第一章、 緒論
1.2 碳酸鈣殼體穩定碳氧同位素於古環境之應用
第一章 緒論
1.1 前言
為了瞭解目前地球環境上的變化及預測未來環境的改變，除了採 用現今的觀測紀錄之外，古環境變遷也是一熱門的議題。在古環境變 遷的研究上有許多指標可以告訴我們古環境的紀錄，尤其以碳酸鈣物 質最為廣泛應用，如腕足動物殼體(Popp et al., 1986；Mii et al., 1999；
Grossman et al., 2008)、軟體動物殼體(Ivany and Runnegar, 2010)、有 孔蟲殼體(Spero et al., 2003)等之穩定碳氧同素記錄均可用來推測該 生物生活之古環境的變化。利用穩定碳氧同位素可得知當時標本存在 的環境，以碳同位素來說，不同水團的混合(Lynch-Stieglitz et al., 1995)、
全球碳埋藏量的改變(Grossman et al ., 2008)都會影響碳同位素數值 改變。而氧同位素方面，則受到冰川體積的消長、鹽度效應的影響、
緯度上的變化而改變氧同位素數值(Anderson and Arthur, 1983；
Attendorn and Bowen, 1997；Korte et al., 2008)。
1.2 碳酸鈣殼體穩定碳氧同位素於古環境之應用
各種古環境變遷研究的材料中，分析碳酸鈣殼體中的穩定碳氧同 位素是常用的研究方法，若海水中碳酸鈣沉積物的碳、氧同位素有與 海水達成平衡，則可將當時海水中的同位素訊號記錄下來，Urey et al.
(1951) 指出碳酸鈣沉澱時，氧同位素會與周遭水體呈現函數關係，
氧同位素會隨著溫度升高而有變小的趨勢。1953 年 Epstein 等人首先 發表了利用軟體動物殼體研究的碳酸鈣的氧同位素與溫度轉換方程 式，提出了氧同位素為溫度的函數。1969 年 O’Neil 等人測定了無機
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沉澱的方解石結晶與周遭水體的氧同位素數值關係，之後，Grossman and Ku (1986) 建立了霰石的古溫度方程式。Hays 和 Grossman 在 1991 年整理前人研究提出方解石氧同位素轉換溫度方程式，如下：
T℃ ＝ 15.7－4.36(δ18Ｏcalcite－δ18Ow,SMOW)＋0.12(δ18Ｏcalcite－
δ18w,SMOW)2。其中，Ｔ為方解石沉澱時的海水溫度；δ18Ocalcite為方解石 相對標準試樣 PDB(Pee Dee Belemnite；現今 V-PDB)的氧同位素數值；
δw,SMOW 為周遭水體相對標準 SMOW(Standard Mean Ocean Water；
現今 V-SMOW)的氧同位素數值。
在推算古溫度的時候，若海水氧同位素數值無法直接測量就必須 利用其他方法估算 δ18Ow的值。海水的氧同位素數值受到冰川效應、
蒸發效應等因素所影響，這些因素可以影響海水同位素的變化 (Anderson and Arthur,1983)。當全球冰川體積增加，使得大量的16O 留在冰層裡，而海洋中18O 比例增加，δ18O 數值也會變大，所以，當 全球冰川體積增大，海洋中的 δ18O 數值也會變大。現今熱帶地區表 層海水δ18O 數值約為 0‰，在前人研究中，冰盛期時，全球海水氧同 位素值比現今大 1‰(Shackleton, 1977；Guilderson et al., 1994；Schrag et al., 1996)；若是全球冰川融化，則全球海水氧同位素會比現今小約 1‰(Savin, 1977)。而區域性的海水同位素變化除了冰川融化之外，鹽 度效應的影響也是另一因素，當區域環境蒸發作用較為強烈時，海水 中較輕的氧同位素較容易進入大氣，使得區域內的海水會含有較高比 例重的氧同位素(Anderson and Arthur, 1983)，或是，淡水的注入影響 也會使得區域性的海水氧同素數值有變小的現象(Craig and Gordon, 1965)。因此，在利用氧同位素計算古溫度時，這些因素必須被考慮 進去。
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生活在海洋中的生物死後殼體被埋藏在沉積物之中，這些沉積物 經由壓密、膠結等作用形成沉積岩，沉積岩被抬升後曝露在天水或地 下水所影響的環境下，在岩層中的殼體沉積物就有可能受到成岩作用 的影響。由於天水帶有較輕的碳氧同位素成分，所以受到天水成岩作 用影響的碳酸鈣殼體也會反映出較輕的碳氧同位素訊號(Brand and Veizer, 1980)，所以利用海洋性碳酸鈣作為研究古環境材料時，需先 檢驗碳酸鈣殼體是否有受到成岩作用的影響。
重建古生代環境的研究中，腕足動物殼體是很好的材料
(Compston, 1960；Lowenstam,1961；Popp et al., 1986；Veizer et al., 1986；
Grossman et al., 1991；Brand et al., 2003)。腕足動物為底棲性的海洋 無脊椎動物，主要生活在50~200公尺深的海床底上，高緯度至低緯度 地區的海域皆有出現(王鈺等人，1966)。腕足動物分為有鉸綱與無鉸 綱，無鉸綱由於缺乏鉸合構造所以藉由肌體來連接兩瓣殼；有鉸綱則 利用鉸合構造來控制瓣殼的開關。腕足動物殼體主要由兩瓣殼所構成，
其中有一瓣殼有肉莖突出，稱之為莖殼(腹殼)，另一則稱為腕殼(背 殼)(圖1.1)。
古生代的腕足動物大多為有鉸綱的碳酸鈣殼體，主要由低鎂方解 石所組成，而殼體結構由外至內依序為第一層薄稜柱層，第二層纖維 層，有些種類的腕足動物甚至有第三層稜柱層(Williams, 1968；
Grossman et al.,1993)。由於殼體的低鎂方解石組成較不容易受到成岩 作用影響，所以當殼體與海水達成平衡，同位素數值可以反映周遭水 體的環境訊號，被認為是很好的古環境重建指標(Lowenstam, 1961；
Carpenter and Lohmann, 1995；Brand et al., 2003)。
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圖 1.1 現生