S1S 的氧同位素變化意義

首先，需要了解石筍的氧同位素若處於平衡分餾的條件下，主要是受控於洞 穴滴水的氧同位素和洞穴溫度（Hendy & Wilson, 1968；Dorale and Liu, 2009）。

由Epstein et al.（1953）研究指出，洞穴碳酸鈣與滴水之間的氧同位素值在 0〜

30°C 的分餾情形，可用以下線性方程式表示：（下式的 δ¹⁸Oc為碳酸鈣氧同位素 值；δ¹⁸Ow為滴水氧同位素值）

δ¹⁸Oc（PDB）=0.97δ¹⁸Ow（SMOW）–0.2272T（°C）+4.2712 可再改作為此經驗公式： δ¹⁸Oc - δ¹⁸Ow = 3.945 – 0.232T

另外，其他的研究（Friedman, 1977）亦指出洞穴碳酸鈣與滴水之間的氧同 位素值在0〜500°C 的分餾情形，可用以下關係式表示：

δ¹⁸Oc（SMOW）=δ¹⁸Ow（SMOW）+2.78*10⁶/（T + 273）² - 2.89 由上面幾個式子可知，當洞穴溫度升高/降低時，碳酸鈣的 δ¹⁸Oc 值會變輕/

重，但由於在石灰岩洞穴深部的氣溫變化不大約為當地地表的年均溫，朱學穩等 人（1988）研究指出就算地面日均溫差或月均溫差可達 30°C，洞穴深部的溫差 也只有在 2°C 以內，搭配最上式可知洞穴溫度對於 δ¹⁸Oc值的變化約是 0.5‰以 內，但由於 S1S 的紀錄解析度為數年至數十年，故日均溫差和月均溫差所造成 的 δ¹⁸Oc值變化是不會被記錄的或稱已被加權平均。另外，十年至百年解析度的 全球均溫差從全新世以來，溫度變化小於 2°C（圖 5.2-1）；經扣除現代 50 年來 全球溫度劇烈上升的趨勢後，在近兩千年來全球溫度 （圖 5.2-2）較明顯變化的 時間段約從中世紀暖期（MWP）到小冰期（LIA），但全球各地的溫度變化也都

壤或碳酸鹽基岩流動都不會對滴水的δ¹⁸Ow值產生變化（Zimmermann et al.,1967）。

S1S 所處的無名洞由先前推論已知上覆土壤及碳酸鹽基岩較厚，滲流的路徑及居 留時間也會較長，這將導致洞內滴水的δ¹⁸Ow值不只反映地表雨水的年平均氧同 位素值，而是代表多年平均的當地大氣降水結果。再者，S1S 的下半段與上半段 相比，為石筍的生長初期，當時的滲流水系統可能才剛發育，石筍的穩定同位素 可能對環境相對不敏感，且下部紋理十分平整，將導致當時石筍表面的水幕厚度 增加，多年的滴水訊號積累使石筍氧同位素值可能為數十年大氣降水的平均，其 趨勢的變化亦因被平均而震盪不明顯，故 S1S 下半段的穩定同位素趨勢在對應 其他指標時，會因為石筍穩定同位素值變化較不明顯及代表性較差的緣故而沒有 良好的對比性。另外，S1S 的年代還原是以平均沉積速率由頂部往下重建，故石 筍越底部的年代還原性可能不如上部來得佳。

圖5.2-2 近兩千年以來全球的溫度異常。（來源：https：

//commons.wikimedia.org/wiki/File：2000_Year_Temperature_Comparison.png）

大氣降水的δ¹⁸Ow值主要受到水氣凝結時的溫度、水氣團的來源、水氣團的 遷 移 路 徑 長 度 、 緯 度 和 高 程 效 應 和 雨 量 效 應 等 因 素 控 制 （Dansgaard &

Johnsen,1973； Koerner & Russell, 1979； Petit et al.,1991），詳細如下：

δ¹⁸Ow = f（T, ppt, s, h, L）

T = 大氣溫度 （air temperature）；ppt = 雨量 （precipitation amount）

s = 水氣來源 （moisture source）；h = 海拔高度 （altitude）

L = 緯度 （latitude）

（1993）總結北半球雨水中的 δ¹⁸Ow值和當地大氣年均溫的關係亦為正向的 線性關係，因地而異落在0.1〜0.6‰/°C，。在中國的雨水氧同位素關係式為 δ¹⁸Ow=0.28T（°C）–11.49，故當大氣溫度上升 1°C 時，δ¹⁸Ow會增加0.28‰，

但如上所述，由於全新世以來全球的平均溫度變化小於1°C，故溫度效應對 於時間跨度為近代2500 年，解析度為數年至十年的 S1S 來說是可以忽略不 考慮的。然而若在北美等高緯度地區或地中海式氣候區，且時間跨度長達數 十萬年（具冰期-間冰期循環）的石筍，其溫度效應便是控制 δ¹⁸O 變化的主 要因子。

2. 緯度效應和高程效應（latitude and altitude effect）：

從遠方遷移而來的水氣團會經過多次降水作用（圖5.2-3），因為冷凝時氣液 之間發生同位素分餾，較重的¹⁸O 會傾向進入液相中，較輕的¹⁶O 會傾向留 在氣相中，所以雨水中的δ¹⁸O 比水氣團的 δ¹⁸O 來得重，每一次降雨會使水 氣團中的δ¹⁸O 不斷變輕（Hoefs, 1987），因為降雨作用帶走含較重δ¹⁸O 的雨 水，同一水氣團之後形成的雨水相較於之前形成的雨水，其 δ¹⁸O 也會不斷 變輕。而緯度效應指在低緯度形成的水氣團往高緯度遷移時，會隨著移動距 離的增加而多次降水，越往高緯度的降雨 δ¹⁸O 值會不斷變輕的現象。高程 效應則指在平地或海平面形成的水氣團往地勢較高的地形遷移時，水氣團會 隨著地勢而被抬升，因為溫度的降低故容易到達水氣的冷凝點便發生多次降 水，越往高海拔的降雨δ¹⁸O 值會不斷變輕的現象。

3. 水氣來源（source effect）：

4. 雨量效應（amount effect）：

Dansgaard（1964）和 Rozanski et al.（1993）研究指出：雨水中的 δ¹⁸O 值與 當地降水量呈負相關，意即當降雨量越大，雨水中 δ¹⁸O 會越輕，連帶當時石筍 碳酸鈣所記錄到的δ¹⁸O 也較輕。

圖5.2-3 緯度及高程效應示意圖 （修自 Hoefs, 1987）

S1S 所處的無名洞地理位置為中國東北，為東亞夏季風（EASM）影響的範 圍，雨量集中於夏季，水氣團主要來自西太平洋。根據上述可知，溫度效應並不 會對 S1S 的氧同位素值產生巨大變化；研究同一洞穴的石筍，其地點的緯度和 高程是不會有所改變的，故緯度和高程效應也不會對 S1S 的氧同位素值發生變 化，所以控制S1S 氧同位素值變化的主因為「雨量效應」，但也不排除受到「水 氣來源」的影響，因為兩者為同相關係並不互斥。

在許多前人的研究（李紅春等，1997；Wang et al.,2001；Paulsen et al., 2003）

亦指出典型東亞夏季風氣候區的石筍，其 δ¹⁸O 指示夏季風的強度以及季風的降 雨量變化。中國東北地區的水氣來源有四種:（1）西風帶、（2）南亞季風經孟加 拉灣和南海北上的氣流、（3）105⁰E 越赤道氣流和（4）西太平洋（胡泊等，2016），

其中又以西太平洋所帶來的水氣量在大部分的時間段占為主導。

東亞地區的夏季風場為大洋吹向陸地，故當夏季風強度增強，從西太平洋等 所帶來的水氣量增加，且能從離陸更遠的大洋傳輸而來，水氣團隨遷移距離增加 而多次降水造成δ¹⁸O 偏輕，再加上降雨量的增加，亦導致降水的 δ¹⁸O 偏輕，石 筍所紀錄到的δ¹⁸O 也偏輕；反之，當夏季風減弱，會造成西風和冬季風「相對」

增強，此時水氣來源雖然主要還是來自西北太平洋，但其所占比例降低，內陸水 體所形成的水氣來源亦須考慮，因為內陸封閉湖泊經過多次蒸發作用（衛克勤和 林瑞芬，1995），氣-液相的分餾使其 δ¹⁸O 值相對大洋來源的水氣團偏重，而且 內陸提供水氣量也顯著較少，導致降雨減少而石筍的δ¹⁸O 偏重。