台灣西南海域天然氣水合物好景區之甲烷與溶解無機碳之碳同位素成份變化

國立台灣大學地質科學系 碩士論文

Department of Geosciences College of Science

National Taiwan University Master Thesis

台灣西南海域天然氣水合物好景區之 甲烷與溶解無機碳之碳同位素成份變化

The carbon isotopes of DIC and methane gas from gas hydrate potential area offshore SW Taiwan

陳乃禎 Nai-Chen Chen

指導教授：楊燦堯 博士

Advisor：Tsanyao Frank Yang, Ph.D.

中華民國 98 年 6 月

June, 2009

誌 謝

羅馬不是一天造成；同樣地，論文不是一天寫完整。一樣作品的背後，是許 多人的付出所堆砌而成。很慶幸自己待在楊老師燦堯的實驗室，感謝老師不只是 創造許多機會讓我們得以做研究、出國觀摩、提供生活上的許多資訊，老師也很 用心經營實驗室的氣氛，使得實驗室的關係很像一個大家庭。就是因為是個大家 庭，彼此的關係不只是在研究上相互討論及幫助，更多的是噓寒問暖。我很感謝 這裡的每個人對我的幫助，包括曉芬、德芳、佩涓、瑋立、小州、浣熊、Vivek、

Monika、佳菱、博文、小雄、國維、阿笨、筱琪、心怡、鈞元、艾荻、宣文、

俊銘、皇伶、惠雯、明恭、澤華、宇涵，但這些幫助，其實都比不上當我很洩氣 的時候，你們給我的鼓勵—有時是理性的建議，有時是溫暖的陪伴，有時是搞笑 的演出。我想這些回憶真的是進實驗室，我所得到的寶貴銀兩。

除了以上這些楊家將，當然不能忘記給與我諸多意見及建議的林曉武、林立 虹、王詠絢老師。許多一針見血的問題，反而幫助學生我釐清觀念，也促使我能 在這上面有更多的思考與想法。感謝在出海期間，林曉武老師及海研一號的船員 們的協助；感謝東京大學的松本良教授及南京大學的蔣少涌教授提供實驗室設備，

也感謝博士生 Akihiro Hiruta 及博士後研究員楊濤在分析樣本上的幫忙。

教會的好朋友們，也是我很愛的以勤與 Jasmine family，感謝你們每一個人 為我禱告，大老遠跑來陪我聊天，也時常邀我去你們家放鬆心情。雖然你們並沒 能與我經歷相同的事，但每每與你們聊天，卻又覺得你們是很想用心體會我的心 情，有你們做後盾，真的很幸福。

最後要感謝我可愛的家人，雖然你們也經歷許多風風雨雨，但是看見你們常 常用很多正面的態度去面對，心中充滿許多感動，你們不會在學業上給我很多壓 力，反而希望我可以自由發揮。很感謝這個可愛的家庭，雖然不富足，但卻很快 樂。謝謝大家陪我走過這研究所人生，我想這本論文，就是你們對我付出的累積。

I

摘 要

過去研究認為台灣西南海域的高甲烷通量可能是天然氣水合物解離而擴散 上來的。我們知道沉積物表層有大量微生物活動，其中包括消耗甲烷以及產生甲 烷的微生物，既然在岩心中會有產甲烷的微生物，所以測得的氣體不完全是從深 部擴散而來的。為細究沉積物間隙甲烷氣來源與淺層微生物活動的關係，本研究 將討論海研一號於2007 年與 2008 年在台灣西南海域利用活塞岩心採樣所取得之 岩心，分析沉積物中孔隙水溶解的無機碳（dissolved inorganic carbon，簡稱 DIC）

碳同位素比值以及甲烷的碳、氫同位素比值，並探討其成因與彼此間的關係。分 析結果顯示活動大陸邊緣（active continental margin）的下部斜坡（lower slope）

測站（GT1、26、27、28），其碳同位素比值介於 -72.8～-112 ‰，主要屬生物性 來源；而位於活動大陸邊緣的上部斜坡（upper slope）的測站 GT39B，其值介於 -45～-63.8 ‰，以熱裂解氣體為主要來源。比較甲烷與 DIC 碳同位素比值隨深度 變化圖，發現甲烷氣體與DIC 的碳同位素比值於硫酸鹽與甲烷過渡帶（sulfate methane transition，簡稱 SMT）有一最低值。造成此一低值的原因可能和甲烷生 成反應（methanogenesis，其中最主要是二氧化碳還原反應 carbonate reduction，

CO2+4H2CH4+2H2O）以及甲烷厭氧氧化反應（anaerobic methane oxidation，簡 稱AOM）同時出現所造成，如此可以證實此兩種細菌活動的存在與其造成的碳 循環有關。於下部斜坡地區的測站，其DIC 碳同位素比值變化圖顯示出深度在 SMT 以下碳同位素比值隨深度漸漸變重的趨勢，這也表示二氧化碳還原反應漸 趨重要地位，因此淺層甲烷之來源不可忽略淺層微生物活動所造成的影響。

關鍵字：甲烷、溶解無機碳、天然氣水合物、碳同位素、甲烷生成反應

II

Abstract

In previous studies, high methane flux in offshore SW Taiwan was considered related to the dissociation from gas hydrate. However, dynamic microbial activities have been observed in the shallow sediments indicating mixture of methane from these shallow reactions. In this study, piston core samples were collected from gas hydrate potential area offshore of SW Taiwan during several surveys since 2007 ( r/v ORI, Leg 828, 835, 860). The ¹³C of dissolved inorganic carbon (DIC) and ¹³C and

D of methane in interstitial water of cored samples were measured in order to identify the source of methane gas and biogeochemistry processes.

We can have following conclusions based on the results of this study. (1)

methane gas of samples collected from lower slope of active continental margin (sites GT1, 26, 27, 28) are mainly generated by microbial activities (¹³C = -72.8 ~ -112

‰); on the other hand, methane gas from upper slope of active continental margin (site GT39B) is mainly from thermogenic source (¹³C = -45 ~ -63.8 ‰). (2) The lightest ¹³C value of methane and DIC usually occur at the sulfate methane transition (SMT) of depth profile, indicating that carbon cycling within this transition indeed exists. Thus, we can conclude that the ¹³C-depleted methane could be generated at the top of methanogenic zone when the ¹³C-depleted CO2 produced by the

microbially-mediated process of anaerobic oxidation of methane (AOM), and it may be recycled back to methane pool by the process of CO2 reduction. (3) ¹³C values of DIC become heavier with increasing depth in many sites, indicating that CO2

reduction process became more important at the depth of the profiles. All these evidences indicate that significant microbial activities in the studied area. Therefore, methane from microbial activities should not be overlooked in high methane flux area, even at gas hydrate potential area.

III

Keywords: methane, dissolved inorganic carbonate, gas hydrate, carbon isotopes, methanogenesis

IV

目錄

壹、前言 ... 1

貳、研究目的 ... 2

2-1 了解台灣西南海域甲烷氣之氣體來源 ... 2

2-2 了解硫酸鹽—甲烷交界帶之微生物活動影響 ... 4

2-3 評估當地微生物活動之影響 ... 8

叁、研究方法 ... 9

3-1 採樣地點 ... 9

3-2 採樣及分析方法 ... 15

3-2-1 沈積物間隙氣體採樣及分析方法（圖 3-2） ... 15

3-2-2 海水溶解氣體濃度分析（圖 3-3） ... 17

3-3 濃度換算—計算 GC 分析血清瓶內沈積物間隙氣體與底水溶解氣體濃度 ... 18

3-4 沈積物間隙甲烷氣與孔隙水溶解無機碳（DIC）之碳同位素分析 ... 18

3-4-1 溶解無積碳之碳同位素分析 ... 18

3-4-2 沉積物間隙甲烷氣之碳同位素分析 ... 19

3-6 數值模擬 ... 21

肆、分析結果 ... 22

4-1 底水溶解甲烷濃度 ... 22

4-2 沈積物岩心樣品間隙甲烷濃度 ... 24

4-3 甲烷氣碳氫同位素分析結果及 DIC 碳同位素比值 ... 43

伍、討論 ... 47

5-1 探討甲烷氣體來源 ... 47

5-1-1 探討淺層（< 5 mbsf）甲烷氣體來源 ... 47

5-1-2 探討深層（> 5mbsf）甲烷氣體來源 ... 49

5-2 探討硫酸鹽—甲烷交界帶（SMT）及其附近之微生物活動影響 ... 52

5-2-1 SMT 的界定 ... 52

5-2-2 探討 SMT 的微生物活動 ... 55

V

5-2-3 探討 SMT 下的微生物活動 ... 57

5-3 評估微生物活動的影響 ... 60

5-3-1 模擬之結果與討論 ... 60

5-3-2 綜合討論 ... 62

陸、結論 ... 63

柒、參考文獻 ... 64

VI

圖 目 錄

圖 2-1：生物性來源氣體形成過程及環境 ... 3

圖 2-2：以甲烷之碳、氫同位素圖區別其氣體來源 ... 4

圖 2-3：（A）ODP Leg 175 在西非奈米比亞 Southern Angola Basin 的 DIC 碳同位 素比值（B）ODP Leg 164 在 Blake Ridge 各資料的碳同位素比值，其 中黑色線為DIC 碳同位素比值 ... 6

圖 2-4：（A）微生物活動與甲烷及碳酸氫根之間的關係（B）影響 DIC 碳同位素 值的四個因素... 7

圖 2-5：Borowski et al.（1997）提出 SMT 附近之碳同位素循環 ... 7

圖 3-1：採樣地點分佈圖 ... 10

圖 3-2：利用 GC 血清瓶內沈積物間隙氣體成分流程圖 ... 16

圖 3-3：利用 GC 分析血清瓶內海水溶解氣體成分流程圖 ... 17

圖 3-4：利用連續流質譜儀測定溶解無機碳之碳同位素流程圖 ... 19

圖 3-5：利用 GC-MS 分析血清瓶內沉積物甲烷及間隙水中溶解無機碳之碳同位 素比值流程圖... 20

圖 4-1：ORI-860 航次各站位海洋底水溶解甲烷氣濃度分析結果 ... 23

圖 4-2：ORI-828 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖 ... 26

圖 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖 ... 27

圖 4-4：ORI-835 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖 ... 29

圖 4-5：ORI-860 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖 ... 31

圖 4-6：ORI-860 航次各站位岩心頂部沉積物間隙氣體甲烷氣體濃度分析結果 41 圖 4-7：ORI-860 航次甲烷濃度高的各站濃度深度剖面示意圖與底水溶解甲烷氣 濃度對照圖... 42

圖 4-8：ORI-828 及 ORI-835 航次活塞岩心中沉積物間隙甲烷與 DIC 之碳同位素 隨深度變化圖... 45

VII

圖 4-9：ORI-860 航次活塞岩心中沉積物間隙甲烷與 DIC 之碳同位素隨深度變化

變化圖... 46

圖 5-1：C1/C2+與甲烷氣碳同位素分佈圖 ... 48

圖 5-2：於中國石化無錫石油地質研究所分析之甲烷氣碳氫同位素分佈圖 ... 48

圖 5-3：將 OR1-835-GT39B 之 C1/C2+與甲烷氣碳同位素分佈圖的資料還原後之 可能結果... 49

圖 5-4：ORI-860-28 與 MD-G22 之 CH4、CO2與DIC 之碳同位素 ... 51

圖 5-5：CH4與CO2之間的分異係數與深度分布圖 ... 52

圖 5-6：ORI-860-28 與 MD-G22 之 CH4與CO2或DIC 之間的分異係數與深度分 布圖... 52

圖 5-7：SMT 界定圖 ... 54

圖 5-8：SMT 界定圖-2 ... 55

圖 5-9：碳循環的示意圖 ... 56

圖 5-10：ORI-835 與 ORI-860 兩個航次的甲烷氣之碳與氫同位素關係圖。 ... 57

圖 5-11：（A）OR1-828-GT1 之甲烷與 DIC 碳同位素隨深度變化圖，其 DIC 碳同 位素隨深度變重（B）有機物與碳酸鹽的含量與深度變化圖（C）鎂、 鈣離子濃度與深度變化圖（D）四個影響 DIC 碳同位素的關係圖 ... 58

圖 5-12：ORI-828-GT1 及 ORI-835-GT39B 甲烷與 DIC 分異係數隨深度變化圖 ... 59

圖 5-13：模擬之結果 ... 61

圖 5-14：活動大陸邊緣與上部斜坡的甲烷來源概念圖 ... 62

VIII

表 目 錄

表 3-1：ORI-828 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度

列表... 11

表 3-2：ORI-834 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表... 12

表 3-3：ORI-835 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表... 13

表 3-4：ORI-860 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表... 14

表 4-1：834、835、860 航次各站位底水氣體濃度分析結果 ... 22

表 4-2：ORI-828 航次沉積物間隙氣體 CH4、C2H6 及CO2濃度分析結果 ... 34

表 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體 CH4濃度分析結果 ... 35

表 4-4：ORI-835 航次沉積物間隙氣體 CH4濃度分析結果 ... 37

表 4-5：ORI-860 航次沉積物間隙氣體 CH4及CO2濃度分析結果 ... 39

表 4-6：ORI-828 及 ORI-835 航次沉積物間隙水 DIC 碳同位素及間隙氣體碳氫同 位素分析結果... 44

表 4-7：ORI-860 航次沉積物間隙水 DIC 碳同位素及氣體碳氫同位素分析結果 ... 44

表 5-1：各站位模擬結果整理 ... 60

1

壹、前言

天然氣水合物是一種在低溫高壓下形成的籠形包合物，若其中所包裹的氣體 以甲烷為主又稱為甲烷氣水包合物。其廣泛地分部於極區永凍層及大陸邊緣海域 地層中，在能源、地質災害、環境變遷等方面佔極重要的角色，若能有效開採，

極可能成為二十一世紀最重要的能源資源之一（Milkov and Sassen, 2002, 2003）。

由於甲烷氣水包合物所引起的溫室效應遠大於二氧化碳，若這些存於地層中的天 然氣水合物釋放到大氣中，將使全球氣候大受影響。另外當海床下天然氣水合物 因環境改變而變的不穩定，也有可能造成海底崩移，導致區域性地質災害（Paull et al., 2000）。

根據我國學者在台灣西南海域所做的調查計劃結果，異常高的甲烷濃度

（Chuang et al., 2006）、快速的硫酸鹽還原速率、非常淺的硫酸鹽甲烷交界帶

（sulfate-methane transition，簡稱 SMT）結果（Lin et al., 2006），顯示在台灣西 南海域的甲烷通量非常高。而台灣西南海域有著廣佈的海床仿擬反射（bottom simulating reflection，簡稱 BSR），此海床仿擬反射是地球物理證據中，天然氣水 合物存在於海床下的最有利證據（鍾三雄與張芳碩，2001；Chi et al., 1998；

Schnurle et al., 1999；Liu et al.,1997），綜合地化與地物的研究結果，顯示天然氣 水合物存在的可能性非常大，造成甲烷通量高的原因可能是來自天然氣水合物解 離並向上擴散而來（Chuang et al., 2006）。但硫酸鹽不只會與甲烷發生反應，也 會與有機物發生反應。海底沉積物表層有大量微生物活動，其中包括消耗甲烷以 及產生甲烷的微生物，既然產甲烷的微生物存在於岩心中，也代表測得之氣體不 完全是從深部擴散而來，有可能是沉積物表層之產甲烷微生物活躍，使得淺層甲 烷在日積月累之下，累積很高的甲烷濃度。因此，為探討以上種種問題之原因，

本研究利用碳同位素比值來確認SMT 附近的微生物活動對地化特徵的影響並利 用數值模擬的方式量化微生物活動影響的比例。

2

貳、研究目的

2-1 了解台灣西南海域甲烷氣之氣體來源

分析甲烷氣體的碳同位素比值為一重要探討氣體來源的指標，可以知道甲烷 氣的來源是生物性來源（methanogenesis）還是熱分解來源（thermogenesis）。

經由微生物性分解作用所產生的甲烷主要有兩種，一為二氧化碳還原反應

（carbon dioxide reduction）又稱為碳酸鹽還原反應（carbonate reduction）：

CO2 + 4H2 →CH4 + 2H2O；4H2 + HCO3-

+H⁺ →CH4 +3H2O 另一為醋酸發酵反應（microbial fermentation）：

CH₃COO^- + H⁺ →CH₄ +CO₂

在淡水（Fresh Water）的環境，微生物性分解來源甲烷氣體約有 70%是經由醋酸 發酵反應所形成（Cappenberg and Jongejan, 1978），但是當醋酸基質耗盡時，微 生物會行二氧化碳還原反應來產生甲烷。大洋的環境中，在硫酸鹽還原反應帶以 上也有經由發酵反應（微生物利用非競爭性的基質，例如：甲基胺、二甲基胺、

三甲基胺等）形成的甲烷，而在硫酸鹽還原反應帶以下，硫酸鹽濃度已下降許多，

甲烷氣體主要是以二氧化碳還原反應所形成。在硫酸鹽還原反應帶以上形成的甲 烷容易再次氧化形成二氧化碳，因此大洋的環境，生物性來源的氣體主要是經二 氧化碳還原反應所形成（圖2-1）。熱分解來源氣體（Thermogenic Gas），主要由 油母質裂解所形成，各種不同型態的油母質過了成熟期之後（>70℃），在不同溫 度下會裂解形成各種不同的氣體。

利用氣體的成分比值（C1/C2+，其中C1指甲烷，C2+指碳數為 2 以上的碳氫 化合物氣體，以乙烷及丙烷為主）以及甲烷碳同位素比值來判定氣體來源。經生 物性分解作用所形成的氣體，其C1/C2+ > 10³，且甲烷碳同位素比值< -60 ‰；若 是經由熱分解作用所形成的氣體，其C1/C2+ < 10²，且甲烷碳同位素比值< -52 ‰；

介於中間者為混合區。但此方法只能分辨甲烷氣體為生物性分解氣體抑或是熱分

3

解氣體，並不能為我們指出是何種生物性分解作用所產生的甲烷氣體。

若分析甲烷的碳氫同位素，便可清楚地區分出甲烷氣體的來源（圖2-2）。以 二氧化碳還原作用為主生成之甲烷氣，其碳同位素值介於- 60 ~ - 110 ‰，氫同位 素值介於-170 ~ - 250 ‰；以醋酸發酵反應生成之甲烷氣，其碳同位素值介於- 50

~ - 60 ‰；氫同位素值介於-250 ~ - 400 ‰。經熱分解作用形成的甲烷，其碳同位 素值介於- 20 ~ - 50 ‰；氫同位素值介於-275 ~ - 100 ‰（Whiticar, 1999）。

圖 2-1：生物性來源氣體形成過程及環境（Whiticar., 1999）。

4

圖 2-2：以甲烷之碳、氫同位素圖區別其氣體來源（Whiticar, 1999）。

2-2 了解硫酸鹽—甲烷交界帶之微生物活動影響

在還原的海洋沉積物當中，間隙水中的硫酸鹽會被微生物所消耗。主要有兩 個 重 要 的 反 應 會 消 耗 硫 酸 鹽 （ 硫 酸 還 原 反 應 ）， 一 為 有 機 物 消 耗 硫 酸 反 應

（organoclastic sulfate reduction）：

2（CH₂O） + SO₄^2- →2HCO₃^- +H₂S

另一反應主要是甲烷與硫酸鹽反應（methanotrophic sulfate reduction），又稱為甲 烷厭氧氧化反應（Anaerobic Methane Oxidation，簡稱 AMO，或 Anaerobic Oxidation of Methane ， AOM ）， 此 反 應 主 要 發 生 在 硫 酸 鹽 甲 烷 交 界 帶

（Sulfate-methane interface /transition，簡稱 SMI 或 SMT）：

CH4+ SO42-

→HCO3-

+ H2S+ H2O

不論是有機物或甲烷與硫酸鹽反應，兩者的生成物均含有碳酸氫根（為溶解無機

5

碳，dissolved inorganic carbon，簡稱 DIC。其包含很多種形式的溶解無機碳，而 沉積物中的DIC 主要以碳酸氫根為主）。分析此DIC 的碳同位素比值可以分辨出 反應碳的來源，若是有機物與硫酸鹽反應，則在SMT 所看到孔隙水的 DIC 碳同 位素值約為-22‰；若此區域有 AOM 反應，我們將可以看見碳酸氫根的碳同位 素值在SMT 有最低值，至於這最低值並無確切的範圍，將要視 AOM 反應的快 慢，以及當地有機物產生碳酸氫根的碳同位素值而判定。以西非奈米比亞的 Southern Angola Basin（ODP Leg 175）為例，此地以有機物消耗硫酸鹽為主，但 DIC 的碳同位素值在 SMT 有一最輕值-22.09‰，只略輕於有機物消耗所產生的碳 酸氫根碳同位素值-21‰（圖 2-3-A）。然而在 Blake Ridge（ODP Leg 164），其 DIC 的碳同位素值在 SMT 有一最輕值-37.7‰，明顯輕於有機物消耗所產生的碳 酸氫根碳同位素值-22‰（圖 2-3-B）。

除了上述兩個微生物活動反應會影響DIC 的碳同位素，發生在 SMT 下的二 氧化碳還原反應也會影響，除了上述兩個微生物活動反應會影響 DIC 的碳同位 素，發生在 SMT 以下的二氧化碳還原反應也會影響，此反應多使用 ¹²CO2產生 甲烷，進而使得間隙水的DIC 碳同位素值變重（因為較多¹²CO2形成¹²CH4，使 得 DIC 儲存庫留下較多 ¹³CO2）。碳酸鹽的沉澱及解離也帶來影響：非自生性碳 酸鹽的碳同位素值接近0‰，若此類碳酸鹽解離，則會使 DIC 碳同位素值變重；

反之若沉澱，則會使碳同位素值變輕，但一般來說，非自生性碳酸鹽的沉澱及解 離所造成的同位素分異效應很小，其影響力不及前述三項微生物反應。不論AOM 或者二氧化碳還原反應皆與甲烷有密切關係，所以可以利用甲烷及 DIC 的碳同 位素的變化來探討SMT 附近的微生物活動。有關微生物活動與碳酸氫根及甲烷 之間的關係，將以圖2-4 顯示。

Galimov et al.（1983）及 Claypool et al.（1985）提出：SMT 附近有甲烷及 DIC 碳同位素值最低值的現象是因為 AOM 與二氧化碳還原反應同時發生而產生 碳循環（carbon cycling）所造成。此碳循環的存在是由於兩種微生物活動的存在 而造成的，所以若要了解 SMT 附近的微生物活動，勢必要了解此碳循環。

6

Borowski et al.在 1997 年再度提出這個理論的重要性（圖 2-5），然而也有人忽略 此理論的重要性（Ussler & Paull, 2008），所以本研究也將觀察及討論台灣西南海 域碳循環存在的可能性。

圖 2-3：（A）ODP Leg 175 在西非奈米比亞 Southern Angola Basin 的 DIC 碳同位 素比值（Moore et al., 2004）。（B）ODP Leg 164 在 Blake Ridge 各資料的碳同位 素比值，其中黑色線為DIC 碳同位素比值（Rodriguez et al., 2000）。由上兩個地 方的實驗結果，可顯示在SMT 區域，無論 DIC 碳同位素值接近有機物或是甲烷 之碳同位素，皆有一最低值，且無確切範圍。

7

圖 2-4：（A）微生物活動與甲烷及碳酸氫根之間的關係（修改自 Rodriguez et al., 2000）。（B）影響 DIC 碳同位素值的四個因素。

圖 2-5：Borowski et al.（1997）提出 SMT 附近之碳同位素循環是造成甲烷碳同 位素值有一低值之原因，此圖表碳循環過程。

8

2-3 評估當地微生物活動之影響

就目前的研究，我們得知甲烷的氣體可能是來自於深部的天然氣水合物解離 而擴散上來的。由於在SMT 附近有許多微生物的活動，當然也包含甲烷菌的產 甲烷反應。探究岩心中之甲烷來源之前，為避免因中文語意而產生混淆，先定義 三個甲烷的來源：（1）來自深部的甲烷氣。一般而言，深部甲烷氣所指的範圍較 廣，由於本文將細究為生物反應，因此定義所謂的深部甲烷來源是指深度大於所 取岩心的長度。以本篇文章為例：取得岩心長約為5 公尺，那麼來自大於 5 公尺 深度的甲烷就稱之為來自深部的甲烷。而這部分的氣體可能是來自於生物性或熱 分解氣體經由擴散抑或是對流而遷移上來。（2）來自當地的甲烷氣。此甲烷氣的 來源是指原生甲烷氣，姑且稱之為in situ biogenic methane。若取得的岩心為 5 公尺長，所謂的當地，就是指在岩心未取出前，SMT 至 5mbsf 的這塊區域；所 以，in situ biogenic methane 就是指在這塊區域中，由原本生存的甲烷菌所產生的 甲烷氣體，主要是指甲烷菌利用來自沉積物中的基質，所產生的甲烷。（3）來自 碳循環所產生的甲烷氣；換句話說，就是將來自AOM 的 HCO3-做為前驅物，行 二氧化碳還原反應所產的甲烷，這也是屬於生物性來源的氣體。（3）所指的氣體 包含在in situ biogenic methane 的範圍，之所以將（3）提出來分為一類是為了方 便後面的討論。

為探究岩心中 SMT 以下的區域有多少產甲烷菌所產的甲烷（也就是 in situ biogenic methane 以及來自碳循環的甲烷氣），本研究將利用洪瑋立（2009）所做 出的模擬，以量化岩心中甲烷菌所產生的甲烷及岩心以外的深部擴散上來的甲烷 的比例，藉以更明白就現在所測得的甲烷氣體，岩心中甲烷菌所產生以及從岩心 以外的深部遷移上來之比例。關於如何應用模擬，本研究在第三章第六節有更詳 細的解說。

9

叁、研究方法

3-1 採樣地點

本研究區域分佈於台灣西南海域，分析之樣品於以下四個航次採得：海研一 號的ORI-828 （2007/4/6~2007/4/9 ）、ORI-834 （ 2007/6/14~2007/6/18 ）、ORI-835

（ 2007/6/23~2007/6/28）、ORI-860 （ 2008/3/23~2008/4/1 ）。

本研究主要利用岩心採集器採集海床面的海洋底水及海洋沉積物岩心樣品，

分析海底溶解甲烷氣體濃度、沉積物間隙甲烷濃度、其他碳氫化合物的濃度、孔 隙水中的溶解無機碳（DIC）與甲烷之碳同位素比值。於 2007 年共採集了 57 個 活塞岩心及 9 個重力岩心。其中 ORI-828 主要於活動大陸邊緣進行岩心採集；

ORI-834 採集地以活動大陸邊緣之上部斜坡為主；ORI-835 則以被動大陸邊緣區 域為主，只有一站GT39B 位於活動大陸邊緣之上部斜坡。其中選擇這 3 個航次 中有甲烷異常的岩心，分別為ORI-828 的 GT1（其經緯度與 G23 非常接近）及 ORI-835 的 GT39B（圖 3-1），並挑選無甲烷異常的一站做背景值（ORI-835-GT44）， 至日本東京大學分析 DIC 與甲烷碳同位素比值分析，以比較活動大陸邊緣上部 斜坡與下部斜坡的碳同位素比值之異同。

2008年航次（ORI-860）於過去研究中甲烷通量較高的高區，選擇活動大陸 邊緣的「永安海脊」及「台南海脊」（也就是ORI-718航次的G22；及ORI-765航 次的N8、G23站位附近，圖3-1），進行調查。本航次於30個站位共採集了23根 活塞岩心沈積物樣品，並選擇甲烷濃度高且在SMT下有較多樣品的站位，分別是

「永安海脊」的26、27、28這幾個站位，由於未發現位於「台南海脊」的站位有 高濃度的甲烷氣體，所以選擇甲烷氣濃度相對高的1、17這兩個站，至同一實驗 室分析DIC及甲烷碳同位素比值，以瞭解其氣體來源。表3-1~3-4詳列各測站所採 岩心之相關資料。

10

圖 3-1：採樣地點分佈圖：ORI-828 航次（黃色星號）; ORI-834 航次（桃色圓形）;

ORI-835 航次（紫色三角形）; ORI-860 航次（藍色三角形）;過去研究中 有甲烷異常的站（紅色三角形）。

11

表 3-1：ORI-828 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表。

站位

（ORI-828）

緯度

（N）

經度

（E）

水深

（m）

岩心長度

（cm）

採樣器 種類 GT1 22°21.08 119°48.92 1239 490 P.C.

GT2 22°01.81 119°46.19 1876 238 P.C.

GT3 21°50.06 120°07.64 1750 140 G.C.

GT9 21°46.19 120°17.96 1837 183 G.C.

GT10 21°47.95 120°22.83 974 123 G.C.

GT4 21°49.223 120°26.594 631 105 G.C.

GT5 21°53.97 120°29.31 888 68 G.C.

GT6 21°56.45 120°28.73 712 112 G.C.

GT7 22°11.010 120°24.638 409 117 G.C.

GT11 22°11.25 120°15.86 825 105 G.C.

GT8A 22°09.55 119°59.89 1181 155 G.C.

註：P.C.=Piston Core；G.C.=Gravity Core

12

表 3-2：ORI-834 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表。

站位

（ORI-834）

緯度

（N）

經度

（E）

水深

（m）

岩心長度

（cm）

採樣器 種類 GTM2B 22°16.31 120°32.06 60 490 P.C.

GTM6 22°14.23 120°33.59 486 30 P.C.

GT4 22°02.929 120°23.781 751 167 P.C.

GT5 21°53.94 120°29.28 877 490 P.C.

GT6 21°56.43 120°28.73 720 292 P.C.

GT9 21°46.205 120°17.945 1842 448 P.C.

GT12 22°17.463 120°33.024 37 526 P.C.

GT17 21°43.168 120°29.147 1202 467 P.C.

GT19 21°43.192 120°17.402 2539 210 P.C.

GT21 21°51.899 120°28.827 926 313 P.C.

GT22 21°55.10 120°31.29 1024 368 P.C.

GT24 21°59.363 120°29.997 283 467 P.C.

GT28 22°9.900 120°31.591 693 463 P.C.

GT29 22°07.567 120°28.875 812 300 P.C.

GT38 22°09.530 120°25.398 403 468 P.C.

GT31 21°54.046 120°23.907 957 455 P.C.

GT32 21°50.348 120°20.106 1378 26 P.C.

GT35 21°52.744 120°17.093 928 444 P.C.

GT34 21°51.258 120°12.610 2299 75 P.C.

GT42 21°58.986 120°15.491 776 426 P.C.

GTS1 22°02.534 120°27.535 843 458 P.C.

GTS2 22°01.03 120°26.26 870 407 P.C.

GTS3 22°02.334 120°24.542 730 418 P.C.

GTS5 21°59.163 120°23.864 955 440 P.C.

註：P.C.=Piston Core

13

表 3-3：ORI-835 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表。

站位

（ORI-835）

緯度

（N）

經度

（E）

水深

（m）

岩心長度

（cm）

採樣器 種類 GTF0 22°06.62 119°17.40 1164 467 P.C.

GTF1 22°06.983 119°17.135 1127 468 P.C.

GTF2 22°06.90 119°17.14 1124 408 P.C.

GTF3 22°06.83 119°17.18 1140 460 P.C.

GTF5 22°06.92 119°16.95 1216 200 P.C.

GTF6 22°06.85 119°17.19 1137 462 P.C.

GTF7 22°08.850 119°16.160 1089 463 P.C.

GTS10 22°03.41 118°45.08 740 445 P.C.

GTS17 22°00.48 118°39.68 993 432 P.C.

GT39B 21°59.34 120°29.97 283 485 P.C.

GT43 21°59.55 118°47.95 1197 387 P.C.

GT44 22°02.28 118°46.50 798 465 P.C.

GT45 22°06.522 118°44.046 636 200 P.C.

GT51 22°00.983 118°43.580 900 485 P.C.

GTS13 22°00.92 118°47.64 1064 452 P.C.

GTS15 22°02.64 118°41.88 858 272 P.C.

GTS23 22°02.68 118°43.37 861 180 P.C.

GTS27 21°58.365 118°46.620 1104 502 P.C.

GTKL1 22°09.81 118°53.63 511 115 P.C.

GTKL2 22°08.68 118°52.27 498 40 P.C.

GTKL3 22°06.751 118°54.208 866 420 P.C.

GTKL4 22°05.105 118°52.716 765 433 P.C.

GTKL5 22°04.44 118°57.96 1135 424 P.C.

GTYC1 22°06.097 118°48.010 995 270 P.C.

註：P.C.=Piston Core

14

表 3-4：ORI-860 航次採樣測站之站名、經緯度、採樣器種類、水深及岩心長度 列表。

站位

（ORI-860）

緯度

（N）

經度

（E）

水深

（m）

岩心長度

（cm）

採樣器 種類 1 22º23'15'' 119º49'48'' 1186 390 P.C.

2 22º23'91'' 119º49'31'' 1158 399 P.C.

3 22º25'76'' 119º49'80'' 922 401 P.C.

4 22º26'28'' 119º49'88'' 962 420 P.C.

5 22º27'22'' 119º50'04'' 950 161 P.C.

6 22º27'23'' 119º47'86'' 1464 7 P.C.

8 22º25'76'' 119º47'90'' 1477 20 P.C.

9 22º24'45'' 119º47'68'' 1500 26 P.C.

10 22º23'13'' 119º47'31'' 1480 0 P.C.

11 22º23'68'' 119º49'96'' 1324 161 P.C.

12 22º23'09'' 119º50'74'' 1512 7 P.C.

13 22º24'13'' 119º51'05'' 1479 133 P.C.

14 22º25'59'' 119º51'00'' 1405 316 P.C.

15 22º26'22'' 119º50'97'' 1392 210 P.C.

16 22º27'14'' 119º51'30'' 1372 148 P.C.

17 22º26'75'' 119º50'24'' 1077 161 P.C.

18 22º17'25'' 119º50'48'' 1442 401 P.C.

19 22º16'25'' 119º50'09'' 1441 401 P.C.

20 22º15'36'' 119º50'02'' 1411 438 P.C.

21 22º14'11'' 119º49'70'' 1472 451 P.C.

22 22º13'08'' 119º50'63'' 1237 246 P.C.

23 22º14'37'' 119º51'02'' 1037 173 P.C.

24 22º15'78'' 119º51'53'' 886 150 P.C.

25 22º16'75'' 119º51'64'' 979 267 P.C.

26 22º17'38'' 119º52'77'' 1178 366 P.C.

27 22º16'49'' 119º52'39'' 1133 242 P.C.

28 22º14'87'' 119º51'94'' 1166 428 P.C.

29 22º14'12'' 119º51'82'' 1226 433 P.C.

30 22º12'88'' 119º51'47'' 1388 401 P.C.

註：P.C.=Piston Core

15

3-2 採樣及分析方法

本研究收集海底岩心兩部分物質，首先每隔30cm 取一段 6cm 長沈積物，利 用其中5ml 的沈積物分析間隙氣體成分，剩餘的用途為分析沈積物間隙水之化學 分析。

3-2-1 沈積物間隙氣體採樣及分析方法（圖 3-2）

（1）以針筒採集岩心中沈積物體積 5 cm³。 （2）將沈積物置入 20ml 血清瓶。

（3） 20ml 血清瓶內充滿飽和食鹽水，此步驟可避免微生物活動產生甲烷。

（4）製造 headspace : 在 20ml 血清瓶頂部同時插入兩支針筒，一支裝飽和食鹽 水、一支裝 5c.c 的氮氣。接著將 5c.c 的氮氣注入採樣瓶內，為使採樣瓶 內壓力維持平衡，理論上會有5c.c 飽和食鹽水進入另一支針筒。

（5）將沈積物搖散，置入震盪器震盪十分鐘，使沈積物間隙內氣體釋放至 headspace。

（6）再同時插入兩支針筒：一支充滿飽和食鹽水，一支空針筒（不含水、不含 空氣）。空針筒抽取2c.c 氣體待壓力達平衡後拔出採樣瓶，將氣體注射入 備有氦氣離子化偵測儀（helium ionization detector）之氣相層析儀（GC）

進行氣體濃度分析，其誤差值為±5%。

16

圖 3-2：利用 GC 血清瓶內沈積物間隙氣體成分流程圖（莊佩涓，2006）。

17

3-2-2 海水溶解氣體濃度分析（圖 3-3）

（1）將底層海水之樣品充滿體積約200 ml的血清瓶中。

（2）製造灌頂空間（headspace）:在血清瓶頂部同時插入兩支針筒，一支裝 飽和食鹽水、一支裝5c.c 的氮氣。接著將5 ml 的氮氣注入血清瓶內，

為使血清瓶內壓力維持平衡，理論上會有5 ml 水樣進入另一支針筒。

（3）將血清瓶置入震盪器震盪十分鐘，使海水中溶解甲烷氣釋放至罐頂空 間。

（4）再同時插入兩支針筒:一支充滿飽和食鹽水，一支空針筒（不含水、不 含空氣）。空針筒抽取2 ml 氣體待壓力達平衡後拔出血清瓶，將氣體注 射入氣相層析儀（GC）進行氣體濃度分析，誤差值一樣為±5%。

圖 3-3：利用 GC 分析血清瓶內海水溶解氣體成分流程圖（莊佩涓，2006）。

18

3-3 濃度換算—計算 GC 分析血清瓶內沈積物間隙氣體與底

水溶解氣體濃度

氣相層析儀所測得分析值為進樣線圈（Sample Loop）中的氣體含量，計算 濃度前先假設headspace 體積為 V1（本研究注入5ml 氮氣為 headspace 體積）、注 射進樣體積為V2、沈積物體積V3、連接氣相層析儀所分析到的各成分的毫莫耳 數（mmole）為 m1。

（1）注射針筒進樣所含 1ml 氣體的毫莫耳數（mmole） m2=m1 /V2

（2）headspace 所含氣體總毫莫耳數（mmole）m3= m2×V1

（3） 理想氣體在 25℃、1 atm、1 莫耳氣體所佔體積為 24.4L；因此視 headspace 所含氣體為理想氣體，其在標準狀態下總體積V4（μL）=

m3/1000×24.4×1000000

（4）氣體在沈積物間隙的濃度 M1（μL /L）= V4/ V3

3-4 沈積物間隙甲烷氣與孔隙水溶解無機碳（ DIC） ^{之碳同位素分析}

本實驗於三個實驗室進行：（1）於日本東京大學「地球惑星科學專攻」松本 良教授（Ryo Matsumoto）實驗室，以氣相層析質譜儀（Gas Chromatography-Mass Spectrometry, GC-MS）分析沉積物間隙甲烷氣與孔隙水中溶解無機碳之碳同位素 比值，誤差值為±0.01‰。（2）於南京大學「地球科學與工程學院」蔣少涌實驗 室，以連續流質譜儀（Continuous Flow- Isotope Ratio Mass Spectrometry, CF-IRMS）

分析孔隙水中溶解無機碳之碳同位素比值，誤差值＜0.1‰。（3）於中國石化無 錫石油地質研究所，利用GC-MS 分析間隙甲烷氣體之氫同位素，誤差值為±

2~2.5‰。

3-4-1 溶解無積碳之碳同位素分析 3-4-1-1 松本良實驗室之分析方法

（1）將沉積物分裝置 4~5 支離心管中，並拿至離心機中將孔隙水與泥沙分開。

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（2）將離心管中的孔隙水過濾至乾淨的 30ml 寬口瓶中。

（3）準備抽過真空並裝有 2～3ml 磷酸的 10 ml（或 5ml）的血清瓶。

（4）抽取寬口瓶中 1～2ml 的孔隙水，注入血清瓶當中。此時孔隙水中的溶解無 機碳會與磷酸起反應，形成CO2氣體。

（5）將上述血清瓶放入冷卻浴（乾冰加乙醇）中，約 1～2 分鐘。並使用 1ml 或10ml 的氣密針（各深度有不同的甲烷濃度，抑影響孔隙水中的溶解無機 碳濃度，所以注入的體積亦隨之改變），抽取氣體並打入GC-MS 中進行碳 同位素分析。

3-4-1-2 蔣少涌實驗室之分析方法（Yang et al., 2008）

主要用磷酸將水體酸化，利用He為載氣將CO2提取，經過色譜的分離純化提 取，送入質譜儀分析（圖3-4）。

圖 3-4：利用連續流質譜儀測定溶解無機碳之碳同位素流程圖。

3-4-2 沉積物間隙甲烷氣之碳同位素分析

使用1ml 或 10ml 的氣密針（各深度有不同的甲烷濃度，所以注入的體積亦 隨之改變），抽取預備好的 headspace 樣品之氣體並打入GC-MS 中進行碳同位 素分析（圖3-5）。

20

圖 3-5：利用 GC-MS 分析血清瓶內沉積物甲烷及間隙水中溶解無機碳之碳同位 素比值流程圖。

21

3-6 數值模擬

為探討深部甲烷在擴散上來的期間，有多少百分比的甲烷經過碳循環以造成 甲烷及DIC 碳同位素在 SMT 區域的輕值，本研究利用洪瑋立（2009）之動力學 模型來模擬台灣西南海域之甲烷及DIC 的濃度及碳同位素。除了洪瑋立（2009）

中所模擬的OR1-828 航次的 GT1 及 OR1-835 航次的 GT39B 這兩站，本研究將 模擬OR1-860 的 26、28 及 1 這三站，藉以相互比較。由於大部分的參數設定與 洪瑋立（2009）的模型相同（可參考其表 3-1），表 3-5 只列了更改之模擬參數。

表3-5：OR1-860 航次 26 及 28 兩站之模擬參數設定。

26 28 Reference

沉積速率（uf） 0.30 cm/yr 0.28 cm/yr （陳彥銘，2007）

二氧化碳還原之分異 係數（CR）

1.1 1.1

（Whiticar, 1999）

之分異係數

（AOM）

1.005 1.005 岩心頂端DIC 碳同位

素值（^CDICT）

-0.8 ‰ -0.4 ‰

實測值 岩心底端DIC 碳同位

素值（^CDICB）

-40 ‰ -37 ‰ 岩心頂端CH4碳同位

素值（^CCH4T）

-46 ‰ -46 ‰ 岩心底端CH4碳同位

素值（^CCH4T）

-90 ‰ -90 ‰ 抑制有機物分解常數

（INTC）

0.0008 0.0006 變數 岩心長度（L） 400 cm 400 cm 實測值 二氧化碳還原反應啟

動時硫酸鹽門檻濃度

（tSO4）

2.7 mM 2.8 mM 變數 [SO42-

i] 26.35mM 27.14 mM （陳筱琪，2010）

[SO42-

f] 0 mM 0 mM

[¹²CH4i] 0.0006 mM 0.0006 mM 實測值 [¹²CH4f] 6 mM 5.5 mM 假設值 [DI¹²Ci] 2.6 mM 2.6 mM （陳筱琪，2010）

[DI¹²Cf] 16 mM 15 mM （陳筱琪，2010）

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肆、分析結果

4-1 底水溶解甲烷濃度

表4-1為各航次各站位底水溶解甲烷濃度分析結果。由表中可以發現，

ORI-860航次各站位的底水甲烷濃度皆顯著高於海水之背景值（＜20 nL/L），其 中16、23、24、27站位有大於10⁵ nL/L的溶解甲烷濃度，尤其16與27站位之溶解 甲烷濃度甚至分別高達2.910⁶與5.510⁶ nL/L，顯示台南海脊與永安海脊有很高 的甲烷通量正由海床逸散至海水中。

表 4-1：834、835、860 航次各站位底水氣體濃度分析結果。

站位（ORI-834） CH₄（nL/L） 站位（ORI-835） CH₄（nL/L） 站位（ORI-860） CH₄（nL/L）

GT3 1,200 GTS10 n.d. 1 1,500

GT4 n.d. GTS27 n.d. 2 1,300

GT6 n.d. GT43 n.d. 3 1,100 GT9 n.d. GT44 n.d. 4 1,600 GT17 n.d. GT45 n.d. 5 660 GT19 2,620,000 GT51 n.d. 8 1,200 GT24 n.d. GT50 n.d. 9 1,100 GT28 n.d. GTF0 n.d. 12 1,300 GT29 n.d. GTF1 n.d. 13 1,200 GT34 950 GTF2 105,000 14 1,200 GT35 n.d. GTF3 880 15 1,200

GT38 n.d. GTF5 n.d. 16 2,870,000

GT42 n.d. GTF6 n.d. 17 1,300 GTS1 3,100 GTF7 n.d. 18 1,800 GTS2 400 GTKL1 n.d. 19 12,000 GTS3 1,300 GTKL3 n.d. 20 780 GTS4 n.d. GTKL4 n.d. 21 1,000 GTS5 n.d. GTKL6 n.d. 22 1,300

GTM2B 5,100 GTYC1 n.d. 23 151,000

GT39B n.d. 24 186,000

25 1,600 26 1,600

27 5,540,000

28 2,500 29 1,600 30 1,200 註：n.d.=未檢出，分析誤差為 5%。

23

圖4-1為ORI-860航次各站位底水溶解甲烷濃度分佈圖，圖中顯示各站位皆有 顯著高於海水背景值的溶解甲烷濃度值。其中16、23、24、27各站位的底水有極 高的溶解甲烷濃度。在16站之所以會有極高的底水溶解甲烷濃度，有可能是因為 其岩心中的沉積物含有較多的砂，所以流體容易在此流通，因此在甲烷通量較低 的台南海脊會在16站有較高的甲烷通量。

圖 4-1：ORI-860 航次各站位海洋底水溶解甲烷氣濃度分析結果。

24

4-2 沈積物岩心樣品間隙甲烷濃度

圖4-2至圖4-5為不同站位岩心沈積物樣品中，甲烷濃度隨深度的變化圖。表 4-2至表4-5詳列了各岩心沉積物間隙氣體濃度分析結果，其中ORI-834、ORI-835、

ORI-860航次的乙烷及丙烷以上較重的氣體成份幾乎皆偵測不到，低於儀器之偵 測極限，有些站位因岩心中所含H2S過高，影響到乙烷值的正確濃度，使其可信 度降低，故只列出甲烷氣濃度分析結果。由於從岩心採樣到樣品裝罐過程中或多 或少有時間上的耽擱而造成所含氣體的逸散，所以此分析結果通常代表著樣品的 最小濃度值。

由ORI-828、ORI-834、ORI-835這三個航次的分析結果顯示，發現只有 ORI-828的GT1（位於活動大陸邊緣的台南海脊）及ORI-835的GT39B（位於活動 大陸邊緣的上部斜坡）有甲烷異常的訊號（圖4-2~圖4-6，表4-2~表4-6），其他 站位的甲烷濃度大部分小於500 L/L。在活動大陸邊緣的「永安海脊」附近站位 18、21、22、24、26、27、28、30所採集之岩心，其沈積物間隙甲烷濃度均有隨 沉積物深度增加而明顯增加的趨勢，而甲烷濃度陡增的位置可以視為硫酸鹽─甲 烷交界帶深度，此交界面深度亦可作為判斷甲烷通量大小的重要依據。

其中站位24與之前MD05-2911航次的G22站位相近，由之前研究結果顯示 G22站位沉積物中有異常高的甲烷濃度、硫酸還原速率快及淺的SMT深度等特徵，

顯示有很高的甲烷通量；而本航次於24站位所採沉積物岩心樣品，於深度103-109 cm的樣品所含甲烷濃度達710³ L/L，顯示亦有很高的甲烷逸氣通量，與之前之 調查結果相符合；鄰近的27站位，亦在很淺的深度（103-109公分）處，即有異 常高的甲烷濃度值（高達1610³ L/L），顯示有非常淺的硫酸鹽─甲烷交界帶深 度。除了24、27站位岩心樣品在深度100 cm附近就有甲烷濃度突增現象外，其餘 18、21、26、28、30站位的甲烷突增深度則在深度300~430 cm左右（22站甲烷突 增深度在160 cm左右）。

25

與「永安海脊」站位相比較，ORI-860航次在「台南海脊」附近站位所採集 沈積物岩心樣品中的甲烷濃度明顯要低（均小於500 L/L），皆無顯著甲烷濃度 陡增的現象。其中站位3接近ORI-718航次的N8站位（有超過10⁴ L/L的高濃度甲 烷），所採沉積物岩心深度雖然大於250 cm，但甲烷濃度卻皆少於200 L/L，與 之前N8站位在深度200 cm處就有超過10⁴ L/L 甲烷濃度顯然不同。值得注意在 17站的沈積物樣品，儘管其所含甲烷濃度不高，但其濃度隨深度漸增，若可取得 更長的沈積物岩心，相信有機會看到甲烷濃度突增的深度。

26

圖 4-2：ORI-828 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

27

圖 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

28

續圖 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

29

圖 4-4：ORI-835 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

30

續圖 4-4：ORI-835 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

31

圖 4-5：ORI-860 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

32

續圖 4-5：ORI-860 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

33

續圖 4-5：ORI-860 航次沉積物間隙氣體甲烷濃度隨深度變化圖。

34

表 4-2：ORI-828 航次沉積物間隙氣體 CH4、C2H6 及CO2濃度分析結果。

站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L）

C2H6

（μL/L） 站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L）

C2H6

（μL/L）

GT1 0-5 32 n.d. GT6 0-5 4.2 n.d.

50-55 2.6 n.d. 28-32 10 2.4

78-82 3.7 n.d. 50-55 4.7 n.d.

100-105 2.5 n.d. 78-82 3.1 n.d.

128-132 20 n.d. 100-105 7.6 0.64 150-155 5.1 n.d. GT7 0-5 500 2.6

200-205 37 n.d. 28-32 n.d. 2.3

228-232 3700 0.33 50-55 100 2.0 250-255 10000 0.25 78-82 120 2.3 278-282 16800 3.1 100-105 300 0.10 300-305 15300 0.18 GT8A 0-5 9.0 1.6 350-355 12400 0.27 28-32 9.0 2.1 378-382 13300 n.d. 50-55 12 n.d.

400-405 9500 0.17 78-82 18 2.4

450-455 12800 n.d. 100-105 11 1.2 478-482 18600 0.52 GT9 0-5 6.9 0.91

GT2 0-5 2.0 n.d. 28-32 14 2.1

28-32 6.1 n.d. 50-55 19 n.d.

50-55 6.5 n.d. 100-105 24 1.9 78-82 16 2.1 GT10 0-5 2.1 n.d.

100-105 9.5 n.d. 50-55 4.3 n.d.

128-132 15 n.d. 78-82 4.4 n.d.

150-155 22 0.92 100-105 3.6 n.d.

178-182 79 0.22 GT11 0-5 8.1 1.9 200-205 71 0.51 28-32 8.9 1.8

228-232 110 0.46 50-55 n.d. n.d.

GT3 0-5 2.1 0.90 78-82 15 1.1

28-32 15 2.60 100-105 22 2.0

50-55 15 1.1 128-132 21 0.99

78-82 18 2.3 150-155 30 6.2

100-105 22 2.1 128-132 24 2.0 GT5 0-5 5.1 1.5 28-32 10 1.9 50-55 13 n.d.

78-82 17 n.d.

100-105 25 1.6 128-132 22 1.1 150-155 38 n.d.

註：n.d.=未檢出，分析誤差為 5%。

35

表 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體 CH4濃度分析結果。

站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L）站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L） 站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L） 站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L）

GT4 28-32 1.8 GT9 278-282 7.2 GT21 0-5 15 GT28 0-5 13

50-55 3.3 300-305 10 28-32 26 28-32 17

78-82 4.1 328-332 9.3 50-55 21 50-55 12

100-105 6.6 350-355 11 78-82 20 78-82 5.2

128-132 3.9 378-382 10 100-105 21 100-105 6.7

150-155 3.5 400-405 10 128-132 17 128-132 8.1

GT6 28-32 7.9 428-432 8.1 150-155 15 150-155 5.9

50-55 2.4 GT12 0-5 1.3 178-182 22 178-182 8.8

78-82 2.0 28-32 6.0 200-205 20 200-205 8.5

100-105 0.80 78-82 14.6 228-232 24 228-232 7.5

128-132 1.7 100-105 6.8 250-255 28 250-255 7.3

150-155 1.8 128-132 5.9 278-282 30 278-282 5.5

178-182 2.8 150-155 5.0 300-305 36 300-305 6.7

200-205 11 178-182 2.1 400-405 16 328-332 4.7

228-232 2.7 200-205 2.8 GT22 28-32 3.4 350-355 7.5

250-255 12 228-232 1.3 50-55 1 372-382 4.7

GT5 0-5 2.5 250-255 0.9 78-82 5.6 400-405 5.1

28-32 2.4 278-282 4.6 100-105 2.1 428-432 4.6

50-55 4.9 300-305 3.0 128-132 2.2 450-455 5.6

78-82 7.2 328-332 9.6 150-155 0.5 GT31 0-5 28

100-105 6.6 350-355 13.2 178-182 1.6 50-55 210

128-132 7 378-382 11.1 200-205 n.d. 78-82 55

150-155 8.3 400-405 8.4 228-232 3.1 100-105 42

178-182 12 428-432 9.9 250-255 2.2 150-155 24

200-205 6.9 450-455 3.0 278-282 3.2 178-182 21

228-232 7.7 478-482 14.0 300-305 2.3 200-205 21

250-255 12 500-505 9.3 328-332 3.8 228-232 20

GT5 278-282 7 GT17 0-5 3.3 GT24 0-5 16 250-255 19

300-305 14 28-32 4.7 28-32 21 278-282 19

328-332 6.6 50-55 4.9 50-55 21 300-305 19

350-355 10 78-82 6.4 78-82 19 328-332 15

378-382 6.2 100-105 5.9 100-105 19 350-355 15

400-405 7.8 128-132 2.7 128-132 17 378-382 16

428-432 9.8 150-155 3.9 150-155 18 400-405 16

450-455 10 178-182 6.2 178-182 21 428-432 15

478-482 6.2 200-205 4.3 200-205 23 GT35 0-5 3.5

GT9 0-5 1.1 228-232 8.5 228-232 10 38-42 2

28-32 2.5 250-255 2.9 250-255 12 60-65 3.1

50-55 3.8 278-283 9.5 278-282 8.4 88-92 2.9

78-82 4.8 300-305 5.8 300-305 9.6 110-115 2.9

100-105 4.8 328-332 3.4 328-332 7.2 148-152 3.3 128-132 5.6 350-355 3.2 350-355 5.4 170-175 4.1

150-155 3 378-382 9.4 378-382 6.2 198-202 19

178-182 4.6 400-405 7.2 400-405 5.7 220-225 19

200-205 5.4 428-432 11 428-432 5.5 258-262 21

228-232 5.6 450-455 9 450-455 7.4 280-285 20

250-255 4.9

註：n.d.=未檢出，分析誤差為 5%。

36

續表 4-3：ORI-834 航次沉積物間隙氣體 CH4濃度分析結果。

站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L） 站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L） 站位 深度

（cmbsf）

CH4

（μL/L） 站位 深度 （cmbsf）

CH4

（μL/L）

GT35 308-312 21 GTM2B 150-155 15 GTS3 0-5 2.1 GTS5 378-382 8.1

330-335 20 178-182 16 28-32 2.3 400-405 8.5

368-372 19 200-205 15 50-55 4.2 428-432 5.2

390-395 21 228-232 13 78-82 4.4 GTM29 0-5 1.0

418-432 15 250-255 8.5 100-105 5.2 28-32 2.4

GT38 0-5 0.6 278-282 9.8 128-132 6.2 50-55 1.7

28-32 0.9 300-305 8.2 150-155 6.2 78-82 1.2

50-55 0.9 328-332 6.5 178-182 6.4 100-105 1.4

78-82 1.3 350-355 10 200-205 5.1 128-132 1.5

100-105 1.6 378-382 3.7 228-232 6.4 150-155 1.9

128-132 0.8 400-405 2.8 250-255 6.7 178-182 1.3

150-155 1.2 428-432 3.3 278-282 9.1 200-205 2.1

178-182 1.4 450-455 3.7 300-305 9.2 228-232 6.6

200-205 n.d. 478-482 2.9 328-332 7.9 250-255 6.7

228-232 1.5 GTS1 0-5 4.6 378-382 11 278-282 2.7

250-255 n.d. 28-32 10 400-405 12

278-282 4.5 50-55 14 GTS4 0-5 0.8

300-305 1.7 78-82 13 38-42 0.6

328-332 1.4 100-105 17 60-65 10

350-355 1.8 128-132 19 88-92 3.5

378-382 1.5 150-155 16 110-115 4.1

400-405 1.8 178-182 17 148-152 3.7

428-432 3.7 200-205 21 170-175 1.4

450-455 8.3 228-232 25 198-202 4.2

GT42 0-5 0.9 250-255 21 220-225 1.8

28-32 2.7 278-282 18 258-262 4.4

50-55 4.9 300-305 23 280-285 5.9

78-82 8.4 328-332 18 308-312 5.3

100-105 7.2 350-355 17 330-335 5.6

128-132 12 378-382 15 368-372 5.7

150-155 12 400-405 15 390-395 6.1

178-182 13 428-432 11 418-422 6.5

200-205 19 450-455 12 440-445 5.9

228-232 15 GTS2 0-5 2.7 GTS5 0-5 1.7

250-255 19 28-32 6.5 28-32 3.0

278-282 25 50-55 5.4 50-55 3.8

300-305 22 78-82 13 78-82 5.0

328-332 23 100-105 16 100-105 7.9

350-355 26 128-132 13 128-132 5.2

378-382 26 150-155 20 150-155 6.7

400-405 30 200-205 16 178-182 4.5

GTM2B 0-5 5.5 228-232 26 200-205 6.3

28-32 13 250-255 28 228-232 5.2

50-55 13 278-282 24 250-255 3.3

78-82 13 300-305 12 278-282 7.0

100-105 18 328-352 20 300-305 7.5

128-132 13 378-382 14 328-332 14

400-405 16 350-355 9.0 註：n.d.=未檢出，分析誤差為 5%。