動影響

5-2-1 SMT 的界定

以往對於SMT 的界線是由硫酸鹽濃度與甲烷濃度的交界處做為依據。但由 於AOM 反應只發生在 SMT 上，且會造成 DIC 碳同位素值在 SMT 有最輕值，

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所以我們推測DIC 碳同位素值最輕值會出現 AOM 反應最強烈的地方，因此會將 SMT 的上界定在附近；然而我們又發現甲烷碳同位素值同時會在其附近有一最 輕值，推測這應該是因為AOM 與二氧化碳還原反應的同時發生使得甲烷碳同位 素變輕（5-2-2 有詳細解說），所以將 SMT 的下界定於此，以規範出 AOM 可能 活躍的範圍。但是有時候甲烷濃度不高，並非每個站位都能測到甲烷碳同位素值 的最輕值，所以還是得藉由硫酸鹽及甲烷之濃度交界處做為依據（如圖5-7 之 A）。 仔細觀看各站樣品分析結果，可以發現甲烷氣與DIC 碳同位素值的最輕值並非 發生在同一個深度上（例如：GT39B 與 27），可能是因為硫酸鹽濃度太高，使得 二氧化碳還原反應受到牽制，所以我們才會在較深處發現甲烷碳同位素值最輕值

（圖5-7 之 C、E）。除此之外，觀察 ORI-860-1 及 17 站位的 DIC 碳同位素值及 硫酸鹽與甲烷濃度交界處，我們也發現就算沒有辦法看到甲烷濃度突增，也可以 藉由DIC 碳同位素值變得很輕與硫酸鹽及甲烷濃度可能的交界處來判斷 AOM 反 應是否已啟動以推測SMT 之位置（圖 5-8）。

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圖 5-7：SMT 界定圖。其中橘色區域為 SMT，紫色區域為 AOM 可能活躍之處。

硫酸鹽濃度資料來源：林曉武，2007（OR1-828-GT1 及 OR1-835-GT39B）；陳筱 琪，2010（OR1-860）

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圖 5-8：SMT 界定圖-2。其中利用甲烷氣體濃度、DIC 碳同位素最輕值、硫酸鹽 濃度（林曉武，2007）、甲烷濃度來界定 SMT。虛線箭頭為硫酸鹽及甲 烷濃度可能的趨勢，陰影處為推測的SMT。

5-2-2 探討 SMT 的微生物活動

由甲烷碳氫同位素顯示甲烷的生物生成來源以二氧化碳還原為主，而二氧化 碳還原反應主要在硫酸鹽濃度極低（< 200M）的環境下才會發生。但我們卻發 現甲烷及DIC 碳同位素的分析結果均在 SMT 附近出現最輕值，會造成此現象最 有可能的原因是AOM 與二氧化碳還原反應同時發生的關係。Borowski et al.

（1997） 提出二氧化碳還原反應有可能出現在 SMT，造成甲烷同位素值在 SMT 附近有一低值：因為在SMT 上的甲烷厭氧氧化反應，傾向使用¹²CH4，而使AOM 反應中的產物碳酸氫根的碳同位素比值變輕。孔隙水中的碳酸氫根會進一步形成 二氧化碳，如此會產生更多的¹²CO2，其碳同位素比值也變輕，當富含¹²C 的二 氧化碳產生還原反應時，就會形成碳同位素比值較輕的甲烷。而富含¹²C 的甲烷 又更容易行AOM 反應，如此週而復始，甲烷碳同位素比值便會在 SMT 的深度 形成一低值（圖5-9）。以ORI-835 的 GT39B 站為例，甲烷同位素值皆輕於-40‰，

且其最小值出現於深度260 ~ 267 cmbsf，與其硫酸鹽－甲烷界帶（SMT 約在 210~270 cmbsf）之深度接近，結果可能暗示：二氧化碳還原反應可能出現在 SMT

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附近，如同Borowski et al.（1997） 所述。GT39B 在 SMT 的硫酸鹽濃度大約是 3~5mM；一般而言，當硫酸鹽濃度大於 200M 時，會抑制二氧化碳還原反應的 發生（Whiticar, 1999）。但 AOM 反應快速的地方，會產生許多 HS^-，這些HS -在岩心提取後，易氧化形成SO4

2-，所以在SMT 的硫酸鹽濃度可以這麼高也可能 是因為由HS^-轉變而成。不僅如此，Seifert et al.（2006）指出，就算在硫酸濃度 高的環境，產甲烷菌依然可以產生甲烷；由他的實驗結果也可以看出甲烷菌也有 微利用氫氣行二氧化碳還原反應來產甲烷。這個暗示也間接指出雖然GT39B 的 甲烷氣體來源是以熱分解作用為主，但這個地區同樣也有二氧化碳還原反應，所 以使SMT 附近的值變輕。關於 GT39B 在 SMT 存有生物性分解氣體的證據，也 可以從甲烷之碳氫同位素分布來判定，由圖5-9 的虛線方框標記我們可發現：甲 烷碳氫同位素值隨著深度越接近SMT，其氣體來源分布越接近二氧化碳還原的 生物性分解氣體，造成這樣的因素非常有可能是因為在SMT 附近有二氧化碳還 原的生物反應，所以也可以說明不只是活動大陸邊緣之下部斜坡有生物性分解氣 體，在上部斜坡也會有生物性氣體的產生。

圖 5-9：碳循環的示意圖。以 GT39B 的碳同位素結果為例：透過 AOM 反應，較 多¹²CH4轉變成H¹²CO3

-，於是H¹²CO3

-漸漸累積在SMT 附近；產甲烷的 微生物多利用H¹²CO3-，使H¹²CO3-轉換成¹²CH4，於是¹²CH4漸漸累積

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在SMT 附近；微生物再度利用這些¹²CH4行AOM 反應。如此週而復始 的循環，使甲烷及DIC 碳同位素之最輕值出現在 SMT 附近（修改自 Borowski et al., 1997）。

圖 5-10：ORI-835 與 ORI-860 兩個航次的甲烷氣之碳與氫同位素關係圖（樣品皆 位於SMT 下）。圖中泥火山氣體同位素比值是取自 Sun et al.（2006）。

ORI-860 的 26、27 及 28 的甲烷氣來源為二氧化碳還原反應為主；

ORI-835-GT39B 則以熱分解氣體為主。然而，虛線方框指出在上部斜坡 的GT39B 雖以熱分解氣體為主，但越接近 SMT 仍可發現有生物性氣體 的訊號。

5-2-3 探討 SMT 下的微生物活動

利用DIC 碳同位素的變化也可以發現在 SMT 下的微生物活動。以 ORI-828 的GT1（圖 5-11）為例，為例，其 DIC 碳同位素從 SMT（¹³CDIC = -43.72‰）

至最深部（¹³CDIC = -12.21‰）有變重的趨勢。致使同位素值變重的原因有四：（1）

有機物的分解在深部大量增加；（2）碳酸鹽在深部的沉澱或分解；（3）AOM 的 速率變小；（4）二氧化碳還原反應速率變大。根據有機物、碳酸鹽含量及鎂、鈣 離子的濃度（林曉武，2006；游鎮鋒，2006），我們發現其在SMT 下（約 200cmbsf）

的量並沒有太大的改變，所以排除前兩個原因。因此可以推測，在SMT 深度附

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近，AOM 為較主要反應，使得 DIC 碳同位素值變輕；在 SMT 以下深度，二氧 化碳還原反應漸趨重要，所以致使DIC 碳同位素值變重。由於這個反應牽涉到 甲烷及DIC，所以我們將 SMT 下的甲烷及 DIC 碳同位素差值換算成分異係數（圖 5-12），可以發現在活動大陸邊緣下部斜坡之 GT1 這一站，其分異係數隨著深度 上升，由1.05 增至 1.08，可能是因為微生物活動影響的增加所造成；而活動大 陸邊緣上部斜坡的GT39B 站，其分異係數隨深度下降，由 1.04 降至約 1.02，可 能是因為來自深部的熱分解甲烷氣體漸漸增多。

圖 5-11：（A）OR1-828-GT1 之甲烷與 DIC 碳同位素隨深度變化圖，其 DIC 碳同 位素隨深度變重（B）有機物與碳酸鹽的含量與深度變化圖。兩者在 SMT

（約200 cmbsf）下皆沒有太大變化（林曉武，2007）（C）鎂、鈣離子 濃度與深度變化圖。其在SMT 下亦沒有太大變化（游鎮鋒，2007）（D）

四個影響DIC 碳同位素的關係圖。其中以二氧化碳還原反應及 AOM 對 DIC 碳同位素的影響最大。

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圖 5-12：甲烷與 DIC 之分異係數隨深度變化圖。ORI-828-GT1 顯示深部受為生 物影響，所以分亦係數隨深度增加（由1.05 增至 1.08）；ORI-835-GT39B 的深部 受到熱分解氣體加入的影響，所以分異細數隨深度下降（1.04 降至約 1.02）。

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Site OR1-828-GT1 OR1-828-26 OR1-828-28 OR1-835-GT39 B

Percentage of CH4

pass through carbon cycling

19.5% 53.9 % 55.4 % 59.7 %

Reference 洪瑋立，2009 洪瑋立，2009