2-1 鋰同位素概述
鋰在自然界中擁有兩個穩定同位素(stable isotope) 6Li 與7Li，地球化學上一般 使用𝛿7Li 來表示同位素值的相對差異，標準品則使用 IAEA(Internal Atomic Energy Agency)生產的碳酸鋰—L-SVEC。
𝛿7Li(‰) =(([7Li/6Li]sample/[7Li/6Li]standard)-1) × 1000
鋰同位素有以下特徵:一、由於鋰是元素週期表中最輕的金屬原子，兩個穩定 同位素6Li 與7Li 的相對質量差異大，自然界中同位素分化(isotopic fractionation)的
結果，除了氫同位素之外，𝛿7Li 較其他穩定同位素系統有更顯著的變化程度；二、
溫度是控制穩定同位素分化的關鍵，鋰同位素分化主要發生在近地表、低溫的環境 (<350 ℃; Chan et al., 1994)；三、7Li 相較6Li 更優先由岩石進入流體相，造成流體 中的𝛿7Li 會顯著上升(Seyfried et al., 1998; Pistiner and Henderson, 2003)；四、岩石 歷經地表的岩水交互作用後，𝛿7Li 會明顯大於普通中洋脊玄武岩(𝛿7Li: +3.4 ±1.4 (2σ))（圖 2-1）(Tomascak et al., 2015 and reference therein)。
在鋰同位素的應用上，科學家們主要依據鋰同位素在高溫下不發生分化與鋰 元素易進入流體相的特性，來探討隱沒物質脫水後，流體於地球內部循環的過程。
2-2 隱沒帶的鋰同位素演化
Moriguti and Nakamura (1998)根據伊豆島弧火山岩的鋰同位素發現，隨著下方 班安尼奧夫帶(Wadati-Benioff zone)深度由 150 公里遞增到 190 公里，上方島弧火 山岩的𝛿7Li 會逐漸降低；同時𝛿7Li 與流體指標(Y/Li)出現負相關（圖 2-2）。基於這
個觀察，作者提出島弧火山岩的𝛿7Li 與隱沒板塊脫水的流體有關，即隱沒作用將地
表物質帶入地函，隱沒板塊脫水釋出流體到地函楔，最終造成了島弧岩漿活動，而
隨著板塊繼續隱沒，流體釋出的比例會逐漸降低，相應地，島弧火山岩的Li/Y 降
低，𝛿7Li 亦隨之下降。因此，鋰同位素能幫助示蹤隱沒板塊脫水釋出的流體。
圖2-1 不同物質的𝛿7Li 組成(Tomascak et al., 2015)。
圖2-2 Moriguti and Nakamura (1998)的研究。正方形：流紋岩；黑色圓形：玄武岩 與玄武質安山岩；白色圓形：安山岩；鋰(Li)和釔(Y)的 D(bulk distribution coefficients) 相近(Ryan and Langmuir 1987)，但鋰相較釔容易進入流體相(Seyfried et al., 1998;
Tasumi et al., 1986)，移動性(mobility)較高，因此 Li、Y 的比值被認為能當作流體 指標(Ryan et al., 1987; Seyfried et al., 1984)。
然而隨著世界各地洋內弧火山岩的鋰同位素值被分析且報導，大部份地區的 (Tomascak et al., 2015 and reference therein)。以上的這些觀察都指出，鋰同位素在 隱沒帶的演化仍需進一步探討。
2-3 島弧火山岩鋰同位素的影響因子
2-3-1 礦物的控制
Tomascak et al. (2002)提出隱沒板塊與上部地函的礦物會將鋰離子保留下來，
例如：隱沒板塊經高壓生成的礦物—十字石傾向抓住鋰離子(Dutrow et al., 1986; Guatemala and western El Salvador)火山岩 (Walker et al., 1995, 2007; Cameron and Walker, 2006)，發現它們的𝛿7Li 比鋰、釹同位素混合模式所得預期值再低約 3.5‰(圖 2-5)，作者認為地殼混染時發生的擴散分餾是造成這個結果的關鍵；由於鋰的兩個 穩定同位素中6Li 較7Li 輕，擴散速度更快(Richer et al., 2003; Lundstrom et al., 2005;
Halama et al., 2008; Rudnick and Ionov, 2007; Parkinson et al., 2007)，會造成比混合 模式預期更低的𝛿7Li。
圖2-3 全球島弧火山岩的鋰同位素統計，數據取自 Moriguti and Nakamura (1998)、
Tomascak et al. (2000; 2002)、Leeman et al. (2004)、Magna et al. (2006)、Agostini et al. (2008)、Walker et al. (2009)和 Tang et al. (2014)。
圖2-4 Tomascak et al. (2002)的模擬圖，鋰和鎂的原子半徑相近，易發生取代作用保 存在上部地函的矽酸鹽礦物中。
0 10 20 30 40 50
-10 -8 -6 -4 -2 0 +2 +4 +6 +8 +10 +12 +14 +16 +18
Fr e q u e n cy
𝛿7Li
Global 𝛿 7 Li in arc volcanic rocks
N -M ORB
圖2-5 Walker et al. (2009)的地殼混染混合模式。紅色圓形為最基性的島弧火山岩樣 本，代表岩漿源；綠色三角形為BVF(behind volcanic front)的島弧火山岩樣本；黑 色正方形為混入的地殼物質；上(點線)、下(虛線)曲線各自代表AFC(assimilation fractional crystallization)與地殼混染(crust contamination)的混合模式。BVF 的𝛿7Li 明
顯落在混合曲線的左邊，作者認為生成𝛿7Li 比模擬值低的島弧火山岩，是因為鋰同
位素的擴散分餾。
鋰同位素在礦物中的擴散分餾，Cabato et al. (2013)利用二次離子質譜儀(SIMS, secondary ion mass spectrometry)量測火成岩中斜長石(plagioclase)斑晶由核心(core) 到邊緣(rim)的鋰濃度；發現在不同鈣長石(anorthite)比例的斜長石中，核心到邊緣 地區皆出現𝛿7Li 逐漸降低、鋰濃度逐漸升高的特徵，甚至在 An~90%的斜長石出現 多達40‰的變化（圖 2-6）；Cabato et al. (2013)認為如此高的𝛿7Li 變化起因，是礦 物的除氣作用(degasification)發生時，礦物中的鋰伴隨著發生擴散分餾，並產生顯 著的同位素分化，然而更詳細的機制尚需進一步研究。
圖2-6 高 An (鈣長石成分百分比)的斜長石研究成果(Cabato et al., 2013)。
2-3-3 隱沒沉積物
Plank (2014)試圖對全球海底沉積物的𝛿7Li 有更完整的認識，報導了全球各地 海盆沉積物的𝛿7Li 為 +0.3 至 +9.3，變化相當大。作者基於這些沉積物的數據，
指出由於大部分沉積物與中洋脊玄武岩的𝛿7Li 是一致的，源區受到沉積物影響後，
最終島弧火山岩會有和中洋脊玄武岩相近的𝛿7Li 數值。
海溝沉積物岩心的𝛿7Li 直到 Tang et al. (2014)才有詳細的報導，作者發現，𝛿7Li
除了主要受控於沉積物的矽酸鹽類組成外，沉積物的𝛿7Li 隨著深度增加也會遞增，
可出現多達8 ‰的變化(圖 2-7)。除了海溝沉積物岩心外，Tang et al. (2014)亦分析 馬提尼克島(Martinique island)火山岩的鋰同位素，藉由數值模式的計算，島弧火山
岩的𝛿7Li 變化，亦符合前人研究中約 5%沉積物熔體與虧損地函混合生成的模式解
釋(圖 2-8)。根據 Tang et al. (2014)的研究可知，沉積物的𝛿7Li 不僅在海溝地區變化 大，同時其熔體亦會影響島弧岩漿源的𝛿7Li 訊號，因此沉積物的𝛿7Li 相當關鍵。
圖 2-7 海溝岩心的鋰同位素數據(Tang et al., 2014)。左為 DSDP site543，右則為 DSDP Site144 的岩心隨深度變化。
圖2-8 沉積物與岩漿源的混合模式(Tang et al. 2014)。綠色圓形：Tang et al. (2014) 分析的海溝岩心沉積物；綠色正方形：海溝岩心沉積物的平均(因釔傾向保存在隱
沒板塊中，作者假設釔為0 ppm)；橘色圓形：馬提尼克島弧火山岩的分析結果；橘
色正方形：馬提尼克島弧火山岩的平均值。背景的橘色小點為蒙特卡羅法(Monte Carlo Scheme)估算虧損地函(depleted mantle)與各個沉積物以不同比例混合後的散 結果。
2-3-4 隱沒板塊
Zack et al. (2003)分析特萊斯科爾門(Trescolmen, Switzerland)榴輝岩(eclogite)，
這些榴輝岩代表經脫水作用後的隱沒海洋地殼，具有< -10 的𝛿7Li。儘管 Marschall et al. (2007)指出單憑隱沒板塊的脫水不會造成這樣低的鋰同位素組成(圖 2-9a，黑 色正方形為Marschall et al. (2007)的模擬結果)。但 Zack et al. (2003)藉由雷利脫水 的模擬(圖 2-9a，灰色正方形為特萊斯科爾門的榴輝岩)，模擬榴輝岩的𝛿7Li 是與 高，脫水作用越劇烈(e.g. Peacock, 1991; Peacock, 2003; Arcay et al., 2005)，此時，
帶有隱沒物質高𝛿7Li 訊號的流體會在淺部就會被大量釋放到地函楔(圖 2-11b，藍 色箭頭的地方)，換句話說，進入島弧岩漿源區的流體就會失去部分源自地表的高
𝛿7Li 訊號。而隱沒板塊的表層溫度可以藉由隱沒板塊的傾角推知，隱沒板塊淺層的
溫度越高，密度越低，板塊傾角越小，反之，溫度低則傾角越大(e.g. Toksöz et al., 1971; Peacock et al., 1990a; Davies and Stevenson, 1992; Peacock et al., 1994; Kincaid and Sacks, 1997)。Magna et al. (2006)舉日本隱沒帶(傾角 30 °)與伊豆隱沒帶(傾角 50
°)為例，伊豆隱沒帶的傾角較大、隱沒板塊的溫度較低，造成在伊豆隱沒帶，隱沒
板塊的脫水程度較低，源自地表的高𝛿7Li 特徵越有機會在島弧火山岩中發現。
圖2-9 持續的脫水作用下，隱沒板塊的𝛿7Li 變化(Marschall et al., 2007)。(a) 雷利 脫水(Rayleigh dehydration)的模擬結果，灰色線段與正方形代表 Zack et al. (2003)的 模擬，黑色圓形為作者認為脫水前的AOC(altered oceanic crust)；黑色線段與方形 則是Marschall et al. (2007)的模擬結果，灰色陰影為黑色樣本脫水後，不含水的榴 輝岩。Marschall et al. (2007)對 Zack et al. (2003)的模擬提出質疑，因為利用新的參 數下去模擬，並不會達到如Zack et al. (2003)研究中如此低𝛿7Li 的榴輝岩。需要注 意的是，Marschall et al. (2007)的 α 與 Drock/fluid
Li 是更新後的參數。(b) Marschall et al.
(2007)的模擬結果，A(average altered oceanic crust)和 B(highly altered oceanic crust) 各別歷經變質脫水(metamorphic dehydration)(白色方形)與低溫脫水(灰色方形)。
圖2-10 Zack et al. (2003)的鋰同位素演化模型。
圖2-11 Magna et al. (2006)研究隱沒帶火山岩的成果。(a)海溝越遠，𝛿7Li 的變化；
(b)隱沒帶的鋰同位素演化模型。Mt. Shasta 為島弧；Medicine Lake 則為弧後盆地。
M t S h a st a (vo lca n ic a rc) M e d ici n e L a ke (b a ck a rc b a sin
a
b
儘管可以確定隨著脫水作用的發生，隱沒板塊的鋰同位素會發生分化，但實際 上𝛿7Li 會有多大的變化卻不得而知，Zack et al. (2003)計算雷利脫水時考量的 Drock/fluid
Li
與 α (fractionation factor)皆為定值，與現實的環境下是有落差的。Marschall et al.
(2007)則採用近年報導、隨溫度變化的 Drock/fluid
Li 與α (fractionation factor)，估算在隱
沒環境中持續脫水作用對隱沒板塊鋰同位素的影響，認為脫水作用至多造成𝛿7Li
約3‰ (圖 2-9b)的下降。