第五章 討論
5.4 S1S 穩定同位素與太陽總輻照度之對比
由討論5.3 的部分可知，S1S 石筍的穩定同位素紀錄與太陽總輻照變化二者 有相同週期性，本章將進一步討論為何兩者間能夠存在此相關性，所使用的對比 指標為太陽總輻照度變化曲線（Total Solar Irradiance, TSI）（Vieira, 2011） （圖 5.4-2）。首先探討 S1S 穩定同位素曲線變化明顯的近代 1000 年，這段時期的討 論將是本研究最主要的重點。對比圖 5.4-1 和 5.4-2 可知，當太陽活動減弱，太 陽風強度便降低，入射到地球的宇宙射線強度增加，造成δ14C（‰）的增加，所 以 δ14C（‰）偏重和 TSI 偏小代表太陽活動的極小期，其中 δ14C（‰）的定義 為δ14C（‰）= {[14C/12C]sample/[14C/12C]reference-1}＊1000。在近 1000 年以來，太陽 活動可被劃分出以下幾個重要時間段（圖5.4-1），而這些事件在全球許多地區都 有被記錄到：
A. 歐特極小期（Oort Minimum）： AD 1040-1080 B. 中古極大期（Medieval Maximum）： AD 1100-1250 C. 沃夫極小期（Wolf Minimum）： AD 1280-1350 D. 史波勒極小期（Spörer Minimum）： AD 1450-1570 E. 蒙德極小期（Maunder Minimum）： AD 1645-1715 F. 道爾頓極小期（Dalton Minimum）： AD 1790-1830 G. 現代極大期（Modern Maximum）： AD 1950〜現在
圖5.4-1 近一千年大氣 δ14C（‰）變化
（作者：Leland Mclnnes，資料來源：IntCal_04）
A. B. C. D. E. F. G.
A.
B.
C.
D. E.
F. G.
Dalton Minimum
可能是因為太陽活動減弱，導致大陸和大洋之間的溫度差異減小（因為陸地比熱 較海洋小），東亞夏季風強度減弱，從大洋形成的水氣團較難搬運到陸地，所以 大陸的降水量亦減少的緣故（Wang et al., 2005）。故在此前提下，S1S 較重的 δ18O 值將會對應到較小TSI 的時間段，從圖 5.4-2 也可發現兩者具有很高的相關性，
以下將會依序從現代到過去 2500 年，找出較重要的區段討論兩者之間的對應 性：
1. AD 1950〜現在：由太陽活動紀錄顯示該時期為現代極大期（Modern Maximum）。照上述推論此時間段的 δ18O 應該要偏輕，但是 S1S 的紀錄卻 是急遽偏重，且δ13C 亦出現此情形，其變化幅度超越過去 2500 年以來的紀 錄。經過觀察S1S 的表層便可發現，其表面 1mm 以內的紋層顏色是灰黑色 的和整根石筍有很大的不同，而且Hendy test 的結果亦顯示此段為動力學分 餾，不適合作為氣候指標。或許代表人類進入無名洞，擾亂洞內空氣系統，
導致同位素無法達到平衡分餾，而且無名洞附近在近50 年也有礦場的開發，
排出的受汙染的地下水至無名洞亦是十分有可能的原因之一。因此本段穩定 同位素紀錄不具氣候代表性，但卻能指示人類活動的痕跡。
2. AD 1645〜1800：由太陽活動紀錄顯示該時期為蒙德極小期（Maunder Minimum）和道爾頓極小期（Dalton Minimum）。本段 δ18O 偏重的時期明顯 晚於蒙德極小期，但δ13C 變重的時間點卻和蒙德極小期發生的時間一致，
δ18O 和 δ13C 沒有完全相應的原因是： δ18O 因為雨量效應只會代表降雨量，
但δ13C 主要反映的是植被密度或種類的變化，而植物不只受降雨量也受溫
B. 也有可能是蒙德極小期和道爾頓極小期兩個年代相近的太陽極小期同 時影響S1S 穩定同位素趨勢變化，而 S1S δ18O 因為紀錄解析度較差的 緣故，無法同時反映此兩個極小期的影響。
C. 在最近四百年來的氣候或許和太陽總輻照度的相關性減低，人類數量 的增加和工業的發展可能成為控制當地氣候及降雨量變異的主因。
3. AD 1450〜1570：由太陽活動紀錄顯示該時期為史波勒極小期（Spörer Minimum）。此區段δ18O 和 TSI 的對應是支撐 S1S 年代建立正確性最重要的 基礎，史波勒極小期由TSI 紀錄可知，是在近 2500 年來變化最明顯且時間 跨度最長（達120 年）的太陽活動極小期，剛好對應到 S1S δ18O 值最明顯 偏重的谷，也再次確定當TSI 偏小時，會導致中國東北地區雨量減少，當地 石筍的δ18O 紀錄偏重。
4. AD 1280〜1350：由太陽活動紀錄顯示該時期為沃夫極小期（Wolf Minimum）。
該區段的δ18O、δ13C 和 TSI 彼此的對應結果良好。
5. AD 1100〜1250：由太陽活動紀錄顯示該時期為中古極大期（Medieval Maximum）。但是該區段δ18O 偏輕的時間大概只有維持 80 年，在約 AD 1100 為δ18O 值最重的谷，而這個谷對應的應是 AD 1040-1080 的歐特極小期（Oort Minimum），兩曲線峰谷形狀不同和偏移的原因可能也是 S1S 在年代建立上 的誤差或穩定同位素紀錄上解析度的差異。
6. AD 630〜730：由 TSI 紀錄顯示該時期亦為一太陽活動極小期，δ18O 和 δ13C 也都偏重，但變化幅度並不如最近1000 年以來大，原因如之前討論所述，
8. AD -420〜-300：由太陽活動紀錄顯示該時期為一明顯的極小期，δ18O 並無 明顯變化而δ13C 則可觀察到偏重的情形，但由於 S1S 底部紋理和上半部有 所不同，其年代還原可能不如上部優秀，所以δ18O 和 TSI 對應性不佳。但 若觀察S1S 的外觀便可發現在 8.2mm 處具一道明顯裂隙，或許代表該時期 相對乾燥造成碳酸鈣不易沉澱而疏鬆，故此沉積構造亦指示著TSI 於此時間 段是相對微弱的。
整體而言，S1S 的 δ18O 及 δ13C 變化和 TSI 有良好的對應性，尤其是在近千 年以來，S1S 的 δ18O 和 δ13C 與 TSI 變化幅度皆較明顯，容易觀察並作出詳細討 論，若彼此有對應較差的區段也可解釋為 S1S 沉積速率的差異，讓年代建立的 誤差容易被釐清，同時此部分的討論亦指示中國東北地區的古氣候深受太陽活動 的影響。另外，由於太陽活動也會影響中國東北的氣溫，所以應該再度探討溫度 效應是否會影響 S1S 的 δ18O 值。從討論 5.2 的溫度效應部分得知，當大氣溫度 上升1°C 時，δ18O 會變重 0.28‰，所以說當 TSI 較小時，中國東北的氣溫較低，
S1S 的 δ18O 若因為溫度效應將會變輕（變負），但是實際情形由圖 5.4-2 可知，
當TSI 較小時對應到 S1S 的 δ18O 反而較重，和溫度效應的結果正好相反，這也 再次說明中國東部地區石筍的δ18O 變化主要是紀錄雨量效應而非溫度效應。