全新世早期微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與Sr/Ca比值反映之臺灣西南部古環境

全文

(1)全新世早期微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與 Sr/Ca 比值反映之臺灣西南部古環境 Early Holocene Paleoenvironment of SW Taiwan Inferred from Oxygen-Carbon Stable Isotopes and Sr/Ca ratios of Coral Porites Skeleton. 碩士畢業論文 Master Thesis 林重燁 Chung-Yeh Lin 國立臺灣師範大學 National Taiwan Normal University 地球科學系 Department of Earth Sciences 中華民國一百零八年八月 August, 2019 學科領域：地質學 Subject: Geology.

(2) 摘要全新世早期微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與 Sr/Ca 比值反映之臺灣西南部古環境林重燁國立臺灣師範大學地球科學研究所指導教授：米泓生博士共同指導教授：王士偉博士. 本研究分析採自臺灣西南部阿公店珊瑚礁岩芯（長約 2.4 公尺；U-Th 定年 8986 ±28～7870±29 yr BP）中微孔珊瑚（Porites；成分為霰石）生長較為連續之部分，進行穩定碳氧同位素以及 Sr/Ca 比值成分分析，以重建全新世早期臺灣西南部地區之古環境。珊瑚標本以 X 射線照相以確定主要生長軸方向；之後沿生長軸以電鑽微取樣（間距 1mm），進行穩定碳氧同位素以及 Sr/Ca 比值之分析。標本氧同位素數值範圍介於-3.36‰～-6.64‰ （V-PDB），平均值為-5.18‰±0.72‰（1；N=1634）。根據穩定氧同位素數值變化可觀察到 106 個震盪，其震幅約 0.5~1‰。而 Sr/Ca 比值分析以每 1cm 為間距取樣，共分析 169 個標本，為追求數據的完整性，本研究額外挑選 2 點以每 1mm 為間距多做取樣（N=18），也以氧同位素震盪之峰值部分去做 Sr/Ca 比值分析（N=50）以了解季節之最高及最低溫度，其數值介於 8.27mmol/mol～9.79mmol/mol 之間，平均值為 9.09mmol/mol±0.39mmol/mol（1； N=237），發現主要共可分為九個區段。而碳同位素數值範圍為 0.79～-4.75‰，平均值為-1.40‰±0.82‰（1 ；N=1634），與氧同位素並無明顯的相關性。. I.

(3) 年代由老至年輕，若根據微孔珊瑚之 Sr/Ca 比值溫度轉換公式，其溫度的震盪可分為九個階段：第一段（8700 yr BP），平均溫為 32.3℃（N=8）；第二段（8640 yr BP），平均溫為 22.3℃（N=22）；第三段（8595 yr BP），平均溫 25℃（N=30）；第四段（8525 yr BP），平均溫為 21.3（N=40）；第五段（8400 yr BP），平均溫為 24.4℃（N=19）；第六段（8350 yr BP），平均溫為 20.9℃（N=58）；第七段（8220 yr BP），平均溫為 30℃（N=20）；第八段（8200 yr BP），平均溫 21.4℃ （N=17）；第九段（8090 yr BP），平均溫為 29.6℃（N=23）。將所得溫度代入 Shen（1996）之海溫與海水氧同位素轉換公式，便可推得該時期之海水氧同位素數值範圍介於-2.0～2.0‰，夏季與冬季平均值分別為-0.3（N=71）及 0.4‰ （N=44），比現今臺灣西南部實測之冬、夏海水氧同位素數值大。而若假設當時海水氧同位素值為 0.5‰，則整體海水氧同位素反映出全新世早期臺灣西南部沿海地區當時夏季季風較現今強，降水量較現今為多的現象。本研究之碳同位素與氧同位素數值並無明顯的相關性，但整體來看碳同位素數值自 8700 yr BP 至 8090 yr BP 有逐漸變大的趨勢，或許顯示出當時日照量逐漸變強，使珊瑚之光合作用更旺盛的現象。而整體珊瑚碳同位素的低值逐漸變大，振幅則逐漸變小，可能表示冬季日照量有增加的趨勢。. 關鍵字：微孔珊瑚、穩定碳氧同位素、古環境、鍶/鈣比值、全新世早期. II.

(4) ABSTRACT Early Holocene Paleoenvironment of SW Taiwan Inferred from Oxygen-Carbon Stable Isotopes and Sr/Ca ratios of Coral Porites Skeleton. Chung-Yeh Lin Department of Earth Sciences, National Taiwan Normal University Advisor: Dr. Horng-Sheng Mii Co-advisor: Dr. Shih-Wei Wang. For reconstructing paleoenvironment of southwestern Taiwan during Early Holocene, this study analyzed stable carbon and oxygen isotopes and Sr/Ca ratios of coral Porites reef core (2.4m long; U-Th dated 8986±28 to 7870±29 yr BP) collected in Agongdian area, southwestern Taiwan. After making sample clean and affirming that the sample was mainly composed of aragonite, X-Ray method was applied to determine the main growth direction of coral. Coral carbonate powder was micro-sampled along the main growth direction for stable isotope and Sr/Ca ratio analyses. For stable carbon and oxygen isotope analysis, the distance between adjacent sample points is one mm. 18O values of coral Porites range from -3.4‰ to -6.6‰ (V-PDB) with an average 18O value of -5.2±0.7‰ (1； N=1634). Based on the fluctuation of 18O values, One hundred and six oscillations with amplitudes between 0.5 and 1.0‰ were observed. For Sr/Ca ratio analysis, sample powder was picked every 1cm and a total of 169 sample points was collected. Extra 50III.

(5) sample points between two peaks of 18O values are picked up to analyze Sr/Ca ratio with the purpose of finding out the maximum and minimum temperature. Sr/Ca ratios are between 8.3mmol/mol and 9.8mmol/mol and the mean Sr/Ca ratio is approximate 9.1±0.4mmol/mol (1；N=237). Nine stages of temperature can be divided bared on Sr/Ca records. 13C values of coral skeletons are from -4.9‰ to 0.8‰ and the average 13C value is about -1.4±0.8‰ (1；N=1634). There is no significant correlation between 13C and 18O values. In ascending order, temperature fluctuation can be divided into nine stages by temperature inferred from Sr/Ca ratio of coral Porites. The mean temperature in the first stage (8700 yr BP) was approximately 32.3℃ (N=8) and followed by the average temperature of 22.3℃ (N=22) in the second stage (8640 yr BP). It increased to 25℃ (N=30) in the third stage (8595 yr BP), then declined around 4℃ (N=40) in the fourth stage (8525 yr BP), and was followed by the increase to 24.4℃ (N=19) in the fifth stage (8400 yr BP). The mean temperature in the sixth stage (8350 yr BP) and seventh stage (8220 yr BP) was approximately 21℃ (N=58) and 30℃ (N=20), respectively. It decreased to 21℃ (N=17) in the eighth stage (8200 yr BP), then raised again to 30℃ (N=23) in the final stage (8090 yr BP). After that, calculated temperature is substituted into SST-18Oseawater transformation formula (Shen et al., 1996). The results show that calculated 18Oseawater values range from -2.0‰ to 2.0‰. The mean 18Oseawater values of summer and winter are -0.3‰ ( N=71) and 0.4‰ (N=44) respectively. In comparison with measured modern SW Taiwan 18Oseawater, the calculated 18O values of early Holocene seawater is greater than those of present. However, assuming that the mean 18Oseawater values was 0.5‰ in early Holocene, a strengthened summer monsoon and the high precipitation in Southwestern Taiwan during Early Holocene is inferred.. IV.

(6) In this study, there is no significant correlation between stable carbon and oxygen isotopes, and the consistency is quite different in different periods of time. However, in general, stable carbon isotope values increased gradually from 8700 to 8090 yr BP, indicating that sunlight was getting stronger and stronger during the time period studied. Moreover, the increasing of the lowest 13C values and the decreasing of amplitude between the lowest and highest 13C values during the period of time may indicate that the photosynthesis activities of symbiotic algae of coral was more and more stronger in corresponding to strengthening of sunlight in the winter.. Keywords: Coral Porites, stable carbon and oxygen isotopes, Sr/Ca ratio, paleoenvironment, Early Holocene.. V.

(7) 目錄頁碼中文摘要………………………………………………………………………......... II 英文摘要………………………………………………………………………….. III 目錄…………………………………………………………………………............. VI III 圖目………………………………………………………………………….……..... V VIII 表目……………………………………………………………………….………...VIII XII 第一章、緒論…………………………………………………………………….......1 1 1.1 前言………………………………………………………………………...……1 1 1.2 全新世早期之古環境研究…………………………………………….…..……4 4 1.3 造礁珊瑚之同位素與微量元素分析…………………………………...………8 8 1.3.1 珊瑚骨骼 δ18O 之環境應用…………………………………….…...………10 10 1.3.2 珊瑚骨骼 Sr/Ca 比之環境應用…………………………………...….….….11 11 1.3.3 珊瑚骨骼 δ13C 之環境應用…………………………………...……….…....13 13 1.4 研究目的………………………………………………………………....……13 13 第二章、研究地點、材料與研究方法………………………………………………14 14 2.1 研究地點與材料……………………………………………………………….14 14 2.2 研究方法…………………………………………………………………….....16 17 2.2.1 前處理………………………………………………………………………..16 17 2.2.2 U-Th 定年分析……………………………………………………………....16 17 2.2.3 穩定碳氧同位素分析………………………………………………………..17 17 2.2.5 Sr/Ca 比值分析…………………………………………………………...….17 18 第三章、結果與討論………………………………………………………………..19 20 3.1 X-Ray 分析結果………………………………………………………………19 20 3.2 拉曼光譜儀分析結果………………………………………………………...19 20 VI.

(8) 3.3 U-Th 定年分析結果………………………………………………………..20 21 3.4 U-Th 定年與珊瑚生長紋變化………………………………………………..22 23 3.5 氧同位素與 Sr/Ca 比值分析結果………………………………………….…24 25 3.6 珊瑚 Sr/Ca 比值估算出之海水溫度…………………………………………26 27 3.6.1 臺灣西南地區 8700～8090 yr BP 之表層海水溫度變化……………….2829 3.7 海水氧同位素之估算……………………………………………………...…35 36 3.7.1 臺灣西南地區 8700～8090 yr BP 之海水氧同位素變化……………...….38 39 3.8 珊瑚骨骼氧同位素估算之海水溫度………………………………………...45 46 3.8.1 陸源沉積物影響之 Sr/Ca 比值…………………………………………..…47 48 3.9 臺灣西南地區 8700～8090 yr BP 之碳同位素變化………………………...50 51 第四章、結論………………………………………………………………………..52 53 參考文獻資料..………………………………………………………………………53 54 附錄一、AGD-2 岩芯分析區間之 Porites 珊瑚 δ18O、δ13C、Sr/Ca、Sr/Ca 換算之海溫、海水估算之氧同位素。…………………………………….………….…70 71 114 附錄二、AGD-2 岩芯 Porite s珊瑚之 U-Th 定年結果…………..….……..…..113. VII.

(9) 圖目圖. 頁碼. 圖 1.1 全球珊瑚分布圖，主要分布於南北緯 30°之間（NOAA Ocean Service Education）。…………………………………………………...……………………22. 圖 1.2 世紀級（century-scale）的珊瑚記錄位置。（NOAA National Centers for Environmental Information）………………………………………………………2 2. 圖 1.3 中國全新世氣溫階段劃分及其與北大西洋冷事件對比。a.集成序列累積氣溫距平（Hou et al., 2011）； b.集成序列：藍色粗線-3 點平滑序列，黑色線-原始序列（Hou et al., 2011）； c. Ge 序列（Ge et al., 2003）； d.北大西洋冷事件（Bond et al., 2001）；綠色為冷事件，橘色為暖事件。………………………………5 5. 圖 1.4 珊瑚的構造。（取自 Veron, 1993）……………………………...….…9. 9. 圖 2.1 臺灣西南部 8000~6000 yr BP 海岸線變遷與古地理變動（Yang, 2016）。紅色星號為岩芯點位。……………………………………………………........…1515. 圖 2.2 本研究之材料：微孔珊瑚，頂底為鈾釷定年結果，年代介於 8986±28 ~7870±29 yr BP。……………..…………………………………………….…….15 15. 圖 2.3 （A）研究區域及岩心點位圖。紅色星號為岩芯點位，黃色圓點為中央氣象局彌陀浮標海溫資訊。（B）研究區域地質圖（中央地質調查所）。….....16 16. 圖 2.4 實驗方法及流程圖。………………………………………………..…..1919 VIII.

(10) 圖 3.1 研究標本拉曼光譜儀分析結果與霰石及方解石結果比較。證明本研究之 Porites 珊瑚無受到成岩作用影響。……………………………………..…….22 20. 圖 3.2 標本分析資料圖及 X 光結果。紅框為 U-Th 定年點（N=6），橘點為拉曼光譜儀分析點（N=5），黃色線為取樣路徑，紅色點為取樣點（以 1cm 為間距作圖）。…………………………………………………………….……………..…2122. 圖 3.3 南海 Porites lutea、Porites lobata X 光骨骼照片（Sun et al., 2008），與本研究 X 光珊瑚骨骼片段生長紋比較圖，黃線及紅線為採樣路徑。（A）：南海鐘形微孔珊瑚骨骼（Porites lutea）。（B）南海團塊微孔珊瑚（Porites lobata）。（ C ）南海團塊微孔珊瑚（ Porites lobata ）。（D ）本研究之珊瑚骨骼片段。………………………………………………………………….…….……..2424. 圖 3.4 標本之 X-Ray 相片、氧同位素（藍線）（N=1634）、碳同位素（綠線）（N=1634）、Sr/Ca 比值（紅線）（N=237）。紅色圓點為 U-Th 定年點，黃色箭頭為取樣及生長方向，灰色線為間隙。標本骨骼氧同位素震盪週期上所標記之數字表年分。中間粉藍及粉色框為依照 Sr/Ca 比值作分段討論區域，共分為九段。…………………………………………………………………..…….…….2626. 圖 3.5 根據本研究 Sr/Ca 比值代入不同海水表面溫度轉換公式之海水表面溫度範圍，粉色框為珊瑚適宜生長之海水溫度範圍（18~30℃）。………………….2727. IX.

(11) 圖 3.6 由鍶鈣比值溫度方程式（de Villierset al., 1994），所推算之海水表面溫度與珊瑚骨骼氧同位素之比較圖。粉色、淺藍框為根據 Sr/Ca 換算海溫之分段區域，共分為九段，紅色圓點為實際 U-Th 定年點，橘色圓點為利用內插法所推得之年代，藍色斜線框為彌陀浮標現代海溫數值範圍。…………………………….3030. 圖 3.7 臺灣西南部之表層海水溫度 8700～8090 yr BP 與現今海水溫度分布圖。菱形為夏季均溫，圓形為年均溫，三角形為冬季均溫。………………..…….33 33. 圖 3.8 東亞及西赤道太平洋地區古海水表面溫度與現今同地區海水表面溫度隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均值。所有地區古海水表面溫度資料皆為 Porites 珊瑚 Sr/Ca 比值所推算。…………….……..…..3535. 圖 3.9 利用鍶鈣比值換算之海溫經轉換方程式（Shen, 1996）所得出海水氧同位素數值。粉色、淺藍框為分段討論區域，藍斜框為臺南七股養殖場現今海水氧同位素範圍（張世安，2019），黑色虛線為利用西南太平洋深海岩芯之浮游性有孔蟲推估當時海水氧同位素（Stott, 2004），紅色圓點為實際 U-TH 定年點，橘點為利用內插法所得之年代。……………………………………………………….3838. 圖 3.10 Ninno and Emery（1961）、Nitani（1972）對臺灣海峽夏季與冬季的研究觀點。………………………………………………………………….......…….4040. 圖3.11 臺灣西南部地區四季雨量與海水鹽度對照表。雨量資訊來自中央氣象局阿公店測站（2014～2018），地區海水鹽度來自科技部海洋學門資料庫測站（1985 ～2019）。……………………………………………………………….……...4141. X.

(12) 圖 3.12 臺灣西南部之表層海水溫度 8700～8090 yr BP 與現今海水溫度分布圖。菱形為夏季平均海水氧同位素，圓形為年平均海水氧同位素，三角形為冬季平均海水氧同位素，綠色虛線為推估當時海水氧同位素 0.54‰。……………….4343. 圖 3.13 海水氧同位素與 Sr/Ca 比值隨年際間的變化趨勢，紅色線為海水表面溫度，綠色線為海水氧同位素，黑色虛線為 8500 yr BP 之海水氧同位素（0.54‰）， 45 海水氧同位素於黑色虛線之上則降水強，反之則蒸發旺盛。……………..…..45. 圖 3.14 由珊瑚氧同位素溫度方程式（Shen, 1996），所推算之海水表面溫度，海水氧同位素以 0.54‰（Stott, 2004）代入。藍色斜線框為彌陀浮標現代海溫數值範圍。………………………………………………………………….…….…..4747. 圖 3.15 珊瑚氧同位素溫度方程式與 Sr/Ca 比值溫度方程式換算出海水表面溫度之對比圖。藍色斜線框為彌陀浮標現代海溫數值範圍。……………….……4747. 圖 3.16 利用 Shen（1996）之珊瑚氧同位素溫度方程式及 de Villiers（1994）之珊瑚 Sr/Ca 比值溫度方程式所估算之 Sr/Ca 比值與 ICP-OES 儀器測得之 Sr/Ca 比值數據比較圖。…………………………………………………………..…..……5050 圖 3.17 珊瑚標本碳同位素隨年際間的變化。………………………….…….5151. XI.

(13) 表目表. 頁碼. 表 1.1 長尺度珊瑚記錄之位置與描述（World Data Center for Paleoclimatology）。 ……………………………………………………………………………...….…3 表 1.2 珊瑚骨骼指標與環境因子的相關性（取自 Dunbar et al., 1992；. 3. 表相關. 性極高；○表相關性高）。……………………………………………..………..…99. 表 3.1 不同地點之 Sr/Ca 比值與 SST 轉換方程式（1~11 改自余采倫, 2007）。 ……………………………………………………………………………….…...2828. 表 3.2 Sr/Ca 比值換算海水表面溫度之分段討論數據。……………….……3030. 表 3.3. 估算之海水氧同位素之分段討論數據。……………………………..4242. XII.

(14) 第一章、緒論 1.1 前言近年來溫室效應與聖嬰現象影響人類生活的幅度日漸廣大，全球變遷議題因而受到廣泛的重視，現代人對此已視為相當重要的研究課題，人們關心的不再只是近幾天的氣象變化，對於長期的氣候變動，也越來越多人討論，而欲了解未來氣候變動的趨勢最可行的辦法之一，就是研究過去氣候的循環規律。過去是通往未來的一把鑰匙，研究全球氣候變遷的學者亦希望藉由古氣候資料分析來建立氣候模擬，再依此模擬預測未來的氣候變化趨勢。因整個地球系統受到不同的因子影響，造成全球氣候的變化，會影響人類的生活環境及生活方式，了解臺灣的古氣候對生存於臺灣的我們來說，或許可得知在全球氣候變遷的情況下對臺灣會有什麼影響。可記錄氣候資訊的自然材料甚多，陸地上有樹木年輪、洞穴石灰岩、黃土、湖泊沉積物、冰芯等；海洋中則有海洋沉積物中的有孔蟲、鐵錳氧化物、珊瑚、貝類等，而珊瑚在解析度上可達到以月、週為單位；在空間上，可廣布至全世界的熱帶大洋（圖1.1），而在各熱帶大洋也有許多長尺度珊瑚重建古氣候的紀錄（圖1.2；表1.1），故珊瑚是研究古氣候與古環境的重要地質材料（Beck et al., 1997; Correge et al., 2000; Gagan et al., 1998； McCulloch et al., 2003）。這些氣候記錄代用指標各有其獨特的紀錄特性及運用的局限性，然而地球有百分之七十為海洋，在絕大部分的氣候模式中，海水表面溫度（SST, Sea Surface Temperature）是一個非常重要的參數，因其間接或直接影響了其他的氣候因子變化，如濕度、大氣之水氣含量、大氣反射率、氣溫、雲層覆蓋量及海洋和大氣環流的模式等，其中熱帶與亞熱帶地區的高溫海水提供了大量的水氣及熱量，因此更易造成劇烈的大氣對流，影響大氣能量的重新分配，故其海水表面溫度的變化，更對全球氣候變遷有著重大的影響（Cole, 2003）。 1.

(15) 圖 1.1 全球珊瑚礁分布圖，主要分布於南北緯 30°之間（NOAA, Ocean Service Education）。. 24. 22 21. 23. 圖 1.2 世紀級（century-scale）的珊瑚記錄位置（NOAA, National Centers for Environmental Information）。. 2.

(16) 表 1.1 長時間尺度珊瑚記錄之位置與描述。（取自 World Data Center for Paleoclimatology） Region Tropical Pacific. South Pacific. Eastern Indian. Western Indian. Red Sea. Site. Location. Reference. 7°N,82°W. Linslet et al., 1994. 276. 10. 1708-1984. 2.Urvina Bay, Galapagos. Ecuador. 0°,91°W. Dunbar et al., 1994. 347. 1. 1607-1953. 3.Clipperton Atoll, French Polynesia. 10°N,109°W. Linsley et al., 2002a. 100. 12. 1894-1994. 4.Kiritimati Atoll,Kiribati. 2°N,157°W. Evans et al., 1999. 56. 12. 1938-1994. 5.Palmyra Atoll,USA. 5°N,162°W. Cobb et al., 2001. 112. 12. 1886-1998. 6.Maiana Atoll,Kiribati. 1°N,173°E. Urbam et al., 2000. 155. 12. 1840-1995. 7.Tarawa Atoll,Kiribati. 1°N,172°E. Cole et al., 1993. 96. 12. 1894-1990. 8.Nauru. 0°,166°E. Guiderson & Schrag, 1999. 98. 4. 1897-1994. 9.Laing Island,Papua New Guinea. 4°S,145°E. Tudhop et al., 2001. 109. 4. 1884-1993. 10.Madang Lagoon,Papua New Guinea. 5°S,145°E. Tudhope et al., 2001. 112. 4. 1880-1993. 11.Cebu,Philippines. 10°N,124°E. Pätzold, 1986. 117. 1. 1864-1980. 24.Jirisan National Park,Korea. 35°N,127°E. Seo et al., 2019. 152. 1. 1864-2015. 12.Rarotonga,Cook Islands. 21°S,159°W. Linsley et al., 2000b. 270. 12. 1727-1997. 13.Espiritu Santo,Vanuatu. 15°S,167°E. Quinn et al., 1996. 172. 4. 1806-1980. 14.New Caledonia. 22°S,166°E. Quinn et al., 1998. 335. 4. 1658-1993. 15.Great Barrier Reef,Australia. 15-22°S, 145-153°E. Lough and Barners, 1997. 237. 1. 1746-1982. 16.Abraham Reef,GBR,Australia. 22°S,153°E. Druffel and Griffin, 1999. 349. 1. 1638-1986. 21.Amédée Island, New Caledonia. 22°S,166°E. Kristine et al., 2012. 351. 12. 1649-1999. 17.Ningaloo Reef,Australia. 22°S,114°E. Kühnert et al., 2000. 116. 6. 1879-1994. 18.Houtman Abrolhos,Australia. 28°S,113°E. Kühnert et al., 1999. 199. 6. 1795-1994. 23.Houtman Abrolhos,Australia. 28~32°S, 113~115°E. Grove et al., 2013. 301. 12. 1708-2008. 19.Mahe,Seychelles. 5°S,56°E. Charles et al., 1997. 148. 12. 1847-1995. 20.Malindi Reef,Kenya. 3°S,40°E. Cole et al., 2000. 194. 1. 1801-1994. 22.Antongil Bay,Masagascar. 15°S,50°E. Grove et al., 2003. 301. 12. 1708-2008. 21.Ras Umm Sid,Egypt. 28°N,34°E. Felis et al., 2000. 244. 6. 1751-1996. 1.Gulf of Chiriqui, Panama. 3. No. of years Samples/ year. Range.

(17) 1.2 全新世早期之古環境研究全新世，在國際地層年代被定義為距今 11700 年到現在，近年來，根據高分辨率的格陵蘭冰芯氧同位素紀錄，將新仙女木事件（Younger Dryas）結束氣候迅速變暖的年齡作為全新世的開始。從冰期週期的尺度來看，全新世為時間最近的一個間冰期，有學者認為其氣候複雜並根據北半球的冰川進退劃分了全新世以來的 4 個冰期（Denton & Karlen, 1973），並認為全新世氣候比孢粉以及海洋沉積物所記錄的變化複雜，且這些變化似乎遵循著千年尺度的變化模式。但相反的，後來的一些證據更多傾向於全新世氣候相對穩定，少有證據表明全新世期間經歷過冰期發生的千年尺度氣候突然變化，根據格陵蘭冰芯氧同位素顯示，除了 12000 年前新仙女木事件和 8200 年前後發生的降溫事件外，全新世時期的氣候基本上沒有多大的變化（ Broecker, 1994； deMenocal, 2001）。全新世早期（11500~8800 yr BP）屬於波動升溫期，氣溫總體特徵較現在略低，波動大。在新仙女木事件結束後，氣溫迅速上升，約由氣溫距現今平均值（15°C）的-3°C 上升至 11300 yr BP 的-0.5°C，約在 10300 yr BP 時又回升至現代水平，此後氣溫則維持與現今相符，但波動頻繁，期間也發生許多冷暖事件，有 11000 yr BP、9800 yr BP、9200yr BP、8900 yrBP、 8200 yr BP 等冷事件；暖事件則主要發生在 8600 yr BP 前後（Hou et al., 2011；圖 1.3）。. 4.

(18) 圖 1.3 中國全新世氣溫階段劃分及其與北大西洋冷事件對比。a.集成序列累積氣溫距平（Hou et al., 2011）； b.集成序列：藍色粗線-3 點平滑序列，黑色線-原始序列（Hou et al., 2011）； c. Ge 序列（Ge et al., 2003）； d.北大西洋冷事件（Bond et al., 2001）；綠色為冷事件，橘色為暖事件。. 經由米蘭科維奇循環的軌道效應週期（Milankovitch, 1941），導致自末次冰盛期（Last Glacial Maximum；26500~20000 yr BP）以來，北半球的日照量逐漸增加，在 15000~6000 yr BP 之間，因當時北半球的夏季時地球位於近日點位置，且地軸與黃道面之交角較現今大 1˚，導致北半球夏季日照量增加而冬季日照量減少（Kutzbach et al., 1984； Renssen et al., 2012），而在 9000~8000 yr BP 之間北半球太陽輻射夏季增強 8％，冬季減少了 8％（COHMAP, 1988； Berger & Loutre, 1991）。而全新世早期（9000~7800 yr BP）的北半球中高緯度氣候因受到小冰期的影響，使得全新世大暖期晚了 1000~2000 年，氣候模擬顯示出約 8200 yr BP 開始夏季日照量增加，使得 5.

(19) 七月溫度逐漸升溫，至 8050~7550 yr BP 到達了最大值，之後便一路降溫至工業革命前，期間溫差達到了 2°C（Renssen et al., 2012）。全新世早期南海的浮游性有孔蟲氧同位素之差值（溫躍層水種-表層水種）較全新世中晚期大，反映出全新世早期東亞夏季季風增強與降雨量增加所導致表層水層化，而熱帶西太平洋全新世中晚期的氧同位素差值較全新世早期大，詹明達（2009）假設西太平洋的間熱帶輻合帶的平均位置可能有逐漸向南遷移的趨勢，導致熱帶西太平洋暖池南緣之降雨逐漸增加，表層水層化亦逐漸增強；相對的，南海的表層層化則逐漸減弱。而西南太平洋之 MD81 深海岩芯利用浮游性有孔蟲海溫、鹽度、海水氧同位素之重建結果顯示出海水表面溫度自一萬年以來下降了 0.5°C（29.5~28.9°C），鹽度則下降了 1.5 psu，氧同位素數值也下降了 0.5~0.6‰（Stott et al., 2004）。中國東南方的董哥洞石筍之氧同位素，自全新世以來也呈現逐漸變重的趨勢，反映全新世早期夏季季風強，降雨量多，氣候較為溫暖潮濕的特徵，但夏季季風強度隨著時間越靠近現代而遞減，雨量也隨之減少（Dykoski et al., 2005）。而浮游性有孔蟲換算之 SST 自全新世早期也有逐漸升溫之趨勢，至 6000 yr BP 逐漸穩定達至與現代海溫相當（Wang et al., 1999）。在熱帶大西洋 Cariaco 海盆沉積物中主要反映陸源物質受降雨沖刷至海洋的鈦含量，自全新世以來，Cariaco 海盆沉積物的鈦含量逐漸減少，顯示出陸源沖積物輸送減少，反映降雨量逐漸降低的現象（Haug, 2001）。位於以色列中北部的 Soreq Cave 洞穴沉積物氧同位素紀錄也指出自末次冰盛期氧同位素數值大幅度的變小，期間經過新仙女木事件後，自約 8000 yr BP 開始逐漸變大，顯示出全新世早期夏季季風盛於現代（Bar-Matthews et al., 1999）。位於中國北方的安凅里淖湖，其湖泊岩芯（AGL-2010）顯示出自 11000 yr BP 沉積量逐年增加至出現 8200 年降溫事件氣候變乾冷其溫度有下降後又逐漸升高至約 6000 yr BP 才逐漸下降，岩芯記錄也指出 TOC（%）自 11000 yr BP 達至最高值至 7000 yr BP 才逐 6.

(20) 漸下降（Li & Liu, 2018）。其北半球日照量（65°N）也呈現相同的趨勢（Berger & Loutre, 1991），中國東北方蓮花洞石筍氧同位素紀錄（Dong et al., 2015）、中國西北方山寶洞石筍氧同位素紀錄（Dong et al., 2010）、中國貴州北方石高洞石筍氧同位素紀錄（Jiang et al., 2012）、中國和尚洞石筍氧同位素紀錄（Hu et al., 2008）、中國青海湖花粉紀錄（Chen et al., 2016），皆反映了全新世早期氣候較中晚期還要潮濕。 Huang 等人（1997）利用南中國海（South China Sea）深海岩心之浮游、底棲性有孔蟲之動物源性傳遞函數（faunal-derived transfer function）以及現代模擬技術（Modern Analog Technique）推論出全新世夏季溫度為在穩定的 28.8℃，接近於現代值，但冬季溫度卻有持續上升的情況，有機 Uk37 換算之 SST 反映出自全新世早期冬季溫度逐漸升高，與末次冰盛期差了 1~3℃，顯示出東北季風的增強。而臺灣頭社盆地花粉資料反映出 8000 yr BP 至 7800 yr BP 屬於較冷乾的氣候，孢子百分比也在 8000 yr BP 至 7200 yr BP 降至低值（Liew et al., 2006），孢子屬蕨類植物，適宜潮濕溫暖環境，百分比降低則表示氣候轉為冷乾的特徵。珊瑚（Porites）Sr/Ca 比值紀錄顯示全新世早期南灣地區的 8100 yr BP SST 冬季溫度為 19~20℃，夏季溫度為 28~29℃，研究指出夏天比現代暖 1℃；冬天比現代冷 2℃，冬夏兩季溫差為 7~9℃，現代則為 6℃，其解釋為日照量的不同，而年平均 SST 則比現今低了 0.3℃，若只考慮到珊瑚生長速率則顯示出 8000 yr BP 之夏季比現代長，換算之海水氧同位素也指示出夏季降雨較強（Shen et al., 1996），而位於西南太平洋的休恩半島珊瑚（Porites）則顯示出全新世早期（8920 yr BP；7370 yr BP）SST 比現代 Porites 換算之 SST 溫度還要低 2~3℃（McCullich et al., 1996）。. 7.

(21) 1.3 造礁珊瑚之同位素與微量元素分析珊瑚是指能分泌碳酸鈣質骨骼或骨針的刺胞動物（Cnidaria），身體呈輻射對稱，由外而內分別由外皮層（ectodermis）、中膠層（mesoglea）及胃皮層（gastrodermis）組成（圖 1.4）。1933 年地質學家馬廷英即發現古生代珊瑚的年生長率與海水溫度有關（Ma, 1933, 1934），並說明各地質時代的珊瑚在赤道地區年層變化不明顯，而在緯度較高的亞熱帶，因季節變化明顯，珊瑚就有明顯的年層變化。利用年層的明顯與不明顯即可推出古赤道位置，其證明了各地質時代的赤道是移動的，因而詳細說明了古大陸位置與它們漂移的蹤跡，直接證明了魏格納的大陸飄說（Ma, 1943）。目前全世界約有六千餘種珊瑚（Barnes, R.D., 1987; Lalli & Parsons, 1995 ），在眾多的珊瑚種類中，地質學家所感興趣的為石珊瑚目（Scleractinia），因石珊瑚具有建造外骨骼的能力，這些碳酸鈣質骨骼，蘊藏了豐富的環境資訊。廣泛分布於熱帶及亞熱帶淺海中的珊瑚，其骨骼在生長堆積的過程中同時記錄了當時周圍海水的化學成分，會跟生存海水中的物理環境與化學環境相關（表 1.2），且造礁珊瑚生存年代長、生長連續，因此利用造礁珊瑚進行古環境研究的發展已廣泛被應用（Weber & Woodhead, 1970, 1972； Weber, 1973; McConnaughey, 1989ab； Druffel et al., 1989； Beck et al., 1992）。其中塊狀群體珊瑚如微孔珊瑚（Porites）因其質地緻密，抗水流能力強，耐沉積物覆蓋且具有明顯的生長輪可供定年，是最常用來研究環境變遷的工具（Felis & Pätzold, 2004）。. 8.

(22) Ectodermis Mesoglea a Gastrodermis Zooxanthellae. Costa. Septa Dissepiments. Columella. 圖 1.4 珊瑚的構造（取自 Veron, 1993）。. 表 1.2 珊瑚骨骼指標與環境因子的相關性。（取自 Dunbar et al., 1992；◎ 表相關性極高；○ 表相關性高）指標. δ18O. 環境因子海表溫度. 鹽度. ◎. ○. 營養鹽. 日照量. ○ ○. δ13C, Δ14C Sr/Ca. ◎. Ba/Ca. ○. ◎. Cd/Ca. ○. ◎. ○. ○. ○. Mn/Ca 紫外線螢光 (UV Fluorenscence) 生長速率. 逕流. ○ ○. ○ 9. ○. ○.

(23) 1.3.1 珊瑚骨骼 δ18O 之環境應用在達到同位素平衡的條件下，生物生成的碳酸鈣殼體之氧同位素（δ18O）成分可反映出其生長環境周遭的海水溫度及水體氧同位素數值的效應，且很早就被利用來當水體溫度的代用指標（Epstein et al., 1953），海水溫度每升高 1°C，軟體動物殼體（腹足綱、雙殼綱等）δ18O 數值每少 0.22‰。珊瑚得到的範圍值則為 0.18~ 0.26‰/1°C（Epstein et al., 1953），然而因其骨骼中的 δ18O 值還會較明顯受到其生理效應的影響，使之比預期海水平衡值低（2-5‰）（Land et al., 1975； McConnaughey, 1989a），但若在採樣時沿著珊瑚的最大生長軸進行取樣，這種偏低的效應對於同一種屬的珊瑚而言近於定值（Weber & Woodhead, 1972）。因此利用沿著珊瑚最大生長軸方向採樣的 δ18O 值紀錄，可以追蹤珊瑚生長環境周圍的海水溫度狀況，且解析度是可以達到以月甚至週為單位的高解析度（Fairbanks & Dodge, 1979； Dunbar & Wellington, 1981； Pätzold, 1984； McConnaughey 1989a； Shen et al., 1996）。在知道珊瑚生長水體氧同位素數值的條件下，珊瑚骨骼的 δ18O 數值可以反映生活之水體溫度（Epstein et al., 1953； Fair & Matthews, 1979； Dunbar & Wellington, 1981），因此眾多的研究都利用珊瑚骨骼 δ18O 數值，以 18. O-SST 的轉換方程式，重建其生長地區的海水溫度（Gagan et al., 1994,. 1998； Shen et al., 1996； Suzuki et al., 1999； Kiyama et al., 2000）。一般來說，熱帶海洋區域因其年溫差極小，其骨骼中氧同位素值之變化主要反映此區域的水文變化，如蒸發、降雨、或河水的注入，可能會造成海水氧同位素值的顯著變化。利用此特性，在某些具有相當穩定的水文或是具有詳細溫度記錄的地區，珊瑚骨骼的氧同位素值可用來監控水文的狀況（Cole et al., 1990； McCulloch et al., 1994； Gagan et al., 1998）。. 10.

(24) 1.3.2 珊瑚骨骼 Sr/Ca 比之環境應用海水中有許多種類的二價陽離子，如鈣、鎂、鍶和鋇等，這些離子也會進入珊瑚骨骼中成為主要、次要或微量元素，而珊瑚骨骼的 Sr/Ca 比值被廣泛的認為是良好的水體溫度計，其骨骼之 Sr/Ca 比值和其生成當時的水溫，呈線性反比例的關係（Weber, 1973； Smith et al., 1979； Quinn & Sampson, 2002; Fallon et al., 2003; Corrège, 2006）。但因 Sr/Ca 比值對溫度的敏感性太小（0.8%/℃）（Schrag, 1999），小於早期的技術所能達到的分析精確度，故未受到重視。直到 1992 年 Beck 等人使用了熱離子源質譜法（TIMS, Thermal ionization mass spectrometry）來改善 Sr/Ca 比值法的分析技術，提升分析精確度達±0.03％（2σ），相對應的溫度解析度可達±0.05℃ （Beck et al., 1992）。但因 TIMS 測量涉及了過於耗時的樣品製備以及分析程序，1999 年 Schrag 等人便使用電感耦合電漿體原子發射光譜法（ICP-AES, Inductively coupled plasma atomic emission spectroscopy），使每天可超過 180 次的分析，精確度優於±0.2％（2σ），溫度解析度為±0.3℃，也同時使得此方法再度被重視，並開始迅速發展廣為採用在古海洋研究上（Guilderson et al., 1994； McCulloch et al., 1994； McCulloch et al., 1999； Shen et al., 1996； Alibert & McCulloch, 1997； Schrag, 1999； Gagan et al., 2000）。此外 Sr/Ca 比值亦可以利用來作為追蹤水團的代用指標，尤其是在有湧升流的地區，由於深層水體與表層水體的 Sr/Ca 比值差異較大，故可利用 Sr/Ca 比值重建水團混合的狀況（Shen et al., 2005b）。即使珊瑚 Sr/Ca 比溫度計被視為最可靠的古溫度記錄器之一，但在應用之前，仍必需有些基本假設（鍾全雄等人，2008）： 1. 因鍶及鈣在海洋中的滯留期為百萬年以上（Broecker & Peng, 1982），在所重建的時間範圍，海水 Sr/Ca 比值是恆定的。 2. 古代珊瑚生理作用與現代相同。. 11.

(25) 3. 不同區域的海水 Sr/Ca 比相同。 4. 不同珊瑚個體所得出鍶、鈣溫度計相同。 de Villier 等人（1994）發現不同屬珊瑚需要個別建立其溫度計方程式；而在不同區域之海水，其 Sr/Ca 比值也有些微差別，最好是用珊瑚骨骼與其生活海水間之 Sr/Ca 比值之分配係數—D〔Sr/Ca〕來取代濃度比值（Shen et al., 1996）。因此，利用珊瑚 Sr/Ca 比做為水體的溫度計時，仍需多加考慮其他影響的因素，包括選定適合的種屬、選定利用該種屬以及同地區或類似地區所推得之 Sr/Ca-SST 轉換方程式、海水之鍶鈣比值變化、觀察地區水文狀況等，才能得到較為準確的水體溫度。海水本身的 Sr/Ca 比值變化，一般假設過去的十萬年內海水本身 Sr/Ca 比值變化相當穩定（Broecker et al., 1982； Beck et al., 1992），然而 Stoll 等人（1998）建立之模式，及沈川洲等人於底棲性有孔蟲的分析結果顯示（Shen et al., 1999），海水本身之 Sr/Ca 比值在海平面迅速變化時期會隨著海水面的升降而變化（1~3‰），雖其造成影響之幅度的正確性仍值得商議，但進行以珊瑚化石研究古環境時，仍需考慮此因素之影響。目前所建立之珊瑚 Sr/Ca 比值溫度計方程式所用主要為團塊微孔珊瑚（Porties lobata； Beck et al., 1992； de Villiers et al., 1994； Shen et al., 1996），然而亦有使用鐘形微孔珊瑚（Porites lutea； Shen et al., 1996），但因珊瑚化石的表面保存不易，所採集之標本僅能分辨其為微孔珊瑚，無法分辨為鐘形（P. lutea）或團塊（P. lobata），所幸此溫度計種間差異並不大（Shen et al., 1996）。. 12.

(26) 1.3.3 珊瑚骨骼 δ13C 之環境應用影響珊瑚骨骼碳同位素變化的環境因子相當複雜且繁多，在環境信號方面通常很難被解釋，因其涉及了同位素分異作用，以及一些生物的生理效應等。主要影響珊瑚骨骼碳同位素數值的環境因子包含了：（1）海水同位素的組成（Nozaki et al., 1978）；（2）珊瑚骨骼的幾何形狀以及生長速率（例如：珊瑚頂與其側面的關係）（Land et al., 1975； McConnaughy, 1989）；（3）珊瑚內共生藻的光合作用（Weber, 1974； Goreau, 1977； Fairbanks & Dodge, 1979； Swart, 1983； McConnaughey, 1989）；（4）呼吸作用以及珊瑚食性的影響（Grottoli & Wellington, 1999； Grottoli, 2002）。一般而言，珊瑚骨骼碳同位素最常被用來當作其共生藻的光合作用強弱指標，因其在行光合作用時會先將較輕的碳同位素數值來進行光合作用，使之在形成碳酸鈣骨骼時，只能使用較重的碳同位素來進行合成，而會影響珊瑚光合作用強弱的環境因素則包含日照量的多寡、水中供應共生藻營養鹽的濃度以及海水的溫度等，而日照量的影響又包含了雲層的覆蓋量，太陽輻射強弱等影響。也由於樣本在分析時難以排除其他眾多的影響因子，亦無法進行定量的分析，故珊瑚骨骼碳同位素目前對現生標本的討論與應用較多（Sun et al., 2008），在古環境的重建上仍未有太大的進展。. 1.4 研究目的全新世為自末次冰盛期以來逐漸開始升溫的時期，期間經歷了不少冷暖事件，而全新世早期於臺灣的珊瑚記錄甚少，屬百年以上的珊瑚記錄在全世界更是不多，本研究希望藉由此百年紀錄的珊瑚標本，結合高解析度的分析珊瑚骨骼形成時所記錄之碳氧同位素以及 Sr/Ca 成份，重建全新世早期臺灣西南部之海溫與水文變化，了解本研究區域的環境變遷，以及提供未來進行環境變遷研究，臺灣全新世早期珊瑚記錄之參考資料。 13.

(27) 第二章、研究地點、材料與研究方法 2.1 研究地點與材料本研究區域地層為高雄石灰岩（陳秉範，1949），其包含更新世地層之上的石灰岩體，包括壽山、半屏山、大崗山、小崗山與鳳山丘陵等地。石灰岩以生物碎屑為主，少部分為原地生長礁體。生物碎屑以珊瑚、貝殼與藻類為主，其沉積於古亭坑層、崎頂層之上，故可能受到些泥岩的沖積影響（陳文山等，2016）。古亭坑層為極厚層的泥岩，局部夾有薄層且側向延伸性差的薄砂岩，並形成廣大的惡地地形，孫習之（Sun, 1965）將其分為三段：古亭坑層段、雞南山段及石尖段，分布於臺南左鎮至高雄燕巢之間。岩性以塊狀泥岩為主，亦夾有沙泥岩互層及砂岩層，由於泥岩岩質鬆軟，雨季時表面逕流會在泥岩上沖刷成許多沖蝕溝。林朝棨於 1963 年將此區全新世晚期下部之沉積物命名為阿公店層和阿公店珊瑚礁，並表示：「地層發育於小崗山南端附近之阿公店溪河床上和其右岸，並指出此地層沉積於海水清澄之岩石質海中，因海進沿阿公店溪侵入陸地，當時之海底出露頭嵙山期之小崗山珊瑚石灰岩，所以阿公店珊瑚礁非整合覆蓋於小崗山珊瑚礁石灰岩之上」。而在 8000 yr BP 臺灣西南部屬於海進時期，臺南、高雄地區才得以有珊瑚礁生長，直至約 6000 yr BP 才開始逐漸海退，使臺灣西南部地區平原逐漸擴大至今（圖 2.1 ； Chen et al., 2005; Yang, 2016 ）。. 14.

(28) 圖 2.1 臺灣西南部 8000~6000 yr BP 海岸線變遷與古地理變動（Yang, 2016）。紅色星號為岩芯點位。. 本研究材料由國立自然科學博物館王士偉博士提供，為其採自臺灣西南部阿公店珊瑚礁岩芯（編號：AGD-2）（圖 2.2；2.3）（長約 2.4 公尺； 8986±28 ~7870±29 yr BP）中微孔珊瑚（Porites）生長較為連續之部分，進行穩定碳氧同位素以及 Sr/Ca 比值成分分析，以重建全新世早期臺灣西南部地區之古環境。. 8986 ± 28 yr BP (-13.156 ~ -13.169 m). 7870 ± 29 yr BP (-10.799 ~ -10.812 m). 圖 2.2 本研究之材料：微孔珊瑚，頂底為鈾釷定年結果，年代介於 8986±28 ~7870±29 yr BP。 15.

(29) (A). (B) 小崗山. 岡山區. 岩芯採集位置台地堆積層全新世 (沙、礫石及泥). AGD-2. 燕巢區燕巢區. 沖積層第四紀 (沙、礫石及泥) 古亭坑層更新世 (沙泥岩互層夾石灰岩) 大崗山石灰岩更新世 (珊瑚礁石灰岩). 阿公店溪. 圖 2.3 （A）研究區域及岩芯點位圖。紅色星號為岩芯點位，黃色圓點為中央氣象局彌陀浮標海溫資訊。（B）研究區域地質圖（中央地質調查所）。. 16.

(30) 2.2 研究方法 2.2.1 前處理（1）將岩芯中挑選之保存良好的微孔珊瑚切下，將其切片為厚度約為 1 公分，總長度約為 2.4 公尺。（2）利用洗牙機將其表面雜質去除乾淨並自然風乾。（3）清洗過後之樣本以拉曼光譜儀（Raman spectrometer）分析其礦物組成。（4）將珊瑚標本進行 X-ray 照相，以辨認其生長紋與主要生長軸的位置及方向，以利進行連續取樣分析（圖 2.4）。. 2.2.2 U-Th 定年分析以手持式小鋸片取出約 0.5 克樣本，送至臺灣大學地質科學系高精度質譜儀實驗室以 MC-ICP-MS（Multiple-collector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry）（型號：Neptune）進行 U-Th 定年分析（圖 2.4）。. 2.2.3 穩定碳氧同位素分析清洗且風乾之標本，以電鑽沿生長軸方向每 1mm 等間距進行連續取樣。其所得之碳酸鈣粉末，置於同位素分析之反應瓶中，放入 Gilson 自動分析儀，於 90℃與 100％之磷酸（H3PO4）反應，其所產生之 CO2 以 Micromass IsoPrime IRMS 進行穩定碳氧同位素分析。本研究採用國際標準試樣 NBS-19（δ13C=1.95‰,. δ18O=-2.20‰）將同位素數據校正至國際 V-PDB. 標準，碳氧同位素的精密度分別為 0.03‰ 與 0.06‰ （1σ; N=1054）（圖 2.4）。. 17.

(31) 2.2.4 Sr/Ca 比值分析將標本以電鑽沿生長軸方向每 1cm 等間距進行連續取樣，再挑選幾個氧同位素數值之震盪峰值點分析。其所得之碳酸鈣粉末置於分析試管中並加入 5%硝酸溶解，經感應耦合電漿發射光譜儀 ICP-OES （inductively couple plasma optical emission spectrometry）之霧化器霧化後形成霧狀細粒藉由載流霧體（氬氣）送入電漿焰炬，再經由高頻無線電波感應耦合電漿的加熱，使霧狀樣品受熱而起一系列的去溶劑、分解、原子化/離子化及激發等反應。由待測元素受激發的原子或離子所放射出之光譜線，經光柵分光產生各特定波長的發射譜線，並由光電元件 CID（Charge-injection Detector）偵測，即可對各元素進行定性及定量分析（圖 2.4）。. 18.

(32) 圖 2.4 實驗方法及流程圖。. 19.

(33) 第三章、結果與討論 3.1 X-Ray 分析結果 AGD-2 岩芯中的珊瑚切片以表面光及 X 光拍攝，再依其骨骼生長路徑做取樣，其中頂底（-10.8 m~-11.0 m；-13.0 m~-13.2 m）生長路徑不明顯，故不做分析（圖 3.2）。. 3.2 拉曼光譜儀分析結果 AGD-2 岩芯中，Porites 珊瑚以非破壞性經拉曼光譜儀分析其礦物組成，其骨骼組成礦物為霰石（N=5），表示標本保存良好且沒有受到成岩作用再結晶影響，故其定年分析、微量元素分析、穩定同位素分析結果均可反映其標本生長時期之環境訊號，可以用來進行古環境之重建（圖 3.1）。. 圖 3.1 研究標本拉曼光譜儀分析結果與霰石及方解石結果比較。證明本研究之 Porites 珊瑚無受到成岩作用影響。. 20.

(34) 3.3 U-Th 定年分析結果本研究 U-Th 定年共計有 6 個點，珊瑚頂底發育年代為 8986±28 yr BP~7870±29 yr BP，假設珊瑚生長連續不間斷，其總發育年代持續約 1100 年，而期間 4 次定年結果分別為 8709±34 yr BP、8342±71 yr BP、8156±36 yr BP 及 8305±410 yr BP（因接近泥質部分，樣品過髒不易清洗造成誤差值大）。而因頭尾珊瑚生長骨骼在 X 光下顯示不清楚，本研究則採取中間兩段區域進行微量元素以及穩定同位素分析（AGD-2；-13.00m~-11.00m），其生長時間為 8709±34 yr BP~8305±410 yr BP（8156±36 yr BP）（圖 3.2）。. 21.

(35) -13.20 m. Bottom 8709±34 BP. Top AGD-1. AGD-2. -13.00 m. 8986±28 BP AGD-3. -13.00 m. -12.00 m. 8342±71 BP. 8156±36 BP. AGD-4. AGD-5. 8305±410 BP. -12.00 m. -11.00 m. -11.00 m. 7870±29 BP cm -10.75 m 0. 5. 10. 圖 3.2 標本分析資料圖及 X 光結果。紅框為 U-Th 定年點（N=6），橘點為拉曼光譜儀分析點（N=5），黃色線為取樣路徑，紅色點為取樣點（以 1cm 為間距作圖）。 22.

(36) 3.4 U-Th 定年與珊瑚生長紋變化珊瑚的環境因素會影響珊瑚生長的速度，其中一個最重要的因素是陽光，在陽光充足的環境下，其鈣化速度可以是陰天的兩倍（Barnes, R.S.K. & Hughes, 1999），本研究珊瑚平均年生長率為 1.46 cm，最大值為 2.3 cm，與南灣現生微孔珊瑚年生長率差不多（Shen, 1996），而根據氧同位素震盪週期來看，可發現其位於高溫的點位皆比冬天還要來的多，冬天整體呈現為 V 字型的峰波，表示於冬天時珊瑚生長速度較慢，或是停止生長。而從珊瑚骨骼之 X 光照片判斷，此珊瑚有明顯的明暗交界，但也有少部分其生長紋並不明顯，若以深色細紋當作年與年間的交界，據此判斷此珊瑚標本共有約 112 年的紀錄，而薄高密度的暗紋主要於夏末形成（Hudson et al., 1976； Dodge et al., 1992），但也有南海鐘形微孔珊瑚研究指出其高密度的暗紋在春季出現，低密度的在冬季出現，且高密度之暗紋較低密度生長紋厚（Sun et al., 2008），而本研究屬高密度之暗紋較低密度生長紋還要薄，且珊瑚骨骼紋路與 Sun 等人研究之團塊微孔珊瑚骨骼紋路較相似，而其團塊微孔珊瑚骨骼在季節上的變化較鐘形微孔珊瑚不明顯（圖 3.3）。以 X 光判定珊瑚骨骼年齡（112 年）與鈾釷定年（550 年）方式有出入，因此珊瑚標本自岩芯鑽取，而珊瑚在生長過程中可能會有停止生長、長歪、斷裂亦或白化死亡等情形而造成骨骼紀錄的缺失，且骨骼也並非剛好取至最大生長軸而有此誤差發生。. 23.

(37) 圖 3.3 南海 Porites lutea、Porites lobata X 光骨骼照片（Sun et al., 2008），與本研究 X 光珊瑚骨骼片段生長紋比較圖，黃線及紅線為採樣路徑。（A）：南海鐘形微孔珊瑚骨骼（Porites lutea）。（B）南海團塊微孔珊瑚（Porites lobata）。（C）南海團塊微孔珊瑚（Porites lobata）。（D）本研究之珊瑚骨骼片段。 24.

(38) 3.5 氧同位素與 Sr/Ca 比值分析結果本研究珊瑚標本穩定氧同位素以每 1mm 為間距取樣，共分析 1634 個樣本，其數值介於-3.36‰~-6.64‰，平均值為-5.18‰±0.72‰（1σ；N=1634）（圖 3.4），而採樣區間可辨別之季節性的震盪周期約有 106 個，表示本次分析結果至少為 106 年之記錄，且可發現震盪峰低的部分（氧同位素高）紀錄點較高峰（氧同位素低）的點位還要來的少，形成 V 型波峰，表示在溫度低的時期珊瑚生長可能較為緩慢。氧同位素平均最高值與平均最低值分別為-3.87‰（N=106）和-6.01‰（N=106）。106 年的週期震盪中，標本年生長率介於 0.5cm/yr~2.3cm/yr，年平均生長率為 1.46±0.36cm（1σ），而因岩芯底部年代較老之珊瑚骨骼生長路徑在前半段 X 光下顯示較短且不連續，故可發現其氧同位素震盪週期在有間隙的影響下則不明顯。影響珊瑚骨骼 Sr/Ca 變化的因素主要為生長周圍之水溫變化及海水本身的鍶鈣比值，其也可視為表層海水溫度變化的一次函數。本研究 Sr/Ca 比值先以每 1cm 為間距取樣，共分析 169 個標本，再額外挑選 2 區間以每 1mm 為間距多做取樣（N=18），也以氧同位素震盪之峰值部分去做 Sr/Ca 比值分析（ N=50 ）以了解季節之最高及最低溫度，其數值介於 8.27mmol/mol~9.79mmol/mol 之間，平均值為 9.09mmol/mol±0.39mmol/mol （1σ；N=237）（圖 3.4），Sr/Ca 數值平均最高值與平均最低值分別為 9.70mmol/mol 和 8.42mmol/mol，根據 Sr/Ca 比值的特性，本珊瑚岩芯主要可分為九個區段。. 25.

(39) -7.00 -6.50 -6.00 -5.50 -5.00 -4.50 -4.00 -3.50 -3.00. 1.. 1.. 2.. 2.. 3.. 3.. 4.. 4.. 5.. 6.. 6.. 5.. 7.. 7.. 8.. 8.. 9.. 9.. 圖 3.4 標本之 X-Ray 相片、氧同位素（藍線）（N=1634）、碳同位素（綠線）（N=1634）、Sr/Ca 比值（紅線）（N=237）。紅色圓點為 U-Th 定年點，黃色箭頭為取樣及生長方向，灰色線為間隙。標本骨骼氧同位素震盪週期上所標記之數字表年分。中間粉藍及粉色框為依照 Sr/Ca 比值震盪作分段討論區域，共分為九段。上方紅框為因顯示夏季有較多的紀錄，推測當時夏季有較長特徵之震盪週期。. 26.

(40) 3.6 珊瑚 Sr/Ca 比值估算出之海水溫度珊瑚骨骼內的 Sr/Ca 比值與海水表面溫度（SST）有明顯的相關性，而在各地區不同種珊瑚有著不同的 Sr/Ca-SST 轉換方程式（表 3.1）。本研究將數據代入數種方程式驗算後，發現所轉換之海溫皆有不符合於珊瑚適宜生長範圍之溫度（18~30℃），為求海水溫度之準確及合理性，本研究採用較多數符合珊瑚適宜生長溫度範圍的 de Villiers（1994）於夏威夷 Porites lobata 珊瑚建立之溫度方程式（圖 3.5；橘線），其公式如下：. Sr/Ca（mmol/mol）= 10.956 - 0.07952 × SST（℃）. yr BP. yr BP. 圖 3.5 根據本研究 Sr/Ca 比值代入不同海水表面溫度轉換公式之海水表面溫度範圍，粉色框為珊瑚適宜生長之海水溫度範圍（18~30℃）。經公式換算可得最高溫為 34.3℃，最低溫為 15.2℃，平均溫度 23.9℃，平均夏季與冬季的溫度為 27.3℃和 21.9℃，平均年溫差為 5.4℃。本研究收集了研究區域內現今 2014~2018（2015 有缺失）年間中央氣象局彌陀浮標之逐日海溫資料，其 4 年平均冬、夏季海溫分別為 24.1 與 30.5℃，溫差為 6.4℃（圖 3.6）。 27.

(41) 表 3.1 不同地點之 Sr/Ca 比值與 SST 轉換方程式。（1~11 取自余采倫, 2007）不同地點 Sr/Ca=a*SST+b Ref.. a. b. Location. 1. de Villers et al., 1994. 10.956. -0.07952. Hawaii. 2. Shen et al., 1996. 10.286. -0.0514. Taiwan. 3. Mitsuguchi et al., 1996. 10.5. -0.0608. Ryukyu, Japan. 4. Alibert & McCulloch, 1997. 10.48. -0.0615. GBR, Australia. 5. Gagan et al., 1998. 10.73. -0.0638. Java & Australia. 6. Wei et al., 2000. 10.6. -0.0504. South China Sea. 7. Quinn & Sampson, 2002. 10.073. -0.052. Amédée, New Caledonia. 8. Felis et al., 2004. 10.783. -0.0597. Eilat, Red Sea. 9. Zinke et al., 2004. 10.348. -0.05. 10. Chiu, 1999. 10.429. -0.0542. Lutao, Taiwan. 11. Bo, 2004. 10.254. -0.0456. Lutao, Taiwan. 12. Morimoto et al., 2007. 10.77. -0.0665. Kikaigima, Japan. 28. Madagascar.

(42) 3.6.1 臺灣西南地區 8700~8090 yr BP 之表層海水溫度變化由本研究結果顯示，臺灣西南部地區（8700~8050 yr BP）之平均表層海水溫度為 25.2℃，夏季平均溫為 27.3℃，冬季平均溫為 21.9℃。而根據現代沿海彌陀浮標顯示（2014~2018），此研究區域海域平均海溫為 27℃，季節性溫差為 6.4℃（24.1~30.5℃），相較於現今中央氣象局海象測報中心彌陀浮標實測之平均海溫 27.0℃，本研究之平均海溫約低了 1.8℃，夏季平均海溫比現今低了 3.2℃，冬季平均海溫則比現今低了 2.2℃，整體顯示為一個降溫的趨勢。而南灣珊瑚化石（8100 yr BP）則顯示夏季比現今暖 1℃，冬季比現代冷 2℃（Shen, 1996），其冬季結果與本研究類似，但夏季本研究卻顯示為比現代海溫還要低的現象，推測可能為地區性及緯度的差異所造成。本研究將其海水表面溫度分為 9 個段落來做討論，以定年結果利用內插法來判定其年代分別為第一段（8700 yr BP）、第二段（8640 yr BP）、第三段（8595 yr BP）、第四段（8525 yr BP）、第五段（8400 yr BP）、第六段（8350 yr BP）、第七段（8220 yr BP）、第八段（8200 yr BP）及第九段（8090 yr BP），其整體趨勢主要為夏季有高低溫震盪的特徵。因 Sr/Ca 比值解析度沒氧同位素記錄高，故本研究以氧同位素之峰值所對照之 Sr/Ca 比值當作其海水表面溫度之冬、夏季溫度的指標，並根據氧同位素記錄震盪週期判斷其生長年數（圖 3.6）。. 29.

(43) SST δ18Ocoral δ18O（‰,V-PDB） 1.. SST（℃） 2.. 4.. 5.. 8595. 8525. 8400. 9.. 8.. 6.. 7.. 8350. 8220. Modern Value. 3.. 8709±34 0. 8700. 8342±71 8640. 8156±36 8200. 8090. 1800. Sample Number. 圖 3.6 由鍶鈣比值溫度方程式（de Villiers et al., 1994），所推算之海水表面溫度與珊瑚骨骼氧同位素之比較圖。粉色、淺藍框為根據 Sr/Ca 換算海溫之分段區域，共分為九段，紅色圓點為實際 U-Th 定年點，橘色圓點為利用內插法所推得之年代，藍色斜線框為彌陀浮標現代海溫數值範圍。. 表 3.2. Sr/Ca 比值換算海水表面溫度之分段討論數據。. 段落. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 現代. 年代(yr BP). 8700. 8640. 8595. 8525. 8400. 8350. 8220. 8200. 8090. 0. 夏季平均溫(℃). 32.7 23.4 29.3 22.4 27.9 23.1 31.6 22.6 32.6 (N=3) (N=5) (N=8) (N=17) (N=4) (N=12) (N=8) (N=7) (N=7). 30.5. 冬季平均溫(℃). 30.9 19.1 21.9 18.6 17.6 16.4 27.4 17.8 27.3 (N=3) (N=2) (N=7) (N=10) (N=3) (N=11) (N=3) (N=2) (N=3). 24.1. 平均溫(℃). 32.3. 22.2. 25.0. 21.3. 24.4. 20.9. 30.0. 21.4. 29.6. 27.3. 年溫差(℃). 1.8. 4.3. 7.4. 3.9. 10.3. 6.7. 4.2. 4.8. 5.3. 6.4. 生長週期(yr). 5. 9. 9. 19. 4. 16. 13. 14. 17. 30.

(44) 第一段（8700 yr BP），平均溫為 32.3℃ （N=8），夏季均溫為 32.7℃ （N=3），冬季均溫為 30.9℃（N=3），年溫差為 1.8℃，根據氧同位素震盪週期可識別為 5 年的生長週期，此階段冬、夏季平均溫皆在 30℃以上且年溫差小，但生長年數較短，可能有接續著更早之前的古氣候特徵；第二段（8640 yr BP），平均溫為 22.3℃（N=22），夏季均溫為 23.4℃（N=5），冬季均溫為 19.1℃（N=2），年溫差為 4.3℃，生長週期 9 年，此段冬、夏季均溫整體降了約 10℃，年溫差也升高，生長年數較前段還要長；第三段（8595 yr BP），平均溫 25℃（N=30），夏季均溫 29.3℃（N=8），冬季均溫 21.9℃（N=7），年溫差 7.4℃，生長週期 9 年，此段為冬、夏季皆有升溫階段，夏季平均升溫了 5.9℃，冬季升溫了 1.8℃，年溫差也較高，其生長年數則和前段相同；第四段（8525 yr BP），平均溫為 21.3（N=40），夏季均溫 22.4℃（N=17），冬季均溫 18.6℃（N=10），年溫差 3.9℃，生長週期 19 年，此段因生長週期較長，故紀錄了較多的冬、夏季數量，整體屬於一個降溫的階段，夏季降了 6.9℃，冬季降了 3.4℃；第五段（8400 yr BP），平均溫為 24.4℃ （N=19），夏季均溫為 27.9℃（N=4），冬季均溫為 17.6℃ （N=3），生長週期 4 年，年溫差則來到最大的 10℃，此區段屬於一個升溫的階段，其年溫差來到了最大值；第六段（8350 yr BP），平均溫為 20.9℃ （N=58），夏季均溫為 23.1℃（N=12），冬季均溫為 16.4（N=11），年溫差為 6.7℃，生長週期為 16 年，此段屬降溫階段年均溫與冬季季溫最低的時期；第七段（8220 yr BP），平均溫為 30℃（N=20），夏季均溫為 31.6℃（N=8），冬季均溫為 27.4℃（N=3），年溫差為 4.2℃，生長週期為 13 年，這段屬升溫期，夏季平均升溫了 8℃，冬季升溫了 11℃；第八段（8200 yr BP），平均溫 21.4℃（N=17），夏季均溫 22.6℃（N=7），冬季均溫為 17.8（N=2），年溫差為 4.8℃，生長年代為 14 年，此階段屬降溫期；第九段（8090 yr BP），平均溫為 29.6℃（N=23），夏季均溫為 32.6℃（N=7），冬季均溫為 27.3℃ （N=3），年溫差為 5.3℃，生長週期為 17 年，此段屬於升溫期（表 3.2）。 31.

(45) 總體而言，此 106 個生長週期共可分成 4 個大尺度的震盪週期（圖 3.7），而其中第一段（8700 yr BP）及第五段（8400 yr BP），其年溫差為最小值的 1.8℃以及最大值 10.3℃，原因可能為紀錄的生長週期較短（5 年及 4 年），可供參考的海溫數據較少，導致有此溫差的出現。本研究 8700~8090 yr BP 顯示在臺灣西南部全新世早期海溫顯示其波動頻繁，年溫差變化若扣除生長週期較短的部分，則範圍為 3.9~7.4℃，推測因軌道誘導改變，在 8000~9000 yr BP 太陽輻射北半球夏季增強了 8%，冬季則減少了 8%，當時北半球日照量差異較現今大，而有比現今溫差（6.4℃）還要高的特徵出現（COHMAP，1988; Berger & Loutre, 1991），而 8.2 千年降溫事件在本研究則無明顯的記錄。. 32.

(46) 夏季平均溫年均溫冬季平均溫降溫趨勢升溫趨勢. （yr BP）. 圖 3.7 臺灣西南部之表層海水溫度 8700～8090 yr BP 與現今海水溫度分布圖。菱形為夏季均溫，圓形為年均溫，三角形為冬季均溫。. 33.

(47) 氣候模擬指出至 8200 yr BP 開始夏季日照量增加，使七月溫度逐漸升溫，至 8050~7550 yr BP 到達了最大值（Renssen et al., 2012），北非自 9000 yr BP 以來，其氣候模擬降雨量、模擬植被覆蓋量、JJA（June-July-August）於北緯 20°的日照量、薩哈拉的沉積物岩芯風積塵埃紀錄，皆也顯示出軌道影響導致當時夏季日照量比現今強，至 5500 yr BP 才有大幅度的下降至現今趨勢（Claussen et al., 1999；deMenocal et al., 2000），而位於南半球赤道西太平洋的休恩半島（Huon Peninsula），其 8900 yr BP 及 7400 yr BP 的微孔珊瑚紀錄，年平均溫分別為 24.2 與 22.9℃，顯示比現今還要低 2~3℃，雖北半球夏季日照量增加，但對赤道太平洋地區則有遲緩影響的跡象。若根據氧同位素震盪週期推估夏季珊瑚生長時間，有幾個震盪年顯示夏季有較多的記錄，推測當時的夏季有較長的特徵，分別為第 14、27、30、 40、41、51、52、68、74、86 年（圖 3.4），與 8100 yr BP 南灣微孔珊瑚利用生長速率推得結果相符（Shen, 1996）。環顧整個東亞及西赤道太平洋地區全新世早期至今（圖 3.8），9000~8000 yr BP 在此高解析度下顯示其波動頻繁，整體比現今海溫還要低，但也有幾個比現今還要高溫的時期，冬季屬較低溫與其他時期相比溫度範圍廣，直至 7000~6000 yr BP 才顯得較穩定。. 34.

(48) Huon. Leizhou. Modern. (McCullich et al., 1996). (Yu et al., 2005). (CWB). Kikai island. Nanwan. Kaohsiung. (Morimoto et al., 2005). (Sun, 1999). (T his study). Nanwan. Taoyuan. (Shen, 1996). (Wu, 2012). 夏季平均溫年均溫冬季平均溫. （yr BP）. 圖 3.8 東亞及西赤道太平洋地區古海水表面溫度與現今同地區海水表面溫度隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均值。所有地區古海水表面溫度資料皆為 Porites 珊瑚 Sr/Ca 比值所推算。 35.

(49) 3.7 海水氧同位素之估算影響珊瑚骨骼氧同位素變化的因素主要有：1.珊瑚本身的生理效應；2. 海水本身氧同位素的變化；3.珊瑚骨骼堆積時，其周圍海水之溫度變化。以生理效應來說，不同種屬之珊瑚，其生理效應所造成之氧同位素不平衡的效應不同，但對同一種屬來說，其效應固定（Weber et al., 1972），故由氧同位素討論古環境變化時，此效應可忽略不計。海水氧同位素變化本身則包含了幾個要素：海水蒸發、冰層消長、降雨或河水的注入等。而當冰帽消退時，因其融冰水之氧同位素變輕，故會造成全球海水之氧同位素會有變輕的趨勢。降雨、河水注入皆有此相同反應，然而若蒸發作用旺盛，因同位素分異作用影響，會使海水氧同位素呈現變重的趨勢（Hoefs, 2015）。全球氣候至末次冰盛期（LGM, Last Glacial Maximum）以來逐漸回暖，北半球的冰帽逐漸消退，至約七千年前形成與現今相同之情況（Blunier et al., 1995），而在九千年前至八千年前全球海水位約比現今低了 20 公尺（Rohde, 2005），推測若現今海水氧同位素為 0‰，則當時海水氧同位素則可能為 0.2‰（Bard et al., 1990）。珊瑚碳酸鈣骨骼之氧同位素可成為重建古環境的重要指標（Dunbar et al., 1981； McCulloch et al., 1994； Gagan et al., 1994； Morimoto et al., 2002），而珊瑚碳酸鈣骨骼中 SST（Sea Surface Temperture）與氧同位素數值和其生活的海水氧同位素有著相關性（Gagan et al., 1998； Shen, 1996）。本研究使用南灣現生微孔珊瑚所建立之轉換方程式（Shen, 1996），其轉換方程式如下：. δ18Owater = 0.409 ＋ 0.1886 × SST（℃）＋ δ18Ocoral. 其中，δ18Ocoral 為珊瑚碳酸鈣骨骼中所測得之氧同位素數值，δ18Owater 為珊. 36.

(50) 瑚生長環境之水體氧同位素數值，SST 則為 Sr/Ca 比值換算之海水表面溫度。此方程式建立之區域與本研究之地理位置較相近，且使用相同的珊瑚種屬，故本研究使用此方程式來推算古海水氧同位素數值。本研究換算之海水氧同位素數值為-1.97~1.98‰（圖 3.9），夏季與冬季平均值分別為-0.3 及 0.42‰，與現今臺南七股養殖場採集之海水氧同位素當作現代數據做為比較（張世安，2019），共計有兩個點位，其水標本採集年代為 2017 年 10 月~2019 年 1 月，扣除 2018 年 8 月因受颱風降雨影響的數值後，其夏季（6 月、7 月、8 月）平均值為-0.80‰，冬季（11 月、12 月、1 月）則為 0.23‰。與本研究珊瑚推得之海水氧同位素相比，珊瑚所得之地區海水氧同位素（冬季：0.42 ‰；夏季：-0.30‰）冬夏季皆較現今大約 0.5 至 0.2‰。. 37.

(51) δ18Osw（‰,VSMOW） 1.. 2.. 3.. 4.. 5.. 6.. 7.. 9.. 8.. Modern Value. 0.54. 8709±34 0. 8700. 8640 δ18Osw. 8156±36. 8342±71 8595. 8525. 8400. 8350. 8220. 8200. 8090. 1800. Sample Number. 圖 3.9 利用鍶鈣比值換算之海溫經轉換方程式（Shen, 1996）所得出海水氧同位素數值。粉色、淺藍框為分段討論區域，藍斜框為臺南七股養殖場現今海水氧同位素範圍（張世安，2019），黑色虛線為利用西南太平洋深海岩芯之浮游性有孔蟲推估當時海水氧同位素（Stott, 2004），紅色圓點為實際 U-Th 定年點，橘點為利用內插法所得之年代。. 38.

(52) 3.7.1 臺灣西南地區 8700~8090 yr BP 之海水氧同位素變化本研究所得之 8700~8090 yr BP 臺灣西南部地區海水氧同位素數值平均值為-0.25‰，冬季平均值為 0.42‰，夏季平均值為-0.30‰，與臺南七股實測之海水氧同位素冬夏平均值 0.23 與-0.80‰（圖 3.9）相比，都較現今實測值大。海水氧同位素可能受冰川體積與海水鹽度變化的影響（Epstein et al., 1953; Shackleton, 1974），且冰川體積變化會影響全球海水面變化，而在 8000 yr BP 全球海水面比現今還要低 20 公尺，表示說當時海水氧同位素要比現今的 0‰還要輕，可判定當時海水氧同位素為 0.2‰（Bard et al., 1990）。但因地區性的影響可能每個地區的全球海水氧同位素數值會有所差異，故本研究以西太平洋 MD81 深海岩芯利用浮游性有孔蟲測得之海水氧同位素當作當時全球海水氧同位素數值（Stott, 2004），其年代為 8875 yr BP~7875 yr BP，得知平均海水氧同位素數值為 0.54‰。年際間的海水鹽度改變有可能是因為地區水團的不同，或是蒸發降雨效應的改變所造成。Ninno 與 Emery（1961）、Nitani（1972）將臺灣海峽裡的海流區分為夏、冬兩個類型，夏季主要為東北向的海流，來源分別為高溫高鹽的黑潮支流（Kuroshio Branch Water, KBW）以及高溫、鹽度較黑潮水低的南海表層水（South China Sea Water, SCSW）。冬季時海峽東側仍為由南往北的黑潮支流，西側則是低溫低鹽的南向大陸沿岸水（圖 3.10）。根據科技部海洋學門資料庫（Ocean Data Bank）（紀錄時間：1985~2019 年）針對本研究區域（120.25°E, 22°N）現今的四季表層海水鹽度變化測量，本地區春、夏、秋、冬的海水鹽度分別為 34.2、33.7、34.0 及 34.4 ppt （圖 3.11），而鄰近的中央氣象局阿公店測站（與岩芯距離約 2km）的年雨量紀錄（2014~2018），年平均降雨量為 2070 mm/yr，主要降雨季節為 5 月至 9 月的梅雨季以及颱風。11 月至 3 月則降雨量低。此地區近 5 年冬 39.