Le composizioni chimiche medie della crosta continentale e della crosta oceanica (rappresentata dal MORB), normalizzate ai valori primitivi del mantello e tracciate come funzioni del coefficiente di ripartizione apparente di ogni elemento, formano modelli di concentrazione sorprendentemente semplici e complementari. Nella crosta continentale, le concentrazioni massime sono dell’ordine di 50-100 volte i valori del mantello primitivo, e sono raggiunte dagli elementi più altamente incompatibili Cs, Rb, Ba e Th. Nella crosta oceanica media, le concentrazioni massime sono solo circa 10 volte i valori del mantello primitivo, e sono raggiunte dagli elementi moderatamente incompatibili Na, Ti, Zr, Hf, Y e dai REE da intermedi a pesanti.
Questa relazione è spiegata da un semplice modello a due stadi di estrazione della crosta prima continentale e poi oceanica dal mantello inizialmente primitivo. Questo modello riproduce il massimo di concentrazione caratteristico nel MORB. Fornisce vincoli quantitativi sulle frazioni di fusione aggregate effettive estratte durante le due fasi. Questi ammontano a circa 1,5% per la crosta continentale e circa 8-10% per la crosta oceanica.
I gradi relativamente bassi di fusione dedotti per la media MORB sono coerenti con la correlazione della concentrazione di Na2O con la profondità di estrusione, e con le concentrazioni normalizzate di Ca, Sc, e Al (⋍ 3) in MORB, che sono molto più bassi di quelli di Zr, Hf, e gli HREE (⋍ 10). Ca, Al e Sc sono compatibili con il clinopiroxene e sono trattenuti preferenzialmente nel mantello residuo da questo minerale. Questo è possibile solo se la frazione di fusione aggregata è abbastanza bassa da non consumare il clinopiroxene.
Una sequenza di crescente compatibilità degli elementi litofili può essere definita in due modi indipendenti: (1) l’ordine di diminuzione delle concentrazioni normalizzate nella crosta continentale; o (2) dalle correlazioni di concentrazione nei basalti oceanici. I risultati sono sorprendentemente simili, tranne che per Nb, Ta e Pb, che danno coefficienti di ripartizione incoerenti, così come concentrazioni anomale e deviazioni standard.
Le anomalie possono essere spiegate se Nb e Ta hanno coefficienti di ripartizione relativamente grandi durante la produzione della crosta continentale e coefficienti più piccoli durante la produzione della crosta oceanica. Al contrario, il Pb ha un coefficiente molto piccolo durante la produzione della crosta continentale e un coefficiente più grande durante la produzione della crosta oceanica. Questo è il motivo per cui questi elementi sono utili nei diagrammi di discriminazione geochimica per distinguere MORB e OIB da un lato dall’arco insulare e dalla maggior parte dei vulcani intracontinentali dall’altro.
I risultati sono coerenti con il modello di differenziazione crosta-mantello proposto precedentemente. Nb e Ta sono preferenzialmente trattenuti e arricchiti nel mantello residuo durante la formazione della crosta continentale. Dopo la separazione della maggior parte della crosta continentale, la porzione residua del mantello è stata riomogeneizzata, e le attuali eterogeneità interne tra le fonti MORB e OIB sono state generate successivamente da processi che coinvolgono solo la crosta oceanica e il mantello. Durante questa seconda fase, Nb e Ta sono altamente incompatibili, e le loro abbondanze sono anomalamente alte sia nell’OIB che nel MORB.
Il comportamento anomalo del Pb causa il cosiddetto “paradosso del piombo”, cioè gli elevati rapporti U/Pb e Th/Pb (dedotti dagli isotopi del Pb) nel mantello attuale, impoverito, anche se U e Th sono più incompatibili del Pb nei basalti oceanici. Questo si spiega se il Pb è infatti più incompatibile di U e Th durante la formazione della crosta continentale, e meno incompatibile di U e Th durante la formazione della crosta oceanica.