第五章 討論
5.7 S1S 碳同位素和氣候變化之關係
首先必須了解造成石筍 δ13C 值變化的原因，經 Genty 等人（2001）統整共 有五種可能因子：
1. C3/C4 植物的比例（Smith and Epstein, 1971）：當該地植被以 C3 植物為主 導時，δ13C 值會偏輕，平均為-27‰；若以 C4 植物為主導時，則 δ13C 值會 偏重，平均為-13‰。
2. 土壤CO2的濃度（Smith and Epstein, 1971），意即植被密度或生物量：當該 地土壤CO2的濃度上升，代表微生物活動較強烈、植被密度較高且生物量 增加，將導致δ13C 值偏輕；反之，若植被稀疏則 δ13C 值會偏重。
3. 碳酸鹽基岩溶解系統的開放性（Hendy, 1971）：碳酸鹽基岩的 δ13C 值約在 0‰，而土壤 CO2的δ13C 依據上述兩點而異，其 δ13C 明顯低於 0‰。所以在 開放系統下代表碳酸鹽基岩的滲流水會和土壤CO2交換，δ13C 值主要受控 於土壤CO2；另外，在封閉系統下代表碳酸鹽基岩的滲流水不會和土壤CO2
交換，δ13C 值主要受控於碳酸鹽基岩的溶解，經他人研究開放系統會比封閉 系統下的δ13C 低約 3‰。
4. 前期碳酸鈣的沉澱作用（Baker et al., 1997）：指滲流水在岩層中遇到裂隙或 孔隙，造成壓力突然下降有利於CO2的脫氣作用，同時碳酸鈣發生前期沉 澱，因此在石筍中被記錄到的δ13C 值會偏重。
5. 碳酸鈣的沉澱速率（Turner, 1982）：Turner 於實驗室進行碳酸鈣沉澱試驗 發現當碳酸鈣沉澱速率上升則δ13C 值偏輕；反之，當沉澱速率下降則 δ13C
乎完全封閉的系統，且滲流水溶解碳酸鹽基岩程度一致並不再與土壤CO2
交換，導致由基岩溶解帶入相同程度的δ13C 值偏差，此點可由 S1S 的 AMS-14C 定年結果印證（死碳造成的年代變老程度在各深度近乎定值）。
2. 若滲流水路徑保持相同且碳酸鈣圍岩無新生裂隙，則多無前期碳酸鈣沉澱作 用，或前期沉澱作用保持一致，而且前期碳酸鈣沉澱作用多發生於白雲岩圍 岩中，在純碳酸鈣圍岩中較少發生（Baker et al., 1997）。
3. 碳酸鈣沉澱速率變化不大：由上述討論已知S1S 的生長速率變化很小，故 難以對不同深度的δ13C 值產生劇烈偏差。
過去的石筍研究多注重於討論 δ18O 對氣候的反應，原因是中國季風區石筍 的δ18O 可以直接繼承當時雨水的 δ18O 信息，且該地區在百年尺度石筍的 δ18O 變 化主要因為雨量效應所致，故可以直接反映過去該地區的降水量，不容易受其他 外在因素影響；另一方面，由於造成δ13C 變化的外在因素較多（如上述幾點），
而且植被亦會受人類活動影響，在發育過程中可能也具時間延遲而無法立即反映 當時的氣候環境，所以δ13C 對於還原古氣候相對於 δ18O 是不具有那麼重要的主 導性，但是造成 δ13C 變化的外在因素較多，既是它的缺點同時也可作為它的優 點，因為植被的發育可反映除了降水量外的一項重要資訊，那就是-「溫度」。由 於東亞地區的石筍 δ18O 主要受雨量效應影響，無法反映過去的溫度，然而植被 的發育若排除人為開發，是同時由降水量和溫度主導，故本研究經由合適的推理 排除其餘外來因素（包含洞穴開放程度、前期沉澱作用和碳酸鈣沉積速率等）對 δ13C 的影響，認為 S1S 石筍中所記錄到的 δ13C 趨勢主要是反映植被的變化，包
植物都為木本植物，所以就屬C3 植物。
一般而言，C3 植物的 δ13C 偏輕（-22〜-34‰，平均為-27‰） （Dorale, 1998）；
而 C4 植物的 δ13C 偏重（-9〜-19‰，平均為-13‰）。在考慮碳酸鹽基岩與土壤 CO2的同位素平衡下，洞穴上覆植被以C3 植物為主的洞穴沉積物其 δ13C 約為-9
〜-14‰；而以 C4 植被為主的洞穴沉積物其 δ13C 約為-4〜-8‰。在 S1S 中 δ13C 約介於-6〜-8‰，照上述推論長白山西翼地區是以 C4 植物為主導的，但實際情 形此地的植物卻是以C3 為主導的，代表 S1S 石筍中的碳不單是從土壤及植物中 獲得，還會從滲流水溶解碳酸鹽基岩來獲得一些 δ13C 較重的來源，這也同時呼 應S1S 含有一定的死碳比例（DCF），另一個原因可能是 S1S 上覆碳酸鹽基岩是 封閉系統將導致 δ13C 也偏重。由此可知，上述理論值還是會受實際碳的來源及 分餾情形而定，故並非能以從石筍測得的 δ13C 去推測過去當地植被是以 C3 或 C4 植物為主導，亦須考量現地野外調查的結果。
接下來討論其他研究對長白山區植被變化和氣候兩者的關係性。程肖俠&延 曉冬（2008）利用大氣環流模型 ECHAM5-OM 和 HadCM3 預測長白山地區的植 被變化指出：當氣候增暖的情境下，兩個模型模擬出來的結果都是該地生物量減 少，原因是主要樹種紅松的減少，由此可知長白山地區的植被多是喜冷性的，一 旦溫度上升便不利它們的生長；另外當氣候增濕的情境下，植被生物量模擬出來 的結果是增加的，這很符合大多數植物喜歡水的性質，因此推測當地植被種類為 喜濕冷性。
上述是由模型模擬的結果，接著從實際植物學角度作探討，探討的目標為長
的紅松皆不利生長；而降水量的增加則有利於紅松的生長。有此可知，不論利用 模型做模擬或者實際植物生長觀察的結果，皆再次透漏長白山主要的植物種類
（紅松等）是喜濕冷的環境。另外，適當的低溫也有助於打破種子休眠，促進種
子萌發，稱為分層現象（Stratification）；也能促使某些物種開花，稱為春化作用
（Vernalization）(Skordilis & Thanos, 1995)。
由上述觀點可初步做以下推論：當氣候為乾或熱的條件時，將使得主要樹種 紅松等的減少，進一步導致總體生物量（biomass）下降，造成 δ13C 於此時期明 顯偏重；而若氣候為濕或冷的情形下，因為有利紅松的生長，植被密度上升，微 生物活動強烈，土壤 CO2濃度增加，將造成 δ13C 明顯偏輕；另外，又因為 C3 等木本植物相對於C4 植物喜濕冷的環境，所以氣候為濕或冷將導致 C3/C4 比例 上升，也將造成δ13C 偏輕的現象。接著，將比對 S1S 的 δ13C 曲線和其他氣候指 標來探討上述推論是否正確且有無符合其他人相關的研究結果。
以下討論的對比加入三項降雨指標包含：（1）S1S 的 δ18O 曲線、（2）中國 北方乾濕指數（Dry-Wet Index in NC）、（3）利用中國東北 11 個湖泊沉積物的花 粉紀錄還原出過去2000 年的降雨量（pollen-based for annual mean precipitation, PANN） （Zheng et al.,2014； Li et al.,2015）；另外還有三項溫度變化指標包含：
（1）花粉紀錄還原的溫度曲線（North China Temperature Anomaly, TANN）（Zheng et al.,2014； Li et al.,2015）、（2）兩條北半球的溫度偏差曲線（NH-TA-2、NH-TA-3）
（Ljungqvist, 2010；Christiansen & Ljungqvist, 2012）
。由於花粉是植物的一部分，而S1S 的 δ13C 曲線亦是反映植被變化，所以利
合理的解釋。由圖5.7-1 可觀察到以下現象：
1. 若單一比對δ13C 和降水記錄便會發現當中有許多趨勢是難以相應的，這是 因為植被發育不單是受降水亦受溫度和人類活動影響所致，所以必須同時考 慮降水和溫度這兩個因素才能討論過去當地植被的變化。
2. 經過多條曲線相互對比後，本研究利用S1S 的 δ13C 曲線將當地的植被發育 情形劃分為以下幾個時期：
(a) AD 0〜150：δ13C 明顯偏輕，代表此時植被密度相對較高，且 C3/C4 植物比 例上升，S1S 的 δ18O 紀錄和 Pollen-based PANN 也指出該時期的雨量相對較 多，推測此時期植被是受降雨量主導。
(b) AD 150〜350：δ13C 明顯偏重，代表此時植被相對稀疏，且 C3/C4 植物比例 下降，對應到Pollen-based PANN 約 AD 200 一個雨量極少的時期，而 S1S 的 δ18O 紀錄在此時期亦顯示偏重，故此時期植被稀疏是受降雨量減少的影響。
另外，可觀察到δ13C 的谷相對 Pollen-based PANN 的谷具時間延遲的現象（約 50 年），這或許指出植被的發育並不一定能夠立即性的反映氣候變化。此時 間段大概對應到歐洲的羅馬暖期（Roman Warm Period, RWP, AD 150〜400），
Pollen-based TANN 和 NH-TA-2 也顯示該時期溫度相對較高，或可代表該時 期較暖導致植被發育較差。
(c) AD 350〜850：δ13C 明顯偏輕，代表此時植被密度相對較高，且 C3/C4 植物 比例上升，S1S 的 δ18O 紀錄和 DWI-NC 在此時期顯示整體偏濕，但
Pollen-based PANN 卻顯示在這段時期雨量的變化約在平均值上下震盪，整體
350〜850 這個時間段大概是對應歐洲的黑暗冷期（Dark Ages Cold Period, DACP, AD 400〜800），再次說明可能當時氣候偏冷導致當地植被發育良好。
(d) AD 850〜1200：δ13C 是整根石筍最偏重的時期，也是支撐當地植被喜濕冷性 的重要依據之一，δ13C 偏重代表當時植被非常稀疏，且 C3/C4 植物比例下降，
剛好完美對應到S1S 的 δ18O 紀錄、PANN 和 DWI-NC 降雨非常少且 TANN、
NH-TA-2 和 NH-TA-3 溫度非常高的時期，依時間段來看恰巧是中世紀暖期
（Medieval Warm Period, MWP, AD 850〜1150），故此時期植被稀疏是同時受 低降雨量和高溫所主導。值得一提的是，劉若新等人（1996）研究指出 AD 850
〜1040 長白山火山的噴發是近兩千年來規模最大；另外，Machida 等人（1981，
1983）研究也提出長白山天池大爆發發生於西元十世紀左右，噴發物遠及日 本北海道及九州島，相關研究也發現當時火山噴發的高溫熔漿將樹木烘烤、
燃燒炭化形成的木炭，不禁讓人聯想到長白山的火山噴發歷史是否也是控制 當地植被發育的重要因素之一，火山灰和凝灰岩等火山噴發物是否減低植物 的呼吸和光合作用進而抑制植物的生長，但此論點尚有待更多研究證實。
(e) AD 1200〜1600：相對於前個時期（MWP），δ13C 是整根石筍最偏輕的時間 段，依照三條溫度紀錄來看，此時期的整體溫度相對較低，代表的是相對較 濕冷的小冰期前期（early LIA），由PANN 紀錄顯示該時間段的雨量是略高於 平均值且在約AD 1200 的雨量是近 2000 年來最高，而 S1S 的 δ18O 在 AD 1200
〜1450 也顯示偏輕，故造成該時期植被較密且 C3/C4 植物比例上升的原因之 一可能是較多的降雨量。但值得注意的是，在三條雨量紀錄中皆顯示在AD
林或改變當地植物種類所致，而後期（AD 1700〜1950）再由人類控制著當 地植被的發育，不若AD 1600 時那樣嚴重開發森林資源，造成植被密度變化 不大，使δ13C 對氣候的變化相對不敏感。由 S1S 的 δ18O 紀錄可知，該時期 的氣候還是有所變化且具逐漸變乾的趨勢，而δ13C 整體偏重但變化卻很小，
所以才推測是人類控制著當地植被的發育，本時期δ13C 普遍偏重的現象或可 代表小冰期後期（lately LIA）相對乾冷的氣候。值得一提的是，史料紀載（Fan
所以才推測是人類控制著當地植被的發育，本時期δ13C 普遍偏重的現象或可 代表小冰期後期（lately LIA）相對乾冷的氣候。值得一提的是，史料紀載（Fan