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西太平洋MD05-2922岩芯18萬年以來有孔蟲碳氧同位素記錄

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Academic year: 2021

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(1)西太平洋 MD05-2922 岩芯 18 萬年以來 有孔蟲碳氧同位素記錄 Carbon and Oxygen Isotope Records of Core MD05-2922 from Western Pacific for the Past 180ka 碩士畢業論文. 劉峰榮 Feng-Jung Liu. 國立台灣師範大學 National Taiwan Normal University 地球科學研究所 Department of Earth Science. 中華民國九十八年七月 July, 2009 學科領域:地質學 Subject:Geology.

(2) 摘要 西太平洋 MD05-2922 岩芯 18 萬年以來 有孔蟲碳氧同位素記錄 (中華民國 98 年 7 月) 劉峰榮 國立台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:李孟陽博士. 本研究針對安通爪哇海底高原(Ontong Java Plateau)頂部MD05-2922 岩芯(4°59.28 S;156°08.80 E;水深1460公尺)進行底棲性有孔蟲 Cibicidoides wuellerstorfi穩定同位素分析,並對比Lisiecki and Raymo (2005)所提出之LR04標準曲線,建立了西赤道太平洋暖池中心18萬年以 來的氧同位素年代地層架構。 經由本岩芯與象徵南極中層水(Antarctic Intermediate Water, AAIW) 源區的MD97-2120岩芯的C. wuellerstorfi碳同位素相比,結果顯示兩者碳 同位素值於冰期較為接近,表示西太平洋地區冰期時受AAIW影響較強, 但過去研究認為冰期屬於AAIW生成較弱的時期,因此推估造成西太平洋 於冰期時受AAIW影響增強的原因,可能為太平洋其他水團同時在冰期減 弱,且減弱幅度較AAIW大,使得水體訊號得以傳送至西太平洋地區。 從印度-太平洋、南大西洋及亞南極區的岩芯記錄觀察,早冰消期普 遍存在浮游性有孔蟲碳同位素極小值的現象,其中東太平洋湧升流區的. i.

(3) 極小值記錄,被認為是 AAIW 增強的訊號,而西太平洋則被認為沒有明 顯的碳同位素極小值記錄出現,但由本岩芯表水及溫躍層種浮游有孔蟲 Globigerinoides sacculifer 與 Pulleniatina obliquiloculata 之碳同位素數值發 現,西太平洋地區於冰消期亦存在碳同位素極小值事件,而成因主要則 是受營養鹽突然增高或海水面上升,有機物大量進入海洋系統,造成海 水的碳同位素數值急遽下降的可能性較大。. ii.

(4) Abstract Carbon and Oxygen Isotope Records of Core MD05-2922 from Western Pacific for the Past 180ka (July, 2009) Feng-Jung Liu Department of Earth Sciences, National Taiwan Normal University Advisor: Dr. Horng-Sheng Mii Co-advisor: Dr. Meng-Yang Lee We have generated both benthic and planktonic foraminiferal oxygen and carbon isotope records of IMAGES (International Marine Past Global Changes Studies) core MD05-2922 from Ontong Java Plateau (4°59.28 S, 156°08.80 E, 263cm long, water depth 1460m). Based on the δ18O records of benthic foraminifera Cibicidoides wuellerstorfi, an age model is established for the past 180 ka. The circulation of Antarctic Intermediate Water is thought to make an important contribution to the global ocean–climate system, but the details of this interaction are not fully understood especially in western Pacific. Difference in δ13C values between core MD05-2922 and core MD97-2120 (near the source region) during glacial times were less than those during interglacial times indicating that the influence of AAIW increased during glacial times. However, it may not be due to the strengthened of AAIW but due to the weakened of other water masses in this region. The carbon isotope minimum event at the beginning of glacial terminations is a common feature record in planktonic foraminiferal carbon isotopic records. The δ13C minimum records in eastern equatorial pacific were thought due to the enhancement of formation of Antarctic Intermediate Water. Our carbon isotopic data of G. sacculifer and P. obliquiloculata appeared the same patterns during deglacial period. However, we inferred the events in western Pacific were cursed by abruptly increased nutrient or organic matters from continental shelf transported to ocean when sea level rises. iii.

(5) 致謝 光陰似箭,歲月如梭,舉目遙想入地質學門已七年矣,箇中滋 味譬如昨日。大學四年,感謝文化大學吳樂群老師的引領之恩,開 闊我對地質的視野,同時也讓我深刻體會到「飯桌上沒有解決不了 的事!」這般奧妙的人生大道理;碩士三年,感謝我的指導老師-米 泓生老師,不只在課業上悉心指導領我走入古氣候這塊領域,也在 生活上提供我額外打工的機會,使我在求學路上無後顧之憂;尤其 感謝北市教育大學李孟陽老師,讓我認識了有別於純地質的古海洋 領域,並在學習的路上不斷的提供我幫助,加上不辭勞苦的叮嚀, 對於論文的催生給了莫大的助力。 感謝穩同實驗室的成員-怡美、惠親、吃東西、楊綉、小鄭、鳳 嬌、呂老師、阿金、冠辰、昭緯在生活及學習上相互成長與扶持, 尤其對隨伺在側,適時給予幫忙的金金,由衷感謝;感謝台大的羅 立、志凱學長以及永翔等對於學業上的解惑與文獻的分享;感謝市 教大林小三、伊婷、俐敏、郁閔等在實驗上的幫助;感謝我的玩伴 莊胖子、票哥、劉小弟、賴特、輪子、葉文武以及壘球隊的大伙們。 最後感謝劉老爸、劉老媽含辛茹苦的栽培,我想告訴你們,我愛你 們!一路貴人甚多,族繁不及備載,汝等恩澤,劉某時刻銘記於心!. iv.

(6) 目錄. 頁碼 摘要 ....................................................................................................................i Abstract............................................................................................................ iii 致謝 ..................................................................................................................iv 目錄 ...................................................................................................................v 圖目 .................................................................................................................vii 表目 ............................................................................................................... xiii 第一章、緒論 ...................................................................................................1 1.1 前言.....................................................................................................1 1.2 研究區域及背景.................................................................................4 1.2.1 區域氣候與水文背景 ..............................................................4 1.2.2 南極中層水的水文背景 ........................................................10 1.3 研究目的...........................................................................................14 第二章、研究原理與方法 .............................................................................15 2.1 有孔蟲的穩定氧碳同位素...............................................................15 2.1.1 氧同位素意義 ........................................................................16 2.1.2 碳同位素意義 ........................................................................17 2.1.3 米蘭科維奇天文理論 .............................................................18 2.2 有孔蟲標本挑選與分析...................................................................20 2.2.1 樣本前處理 ............................................................................20 2.2.2 有孔蟲挑選 ............................................................................21 2.2.3 氧碳同位素分析 ....................................................................22 2.3 溶蝕效應代用指標之原理與方法...................................................22 2.3.1 碳酸鈣含量百分比 ................................................................22 2.3.2 粗顆粒沉積物重量百分比 ....................................................23 2.3.3 浮游性有孔蟲平均殼重 ........................................................24 第三章、研究結果 .........................................................................................25 3.1 年代架構之建立...............................................................................25 3.1.1 碳十四定年分析 ....................................................................25 3.1.2 氧同位素地層 ........................................................................27 3.1.3 Globigerinoides ruber (pink)生物末現面 ..............................32 3.1.4 時間序列分析 ........................................................................33 v.

(7) 3.2 有孔蟲穩定同位素分析結果...........................................................35 3.2.1 氧同位素分析結果 ................................................................35 3.2.2 碳同位素分析結果 ................................................................37 3.3 溶蝕作用代用指標之記錄...............................................................39 第四章、討論 .................................................................................................41 4.1 安通爪哇海底高原地區的溶蝕效應...............................................41 4.2 西太平洋冰期-間冰期的洋流變化 .................................................47 第五章、結論 .................................................................................................61 參考文獻 .........................................................................................................63 作者簡介 .........................................................................................................70. vi.

(8) 圖目. 圖. 頁碼. 圖 1-1、MD05-2922 岩芯與暖池位置圖。 ..........................................5. 圖 1-2、安通爪哇海底高原附近水深地形圖及區域洋流圖,☆為 MD05-2922 岩芯,箭頭為南赤道海流(SEC, South Equatorial Current)。(修改自 Guilderson et al. 2004) ............6. 圖 1-3、太平洋鹽度剖面圖。(修改自 eWOCE Gallery - Pacific ).....7. 圖 1-4、南太平洋海水剖面所示各水團分佈圖及 MD05-2922 岩 芯與 MD97-2120 岩芯所處水深位置。 .................................9. 圖 1-5、太平洋溫度剖面圖。(修改自 eWOCE Gallery - Pacific )...10. 圖 1-6、太平洋含氧量剖面圖。(修改自 eWOCE Gallery - Pacific )… ................................................................................................. 11. vii.

(9) 圖. 頁碼. 圖 3-1、MD05-2922 岩芯 C. wuellerstorfi 氧同位素値與採樣深度 作圖,並對比 Lisiecki and Raymo (2005)提出的 LR04 氧 同位素記錄標準曲線,架構出本岩芯的氧同位素地層。 .................................................................................................29. 圖 3-2、MD05-2922 岩芯 C. wuellerstorfi 氧同位素値對比 LR04 做圖,圖上黑色數字為氧同位素事件,三角標記為 14C 定年點。岩芯底部年代約為 180ka,共跨越二次冰期-間 冰期。 .....................................................................................30. 圖 3-3、MD05-2922 年代對深度做圖,方點為本岩芯所選取的年 代控制點,平均沉積速率為 1.47cm / ka。 .........................31. 圖 3-4、Globigerinoides ruber (pink)生物末現面之計量圖。..........33. 圖 3-5、(A)MD05-2922 底棲有孔蟲氧同位素時間序列與 LR04 標準曲線進行交叉頻譜分析的結果(B) MD05-2922 與 LR04 的相位圖。由圖中可知 MD05-2922 與 LR04 標準 曲線皆有明顯的 100ka、41ka、23ka 週期。......................34 viii.

(10) 圖. 頁碼. 圖 3-6、MD05-2922 多種屬氧同位素數值。....................................36. 圖 3-7、MD05-2922 多種屬碳同位素數值。....................................38. 圖 3-8、MD05-2922 岩芯之碳酸鈣含量百分比、粗顆粒沉積物重 量百分比以及 G. sacculifer 與 P. obliquiloculata 平均殼 重。 .........................................................................................40. 圖 4-1、MD05-2922 碳酸鈣含量百分比、粗顆粒重量百分比、沉 積速率及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖。..............................43. 圖 4-2、MD05-2922 浮游有孔蟲 G. sacculifer(灰色曲線)與 P. obliquiloculata(黑色曲線)的平均殼重,及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖,灰色色塊標示為冰期。 .................................45. ix.

(11) 圖. 頁碼. 圖 4-3、安通爪哇海底高原地區 P. obliquiloculata 平均殼重隨深 度變化圖(修改自 Broecker and Clark, 2001, 2003)。灰色 圓點為 MD05-2922 資料點,水平虛線為 Holocene 與 LGM 時的 lysocline 深度,垂直虛線為發生溶蝕作用時, 殼體的最大重量。 .................................................................46. 圖 4-4、MD05-2922 之 P. obliquiloculata 平均殼重與全新世及末 次冰期發生溶蝕的殼體重量。 .............................................46. 圖 4-5、MD05-2922 與 MD97-2120 之 C. wuellerstorfi 碳同位素 比較圖及 MD05-2922C. wuellerstorfi 氧同位素圖。 ..........48. 圖 4-6、(左)OJP 地區 C. wuellerstorfi 氧同位素隨深度變化圖 (右)OJP 地區 C. wuellerstorfi 碳氧同位素隨深度變化 圖。灰色為全新世資料,黑色為末次冰盛期資料,箭頭 代表同岩芯間全新世與末次冰盛期之間的同位素差 值。(修改自 Herguera et al. (1992)及 McCorkle et al. (1994))………………………………………… .....................50. x.

(12) 圖. 頁碼. 圖 4-7、MD05-2922 與 ODP806 之 C. wuellerstorfi 碳同位素比較 圖及 MD05-2922C. wuellerstorfi 氧同位素圖。 ..................52. 圖 4-8、MD05-2922 岩芯之浮游有孔蟲碳同位素值及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖。灰色曲線為 G. sacculifer,黑 色曲線為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII: termination II。 .......................................................................54. 圖 4-9、(上)MD05-2922 之 P. obliquiloculata 碳同位素值(中)ODP 1240 之 N. dutertrei 碳同位素值(下) MD05-2922 溫躍層 種與底水種的碳同位素差值;TI:termination I,TII: termination II。 .......................................................................56. 圖 4.10、MD05-2922 岩芯之浮游有孔蟲碳同位素及 Vostok 冰芯 pCO2 含量變化圖。灰色曲線為 G. sacculifer,黑色曲線 為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII:termination II。...........................................................................................59. xi.

(13) 圖. 頁碼. 圖 4.11、MD05-2922 岩芯之浮游有孔蟲碳同位素及表水與底水 的碳同位素差值。灰色曲線為 G. sacculifer,黑色曲線為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII:termination II。 .................................................................................................60. xii.

(14) 表目. 表. 頁碼. 表 3-1、MD05-2922 岩芯碳十四定年校正 ........................................26. 表 3-2、MD05-2922 岩芯年代控制點 ................................................27. 表 4-1、MD05-2922 與其他岩芯 MIS6 以來碳酸鈣含量百分比.....42. xiii.

(15) 第一章、緒論. 1.1 前言 多年來深海循環與水文史一直都是古海洋研究的焦點,因為深 海容積巨大,可儲存大量的熱能及溶解各種的氣體及鹽類,且當水 體流動的過程中,會將控制地球氣候系統的因子重新分配,因此深 海環境的改變被視為影響氣候變遷的控制要角(Matsumoto et al., 2002;Pahnke et al., 2008)。許多探討劇烈氣候變化發生原因的研究, 始終離不開驅動全球溫鹽環流的北大西洋地區(Bond et al., 1993; Rahmstorf, 1996),南半球水團的生成變化長久以來被認為是被動地 受北半球氣候變遷而衍生出的現象,但近來的觀察(Sloyan and Rintoul, 2001;Weaver et al., 2003),再加上數值與概念模式的推算 (Knorr and Lohmann, 2003;Saenko et al. 2003),認為南半球水團的 演變亦是造成氣候變遷的重要一環,其中南極中層水(Antarctic Intermediate Water, AAIW)的增強與減弱,會將上層海水的熱量與淡 水重新分配,因此在全球氣候變遷史佔極重要的角色(Keeling and Stephens, 2001;Sloyan and Rintoul, 2001;Weaver et al., 2003;Pahnke and Zahn, 2005)。. 1.

(16) Pahnke et al. (2008)利用赤道大西洋 MD97-2199 岩芯中的錳 核,分析其釹同位素發現南極中層水在末次冰消期有突然向北增強 的現象,此時北大西洋深層水(North Atlantic Deep Water, NADW)卻 呈現減弱的現象,且從南太平洋的岩芯記錄(Pahnke and Zahn, 2005) 觀察到此事件發生的同時,南太平洋海表溫則呈現變暖的記錄,說 明南極中層水與北大西洋深層水強弱變化與南半球氣候變化有高度 的關聯性。 位於西南太平洋可用以指示南極中層水源區古水文演變的 MD97-2120 岩芯,其冰消期的底棲有孔蟲碳同位素記錄變重反映水 體流通性變好,同樣記錄到南極中層水增強的情況,且發現南大洋 海表溫同時有變暖現象,說明太平洋高緯度區中層水之演變與氣候 變化有關(Pahnke and Zahn, 2005)。Bostock et al. (2004) 檢視位於南 極中層水源區 FR1/97 GC-12 岩芯自 30ka 以來的記錄,由浮游與底 棲有孔蟲兩者碳同位素紀錄觀察到末次冰盛期(Last Glacial Maximum, LGM)兩種屬間的差值為 1.1‰,冰消期間則減少到 0.4‰,到了全新世(Holocene)同位素差值又增大至 0.7‰,此記錄說 明冰消期南極中層水源區的海水流通性增加,亦反映南極中層水增 強,並將南極地區的氣候記錄傳至熱帶地區。. 2.

(17) Spero and Lea (2002) 分析東太平洋 TR163-19 岩芯溫躍層種有 孔蟲 Neogloboquarina dutertrei 的氧碳同位素,發現在冰消期間出現 碳同位素極小值的現象,由於東太平洋常年均有湧升現象的存在, 極小值事件的發生暗示著南極中層水在此時呈現增強的記錄。Pena et al. (2008) 同樣分析東太平洋溫躍層種有孔蟲 N. dutertrei 的氧碳 同位素及 Mg/Ca 數值,進一步地指出溫躍層水體於冰消期時發生水 溫及鹽度增高的情況,並且伴隨碳同位素變輕出現極小值的現象, 是由於由西向東的赤道潛流(Equatorial Undercurrent, EUC)挾帶著下 方的南極中層水水體訊號,進入東太平洋赤道地區所導致。相較於 東太平洋於冰消期的所記錄到的碳同位素及小值記錄, Loubere et al. (2007) 比較東西太平洋岩芯紀錄,認為西太平洋地區浮游性有孔 蟲並沒有明顯的碳同位素極小值記錄,意味著西太平洋地區記錄不 到南極中層水增強的訊號。 早期西太平洋地區的古海洋研究,多將重心放在溶蝕效應的討 論上(Wu and Berger, 1989;Broecker and Clark, 2001, 2003),使得多 數岩芯材料集中在水深 2000~4000 公尺範圍間,對於此區淺部的研 究與記錄目前仍相當缺乏,因此當大西洋、南大洋及東太平洋皆有 南極中層水變化的記錄時,唯西太平洋地區缺乏研究材料,無法深. 3.

(18) 切得知南極中層水在冰期-間冰期尺度下對西太平洋的影響情形,對 於古環境古氣候之探討,成為亟待解決的問題。. 1.2 研究區域及背景 研究區域及背景 國際海洋古全球變遷研究 IMAGES(International Marine Past Global Change Study)於 2005 年六月由 Marion Dufresne 研究船,在 西太平洋及印度洋執行第 148 航次的 PECTEN(Past Equatorial Climate: Tracking El Niño)計劃,其目的在於研究海洋沉積物以了解 氣候變遷的變化與機制。本研究選用此航次於西太平洋暖池 (Western Pacific Warm Pool, WPWP)中心安通爪哇海底高原(Ontong Java Plateau, OJP)上所鑽取的 MD05-2922 箱型岩芯(4°59.28 S,156° 08.80 E;圖 1-1 及圖 1-2)為研究材料,岩芯總長 263 公分,所處水 深 1460 公尺,為目前該區域已發表的岩芯中水深最淺的岩芯材料, 由太平洋鹽度剖面圖來看(圖 1-3),本岩芯位處南極中層水向赤道延 伸的前緣,成為探討西太平洋地區冰期-間冰期尺度下南極中層水變 化的絕佳材料。. 1.2.1 區域氣候與水文背景 西赤道太平洋暖池區(圖 1-1)長期受到由東向西的信風吹拂,使得此. 4.

(19) 區常年接受赤道太平洋大部分的水氣,因此造成多雨的氣候特徵; 此外也由於信風這股強大的驅動力,表層海水被吹送至西太平洋堆 積,東太平洋則由下層較冷的水體湧升以補充西送所減少的水體, 因此造成西太平洋的海表水溫高於東太平洋,西太平洋溫躍層的深 度亦深於東太平洋。西太平洋暖池區的海洋表水溫常年皆高於 28℃ 且區內空氣對流強烈,是全球的熱量與水氣的主要來源,而這些熱 量與水氣則藉由大氣與海洋的環流傳送到全球各地,進而影響全球 的氣候環境(Webster, 1994;Hendon and Glick, 1997),因此假若地球 系統發生全球性氣候變遷時,該研究區域便是幫助了解地球氣候變 遷機制的最佳地點。. 圖 1-1、MD05-2922 岩芯與暖池位置圖。. 5.

(20) E. E. MD05-2922 SEC. 圖 1-2、安通爪哇海底高原附近水深地形圖及區域洋流圖,☆為 MD05-2922 岩芯,箭頭為南赤道海流(SEC, South Equatorial Current)。(修改自 Guilderson et al. 2004). 6.

(21) 7. 圖1-3、太平洋鹽度剖面圖。(修改自eWOCE Gallery - Pacific ). MD05-2922.

(22) 以現今南緯 40 度所觀測到水體剖面顯示(Schlitzer, 2000;圖 1-4),南太平洋的水體區分大致可分成上部 300 公尺的副熱帶表 水層(Subtropical surface waters, STW),水深 300-700 公尺的亞南 極模態水團(Subantarctic Mode Water, SAMW),水深 700-1450 公尺的南極中層水團(Antarctic Intermediate Water, AAIW),水深 1450-2800 公尺的太平洋深層水團(Pacific Deep Water, PDW)以 及水深 2800-3900 公尺的下繞極深層水團(Lower Circumpolar Deep Water, LCDW)。反觀西赤道太平洋地區較無法如南太平洋 可明確界定水團分界,但大致上可看出表層水呈現高溫高鹽的 性質(圖 1-3 及圖 1-5),主要的表面洋流為由東向西流的南赤道 海流(South Equatorial Current, SEC;圖 1-2)(Guilderson et al. 2004),而水深約 700-1500 公尺的中層海水主要源於南極輻合區 的下沉海水,因此水體的特性則帶有其源區的低溫低鹽性質, 2000 公尺以下水體的溫鹽性質則呈均勻分佈(Reverdin et al., 1994)。. 8.

(23) SAZ. 圖 1-4、南太平洋海水剖面所示各水團分佈圖及 MD05-2922 岩 芯與 MD97-2120 岩芯所處水深位置。 S 指示為南半 球;副熱帶表水層(STW, Subtropical surface waters);亞 南極模態水(SAMW, Subantarctic Mode Water);南極中 層水(AAIW , Antarctic Intermediate Water);太平洋深層 水團(Pacific Deep Water, PDW);下層繞極深層水團 (Lower Circumpolar Deep Water, LCDW);極鋒(PF, Polar Front.);亞南極鋒(SAF, subantarctic front);亞熱帶聚合 區 (STC, subtropical Convergence) ; 亞 南 極 帶 (SAZ, Subantarctic Zone) (修改自 Schlitzer, 2000)。. 9.

(24) 10. 圖1-5、太平洋溫度剖面圖。(修改自eWOCE Gallery - Pacific ). MD05-2922.

(25) 11. 圖1-6、太平洋含氧量剖面圖。(修改自eWOCE Gallery - Pacific ). MD05-2922.

(26) 1.2.2 南極中層水的水文背景 南極中層水的水文背景 南極中層水生成區位處於亞南極帶(Subantarctic Zone, SAZ),水 深範圍介於 700-1500 公尺(圖 1-4),為低鹽度(34.3-34.5‰)、低溫 (3.5-10℃)且高含氧量(200-300µmoles/kg)的中層水團(Schmitz, 1996;Sokolov and Rintoul, 2000;Bostock et al., 2004)。以現今海洋 觀測來看,其主要生成地點為南大洋地區,分佈範圍擴及全球三大 洋,而水體總體積約為 0.385×1018 m3,其中太平洋佔 50%以上(Talley, 1999)。 南大洋地區長期受到西風吹拂,水體流動受艾克曼螺旋影響產 生一股向北的傳送力,此傳動力將冷且淡的南極表水傳送到亞南極 帶處下沉進而形成南極中層水(Piola and Georgi, 1982;Sloyan and Rintoul, 2001;Bostock et al., 2004) (圖 1-4)。亞南極帶為大氣氣場的 輻合區有著高降水的特性,加上強勁的西風吹拂海水混合強烈的影 響,因此海氣交互作用旺盛,在冬季西風增強時,北向的艾克曼傳 送亦增強,大量的南極表水進而增加南極中層水的生成(Ribbe, 2001;Pahnke and Zahn, 2005)。 McCartney (1977)認為南極中層水的生成與亞南極模態水 (Subantarctic Mode Water, SAMW)有關。亞南極模態水是由冷且淡的. 12.

(27) 南極表水與副熱帶暖且高鹽的海水混合後所形成的水體,當亞南極 模態水隨著由西向東的風成洋流流動逐漸變冷變淡,加上冬天海水 分層不明顯,海水混合較易,最後在東南太平洋發現亞南極模態水 性質與南極中層水無異,因而成為南極中層水的來源之一。. 13.

(28) 1.3 研究目的 安通爪哇海底高原早期盛行討論溶蝕效應等議題(Wu and Berger, 1989;Broecker and Clark, 2001, 2003),許多研究材料的範圍 多集中在水深 2000~4000 公尺,然而西太平洋地區仍缺乏淺部的水 文及環境訊號。隨著南極中層水逐漸被受到重視,大西洋、南大洋 及東太平洋皆有相當的研究(Spero and Lea, 2002;Bostock et al., 2004;Pahnke and Zahn, 2005;Pahnke et al., 2008;Pena et al., 2008) ,唯西太平洋相關的研究甚為貧乏,因此對於南極中層水在 千年尺度下如何影響西太平洋地區的水文情況,仍是目前古海洋研 究亟欲暸解的事情。 本研究期望能利用溶蝕作用代用指標與底棲及浮游性有孔蟲氧 碳同位素分析,達到下列幾項目標: 1. 檢視有孔蟲殼體於中層水深度是否受溶蝕作用所影響。 2. 利用底棲性有孔蟲的碳同位素紀錄瞭解西太平洋在冰期-間冰 期尺度下受南極中層水影響的變化史。 3. 檢視浮游性有孔蟲碳同位素極小值事件發生在西太平洋的現象 與機制。. 14.

(29) 第二章、研究原理 研究原理與 原理與方法. 2.1 有孔蟲的穩定 有孔蟲的穩定氧碳同位素 穩定氧碳同位素 同位素是指化學元素中,具有相同質子數與電子數,但中子數 卻不相同的元素。在自然界的環境之下,同位素被區分為放射性同 位素與穩定同位素,其中不會自行發生衰變反應者則稱為穩定同位 素。在同位素之間,由於質子數相同,所以表現出來的化學性質差 異不大,但因為中子數的不同所導致的質量差異,造成其物理性質 不同,因此當同位素在進行物理-化學轉換過程時,發生同位素在生 成物與反應物之間分配不均的情形,則稱之為同位素的分異作用 (fractionation)。 當有孔蟲在形成碳酸鈣殼體時,會吸取海水中的碳酸根離子成 為造殼的來源,其反應式如下: Ca2+ + 2HCO 3− → CaCO3 + H2O + CO2 當此反應與海水中的同位素比值達成平衡,或是在不平衡狀態下維 持一定的常數差值,則可利用有孔蟲殼體碳酸鈣中的同位素變化來 推得海水同位素變化,進而推論其生存水體環境的變化(Shackleton and Opdyke, 1973)。. 15.

(30) 2.1.1 氧同位素意義 Berger (1979)認為有孔蟲個體間的氧同位素數值差異會受到幾 個因素所影響:(1) 蟲體造殼時周圍海水的氧同位素成份。(2)有孔 蟲棲息處的海水溫度影響蟲體造殼時的同位素數值(3) 有孔蟲間在 不同個體發生階段,由於利用同位素的程度各異所造成的生機效應 (vital event),以及(4) 殼體形成沉積物後,受水體酸鹼度不同所影響 的溶蝕效應。其中海水的氧同位素成份會受到冰期-間冰期旋迴導致 全球海水與冰冠的氧同位素分配不同而改變,以及區域性蒸發或降 雨效應所影響。. 將所有影響有孔蟲個體間的氧同位素數值差異的因子,以下列 式子簡示之:. ∆δF = ∆δW + ∆δT + ∆δV +∆δD ∆δW =∆δG + ∆δE + ∆δP. ∆δF: 有孔蟲個體間的同位素數值差異 ∆δW:海水中的氧同位素數值變化 ∆δT:有孔蟲受棲息處水溫不同所影響的溫度效應. 16.

(31) ∆δV:有孔蟲間在不同個體發生階段,由於利用同位素的程度 各異所造成的生機效應 ∆δD:殼體受水體酸鹼度不同所影響的溶蝕效應 ∆δG:受全球陸上冰川體積大小與海水面變化所影響的冰川效 應 ∆δE:蒸發效應 ∆δP:降雨效應. 2.1.2 碳同位素意義 影響有孔蟲殼體碳同位素變化的因素比氧同位素複雜許多,舉 凡不同水團的運動與混合(Lynch-Stieglitz et al., 1995)、區域性海水生 產力改變(Thiede et al., 2002)、海水中有機物質的分解與掩埋 (Goericke and Fry, 1994)、陸源物質輸入有機碳的多寡(Goericke and Fry, 1994)、海氣交換時CO2溶解多寡(Spero et al., 1997)、海底甲烷氣 體溢散(de Garidel-Thoron et al., 2004)等等因素皆會造成海水的碳 同位素數值產生變化,進而影響生存於海水中的有孔蟲的碳同位素 數值,甚至生物本身的生機效應(vital effect)也是不得被忽略的影響 因素之一(Sarnthein et al.,1994),因此在討論碳同位素數值變化對環. 17.

(32) 境的意義時,多半難以區分各因素影響的程度與關係。不過有孔蟲 殼體碳同位素數值仍通常被運用在水團運動,海水初級生產力以及 海氣交換的研究上。. 2.1.3 米蘭科維奇天文理論 對於千年尺度的海洋岩芯材料來說,影響有孔蟲氧同位素成份 的輕重變化的因素中,以全球冰川消長的影響最大,主要是因為冰 川在形成時會固定住大量的16O,使得大洋中18O/ 16O比例增加,影響 全球海水中的氧同位素,此時生活於水中的有孔蟲殼體因此記錄到 較高的氧同位素數值,反之暖期冰冠消融釋出16O進入海洋,大洋中 18. O/ 16O 比例減少,此時有孔蟲氧殼體同位素數值則變低。 兩極冰川體積大小深受日照量的周期性變化所影響,地球受太. 陽日照量的變化情形,以米蘭科維奇天文軌道理論最廣為被眾人接 受,此理論說明地球繞日軌道及地球自轉的週期性變化主控地球表 面日照量的變化,使得第四紀地球上的冰期-間冰期變遷呈現特殊的 週期(Imbrie et al., 1984;Bassinot et al., 1994) 。而米蘭科維奇理論 中認為,影響地表日照量大小主要受三種天文參數所影響: (1)軌道偏心率(eccentricity):指地球繞行太陽時,其公轉軌道的 橢圓程度,此變化週期約為100ka。. 18.

(33) (2)地軸傾斜角變化(obliquity):指地球自轉軸的傾角變化,此變 化週期約為41ka。當地球傾角較大時,夏季直射南北極區的太陽輻 射量增大,季節性變化也因此變大,此天文參數主要對高緯度區的 影響較大。 (3)歲差運動(precession):地球自轉軸本身呈陀螺式的旋轉,而 每次的旋轉週期為23ka。其主要會導致地球在近日點、遠日點對南 北半球的日照量不同,而造成季節性差異的變化,理論上此天文參 數對低緯度地區的影響較大。. 19.

(34) 2.2 有孔蟲標本挑選 有孔蟲標本挑選與分析 挑選與分析 MD05-2922 岩芯總長度為 263 公分,沉積物主要成分以鈣質軟 泥為主,富含鈣質微體化石。由於岩芯的採取工作造成岩芯上部 0~4 公分的沉積物被壓縮至 5 公分處,因此本岩芯的初始深度為 5~6 公 分,整口岩芯以 2 公分為取樣間距,每件樣本厚度為 1 公分,共計 130 件樣本。. 2.2.1 樣本前處理 將取得的130件沉積物樣本於台灣大學地質科學系魏國彦教授 的實驗室進行前處理,其步驟如下: (1) 用電子微量天平秤量樣本濕重。 (2) 加入定量的水測量樣本體積。 (3) 將樣本放入 50℃烤箱烘乾。 (4) 將烘乾之後的樣本秤其乾重,求得樣本密度。 (5) 以水洗方式將樣本過 63µm 篩網。 (6) 將粒徑大於 63µm 的樣本置入烤箱烘乾。 (7) 套疊 150µm 及 63µm 篩網,將烘乾後的樣本分篩成大於 150µm 與小於 150µm 大於 63µm 個別分裝。. 20.

(35) 2.2.2 有孔蟲挑選 本研究選用混合層種 Globigerinoides sacculifer、溫躍層種 Pulleniatina obliquiloculata 以及底棲種 Cibicidoides wuellerstorfi,代 表特定水層的水體環境訊號。 在挑選適用的有孔蟲殼體的過程中,為避免生物個體發育不同 階段所可能造成的生機效應(vital effect)影響氧碳同位素數值,故分 別選擇粒徑 300~355µm、355~425µm 的 G. sacculifer 與 P. obliquiloculata 為標準;由於底棲有孔蟲的數量遠比浮游有孔蟲少, 故在挑選 C. wuellerstorfi 較不侷限在特定的粒徑大小,但基本上多 落在 250~500µm 之間;本研究同位素分析用的種屬數量,分別為 G. sacculifer 5 隻、P. obliquiloculata 2~3 隻以及 C. wuellerstorfi 2~4 隻, 在挑選出一定數量的有孔蟲後,進行下列的進樣前處理流程: (1) 將挑選出的殼體用甲醇(CH3OH)浸泡,並以超音波振盪器加 以振盪,其目的在於去除附著於殼體上細碎的沉積物。 (2) 用滴管將甲醇吸出並利用去離子蒸餾水(deionized distill water)清洗後,加入次氯酸鈉(NaOCl),並浸泡約24小時,以 去除附著於殼體上的有機物質,避免干擾氧、碳同位素分析 數值。. 21.

(36) (3) 吸出次氯酸鈉,並以去離子水清洗3~5次。 (4) 將清洗完畢的標本置入50℃烤箱烘乾,以待分析。. 2.2.3 氧碳同位素分析 將選定好的有孔蟲殼體置入Gilson自動分析儀,於90℃的環境 下滴入100%的磷酸(H3PO4) 與碳酸鈣殼體反應, 反應後所產生的 CO2在經過低溫純化後,送入Mircromass IsoPrime質譜儀進行氧碳同 位素分析,本研究採用的國際標準試樣NBS-19(δ18O = -2.20‰, δ13C = 1.95‰)作為實驗校正用的標準樣本,氧碳同位素分析之精密值分 別為0.05‰及0.03‰ (1σ;n=701)。. 2.3 溶蝕效應代用指標之原理與 溶蝕效應代用指標之原理與方法 本研究選用碳酸鈣含量百分比、粗顆粒沉積物重量百分比與浮 游性有孔蟲平均殼重,三種碳酸鹽溶蝕效應的代用指標,來研究本 地區的溶蝕效應。. 2.3.1 碳酸鈣含量百分比 海洋沉積物大多以有孔蟲碳酸鈣殼體為主要的組成,當海洋沉 積物處於溶蝕效應較強的時期,可預期岩芯材料在此階段碳酸鈣含. 22.

(37) 量會降低,因此我們可以循著此一變化得知冰期-間冰期的水體溶蝕 性。 此實驗於中央研究院高樹基博士研究室進行分析研究,首先將 沉積物原樣進行冷凍乾燥,之後將乾燥過後的樣本研磨成細粉,再 送入 Horiba Carbon/Sulfur Analyzer EMIA-220V 儀器進行分析,此時 所測得的數值為沉積物所含的總碳量(TC);之後再取一次沉積物粉 末加酸進行去無機碳的動作,再次送入儀器進行分析,此時所測得 的數值為沉積物所含的有機碳的含量(TOC),再將總碳量扣除有機碳 的含量就可以得出無機碳的含量(TIC)。 示意之公式如下: TIC = TC-TOC 再將求得的無機碳含量除以碳原子量,算出單一碳原子的含量,再 乘以碳碳酸鈣的分子量,即代表該標本的碳酸鈣含量百分比。 示意之公式如下: CaCO3(%) = (TIC /12) × 100. 2.3.2 粗顆粒沉積物重量百分比 根據 Broecker and Clark (1999)提出,大於 63µm 的沉積物重量 百分比與當時水中的碳酸根離子濃度有關,若水體溶蝕度較大,則. 23.

(38) 整體的重量百分比會因碳酸鈣殼體的減少而變小,反之若水體溶蝕 度較小,沉積物重量百分比則變大。 在標本的處理步驟中,我們先將各深度之沉積物原樣以水洗方 式過 63µm 的篩網,留下大於 63µm 的沉積物,待其乾燥後,再分 別稱量大於 63µm 與大於 150µm 的沉積物乾重,再與原標本乾重相 比較,求得大於 63µm 與大於 150µm 粗顆粒沉積物重量百分比。. 2.3.3 浮游性有孔蟲平均殼重 Broecker and Clark (2001)提出水的溶蝕效應會反應在蟲體殼體 的重量上,若水體的溶蝕度較高,則平均殼重便會減小,反之則變 重;本實驗以每 4 公分為間距,共計 65 深度點,並挑選浮游有孔蟲 G. sacculifer 以及 P. obliquiloculata 兩個種屬各約 50 隻,文獻中所選 取相同種屬的有孔蟲粒徑大小皆介於 355~425µm 之間,而本實驗所 選用的 P. obliquiloculata 粒徑範圍為 355~425µm,與前人研究相符; 但 G. sacculifer 因配合氧碳同位素分析所需,粒徑大小介於 300~355µm,比 Broecker and Clark (2001)所界定的粒徑範圍還小。 標本的處理過程如同有孔蟲進行穩定同位素之清洗步驟,待其 清洗烘乾後,以 Mettler AB135-s 五位數電子天秤稱量之,分別求得 各深度有孔蟲的平均殼重。 24.

(39) 第三章、研究結果. 3.1 年代架構之建立 年代架構之建立 有孔蟲殼體的氧同位素可忠實記錄冰期-間冰期全球冰川的消 長,因此有孔蟲殼體的氧同位素地層記錄成為全球年代對比上的絕 佳工具(Shackleton and Opdyke, 1973),本研究選用底棲性有孔蟲的 氧同位素變化作為年代模式的根據,並且對比 Lisiecki and Raymo (2005) 的氧同位素標準曲線,架構出本岩芯的氧同位素地層,另外 選用 4 個碳十四定年點決定本岩芯該深度之絕對年代,並輔以 Globigerinoides ruber (pink)的生物末現面,建立本岩芯之年代架構。. 3.1.1 碳十四定年分析 本研究分別於岩芯 5 公分、25 公分、45 公分、49 公分、69 公 分處挑選出附有袋狀房室的 G. sacculifer (大於 300µm)約 200 隻,委 託紐西蘭拉福特放射性碳同位素實驗室(Rafter Radiocarbon Laboratory, Institute of Geological and Nuclear Sciences, New Zealand) 進行加速質譜儀碳十四定年分析,所得的結果(表 3-1)利用線上轉換 系統(http://www.radiocarbon.LDEO.columbia.edu) 進行絕對日曆的 年代校正,得出的校正年代分別是 3.1、13.0、19.1、15.6、36.3 ka (表. 25.

(40) 3-2);其中 49 公分處的年代發生反序,此外再經過多次分析此一深 度的 G. sacculifer 同位素資料後,亦發現此深度的同位素數值極不穩 定,其中δ18O 數值變動範圍介於-0.72~-2.11‰,δ13C 數值則介於 1.50~1.90‰ (n=7),但是從 P. obliquiloculata 以及 C. wuellerstorfi 的 記錄來看,卻沒有發生如 G. sacculifer 同位素記錄混亂的情況,造成 此現象的原因不明,因此本研究的所有討論未採用 G. sacculifer 於 49 公分處的同位素數值。. 表 3-1、MD05-2922 岩芯碳十四定年校正 Depth (cm) 5 25 45 49 69. Age (Calendar year) 3066±78 12959±53 19075±93 15560±123 36302±264. 26. 14. C-dating Age 2922±45 11103±55 15927±55 13364±45 30940±230.

(41) 表 3-2、MD05-2922 岩芯年代控制點 Depth (cm) 5 25 41 45 69 101 123 151 167 179 199 227 243 255. 14. C / MIS 14 C 14 C 2.2 14 C 14 C 4.2 5.1 5.3 5.4 5.5 6.2 6.3 6.4 6.5. Age (ka) 3.1 13.0 18 19.1 36.3 63 82 96 109 126 140 155 167 174. 3.1.2 氧同位素地層 底棲性有孔蟲棲居於海底沉積物上,所受到的溫鹽變化不若表 水的浮游性有孔蟲大,因此底棲有孔蟲的氧同位素記錄常被視為冰 期-間冰期全球冰川變化的指標。Lisiecki and Raymo (2005) 選用太 平洋、大西洋和印度洋包含全球各緯度共 57 根岩芯之底棲有孔蟲氧 同位素記錄,再根據碳十四定年與 MD952042 底棲有孔蟲氧同位素 記錄完成 0-135ka 之年代模式,並利用珊瑚 U-Th 定年及北緯 65°之 夏至太陽入射量曲線進行微調,完成時間範圍從 850ka 至今的氧同. 27.

(42) 位素記錄標準曲線 LR04。本研究選用底棲有孔蟲作為氧同位素地層 對比的材料,對比本岩芯與 Lisiecki and Raymo (2005)的所訂定出的 年代模式後(圖 3-1),共選取了 10 個氧同位素年代控制點,加上先 前的 4 個碳同位素定年點(表 3-2),推得 MD05-2922 的岩芯底部年 代約為 180ka,共跨越兩次冰期-間冰期記錄(圖 3-2)。計算兩年代控 制點之沉積厚度除以兩點間之年代差值求得 MD05-2922 岩芯的平 均沉積速率為 1.47cm/ka,(圖 3-3)冰期-間冰期未有明顯差異,每個 數據點的解析度約為 1360 年(n=130)。. 28.

(43) Depth (cm) 0. 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260. 2.2 2.4. MD05-2922. 2.6 2.8 3.0. δ18O. 3.2. (‰) 3.4 3.6 3.8 4.0 4.2. MIS. 4.2. 2.2. 5.1. 5.3 5.5 5.4 6.2. 6.4. 6.5. 3.0 3.2 3.4 3.6 3.8. δ18O. 4.0. (‰). 4.2 4.4 4.6. LR04. 4.8 5.0 5.2 0. 20. 40. 60. 80. 100. 120. 140. 160. 180. Age (ka). 圖 3-1、MD05-2922 岩芯 C. wuellerstorfi 氧同位素値與採樣深度 作圖,並對比 Lisiecki and Raymo (2005)提出的 LR04 氧 同位素記錄標準曲線,架構出本岩芯的氧同位素地層。. 29.

(44) LAD of G. ruber (pink). 2.2. 3.0 3.2. 5.5. 2.4 2.6. LR04. 5.1. 5.3. 3.4 3.6. 2.8 3.8 3.0 δ18O (‰). 4.0. 3.2. 5.4. 3.4. 6.5 6.3. 4.2. δ18O (‰). 4.4 4.6. 3.6. 4.2. 6.4. 3.8. 5.0. 2.2. 4.0. 4.8. 6.2. 5.2. 4.2 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 3-2、MD05-2922 岩芯 C. wuellerstorfi 氧同位素値對比 LR04 做圖,圖上黑色數字為氧同位素事件,三角標記為. 14. C. 定年點。岩芯底部年代約為 180ka,共跨越二次冰期-間 冰期。. 30.

(45) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. 0 40 80 Depth 120 (cm) 160. 200. 4.0. 240. 3.5 3.0. 280. 2.5. Sedimentation rate. 2.0. (cm/ka). 1.5 1.0 0.5 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 3-3、MD05-2922 年代對深度做圖,方點為本岩芯所選取的年 代控制點,平均沉積速率為 1.47cm / ka。. 31.

(46) 3.1.3 Globigerinoides ruber (pink)生物 生物末現 生物末現面 末現面 根據 Thompson et al. (1979)對印度洋與太平洋地區所進行浮游 性有孔蟲 G. ruber (pink)物種的末現面統計,認為太平洋地區 G. ruber (pink)末現面約在 MIS 5 跟 MIS 6 之間,因此本研究比照其計數的方 式和結果,求得 G. ruber (pink)的末現面。 本研究選用 250µm 以上的沉積物,計數 300 個 G. ruber,並求 出 G. ruber (pink)所佔的比率(即 G. ruber (pink) / G. ruber (pink) + G. ruber (white));由於海洋沉積物會受到生物活動等因素影響,造成 沉積物會有些微擾動的情形發生,因此我們不將 G. ruber (pink)計數 為零的點設為末現面,而是以比率改變最大的地方設為末現面,因 此界定本岩芯 MD05-2922 G. ruber (pink)的末現面於岩芯深度 181 公 分處,對照本岩芯之氧同位素地層記錄,與 Thompson et al.(1979) 認為的年代區間相符合(圖 3-4)。. 32.

(47) 100. LAD of G. ruber (pink). 80. 60 number. 40. 20. 0 163 167 171 175 179 183 187 191 195 199 Depth (cm). 圖 3-4、Globigerinoides ruber (pink)生物末現面之計量圖。. 3.1.4 時間序列分析 時間序列分析 將本岩芯所建立出的氧同位素年代地層與LR04標準曲線進行 交叉頻譜分析(cross-spectral analysis; 圖3-5)可看出,MD05-2922岩 芯與LR04標準曲線呈現高度相關,兩者皆有明顯的100ka軌道偏心 率變化週期(eccentricity)、41ka地軸斜角變化週期(obliquity)以及23ka 的歲差週期(precession),顯示本岩芯與目標曲線在年代上對比良 好,可表現出全球180ka以來冰期-間冰期旋回的氧碳同位素地層記 錄。. 33.

(48) (A). power. LR04 (Lisiecki and Raymo, 2005) MD05-2922 (This study). 100 ka. 41 ka. 23 ka. 1/1000 (ka). (B). 圖 3-5、(A)MD05-2922 底棲有孔蟲氧同位素時間序列與 LR04 標準曲線進行交叉頻譜分析的結果(B) MD05-2922 與 LR04 的相位圖。由圖中可知 MD05-2922 與 LR04 標準 曲線皆有明顯的 100ka、41ka、23ka 週期。. 34.

(49) 3.2 有孔蟲穩定同位素分析結果. 3.2.1 氧同位素分析結果 從氧同位素的表現上來看(圖3-6),本研究所選用的三種有孔蟲 種屬同位素記錄皆反映了二次明顯的冰期-間冰期變化,圖3-6中可 見氧同位素記錄從冰期進入間冰期的變化非常快速,在氧同位素第2 階和第6階結束時,均可明顯見到氧同位素快速變輕的現象,而間冰 期進入冰期時的變化則相對較為緩慢。 以G. sacculifer而言,氧同位素數數值介於-2.22~-0.75‰(n=129) 之間,變化幅度約是1.46‰,而最重值出現在氧同位素第2階,最輕 值出現在第1階;P. obliquiloculata氧同位素值介於-1.66~0.01‰ (n=130)之間,變化幅度約是1.66‰,最重值出現在氧同位素第2階, 最輕值出現在第5階 (MIS5.5),而第1階的氧同位素數值-1.55‰與第 2階的同位素數值(0.01‰)相差1.56‰;而C. wuellerstorfi的記錄則是 介於2.29~3.91‰(n=130),變化幅度約是1.62‰,最重值出現在氧同 位素第2階,最輕值出現在第1階,此情況與G. sacculifer相同。. 35.

(50) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. -2.4 MIS2. -2.2. MIS4. MIS6. G. sacculifer. -2.0 -1.8 -1.6 -1.4 δ18O. -1.2. (‰) -1.0 -0.8. P. obliquiloculata. 2.2. -0.6. 2.4. -0.4. 2.6. -0.2. 2.8. 0.0. 3.0. 0.2. 3.2. C. wuellerstorfi. 3.4 3.6 3.8 4.0 4.2. 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 3-6、MD05-2922 多種屬氧同位素數值。. 36. δ18O (‰).

(51) 3.2.2 碳同位素分析結果 從碳同位素的紀錄顯示,浮游性有孔蟲G. sacculifer及P. obliquiloculata的碳同位素變化,與冰期-間冰期的相對變化在整體趨 勢上較無明顯的相關性,但在圖3.7中可看出兩者的碳同位素曲線皆 於氧同位素第6階進到第5階(Termination II, TII)與氧同位素第2階進 到第1階(Termination I, TI)時出現了明顯的低值;底棲性有孔蟲C. wuellerstorfi的碳同位素變化幅度較浮游性有孔蟲G. sacculifer及P. obliquiloculata的幅度小,且在氧同位素數值變小的時期,碳同位素 數值也相對呈現偏重的情況(圖3.7),整體趨勢與冰期-間冰期的相對 變化略為相關,氧同位素數值在第2、4和6階之碳同位素數值為相對 低值,此現象與浮游性有孔蟲所呈現的變化不同。 以G. sacculifer而言,碳同位素數值介於2.32~1.09‰(n=129)之 間,變化幅度約是1.23‰,而最重值出現在68ka,最輕值出現在 133ka;以P. obliquiloculata而言,碳同位素數值介於1.60~0.29‰ (n=130)之間,變化幅度約是1.31‰,而最重值出現在82ka,最輕值 出現在130ka;而C. wuellerstorfi的記錄則是介於0.59~-0.1‰ (n=130),變化幅度約是0.69‰,最重值出現在氧同位素第1階 (3.66ka),最輕值出現在第6階(148ka)。. 37.

(52) Age (ka). 0 2.4. 20. 40. MIS2. 60. 80. 100 120 140 160 180. MIS4. MIS6. 2.2 2.0. G. sacculifer. 1.8 1.6 1.4 δ13C 1.2 (‰) 1.0. 0.8. P. obliquiloculata. 0.6 0.4 0.2. C. wuellerstorfi. 0.0 -0.2 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 3-7、MD05-2922 多種屬碳同位素數值。. 38.

(53) 3.3 溶蝕作用代用指標之記錄 從碳酸鈣含量百分比的記錄來看,分析所得的含量範圍介於 17.6~48.7%,變化幅度為 31.1%,平均含量約為 34.3%左右,其中 約在 150ka、84ka 以及岩芯頂部發現明顯低值的情形,整體的變化 趨勢與冰期-間冰期變化沒有明顯相關(圖 3-8)。 從粗顆粒沉積物重量百分比的結果來看,大於 63µm 與大於 150µm 的變化趨勢相同,兩者的含量範圍分別為 29~63%及 10~49 %,整體的變化趨勢亦與冰期-間冰期變化沒有明顯相關,其中亦在 150ka、84ka 以及岩芯頂部發現兩者同時出現明顯的低值,此現象與 碳酸鈣含量百分比的記錄相符合(圖 3-8)。 以平均殼重的結果來看,G. sacculifer 的殼重介於 18.7~23.3µg, 平均重量為 21.6µg,整體的變化趨勢與冰期-間冰期變化沒有明顯相 關,但較明顯的低值出現在 40ka 以及 80~120ka 區間;P. obliquiloculata 的殼重記錄則是介於 39.0~58.4µg,平均重量為 45.7µg,整體的變化趨勢在 MIS1 與 MIS6 屬於較高值,而其他時期 的數值則呈現持平的狀態(圖 3-8)。. 39.

(54) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180 50 40 30. CaCO3 (‰). 20 ▲:>63µm. 60. 10. 50 coarse wt 40 30 (%). 20. +:>150µm. 10. 24 23 22 shell wt 21 (µg) 20 19 18. G. sacculifer. 60 55 shell wt 50 (µg). 45 40 MIS2. 35 0. 20. MIS4. 40. 60. P. obliquiloculata. 80. MIS6. 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 3-8、MD05-2922 岩芯之碳酸鈣含量百分比、粗顆粒沉積物重 量百分比以及 G. sacculifer 與 P. obliquiloculata 平均殼 重。. 40.

(55) 第四章、討論. 4.1 安通爪哇海底高原地區 安通爪哇海底高原地區的溶蝕效應 地區的溶蝕效應 有孔蟲在造殼過程中,我們無法確定殼體中每個房室的同位素 值是否為均質分佈,因此當溶蝕作用發生時,會依循差異性溶蝕的 作用先溶解較輕或較薄的有孔蟲殼體,沉積物中即使尚有保存下來 的有孔蟲,其含有較輕氧同位素成份的外殼可能會被溶去,因此造 成殼體在後續分析時無法忠實反映水體訊號(Wu and Berger, 1991; Lohmann, 1995)。此外,一般而言當有孔蟲殼體沉降到海床形成沉 積物時,沉積物會受生物擾動影響發生混和的現象,此時溶蝕作用 的發生則可能會造成沉積物厚度變薄,因此即使受到相同程度的生 物擾動,沉積物混合的情況卻比不受溶蝕影響的區域更容易造成時 間解析度的降低,或是數值更振盪變小的現象,因此在利用同位素 資料解釋古環境時,應考量岩芯是否受溶蝕效應影響。 本岩芯為檢視是否受到溶蝕效應所影響,採用三種溶蝕效應代 用指標。首先比較安通爪哇海底高原地區海洋氧同位素(Marine Isotope Stage, MIS)第六階以來的碳酸鈣含量百分比,可發現在安通 爪哇海底高原上的其他岩芯碳酸鈣含量百分比皆高於 72%(Wu and. 41.

(56) Berger, 1991、Bickert et al, 1993)(表 4-1),而本研究全口岩芯的數值 範圍落在 17.6~48.7%,含量明顯少於該區域其他岩芯之數值,造成 這樣的結果可能為溶蝕效應較強,使碳酸鈣物質變少,或是受到陸 源沉積物大量輸入,致使碳酸鈣含量在整個取樣樣本中的比例減 少,亦稱為非碳酸鈣物質的稀釋作用。. 表 4-1、MD05-2922 與其他岩芯 MIS6 以來碳酸鈣含量百分比 Core name MD05-2922 ERDC93P ODP806 ERDC84P. CaCO3% 18~49 72~86 83~87 78~92. Water depth (m) 1460 1604 2520 2339. Ref. This study Wu and Berger , 1991 Bickert et al, 1993 Wu and Berger , 1991. 將 MD05-2922 岩芯的碳酸鈣含量百分比、粗顆粒重量百分比與 沉積速率做相互對比,可發現碳酸鈣含量百分比、粗顆粒重量百分 比的變化趨勢相似,其中約在 150ka、84ka 以及岩芯頂部可明顯發 現兩者同時出現低值,但由沉積速率的曲線來看,當碳酸鈣含量百 分比及粗顆粒重量百分比出現低值時,沉積速率卻在這些時間區段 裡出現偏高的情況,表示本岩芯在 150ka、84ka 以及岩芯頂部可能 受到細顆粒(小於 63µm)的陸源物質的增加,造成兩者的百分比率降. 42.

(57) 低,因此碳酸鈣含量百分比以及粗顆粒重量百分比兩種代用指標不 適用於本研究對於溶蝕效應的討論(圖 4-1)。. Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180 50 40 30. CaCO3 (‰). 20 ▲:>63µm. 60. 10. 50 coarse wt 40 (%) 30 20. +:>150µm. 10. 2.2 2.6 δ18O 3.0 (‰) 3.4 3.8 4.2 0. 20. 40. 60. 80. 4.0 3.5 3.0 sedimentation 2.5 rate 2.0 (cm/ka) 1.5 1.0 0.5. 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 4-1、MD05-2922 碳酸鈣含量百分比、粗顆粒重量百分比、沉 積速率及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖。. 43.

(58) Zhang et al. (2007)及 Broecker and Clark (2001)指出安通爪哇海 底高原地區溶蝕效應的強度間冰期要盛於冰期,且在暖期進到冰期 時溶蝕的強度會增強,尤以 MIS4/5 之間的事件最為明顯,因此我們 可以預期如果發生溶蝕作用,將可發現 P. obliquiloculata 的平均殼體 重量在冰期的記錄會低於間冰期,但我們由整體記錄來看,MIS1 與 MIS6 在趨勢上屬於較高值,而其他時期的數值則呈現持平的狀態, 此與前人所認為的溶蝕記錄不相符。雖然 G. sacculifer 與 Broecker and Clark (2001)所選用的粒徑大小不同,但當溶蝕效應發生,理論 上殼體仍會受影響而改變殼重,因此仍然可將其變化趨勢視為溶蝕 效應代用指標,由圖 4-2 所示,較明顯的低值出現在 40ka 以及 80~120ka 區間,這樣的記錄亦與 OJP 發生溶蝕事件的時間點不符。 再者,以現今西太平洋的溶躍層(lysocline)深度約為 3300 公尺, 在此深度以下可預期溶蝕作用會趨於強烈,利用本研究岩芯頂部 (Holocene)以及末次冰盛期(Last Glacial Maximum, LGM)的浮游性 有孔蟲 P. obliquiloculata 平均殼重隨深度變化的資料可見(圖 4-3; Broecker and Clark, 2001, 2003),在全新世溶躍層之下的殼體重量最 高為 38µg,表示當暖期的數值小於 38µg 時,表示可能有受到溶蝕 作用的影響;末次冰期時太平洋地區的溶躍層深度上升至水深 2600. 44.

(59) 公尺,以相同種屬在 LGM 溶躍層之下的殼體重量最高為 34µg。因 此比較本岩芯資料,全口岩芯 P. obliquiloculata 平均殼重皆大於明顯 發生溶蝕作用的殼重(圖 4-4),因此推估本岩芯受到溶蝕效應的影響 不大,亦排除溶蝕效應對有孔蟲穩定同位素數值影響的可能性。. Age (ka). 0 24. (µg). 40. MIS 2. 23 shell wt. 20. 60. 80. 100 120 140 160 180. MIS 4. MIS 6. 22 21. 60. 20 19. 55. 18. 50. shell wt (µg). 45 40 2.2 2.6 δ18O 3.0 (‰) 3.4 3.8 4.2 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 4-2、MD05-2922 浮游有孔蟲 G. sacculifer(灰色曲線)與 P. obliquiloculata( 黑 色 曲 線 ) 的 平 均 殼 重 , 及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖,灰色色塊標示為冰期。. 45.

(60) shell wt. (µg). 20. 30. 40 38. 1000. 50. 60. 20 1000. 2000. 50. 2000 2600 3000. water depth (m). shell wt. (µg) 30 40 34. 3000 3300. LGM lysocline. Holocene lysocline. 4000. 4000. 5000. 5000. 圖 4-3、安通爪哇海底高原地區 P. obliquiloculata 平均殼重隨深 度變化圖(修改自 Broecker and Clark, 2001, 2003)。灰色 圓點為 MD05-2922 資料點,水平虛線為 Holocene 與 LGM 時的 lysocline 深度,垂直虛線為發生溶蝕作用時, 殼體的最大重量。. 60 55 50 shell wt. 45. (µg). 40 35. 38. Holocene shell weight blow lysocline. 34. LGM shell weight blow lysocline. 30 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 4-4、MD05-2922 之 P. obliquiloculata 平均殼重與全新世及末 次冰期發生溶蝕的殼體重量。. 46.

(61) 4.2 西太平洋冰期-間冰期的 西太平洋冰期 間冰期的洋流變化 間冰期的洋流變化 為了解西太平洋在冰期-間冰期尺度間的水文變化,本研究將底 棲有孔蟲 C. wuellerstorfi 碳同位素視為水體示蹤劑,比較本岩芯與 代表南極中層水源區的南大洋岩芯 MD97-2120 (45°32.06 S,174° 55.85 E;Pahnke and Zahn, 2005)之碳同位素數值,若兩者差值減小, 則代表兩地的水體性質相似,即西太平洋地區受南極中層水影響較 強,由圖 4-5 所示,兩者碳同位素數值較接近的時期發生於冰期, 暖期則相差較大,說明西太平洋淺部地區冰期受南極中層水影響較 強。 Herguera et al. (1992)曾整理 OJP 地區全新世及末次冰盛期 C. wuellerstorfi 氧碳同位素隨水深 1600~4440 公尺的氧碳同位素記錄, McCorkle and Keigwin (1994)則仿效 Herguera et al. (1992)的研究,選 用該區其它口岩芯,分析了水深 1620~4440 公尺的全新世氧碳同位 素值。透過此次研究我們提供了該區更淺部的水深資料,除此之外, 由於上述文獻僅提供全新世及末次冰盛期的數值,無法得悉更詳盡 的資料,本研究另外加入 2520 公尺水深的 ODP 806 岩芯(Bickert et al., 1993)及 2800 公尺水深的 ODP 807 岩芯(Zhang et al., 2007)之氧碳 同位素數值,以求更精確的比較。. 47.

(62) MD97-2120 (Pahnke and Zahn, 2005) MD05-2922 (this study). 1.2. MIS 2. MIS 4. MIS 6. 1.0 0.8 0.6 δ13C 0.4 (‰). 0.2 0.0 2.2 2.6 18 3.0 δ O 3.4 (‰) 3.8 4.2. -0.2 -0.4 -0.6 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 4-5、MD05-2922 與 MD97-2120 之 C. wuellerstorfi 碳同位素 比較圖及 MD05-2922C. wuellerstorfi 氧同位素圖。. 48.

(63) 由 OJP 地區 C. wuellerstorfi 氧同位素數值隨深度變化圖(圖 4-6)所 示,Herguera et al. (1992)認為西太平洋地區末次冰盛期時在水深 2000 公尺以上與 2000 公尺以下海水之間的氧同位素差值會大於全 新世的記錄,亦即末次冰盛期時氧同位素隨深度的變化梯度會大於 全新世的變化情形,若此現象成立的話,將可發現水深 2000 公尺以 上 C. wuellerstorfi 氧同位素差值會小於水深 2000 公尺以下的差值。 因此計算本岩芯全新世及末次冰盛期的氧同位素差值為 1.44 ‰,而 位處於 2000 公尺以下的 ODP 806 及 ODP 807 的氧同位素差值各為 1.47 ‰及 1.48 ‰,比較三口岩芯所求出的差值,雖然 ODP 806 及 ODP 807 的氧同位素差值些微大於 MD05-2922,但這樣數值並無法 明確的指示西太平洋地區在末次冰盛期時於水深 2000 公尺處存在 一溫度梯度變大的現象。 另一方面 Herguera et al. (1992)從碳同位素隨深度變化(圖 4-6) 認為末次冰盛期時,水深 2000 公尺以上與 2000 公尺以下海水之間 的碳同位素差會大於全新世的記錄,亦即末次冰盛期時碳同位素隨 深度的變化梯度會大於全新世的變化情形,反映西太平洋地區在末 次冰盛期時於水深 2000 公尺處存在較全新世明顯的營養鹽變化梯 度層。Matsumoto et al. (2002) 進一步認為此時應該有一股流通性好. 49.

(64) 50. (m). 5000. 4000. 3000. 3.4. Δδ18O = 1.48. Δδ18O = 1.47. Δδ18O = 1.44. 3.0. Holocene. 2.6. 3.8. LGM. 4.2. 5000. 4000. 3000. 2000. 1000. 4.6. -0.2. LGM. 0.2. Δδ13C = 0.46. Δδ13C = 0.40. 0.0. δ13C (‰). Holocene. Δδ13C = 0.31. 0.4. ◇:McCorkle et al. (1994). ◆:Herguera et al.(1992):Holocene. ◆:Herguera et al.(1992):LGM. 田:ODP 807 (Zhang et al., 2007). ♁:ODP 806 (Bickert et al., 1993). :MD05-2922 (This study). 0.6. 冰盛期之間的同位素差值。(修改自Herguera et al. (1992)及McCorkle et al. (1994)). 深度變化圖。灰色為全新世資料,黑色為末次冰盛期資料,箭頭代表同岩芯間全新世與末次. 圖4-6、(左)OJP地區C. wuellerstorfi氧同位素隨深度變化圖(右)OJP地區C. wuellerstorfi碳氧同位素隨. water depth. 2000. 1000. 2.2. δ18O (‰).

(65) 的水體經過 OJP 地區 2000 公尺以上的區域。但計算本岩芯全新世 及末次冰盛期的碳同位素差值為 0.31 ‰,而 ODP 806 及 ODP 807 的碳同位素差值各為 0.40 ‰及 0.46 ‰,由此可看出位處淺部的 MD05-2922 碳同位素差值,仍然與較深水的 ODP 806 及 ODP 807 岩芯相差不大,亦無法明確指示西太平洋地區在冰期時於水深 2000 公尺處存在營養鹽梯度變大的現象。 從本岩芯與 ODP806 的碳同位素記錄比較結果可看出(圖 4-7), 兩者在長時間尺度上的變化幾乎呈現平行的趨勢,沒有冰期兩者曲 線相互遠離,間冰期兩者曲線相互靠近的現象,因此推估 OJP 地區 於冰期時水深約 2000m 處並不存在有溫度梯度及營養鹽梯度增大的 情形。雖然 OJP 地區在冰期時於水深 2000 公尺以上的區域並未明 顯發現水體流通性增加的情況,但卻可從本岩芯與 MD97-2120 的碳 同位素差值看出(圖 4-5),西太平洋淺部地區冰期受南極中層水影響 仍然是較強的。但根據 Bostock et al. ( 2004)利用位於南極中層水源 區的 FR1/97 GC-12 岩芯之浮游及底棲有孔蟲碳同位素差值結果,認 為冰期時南極中層水生成較弱,反倒是冰消期才是南極中層水生成 較強的時期,此點與我們所觀察到的結果不同。推估造成西太平洋 於冰期時受南極中層水影響較大的原因,可能為太平洋其他水團同. 51.

(66) 時在冰期減弱,且減弱幅度較南極中層水大,因此當南極中層水向 北延伸時,受到的阻力減少,水體訊號得以更容易地傳送至西太平 洋地區。. Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. 0.6. MD05-2922 0.4. 0.2 δ13C (‰). 0.0. -0.2. ODP 806. -0.4. -0.6. MD05-2922 0. 20. 40. 60. 80. 2.2 2.6 3.0 3.4 3.8 4.2. δ18O (‰). 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 4-7、MD05-2922 與 ODP806 之 C. wuellerstorfi 碳同位素比較 圖及 MD05-2922C. wuellerstorfi 氧同位素圖。. 52.

(67) 4.3 西太平洋浮游有孔蟲碳同位素極小值事件 Ninnemann and Charles (1997)指出在印度-太平洋地區、南大西 洋、亞南極區的浮游性有孔蟲,普遍於冰消期存在碳同位素極小值 的現象,Loubere et al. (2007)比較東西太平洋浮游性有孔蟲碳同位素 紀錄時,認為西太平洋浮游有孔蟲於冰消期沒有明顯的碳同位素極 小值紀錄,但根據本研究分析 G. sacculifer 及 P. obliquiloculata 的結 果(圖 4-8),可知兩種屬皆於此時呈現明顯變輕的現象,指出西太平 洋地區仍有碳同位素極小值事件的現象。 造成浮游有孔蟲碳同位素極小值事件的因素,大致有以下幾種 情況:(1)水團活動帶來不同的水體性質,造成有孔蟲碳同位素的改 變(Matsumoto et al., 2002;Pahnke et al., 2008) (2)冰消期大氣二氧化 碳分壓(pCO2)增加,經由海氣交換作用,造成有孔蟲碳同位素值變 輕(Ninnemann and Charles, 1997;Sarmiento and Gruber, 2002) (3)水體 營養鹽的改變(Pahnke and Zahn, 2005;Pahnke et al., 2008)。. 53.

(68) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180 2.4. TII. TI. 2.2 2.0 1.8 1.6 1.4 δ13C 1.2 (‰) 1.0 0.8 0.6 0.4. δ18O (‰). 2.2 2.6 3.0 3.4 3.8 4.2. 0.2. 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 4-8 、 MD05-2922 岩 芯 之 浮 游 有 孔 蟲 碳 同 位 素 值 及 C. wuellerstorfi 氧同位素圖。灰色曲線為 G. sacculifer,黑 色曲線為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII: termination II。. 54.

(69) Spero and Lea (2002)與 Pena et al. (2008)認為東太平洋發生浮游 有孔蟲碳同位素極小值事件,是受到南極中層水增強所影響。比較 本岩芯 P. obliquiloculata 與東太平洋 ODP 1240 (Pena et al., 2008)同 為溫躍層種屬的 Neogloboquadrina dutertrei 碳同位素值可發現,西 太平洋記錄與東太平洋同時,兩者皆於 TII 及 TI 發生碳同位素極小 值事件, (TI:~14ka,TII:~128ka),反映西太平洋造成此事件的 原因可能與東太平洋相同(圖 4-9)。 另外再對照 MD05-2922 溫躍層種與底棲有孔蟲的碳同位素差 值(Δδ13C(p-w)),發現當碳同位素極小值事件發生時,溫躍層水體與 中層水的碳同位素差值也由 0.83‰變化至 0.18‰(TII)以及 0.81‰變 化至 0 ‰(TI),呈現差值變小的情況,表示此時期溫躍層水體與中層 水的碳同位素數值相似,亦表示西太平洋受到南極中層水增強影 響,導致位處溫躍層的 P. obliquiloculata 碳同位素數值變小,且東、 西太平洋兩地區記錄同時,此與前人研究論點相同。但從本岩芯與 MD97-2120(Pahnke and Zahn, 2005) 記錄相比可看出(圖 4-5),西太 平洋地區受南極中層水影響較強的期間為冰期,冰消期期間兩者之 間的碳同位素數值並不相近,表示冰消期西太平洋受南極中層水影 響強度不強,因此造成浮游有孔蟲碳同位素極小值事件,並非受到. 55.

(70) 南極中層水增強所致。. Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. 1.8. TII. TI. 1.6. MD05-2922 (this study). 1.4 δ13C (‰). ODP 1240 (Pena et al., 2008). 1.2 1.0 0.8 0.6. 1.6. 0.4. 1.4. 0.2. 1.2 1.0. Δδ13C. (p-w). (‰). 0.8. 1.4 1.2 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0. δ13C (‰). 0.6 0.4. 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 4-9、(上)MD05-2922 之 P. obliquiloculata 碳同位素值(中)ODP 1240 之 N. dutertrei 碳同位素值(下) MD05-2922 溫躍層 種與底水種的碳同位素差值;TI:termination I,TII: termination II。. 56.

(71) 南大洋於冰消期記錄到海表溫變暖的現象,Bostock et al. (2004) 認為此時的南半球冰川融化,深水及中層水的水體流通性變好,且 同時期冰芯氣泡中的碳同位素為變輕的現象,暗示過去冰期封存於 水中的輕碳在此時被釋放回大氣中,讓大氣成為輕碳的來源,再加 上暖池地區常年強烈的海氣交換作,使得輕碳進入赤道海水,進而 影響表水浮游有孔蟲的數值,由圖 4.10 所示,確實發現 G. sacculifer 極小值事件在兩次冰消期期間皆早於 P. obliquiloculata,但將有孔蟲 數值與 Vostok 冰芯的大氣 pCO2 (Petit et al., 1999)相比,當大氣 pCO2 含量約 20ka 時開始增加,P. obliquiloculata 的δ13C 值由 1.14‰開始 變小,直至 14Ka 大氣 pCO2 含量升至高值,P. obliquiloculata 的δ13C 極小值則降至 0.50‰,因此由溫躍層種有孔蟲碳同位素記錄觀察與 大氣 pCO2 含量變化相符,但從 G. sacculifer 的紀錄來看,其發生δ13C 極小值的時間點約為 20ka,而此時間點正好為大氣 pCO2 含量開始 增加的時間,這表示早在大氣 pCO2 增高之前 G. sacculifer 碳同位素 就已達到最低的記錄,顯示海氣交換作用並非造成此事件的主因。 我們計算浮游有孔蟲與底棲有孔蟲的碳同位素差值,將其視為 古營養鹽的代用指標(圖 4.11),可發現 TI 及 TII 時期皆出現差值較 小的現象,表示這段時間營養鹽有增高的現象,使得表層水與中層. 57.

(72) 水兩者間皆記錄到較輕的碳同位素數值;另一種影響因素是當全球 在冰消過程中,極區的冰冠融化,海水面上升,原本冰期存於陸棚 的有機物隨者海水面快速上升進入海洋系統,造成海水的碳同位素 顯著下降,此一機制所造成的變化在有孔蟲的記錄上難以跟營養鹽 增加區分,因此本研究不排除此一因素造成此事件的可能性。. 58.

(73) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. TII. TI 2.4 2.2. 300 275 250 pCO2 225 200 (ppm) 175 150. 2.0 1.8 1.6 δ13C 1.4 (‰) 1.2. 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180. Age (ka). 圖 4.10、MD05-2922 岩芯之浮游有孔蟲碳同位素及 Vostok 冰芯 pCO2 含量變化圖。灰色曲線為 G. sacculifer,黑色曲線 為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII:termination II。. 59.

(74) Age (ka). 0. 20. 40. 60. 80. 100 120 140 160 180 2.4. TII. TI. 2.2 2.0 1.8 1.6 1.4 δ13C 1.2 (‰) 1.0 0.8. 2.0. 0.6. 1.8 Δδ13C. 0.4. 1.6 (s-w). (‰). 0.2. 1.4 1.2 1.0 0.8 0. 20. 40. 60. 80 100 120 140 160 180 Age (ka). 圖 4.11、MD05-2922 岩芯之浮游有孔蟲碳同位素及表水與底水 的碳同位素差值。灰色曲線為 G. sacculifer,黑色曲線為 P. obliquiloculata;TI:termination I,TII:termination II。. 60.

(75) 第五章、結論. 1. MD05-2922 為目前西赤道太平洋地區最淺部之岩芯(4°59.28 S; 156°08.80 E,水深 1460 公尺),本研究分析全口岩芯之浮游性有 孔蟲 G. sacculifer 及 P. obliquiloculata 與底棲性有孔蟲 C. wuellerstorfi 的氧碳穩定同位素,提供了此區多種屬有孔蟲穩定 同位素值。 2. 根據底棲有孔蟲 C. wuellerstorfi 氧同位素分析之結果,建立了安 通爪哇海底高原(Ontong Java Plateau, OJP)淺部 180ka 以來的氧 同位素地層第 1 階到第 6 階之年代記錄。 3. 透過同區域不同岩芯之 P. obliquiloculata 平均殼重的比較顯示 本岩芯受到的溶蝕效應並不明顯。本岩芯分析所得的碳酸鈣含 量百分比較鄰近岩芯為低,碳酸鈣含量百分比與粗顆粒重量百 分比的變化趨勢相同,且兩者在含量低的時期(150ka、84ka 以 及岩芯頂部),沉積速率反而增高,顯示這些時期明顯受陸源物 質稀釋作用所造成的影響。 4. 由 MD05-2922 與象徵南極中層水(AAIW)源區的 MD97-2120 岩 芯之δ13C 差值可觀察出,冰期時兩者間的差值減小,顯示西太. 61.

(76) 平洋淺部地區於此時受 AAIW 的影響強度增大。 5. 比較本岩芯與較深水的 ODP806 及 ODP807 岩芯全新世及末次 冰期 C. wuellerstorfi 碳同位素之差值後可發現,末次冰盛期時 OJP 地區於水深約 2000m 處存在並沒有溫度梯度及營養鹽梯度 增大的情況。 6. 本研究結果顯示西太平洋地區同樣在早冰消期發生碳同位素極 小值事件,可能主要是受營養鹽突然增高或海水面上升,有機 物大量進入海洋系統,造成海水的碳同位素急遽下降的因素所 造成。. 62.

(77) 參考文獻. Bassinot, F. C., Labeyrie, L. D., Vincent, E., Quidelleur, X., Shackleton, N. J., and Lancelot, Y., 1994, The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal: Earth and Planetary Science Letters, v. 126, p. 91-108. Berger, W. H., 1979, Stable isotope in foraminifera., in Lipps J. H., Berger, W. H., Buzas, M. A., Douglas, R. G., Ross, C. A., eds., Foraminiferal ecology and paleocology(SEPM short course No. 6), Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Houston, Texas, p. 156–197. Bickert, T., Berger, W. H., Burke, S., Schmidt, H., and Wefer, G., 1993, Late Quaternary stable isotope record of benthic foraminifera at sites 805 and 806, Ontong Java Plateau., in Berger, W.H., Kroenke, L.W., Mayer, L.A., et al., eds., Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific results, Volume 130: College Station, Texas, Ocean Drilling Program, p.414–420. Bond, G., Broecker, W., Johnsen, S., McManus, J., Labeyrie, L., Jouzel, J., and Bonani, G., 1993, Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice: Nature, v. 365, p. 143–147. Bostock H. C., Opdyke B. N., Gagan M. K. and Fifield L. K., 2004, Carbon isotope evidence for changes in Antarctic Intermediate Water circulation and ocean ventilation in the southwest Pacific during the last deglaciation: Paleoceanography, v. 19, PA4013. Broecker, W. S., and Clark, E., 1999, CaCO3 size distribution: a paleocarbonate ion proxy: Paleocenography, v. 14, p. 596–604. Broecker, W. S., and Clark, E., 2001, Glacial-to-Holocene redistribution of carbonate ion in the Deep Sea: Science, v. 294, p. 2152–2155.. 63.

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參考文獻

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