《現代地球化學》放射性同位素地球化學第一部分放射性同位素地球化學的一些基本理論-μ-dNdtN或dNdt=Nl放射性母體原子數量時間

1??D=D0+N(elt-1)放射性衰變不穩定核素及其半衰期地球化學常用的衰變體系地球化學常用衰變體系的一些參數同位素比值的測量樣品離子化和引入系統磁場檢測系統

提綱

Rb-Sr體系Sm-Nd體系U-Th-Pb體系Lu-Hf體系Re-Os體系第二部分放射性同位素地球化學常用定年體系Rb是強不相容元素，Sr是中等不相容元素，在上地幔分異過程中，他們都傾向于進入熔體；Rb的行為類似K，傾向于賦存在白云母，鉀長石中；Sr的行為類似Ca，易進入斜長石，磷灰石中（不包括單斜輝石）隨著巖漿演化，超基性

基性

中性

酸性，Rb/Sr（87Rb/86Sr）比值升高一

﹑Rb-Sr體系

87Rb

87Sr+b粒子(l=1.42x10-11a-1)基本的數學關系與參數87Rb=87Sr+b-87Sr=87Sri+87Rb(elt–1)87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr)i+(87Rb/86Sr)(elt–1)(87Sr/86Sr)BABI=0.69899±5BABI=BasalticAchondriteBestInitial玄武質無球粒隕石最佳初始值85Rb:87Rb=72:2884Sr:86Sr:87Sr:88Sr（平均）=0.56:9.87:7.04:82.53D=D0+N(elt-1)a2b2c2t2abca1b1c1t1to86Sr87Sr86Sr87Rb86Sr87Sro()Rb-Sr等時線的形成Rb-Sr等時線實例－－玄武質無球粒隕石全巖樣品(87Sr/86Sr)BABI=0.69899±5Rb-Sr等時線的改造/變質作用中的再平衡變質作用，就是高溫條件下，固態重結晶作用。由于溫度升高，發生同位素交換反應，不同礦物之間，87Sr/86Sr均一化；而87Rb/86Sr（Rb/Sr）比值，受分配系數差別的制約，平衡的時候，不同礦物之間，比值不同。Sr同位素比值的演化(1)隨著巖漿演化，超基性

基性

中性

酸性，87Rb/86Sr比值升高35億年以來海相碳酸鹽Sr同位素組成及其對海水Sr同位素組成演化手指示。理解圖意，對比地幔Nd同位素演化!Sr同位素比值的演化(2)Sr同位素比值的演化(2)－顯生宙海水海水Sr同位素組成與殼幔Sr循環模式Sm和Nd都是輕稀土元素，都是中等不相容元素，在地幔和地殼的部分熔融過程中，易進入熔體相Nd原子序數低于Sm

離子半徑大于Sm

分配系數小于Sm，比Sm容易進入熔體相因此，隨著巖漿演化，超基性

基性

中性

酸性，Sm/Nd（147Sm/144Nd）比值依次降低二、

Sm-Nd體系144Sm:147Sm:148Sm:149Sm:150Sm:152Sm:154Sm=3.09:14.97:11.24:13.83:7.44:26.72:22.71142Nd:

143Nd:144Nd:145Nd:146Nd:148Nd:150Nd=27.11:12.17:23.85:8.30:17.22:5.73:5.62基本的數學關系與參數147Sm=143Nd+a143Nd=143Ndi+147Sm(elt–1)143Nd/144Nd=(143Nd/144Nd)i+(147Sm/144Nd)(elt–1)(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967CHUR=ChondriteUniformReservior,球粒隕石均一庫不同殼幔端元REE組成球粒隕石全巖樣品Sm-Nd等時線－－CHURNd同位素的演化(1)－整體地球(CHUR)，地幔和地殼的分異巖漿演化：超基性

基性

中性

酸性，Sm/Nd(147Sm/144Nd)比值降低Nd同位素的演化(2)-模式年齡虧損地幔模式年齡Nd同位素虧損地幔模式年齡的計算1)143Nd/144Nd=(143Nd/144Nd)DM+(147Sm/144Nd)(elTDM–1)2)eNd=0.25*T2－3T＋8.5(TinGa)3)(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638；(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967 143Nd/144Nd-(143Nd/144Nd)CHUR (143Nd/144Nd)CHUReNd=×１０4

TDMTCHUReNd(0)虧損地幔模式年齡Nd同位素的演化（3）－大陸地殼Nd同位素的演化(4)-大陸地殼的生長時代Nd同位素模式年齡的說明模型假設初生地殼的形成速率是均一的，而事實上地殼增生模型有多種，故存在至少兩種模式年齡的計算方法(線性、指數)；模型假設Sm/Nd比值變化只發生于地幔巖石部分熔融形成初生地殼的階段，但殼內物質的重熔及高級變質作用同樣可引起Sm/Nd比值變化，故有了二階段模式年齡（見下圖）。由于現代實驗技術條件的誤差對tDM的影響，即傳遞誤差為約0.2Ga，故tDM的計算結果也多以Ga為單位，而不是Ma，數據精確到小數1~2位。同理適用于

Nd(t)

計算。Nd同位素的演化(5)-大陸地殼的二階段模式年齡二階段模式年齡SA、CC、DM分別代表樣品、地殼和虧損地幔。而t表示引起Sm/Nd比值發生變化的地質過程或事件的時間，如地殼深熔作用、幔源巖漿發生結晶分異作用和富集REE的礦物發生分選作用的時間等。T2DM的計算還需知道地幔物質進入地殼后，并在發生Sm/Nd比值變化前的147Sm/144Nd比值，即地殼的147Sm/144Nd比值。對于沉積巖類，往往用上地殼的平均比值來代替：0.118

0.017(540個全球沉積巖平均值)，但對于中下地殼的樣品，可能其147Sm/144Nd比值相對要高。但若作為一種同地區樣品間的物源區時代的相對比較，用上地殼組成代替，仍可獲得有意義的地球化學示蹤信息。三、

U-Th-Pb體系U和Th均屬錒系元素，常為+4價，但在地球表層條件下，U呈+6價；由于較大的離子半徑和高電價，U和Th均表現為強不相容元素；+4價U、Th較穩定，但+6價的U可呈UO22-溶于水而發生遷移除極少數情況下以瀝青鈾礦(uraninite)和硅酸釷礦(thorite)形式成獨立礦物外，多數條件下U和Th呈分散狀分布于造巖礦物中或集中于副礦物中(鋯石、獨居石、磷灰石、榍石)；副礦物中，鋯石(ZrSiO4)選擇性富集U，而獨居石([Ce,La,Th]PO4)選擇性富集ThPb為易揮發親銅元素，屬中等不相容元素；Pb的獨立礦物為方鉛礦（PbS），而在硅酸鹽礦物中，多與元素K形成類質同象而趨向存在于鉀長石等礦物中；通常條件下Pb性質穩定，但在高溫和酸性條件下可形成氯或硫的化合物，易溶解于熱液中而發生遷移?；镜臄祵W關系與參數206Pb=206Pbi+238U(el238t–1)

207Pb=207Pbi+235U(el235t–1)208Pb=208Pbi+232Th(el232t–1)(1)對于低Pb高U的體系（如鋯石）(206Pb/238U)*=(el238t–1)(207Pb/235U)*=(el235t–1)(2)對于一般的Pb同位素體系（全巖＋長石）(206Pb/204Pb)*=m(el238t–1)(207Pb/204Pb)*=(m/137.88)(el235t–1)m=238U/204Pb，在t=0時，即現代相當值等時線方程(207Pb/204Pb)*/(206Pb/204Pb)*=(1/137.88)[(el235t–1)/(el238t–1)](3)對于低U高Pb的體系（如方鉛礦）

有U衰變 無U衰變T t P地球年齡 方鉛礦形成 現在(207Pb/204Pb)t-(207Pb/204Pb)T=(m/137.88)(el235T–el235t)(206Pb/204Pb)t-(206Pb/204Pb)T=m(el238T–el238t)原始Pb,CanyonDiablo隕硫鐵(207Pb/204Pb)T=10.294(206Pb/204Pb)T=9.307(208Pb/204Pb)T=29.476因此，對方鉛礦，可以得到：(207Pb/204Pb)P-10.2941(el235T–el235t)(206Pb/204Pb)P-9.307137.88(el238T–el238t)=a2b2c2t2abca1b1c1t1to204Pb207Pb204Pb235U204Pb207Pbo()U-Pb等時線的形成等時線增長曲線低Pb高U的體系-鋯石U-Pb體系的演化，諧和線諧和線一般的Pb同位素體系(1)-0等時線/地球年齡一般的Pb同位素體系(2)-等時線和增長曲線等時線增長曲線原始Pb地球年齡線隨著巖漿演化，超基性

基性

中性

酸性，238U/204Pb比值升高一般的Pb同位素體系(3)－巖石的Pb-Pb等時線，古老片麻巖年齡和源區的關系低U高Pb的體系(1)-不同環境方鉛礦的Pb-Pb同位素分布低U高Pb的體系(2)-Stacey的兩階段Pb-Pb同位素演化模式由于地殼、地幔演化的復雜性，假設所有的Pb自地球形成以來均保持封閉與多數地質觀察不符；相當比例礦石Pb樣品同位素組成算計出了不合理老的或負的年齡；事實上，礦石Pb模式年齡的應用并不成功，盡管許多研究者提出其它修改模式(如二階段、多階段模式)，或整合Pb(comforablePb)與JPb(J-typePb)等概念，但其在地質定年研究中被大多數人放棄。相反，礦石Pb或稱普通Pb的同位素組成往往與形成環境或巖石圈屬性有關，成為研究地殼、地幔演化的過示蹤手段。不同圈層Pb同位素演化的差別-Zartman的Pb構造模式(1)不同圈層Pb同位素演化的差別-Zartman的Pb構造模式(2)Lu是重稀土元素，也是不相容元素。部分熔融過程中，一般進入熔體。但是，如果存在石榴石，則容易富集在石榴石中；Hf是典型的高場強元素，也是不相容元素，與Zr的地球化學性質相近。部分熔融過程中，一般進入熔體。但是，如果存在鋯石，則容易富集在鋯石中；巖漿演化：超基性

基性

中性

酸性，Lu/Hf（176Lu/177Hf）比值降低。四、

Lu-Hf體系自然界中Lu元素由兩個同位素組成：

175Lu和176Lu，Hf元素有6個同位素：

174Hf、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf。Lu-Hf同位素體系存在176Lu母體衰變成176Hf子體的放射性衰變關系：基本的數學關系與參數176Lu=176Hf+b-176Hf=176Hfi+176Lu(elt–1)176Hf/177Hf=(176Hf/177Hf)i+(176Lu/177Hf)(elt–1)(176Hf/177Hf)chon=0.282818 176Hf/177Hf-(176Hf/177Hf)chon (176Hf/177Hf)chonLu-Hf體系eHf=×１０4

球粒隕石均一巖漿庫(CHUR)Lu-Hf同位素定值(176Hf/177Hf)p=0.282772

0.0000029(176Hf/177Hf)i=0.279742

0.0000029(176Lu/177Hf)p=0.0332

0.0002176Lu的衰變常數

為1.93

10-11，176Lu的半衰期T1/2=35.9Ga；在地殼巖石中，Lu、Hf元素的平均含量與典型的HREE相當，分別約為10-7和10-6數量級，176Hf/177Hf同位素比值多變化于0.28

0.29之間。由于Lu和Sm同為REE元素，Lu-Hf與Sm-Nd形成獨特的同位素體系配對：在原始巖漿事件中，如地幔中熔體的抽取作用，兩同位素體系行為類似，形成Hf與Nd同位素組成之間的正相關性。Hf同位素演化及其Nd同位素的關系Nd-Hf同位素相關性：

Hf2Nd地殼不同物質在147Sm/144Nd相近條件下，其176Lu/177Hf比值的明顯變化但與Sm-Nd同位素體系中Sm、Nd同屬REE元素不同，Hf屬高場強元素，因而Lu和Hf之間的地球化學性質存在顯著差異。尤其值得指出，在地殼巖石的變質和巖漿作用過程中，如麻粒巖相變質作用和地殼深熔作用，Lu趨于進入石榴石礦物相中，在地殼熔融作用后居于耐熔殘余相，而Hf大部分進入鋯石礦物相。

隨時間演化，Lu-Hf元素的這種行為差異將導致Lu-Hf與Sm-Nd同位素體系之間的脫偶：在下地殼導致176Hf/177Hf相對143Nd/144Nd偏高。因而，兩同位素體系間的兩種不同關系將對認識殼幔分異和地殼增生提供重要的約束。

Hf同位素演化－－低Lu高Hf的體系，鋯石鋯石中Hf含量比Lu含量高3個數量級(Lu/Hf~0.002，176Lu/177Hf

<0.0005)，因此，鋯石形成后，176Hf的積累非常有限，鋯石中176Hf/177Hf值近似初始值

可以含采用MC-ICP-MS，直接測得鋯石Hf同位素組成176Hf/177Hf

。如果同時測得鋯石U-Pb年齡，可以得到:

eHf(t)Re和Os均屬親硫元素，故傾向于進入硫化物，主要富集于地核中；在地幔部分熔融過程中，Re為中等不相容元素，而Os為強相容元素，難于進入熔體中，因此導致：

(1)地殼巖石中Os的含量遠低于地幔巖石(以及地核)；

(2)與同屬REE的Sm-Nd不同，巖漿作用相容性質上的差異使得Re-Os之間的地球化學行為具脫偶性（de-couple）五、

Re-Os體系Re由185Re和187Re兩個同位素組成，其中187Re經

衰變后，成為鉑族元素的187Os同位素；Os有7個同位素，分別為：184Os,186Os,187Os,188Os,189Os,190Os和192Os基本的數學關系與參數187Re=187Os+b-187Os=187Osi+187Re(elt–1)187Os/186Os=(187Os/186Os)i+(187Re/186Os)(elt–1)187Os/188Os=(187Os/188Os)i+(187Re/188Os)(elt–1)187Os/188Os=0.12035(187Os/186Os)Re-Os體系Os同位素比值最初(Hirtetal.,1961)表示為187Os/186Os(相對192Os/188Os=3.08271的標準化值)；但186Os可為190Pt經衰變的產物。雖然190Pt僅占Pt元素6個同位素中的約1%，且半衰期高達約880Ga，但隨分析樣品類型的增加和分析精度的提高，186Os變化對187Os/186Os的影響得到不同程度的顯現，故越來越多的實驗室改用187Os/188Os來表達Os同位素組成。兩種比值間的換算：

187Os/188Os＝0.12035

187Os/186OsRe-Os等時線定年方法因Re、Os元素相容性差異明顯，使得自然界中Re/Os比值變化巨大，如地幔巖石為0.1的數量級，而地殼巖石為100的數量級，兩類巖石的187Os/188Os比值大小分別為約0.12和1.1-1.3。因而在理論上適于用作同位素定年，但因Os在大多數礦物中含量太低，成功進行Re-Os同位素定年的成果不多，主要限于地幔橄欖巖、鐵質隕石、鉑族元素礦床、科馬提質超基性巖等。Re-Os等時線實例-科馬提巖，太古宙超基性熔巖Os同位素演化隨著巖漿演化，超基性

基性

中性

酸性，187Re/188Os比值急劇升高中－新生代海水Os同位素演化大洋擴張強度降低？星外隕石轟出地球？輝鉬礦(molybdenite)定年法輝鉬礦為高Re低Os礦物，其Os元素基本來自187Re的衰變，而礦物形成時勢初始187Os/188Os0，故其模式年齡可變為：

T=(1/)In(1+187Os/187Re)該方程實際上亦為直線方程，因此可通過對多樣品的分析獲得等時線年齡小結：Rb/Sr,Sm/Nd,U/Pb,Lu/Hf,Re/Os同位素母體/子體的比值的變化，本質上是元素比值的變化，是由元素的性質差別決定的。虧損和富集，是針對不相容元素定義的，可以由同位素來指示。源區性質的同位素差別，是由（1）同位素母體/子體元素比值的變化，和（2）與時間相關的放射性積累造成的。3.1

地球的圈層結構（1），地幔的基本組成和結構3.2

地球的圈層結構（2），地殼的基本組成和結構3.3

幔源巖漿巖組分的差別3.4

混合過程的數學表達3.5

洋島玄武巖與地幔端元3.6

源區的鑒別3.7

怎樣綜合使用同位素地球化學方法鑒別巖漿來源第三部分Sr、Nd、Pb同位素在巖石成因和殼幔演化研究中的應用提綱地幔地核3.1

地球的圈層結構（1），地幔的基本組成和結構地殼地球各主要圈層的體積和質量地殼，0.4%地幔，67.2%地核，32.4%地球早期的核幔分離主要隕石類型的相對含量普通球粒隕石普通球粒隕石球粒隕石類的主要特征碳質球粒隕石組成與太陽光球的組成基本一致上地幔的化學和標準礦物組成-地幔包體資料二輝橄欖巖上地幔的礦物相關系不同深度地幔的礦物組成和密度上地幔下地幔過渡帶軟流圈地?；瘜W：早在60年代，地球化學家通過對洋島玄武巖(OIB)的研究，觀察到了地幔的不均一性，而隨后發現了大洋中脊玄武巖(MORB)與OIB之間存在微量元素和同位素組成上的顯著差別，區分出了虧損地幔和富集地幔，發現了地幔存在4個端元。虧損地幔的貢獻－大洋地殼的形成拉斑玄武巖富集地幔的貢獻－大洋島的形成JasonMorgan‘sPlumeModelUpwellingfromthermalboundarylayeratthebaseofthemantle再循環模式RecyclingModel

(Hofmann&White,1982)Whole-mantleconvectionwithoceaniccrust+lithosphererecyclinginplumesMantleplumedynamicsiswellunderstood:

Instabilityofhotboundarylayeratthebaseofthemantle

(orfromthe660kmdiscontinuity).

Hot,lowdensitymateralrisesinanarrowcylinder,typicallyformingalarge?mushroomhead“asitrises.PlumeDynamics

(Lin&vanKeken)Thermo-chemicalPlumes

(Farnetani&Samuel)Plumeexperimentinyourkitchen25MajorHotspots板塊構造與火成巖成因1.洋中脊玄武巖MORB2.陸內裂谷3.島弧火山巖IAV、IAB4.活動大陸邊緣5.弧后盆地6.洋島玄武巖OIB7.各種陸內巖漿活動金伯利巖，碳酸鹽巖，斜長巖????600km400200kmContinentalCrustOceanicCrustLithosphericMantleSub-lithosphericMantleSourceofMelts1534672現代大洋玄武巖可以按照產出的構造環境分為5類1MORB(Mid-OceanRidgeBasalts)，洋殼上部的主體，包括熔巖和巖墻，并代表大洋輝長巖的初始巖漿。2BABB(Back-ArcBasinBasalts)，形成于弧后擴張脊?；『笈璧貙挾?0－1000km。3OPB(OceanPlateauBasalts)，發育于大洋板內環境，形成范圍巨大的、厚的海底熔巖堆積。4OIB(OceanIslandBasalts)，形成海山、大洋島、或島鏈5IAB(IslandArcBasalts)，島弧或Andean型活動大陸邊緣*6CTB(ContinentalTholeiiticBasalts)，產生于大陸裂谷早期階段，或形成溢流玄武巖。這類巖石與MORB相似，但穿過大陸地殼并與之反應。大陸地殼的9種結構（Vp速度）類型3.2

地球的圈層結構（2），地殼的基本組成和結構大陸地殼的巖石學結構上部地殼：沉積巖，火山巖中部地殼：變質沉積巖，混合巖，花崗巖下地殼：中基性麻粒巖，斜長角閃巖最下地殼：基性麻粒巖，輝長巖，輝石巖典型地殼的稀土元素組成典型地殼的微量元素組成MORB與OIB的微量元素和稀土元素配分型式的差別3.3

幔源巖漿巖的組分差別IAV=島弧火山巖OIB=洋島玄武巖Sr同位素Nd同位素MORB洋中脊玄武巖幔源巖漿巖Sr-Nd同位素組成的相關性Figure8.18.Pbisotoperatiosinmajorterrestrialreservoirs.Typicallowercontinentalcrustanduppercontinentalcrustarerepresentedbylowercrustalxenolithsandmodernmarinesedimentsrespectively(thesesomewhatunderestimatethetotalvarianceinthesereser-voirs).MORBandoceanicislandsrepresenttheisotopiccompositionofuppermantleanddeepmantlerespectively.主要巖漿巖源區的Pb同位素組成特征簡單混合模式二元混合三元混合Figure14-5.Winter(2001)AnIntroductiontoIgneousandMetamorphicPetrology.PrenticeHall.3.4

混合過程的數學表達混合作用普遍存在混合過程的定量模型---幔源巖漿受到陸殼混染幔源巖漿mfCmCi

C代表元素濃度，如Rb，Sr，Sm，Nd等；R代表同位素比值，如87Sr/86Sr，143Nd/144Nd等。根據質量平衡可得下列方程：

Ci=fCc

+(1-f)Cm

Ci·Ri=fCcRc+(1-f)CmRm陸殼混染c巖漿巖i1-fCcRmRiRcSrvs.NdisotopicratiosforthethreezonesoftheAndes.DatafromJamesetal.(1976),Hawkesworthetal.(1979),James(1982),Harmonetal.(1984),Freyetal.(1984),Thorpeetal.(1984),Hickeyetal.(1986),HildrethandMoorbath(1988),Geist(pers.comm),Davidson(pers.comm.),W?rner

etal.(1988),Walkeretal.(1991),deSilva(1991),Kayetal.(1991),DavidsonanddeSilva(1992).Winter(2001)AnIntroductiontoIgneousandMetamorphicPetrology.PrenticeHall.南美安第斯活動大陸邊緣火山巖的Sr-Nd同位素通用二元混合方程Vollmer（1976）和Langmuir等（1978）先后給出了二元混合體系微量元素濃度的通用表達式。該式理論上可適用于任何元素和同位素。對任何一個二組份混合體系，其方程為

Ax＋Bxy＋Cy＋D＝0

（5.62）其中x，y是橫坐標、縱坐標的變量，可以是元素或元素的比值。當端元1和端元2上的坐標即比值為（x1，y1）（x2，y2）時系數可表示為：

A＝a2b1y2-a1b2y1B＝a1b2－a2b1；

C＝a2b1x1-a1b2x2D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2

r＝a1b2/a2b1，r為與系數B有關的數值，反映了混合雙曲線的曲率，曲率的函數。當r＝1時為直線方程。

其中，ai為yi的分母值，bi為xi的分母值比值-比值，此時為為一雙曲線，系數為A＝a2b1y2-a1b2y1B＝a1b2－a2b1r＝a1b2/a2b1C＝a2b1x1-a1b2x2D＝a1b2x2y1－a2b1x1y2比值-元素，如設x軸為元素，則b＝1，這時：

A＝a2y2－a1y1B＝a1－a2

r＝a1/a2C＝a2x1－a1x2D＝a1x2y1－a2x1y1當r≠1時，仍為一條受B控制的雙曲線元素-元素，a＝b＝1，

A＝y2－y1B＝0

r＝1C＝x1－x2D＝x2y1－x1y2此時，為一直線方程?；旌献饔媚Ｐ偷膽门袛嗷旌线^程在板塊俯沖帶，地殼與上地幔巖石的氧含量差異不明顯，Sr差別較大。導致源區混合Sr-O同位素混合軌跡線為下凹型；相反，當地幔部分熔融的巖漿上升受到地殼混染時，地殼物質的Sr一般低于巖漿，形成上凸型雙曲線。因此可應用Sr-O同位素體系有效判斷混合過程。為什么研究大洋玄武巖在巖漿發生和侵位結晶過程中，Sr、Nd、Pb等放射性同位素組成不受部分熔融和分離結晶作用的影響，因此反映源區特征洋島玄武巖類(OIBs)代表各類大洋地幔，并且地殼混染的影響很小，因此可以對地幔性質提供最好的證據3.5

洋島玄武巖與地幔端元大量的MORB和OIB同位素組成調查顯示，并不存在簡單的二元混合關系Zindler等(1982)提出，由虧損MORB、含富集物質的MORB及初始(pristinechondritic)地幔代表的三個地幔端元，其混合作用構成了大洋環境玄武巖的巖漿源區。該三端元在Nd-Sr-Pb同位素體系中構成的面，稱為地幔平面(mantleplane)。但White(1985)發現，在地幔平面之上或之下均存在其它的大洋環境玄武巖分布。地幔平面Hart等(1986)認為，地幔平面只是地幔端元混合的一個投影面。通過對大量MORB和OIB的Nd-Sr和Pb-Sr同位素組成分析，確定出四個地幔端元，分別為DMM(洋中脊虧損地幔端元)、EMI和EMII(富集I和富集II型地幔端元)及HIUM(高U/Pb地幔端元)。其中，將Nd-Sr圖中低143Nd/144Nd的邊界稱為“低Nd分布(‘LoNdarray’)”，代表了HIMU與EMI地幔端元間的混合分布。由于低Nd分布表現為混合直線，說明混合端元間具相似的Nd-Sr-Pb比值和密切相關的成因環境，因此變種關系不象是循環地殼與地幔端元間的關系，而應與大陸巖石圈地幔的發生過交代富集事件有關。在二維同位素體系中，顯示出了多地幔端元組成及低Nd分布現象Sr-Pb體系中的地幔端元Sr-Nd體系中的地幔端元為避免二維同位素組成對判別地幔端元可能帶來的主觀偏差，Allegre等(1987)和Hart等(1992)對大量BORB和OIB的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb進行了主成分分析(principlecomponentanalysis)，獲得了5個特征向量，表征能體現數據變化量最大百分比例的多維組份空間的方向，其數值分別為56、37、4、2和1%。由于前三個向量的總和為>97%，故Hart等認為，用87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb三個向量在三維同位素體系中可近似地表達MORB-OIB的特征向量的方向，即在以DMM、HIMU、EMI和EMII端元在上述三維同位素空間中組成的四面體，包含了>97%的大洋環境玄武巖的同位素組成范圍。地幔端元四面體，按樣品點統計地幔端元四面體，按研究地區統計。圖中顯示各地區OIB呈以DMM與其它三端元的混合。但Hart等認為是以FOZO為中心的混合，代表了下地幔端元。三維同位素體系中的地幔產端元四面體(彩圖)地幔端元的成因認識地幔端元的劃分，其實質是對富集地幔端元(EMI、EMII、HIMU)成因的分析。通常的理解是，上地幔部分熔融作用形成玄武質洋殼，其熔融殘余演化成不相容元素虧損的上地幔端元DMM；富集地幔端元的形成顯然需要有巖石圈物質再循環作用或流體物質交代作用的參與。1)HIMU端元多數研