地球化学上富集的组分组成。结合全岩主微量元素特点(表2),推断索罗尔海槽基底玄武岩是由卡罗琳海脊裂解形成索罗尔海槽期间被动上涌、相对富集的地幔岩石组分低程度部分熔融所形成的。