由微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與鍶/鈣比分析探討台灣西北部全新世中期之古氣候

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(1)由微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與鍶/鈣比分析探討台灣西北部全新世中期之古氣候 Mid-Holocene paleoclimate of NW Taiwan inferred from δ18O, δ13C and Sr/Ca ratio of coral Porites skeleton. 碩士畢業論文 Master Thesis. 吳昭緯 Chou-Wei Wu. 國立臺灣師範大學 National Taiwan Noraml University 地球科學研究所 Department of Earth Sciences 中華民國一百零一年六月 June, 2012 學科領域：地質學 Subject: Geolog.

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(3) 摘要由微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與鍶/鈣比分析探討台灣西北部全新世中期之古氣候 (中華民國101年6月) 吳昭緯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. 本研究挑選台灣西北部桃園海岸珊瑚礁岩芯(TY-05)，選取其中微孔珊瑚 (Porites)生長較為連續之區段進行穩定碳氧同位素及Sr/Ca比值成分分析，並且同時分析本地區海水的氧同位素組成，以重建中全新世時期台灣西北部沿海地區之古環境。。珊瑚標本首先進行X射線繞射分析，以確認其組成為霰石且無受成岩作用影響；再進行X射線放射照相以確定主要生長軸方向；之後沿此生長軸以電鑽微取樣，以進行鈾釷定年、鍶鈣比值以及穩定碳氧同位素分析。根據鈾釷定年結果，本研究所選取珊瑚之初始生長年代為5,845±55 yr BP；其氧同位素數值則顯示18年的週期震盪，其中第4-7年生長速率緩慢(平均 3.2mm/yr)；因為生長緩慢的珊瑚骨骼之鍶/鈣比值與碳氧同位素組成，可能會受到動態分異效應變化的影響，而無法反映真實的環境訊號，因此分析數值須扣除此段生長速率過慢的部分。鍶/鈣比值的平均最高值和最低值分別為9.66 mmol/mol和8.59 mmol/mol (N=11)，且在第7年的夏季之後有數值明顯變大的現象。氧同位素數值最高值與平均最低值平均分別為-3.64‰和-5.15‰，而碳同位素數值最高值平均與最低值平均分別為-0.26‰和-2.82‰ (N=13)。 I.

(4) 根據Porites珊瑚之Sr/Ca-SST轉換公式可得到5848 yr BP時平均冬夏季溫度分別為20.4°C與28.3°C。將所得溫度代入Abe at al.(1998)之δ18O-SST轉換公式，便可推得該時期之冬夏季平均水體氧同位素分別為0.15‰與0.10‰。其夏季海溫與現今實測值差異不大，冬季則較現今為高，冬夏溫差較現今為小，冬夏季平均海水氧同位素亦較現今為高。顯示在全新世中期台灣西北部沿海地區與整個東亞沿海地區相同，較現今為溫暖且蒸發作用較強。第7年夏季開始SST與δ18Osw同時發生變化，SST冬夏季均提高3°C，而δ18Osw 冬季前6年約變化量為+0.08‰，夏季變化量為+0.46‰。其原因應為該時期夏季季風強度較強，造成黑潮支流入侵台灣海峽與傳輸量增加，將鹽度較高的黑潮水向北傳送而影響到此研究地區所造成。將碳同位素對比於氧同位素週期與日照量週期，可發現碳同位素的極大值主要發生於春季，可能是受日照強度與共生藻營養鹽濃度變化的共同影響所致。另外可觀察到碳同位素極小值隨著時間逐漸變高，此現象為冬季變暖而使珊瑚共生藻較為活躍，使共生藻光合作用變強所造成。. 關鍵字: 關鍵字珊瑚、穩定碳氧同位素、古氣候、鍶/鈣比、全新世中期. II.

(5) Abstract. Mid-Holocene paleoclimate of NW Taiwan inferred from δ18O, δ13C and Sr/Ca ratio of coral Porites skeleton. (June, 2012) Chou-Wei Wu Department of Earth Sciences, National Taiwan Normal University Advisor: Dr. Horng-Sheng Mii Co-advisor Dr. Shih-Wei Wang. Stable carbon and oxygen isotope compositions and Sr/Ca ratios of coral Porites of core TY-05, drilled from NW Taiwan were analyzed. Combining with the oxygen isotope compositions of the seawater collected from the same study area, the Mid-Holocene paleoclimate of NW Taiwan was constructed. Coral samples were examined using XRD to make sure the coral is pristine. X-ray radiographs were taken to identify the main growth axis. Carbonate powders of coral were micro drilled for U-Th dating, stable carbon and oxygen isotope, and Sr/Ca ratio analyses using an electric dental drill along the main growth direction. Based on the U-Th dating result, the sample studied grew around 5,845±55 yr BP. δ18O record of the sample showed 18 year seasonal cycles. Annual growth rate between the 4th and the 7th years was abnormally low and less than 4mm/yr. Because the kinetic isotope fractionation effect may influence both δ 13C and δ 18O values of coral skeleton precipitated at < 4mm/yr growth rate, the 4th -7th year records were not included in the paleoenvironmental reconstruction. III.

(6) The Average of the maximum (winter) and minimum (summer) Sr/Ca ratios are 9.66mmol/mol and 8.59 mmol/mol (N= 11), respectively. An abrupt change of Sr/Ca ratio was found in the summer of the 7th year of the Sr/Ca ratio seasonal cycle (the 15th year in δ18O cycle). Average of δ 18O values were -3.64‰ and -5.15‰ (N=13) respectively for winter and summer. Mean maximum and minimum δ 13C values were -0.26‰ and -2.82‰. (N=13), respectively. Sea surface temperature (SST) in 5845 yr BP inferred from Sr/Ca ratios were 20.4°C for winter and 28.3°C for summer. The estimated seawater oxygen isotope compositions (0.15‰ for winter and 0.10‰ for summer) in 5845 yr BP were greater than those of modern seawater. Higher δ18O values of seawater implies a warmer and enhanced evaporation condition in mid-Holocene NW Taiwan and is consist with other records reported for East Asia. The abrupt change of Sr/Ca ratio in the summer of the 7th year of the Sr/Ca ratio seasonal cycle indicats a change in SST, which represent a 3°C change in SST. The δ 18Osw also show a +0.46‰ change in summer, synchronously. It’s possible that the transport of Kuroshio Branch Water was increased in Taiwan Strait during summer, and may be caused by a stronger East Asian Summer Monsoon. The maximum and minimum values of the oxygen isotope are defined as January and August, respectively. The maximum carbon isotope values occurred in spring and preceded the seasonal insolation cycle at 30°N in 6000 yr BP. This result may due to the effect of both higher insolation and greater nutrient concentration. Winter stable carbon isotope show an increase trend was in this 11-year record. The increase trend in winter SST could be caused by a stronger photosynthesis that increased the δ 13C records in coral skeletons.. Key words: coral、stable isotope、paleoclimate、Sr/Ca ratio、Mid-Holocene. IV.

(7) 目錄頁碼中文摘要 .................................................................................................... I. 英文摘要...................................................................................................... III. 目錄............................................................................................................. V. 圖目............................................................................................................. VII. 表目............................................................................................................ XI. 誌謝............................................................................................................... XII. 一、緒論..................................................................................................... 1. 1.1前言........................................................................................ 1. 1.2全新世中期的古環境研究...................................................... 2. 1.3造礁珊瑚之同位素與元素分析................................................ 5. 1.3.1珊瑚骨骼δ18O之環境應用................................................. 8. 1.3.2珊瑚骨骼δ13C之環境應用................................................ 8. 1.3.3珊瑚骨骼Sr/Ca比之環境應用............................................ 9. 1.4研究目的....................................................................................... 10. 二、研究地點、材料與研究方法 .................................................................. 11 2.1研究地點與材料 ......................................................................... 11 2.2實驗方法....................................................................................... 15 2.2.1前處理.................................................................................. 15 2.2.2 U-Th定年分析.................................................................... 15 2.2.3穩定碳氧同位素分析.......................................................... 15 2.2.4 Sr/Ca比值分析.................................................................... 17 2.2.5水樣氧同位素分析.............................................................. 17 V.

(8) 頁碼. 三、研究結果.................................................................................................. 18 3.1 XRD分析結果 ............................................................................ 18 3.2 U-Th定年分析結果...................................................................... 18 3.3海水氧同位素分析結果 .............................................................. 19 3.4 Sr/Ca與穩定碳氧同位素分析結果 ............................................ 23. 四、討論............................................................................................................ 32 4.1 Porites珊瑚年際間Sr/Ca比變化.................................................. 32 4.2 5845 yr BP 桃園地區海水溫度.................................................. 33 4.3 5845 yr BP 桃園地區海水穩定氧同位素.................................. 34 4.4海水穩定氧同位素的年際間變化 ............................................. 37 4.5 SST與δ18Osw年際間變化的原因................................................. 41 4.6 Porites珊瑚δ13C季節間與年際間的變化................................... 42 五、結論 ............................................................................................................46 參考文獻資料..................................................................................................... 47 附錄附錄一、TY-05岩芯 Porites珊瑚之U-Th定年結果............................. 70 附錄二、TY-05岩芯分析區間之 Porites珊瑚δ18O、δ13C與Sr/Ca 比值.......................................................................................... 71. VI.

(9) 圖目圖. 頁碼. 圖一、台灣造礁珊瑚的分布區域圖。主要分布於台灣南部、東部與東北部地區，西部地區幾無現生造礁珊瑚的分布。(取自戴昌鳳，2010)................................. 7. 圖二、(左)研究區域圖。(右)岩芯站位與研究地區水文氣候測站位置。右圖為左。. 。. 圖紅框區域放大圖，圖中紅色框線表示IGOSS 1 ×1 衛星遙測海溫之範圍，方框中心紅點為衛星遙測海溫範圍中心點。………………………………………. .12. 圖三、研究區域地質構造、鑽孔與定年示意圖。各岩芯上之數字為碳14定年點與結果，年代單位為cal. yr BP，TY-04與TY-05岩芯之緯度相同。(取自戴昌鳳等人， 2009). ...................................................................................................................... 13. 圖四、TY-05岩芯柱狀圖。灰色箭頭表示採樣分析區間。藍色箭頭為U-Th 定年點位置與年代，年代單位均為 yr BP 。詳細定年資料見附錄一。.......... 14. 圖五、實驗方法與流程圖。......................................................................................16. 圖六、研究標本XRD分析結果與標準霰石PDF #00-006-0586 (ICDD, 2011) XRD 結果比較。證明本研究Porites珊瑚均無受成岩作用影響。................................ 18. 圖七、地區實測海水氧同位素數值。其中2010年12月之水體(深紅色圓框處)受到降雨影響，因此與以剃除。圖中紅色圓點表夏季水體，藍色方框表冬季水體，綠色稜形表春季水體。............................................................................................... 21 VII.

(10) 圖. 頁碼. 圖八、實測水體氧同位素與鹽度相關性回歸圖。本地區水體氧同位素與鹽度呈現高度相關，並可得水體氧同位素-鹽度轉換方程式。......................................... 21. 圖九、前人研究與本研究之δ18Osw-SSS鹽度-δ18Osw數值之迴歸線比較圖。........................................................................................................................... 22. 圖十、標本之X-Ray照相、Sr/Ca比(紅線)、氧同位素(藍線)與碳同位素對取樣距離作圖。標本底部紅色圓形為U-Th定年採樣點，箭頭方向表取樣及生長方向。骨骼δ18O週期震盪上所標記之數字表年份。粉紅色陰影區為生長速率過慢的區域，此段數據不進行討論。........................................................................................... 24. 圖十一、冬夏季Sr/Ca比轉換海水表面溫度(SST)之各年結果與平均比較。左圖為 5845 yr BP之各年冬夏季溫度。右圖為Sr/Ca比所得之11年冬夏季溫度與現今同地區儀器記錄溫度之比較圖。空心圖案為現今儀器紀錄值，記錄時間均由2001-2010 年的連續10年平均。其error bar表示均為1個標準誤差。................................... 26. 圖十二、化石珊瑚換算之海水氧同位素(δ18Osw)與轉換鹽度與平均比較。左圖為 5845 yr BP各年冬夏季海水穩定氧同位素數值。右圖為冬夏季推算之平均δ18Osw 與本研究對現今同地區實測冬夏季平均δ18Osw比較圖，空心圖案為現今實測值。其error bar均表1個標準誤差。... ........................................................................... 29. VIII.

(11) 圖. 頁碼. 圖十三、年內碳同位素、氧同位素與太陽輻射之週期性變化圖。紅色陰影區表示碳同位素最大值出現的區域，其最大值均較太陽輻射週期最大值與氧同位素周期中最大值提早出現。問號部分為秋季碳同位素數值有上下跳動的現象，原因不明。6000 yr BP 30°N的日照量資料來源為NOAA Orbital Variations and Insolation Database (Berger, 1992)。...................................................................................... 31. 圖十四、東亞地區古海水表面溫度與現今同地區海水表面溫度之差值隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均。所有地區古海水表面溫度資料皆使用Porites珊瑚Sr/Ca比值所推算得之。................................................. 35 圖十五、東亞地區古海水同位素與現今同地區海水同位素之差值隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均。所有地區古海水同位素資料皆使用 Porites 珊瑚δ18O 值所推算得之。................................................................ 38 圖十六、Jan et al. (2002)提出的台灣海峽表層四季洋流水團圖。..................... 40. 圖十七、Hu et al. (2010)所提出台灣海峽表層冬夏季洋流水團圖。左圖為冬季。右圖為夏季。洋流包含中國沿岸水(ZCC)、南海表層水(SCSWe)、遠東沿岸流 (YCC)、南海黑潮支流(SCSBK)、冬季北上黑潮(KETe)、黑潮環狀流(KLC)與其北上洋流(KLCe)。................................................................................................... 40. 圖十八、桃園地區四季雨量與海水鹽度對照表。雨量資料來自中央氣象局埔心雨量站(2001-2010)，地區海水鹽度來自國科會海洋學門資料庫測站。............... 41. IX.

(12) 圖. 頁碼. 圖十九、δ13C極大值、極小值與平均值對各年作圖。可觀察到δ13C極小值有逐漸變重的趨勢。......................................................................................................... 44. 圖二十、冬季海水氧同位素數值、冬季海水表面溫度與冬季穩定碳同位素數值隨年際的變化趨勢。冬季海溫逐漸上升，而穩定碳同位素數值亦逐漸上升。..45. X.

(13) 表目表. 頁碼. 表一、珊瑚骨骼同位素與化學代用指標與環境因子的相關性。(取自Dunbar & Cole, 1993; ◎表示相關性極高; ○表示相關性高) .................................................... 6. 表二、岩芯鑽探地區實測海水與淡水之氧同位素數值與鹽度紀錄。............... .19. 表三、各年度冬夏 Sr/Ca 比數值與冬夏溫度，溫度資料由 Morimoto et al.(2007) 之 Sr/Ca-SST 溫度轉換方程式推算得之。年度資料中，Sr/Ca 比數值的第 1 年為氧同位素周期年度中所定義之第 8 年。第 12 年僅有冬季資料而無夏季資料。 .....................................................................................................................................25. 表四、各年度冬夏季δ18Osw 數值與鹽度，δ18Osw 數值由利用 Abe et al.(1998)的 δ18O-SST 轉換方程式與 Morimoto et al. (2007)的 Sr/Ca-SST 轉換方程式結合所推算得之，海水鹽度資料由本研究所得之δ18Osw-SSS 轉換方程式所推算得之。年度資料中，δ18Osw 數值的第 1 年為珊瑚骨骼穩定氧同位素周期年度中所定義之第 8 年。第 12 年僅有冬季資料而無夏季資料。......................................................... 28.. 表五、西太平洋地區大洋表水溫度、鹽度、Sr含量與Sr/Ca比與緯度資料表。節錄自de Villiers. (1999) ................................................................................................. 32. XI.

(14) 誌謝「終於結束了!」，這是我完成這本論文的第一個想法。沒想到，這一本論文，就花了我四年的時間。從四年前的懵懵懂懂，到四年後居然可以完成一本碩士論文，也令我自己十分驚訝，也許這本論文也代表自己四年來的的成長記錄吧!當然，我要完成這一本碩士論文，也絕對不會是我一個人的功勞，中間有很多曾經幫助過，給與我建議的人，有了他們，才會有這本碩士論文的存在，我也才能順利的完成碩士的學業，我相當的感謝他們。當然首先先感謝我的父母，這四年能夠持續的支持我完成碩士學業。畢竟四年不是一個很短的時間，要能夠讓我無後顧之憂的完成學業，他們真的很偉大，雖然期間常常嘮叨我念那麼久不如別念了，但是在我持續下去的同時，他們依然默默的支持我，因此我真的很感謝他們。再來要感謝我的指導教授米老師，以及師大地科系穩定同位素質譜儀實驗室的各位:怡美學姐、小鄭學長、金安、冠辰、仲元、映璇、桂淑、蔚婷、易芳、雷駿，還有助理綉玉。因為有你們，四年的研究生生活才顯得更多采多姿!之間還有很多實驗是一起完成的，包含出野外去收集海水樣本，分析海水樣本等。以及一起參加地質年會、完成海報，一起在學校完成專題討論報告，最後還一起完成論文口試，整個四年的研究生生活，跟你們一起，真的是非常的多采多姿。另外還要感謝我的口試委員林楳嶺博士以及王士偉博士給我的建議與指教，讓我獲益良多。特別感謝王士偉博士提供我這個論文的研究材料，而且非常熱心且不厭其煩的指導，每每當我有問題或是遇到困難時，都給我適時的幫助與建議，讓我能夠更順利的完成這本論文。還有感謝台大的魏國彥老師、李紅春老師在group meeting時候所給我的建議與指導。以及台大沈川洲老師不但提供意見與指導，並協助提供了本研究的U-Th 定年工作以及Sr/Ca比的元素分析。再感謝台大羅立學長、瀞之學姊和怡綺協助 XII.

(15) 我分析Sr/Ca比，並提供我對研究的建議。最後，我要感謝我的女朋友，四年來持續的在背後支持我，還一邊完成大學學業跟準備教師甄試，非常辛苦。期間幫我打理大大小小的事情，並在我心情低落的時候給與我鼓勵與陪伴，甚至還幫助我完成一部份的實驗工作，也陪我一起出野外，都毫無怨言。今天完成這本論文，我非常感謝她在這四年來給與我的幫助與支持，我能完成碩士學業，她也是我最感謝的人之一。我想把這本論文獻給她，以感謝她四年來對我的不離不棄，並且想對她說: 我真的畢業了!. XIII.

(16) 一、緒論 1.1 前言全球環境變遷現象對現代人來說，是一個相當重要的研究課題。因為整個地球系統的受到不同的因子影響，造成全球氣候的的變化，會影響到我們人類的生活環境以及生活方式。以生在台灣的我們來說，更想了解在全球環境變遷的情況下，對我們目前生存的台灣氣候，會有怎麼樣的影響。台灣位於東亞季風氣候區內，夏季以帶熱帶地區大量熱量與水氣的西南季風為主，冬季則轉變為相對乾燥寒冷的東北季風為主的氣候模式 (Wang et al., 2001)，整個季風系統受到全球的大氣循環以及熱量分配模式所影響(例如:An, 2000)。因此，東亞季風的變化與強弱，會影響台灣，包含溫度與降雨的氣候變化。東亞季風的變化，不只可直接影響台灣的氣候，更影響了台灣鄰近海洋的洋流與水團變化。台灣四面環海，屬於海島型的氣候模式，鄰近海洋的洋流與水團變化，可間接影響台灣的氣候。台灣東部海域鄰近太平洋，有黑潮主軸流經，將赤道地區的熱量一年四季不停的向北傳送，北部地區則有湧升流區形成漁場。雖然，台灣海峽的洋流系統很早就被研究(Nino & Emery, 1961; Nitani, 1972)，但是對於台灣海峽內的洋流水團實際分布與動態，除了被認為表面洋流在季節性的變化上是受到季風主控，但細節仍有諸多爭議，亦陸續有新的研究被提出(Guan, 1986; Hu et al., 1990; Hu & Liu, 1992; Jan et al., 2002; Wu et al., 2007; Hu et al., 2010)。研究台灣海峽的洋流系統以及其對氣候的影響，對於研究台灣的氣候，也是相當的重要。對於研究環境變遷，一個很重要的方法便是古環境重建。地球歷史上整個環境氣候曾經經歷過許多的變化，重建這些古環境與古氣候，是提供我們推論未來的氣候環境變化的一個資訊來源，讓我們能更有效的預測未來的環境會形成的樣貌以及發生的變化。 1.

(17) 1.2 全新世中期全新世中期的古環境研究中期的古環境研究全新世，在地質時間中被定義為由距今 10000 年前到現在，依據距今的時間。雖然整個古環境由末次冰期(Last Glacial)進入到全新世時期，氣候相對穩定且與現今相近，但是整個全新世時期在地球系統上依舊有一些微幅的變化震盪。全新世中期在整個全新世古環境中被認為是一個很重要的時間區間，過去研究中認為整個全新世中期是屬於較為溫暖的時間區間，因此又被稱為「全新世大暖期(Holocene Maximum)」或是「全新世最適期(Holocene Optimum)」，都是在敘述此時期的環境特徵。全新世大暖期開始的時間各地區與各種研究的結果多不一定，但大多認為開始時期為~8000 yr BP 到 ~4000 yr BP，與現今的最高溫差可達到 2℃(Kutzbach et al., 1985)。許多研究認為全新世中期北半球的融冰已經完成，海平面已經達到現今的高度，而大氣的組成也與現在相同(Fleming et al., 1998; Lambeck et al., 2002; Lüthi et al., 2008)，唯一與現今不同的就是天體軌道力因素，全新世中期北半球夏季的日照量較現今為增加(Berger, 1978; Berger & Loutre, 1991)，造成整個全新世中期的氣候相對溫暖(Kutzbach et al., 1985; Koshkarova & Koshkarov, 2004)。一些古氣候指標也同時支持這個推論: 歐洲地區的花粉資料推算全新世中期的溫度比現今高 2°C(Huntley & Prentice, 1988; Nesje & Kvamme, 1991; Davis et al., 2003);南海的 Porites 化石珊瑚顯示在全新世中期 SST 比現今高 1~2°C(Yu et al., 2005; Wei et al., 2007);由在澳洲大堡礁 (Great Barrier Reef, GBR)的 Porites 化石珊瑚 Sr/Ca 比推得當時期(~5400 yr BP)的 SST 比現今高了 1.2°C(Gagan et al., 1998);頭社盆地的花粉資料亦同時顯示該時期為高溫多雨(Liew et al., 2006);西北太平洋(Kurile & Komandar Island)地區在 7000-6500 yr BP 變為暖濕的氣候，一直持續到約 4700 yr BP，為全新世大暖期溫暖氣候的另一證據(Razjigaeva et al., 2004)。然而其他的一些研究卻對整個全新世中期是否較現今溫暖有些不同 2.

(18) 的看法，尤其是由深海岩芯所推得的 SST，大多認為全新世中期的 SST 與現今的差異不會大於 0.5℃(Pelejero et al., 1999; Steinke et al., 2006)。Kitoh & Murakami. (2002)的數值模擬認為，北半球日照量的增加會造成中赤道太平洋地區的海水表面溫度較現今為低，整體而言全球的平均海水表面溫度 (SST)會降低約 0.35℃。Stott et al. (2004)利用西赤道太平洋海洋岩芯中的有孔蟲 Mg/Ca 比認為當時期的 SST 與現今幾無差異。以南灣地區 Porites 珊瑚的 Sr/Ca 比推測的古海水溫度記錄，甚至得到當時期的海溫比現今低了約 1℃(沈川洲，1996; 孫虓天，1999)。Lorenz & Lohmann. (2004)的數值模擬結果亦顯示北半球的平均氣溫由 7ka-現今幾乎沒有太大變化，但是在全新世中期夏季溫度較高而冬季溫度較低。北半球夏季日照量增加在全新世中期造成的另一個效應是季風變化。夏季日照量的增加，因陸地增溫較快速，海洋增溫較慢，因此海陸溫差變大，間熱帶輻合帶(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)北移(Haug et al., 2001)，造成北半球夏季季風增強，使季風氣候區的陸地有豐沛的雨量。例如在非洲地區由於非洲季風的增強，帶給非洲地區大量的降雨，使當時的撒哈拉沙漠等地區是處於潮濕的氣候型態(Vettoretti & Peltier, 1998; Braconnot et al., 2000; deMenocal et al., 2000)。相同的情況發生在東亞地區，Wang et al. (2005)以董哥洞的石筍δ18O 推算東亞夏季季風在全新世時期的強度變化，發現夏季季風的強度隨著時間越靠近現代而遞減，顯示全新世中期東亞夏季季風是比現在強的。在中國大陸蒙古地區的內陸湖泊岩芯沉積物資料亦可發現在約 7900-3100 cal. yr BP 期間，除了數個小的乾燥事件以外，整體而言因季風增強，造成的降雨量增加，因此此時期較現今為潮濕(Peng et al., 2005) 。長江三角洲的沉積物，岩芯資料則顯示出 7000-6000 yr BP 的氣候是溫暖潮濕，但是到了 6000-4000 yr BP 變慢慢轉變為較涼爽乾燥的環境氣候。而台灣頭社盆地的孢粉紀錄在全新世時期亦屬於一個較為潮濕的環境(Liew et al., 2006)，台灣北部地區的退後湖 3.

(19) (Retreat lake)的湖泊岩芯亦同樣記錄到在全新世中期一個夏季季風較強的現象(Selvaraj et al., 2007)。以上紀錄都顯示在全新世中期，由於 ITCZ 向北移動，造成東亞夏季季風增強，使陸地地區的雨量都較現今增加的現象。不同於陸地記錄，當夏季季風增強時，在海洋的表現上卻略有不同。林大成 (2004)以南海岩芯之浮游有孔蟲δ18O 與組合生產力指標所重建的全新世南海古氣候指出，由於 ITCZ 北移所造成的夏季季風增強，使陸地降雨量增加，造成南海周邊河川注入淡水使海水表層鹽度降低。而南海北部的珊瑚紀錄卻顯示在全新世中期，南海地區的表層海水氧同位素數值是增加的情況，亦即表層海水鹽度比現今來的高。此情況被認為是由於 ITCZ 的北移，將大量的熱帶地區水氣往內陸輸送，海洋表層蒸發量增加，造成表層海水鹽度增加(Yu et al., 2005; Sun et al., 2005; Su et al., 2010; Yokoyama et al., 2011)。同樣的狀況也出現在同時期的南灣地區，其由 Porites 珊瑚所推得之海水氧同位素數值在全新世中期比現今還大，亦被認為是當時期夏季季風增強，表層海水蒸發作用旺盛所造成的結果(孫虓天, 1999; Shen et al., 2005a)。這個鹽度增加的現象在整個西太平洋及東亞地區都有出現，在沖繩海槽的海洋岩芯紀錄，或是西赤道太平洋的岩芯紀錄，或是喜介島(Kikai Island)的 Porites 珊瑚所推算之海水鹽度，在全新世中期均較現今為重(Sun et al., 2005; Stott et al., 2004; Morimoto et al., 2007)。在 Hewitt & Mitchell (1996)的數值模擬中，提到在西太平洋的副熱帶與中緯度地區會看到一個比較乾燥的現象，而 Kitoh & Murakami (2002)利用大氣海洋循環模式(AOGCM)對 6000 yr BP 進行模擬，同樣認為在西太平洋地區的平均海水表層鹽度(SSS)會高於現今，原因同樣是因為夏季季風將大量水氣帶入內陸，使西北太平洋的蒸發/降雨比變高，造成鹽度增加的現象。然而，這些海洋的古氣候紀錄或是氣候模式，均未考慮小尺度的地區性變化(例如:地區洋流與水團的變化)，或是直接選定在小年代尺度上相對穩定的站位進行研究(例如:西太平洋暖池區; Western Pacific Warm Pool; 4.

(20) WPWP)而直接以平均的結果來進行古環境的解釋，這可能會造成無法觀察到年際間小尺度的變化，而造成古環境重建上的錯誤(例如: 不同洋流水團，會造成的 SST 變化或海水氧同位素的變化)，或是遺漏小時間尺度變化的古環境資訊。因此，利用高解析度的古環境指標來重建古環境，可以幫助我們獲得更詳細的古環境資訊，以增進古環境重建的完整度。其中，由於珊瑚群體的生存年代長、生長連續，碳酸鈣骨骼的同位素與化學紀錄與其生長的水體環境呈現高度相關，因此，利用造礁珊瑚骨骼的同位素與化學分析可以讓我們得到高品質的古環境資訊，是重建古環境的優良指標材料。. 1.3 造礁珊瑚骨骼之同位素與元素分析造礁珊瑚骨骼之同位素與元素分析造礁珊瑚是研究古環境良好的材料，因為其碳酸鈣骨骼的同位素與許多元素組成，會跟生存海水中的物理環境與化學環境相關(表一)，而且造礁珊瑚可以生存很長時間。因此，利用造礁珊瑚進行古環境研究的發展很早開始，也在熱帶與副熱帶地區被大量應用(Weber & Woodhead, 1970, 1972; Weber, 1973; McConnaughey, 1989ab; Druffel et al., 1989; Beck et al., 1992)。然而，珊瑚種屬的差異也會對其同位素組成跟元素分析產生影響 (Weber, 1973; Shimamura at al., 2008a)。因此，必須選擇適合的珊瑚種屬來進行古環境重建。由於微孔珊瑚(Porites sp.)生長時間長而連續，抗水流強，耐沉積物覆蓋，且在同位素與元素組成上與生存海水的各種物理與化學環境上有高度相關，因此被認為是可以提供可靠且高品質的古環境資料的材料 (Schneider & Smith, 1982;hMitsuguchi et al., 1996, 2001; Shen et al., 1996, 2005a; Abe et al., 1998; Gagan et al., 1998; Suzuki et al., 1999; Yu et al., 2001, 2005a; Peng et al., 2003; Shimamura et al., 2005; Morimoto et al., 2007; Su et al., 2010; Chiang et al., 2010)。 5.

(21) 表一、珊瑚骨骼同位素與化學代用指標與環境因子的相關性。 (取自 Dunbar & Cole, 1993; ◎表示相關性極高; ○表示相關性高) Proxy. Environmental Factors SST. Salinity. Nutrient. Runoff. Light. Dynamics δ18O. ◎. ◎. ○. δ13C, ∆14C. ○. Sr/Ca. ◎. Ba/Ca. ○. ◎. Cd/Ca. ○. ◎. ○. ○. ○. UV Fluorenscence. 台灣的現生造礁珊瑚，主要分布於南部、東部以及台灣東北部地區(圖一)，以南部墾丁、以及東南部台東、綠島、蘭嶼地區，因發育基底良好，且有黑潮主軸經過，海溫適合造礁珊瑚生長，使其成為發育最完整良好的區域。西半部地區除了澎湖群島有少數群聚以外，由於地形多為缺乏基岩底質的沙灘或泥灘地形，加上主要河川均於西半部出海，夾帶大量泥沙與淡水注入，因此不利於珊瑚生長，亦幾乎無現生珊瑚分布(戴昌鳳， 2010)。然而在過去全新世中期，台灣西北部地區曾有大片造礁珊瑚生長，唯現今已全部消失殆盡。是否代表當時西北部地區的環境與現今有所不同?是值得探討的目標。. 6.

(22) 圖一、台灣造礁珊瑚的分布區域圖。主要分布於台灣南部、東部與東北部地區，西部地區幾無現生造礁珊瑚的分布。(取自戴昌鳳，2010). 7.

(23) 1.3.1 珊瑚骨骼珊瑚骨骼δ 骨骼δ18O 之環境應用生物生成之碳酸鈣殼體的δ18O 被很早就被利用來水體溫度的代用指標(Epstein et al., 1953)，然而後來發現珊瑚骨骼之δ18O 與水體並無達成平衡，與海水的氧同位素數值相比，珊瑚骨骼的δ18O 數值有偏輕的現象(Weber & Woodhead, 1972)。然而 McConnaughey (1989b)認為只要珊瑚的生長速率超過一定的值(~4-5mm/yr)，並沿著最大生長軸進行取樣，生機效應造成骨骼與水體的δ18O 偏差便會保持一定，使珊瑚骨骼的δ18O 仍可以做為水體溫度的代用指標。因此眾多的研究都利用珊瑚骨骼δ18O，推算δ18O-SST 的轉換方程式，以重建其生存地區海水溫度(Cole & Fairbanks, 1990; Gagan et al., 1994, 1998; Mitsuguchi et al., 1996; Abe et al., 1998; Suzuki et al., 1999; Kiyama et al., 2000)。珊瑚骨骼的δ18O 可以反映生活之水體的δ18O，因此可以檢視同區域的水文變化，包含蒸發、降雨、河流淡水的注入等水體鹽度的變化(Epstein et al., 1953; Dunbar & Wellington, 1981; Ourbak et al., 2006; Su et al., 2006);此外還有眾多研究利用珊瑚骨骼δ18O 數值來重建研究地區的蒸發或降雨效應，但與溫度效應相比較，水文狀況造成的δ18O 值改變相對較小，因此在進行水文變化重建時，必須將溫度造成的δ18O 值變化效應扣除，才能得到較正確的結果(McCulloch et al., 1994; 沈川洲，1996; Gagan et al., 1998; Shen et al., 2005a; Yu et al., 2005a; Morimoto et al., 2007)。. 1.3.2.珊瑚骨骼珊瑚骨骼δ 珊瑚骨骼δ13C 之環境應用珊瑚的δ13C 值在環境應用上並沒有被廣泛的運用，其原因在於影響珊瑚δ13C 值的環境因子相當複雜且眾多(Weber et al., 1976; McConnaughey et al., 1997; Guzmán & Tudhope, 1998; Omata et al., 2006)。會影響珊瑚骨骼 δ13C 數值的環境因子有包含水體δ13C 的變化、日照強度對光合作用的影響、珊瑚的呼吸作用、珊瑚製造骨骼時的動態分異效應、珊瑚的食性以及 8.

(24) 珊瑚產卵(Weber & Woodhead, 1970; Gagan et al., 1994; McConnaughey, 1989ab; Grottoli, 2001; Grottoli et al., 2002; Asami et al., 2004; Swart et al., 2005; Suzuki et al., 2005; Shimamura et al., 2008bc; Sun et al., 2008)等。一般而言，珊瑚骨骼的δ13C 成份最常被當作其共生藻光合作用強弱的代用指標，原因在於認為共生藻會優先使用含較輕的δ13C 數值的 CO2 來進行光合作用，因此造成珊瑚要形成碳酸鈣骨骼時，只能使用δ13C 數值較重的 CO2 來進行合成(McConnaughey, 1989ab; McConnaughey et al., 1997); 另 Grottoli (2001)的養殖實驗也得到相同的結果。但由於在實際樣本分析時難以排除其他眾多影響因子，亦無法進行定量分析，因此珊瑚骨骼δ13C 值目前僅只於對現生標本的討論與應用(Shimamura et al., 2008c; Sun et al., 2008)，在古環境重建的用途仍未有太大進展。. 1.3.3 珊瑚骨骼 Sr/Ca 比之環境應用珊瑚骨骼的 Sr/Ca 比被廣泛的認為是良好的水體溫度計，其骨骼之 Sr/Ca 比值跟其所生活的水體溫度呈現良好負相關性(Weber, 1973; Smith et al., 1979)，尤其在當增進測量 Sr/Ca 比值的精準度之後，Sr/Ca 比值更是成為最具代表性的古海水溫度的代用指標，其精準程度可以達到±0.5°C (Beck et al., 1992; de Villiers et al, 1994; Shen et al., 1996; Gagan et al., 1998, Wei et al., 2000,2007; Mitsuguchi et al., 2001; Cardinal et al., 2001; Marshell & McCulloch, 2002; Yu et al., 2005)。Sr/Ca 比值亦可以利用來做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，因此可以利用 Sr/Ca 比值重建水團混合的狀況(Shen et al., 2005b)。但此法仍有許多需考慮的因素，包含珊瑚的生長速率、海水的 Sr/Ca 比值變化、不同種屬間造成的差異、共生藻造成的影響以及不同研究地區所造成的地區性差異(Weber, 1973; de Villiers et al., 1994; Shen et al., 1996; 9.

(25) Alibert & McCulloch, 1997; Cohen et al., 2001,2002; Mitsuguchi et al., 2003)。因此，利用珊瑚 Sr/Ca 比做為水體的溫度指示劑時，須將以上因素進行考慮並排除如選定適合種屬、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、排除過慢的生長速率區間、觀察地區水文狀況等，才能得到較為準確且可靠的水體溫度。. 1.4 研究目的由於全新世中期的氣候被認為相對溫暖，因此重建全新世中期的古環境，可以讓我們對於因全球暖化所造成的環境變遷，有更進一步的了解。尤其在此時期之台灣曾經經歷了何種之環境變化對了解台灣的氣候變遷史將有所助益，因此本研究使用台灣西北部地區全新世中期的化石珊瑚 Porites，利用分析其珊瑚骨骼之穩定碳氧同位素與 Sr/Ca 比元素分析，希望能重建全新世中期台灣西北部地區的海溫、季風以及洋流水團變化等環境資訊，以提供未來進行環境變遷研究以及建立氣候模式的參考資料。. 10.

(26) 二、研究地點、研究地點、材料與研究方法 2.1 研究地點與材料本岩芯(TY-05)由國立自然科學博物館王士偉博士提供，鑽取自於台灣西北部桃園縣大園鄉海岸潮間帶地區(圖二)，本研究區域的氣候強烈的受到季風影響。本研究地區的現今氣候資料來看，根據 Reynolds & Smith . (2002)現今衛星觀測海水表面溫度資料(Integrated Global Ocean Services System by National Meteorological Center of monthly Sea Surface Temperature ;http://iridl.ldeo.columbia.edu/expert/SOURCES/.IGOSS/.nmc/.R eyn_SmithOIv2)，近 10 年(120°E-121°E, 25°N-26°N)平均溫度為 23.4°C，季節性溫差可達 8.4°C(18.9°C-27.3°C)。而鄰近的中央氣象局埔心雨量站的年雨量紀錄，近 10 年來年平均雨量為 1593 mm/yr，降雨季節相當長，從 3 月開始的梅雨季一直持續到 9 月的颱風季單月平均都有超過 100 mm 的累積雨量。11 月~2 月的平均雨量較低，偶有零星冬雨。本地區 10 年冬季平均降雨量為 82.9mm，夏季平均降雨量為 161.6mm，為顯著的冬乾夏雨的季風氣候。本岩芯站位附近有老街溪流經，為本研究地區的淡水主要輸入來源。本地區地層主要以生物礁石灰岩為主，王士偉等人(2008)將之命名為「潮音石灰岩」。根據戴昌鳳等人(2009)以碳 14 放射性定年所得之研究結果，該區域珊瑚礁最早發育時間介於 7600 至 6350 cal. yr BP 之間，各區略有不同(圖三)，現今該地區已幾無現生珊瑚生長。本 TY-05 岩芯總長 4.0m，岩芯頂部位於海平面下 1.1m，皆由生物礁石灰岩組成。其中的珊瑚類別有 Porites 、Favia. 和 Cyphastrea 等，另有不同生長型態的殼狀珊瑚藻。岩芯頂部(0m)向下至-1.2m 處由殼狀珊瑚藻所組成之珊瑚藻粘結灰岩，-1.2m 至-2.6m 的珊瑚類別皆為 Porites 11.

(27) 圖二、(左)研究區域圖。(右)岩芯站位與研究地區水文氣候測站位置。右圖為左圖紅框區域放大圖，圖中紅色框線表示 IGOSS 1。×1。衛星遙測海溫之範圍，方框中心紅點為衛星遙測海溫範圍中心點。. ，-2.6m 至岩芯底部(-4.0m)，珊瑚種類包括有 Favia、Cyphastrea 等交錯出現(圖四)。本研究係針對 Porites sp.進行分析，從中挑選生長最好區間(-1.65~ -1.80m)的微孔珊瑚 Porites 珊瑚為研究材料進行分析。研究期間中針對現今同地區海水分別於 2010 年 8 月與 2011 年 2 月、6 月與 7 月各挑選一天由滿潮至低潮以一小時為間距連續採樣，並進行現今同地區之海水穩定氧同位素測量。並於 2011 年 4 月對鑽探岩芯附近的主要河流-老街溪的溪水進行地區淡水的穩定氧同位素採樣分析。. 12.

(28) 圖三、研究區域地質構造、鑽孔與定年示意圖。各岩芯上之數字為碳 14 定年點與結果，年代單位為 cal. yr BP，TY-04 與 TY-05 岩芯之緯度相同。(取自戴昌鳳等人，2009). 13.

(29) 圖四、TY-05 岩芯柱狀圖。灰色箭頭表示採樣分析區間。藍色箭頭為 U-Th 定年點位置與年代，年代單位均為 yr BP 。詳細定年資料見附錄一。 14.

(30) 2.2 實驗方法. 2.2.1 前處理 (1)將岩芯中挑選之珊瑚樣本以岩石鋸片機沿最大生長軸方向切下，切片厚度約為 0.5cm。 (2)標本浸泡於 5%次氯酸鈉(NaClO)溶液中至少 24hr，以去除有機物質。 (1) 將標本以蒸餾水沖洗並放入超音波震盪器內進行震盪。 (2) 重複步驟(2)與(3)直到標本有機質與雜質完全去除(必要時對小區域進行震盪沖洗)。 (3) 清洗過之標本自然風乾，並以手持式小鋸片取微樣本進行 XRD 分析，以確定標本未受成岩作用影響。 (4) 將珊瑚標本進行 X-Ray 照相，以觀察其生長紋與最大生長軸位置及方向，以利連續取樣分析(圖五)。 2.2.2 U-Th 定年分析觀察標本生長紋，將底部以手持式小鋸片取出約 50mg 之標本(圖四)，以蒸餾水沖洗並放入超音波震盪器內震盪，必要時以進行小區域沖洗後，以 50℃烘乾。U-Th 定年分析由台灣大學地質系高精度質譜儀實驗室以 MC-ICP-MS(Neptune)進行分析(圖五)。. 2.2.3 穩定碳氧同位素分析將標本再次震盪沖洗，以確定切除微樣本時殘存之粉末已無附著在原標本上，以免造成分析誤差。清洗且風乾之標本，以 Microdrill 系統，沿標本之最大生長軸以每 0.5mm 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°C 與 100％的磷酸(H3PO4)反應，其所產生之 CO2 以 Micromass IsoPrime 15.

(31) 圖五、實驗方法與流程圖。. 16.

(32) IRMS 進行穩定碳氧同位素分析(圖五)。本研究採用國際標準試樣 NBS-19(δ 13. C=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 0.02‰與 0.05‰ (1σ; n=30)。. 2.2.4 Sr/Ca 比值分析將標本以 Microdrill 沿最大生長軸方向以每 0.5mm 等間距進行連續取樣，其所得之碳酸鈣粉末，以極稀硝酸溶液短暫浸泡。將酸吸出後以超純水(Milli-Q water)沖洗三次，後將標本以 50℃烘乾，再以 5% 硝酸溶液溶解。Sr/Ca 比值分析由台灣大學高精度質譜儀實驗室以 ICP-SF-MS(Element2) 進行分析(圖五)。. 2.2.5 水樣氧同位素分析水樣氧同位素以 CO2-H2O 同位素平衡法分析，將 0.2ml 之水樣置入分析瓶後，置入 Gilson 自動分析儀，經過 CO2 排氣充填後，讓瓶內 CO2 氣體於 40℃與水標本平衡至少 7 小時。平衡且純化後的 CO2 以 Micromass IsoPrime IRMS 分析其氧同位素組成。水樣標本以本實驗室工作標準水樣 DDW(δ18O = -0.16‰);中央研究院汪中和老師所提供之實驗室工作標本 MS(δ18O = -12.00‰)、RDW(δ18O = -14.60‰)、LEW07(δ18O =1.25‰)、 LEW09(δ18O =3.08‰)與國際標準水樣 VSMOW(δ18O = 0.00‰)和 GISP(δ18O = -24.78 ‰)進行校正至 V-SMOW 尺度，其精密度可達 0.1‰(n=36)。. 17.

(33) 三、研究結果研究結果 3.1 XRD 分析結果 TY-05 岩芯中，所有的 Porites 珊瑚，經過 XRD 分析其礦物組成，其骨骼組成礦物為霰石(圖六)，表示標本沒有受到成岩作用再結晶影響，故其化學分析、定年分析以及穩定同位素分析結果均反應為標本生長時期之環境訊號，可用以進行古環境之重建。. 圖六、研究標本 XRD 分析結果與標準霰石 PDF #00-006-0586 (ICDD, 2011) XRD 結果比較。證明本研究 Porites 珊瑚均無受成岩作用影響。. 3.2 U-Th 定年分析結果 U-Th 定年分析結果，本岩芯 Porites 珊瑚主要開始發育之年代為 5932±11 yr BP，由珊瑚礁轉變為藻礁之岩相變化年代為 5787±36 yr BP，其總發育年代持續約 140 年(圖三)。而本研究中進行化學元素分析以及穩定 18.

(34) 同位素分析之生長較為垂直完整之岩芯中間區段(TY-05-8; -1.65m~ -1.80m)，其發育時間為 5845±55 yr BP。. 3.3 海水穩定海水穩定氧同位素分析結果穩定氧同位素分析結果研究地區的海水穩定氧同位素分析結果與採集同時利用溫鹽計所測量之海水鹽度結果如下表二。表二、岩芯鑽探地區實測海水與淡水之δ18Osw 與鹽度紀錄。採集時間 Salinity(ppt) δ18Osw(‰, V-SMOW) 2010/8/22 11:32. -0.30. 31.6. 2010/8/22 12:32. -0.38. 31.3. 2010/8/22 13:40. -0.32. 31.5. 2010/8/22 14:30. -0.47. 30.8. 2010/8/22 15:32. -0.56. 30.4. 2010/12/26 09:00. -2.10. 24.1. 2010/12/26 10:00. -2.00. 23.0. 2010/12/26 11:00. -1.36. 27.0. 2010/12/26 12:00. -1.31. 25.5. 2010/12/26 13:00. -1.43. 25.9. 2010/12/26 14:00. -1.06. 28.9. 2011/2/28 08:30. -0.32. 31.0. 2011/2/28 09:30. -0.78. 29.4. 2011/2/28 10:30. -0.97. 29.7. 2011/2/28 11:30. -0.90. 28.5. 2011/2/28 12:30. -1.38. 28.5. 2011/4/4 09:35. -0.69. 29.8. 2011/6/5 07:00. -0.41. 30.4. 2011/6/5 08:30. -0.16. 32.4. 2011/6/5 09:30. -0.09. 31.7. 2011/6/5 10:30. -1.32. 26.8. 2011/6/5 11:30. -1.44. 26.1. 2011/6/5 12:40. -0.15. 32.3. 19.

(35) 2011/7/13 08:50. δ18Osw(‰, V-SMOW) -0.38. Salinity(ppt) 30.5. 2011/7/13 10:00. -0.29. 31.4. 2011/7/13 10:50. -0.29. 32.2. 2011/7/13 12:00. -0.39. 32.1. 2011/7/13 12:50. -0.46. 31.6. 2011/7/13 13:50. -0.41. 31.1. 2011/7/13 14:50. -0.58. 31.1. 2011/1/28 老街溪淡水. -6.48. N/A. 採集時間. 實測之海水氧同位素，扣除 2010 年 12 月採集當日受降雨影響的數值後，得到 2010 年 8 月、2011 年 2 月、6 月與 7 月的海水平均穩定氧同位素數值分別為-0.40‰、-0.74‰、-0.59‰與-0.40‰。(圖七)而老街溪的溪水穩定氧同位素數值為-6.48‰。我們將 2 月的結果代表為地區冬季海水穩定氧同位素數值，6 月、7 月與 8 月的平均為地區夏季海水穩定氧同位素數值。爾後將所有海水穩定氧同位素與對應鹽度資料進行線性迴歸分析，可得到迴歸方程式與相關係數:. δ18Osw = 0.20×Salinity(ppt)-6.68. R2=0.92. 結果顯示本研究地區海水之水體穩定氧同位素數值與海水鹽度有高度相關，其氧同位素數值變化可代表地區海水鹽度之變化 (圖八). 20.

(36) 圖七、地區實測海水氧同位素數值。其中 2010 年 12 月之水體(深紅色圓框處)受到降雨影響，因此與以剃除。圖中紅色圓點表夏季水體，藍色方框表冬季水體，綠色稜形表春季水體。. 圖八、實測水體氧同位素與鹽度相關性迴歸圖。本地區水體氧同位素與鹽度呈現高度相關，並可得水體氧同位素-鹽度轉換方程式。. 21.

(37) 東亞與西太平洋地區有許多前人做過地區δ18Osw-SSS 的迴歸方程式研究，使得到的古海水氧同位素能夠轉換為鹽度。本研究蒐集前人研究之實測δ18Osw-SSS 迴歸方程式(圖九)，除關島(Guam Island)的相關係數較低 (R2=0.36)，其餘地區的相關系數(R2)均>0.90。將本研究所得之迴歸方程式放入比較，本研究所得之迴歸方程式與 Fairbanks et al. (1997)在整個中/西。. 。. 赤道太平洋地區(2 N~2 S)和兩海南島研究(Shimamura et al, 2005; Sun et al., 。. 。. 2005)相近(~19 N)，而斜率較帛琉(Palau Island, Morimoto at al., 2002)(~7. N)的為大。此斜率差異代表著天水氧同位素數值在緯度上的差異，緯度越高天水的氧同位素數值越小，會使斜率增加，因此本研究所得之δ18Osw-SSS 的回歸方程式的斜率較赤道太平洋地區的為大，為一合理現象。. 圖九、前人研究與本研究之δ18Osw-SSS 鹽度-δ18Osw 數值之迴歸線比較圖。. 3.4 Sr/Ca 與穩定碳氧同位素分析結果 22.

(38) 3.4 Sr/Ca 與穩定碳氧同位素分析結果本研究珊瑚標本氧同位素數值介於-3.06‰與-5.60‰之間，可看出採樣區段有 18 個連續季節性週期振盪，表示本次分析結果為一連續 18 年之記錄(圖十)。氧同位素最高值平均與最低值平均分別為-3.68‰和-5.14‰(表三)。18 年週期振盪中，第 3 到第 7 個週期震盪幅度較小，表示珊瑚於該區間之生長速率較為緩慢(3.2mm/yr)，其於年份的平均為 5.4mm/yr。根據 McConnaughey (1989b; 1997)研究指出，Porites 珊瑚在其生長速率< 4mm/yr 時，其生機效應會隨著生長速率增加而增加，須於生長速率>4mm 時生機效應對其鈣質骨骼之穩定同位素成分沒有太大影響。由於生長速率過於緩慢的區段之穩定碳氧同位素數值，無法排除其生機效應所造成的影響，因此該區段之數據不進行討論。碳同位素數值介於 0.03‰與-4.47‰之間，同樣有 18 年之週期振盪，其最高值平均與最低值平均分別為-0.26‰、和 -2.82‰。在第 4 到第 7 年間的數據也因生長速率緩慢而不進行討論。 Sr/Ca 比數值介於 8.59mmol/mol 與 9.66mmol/mol 之間，有 11 年的連續週期振盪，且可以和氧同位素周期有良好的對應。其中由第 7 年夏季開始其冬夏季 Sr/Ca 比值明顯降低，異於前 7 年的數值。其 12 年中最高值、與最低值分別為 9.66 mmol/mol 和 8.59 mmol/mol。雖然珊瑚骨骼內 Sr/Ca 比值和海水表面溫度(SST)有明顯相關性，但在各地區不同種珊瑚有不同的 Sr/Ca-SST 轉換方程式(Weber, 1973; Smith et al., 1979; Beck et al., 1992; Guilderson et al., 1994; de Villiers et al., 1994, 1995; McCulloch et al., 1994, 1996; Mitsuguchi et al., 1996; Shen et al., 1996; Beck et al., 1997; Alibert and McCulloch, 1997; Gagan et al., 1998; Yu et al., 2005; Morimoto et al., 2007)。本研究以 Porites 珊瑚為研究材料，且位置位於西太平洋中低緯度地區，故採用 Marimoto et al. (2007)以喜界島 Porites. 23.

(39) 圖十、標本之 X-Ray 照相、Sr/Ca 比(紅線)、氧同位素(藍線)與碳同位素(綠線)對取樣距離作圖。標本底部紅色圓形為 U-Th 定年採樣點，箭頭方向表取樣及生長方向。骨骼δ18O 週期震盪上所標記之數字表年份。粉紅色陰影區為生長速率過慢的區域，此段數據不進行討論。 24.

(40) 珊瑚所得到之 Sr/Ca-SST 轉換方程式來進行溫度換算(圖十一)。其公式如下:. Sr/Ca(mmol/mol) = 10.77－0.0665 ×SST(°C). 經公式換算可得各年度中單年最高溫為 32.8°C，最低溫為 16.7°C，平均冬季與夏季溫度分別為 20.4°C 與 28.3°C (表三、圖十一)。在第 7 年的夏季開始之後至第 12 年冬季的溫度都高於前 7 年，前 7 年之冬夏季平均溫度為 18.9℃與 26.7°C，冬夏季均溫之差為 7.8°C，後 4 年之冬夏季平均溫度為 22.5°C 與 30.2°C，冬夏溫差為 7.7°C。由冬夏季溫差可知，後 4 年之整體平均海溫都較前 7 年之整體平均海溫為高，並非僅有特定季節升高。本研究並同時收集研究區域內的現今 2001-2010 年間中央氣象局竹圍測站之逐日海溫資料，以及 IGOSS 衛星遙測之月平均海溫資料，計算出竹圍測站之 10 年平均冬夏季海溫分別為 17.5°C 與 29.0°C; 而衛星遙測資料冬季 10 年平均溫度為 18.9°C，夏季為 27.3°C。表三、各年度冬夏 Sr/Ca 比數值與冬夏溫度，溫度資料由 Morimoto et al.(2007)之 Sr/Ca-SST 溫度轉換方程式推算得之。年度資料中，Sr/Ca 比數值的第 1 年為氧同位素周期年度中所定義之第 8 年。第 12 年僅有冬季資料而無夏季資料。 Year 1 2 3 4 5 6 7. Winter Sr/Ca(mmol/mol) 9.490 9.477 9.555 9.446 9.659 9.485 9.496. T(°C) 19.2 19.4 18.3 19.9 16.7 19.3 19.2 25. Summer Sr/Ca(mmol/mol) 8.998 9.032 9.079 8.969 8.941 8.958 8.758. T(°C) 26.6 26.1 25.4 27.1 27.5 27.2 30.2.

(41) Year 8 9 10 11 12. Winter Sr/Ca(mmol/mol) 9.264 9.237 9.172 9.242 9.455. T(°C) 22.6 23.0 24.0 23.0 19.8. Summer Sr/Ca(mmol/mol) 8.874 8.592 8.940 8.792 N/A. T(°C) 28.5 32.8 27.5 29.7 N/A. 平均值. 平均值. 圖十一、冬夏季 Sr/Ca 比轉換海水表面溫度(SST)之各年結果與平均比較。左圖為 5845 yr BP 之各年冬夏季溫度。右圖為 Sr/Ca 比所得之 11 年冬夏季溫度與現今同地區儀器記錄溫度之比較圖。空心圖案為現今儀器紀錄值，記錄時間均由 2001-2010 年的連續 10 年平均。其 error bar 表示均為 1 個標準誤差。珊瑚碳酸鈣骨骼之氧同位素可成為重建古環境之重要指標(Fairbanks and Dodge, 1979; Dunbar and Wellington, 1981; Carriquiry et al., 1988; McConnaughey, 1989; McCulloch et al., 1994; Dunbar et al.,1996; Abe et al., 26.

(42) 1998; Gagan et al., 1994,1998, 2000, 2004; Winter et al., 2000; Suzuki et al., 2001; Morimoto et al., 2002; Shimamura et al, 2005)，由於珊瑚骨骼中碳酸鈣之氧同位素與 SST 和其生活海水之δ18O 有相關性(Abe et al., 1998; Gagan et al., 1998; Suzuki et al., 1999)。因此，與 Sr/Ca 比值之特性類似，在各地區因不同珊瑚種屬而有不同的δ18O-SST 轉換方程式。本研究選用石垣島現生 Porites 珊瑚研究所得之δ18O-SST 轉換方程式 Abe et al. (1998):. SST(℃) = -3.62－6.17 × (δ18Oc(‰,VPDB)－δ18Osw(‰,VSMOW)). 其中，δ18Oc 為珊瑚碳酸鈣骨骼中所測得之氧同位素數值，δ18Osw 為珊瑚生長環境之水體氧同位素數值。此方程式所建立之研究地區之地理位置與本研究地區相近，且使用相同的珊瑚種屬，並同時考慮地區 SST 的氧同位素數值與地區海水氧同位素數值的對珊瑚碳酸鈣骨骼穩定氧同位素影響，因此本研究使用此方程式來推算古海水氧同位素數值。 de Villiers et al. (1994)、Gagan et al. (1998)、Shen et al. (2005a)以及 Yu et al. (2005) 將δ18O-SST 轉換方程式與 Sr/Ca-SST 轉換方程式結合，先利用珊瑚骨骼 Sr/Ca 比值做為海水表面溫度指標，代入δ18O-SST 轉換方程式，並將實測之珊瑚骨骼氧同位素數值代入後，以得到其所生存水體的氧同位素數值(表四、圖十二)。將各年夏季與冬季之 Sr/Ca 比值與氧同位素數值代入計算後，得到 11 年平均之夏季水體氧同位素數值為 0.10‰，冬季為 0.15‰。從第七年開始，冬季之水體氧同位素數值略有上升，而夏季氧同位素數值則明顯變大。前六年冬夏季水體氧同位素數值為 0.12‰與 -0.14‰，而後五年冬夏季水體氧同位素數值則為 0.20‰與 0.32‰。現今實測水體氧同位素數值夏季平均為-0.32‰，冬季平均為-0.73‰。與化石珊瑚所推得之海水氧同位素數值比較起來，化石珊瑚所得之地區海水氧同位素. 27.

(43) 數值不論冬夏皆較現今同地區實測之海水氧同位素數值為大。根據本研究地區之海水氧同位素數值與鹽度之相關方程式: δ18Osw = 0.2002×Salinity(ppt)-6.675. R2=0.92. 可得到化石珊瑚年代的海水鹽度，其冬夏季地區海水平均鹽度分別為 33.7ppt 與 33.3ppt。前六年之冬夏季海水鹽度為 33.5ppt 與 32.4ppt，後五年之冬夏海水鹽度為 33.9ppt 與 34.5ppt。. 表四、各年度冬夏季δ18Osw 數值與鹽度，δ18Osw 數值由利用 Abe et al.(1998) 的δ18O-SST 轉換方程式與 Morimoto et al. (2007)的 Sr/Ca-SST 轉換方程式結合所推算得之，海水鹽度資料由本研究所得之δ18Osw-SSS 轉換方程式所推算得之。年度資料中，δ18Osw 數值的第 1 年為珊瑚骨骼穩定氧同位素周期年度中所定義之第 8 年。第 12 年僅有冬季資料而無夏季資料。 Year. Winter. Summer. δ18Osw(‰). Salinity(ppt). δ18Osw(‰). Salinity(ppt). 1. -0.08. 32.6. -0.33. 31.5. 2. 0.26. 34.2. -0.06. 32.7. 3. 0.04. 33.2. 0.13. 33.6. 4. 0.36. 34.6. -0.18. 32.2. 5. 0.23. 34.0. -0.46. 30.9. 6. -0.07. 32.7. 0.08. 33.4. 7. 0.10. 33.5. 0.30. 34.4. 8. 0.49. 35.2. 0.31. 34.4. 9. 0.35. 34.6. 0.72. 36.3. 10. 0.33. 34.5. 0.03. 33.1. 28.

(44) Year. Winter. Summer. δ18Osw(‰). Salinity(ppt). δ18Osw(‰). Salinity(ppt). 11. -0.12. 32.4. 0.23. 34.0. 12. -0.03. 32.9. N/A. N/A. 平均值. 平均值. 圖十二、化石珊瑚換算之海水氧同位素(δ18Osw)與轉換鹽度與平均比較。左圖為 5845 yr BP 各年冬夏季海水穩定氧同位素數值。右圖為冬夏季推算之平均δ18Osw 與本研究對現今同地區實測冬夏季平均δ18Osw 比較圖，空心圖案為現今實測值。其 error bar 均表 1 個標準誤差。穩定碳同位素與氧同位素相同，可看出週期性振盪，其碳同位素最高值平均、平均值與最低值平均分別為-0.26‰、-1.51‰與-2.86‰(圖十)。在生長緩慢的區間，碳氧同位素週期性的振幅均有變小的現象。將各年之碳同位素周期平均後可發現碳同位素與氧同位素並非同向振盪(圖十三)，其碳同位素一年之中的最大值較氧同位素最大值還要提早出現。碳同位素的. 29.

(45) 週期性震盪現象，為古環境重建指標的意義(Shimamura et al., 2008c)。觀察碳同位素在 14 年間各年度之極大值，極小值與平均值變化，可以發現極大值在 14 年間的變化不明顯，但是在極小值與平均值則隨著時間有逐漸變重的趨勢。此趨勢可能代表珊瑚生長環境發生變化。. 30.

(46) 圖十三、年內碳同位素、氧同位素與太陽輻射之週期性變化圖。紅色陰影區表示碳同位素最大值出現的區域，其最大值均較太陽輻射週期最大值與氧同位素周期中最大值提早出現。問號部分為秋季碳同位素數值有上下跳動的現象，原因不明。6000 yr BP 30°N 的日照量資料來源為 NOAA Orbital Variations and Insolation Database (Berger, 1992)。 31.

(47) 四、討論 4.1 Porites 珊瑚年際間 Sr/Ca 比變化本研究Porites珊瑚分析所得的Sr/Ca比值變化圖中，可以發現前6年的平均Sr/Ca比與後5年的平均Sr/Ca比有不同，後5年的Sr/Ca比較前6年的為低 (圖十一)。造成珊瑚Sr/Ca比發生年際間變化的因素有:(1)珊瑚的生長速率變化所造成的生機效應(de Villiers et al. 1994, 1995)，(2)海水Sr/Ca比值發生的變化(de Villiers et al., 1995; Sun et al., 2005)，(3)海水表層溫度(SST)發生變化(Smith et al., 1979; Beck et al., 1992; McCulloch & Esat., 2000) 。Shen et al. (1996)、Alibert & McCulloch.(1997) 與Mitsuguchi et al. (2002)認為Porites 珊瑚的生長速率對Sr/Ca比值的影響是極小或並不受到的影響的。本研究中前6年的生長速率與後5年的生長速率亦無太大改變，且生長速率過低之區間已排除，故Sr/Ca在年際間的變化應非生長速率改變所造成。de Villiers et al. (1995)與Sun et al. (2004)認為珊瑚的Sr/Ca比確實會受到海水Sr/Ca比變動的影響。de Villiers. (1999) 認為海水Sr/Ca比的變化可能受到淡水注入與水團洋流改變所影響，而該研究實際測量太平洋與大西洋開放大洋地區的海水Sr/Ca比，發現海水中的Sr與Sr/Ca比呈現類似營養鹽的表現，亦即趨勢與營養鹽表現相同，在高營養鹽區Sr/Ca比較大，在低營養鹽區Sr/Ca比較小，同時表層海水的Sr/Ca比較次表層海水為低，但特定地區易受陸源風飄沉積物影響造成Sr/Ca比增加。全球大洋之地區分佈造成的Sr/Ca比會有約 2-3%的變化，推算成SST會造成2-3℃的誤差，且在深海與表水間的差異約為0.11mmol/mol，可造成SST有~2℃的差異。但是在西太平洋熱帶到副熱帶地區的開放大洋表水Sr/Ca比變動，約僅能造成~0.9℃的溫度估算誤差(表五)。Shen et al. (1996)實測南灣地區海水Sr/Ca比發現受到地區湧升流造成高鹽度與高營養鹽的水團Sr/Ca比值較大，其變化造成會最多造成約0.7℃ 的溫度估計誤差。淡水的Sr/Ca比值較大，但相較於海水，淡水中的Sr與Ca 32.

(48) 的含量是較少的，因此淡水的注入並不會明顯的影響海水的Sr/Ca比值 (Shen et al.,1996)。因此，海水Sr/Ca比主要是受到表水與深水不同水團混合的影響，在同一地區的表水Sr/Ca比變化並不大。本研究區域位於西太平洋副熱帶地區，且研究區域內無湧升流存在，因此認為本研究區域受到水團影響而造成海水Sr/Ca比的變動是小的，因此珊瑚骨骼中Sr/Ca比在年際間的變化主因應是受到地區SST所造成的結果。表五、西太平洋地區大洋表水溫度、鹽度、Sr 含量與 Sr/Ca 比與緯度資料表。節錄自 de Villiers. (1999). Lat/Long 5．N/179。E 15．N/179。E 20．N/179。E 25．N/179。E. T(°C) 29.4 27.8 27.8 27.9. Salinity. Sr(µM). Sr/Ca(mmol/mol). 33.7 34.8 35.2 35.4. 87.27 87.23 86.92 86.82. 8.546 8.524 8.501 8.489. 4.2 5845 yr BP 桃園地區海水溫度本研究中Porites珊瑚Sr/Ca所換算得之平均冬夏季SST，分別為20.4°C 與28.3°C，年溫差為7.9°C。其溫度與現今中央氣象局實測海溫比較，冬季海溫較現今高了2.4°C，而夏季海溫較現今低了0.7°C。與IGOSS衛星遙測資料相比較，冬季海溫較現今高了1.5°C，夏季海溫則高了1.0°C。總體而言，5845 yr BP桃園地區的SST，於冬季時較現今為高，夏季時則與現今較無差異，這也造成了與現今相比，5845 yr BP的冬夏季季節性溫差是較小的(現今中央氣象局資料為11.5°C，IGOSS衛星遙測資料為8.4°C)。中全新世時期，北半球冬夏季日照量差異較現今為大，因此被認為此時期的四季溫差較大，季節性明顯(Kutzbach et al., 1985)，但是在本研究中確得到冬夏季∆SST較現今為小的情況。整個東亞地區於中全新世時期由Porites所得之 Sr/Ca計算SST的資料，在雷州半島5906 yr BP的珊瑚資料中也顯示有類似的結果，其結果為冬季SST較該地區現今高1.2°C，而夏季SST與現今無顯 33.

(49) 著差異，而Yu et al. (2005)將其歸因於地區性因素。但是本研究中亦出現相同的情況，顯示此現象並非單純的地區性因素所造成，而在5000-6000 yr BP 的喜介島(Kikai Island) 亦同樣記錄到年溫差縮小的現象(森本真紀, 1998)，顯見整個東亞地區在5000-6000 yr BP冬夏季SST溫差有縮小的情況。由~7500 yr BP到~5000 yr BP中全新世重建古海溫與同地區現今海溫的溫差圖顯示，整個東亞地區於中全新世時期冬夏季海溫多較現今為溫暖，尤其是在進入~6800 yr BP達到最溫暖，而在~5500 yr BP開始下降(圖十四)。變暖的幅度隨各地區不同而略有差異，靠近大陸地區研究站位之升溫幅度較高(雷州半島、海南島與桃園地區)，其最大幅度可達到較現今溫到高2℃，而較靠近大洋的站位升溫幅度較小，有些有降溫的情況。Kutzbach et al. (1998)的大氣GCM(General Circulation Model)發現在6000 yr BP在大陸地區夏季溫度會比現今來的高，而在西太平洋地區的海溫與現今沒有明顯差異。研究站位靠近大陸地區，使在地區海溫上較易受到陸地區域溫度的變化影響，造成升溫幅度較靠近開放大洋地區站位的升溫幅度為大的現象。. 4.3 5845 yr BP 桃園地區海水同位素 Porites 珊瑚骨骼之穩定氧同位素將溫度影響扣除後，可反映其生存海水之海水氧同位素成分(McCulloch et al., 1994; Abe et al., 1998; Gagan et al., 1994, 1998) 。本研究所得之 5845 yr BP 地區海水氧同位素冬夏分別為 0.15‰(V-SMOW)與 0.10‰(V-SMOW)，與本研究實測同地區之冬夏水體氧同位素平均值(-0.73‰與-0.32‰)相比，都較現今實測為大。海水氧同位素成分可能受到冰川體積變化與海水鹽度變化的影響(Epstein et al., 1953; Shackleton, 1974)，並且冰川體積變化會影響全球海水面變化。Clark et al. (1978)以數值模擬認為融冰效應在~5000 yr BP 就維持穩定，後期的一些研究則認為全新世以來北半球大體積的冰蓋(例:勞倫泰冰蓋(Laurentide ice 34.

(50) 圖十四、東亞地區古海水表面溫度與現今同地區海水表面溫度之差值隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均。所有地區古海水表面溫度資料皆使用 Porites 珊瑚 Sr/Ca 比值所推算得之。 35.

(51) sheets)與斯堪地那維亞冰蓋(Scandinavia ice sheets))主要在約 6000 yr BP 時完全消失(Walcott, 1972; Nakada & Lembeck, 1988; Fleming et al., 1998; Lembeck et al., 2002; Peltier, 2002; Yokoyama et al., 1996, 2007; Hongo & Kayanne, 2010)，南半球南極大陸的融冰幾乎和北半球同時或稍微延遲開始且在 Holcene 持續融化，但造成的海平面變化是較次要的(Stuiver, 1981; Lembeck, 1990; Pelitier, 1994; Nakata et al., 2000)，且亦在~6000 yr BP 後全球平均海水面也達到約現今的高度(Woodroffe, 2009)，因此可以認為在約 6000 年前的δ18Osw 與現今海水之δ18Osw 值相比，受到冰川體積變化影響的程度可略，故本研究之時間區間(5845 yr BP)之海水氧同位素的變化應反映出珊瑚所生活之海水鹽度的變化。假設 5845 yr BP 桃園地區之天水與海水之混合方式與現今相同，則根據本研究所建立之地區海水氧同位素與海水鹽度轉換公式計算，冬季與夏季海水鹽度分別為 33.7ppt 與 33.3ppt。與現今同地區之冬夏季海水鹽度相比(均為 32.9ppt)(Jan et al., 2002, 2006)，可發現相較於現今同地區之海水鹽度，5845 yr BP 之海水鹽度冬季高約 1ppt，夏季約相同。造成 5845 yr BP 海水鹽度些微較高的原因，可能為本地區冬季降雨量較現今為少或蒸發量增加所導致或地區水團、洋流變化所造成。環顧整個中全新世東亞地區之珊瑚記錄(圖十五)，可發現僅有海南島在約 5300 yr BP 後有海水氧同位素數值小於同地區現今數值的情況(Sun et al., 2005, Su et al., 2010)，其他地區不論冬夏季或全季平均在都比現今同地區數值為重。因此整體而言，中全新世時期東亞地區的海水氧同位素數值平均是比現今更大，而地區性洋流水團變化對於大尺度整體的變化影響是過小的。Berger & Loutre. (1991)認為，因為中全新世時期受到軌道力作用，北半球日照量較現今為高，造成整個西北太平洋表層海水蒸發作用較現今為旺盛，使中全新世時期的海水氧同位素比現今同地區為大(Hewitt & Mitchell, 1996; Kitoh & Murakami, 2002; Yokoyama et al., 2011)。 36.

(52) 4.4 海水同位素的年際間變化將 Porites 珊瑚骨骼之穩定氧同位素數值受溫度影響的部分扣除後，可發現由第 7 年起，冬夏季的δ18Osw 與前六年有明顯不同，其變化時間與 Porites 珊瑚 Sr/Ca 比相同。前六年之冬季δ18Osw 平均為 0.12‰，夏季為 -0.14‰，但是在第 7 年開始，冬季的δ18Osw 為 0.20‰，夏季為 0.32‰。冬季略變重了 0.08‰，而夏季的δ18Osw 變化量達到 0.46‰。年際間海水鹽度改變有可能是地區水團的不同或蒸發降雨效應的改變所造成。本研究區域中位於台灣海峽北部，主要對本地區造成影響的水團有黑潮支流的入侵(Kuroshio Branch Water, KBW)、南海水或南海暖流 (South China Sea Water, SCSW 或 South China Sea Warm Current, SCSWC) 以及中國沿岸水(China Costal Water, CCW) (Hu et al., 1990; Hu & Liu et al., 1992; Jan et al., 2002, 2006; Wu & Hsin, 2005; Wu et al., 2007; Hu et al., 2010)。黑潮支流出現於台灣海峽東岸的表層與次表層，帶進的是高溫高鹽的水團。南海水/南海暖流出現於台灣海峽的中部與西岸的表層，帶進高溫與鹽度相對於黑潮支流較低的水團。中國沿岸水主要出現於台灣海峽西岸，溫度與鹽度都是三個水團中最低的(張志成, 2000; Jan et al., 2002, 2006)。關於這三種水團在台灣海峽的季節變化，有許多前人研究的討論 (Nino & Emery, 1961; Nitani, 1972; Guan, 1986; Hu et al., 1990; Hu & Liu 1992; Jan et al., 2002, 2006; Wu & Hsin, 2005; Wu et al., 2007; Hu et al., 2010)。張志成(2000)針對台灣海峽的海水氧同位素成分進行研究，發現本研究區域的水體氧同位素數值於四季的變化為:冬季為-0.3‰、春季為 +0.2‰、夏季與秋季則為-0.1‰。Jan et al. (2002)提出台灣海峽的洋流主要受控於季風影響，並且做出台灣海峽四季的洋流水團變化圖。Hu et al. (2010)根據前人文獻整理了整個台灣海峽在冬夏季的洋流變化(圖十六)、 (圖十七)。整體而言，在台灣海峽冬季，北部受到強烈東北季風的影響，將中國沿岸水由東海沿中國東岸進入台灣海峽。經過彰雲隆起時，一部分 37.

(53) 圖十五、東亞地區古海水同位素與現今同地區海水同位素之差值隨年代分布圖。紅色代表夏季，藍色代表冬季，綠色為全年平均。所有地區古海水同位素資料皆使用 Porites 珊瑚δ18O 值所推算得之。 38.

(54) 水團繼續沿岸南下，另一部分受到阻擋，以 U 字型迴轉沿台灣西岸向北迴流，此時黑潮支流在表層海水被認為僅入侵進入台灣海峽南部，同時受到南向洋流與彰雲隆起阻擋而無法北流，或是仍沿台灣西部沿海地區向北，但其的傳輸量很低。在春季時，東北季風減弱，中國沿岸水退縮，只出現於中國沿岸，使黑潮支流向北沿台灣西部入侵。夏季跟秋季的洋流型態類似，向北入侵的洋流因受西南季風影響，由為南海水/南海暖流為主的水團入侵，沿台灣海峽中部與西部進入，黑潮支流被替換或是與南海水團混合北上。而秋季與冬季的差別在於東北季風逐漸增強，使台灣海峽東北部地區有中國沿岸水的出現。此洋流型態與張志成(2000)所實測的水體氧同位素值符合，也就是冬季進入台灣海峽北部的是鹽度最低的中國沿岸水 (-0.3‰)，春季則是鹽度最高的黑潮支流(+0.2‰)，夏季與秋季為鹽度次高的南海水(-0.1‰)。地區水文系統的變化確實可能造成年際間δ18Osw 的變化。沿岸地區海水氧同位素數值有可能受到蒸發與淡水效應影響。海洋上的直接降雨與由陸源河川輸入的淡水使海水氧同位素偏向負值，蒸發作用旺盛使海水氧同位素偏向正值。根據國科會海洋學門資料庫(紀錄時間:1985~ 2011 年; http://www.odb.ntu.edu.tw/ctd/?p=1917)針對研究地區現今的四季表層海水鹽度變化測量，本地區春夏秋冬四季的海水鹽度分別為 34.1、32.9、33.5 以及 32.9ppt。而研究地區春夏秋冬四季的平均雨量為 496.4、481.4、379.8 與 248.7mm。經過比較後可發現，本地區在季節性的海水鹽度變化上，與地區降雨量較無直接相關(圖十八)。雨量最大的春季所測得之地區海水鹽度最大，而雨量最少的冬季所測得之地區海水鹽度則與夏季相同為最小。而其季節性鹽度變化與前所述的水團洋流變化較為一致，唯在夏季與秋季略有不同 (海水氧同位素數值均為-0.1‰，鹽度為 32.9 與 33.5ppt)，其可能原因為夏季降雨量多於秋季所造成鹽度略有差異，但卻非主要影響鹽度變化之因素。不同於有些研究區域，其地形為半封閉之峽灣地形(ex:墾丁南灣地區; 孫虓天, 1999; Shen et al., 2005)，與外海之水體 39.

(55) 圖十六、Jan et al. (2002)提出的台灣海峽表層四季洋流水團圖。. 圖十七、Hu et al. (2010)所提出台灣海峽表層冬夏季洋流水團圖。左圖為冬季。右圖為夏季。洋流包含中國沿岸水(ZCC)、南海表層水(SCSWe)、遠東沿岸流(YCC)、南海黑潮支流 (SCSBK)、冬季北上黑潮(KETe)、黑潮環狀流(KLC)與其北上洋流(KLCe)。 40.

(56) 圖十八、桃園地區四季雨量與海水鹽度對照表。雨量資料來自中央氣象局埔心雨量站(2001-2010)，地區海水鹽度來自國科會海洋學門資料庫測站。流通性較為差，本研究地區之海水與外海水體流通性較佳，海水鹽度受水團變化的影響較為明顯。因此本研究地區主要造成海水鹽度與氧同位素變化的因素應為地區性的水團洋流變化所造成，輔以部分蒸發/降雨效應。 4.5 SST 與δ18Osw 年際間變化的原因根據前段分析，本研究中可觀察到 Porites 珊瑚在第 7 年有 Sr/Ca 比與 δ18Osw 的同時變化，反映著地區 SST 變暖與地區水團洋流的變化。冬季 SST 上升 3℃，海水氧同位素上升 0.08‰(相當於鹽度上升~0.4ppt)，可能表示後 5 年的冬季溫度較高且降雨較少/蒸發較強，可能為冬季季風減弱所造成。夏季 SST 上升 3℃，且海水氧同位素上升 0.46‰，反應的可能是前 7 年夏季影響研究地區水團與後 5 年不同所造成。影響台灣海峽的不同水體中，黑潮支流的入侵，會造成高鹽度與 SST 較高的水團進入本研究地區。黑潮支流進入台灣海峽後可分為兩支，其黑潮表層水會在春季時直接入侵進入台灣海峽表層水，而在夏季時受西南季風影響被南海水/南海暖流替混合或替換。而黑潮的另一支則會由次表層持續向北輸送，且此北向的傳輸 41.

由微孔珊瑚骨骼穩定碳氧同位素組成與鍶/鈣比分析探討 台灣西北部全新世中期之古氣候

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