根據“全球”中球粒隕石的Sm/Nd比值，DePaolo和Wasserburg利用球粒隕石的ε Nd線(0)與地幔的Nd-Sr相關線的交點計算出未分餾地幔(全球)的87Sr/86Sr比值為0.7045(圖17-12)。他們利用圖17-12中“巴比”與當前值之和計算出的太陽星雲初始87Sr/86Sr值0.699，推導出未分餾地幔(現指全球)的Rb/Sr比值為0.029。
圖17-12 1976之前分析過的洋底、洋島和大陸玄武巖εNd/Sr同位素比值圖。
O'Nions等人(1977)通過分析更多的洋島玄武巖，擴展了143Nd/144Nd對的87Sr/86Sr對比線。其中包括來自特裏斯坦的兩個樣品，其143Nd/144Nd比值低於全球，表明地幔源區相對全球輕微富集輕稀土。O'Nions等人認為，壹些地幔源區富含Nd/Sm和Rb/Sr，而另壹些則缺乏(如MORB)，這可以用固體和液體矽酸鹽之間的微量元素分布來解釋。根據Rb和Sm的長半衰期，他們得出結論，這種異質性已經存在很長時間了。
與世界各地觀測到的損失相比，MORB源對地幔演化具有重要意義，可以用大陸地殼的提取來解釋。Jacobsen和Wasserburg(1979a)和O'Nions等人(1979)使用了通常所說的“盒子模式”來模擬這壹現象。
壹、MORB來源的盒子模式
在箱模型中，地球被劃分為可交換物質、不斷增長和萎縮的化學池，並在地球4.5 Ga的歷史中模擬其演化。典型的儲層或“盒子”是地殼、地幔和地核，盡管這些可以進壹步劃分，如上地幔和下地幔。在圖17-13中，地球的演化被描繪成壹些不同的方框圖案。
圖17-13地幔地球化學演化盒模型
O'Nions等人(1979)研究了地幔和地殼生長的兩個模型(圖17-13中的1a和1b)。這些是基於90步中若幹元素向上和向下輸運系數的數值解，每壹步對應於地球歷史上的50 Ma。這個模型的邊界條件是4.55 Ga以前原始球粒隕石的地幔成分和現今地球最外層50km(包括大陸和大洋地殼)的成分。圖17-14(a)顯示了由於外50km層的提取而耗盡的整個地幔的87Sr/86Sr比值的演化結果，而圖17-14(b)僅顯示了上地幔的損失(這相當於圖17-65438+)
Jacobsen和Wasserburg(1979)使用盒子模型檢驗了全球差異的另壹個方面(圖17-13中的2a和2b)。他們只考慮地質時期地殼從地幔的單向輸運，用代數方法求解輸運方程。在圖17-13中的2a模型中，熔體從原始地幔中被提取出來，產生大陸地殼和虧損地幔，它們的體積在地質年代中不斷增大。然而，虧損地幔的元素組成始終保持不變。根據Sm-Nd數據的質量平衡計算，Jacobsen和Wasserburg計算出只有33%的地幔虧損才能產生大陸地殼，這對應於上地幔約650km的MORB庫虧損。
圖17-14鍶同位素隨時間演化圖
在Jacobsen和Wasserburg的第二個模型(圖17-13中的2b)中，地殼是從地幔中提取出來的，體積是固定的，所以隨著時間的推移越來越虧。據計算，產生這種地殼所需的這種貧化地幔的質量只占總質量的25%。在這個模型中，新大陸地殼的同位素組成將反映它來自虧損的地幔；在模型2a中，新大陸的地殼將具有球粒隕石(原始地幔)的同位素特征。根據當時可用的Nd同位素數據，Jacobsen和Wasserburg首選模式2a。然而，最近的釹同位素證據強烈支持模式2b。O'Nions等人(1979)和Jacobsen和Wasserburg(1979)對虧損地幔體積的估計不同，反映了地殼中微量元素和同位素組成估計所涉及的誤差。
DePaolo(1980)研究了壹個類似於2b的模型，但帶有地殼可以再循環到地幔中的可能性，並再次得出結論，只需要地幔損失的25% ~ 50%就可以產生大陸地殼。表明適度的地殼再循環對地幔Nd-Sr同位素體系影響不大，但對Pb同位素影響較大。
最近的大量文獻中使用了盒模式方法，如Allegre等人(1983)。這些作者使用所謂的“總反演方法”試圖在不同的模式之間進行選擇，但數據中的誤差不允許從以前的研究中獲得明顯的額外信息。
二、地幔排列和OIB來源
大洋巖石中Nd-Sr同位素的相關關系，最早被DePaolo和Wasserburg(1979a)稱為“地幔排列”。他們將這種排列中大多數OIB的形成歸因於在上升過程中，來自虧損MORB源的熔體混合汙染了球粒隕石下地幔源。事實上，許多早期關於大洋島嶼玄武巖Nd同位素系統的討論試圖根據上面討論的兩個主要庫來解釋它們的組成。幾乎沒有人關註過產生富集大洋地幔的問題，因為特裏斯坦被認為或多或少代表了與全球相似的原始地幔成分(Allegre et al .，1979；O'Nions等人，1980)。
地幔排列擴展到Nd-Sr同位素圖的“富集”右下象限，在凱爾蓋朗群島的研究中首次得到令人信服的論證(Dosso和Murthey，1980)，如圖17-15所示。相反，Hawkesworth等人(1979a)發現來自亞速爾群島聖米格爾的堿性玄武巖傾向於富含87Sr/86Sr，並傾向於地幔排列的右側。聖米格爾趨勢是從薩摩亞群島和社會群島更近的數據展開的，OIB簡單的Nd-Sr同位素對比被破解成“地幔紊亂”(White，1981)。其他海洋島嶼的存在造成了進壹步的混亂，這些島嶼的組成部分位於地幔排列的左側，如聖赫勒拿島。
圖17-15海相火山巖Nd-Sr同位素組成圖
Hawkesworth等人研究了幾種產生亞速爾數據同位素特征的可能方法。他們排除了與海水的相互作用，因為這將使該點水平移動到Nd-Sr同位素圖的右側(17-7)。他們認識到海底沈積巖具有適當的Nd和Sr同位素組成，通過汙染導致聖米格爾排列，但他們排除了這種模式，原因有兩個。首先，壹個1km深的洞鉆入組成島嶼的枕狀熔巖，沒有遇到任何沈積巖。第二，玄武巖的原始化學沒有地殼汙染的特征。因此，同位素特征被排除法和Hawkesworth等人歸結為這些玄武巖的地幔源區。
Hawkesworth等人(1979a)在比較OIB樣品的同位素和微量元素數據時發現了另壹個問題。來自冰島、夏威夷和聖米格爾的玄武巖被繪制在沿MORB的Nd-Sr同位素圖的左上象限中(圖17-15)，表明所有樣品都起源於輕稀土，在時間積分中具有相對的全球損失，大多數樣品損失了Rb/Sr。然而，當檢查這些樣品中微量元素的豐度比時，只有MORB樣品完全位於相對於全球損失的象限中。冰島達到了輕稀土元素富集(=低釤/釹)象限，而壹些夏威夷樣品也達到了銣/鍶富集象限。聖米格爾的所有樣本都位於LREE和Rb/Sr富集象限。
壹個有潛力同時解釋亞速爾群島數據中同位素和微量元素特征的模型是地幔交代作用。霍克斯沃斯等人認為，這是LIL元素在亞速爾群島巖漿出現前數千萬年富集的原因。這可以解釋在全球輕稀土長期虧損的情況下，LIL的微量元素如何相對於地幔源區富集(如圖17-15中釹同位素指示)(圖17-16)。由於這壹源區最近才富集輕稀土元素，沒有足夠的時間影響源區的釹同位素特征。另壹方面，如果交代流體來自壹個相對於世界而言的長期Rb/Sr富集區，它們將攜帶放射性Sr同位素特征，可以轉移到聖米格爾玄武巖的熔融帶。
圖17-16基性火山巖套Sm/Nd與Rb/Sr元素比值圖。
在最近的工作中，Hawkesworth等人(1984)強烈支持大陸和大洋島嶼玄武巖源區的地幔交代作用。然而，地幔熔融性質的新觀點解決了富LIL巖漿來源於長期貧LIL的矛盾。現在認為，在剪切應力的條件下，可以從地幔中提取很低水平(LIL富集)的熔體。這避免了巖漿作用前地幔源區的廣泛交代和富集。
作為另壹種交代模式，Hofmann和White(1980，1982)提出古洋殼再循環進入OIB源區可以解釋地幔排列中相對豐富的微量元素和同位素組成。同樣，亞速爾群島、薩摩亞群島和社會群島玄武巖向地幔排列右側的偏移，可以用減去的沈積物加入到海洋地殼的再循環中來解釋(圖17-17)。
減去的洋殼被認為下降到密度補償面，在那裏地幔柱被儲存和加熱到1 ~ 2Ga才返回地表。Hofmann和White認為這是核幔邊界，但Ringwood(1982)傾向於以670km的相變作為補償深度，海洋地殼停留在這裏。俯沖帶下670km地幔邊界凹陷的地震學證據支持了這個模型，即下沈板塊在這個深度可以水平偏轉(Shearer和Masters，1992)。然而，其他證據表明，密度差異太小，無法阻止對流傳輸穿過這個界面和板塊穿透到下地幔(Morgan和Shearer1993)。
圖17-17大洋火山巖Sr-Nd同位素圖。