一、金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩
金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩岩浆是成因上可能相关的、不相容元素高度富集的岩浆。元素证据表明它们都是在深部地幔中非常低程度部分熔融的产物，在其形成中CO2起着重要的作用（如Wendlandt和Mysen，1980）。这些岩浆挥发分富集的性质引起其迅速上升通过地壳。与它们高的不相容元素含量相耦合，使得这些岩浆非常能抵抗地壳污染的同位素改造。
南非的金伯利岩根据它们的基质矿物被分成两种岩石类型：玄武质和云母质（金云母）（Dawson，1967）。这两组，分别指的是由Smith所称的类型Ⅰ和类型Ⅱ，具不同的Sr和Nd同位素成分。玄武质（组Ⅰ）金伯利岩具正好位于相对于全球的亏损象限中的同位素成分，而云母型（组Ⅱ）金伯利岩正好位于富集象限内（图18-18）。
西澳大利亚的金伯利岩从金云母金伯利岩到煌斑岩，McCulloch等（1983）发现云母金伯利岩的成分范围甚至可延到图18-18的富集象限。根据岩浆产生过程中REE没有出现分馏的假定，McCulloch等计算了这些岩石源区的TDM模式年龄。这些模式年龄为0.9～1.3 Ga。然而，他们认识到这些岩浆可能比源区具更高的轻REE富集成分的分馏，使这些最小年龄可能大大低估富集事件的年龄。
图18-18 南非（空心方块）与西澳大利亚（实心方块）的玄武质与云母质金伯利岩的Nd对Sr同位素比值图解
碳酸岩强的抗地壳污染能力使它们成为研究陆下上地幔成分的理想对象。Bell和Blenkinsop（1987）对来自加拿大安大略和魁北克的碳酸岩的Sr和Nd同位素分析，开创了此方面的应用（它们的年龄从110～2700 Ma）。Sr同位素比值沿着亏损地幔演化线排列，Bell和Blenkinsop将它们归结为苏必利尔省的陆下岩石圈。然而，相同样品的Nd同位素数据更加离散。由不同大陆来的大量Nd同位素数据所构成的一部分，分散于亏损地幔与至少是全球相同的富集库之间（图18-19）。
Nelson等（1988）认为世界范围内这些离散数据的出现缓解了大陆岩石圈中的起源，取而代之是有利于类似于洋岛玄武岩的地幔柱起源。然而，这样的模式不能解释澳大利亚煌斑岩数据的极端特征（图18-18）。相反，Nixon等（1981）最初提出的金伯利岩成因的混合模式可统一金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩的岩石成因模式。此模式中，非常低程度部分熔融熔体产生于相当“富集的”软流圈源中（组Ⅰ特征）；它们随后在LIL富集的但难熔的大陆岩石圈（组Ⅱ特征）中被不同程度污染。如果采用此混合模式，碳酸岩成分不能用于精确模拟源区库的成分。
二、碱性玄武岩
研究碱性玄武岩源的一个有趣地点是西非喀麦隆带。该火山链，主要由碱性玄武岩，次要的是拉斑玄武岩，从Pagalu的大西洋岛（尼日尔三角洲700km西南）延伸到Biu高原（800km内陆）。尽管此火山链一半位于大洋地壳、一半位于古老地壳上，但微量元素含量和Sr同位素比值在该带的两段是一致的（Fitton和Dunlop，1985）。如果海洋和大陆岩石圈预期具有不同的特征，Fitton和Dunlop认为此岩浆源必定位于岩石圈之下。
图18-19 εNd随时间变化图解
喀麦隆带沿其长度方向没有表现出年龄渐变的特征，因此必定代表着“热的带”而不是小地幔柱上的由板块运动产生的热点痕迹。Fitton和Dunlop认为在其65 Ma的历史上因为没有火山作用区域迁移的证据（尽管非洲板块运动），地幔源必定是与岩石圈相耦合的。因此，他们提出，喀麦隆带的岩浆源必定是对流的上地幔而不是深部地幔柱。这一结果看起来支持不平衡熔融模式而不是地幔不均一的地幔柱模式。
Halliday等（1988）对喀麦隆带完成了更详细的同位素研究，包括Pb和Nd同位素测定（图18-20）。几个样品表现出大陆基底污染的证据。除这些外，这些数据的显著特征是来自大陆-海洋边界的基性熔岩所显示的非常放射成因的Pb同位素成分。这些成分接近圣赫勒热点的数据，但两边的火山岩（大洋和大陆段内的）是较少放射成因的。
Halliday等（1988）将这些特征归结为喀麦隆带下部由来自圣赫勒拿地幔柱物质对上地幔注入。该地幔柱在120Ma前，在南大西洋的初始打开过程中起主要的促进作用。它可能是裂谷的实际地点，随后成为大陆边缘。随着时间的变化，非洲板块向离开圣赫勒拿地幔柱的方向运动，但是热地幔柱物质的一个“珠”进入到喀麦隆下的岩石圈地幔中作为裂谷事件后的大陆边缘冷却下来。当地幔柱组分后来沿火山链逐渐散裂，从大陆边缘进一步向火山中心可观察到其成分影响。
Halliday等（1990）由于得到了新的Pb同位素数据，修改了此模式。这些揭示了大陆边缘放射成因206Pb/204Pb特征并不伴随着代表与圣赫勒拿地幔柱直接混合的足够高的207Pb/204Pb比值。而是观察到的206Pb/204Pb与U/Pb比值间的正相关关系（图18-21），Halliday等将其解释为200Ma老的喷发等时线。然而如上面的图18-20所示，206Pb/204Pb与Nd同位素比值相关，Nd同位素比值在仅仅200Ma期间不能产生大的变化。因此，Pb同位素比值的排列可能是混合线。放射成因端员必定代表了在大陆裂谷作用时具高U/Pb比值（μ）岩浆产生的高206Pb/204Pb特征的年轻岩石圈。该组分与局部软流圈上地幔之间的混合能解释同位素混合过程。
图18-20 喀麦隆带火山岩的Nd对Pb同位素图解
图18-21 MgO含量超过4%年轻的喀麦隆带熔岩的U-Pb等时线图
由此可得到两个重要的结论：首先，大陆裂谷事件能由具外来成分的年轻岩石圈取代老的大陆岩石圈；第二，在岩浆过程中U比Pb更不相容，因此不能用从地幔中Pb的优先提取来解释铅悖论。
三、溢流玄武岩
美国西北有一代表性的溢流玄武岩省，作为实例，可说明了它们成岩模式的复杂性。哥伦比亚河玄武岩的早期Nd同位素数据相对于亏损 MORB地幔源（εNd=10），在接近εNd=0处成簇分布，导致DePaolo和Wasserburg（1976a）提出这些岩浆为未亏损（原始型）源。此模式得到了De-Paolo（1983）根据对哥伦比亚河玄武岩测定的初始εNd值的体积加权直方图（图18-22）的支持。他认为，在稍正的εNd值处的明显集中，且截然在εNd=0处的切断是体积上最大的GrandRonde组熔岩球粒陨石起源的证据，Imnaha和Picture峡谷玄武岩合并成亏损地幔源。然而，图18-22中εNd=0的丰度峰是DePaolo和Wasserburg（1976a，1979b）的数据加入到Carlson等（1981）数据中的产物，很大程度上是一种取样效应。
图18-22 哥伦比亚河玄武岩εNd直方图
来自美国西北的几个玄武岩套的Sr和Nd同位素数据看起来代表着相当不同的情形。样品显示了非常强烈的几乎连续的曲线趋势，在富集象限稍散开（图18-23）。这些数据表明了在这些熔岩的成因中存在相当简单的地壳污染的混合过程（Carlson等，1981）。然而，过去几年已经表明放射性成因同位素本身可能无法区分富集地幔与壳源。可能要求助于不相容元素比值与稳定同位素数据来区分。
Carlson和Hart（1988）认为强不相容元素对高强场元素的比值（如K2O/P2O5）能用作（尤其是）地壳污染的一指标。该指标对Sr同位素比值作图于图18-24。哥伦比亚河玄武岩群（CRBG）的Picture峡和Grand Ronde的一些玄武岩，与来自俄勒冈高原的Steens山玄武岩一起具有相当高的K2O/P2O5比值，尽管其具低到中等的Sr同位素比值。Carlson和Hart将此型式归结为来自“C1”地幔源岩浆被不同年龄地壳单元的污染。C1源被定为典型的软流圈上地幔，其熔融可能是由Cascades弧后的地幔对流引起的。与上述熔岩相比，鞍状山的CRBG流、来自俄勒冈高原的高铝橄榄拉斑玄武岩（HAOT）和蛇河（Snake River）橄榄拉斑玄武岩（SROT）具高达0.708的87Sr/86Sr比值，但具低的K2O/P2O5比值。Carlson和Hart将这些特征归结为岩石圈地幔源（“C3”）。
δ18O对Sr同位素比值图解支持此模式（图18-25）。陡倾方向是由典型地壳单元对玄武质岩浆的污染。相比，近水平方向应是与老的富87Sr地幔的混合产生或者可能是贫Sr地幔源与消减沉积物的近代污染。Taylor（1980）对花岗岩详细研究了氧-锶同位素图上源与岩浆污染的区别。
图18-23 美国西北玄武岩的Nd对Sr同位素组成图解
图18-24 美国西北玄武岩的K2O/P2O5对Sr同位素比值图解
图18-25 美国西北玄武岩的δ18O对Sr同位素比值图解
Pb同位素数据对此引入更多的复杂性。87Sr/86Sr低于0.708的玄武岩在Sr或Nd同位素比值对206Pb/204Pb图上表现出三角形分布（图18-26）。在此图上，Grand Ronde的许多熔岩趋于具放射成因Pb的端员（C2），从其他证据有别于C1和C3地幔端员。Carlson和Hart认为C2源可能起源于被消减沉积物污染的C1亏损地幔。换句话说，该地幔源是当美国西部大陆边缘作为汇聚板块边缘时所留下的痕迹。此组分并不是典型的溢流玄武岩，但它的出现说明了以几个自由度使用多地球化学指标来解释成岩过程的必要性。
四、前寒武纪花岗岩类
大陆地壳最基本的问题之一是任一给定的硅铝质基底块体是来自地幔的年轻分离物或者是古老克拉通地壳物质的重熔程度。最初根据具高Rb/Sr比值的地壳库比低Rb/Sr比值的地幔在地质时间尺度上演化成更高的87Sr/86Sr比值，对此问题应用Sr同位素数据。一深成岩地壳初始Sr同位素成分的计算应指示它究竟是否具地幔或地壳来源。亏损地幔中的Sr演化线由从“玄武质无球粒陨石的最佳初始值”（BABI）（0.69899±5）到现代洋中脊玄武岩0.702～0.704范围的87Sr/86Sr成分画线性的增长线构成。特定的地壳省可与此演化线比较来评估它们的岩石成因。
对地壳基底源区Sr同位素演化图应用的一个经典实例是由Moorbath和Pankhurst（1976）提供的对西格陵兰太古宙和元古宙片麻岩研究。在图18-27中来自四个地点的3.7 Ga的 Amitsoq片麻岩、来自五个地点的2.8～2.9 Ga的Nuk片麻岩、南格陵兰两个地点1.8 Ga的Ketilidian片麻岩及2.52 Ga的Qorqut花岗岩画出了平均增长线。这些地体的初始比值在图18-27上与BABI和MORB间画出的假设线性上地幔增长线进行了对比。
Moorbath和Pankhurst认为Nuk（和Ketilidian）片麻岩不能由更老的（如Amitsoq）片麻岩重熔产生，因为Amitsoq样品的增长线要陡得多不能产生初始比值仅为0.702～0.703的产物。他们得出结论是，Nuk片麻岩的火成岩原岩代表着年轻钙碱质地壳对西格陵兰太古宙基底的大规模加入。上地幔演化线之上计算出的稍高初始比值归结为地壳Sr同位素演化期，持续大约100～200Ma，处于火成岩原岩从地幔分离与它们所属的麻粒岩相变质作用之间。相反，Moorbath和Pankhurst认识到Qorqut花岗岩较好地代表来自古老地壳重熔起源的深成岩，因为它0.709±0.007的初始比值正好位于那时的Amitsoq片麻岩成分的误差范围内。
图18-26 美国西北玄武岩的同位素组成
Nuk片麻岩的Pb同位素分析揭示出比单独用Sr同位素更为复杂的情形，表明了侵位到Amitsoq地壳区的Nuk岩浆明显遭受了古老地壳Pb的污染。由于缺少明显的地壳Sr污染，Pb的选择性污染被用来解释这些现象（Taylor等，1980）。在此情况下，Nd同位素分析的应用对检验Nuk片麻岩的成岩模式提供了理想的工具。
Taylor等（1984）对Nd同位素成分分析了有Pb污染和无Pb污染的两类片麻岩（图18-28）。数据表明在εNd与Rb（预期在Amitsoq片麻岩中富集的不相容元素）间存在良好的相关关系。Taylor等将这些结果归结为幔源Nuk岩浆被下地壳中Amitsoq片麻岩部分熔融熔体污染。然而，εNd并不与Pb同位素污染的程度（以污染204Pb/总204Pb指数）存在良好的关系。这表明，由于地壳脱水产生的富Pb流体的额外选择性Pb污染。
图18-27 Sr同位素随时间演化图
图18-28 Nuk片麻岩的εNd的变化
Nuk岩浆大量的Pb和Nd污染为什么没有伴随可观察到的Sr同位素扰动的矛盾，必定是由Amitsoq片麻岩的层状性质造成的。Taylor等认为，起污染作用的深部地壳必定具比由表面露头分析的Rb/Sr比值低，大概是因为在麻粒岩相变质作用过程中Rb从下地壳的带出。因此在地质时间内没有发展成高Sr同位素比值。以此证据和其他研究可得出Sr同位素数据常常不能易于区分地幔与下地壳源区的结论。在这种情况下，Nd同位素是特别有力的成岩研究工具，因为在地壳从地幔提取过程中Sm/Nd发生分离，但壳内过程不发生分离。
五、显生宙岩基
Hurley等（1965）研究了内华达山脉岩基的锶同位素并得出组成该岩基的大多数侵入体具大约0.703±0.001的初始87Sr/86Sr比值的结论。他们认识到该值位于预期的上地幔（0.703～0.705）和前寒武纪地壳值（0.71～0.73）中间。然而，他们不能依据Sr同位素证据决定究竟内华达山脉岩基代表着幔源岩浆随后被地壳污染还是地槽沉积物与火山岩的简单部分熔融。
DePaolo（1981b）作了将Sr和Nd同位素相结合研究内华达与半岛山脉岩基以期进一步解决这些岩体的成因。在εSr对εNd图上数据形成双曲线排列（图18-29），从岛弧玄武岩区到近前寒武纪片岩的成分。后者被认为是使古生代—中生代地槽沉积物成侵位岩基的源区代表。DePaolo认识到半岛山脉西部的样品与Sr-Nd地幔排列紧相吻合，它们可能因此是没有地壳污染的不均一地幔的产物。然而，内华达数据，岛弧区内岩浆的地壳污染看起来是极有可能的。
此解释得到了锶和氧同位素（它一起构成了花岗岩成岩研究的另一个有力的工具）数据对比的支持（Taylor和Silver，1978；DePaolo，1981b）。内华达山脉和半岛山脉的花岗岩类在εSr对δ18O图上形成双曲线排列（图18-30），位于幔源与古生代沉积物端员之间。双曲线的形状是由两端员中的相对锶/氧含量决定的，并与高δ18O沉积物地壳熔体与基性岩浆的简单混合是一致的。
图18-29 εNd对εSr图解
三个可选择的模式都可以排除，因为它们将引起图18-30中垂直方向变化，即Sr同位素增加而不伴随着δ18O的明显变化。这些模式是：①图18-30中沿地幔排列的Sr（和Nd）同位素富集的地幔源；②被消减沉积物污染的地幔源，相对于基性岩浆，地幔低得多的锶含量使得它更易于被消减沉积物或海水污染，而地幔和基性岩浆的氧含量是相同的。换言之，地幔具比基性岩浆低的Sr/O比值，它将产生图18-30中的陡倾的混合双曲线；③与假定的具低δ18O的前寒武纪下地壳的污染。
图18-30 半岛山脉（实心圆）与内华达（实心方块）岩基的εSr对δ18O图解
图18-29或18-30都不能区分半岛山脉岩基的成因究竟是直接的幔源分异还是在地槽基底年轻基性火成岩的重熔。然而，半岛山脉的San Marcos辉长岩因为其基性的主要元素成分，必定是直接的地幔熔体。另外的幔源熔体必定在深部也能引起地壳熔融。因此，最简单的，但不是惟一的模式是这些相同熔体对岩基的其他部分贡献分馏的岩浆。
作为显生宙地壳演化重要产物，加利福尼亚岩基相当于澳大利亚东南Lachlan褶皱带中的Berridale与Kosciusko岩基。Chappell和White（1974）根据化学与矿物学判据将澳大利亚的花岗岩分为两种主要类型。具低Ca含量趋于铝过饱和特征（Al2O3/［Na2O+K2O+CaO］＞1.05）的“S型”花岗岩被认为是沉积岩部分熔融的产物；具高Ca含量、Al2O3/［Na2O+K2O+CaO］＜1.05的“I型”花岗岩被认为是年轻火成的地壳岩石部分熔融的产物。
McCulloch和Chappell（1982）通过分析来自Berridale和Kosciusko岩基的一套样品的Sr和Nd同位素成分验证了此模式。这些数据在εNd对εSr图（图18-31）上构成两个重叠区形成了右下象限中的双曲线排列。McCulloch和Chappell解释这些数据以支持Chappell和White（1974）的模式。然而，Gray（1984，1990）将它们归结为幔源基性岩浆通过与沉积地壳组分的混合作用污染。可能的端员由具似地幔特征的年轻基性岩和具有大约1400MaNd模式年龄的奥陶纪复理石为代表。该排列的左端投影到εNd=+6的似亏损地幔端员。在岩基附近发现的“稀少辉长岩”的存在证明这类岩浆在该地壳中是存在的；在地表的稀少性可归结为上升基性岩浆通过长英质地壳的“密度问题”。地壳端员很好地由Cooma花岗闪长岩作为代表，它表示了是奥陶纪复理石就地重熔的有力结构证据。
图18-31 澳大利亚东南I型（实心圆）和S型（十字）花岗岩与地壳捕虏体（空心菱形）的εNd对εSr图
图18-32 澳大利亚东南花岗岩的Rb-Sr假等时线图
Gray用主元素变化图及在Rb-Sr等时线图（图18-32）上检查Sr同位素成分来支持他的模式。由来自两个辉长岩和主要“S型”与“I型”岩基的几个深成岩体的平均初始87Sr/86Sr和Rb/Sr比值作图。大多数数据形成Gray认为代表低Rb/Sr玄武岩质或安山岩质端员（87Sr/86Sr大约为0.703～0.704）与稍不均一的地壳端员（以壳源的Cooma花岗闪长岩为代表）间混合的锥形排列。该排列右边的成分归结为混合后的斜长石分离，它导致水平移位。