第四章、 結果與討論
4.2 氧碳同位素地層
4.2.3 碳同位素地層
浮游性有孔蟲殼體的碳同位素記錄一般認為可做為古海洋上指 示表水浮游生物生產力高低的指標(Broecker and Peng, 1982;
Sarnthein et al., 1988; Mix et al., 1989)。現代開放大洋中海水的 δ13C 組成分布與營養鹽磷酸根的濃度成負相關，表水磷酸根離子濃度因 光合作用消耗出現一極小值，對應深度亦因浮游植物光合作用消耗
12C，導致表層海水 ΣCO2的13C 相對富集，δ13C 變重出現極大值 (Broecker and Peng, 1982)。浮游植物在表水透光層中偏好利用較輕 的碳同位素進行光合作用，當生產力提高時，因浮游植物繁盛，使 用掉較多的12C，導致表水中的碳同位素組成相對富集較重的13C，
δ13C 值也因此相對變重。表層海水的生產力提高時，相對變重的海 水δ13C 將被記錄於浮游有孔蟲碳酸鈣殼體中；相反的，當表水生產 力降低時，有孔蟲殼體之δ13C 也因此相對降低(Liss and Merlivat, 1986)。由上述 δ13C 與光合作用之關係可支持 δ13C 作為生產力之指 標。
本岩芯的 δ13C 在冰期 δ18O 呈現較重的數值時，δ13C 則出現較輕 的數值(圖 4.11)，可能在冰期時，此區域的表水生產力相對較低值，
間冰期δ18O 呈現較輕的數值時，δ13C 則出現較重的數值，即在間冰 期時，此區域的表水生產力相對較高值，而現今對赤道西太平洋古 生產力具有冰期高、間冰期低的特性，Herguera and Berger(1991)更 指出西太平洋暖池表層生產力在末次冰盛期是現今的1.5~2 倍，與
圖4.11 上圖為 ODP1115B 氧同位素年代地層，下圖為 ODP1115B 碳同位素年代地層，灰色直條顯示間冰期。
碳同位素冰期時隨氧同位素變重，碳同位素變輕，間冰期時氧同位素變輕，碳同位素變重。
-2.5 -2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
0 500 1000 1500 2000
δ18 O (‰)
Age (ka) δ13 C (‰)
表層海水生產力的增高必須有營養物質的供給，營養物質供給 的途徑有海水垂直交換、海水水平交換、河流、冰漂物，因此區域 間的差異變化很大，而所羅門海四周沒有大型河川匯入，冰漂物亦 無法漂流至此處，由東而來的SEC 部份在所羅門群島的阻擋下，分 支成SECC 而向東流，SECC 的艾克曼傳送(Ekman transport)在南半 球向左，使赤道海表面形成發散區且在海水200 公尺以上區域產生 赤道湧昇流(equatorial upwelling) (Wyrtki, 1981)，亦為 SEC 帶來較富 裕的營養鹽。而SEC 在 10°S 則分支流入本岩芯所在之所羅門海及 珊瑚海，終年由南向北經Vitiaz 海峽流出所羅門海，為此海域主要 的表水水團，也是暖池表面溫暖海水的主要來源。自末次冰盛期的 資料(Koutavas et al., 2002)顯示赤道太平洋水文類似 El Niño 的狀 態，信風強度與沃克環流減弱，SEC 相對減弱，赤道向西運行營養 物質的能力降低，可能為此區域冰期生產力降低的原因之一。
當然，由於本岩芯所使用之浮游有孔蟲 G. sacculifer 與渦鞭藻共 生，期所顯現的δ13C 可能無法完整的表現表水的生產力高低，因此 若要解決此一部分盲點，仍須藉由更多對此區域的古生產力代用指 標來釐清。
4.2.4 第四紀全球的氣候變化特徵
在本岩芯分析結果從一百二十萬年開始，氧同位素的十萬年成 為主要控制週期，且在六十五萬年之後到現代，十萬年週期更加明 顯，呈現更大幅度的振盪，冰消期記錄明顯，與世界各地氣候記錄 符合(Mudelsee and Schulz, 1997; Berger and Wefer, 2003)。然此時期 中國黃土出現厚層土壤S5 及貝加爾湖沉積物中無陸域冰川的記 錄，顯示當時亞洲陸域氣候溫暖、夏季季風增強，與北半球平均日 照強度變化成現非線性關係(Heslop et al., 2002; Xiao and An, 1999;
Prokopenko et al., 2002)，同時，非洲的季風記錄在此時期也顯是增 強的現象(Rossignol-Strick et al., 1998)，但此時期本岩芯之氧同位素 與暖池核心的岩芯ODP806 無明顯振幅上的差異(圖 4.7)，此區域受 降雨量受季風影響，5~7 月降雨量較 11~2 月高，若季風增強，則預 期可以看到氧同位素異常降低的訊號，但本岩芯並無此特徵，表示 亞洲季風區的氣候記錄在這段時期，可能受到某些地質事件影響而 有區域性的特徵。
Wang et al. (2003)於南海岩芯中觀測到 δ13C 數值自氧同位素第 13 階的極大值 1.5‰下降至第 12 階的 0.4‰，早於氧同位素地層第 11 階與 12 階之間的 MBE 事件(δ13Cmax Event)，且以 50 萬年的週期 重複出現，因此指出在此時期全球冰帽體積變化幅度的增加並非單 純天體軌道力的改變所控制，進而推論全球碳儲存庫的擾動可能扮 演關鍵因素。在本岩芯中亦觀測到相同的現象(圖 4.12)，但本岩芯 碳同位素呈現了1.5‰(由 2.3‰降至 0.8‰)的變化量，與 Wang et al.
(2003)於南海觀測到的 1.1‰之變化量並不完全相同，顯示出碳同位 素記錄具有區域性的差異。
圖4.12 ODP1115B 氧碳同位素地層與南海岩芯 ODP1143 比較，圖 中斜線區域為 δ13Cmax Event，灰色區域則為伴隨 δ13Cmax ODP1115B δ18 O (‰)
Age (ka)
ODP1115B δ13 C (‰) ODP1143 δ13 C (‰) δ13 Cmax δ13 Cmax δ13 Cmax δ13 Cmax
-2.5 -2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0
0 500 1000 1500 2000