自从20 世纪60 时代板块结构理论诞生以来，地球板块运动的驱动力就成为地球科学家最感兴趣的底子科学问题之一。大多数科学家信任驱动板块运动的动力首要来自其下面的地幔对流运动，为了查明地幔物质的运动规则，在20 世纪70~80 时代很多地球化学家聚集到地幔地球化学研讨。高温的深部地幔会向温度较低的浅部上涌运动，并因减压而发生部分熔融，然后发生玄武岩浆。这些玄武岩浆喷出地表成为地壳的一部分，它们带着了地幔的信息。虽然人们还无法直接从地幔取样，可是人们能够通过研讨玄武岩及其带着的地幔岩石碎片(包体)来了解地幔的化学组成。

　　同位素和微量元素示踪是地球化学家了解地幔化学组成最有用的手法之一。这是由于：①在地幔发生部分熔融生成玄武岩浆的进程中同位素不会发生分异，因而未遭受陆壳混染的玄武岩浆的同位素组成可直接代表其地幔源区的同位素组成；②在地幔发生部分熔融生成玄武岩浆时，它会丢失一些亲石元素，如Rb、U、Th、轻稀土元素(LREE)进入熔体，并终究转移到地壳。这样就构成地壳富集亲石元素，而发生过熔体的地幔亏本亲石元素(被称为亏本地幔)，然后具有较低的Rb/Sr 值、U/Pb 值和较高的Sm/Nd 值。该地幔的亲石元素亏本事情能够被同位素记录下来，由于87Rb、235U、238U 和147Sm 都是天然放射性同位素，它们含量的下降会导致其对应的衰变子体87Sr、207Pb、206Pb 和143Nd 的堆集速度下降，这样通过一段时刻的演化，亏本地幔的同位素组成就会与未发生亲石元素亏本的地幔发生显着差异。

　　大洋地壳首要由玄武岩构成，大洋玄武岩是探查地幔化学组成的最好样品，这是由于它年青，其同位素组成不需求做年纪校对，又没有陆壳混染，其同位素组成可直接代表地幔源区的同位素组成。大洋玄武岩首要有两类(图1)：①洋中脊玄武岩(MORB)。它是上地幔在大洋板块引张鸿沟，即洋中脊处上涌和部分熔融发生的玄武岩，在洋中脊处构成重生洋壳，供给上地幔信息；②海岛玄武岩(OIB)。它们是在大洋板块内部的热门部位喷射的玄武岩，当火山锥高出水面就构成洋岛，部分因在板块运动时长时期断续喷射而构成岛链，如夏威夷岛链。洋岛玄武岩来自起源于地幔深部(下地幔或核幔鸿沟)的地幔热柱，它可供给深部下地幔的信息。

　　地幔岩石首要是富含铁-镁的橄榄岩。虽然地幔的岩石品种和首要元素组成单一，可是大洋玄武岩的Sr、Nd、Pb 同位素查询发现，地幔的同位素组成是很不均一的。在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd 图(图1)和87Sr/86Sr-206Pb/204Pb 图(图2)上清楚显现地幔的同位素至少由4 个端元组成：①亏本的MORB 型地幔(DMM)，它具有最高的143Nd/144Nd 值和最低的87Sr/86Sr 值，首要由大西洋(Atlan.)MORB 和太平洋(Pac.)MORB 代表；②富集地幔-1(EM-1)，它具有最低的143Nd/144Nd 值、206Pb/204Pb值和较高的87Sr/86Sr 值，首要由大西洋的Walvis Ridge 洋岛玄武岩代表；③富集地幔-2(EM-2)，它具有最高的87Sr/86Sr 值，首要由太平洋的Samoa 洋岛玄武岩代表；④高U/Pb 值地幔(HIMU)，它具有最高的206Pb/204Pb 值，首要由南大西洋的St.Helena洋岛玄武岩代表[2]。其他大洋玄武岩同位素组成都能够由这4 个端元按不同份额混合构成。除了这4 个端元，Zindler 和Hart 以为还存在第5 个独立的地幔端元“PRIMA”(图1)[2]，它的同位素组成介于上述DMM、EM-1、EM-2 和HIMU 之间，可是它不是这4 个端元的混合成果，由于大多数洋岛玄武岩(如夏威夷、冰岛等)和大部分大陆玄武岩，以及部分印度洋MORB，都具有相似PRIMA 的同位素组成，咱们很难幻想在全球范围内高度重复着相似的4 端元混合进程。后来，Hart 等又发现许多洋岛玄武岩同位素组成的亏本端元聚集点不是DMM，因而又命名该聚集点为另一个独立端元FOZO(图1、图2)

　　地幔是地球构成前期发生大规模熔融和快速核幔分异进程构成的，它应当具有比较均一的化学组成，如过渡族金属元素(Cr、Mn、Fe、Co、Ni)含量就比较均匀。为什么地幔的上述同位素组成(因而相应的Rb/Sr 值、Sm/Nd 值、U/Pb 值)会体现如此不均一？上述地幔各种同位素组成端元是怎么构成的，以及它们在地幔中的方位就成为十分令人感兴趣的科学问题。查明地幔同位素组成不均一构成因对了解壳幔物质的运动规则有重要意义。评论最多的是DMM, EM-1，EM-2 和HIMU 4 个具有极点同位素组成的端元的成因。

　　亏本的 MORB 型地幔(DMM)成因比较简略，争议不大，它是地球壳-幔分异的成果[3]。由于地质历史上壳-幔分异进程首先是由来自地幔部分熔融发生的玄武岩构成玄武质地壳，其间绝大部分是来自上地幔的以MORB 为主构成的大洋地壳；然后玄武质地壳再发生部分熔融发生花岗岩，然后构成大陆地壳。在这一壳幔分异进程中，因上地幔继续部分熔融发生玄武岩浆而导致Rb/Sr 值下降和Sm/Nd 值升高，再通过长时刻演化导致上地幔具有低的87Sr/86Sr 值和高的143Nd/144Nd 值[2, 3]。假如这一解说是正确的，那么亏本上地幔的亲石元素亏本量与大陆地壳亲石元素的富集量是可比较的。按现有亏本上地幔的亏本度做壳-幔不相容元素质量平衡核算，得到地幔只需亏本25%～30% 就能够满意悉数陆壳需求的不相容元素质量。这个地幔亏本体积量刚好与上地幔质量(深度鸿沟为660km)对应[3]。

　　富集地幔-1(EM-1)有两种或许成因[2]：①被爬升洋壳分出流体交待的地幔。洋壳岩石的脱水试验标明，Pb 比U、Rb 比Sr、Nd 比Sm 在该流体中有更大的溶解度和活动性[4]。因而，爬升洋壳分出流体具有高Rb/Sr 值、低U/Pb 和Sm/Nd 值，被它告知的地幔经长时刻堆集就具有了EM-1 的同位素地球化学特征，即高的87Sr/86Sr 值，及最低的143Nd/144Nd 值和206Pb/204Pb 值。②大陆下地壳由于也具有相似的同位素特征，因而，镁铁质大陆下地壳拆沉进入地幔也可导致部分地幔具有相似地球化学特征。仅依托Sr-Nd-Pb 同位素无法区别这两种成因[2]，区别它们需求选用更多品种的同位素和微量元素地球化学研讨。

　　富集地幔-2(EM-2)以具有最高的87Sr/86Sr 值为特征，因而被以为是随爬升洋壳再循环进入地幔的陆源沉积物与地幔混合所造成的[2]。近年来在其代表性洋岛玄武岩所在地，Samoa 群岛的Savai′i 岛海底发现了87Sr/86Sr 值高达0.720 的玄武岩，并且具有与大陆上地壳相似的低Ce/Pb 值，和Nb、Ti、Eu 负反常[5]。这一发现证明了Savai′i洋岛玄武岩代表的EM-2 端元的确是再循环的陆源沉积物。但是Nb、Ta、Ti 负反常的成因或许是杂乱的，如Haase 等(2005) 在太平洋-南极洲洋脊采到的安山岩样品相同具有Nb、Ta、Ti 负反常但较低的87Sr/86Sr 值，他们解说Nb、Ta、Ti 负反常成因与同化海水-热液蚀变成因角闪岩及岩浆别离结晶有关[6]。因而，只要归纳研讨这些微量元素反常和反常高87Sr/86Sr 值,才干判别EM-2 端元是否与再循环的陆源沉积物有关。

　　高U/Pb 值端元(HIMU)较早就被以为是再循环进入地幔的爬升洋壳与地幔混合的成果，由于爬升洋壳蜕变脱水进程中，Pb 的活动性高于U 而很多被分出的流体带走，然后使残留爬升洋壳具有高的U/Pb 值[2]。这一解说后来被Kogiso 等(1997)做的洋壳岩石榴辉岩相蜕变脱水试验证明，该试验发现Pb 比U、Rb 比Sr、Nd 比Sm 有更大的活动性，然后导致脱水残留洋壳不只具有更高的U/Pb 值和Sm/Nd 值，并且还具有较MORB 低的Rb/Sr 值[4]。这种榴辉岩再循环进入地幔经长时刻演化能够解说HIMU 端元的高U/Pb 值和高放射成因Pb 同位素特征，但与HIMU 端元较MORB 低的143Nd/144Nd 值(要求较低的Sm/Nd 值)和较高的87Sr/86Sr 值(要求较高的Rb/Sr 值)相对立(图1)。这运用再循环爬升洋壳解说HIMU 端元成因陷入窘境。

　　为处理这一难题，科学家从以下3 方面进行了探究：①这一窘境阐明洋壳爬升进程中所发生的地球化学分异并不像Kogiso 等(1997)试验所调查的那样简略，人们对爬升板块所发生的地球化学分异了解还很不充分。例如，Kogiso 等(1997)的试验温度高达900°C，而实际上爬升洋壳发生榴辉岩相蜕变的温度或许要低得多，已发现的折返的爬升洋壳残片是低温(T= 560~700°C)含柯石英榴辉岩[7, 8]。对其间的含柯石英硬基石榴辉岩研讨标明，由于褐帘石和硬基石是富轻稀土矿藏，在榴辉岩相蜕变进程中褐帘石分化说放的稀土元素能够悉数被硬基石承受[7]。因而能够估测，在较低的蜕变温度条件下，爬升洋壳脱水或许不会导致Sm/Nd 值发生显着分异。因而，更深化地研讨板块爬升进程的地球化学是处理这一难题的要害。②Kogiso 等(1997)曾假定再循环进入地幔的洋壳或许鄙人地幔发生咱们还不知道的再分异进程，这一进程可进步再循环洋壳的Rb/Sr 值和下降Sm/Nd 值[4]，但是这种假定需求相应的高温高压试验去验证。③或许HIMU 端元的成因底子与爬升洋壳再循环无关，由于即便在低温蜕变条件下，Rb 的活动性仍高于Sr，再循环爬升洋壳的低Rb/Sr 值问题仍然存在。Niu 和O′Hara (2003)曾指出用爬升洋壳再循环解说洋OIB 会遇到许多困难，如洋壳熔融不能发生OIB 中的高MgO 岩浆；10 亿年前再循环洋壳的同位素组成对构成大多数近代OIB 是过于亏本了；特别再循环洋壳一旦进入下地幔，其密度会大于周围的地幔岩石，然后发生负浮力阻挠它回来上地幔。明显，地幔的不均一性是否与爬升洋壳有关，是一个有待更深化研讨的重要科学问题。