Las composiciones químicas medias de la corteza continental y de la corteza oceánica (representada por el MORB), normalizadas con respecto a los valores del manto primitivo y trazadas como funciones del coeficiente de partición aparente del volumen de cada elemento, forman patrones de concentración sorprendentemente simples y complementarios. En la corteza continental, las concentraciones máximas son del orden de 50 a 100 veces los valores del manto primitivo, y son alcanzadas por los elementos más incompatibles Cs, Rb, Ba y Th. En la corteza oceánica media, las concentraciones máximas son sólo del orden de 10 veces los valores del manto primitivo, y son alcanzadas por los elementos moderadamente incompatibles Na, Ti, Zr, Hf, Y y los REE intermedios a pesados.
Esta relación se explica mediante un modelo simple de dos etapas de extracción primero de la corteza continental y luego de la oceánica del manto inicialmente primitivo. Este modelo reproduce el máximo de concentración característico en el MORB. Proporciona restricciones cuantitativas sobre las fracciones efectivas de fundido agregado extraídas durante ambas etapas. Estas ascienden a cerca del 1,5% para la corteza continental y a cerca del 8-10% para la corteza oceánica.
Los grados de fusión comparativamente bajos inferidos para el MORB medio son consistentes con la correlación de la concentración de Na2O con la profundidad de extrusión , y con las concentraciones normalizadas de Ca, Sc y Al (⋍ 3) en el MORB, que son mucho más bajas que las de Zr, Hf y los HREE (⋍ 10). Ca, Al y Sc son compatibles con el clinopiroxeno y son retenidos preferentemente en el manto residual por este mineral. Esto es posible sólo si la fracción de fusión agregada es lo suficientemente baja como para que el clinopiroxeno no sea consumido.
Una secuencia de compatibilidad creciente de elementos litófilos puede definirse de dos maneras independientes: (1) el orden de disminución de las concentraciones normalizadas en la corteza continental; o (2) por las correlaciones de concentración en los basaltos oceánicos. Los resultados son sorprendentemente similares excepto en el caso del Nb, Ta y Pb, que arrojan coeficientes de partición a granel inconsistentes, así como concentraciones y desviaciones estándar anómalas.
Las anomalías pueden explicarse si el Nb y el Ta tienen coeficientes de partición relativamente grandes durante la producción de la corteza continental y coeficientes más pequeños durante la producción de la corteza oceánica. En cambio, el Pb tiene un coeficiente muy pequeño durante la producción de la corteza continental y un coeficiente mayor durante la producción de la corteza oceánica. Esta es la razón por la que estos elementos son útiles en los diagramas de discriminación geoquímica para distinguir el MORB y el OIB, por un lado, del arco insular y de la mayoría de los volcánicos intracontinentales, por otro.
Los resultados son consistentes con el modelo de diferenciación corteza-mantel propuesto previamente . El Nb y el Ta son preferentemente retenidos y enriquecidos en el manto residual durante la formación de la corteza continental. Después de la separación del grueso de la corteza continental, la porción residual del manto se rehomogeneizó, y las heterogeneidades internas actuales entre las fuentes MORB y OIB se generaron posteriormente por procesos que involucraron sólo a la corteza y el manto oceánicos. Durante esta segunda etapa, el Nb y el Ta son altamente incompatibles, y sus abundancias son anómalamente altas tanto en el OIB como en el MORB.
El comportamiento anómalo del Pb provoca la llamada «paradoja del plomo», es decir, las elevadas relaciones U/Pb y Th/Pb (inferidas a partir de los isótopos del Pb) en el manto actual, agotado, a pesar de que el U y el Th son más incompatibles que el Pb en los basaltos oceánicos. Esto se explica si el Pb es de hecho más incompatible que el U y el Th durante la formación de la corteza continental, y menos incompatible que el U y el Th durante la formación de la corteza oceánica.