玄武岩的基本理论主要是在MORB研究成果的基础上建立起来的。MORB可分为N-MORB和E-MORB，二者的区分通常是以LREE亏损和富集为标志。N-MORB是洋脊玄武岩最主要的岩石类型，以大西洋中脊最典型，而东太平洋中隆则有较多E-MORB的分布。学术界通常认为，N-MORB来自亏损的软流圈地幔橄榄岩，是在洋脊下无水环境的中-高程度部分熔融形成的 (Zindler and Hart, 1986; Pearce et al., 1984; Hofmann and Hémond, 2006; Sun and McDonough, 1989)；N-MORB和OIB是独立的端元，而E-MORB则是N-MORB与OIB不同程度混合的产物 (Pearce et al., 1984; Choe et al., 2007; 肖文交等, 2006; Michael, 1995; Mühe et al., 1997; Donnelly, 2002; Donnelly et al., 2004; Saunders et al., 1988; Niu et al., 2015)。来自富集下地幔的夏威夷OIB，以LREE和HREE强烈分离为特征，而洋底高原大多是E-MORB，通常被解释为富集LREE的岩浆 (OIB) 与N-MORB源区 (软流圈地幔) 混合的结果。该解释已被大多数学者所接受 (Griffiths and CamPbell, 1990; Davies, 2005; Condie, 2001; Rogers et al., 2000; Chung and John, 1995; Chung et al., 1997; Panter et al., 2006; Doucelance et al., 2003; Hickey-Vargas et al., 2008; Brandl et al., 2013; Heydolph et al., 2014)。然而，本文统计的结果发现，上述理论可能存在一些问题，需要重新认识。

板块构造促进了玄武岩理论的发展，在20世纪80年代，尤其玄武岩构造环境判别方法的引入，极大提高了玄武岩在地球动力学、大地构造背景研究中的作用和地位。以Pearce为首的一批学者 (Pearce, 1975, 1976, 1982, 1983, 2003; Pearce and Cann, 1973; Pearce and Gale, 1977; Pearce and Norry, 1979; Pearce and Peate, 1995; Pearce et al., 1984; Capedri et al., 1980; Glassley, 1974; Harris et al., 1986; Meschede, 1986; Mullen, 1983; Wood et al., 1979; Wood, 1980; Workman and Hart, 2005) 致力于玄武岩判别图的构建和解释，为板块构造和大陆造山带研究开辟了新的研究途径，将玄武岩的成因及产出的构造环境的研究推向了高峰。构建判别图需要大量的高精度数据资料，以及明确的岩浆作用过程及其形成的构造背景。为此，王仁民等 (1987)、张旗 (1990)、杨祝良 (1992)、邓晋福等 (2015)对判别图的使用问题作了比较深入的讨论，提出了许多值得重视的见解，讨论了不同判别图的应用范围和应用条件。

许多判别图对N-MORB和E-MORB区域有所限制。为此，我们利用美国哥伦比亚大学拉蒙特-多尔蒂地球观测中心 (LDEO) 提供的PetDB数据库 (深海岩石学数据库，本文采用的是2015年6月11日更新的版本 (http://www.earthchem.org/petdb/search))，开展对MORB数据挖掘的尝试性研究。本文利用全体数据投图的结果表明，许多判别图N-MORB和E-MORB的限制范围存在明显的偏离。早先的判别图由于时代、研究区域、研究思路以及研究手段和分析技术的限制，以现在的眼光来看，显然存在某些不足。我们在研究中遇到的某些困惑和矛盾，也导致我们对某些判别图产生质疑。最近，Li et al. (2015)利用PetDB和GEOROC数据库资料检查了不同构造环境玄武岩的Zr、Ti、V、Y、Th、Hf、Nb、Ta、Sm和Sc判别图，发现不同类型的玄武岩在判别图上的重叠区域太大而难以区分，在所检查的判别图中，只有洋岛玄武岩和一些洋中脊玄武岩是有区别的。Wang et al. (2016)基于全球6个大火成岩省大陆溢流玄武岩以及与裂谷作用有关的美国盆地-山脉省的玄武岩数据进一步验证了玄武岩构造判别图的置信度，认为利用主要主量元素、微量元素及其原始地幔标准化蛛网图等综合的判别体系是能够区别类岛弧地球化学特征的大陆溢流玄武岩与岛弧玄武岩的，进一步指出了地球深部流体再循环是大陆溢流玄武岩富集活泼元素的重要机制。由此可见，早先提出的构造判别图的判别功能需要重新审视，基于岩浆成因机理的多维度、高置信度的判别体系有待于建立。

首先要对数据进行筛选，保证所用数据的及其分析结果的可信度。在对数据分析过程中如发现问题则需重新筛选。

1) 剔除超镁铁岩、侵入岩、中酸性岩、辉长岩等样品数据，仅保留玄武岩、辉绿岩和粒玄岩以及玻璃的数据；2) 剔除SiO2 < 45%和SiO2>55%的数据；3) 剔除TiO2 < 0.1%的样品 (个别玄武质玻璃会出现这种情况)；4) 剔除Mg#>0.70的样品 (玄武岩原始岩浆的Mg#在0.65~0.72之间，大于该数值的样品可能为堆晶岩)，本文取Mg#为0.7；5) 剔除Al2O3 < 10%的样品 (个别玄武质玻璃会出现这种情况)；6) 剔除H2O>7%、CO2>3%的数据，避免受蚀变作用、碳酸盐化的影响；7) 剔除其他可能发生的分析错误的数据，例如某些元素含量比大多数数据高1~2个数量级的数据。

由于部分海山、洋岛与洋中脊重叠，部分洋中脊样品中难免混入洋岛和海山的样品 (见数据库所附的海山、洋岛样品分布图)。因此，当对某些数据存在疑惑时 (例如，在扩张中心项目下的TiO2、Ta、Th等含量异常高，大于MORB理论值的十几倍或数十倍)，需仔细核对样品的经纬度，调出原始文献，了解原作者的结论，以决定取舍。

本文研究所采用的是Spreading Center的数据，总共61383个样品，经过上述筛选，淘汰数据5403个，有效数据55980个，数据中有La、Sm元素含量的有7861个，其中LREE亏损的5768个，LREE富集的2093个。

采用常规方法，首先区分开LREE亏损 (La/Sm)N≤1的和LREE富集 (La/Sm)N>1的数据，分析样品在不同判别图中的分布及其与N-MORB和E-MORB的关系；其次，查阅原始文献，了解原作者的思路和结论，最后对比本文研究，得出相应的结论。

样品主要分布在太平洋、大西洋和印度洋脊，部分样品来自若干次要的扩张脊 (图 1)。

(1) FeOT-MgO-Al2O3图 (图 2)。该图是Pearce et al. (1977)设计的，使用了8400个数据 (包括652个洋底和洋脊的数据)。本文使用了2608个MORB数据 (其中LREE亏损的1935个，LREE富集的673个)，大多落入MORB和OIB区域，部分落入造山带和大陆玄武岩区，其中，LREE亏损的范围较宽，主要是FeOT的含量增加了。

(2) TiO2-MnO-P2O5图 (图 3)。该图是Mullen (1983)设计的，共使用了507个样品，其中MORB样品130个。本文使用了4424个MORB数据 (其中LREE亏损的3255个，LREE富集的1169个) 几乎覆盖了除岛弧钙碱性玄武岩和玻安岩之外的各种构造环境，说明该图已经不能再使用了。

(3) FeOT/MgO-TiO2图 (图 4)。该图是Glassley (1974)在研究美国西北部华盛顿州奥林匹克半岛火山岩对比时提出来的，原作者利用早先发表的若干文献构思了该图，未说明使用了多少数据。我们使用的数据5307个 (其中LREE亏损的3949个，LREE富集的1358个)，绝大部分样品落在了原图的MORB区域，但样品的分布范围扩大了许多，有相当一部分进入了OIB区域。

(4) Ti-V图 (图 5)。该图由Shervais (1982)设计的。本文的数据1502个 (其中LREE亏损的1120个，LREE富集的382个)，绝大多数落入MORB区，仅LREE亏损的部分样品投入岛弧区。对于MORB来说，Ti/V比值不失为一个较好的指标。

(5) Ti-Zr图 (图 6)。这个图最初是由Pearce and Cann (1973)提出来的 (图 6a)，后来Pearce (1982)对其作了修正 (图 6b)。从两个图来看 (全部MORB数据1546个，包括LREE亏损的1155个，LREE富集的391个)，对于Ti和Zr来说，MORB呈线性关系展布，只是范围扩大了。从该图看，MORB与OIB以及IAB的区别是MORB呈线性关系分布而OIB和IAB不呈线性关系分布，且MORB样品与OIB、IAB重叠大，已基本失效了。

(6) Ti-Zr-Y和Ti-Zr-Sr图 (图 7)。该图是Pearce and Cann (1973)提出来的，使用了200个样品，其中洋底玄武岩82个。原作者认为，该图最大的优点是能够正确区分板内玄武岩与来自洋中脊和岛弧的玄武岩。我们利用的数据 (样品总数1546个，其中LREE亏损的1155个，LREE富集的391个) 则表明，LREE亏损的MORB主要分布在MORB与IAT区，LREE富集的分布在MORB和WPB区，暗示Pearce et al. (1984)对该图的评价是值得商榷的。Sr是大离子亲石元素，很少有人使用Ti-Zr-Sr图，但该图由于没有判别WPB的功能，MORB很少落入岛弧区，因而该图仍然具有一定意义的。

(7) Hf-Th-Nb (Ta) 图 (图 8)。该图作者为Wood (1980)，其最大特点是利用了岛弧玄武岩Th>Ta的性质来区分岛弧和非岛弧的玄武岩 (Pearce et al., 1984; 王仁民等，1987)，原作者也认为，该图不能区分E-MORB与OIB。本文的数据3782个 (其中LREE亏损的2692个，LREE富集的1090个)，有一部分LREE富集的数据投入WPB区，说明原作者对该图的评价是客观的 (注意有少量样品落入了岛弧区)。

(8) Nb-Zr-Y图 (图 9)。该图由Meschede (1986)设计的。本文采用的数据4684个 (其中LREE亏损的3330个，LREE富集的1354个)，全部数据投图表明，LREE亏损的数据基本上位于MORB区域，而LREE富集的样品落入了不同的构造环境区域。看来，该图已失效了。

(9) Zr/Y-Zr图 (图 10)。该图由Pearce and Norry (1979)提出，原作者将Zr/Y=3作为区分板内玄武岩与非板内玄武岩的界线 (Pearce, 1983; Rollinson, 1993)，并认为是有效的。但是，本文的数据4930个 (其中LREE亏损的3518个，LREE富集的1412个) 投图，LREE亏损的样品落入MORB和岛弧区，LREE富集的落入MORB和WPB区，说明该图的判别效果并非原作者所预期的。

(10) Ti/Y-Nb/Y图 (图 11)。该图是Pearce (1982)提出，1984年进行了修改的 (王仁民等，1987)。原作者认为，Ti/Y是区分板内玄武岩与其他类型玄武岩最好的标志。从图中看 (数据1467个，其中LREE亏损的1077个，LREE富集的390个)，LREE亏损的大多落入MORB和IAT区，LREE富集的样品大多落入MORB，少数进入WPB区。投图结果表明，岛弧和洋脊玄武岩是很难区分的。

(11) Th/Yb-Ta/Yb图 (图 12)。该图由Pearce (1982)设计。原作者主要根据岛弧和非岛弧Th/Ta比值的差异设计的。该图在MORB与IAT之间有一个过渡区，我们的投图表明 (数据4563个，其中LREE亏损的3230个，LREE富集的1333个)，LREE亏损的数据绝大部分落入了这个过渡区，表明该图的适用性是存在问题的。尽管LREE富集的样品分布范围很大，但几乎没有样品落入板内玄武岩区，这是该图不同于其他判别图的优点所在。

(12) Cr-Y图 (图 13)。该图是Pearce于1982、1984年提出来的。原作者指出，该图主要用以区分开岛弧和非岛弧玄武岩。从图中看 (MORB数据3481个，其中LREE亏损的2629个，LREE富集的852个)，这个判别功能仍然是有效的。

(13) Nd-Sr-Pb同位素特征图 (Zindler and Hart, 1986; Rollinson, 1993)。从143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图 (图 14a) 图看，LREE亏损的样品覆盖了从强烈亏损地幔到原始地幔 (PM)(143Nd/144Nd从0.5133~0.5130)，LREE富集的 (143Nd/144Nd低于0.5132) 显示源区富集的特征。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图 (图 14b) 中，全部样品大体在Zindle and Hart (1986)的MORB范围内，相对于206Pb/204Pb来说，207Pb/204Pb的比值略高，指示源区地幔富集207Pb/204Pb的特征。这种情况在143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (图 14c) 和87Sr/86Sr-206Pb/204Pb图 (图 14d) 中也体现的非常明显，LREE亏损的样品均显示从强烈亏损到明显富集的特征。

(1) LREE亏损和富集的MORB。MORB分为N-MORB和E-MORB两类，N-MORB相对亏损高度不相容元素和LREE，而E-MORB则相对富集不相容元素和LREE，前者以低的 (La/Sm)N < 1、较高的εNd和较低的87Sr/86Sr同位素比值为特征，后者反之 (Arevalo Jr and McDonough, 2010；Ulrich et al., 2012)。

LREE亏损被认为是N-MORB最典型的特征。长期的研究积累获得了许多N-MORB的判别标准 (详见上述判别图所标志的N-MORB区域)，Hofmann (2007)认为用 (La/Sm)N≤1来界定N-MORB可能是最重要的标志。本文统计的PetDB数据库中 (La/Sm)N≤1的数据为5768个，(La/Sm)N>1的数据为2093个。看来，MORB中仍然是以LREE亏损为主，这符合早先的认识 (Pearce, 1982; Pearce et al., 1984; Kelley et al., 2013; Perk et al., 2007; Lytle et al., 2012; Jenner and O’Neill, 2012; Varne et al., 2000; Cabanis and Lecolle, 1989; Meschede, 1986)。但以此为标志作图，LREE亏损的样品有些在N-MORB范围内，有些则超出了N-MORB的范围，不少落入了E-MORB区，说明学术界对N-MORB的认识是存在差异的。Hofmann (2007)指出，以N-MORB为标准化的微量元素蛛网图是有问题的，因为MORB的微量元素成分范围变化很大，涵盖了从非常亏损的和非常富集的甚至有OIB的组分。因此，“典型”的MORB已经失去了意义 (Hofmann, 2007)。在Nd-Sr同位素图中 (图 14a)，LREE亏损的样品大多集中在平均的E-MORB附近，真正典型的N-MORB端元的数据反而很少，说明N-MORB作为一个端元是值得商榷的。

Sun and McDonough (1989)在Wood et al.(1979)依据元素相容性排序建立的蜘网图的基础上，进行了全面总结及机制解释，并从地幔地球化学研究角度，提出了微量元素标准化值和微量元素原始地幔标准化蛛网图，使这一图件更加规范，并得到了学术界的广泛引用。原作者没有给出统计的数据资料，而按照本文的统计 (数据量见表 1)，与原作者的图的基本样式是一致的，但是，元素含量有明显差异 (图 15)。本文的统计包括平均值和中位数两个指标，表 1列出了全部MORB、N-MORB和E-MORB统计的氧化物、微量元素和同位素的数据量、平均值、中位数、众数。由于数据库给出的数据不全，对个别含量甚微的元素数量，我们不能确定其原因，故我们同时计算了其平均值、中位数和众数值。从表 1和图 15来看，平均值和中位数值相差不大时，其平均值是可信的；个别元素二者相差较大，如全体MORB的Rb和Ba含量，平均值和中位数分别为2.8×10-6和1.6×10-6，26.2×10-6和16.2×10-6，暗示部分样品缺失数据。出现这种情况，中位数是相对可信的，而平均值可能偏高。从图 15看，本文统计的微量元素和REE丰度值均高于Sun and McDonough (1989)的数据。我们的解释是：由于早先学术界认为N-MORB是强烈亏损的，而本文的统计N-MORB比早先的认识要富集得多，因而N-MORB微量元素、REE含量必然高于Sun and McDonough (1989)的数据。同样，本文统计的E-MORB也不同于早先的认识，E-MORB部分具有OIB的特征，故本文的E-MORB微量元素、REE含量也高于Sun and McDonough (1989)的数据。这可能就是全体数据优于少数、抽样、典型数据的结果。

Gale et al. (2013)对全球洋脊玄武岩进行了详细的研究，他们采取的方式是将全球洋脊按照转换断层的分布等划分成771个洋脊段，每个洋脊段加权平均，然后再汇总平均，目的是排除由于采样密度造成的差异。为了对比，他们的研究得出的全部MORB (All MORB) 和N-MORB、E-MORB的数据展示在表 1和图 15中。应当说，Gale et al. (2013)的研究是卓有成效的，最接近真实的MORB的特征，也应当最接近本文研究的结果。但是，从表 1和图 15看，Gale et al. (2013)的全球平均成分尽管与我们的结果相差不大，但是，他们的N-MORB和E-MORB却均比我们的数据要富集，尤其E-MORB。也就是说，他们的E-MORB更加接近OIB的特征，是什么原因我们不便评论。而我们在数据清洗过程中，刻意剔除了MORB与OIB叠加的所有数据，因此，我们的MORB数据应当是排除了OIB的影响，是比较真实地反映了洋脊之下地幔的特征的。

(2) E-MORB的成因。E-MORB成因的争论可能反映了源区的组成及其混合程度、熔融和/或结晶分异程度、构造环境、地壳混染以及蚀变作用的差异等 (Arevalo Jr and McDonough, 2010)。流行的观点认为，E-MORB不是独立的组分，而是富集的地幔柱与亏损的地幔组分不同程度混合的产物。但是，大量具E-MORB特征的熔岩出现在远离地幔柱的洋中脊、或慢速扩张的洋中脊以及弧后盆地构造背景，说明E-MORB是与地幔柱无关的，是洋脊自身的特点 (Schilling, 1973)。

E-MORB的成因倍受关注 (Zindler and Hart, 1986)。Hofmann and Hémond (2006)指出，E-MORB通常被认为是一种非典型的富集不相容元素的MORB，不同于正常的、亏损的、“典型”的N-MORB。Sun and McDonough (1989)在一篇经典的论文中提出了“典型”的N-MORB和E-MORB的具体组成。虽然“典型”的概念实际上包括了一个连续的从富集到亏损的区间，但是N-MORB和E-MORB的概念依然沿用至今。实际上，LREE富集和亏损的MORB的微量元素特征差异很大，例如，Ba的丰度变化达100倍，La的变化也有25倍。LREE富集的原因可能为部分熔融程度低 (如在很厚的岩石圈底部低程度部分熔融形成的碱性的OIB)，也可能源于源区的富集。在两种情况下源区是富集的：(1) 交代富集机制 (Sun and Hanson, 1975)，这种理论倍受欢迎，不仅用于解释E-MORB (Donnelly et al., 2004)，还用以解释OIB，例如HIMU (Sun and McDonough, 1989) 和EM-2(Workman et al., 2004) 的成因；(2) 与洋岛和海山碱性玄武岩的俯冲和再循环有关 (Hofmann and Hémond, 2006)。

在某些远离热点影响的洋脊部位，如东太平洋中隆 (EPR)，不同程度富集和亏损的MORB互相临近且几乎同时形成，暗示在一个很小的范围内地幔存在高度的不均一性 (Langmuir et al., 1986; Niu et al., 1999, 2002; Zindler et al., 1984)。Donnelly et al. (2004)在对南大西洋中脊远离热点的Kane区域 (~23°N) 的密集采样发现，E-MORB的形成可能经历了两个阶段：第一阶段是俯冲带深部俯冲洋壳发生小程度部分熔融交代地幔楔形成富集地幔；第二阶段交代后的富集地幔循环到洋中脊发生熔融形成E-MORB。Niu et al. (1999)的研究表明，“地幔柱-洋脊交互作用”也可能起了较大的作用。

对产于洋中脊的E-MORB成因，通常认为是由亏损的软流圈地幔受到富集组分的影响而形成的 (刘希军等，2009)。然而对富集组份的来源并没有统一的认识，主要有以下几种见解：(1) 洋脊附近的热点或地幔柱的影响 (Schilling et al., 1985)；(2) 受下部富集地幔上来的包体的影响 (Zindler and Hart, 1986; Wilson, 1989)；(3) 洋壳俯冲至上地慢，由于榴辉岩熔融产生的熔体的影响 (Niu and Batiza, 1997; Niu et al., 1999)；(4) 俯冲进入上地慢的洋岛或海山导致的地幔浅部富集作用的影响 (Donnelly et al., 2004; Workman et al., 2004)。对于弧后盆地出现的E-MORB和OIB，则认为是弧后盆地后期阶段的产物 (Gribble et al., 1996, 1998)，认为随着弧后盆地进一步的打开至后期成熟阶段，洋壳俯冲和海沟后滚作用 (rollback) 引起新的地幔对流，使周围相对富集的地幔上涌发生部分熔融产生的 (Hawkins, 2003)。此外，在这种情况下，如果厚重的洋壳快速俯冲至地幔发生板片断裂或拆离形成一个裂隙 (gap)，拆离的板片下沉引起地幔扰动，下部富集地幔通过裂隙上涌发生减压熔融，也能形成E-MORB和OIB (Stern and Bloomer, 1992; 刘希军等，2009)。

在讨论E-MORB成因时，大洋岩石圈地幔再循环可能是一个重要的机制，它使地幔的不均一性更加明显，形成具有OIB特征的岩石 (White and Hofmann, 1982; Allègre et al., 1984; Allègre and Turcotte, 1986; Zindler and Hart, 1986; Sun and McDonough, 1989)。E-MORB也可能暗示在洋脊之下可能存在被“稀释”(“diluted”) 的OIB或“亏损”的OIB (Allègre and Turcotte, 1986; Zindler and Hart, 1986)。还有一种解释，认为可能有富集不相容元素的岩墙和岩脉侵入亏损的地幔橄榄岩，使地幔产生交代作用，而后发生部分熔融可形成具E-MORB组分的熔岩 (Niu et al., 2002)。

最近有学者强调陆壳物质对MORB的影响，例如Ray et al. (2013)指出，根据Sr、Nd、Pb同位素研究，Carlsberg脊和中印度洋脊MORB来自亏损的地幔源区，但是有陆壳物质的混染。208Pb/204Pb-206Pb/204Pb的研究表明，Rodriguez三联点的MORB有21%的下部陆壳的混染，而中印度洋脊是被上部陆壳混染了，混染程度从19%(Carlsberg脊和中印度洋脊北部) 到32%(中印度洋脊南部)。至于大洋中为什么有陆壳存在，其来源是什么，印度洋中脊陆壳的MORB成因，可能还需要更加深入的研究。

Hèmond et al. (2006)认为，可能有两种情况有利于形成E-MORB。一种是在海山和洋岛中发现的碱性玄武岩的再循环；另一种是被交代的大陆岩石圈和大洋岩石圈地幔的再循环。在上述研究的基础上，Ulrich et al.(2012)提出了一个OIB与N-MORB形成E-MORB的二元混合模式。Niu et al. (2002)则认为，大洋地壳的再循环不能解释E-MORB高度富集LILE和Th、U、Pb等的特征，他们认为，深部再循环的大洋岩石圈才是不相容元素的主要来源，它导致了低速带和冷的、厚的大洋岩石圈地幔之间的交代作用。Arevalo Jr and McDonough (2010)指出，在慢速扩张脊，低程度部分熔融或高程度的分离结晶作用也可以形成不相容元素 (LREE、Th、U、Ti、Ta、Nb等) 的高度富集。

Donnelly et al. (2004)认为, E-MORB可以出现在两种情况下：1) 交代的上地幔低程度部分熔融；2) 交代地幔高程度部分熔融。如果是这种机制，则N-和E-MORB的熔岩应当是不同时期形成的，而且必然存在同位素上明显的差异。在板块俯冲带，消减的洋壳低程度部分熔融形成的熔体交代了上覆地幔楔，由于地幔对流作用，使交代的地幔经历了高程度部分熔融形成了E-MORB (Boedo et al., 2013)。

(3) 玄武岩判别图是否有效？一般认为，玄武岩之所以能够判别构造环境，与玄武岩源区地幔不均一性以及俯冲带物质的加入有关，N-MORB来自亏损的上地幔 (DMM，Zindler and Hart, 1986)，OIB来自富集的下地幔，岛弧玄武岩来自受到了俯冲流体影响的亏损上地幔 (Pearce et al., 1984; White and Hofmann, 1982; Allègre et al., 1984; Allègre and Turcotte, 1986; Zindler and Hart, 1986; Sun and McDonough, 1989)。许多作者在构建判别图时，不仅考虑了源区的影响，还考虑了岩浆分离结晶作用、部分熔融程度、矿物组成及分配系数、岩浆混合、扩张速度以及岩石成因的影响，有的还作了模拟计算和数理推导等 (Pearce, 1975, 1976, 1982, 1983, 2003; Pearce and Cann, 1973; Pearce and Gale, 1977; Pearce and Norry, 1979; Pearce and Peate, 1995; Pearce et al., 1984; Capedri et al., 1980; Glassley, 1974; Harris et al., 1986; Meschede, 1986; Mullen, 1983; Wood et al., 1979; Wood, 1980; Workman and Hart, 2005)。但是，全体MORB数据投图的结果表明，早先的理论和认识可能存在问题。例如，在大多数判别图中，全体MORB样品有很大一部分甚至大部分落入E-MORB区 (如图 7、图 8、图 9、图 10、图 14a-d等)。按照早先的认识，N-MORB是一个独立的端元，OIB是一个独立的端元，而E-MORB不是一个独立的端元，是N-MORB与OIB不同程度混合的产物，但我们的研究发现全体MORB数据大多具有E-MORB的特征，而典型的强烈亏损的N-MORB的数据并不多，提示E-MORB可能代表洋脊之下的地幔源区本身的特征。

(4) MORB源区地幔不均一性问题。本文认为，LREE亏损和富集的原因比较复杂，可能与源区地幔的亏损与富集有关。MORB来自软流圈地幔，上地幔 (软流圈) 是随板块扩张作横向对流中并非固定在一个位置上的，同时，还受到再循环岩石圈的影响，这一点不同于下地幔。下地幔主要是上下之间纵向的对流。Hofmann (2007)指出，MORB的La/Sm与Nd同位素呈负相关，表明La/Sm比值 (以及其他高度不兼容的元素比值) 反映了幔源的变化。MORB成分变化大可能暗示残余地幔发生了强烈的亏损并受到OIB和俯冲作用的影响 (Hofmann, 2007)。在某些情况下，低程度熔融可能是解释E-MORB (包括许多OIB) 具有富集微量元素特征的一个重要因素。我们的研究认为，上地幔是亏损的，下地幔是富集的认识过于简单化了；N-MORB并非早先认为的那么亏损，E-MORB很可能也是上地幔部分熔融的产物。从图 1看，不论太平洋、大西洋和印度洋，LREE亏损和富集的MORB的分布似乎没有什么规律可寻。从三大洋来看，大西洋LREE富集的MORB分布更广一些，这不同于早先的认识。在大西洋的几个具有三联点的位置上，LREE富集的MORB具有相对集中分布的特征，这是否与来自下地幔的玄武质岩浆有过物质交换是值得认真研究的。在玄武岩构造环境判别图中，OIB和MORB数据投点大部分是重叠的，尤其与E-MORB是很难分开的，说明MORB的源区复杂且变化范围较宽，并非单一且独立的源区。同时指出，早先建立的玄武岩构造判别图过于简单化和理想化，多维度、高置信度的判别体系有待于重新建立。

(1) 全体LREE亏损和富集的MORB数据投图表明，部分玄武岩构造判别图已经失效，尤其是主元素判别图，大部分区分洋脊玄武岩和板内玄武岩的判别功能是需要商榷的，部分识别岛弧和非岛弧的判别图需谨慎使用，部分已失效了。

(2) 早先的研究大多认为，N-MORB是MORB最典型的特征。本次研究发现，三大洋仍然以LREE亏损的MORB为主，但是LREE富集的MORB不可忽视。本次研究表明，以LREE亏损为标志的N-MORB与早先界定的N-MORB (见各种判别图的标志) 也存在巨大的差异，说明人们对N-MORB的认识与实际情况还存在不小的距离。

(3) N-MORB和E-MORB的地球化学特征表明：N-MORB的源区不是一个独立的端元；E-MORB可以由上地幔部分熔融直接形成，并非完全由N-MORB与OIB混合形成的；洋脊玄武岩的源区成分由亏损向富集过渡，部分甚至可与OIB源区相类比。