討論

本章節根據島弧火山岩形成的過程，依序討論可能影響琉球弧火山岩鋰同位 素變化的作用，包括一、海水換質作用；二、地殼混染(crust contamination)；三、

岩漿源的部分熔融，這部分涉及岩漿源的地球化學性質，而岩漿源的地球化學性質 則與地函同位素組成的不均勻性(mantle heterogeneity)以及隱沒物質的貢獻(slab contribution)息息相關。

後續的討論中將不被納入。

圖6-2 鍶、釹同位素比值對𝛿⁷Li 的作圖，圖例同圖 3-9。

0.5120 0.5124 0.5128 0.5132 0.5136

𝛿 7 Li +/ -2σ

0.7020 0.7040 0.7060 0.7080 0.7100 0.7120

𝛿 7 Li +/ -2σ

6-2 地殼混染

本研究選用火山岩(SiO2<57 wt.%)樣本，根據 Shinjo et al. (2000)，這批樣本的 地球化學特徵沒有明確受到地殼混染的影響，因此，能代表島弧岩漿源的地球化學 特徵。事實上，觀察𝛿⁷Li 對 MgO(圖 6-4)與釹同位素比值(圖 6-2a)的作圖，在這些

圖中都沒有出現線性關係，也就是說，本研究選用的琉球弧火山岩，其𝛿⁷Li 是反映

岩漿源區的地球化學性質。

6-3 上部地函的不均勻性

Shinjo et al. (2000)藉由鉛同位素發現琉球弧下方同時存在印度洋型地函 (Indian MORB (DUPAL) type mantle) 與太平洋型地函 (Pacific MORB type mantle)

兩種迥異的岩漿源（圖3-7），界線位在九州南部與琉球北部之間，較北的九州南部

為印度洋型地函，較南的琉球北部則屬太平洋型地函；非島弧火山前緣的樣本，也

就是本研究中的MKR-2，則被分類為印度洋型地函。

要鑑別兩種不同類型上部地函組分，是否是造成琉球弧火山岩在九州南段具

有較低𝛿⁷Li 的主因，最簡易的方法即是利用鋰同位素與鉛同位素作圖，然而

206Pb/²⁰⁴Pb 與𝛿⁷Li 無明顯線性關係（圖 6-5），且²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 亦同；同時 依據Nishio et al. (2007)，印度洋 DUPAL 的洋脊玄武岩(𝛿⁷Li: +3.2)，與大西洋的中 洋脊玄武岩(N-MORB, 𝛿⁷Li: +3.4‰; Tomascak et al., 2008)的𝛿⁷Li，這些數據都落在 𝛿⁷Li: +3.5 左右。基於這兩個緣由，僅管𝛿⁷Li 在九州南部較琉球北部的樣本低，但 不太可能主要受控於上部地函的不均勻性。

圖6-4 MgO 對𝛿⁷Li 的作圖，圖例同圖 3-9。

18.0 18.1 18.2 18.3 18.4 18.5 18.6 18.7

𝛿 7 Li +/ -2σ

206 Pb/ ²⁰⁴ Pb

OND

6-4 隱沒物質的貢獻(slab contribution)

基於前人討論，隱沒物質的脫水或熔融都會影響島弧岩漿鋰同位素的組成，由 於我們在琉球弧的樣本選擇上我們已剔除高鎂火山岩樣本，選擇的都是具典型島 弧地化特徵的樣本，這邊不須考慮隱沒地殼熔融的可能影響，加上前文中已排除地 表作用與地殼混染這些因素，則沉積物的熔融或脫水與隱沒換質海洋地殼(altered oceanic crust, AOC)的脫水將最可能是影響琉球弧火山岩鋰同位素的主因。

Tang et al. (2014)的研究指出，隱沒海溝岩心的𝛿⁷Li 變化相當大，變化範圍可

其次，我們使用隱沒海洋地殼源的流體造成上部地函部分熔融與、隱沒沉積物 熔體的混合模型來看島弧岩漿𝛿⁷Li 的構成(圖 6-9)，各端成分資訊整理於表 6-1，顯 而易見的，這個模擬結果無法解釋琉球島弧全部的樣本；即便考量四萬十頁岩中可 能存在低𝛿⁷Li 的組分，但皆須約 2.5%的沉積物熔體混入地函楔，這與微量元素與 同位素的觀察相悖。總括來說，沉積物熔體於源區的混入無法解釋琉球弧火山岩的 𝛿⁷Li 變化。

圖 6-6 𝛿⁷Li 與沉積物熔融示蹤劑作圖，藍色線段為馬提尼克島的火山岩數據 (Labanieh et al., 2012)，圖例同圖 3-9。

-5

圖6-7 La/Sm 對釹同位素的繪圖，圖例同圖 3-9。

圖6-8 全球島弧火山岩的 La/Sm 變化 (Labanieh et al., 2012)。Costa Rica、Banda、

Luzon、Lesser Antilles、East Sunda、Kuril、Aleutian、New Britain 與 Vanuatu 地函

楔中皆有沉積物熔體的混入(即圖中以灰底標記的資料)，而具有較高的 La/Sm 比

0.5120 0.5128 0.5136

0 1 2 3 4 5

143 N d/ 144 Nd

La/Sm

Sediment melt

Ryuk y u a rc

Li (ppm) 𝛿⁷Li(‰) Nd (ppm) ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd

DM

(depleted mantle)

0.7^a 3.4^b 0.713^a 0.51305^c

AOC

(altered oceanic crust)

12.13^d 11^d 6.69^e 0.51305^e

PSPS

(Philippine Sea Plate sediment)

54.62^f 5.9^f 59.2^f 0.51238^f

GLOSS-Ⅱ

(global subducting sediments Ⅱ)

44.8^f 2.42^f 27.6^f 0.51221^f 四萬十頁岩

(Shimanto shale)

56.7, 40.4^g -2.7, -1.5^g 20.1^h 0.512269^h 表6-1 混合模型的端成分組成，a：Salters and Stracke (2004)、b：Tomascak et al.

(2008)、c：Nakamura and Iwamori (2008) 、d：Chan and Edmond (1992)、e：Staudigel et al. (1995)、f：Plank (2014)、g：Moriguti and Nakamura (1998)、h：Hosono et al.

(2003)。

圖 6-9 上部地函、隱沒的換質海洋地殼脫水與隱沒沉積物熔體的混合模式計算。

混入的比例為線段上的數值；綠色線段表示各沉積物熔體與虧損型地函的混合模 式；藍色線段表示換質海洋地殼脫水與虧損型地函的混合模式；灰色線段為換質海 洋地殼脫水與各沉積物熔體的混合模式；Shimanto shale 有兩筆數據(表 6-1)，計算 中分為 Shimanto-1 與 Shimanto-2。在模擬中，設定換質海洋地殼的角閃岩相 (amphibolite phase)與沉積物的含水比例皆為 1.5%。移動性(mobility)：沉積物中 Nd 為0.03(Aizawa et al., 1999)、Li 為 0.06(假設與 Cs 相同)；海洋地殼中 Nd 為 0.3(Kogiso et al., 1997)、Li 為 0.6(Seyfried et al., 1998)，圖例同圖 3-9。

0.5120

6-4-2 源自隱沒板塊的流體

脫 水 釋 出 的 流 體 在 島 弧 岩 漿 的 成 因 中 扮 演 重 要 的 角 色(e.g. Tatsumi and Yoshiyuki, 1986)，Nakamura and Iwamori (2009)基於釹同位素與鉛同位素，指出在

琉球弧火山岩中，地函楔流體對琉球弧岩漿的貢獻約0.69%。我們計算上部地函、

隱沒換質海洋地殼源流體與沉積物源流體的混合模式(圖 6-10a)，混合模式的成果

顯示，不同的隱沒物質提供約 0.5 至 1.5%的流體，其可造成琉球弧火山岩的鋰同

位素變化，與前人研究中的0.69% (Nakamura and Iwamori, 2009)相符。

在(圖 6-10a)的混合模式中，琉球北部最高𝛿⁷Li 的樣本 KC4，完全記錄流體的

地球化學訊號，這顯然是不合理的。這個極端𝛿⁷Li 的樣本可能與隱沒的換質海洋地

殼有關，根據Elliott et al. (2004)，換質海洋地殼的𝛿⁷Li 為-2 到+15，如此大範圍的 𝛿⁷Li 在前面並沒有被考慮進來，在圖 6-10b 重新模擬換質海洋地殼的𝛿⁷Li 為+15，

KC4 的鋰同位素特徵是可以生成的。

仔細觀察混合模式中，各分段島弧岩漿源區的沉積物流體比例相近，但九州南

部相較其他區段，其島弧火山岩獲得較多來自四萬十頁岩脫水的𝛿⁷Li 訊號。儘管琉

球海溝沉積物在空間上的組成差異仍欠缺相關研究，然而這個結果與沉積物的地 理分布不一致，因為四萬十頁岩分布在九州南部與琉球北部(Taira et al., 1982)，因

此，可能有其他地質條件影響了琉球弧火山岩在九州南部與琉球北部的𝛿⁷Li 差異。

圖 6-10 上部地函、隱沒的換質海洋地殼脫水與隱沒沉積物脫水的混合模式計算。

b 為假設 AOC 的𝛿⁷Li 為+15 的模式計算。混入的比例為線段上的數值；綠色線段 表示各沉積物脫水與虧損型地函的混合模式；藍色線段表示換質海洋地殼脫水與 虧損型地函的混合模式；灰色線段為換質海洋地殼脫水與各沉積物脫水的混合模 式；Shimanto shale 有兩筆數據，分別以 Shimanto-1 與 shimanto-2 計算(表 6-1)。移 動性(mobility)與各端成分的假設同圖 6-9，圖例同圖 3-9。

0.5120

圖6-11 前人文獻中的鋰同位素演化模型。上圖來自 Magna et al. (2006)，下圖來自 Zack et al. (2003)。

a

b

6-5 其他影響島弧火山岩鋰同位素的因子

1990a; Davies and Stevenson, 1992; Peacock et al., 1994; Kincaid and Sacks, 1997)。藉 由隱沒板塊傾角的觀察，可以推估琉球隱沒帶由九州南部到琉球北部，隱沒板塊的 溫度是上升的，根據Magna et al. (2006)的鋰同位素演化模型(見 2-3-4)，九州南部 的島弧火山岩應該記錄到較多高𝛿⁷Li 的隱沒物質訊號。

然而，琉球隱沒帶與Magna et al. (2006)的模型略有不同，Magna et al. (2006) 的模型中，隱沒物質的𝛿⁷Li 是明顯高於上部地函(圖 6-11a)，琉球隱沒系統與之相 本低(圖 5-3a)，這個現象與伊豆島弧火山岩的成果相同(Moriguti and Nakamura,

1998)，這可能是因為，離火山前緣越遠的岩漿源，其獲得隱沒物質的流體比例也 Agostini et al. (2009)等等，都關注在島弧橫向上的鋰同位素研究，忽略了島弧 在縱向上區域地質的變化，包含隱沒板塊的表面溫度與沉積物的變化，造成島

在文檔中 隱沒帶的鋰同位素特徵：以琉球弧為例 (頁 70-86)