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    不同植被類型對福建三沙灣潮灘有機(jī)碳埋藏的影響

    2021-08-02 06:26:12李健成吳伊婧江彬彬蘇建鋒于俊杰范代讀
    海洋科學(xué) 2021年6期
    關(guān)鍵詞:潮灘短柱互花

    李健成, 吳伊婧, 江彬彬, 蘇建鋒, 于俊杰, 范代讀

    (1. 同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實驗室, 上海 200092; 2. 中國地質(zhì)調(diào)查局南京地質(zhì)調(diào)查中心, 江蘇南京 210016)

    近年來“藍(lán)色經(jīng)濟(jì)”和“藍(lán)碳計劃”備受關(guān)注, 人們更加認(rèn)識到海岸帶的生態(tài)環(huán)境價值及其在減緩全球變化不利影響等方面的作用。紅樹林、鹽沼等海岸帶藍(lán)碳生態(tài)系統(tǒng)具有較強(qiáng)的沉積物捕獲能力和較高的生產(chǎn)力, 單位面積固碳能力是森林等陸地綠碳生態(tài)系統(tǒng)的10倍以上[1]; 固碳量遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于深海區(qū)域[2]。其中, 紅樹林以全球海岸帶0.5%的面積貢獻(xiàn)了10%~15%的有機(jī)碳埋藏量, 具有極高的固碳效率[3]。研究表明紅樹林土壤有機(jī)碳含量平均在2%以上, 在海南一些發(fā)育較好的紅樹林土壤中, 有機(jī)碳含量可達(dá)4%~6%[4]。印度喀拉拉邦海岸北部紅樹林區(qū)域有機(jī)碳含量約0.69%~4.5%, 平均值為2.19%[5]。然而, 近半個世紀(jì)人類對海岸帶不斷開發(fā), 圍墾養(yǎng)殖等人類活動不斷加劇, 使原生紅樹林面積銳減近半, 導(dǎo)致碳排放增加[6]。同時人為引種互花米草等外來物種也會侵占紅樹林的生存空間, 改變海岸帶的植被類型[7], 進(jìn)而影響潮灘固碳能力。研究表明互花米草會影響秋茄幼苗的生長[8], 使得紅樹林?jǐn)?shù)量不斷減少。雖然互花米草入侵對于潮灘的固碳能力產(chǎn)生了一定影響, 馮振興等[9]發(fā)現(xiàn)蘇北互花米草灘表層沉積物有機(jī)碳含量(0.97%~1.31%)明顯高于光灘(0.35%~0.66%), 表明互花米草也可以提高潮灘的固碳能力。

    本研究對福建省三沙灣潮灘不同植被類型潮灘開展現(xiàn)場調(diào)查, 獲取3根沉積物短柱狀樣以開展TOC、C/N、δ13C測試分析, 結(jié)合210Pbex測試建立年齡框架, 計算沉積速率和有機(jī)碳埋藏通量, 并對比紅樹林灘和互花米草灘的有機(jī)碳埋藏特征差異, 探討不同植被類型對于三沙灣潮灘有機(jī)碳庫的影響。

    1 研究區(qū)概況

    我國紅樹林主要分布在廣西、廣東、海南、福建、臺灣等省(區(qū)), 福建福鼎(27°16′N)一般被認(rèn)為是紅 樹 林 的 北界(圖1a), 三 沙 灣(東經(jīng)118°32′~120°43′E, 北緯26°18′~27°40′N)在此界線附近[4]。經(jīng)現(xiàn)場實地勘察, 研究區(qū)紅樹林品種非常單一, 主要為秋茄樹, 因受到人為破壞, 僅在少數(shù)地方見小片秋茄林。

    圖1 研究區(qū)位置(a), 取樣位置分布圖(b)和短柱樣SD-1(c)、SD-7(d)、SD-8(e)現(xiàn)場取樣照片F(xiàn)ig. 1 Study area (a), sampling locations (b), and the field photos of cores SD-1 (c), SD-7 (d), and SD-8 (e)

    三沙灣自建國以來圍墾面積已達(dá)100多平方公里, 但是紅樹林的面積急劇縮小, 20世紀(jì)70年代末尚有7 km2左右, 在2001年全省紅樹林資源調(diào)查時面積銳減到1.11 km2, 到2005年普查時下降為0.932 km2, 同時還造成天然林比重降低、人工林比重上升, 紅樹林資源不斷劣化[10]。近期互花米草的引入也是影響三沙灣紅樹林銳減的重要原因, 自1980年福建羅源灣引入互花米草以來[11], 互花米草已經(jīng)成為潮灘植物的優(yōu)勢種并廣泛分布于全省沿岸海域,三沙灣成為了福建互花米草分布面積最大的海灣,占全省的66.8%。據(jù)遙感監(jiān)測顯示, 三沙灣互花米草分布面積1999年為22.52 km2, 2007年遙感迅速擴(kuò)展到62.45 km2, 對于當(dāng)?shù)爻睘┥h(huán)境和有機(jī)碳庫的影響越來越大[12-13]。

    2 材料與方法

    2.1 樣品采集與保存

    本研究于2018年7月27日至8月2日, 在福建三沙灣潮灘取得3根短柱樣。其中短柱樣采用1 m長、直徑100 mm的PVC管, 以錘擊方式垂直打入地下, 再人工挖出柱狀樣, 之后密封管口, 標(biāo)記上下端后運(yùn)回實驗室。

    表1 短柱樣采樣信息Tab. 1 Sampling information of sediment cores

    在實驗室內(nèi)將柱狀樣沿縱向近對稱剖開, 一半以聚乙烯薄膜包裹保存于4 ℃巖心庫中; 另一半經(jīng)表面清理干凈后, 進(jìn)行巖性特征描述與拍照后按1 cm間隔分樣保存, 用烤箱于40 ℃低溫烘干后密封于聚氯乙烯封樣袋中, 保存于4 ℃巖心庫等待進(jìn)一步取樣分析。烘干前后分別稱量樣品的重量, 計算相應(yīng)的含水率。

    2.2 210Pbex測試與沉積速率計算

    取約10 g干樣用瑪瑙研缽研磨至200目以下, 裝入樣品盒密封20 d后待測。在同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實驗室使用AMETEK井式低本底高純鍺探頭的γ能譜儀(GWL-120-15-LB-AWT)進(jìn)行沉積物放射性核素活度分析, 根據(jù)王曉慧等[14]的方法獲得沉積物的210Pb和226Ra放射性活度。其中,210Pb活度反映了總210Pb活度,226Ra活度反映了本底210Pb活度, 兩者之差即為過剩210Pb(210Pbex)活度。由于210Pbex數(shù)據(jù)垂向剖面基本符合對數(shù)衰變規(guī)律, 因此采用恒定初始濃度模式(CIC模式)計算沉積速率[15]。

    常量初始濃度模式即CIC模式的基本假設(shè)是一段時間內(nèi)表層沉積物的初始210Pbex比活度恒定, 即單位時間內(nèi)輸入的210Pbex活度與沉積物通量成正比計算沉積速率, 用以下公式表述:

    式中,Ci表示沉積物柱中第i層(cm)時的210Pbex的比活度(dpm/g, 1 dpm=0.167 Bq);C0即為表層沉積物中210Pbex的比活度;λ(a–1)為210Pb的衰變常數(shù), 取0.031 18 a–1;ti為深度i(cm)處的沉積物年齡(a)。再由公式(2)計算沉積物柱各段沉積年齡:

    若一定時間內(nèi)沉積速率S(cm/a)穩(wěn)定, 則可表示為:

    假設(shè)Di(cm)是i層沉積物的深度。那么將(3)代入(2)式便可得到:

    由上式可知, 當(dāng)沉積速率保持某一值不變時,Di與Ci應(yīng)呈對數(shù)相關(guān)。運(yùn)用CIC模式, 通過對沉積物深度與活度進(jìn)行對數(shù)擬合, 便可以計算出沉積速率S和不同深度的沉積物年齡ti。

    2.3 粒度測試

    進(jìn)行粒度測試之前先去除有機(jī)質(zhì)、碳酸鹽等非陸源碎屑組分, 預(yù)處理方法主要參考Fan等[16]: 通過加入過量30%雙氧水, 60 ℃水浴加熱以完全去除有機(jī)質(zhì); 然后加入過量1 mol/L稀鹽酸, 使用加熱板煮沸以完全去除碳酸鹽; 洗酸后將樣品移入50 mL小燒杯中待測。測試之前需要向燒杯中加入六偏磷酸鈉溶液, 超聲振蕩15 min以促進(jìn)顆粒分散, 防止顆粒絮凝作用使測得的粒度值偏大。使用Beckman Coulter LS230型全自動激光粒度儀測試進(jìn)行沉積物粒度分析, 儀器的測試范圍為0.375~2 000 μm, 統(tǒng)計粒度間隔為0.135 Φ, 所有樣品均測試2遍。

    2.4 TOC、TN和δ13C測試

    有機(jī)碳元素測試樣品先進(jìn)行預(yù)處理, 每個樣品取干樣1 g左右研磨至200目以下, 加入15 mL樣品管中, 緩慢加入10 mL濃度為1 mol/L的鹽酸去除碳酸鹽, 保持60 ℃水浴4 h左右, 至樣品充分反應(yīng)。然后用去離子水進(jìn)行多次洗酸、離心, 直到用pH試紙檢測, 直到上清液為中性, 前處理完成。之后將樣品烘干研磨至200目以下待測, 總有機(jī)碳(TOC)、總氮(TN)測試通過德國產(chǎn)的Vavio EL cube有機(jī)元素分析儀分析完成。碳同位素δ13C分析通過美國產(chǎn)的MAT253型穩(wěn)定同位素比質(zhì)譜儀測試分析, 測試均在同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實驗室完成。

    2.5 有機(jī)碳埋藏通量計算

    首先通過公式(5)由相對含水率(W)計算樣品的干密度(ρd), 然后通過公式(6)計算樣品有機(jī)碳埋藏通量[17-19]:

    式中,BC[g/(m2·a)]是沉積物有機(jī)碳埋藏通量;Ci表示沉積物柱中第i層(cm)時的有機(jī)碳的百分含量;S(cm/a)是沉積物的沉積速率;ρd(g/cm3)是沉積物的干密度;W(%)是沉積物的相對含水率; 其中取短柱樣隙水密度ρw=1.025 g/cm3, 顆粒密度ρs=2.650 g/cm3。

    3 結(jié)果

    3.1 短柱樣巖性特征

    SD-1短柱樣全長92 cm, 沉積物整體為黏土質(zhì)粉砂, 可分為: 0~84 cm和84~92 cm兩個區(qū)段。上段總體為黃灰色黏土質(zhì)粉砂, 塊狀構(gòu)造, 67~69 cm為貝殼富集層, 多為貝殼碎屑, 另見2個直徑約0.5 cm完整貝殼; 75~84 cm見藍(lán)灰色斑塊。下段總體為藍(lán)灰色黏土質(zhì)粉砂, 局部夾黃灰色斑塊, 89~91 cm見一深棕色木塊碎屑, 直徑約2 cm, 腐朽程度較高。柱狀樣沉積物黏土、粉砂、砂粒級的平均組成分別為34.2%、65.5%、0.3%; 平均粒徑范圍為7.07~7.44 Φ, 平均值為5.47 Φ; 標(biāo)準(zhǔn)偏差變化范圍在1.32~1.51 Φ, 平均值為1.40 Φ, 分選中等。

    SD-7短柱樣全長82 cm, 沉積物整體為黏土質(zhì)粉砂, 0~20 cm為黃灰色, 不顯層理。20~82 cm為灰黑色, 夾灰黑色泥炭層, 泥炭層中可見完整植物根系。泥炭層發(fā)育主要集中在20~45 cm和56~82 cm, 擾動構(gòu)造非常發(fā)育, 且集中在泥炭層富集區(qū)段。灰黃色潛穴常見, 在深度80~81 cm處在剖面上見一約1 cm直徑潛穴。柱狀樣沉積物黏土、粉砂、砂粒級的平均組成分別為39.7%、60.1%、0.2%; 平均粒徑范圍為7.49 Φ~7.83 Φ, 平均值為7.69 Φ; 標(biāo)準(zhǔn)偏差變化范圍在1.34 Φ~1.51 Φ, 平均值為1.43 Φ,分選中等。

    SD-8短柱樣全長74 cm, 沉積物整體為黏土質(zhì)粉砂, 8~15 cm為泥炭富集層, 該段底部發(fā)育厚約1 cm的灰黑色泥炭層, 向上灰黑色泥炭紋層逐漸減薄,沉積物顏色逐漸變?yōu)樯罨疑?至整個短柱樣頂部則轉(zhuǎn)變?yōu)榛尹S色。泥炭層之下, 15~74 cm段整體為灰色泥質(zhì)沉積, 20 cm處和40 cm處見完整植物根系,自64 cm向上, 出現(xiàn)灰黑色有機(jī)質(zhì)斑塊, 15~45 cm段灰黑色斑塊相對較多。柱狀樣沉積物黏土、粉砂、砂粒級的平均組成分別為38.0%、61.8%、0.2%; 平均粒徑范圍為7.37 Φ~7.84 Φ, 平均值為7.64 Φ; 標(biāo)準(zhǔn)偏差變化范圍在1.27 Φ~1.48 Φ, 平均值1.36 Φ,分選中等。

    3.2 沉積速率

    沉積物210Pbex比活度分析數(shù)據(jù)顯示, 各根短柱樣頂部210Pbex數(shù)據(jù)無明顯變化規(guī)律, 結(jié)合對應(yīng)層位混合均勻的巖性特征以及相對較高且均一的含水率,判斷頂部受到一定的擾動影響, 故視為混合層不用于沉積速率擬合計算, 此外底部在檢出限以下的數(shù)據(jù)也不用于計算。

    使用CIC模式對210Pbex數(shù)據(jù)進(jìn)行對數(shù)擬合得到擬合公式,R2≥0.87表明擬合程度較好(圖2)。通過公式(4)計算得到SD-1、SD-7和SD-8短柱樣的沉積速率分別為1.03 cm/a、1.70 cm/a和1.90 cm/a。

    圖2 短柱樣SD-1 (a)、SD-7 (b)、SD-8 (c)的巖芯照片、粒度組成(砂含量一般不超過0.5%, 故與粉砂合并)、含水率和210Pbex比活度Fig. 2 Core photos, grain-size compositions (the sand content is generally smaller than 0.5%; therefore, we included it into the silt contents), water contents, and 210Pbex specific activities of cores SD-1 (a), SD-7 (b), and SD-8 (c)

    3.3 有機(jī)元素和穩(wěn)定同位素

    通過測試短柱樣沉積物樣品的TOC、TN、δ13C,以及計算得到的C/N比值, 探討三個短柱樣的有機(jī)質(zhì)沉積記錄變化, 根據(jù)沉積速率建立各自的年齡框架, 并以TOC變化規(guī)律用虛線分為不同階段(圖3)。

    圖3 短柱樣SD-1 (a)、SD-7 (b)、SD-8 (c)的 TOC、δ13C、C/N沉積記錄變化; 據(jù)TOC變化趨勢用虛線分為不同階段, 用①、②、③表示Fig. 3 Vertical distributions of TOC, δ13C, and C/N in cores SD-1 (a), SD-7 (b), and SD-8(c)—according to the variation in TOC, sedimentary records are divided into different stages using the dashed lines, marked by ①, ②, and ③

    SD-1短柱樣取自互花米草灘緣, 可以分為三個區(qū)段。1997—2018年為區(qū)段①: 該段TOC含量向頂部不斷增大, 平均值為0.67%, 但δ13C值波動不大, 平均值分別為–22.29‰。1939—1997年為區(qū)段②: 該段TOC含量和δ13C值均波動不大, 平均值分別為0.59%和–22.61‰。1929—1939年為區(qū)段③:該段TOC含量向上不斷增大, 平均值為0.57%, 與區(qū)段①和②相比較δ13C值較偏負(fù), 平均值為–24.30‰。

    SD-7短柱樣取自紅樹林邊緣-互花米草灘, 可以分為三個區(qū)段。2000—2018年為區(qū)段①: 該段TOC含量向頂部先降低再增加, 2000—2005年TOC含量較低, 平均值為0.79%, 2005—2008年陡然升高, 在2008—2018年保持在0.87%左右。1988—2000年為區(qū)段②: 該段TOC含量向頂部不斷增大, 平均值為0.89%。1970—1988年為區(qū)段③: 該段TOC含量波動不大, 平均值為0.80%。區(qū)段①和③的δ13C值波動不大, 平均值分別為–23.39‰和–23.11‰, 但區(qū)段②的δ13C值波動較大, 平均值為–23.42‰。

    SD-8短柱樣取自紅樹林灘, 可以分為兩個區(qū)段。2000—2018年為區(qū)段①: 該段TOC含量向頂部不斷增大, 平均值為0.95%。1979—2000年為區(qū)段②:該段TOC含量波動不大, 平均值為0.75%。其中區(qū)段①的δ13C值波動較大, 平均值為–23.24‰, 區(qū)段②的δ13C值波動不大, 平均值為–23.13‰。

    4 討論

    4.1 互花米草和紅樹林灘地有機(jī)碳含量特征

    SD-1短柱樣取自互花米草灘緣(圖1c)。其中區(qū)段②各項指標(biāo)波動較小, 為受潮灘植被影響較小的光灘階段, TOC平均值為0.59%; 區(qū)段①中由于互花米草的生長提高了沉積物TOC含量, 且隨時間增長TOC含量向上不斷增大, 該段應(yīng)為互花米草階段, TOC平均值為0.67%, 高于光灘階段, 固碳效率提高了13.6%。

    SD-8短柱樣取自紅樹林灘秋茄樹叢下(圖1e),該區(qū)域為紅樹林生態(tài)保護(hù)區(qū)面積214.5 hm2, 本區(qū)紅樹林生長良好, 樹高3 m左右。其中區(qū)段②各項指標(biāo)波動較小, TOC平均值為0.75%, 為受潮灘植被影響較小的光灘階段; 區(qū)段①由于紅樹林的生長提高沉積物TOC含量增加, 且隨時間增長TOC含量向上不斷增大, 該段應(yīng)為紅樹林階段, 該段對應(yīng)巖芯灰黑色泥炭和斑塊較為發(fā)育, 表明該段有機(jī)質(zhì)含量較高;TOC平均值為0.95%, 最大值可達(dá)1.2%, 遠(yuǎn)高于光灘階段, 固碳效率提高了26.7%。

    不論是紅樹林生長階段或是互花米草生長階段,都有隨時間增長TOC含量逐漸增大的趨勢(圖3)。其中平均粒徑和粒級組成變化與TOC含量無明顯相關(guān)性,粒度效應(yīng)之外的其他因素應(yīng)在此起主導(dǎo)作用[20]。原因可能有兩種, 一是隨著植物生物量的增加, 凋落物和根系分泌物等不斷增加, 提高了有機(jī)碳的含量; 二是短柱樣頂部含水率較高(圖2), 意味著相對厭氧的微環(huán)境, 將降低土壤微生物的分解活性, 利于土壤有機(jī)碳的長期保存, 所以頂部的有機(jī)碳分解較慢長期保存[21-23],產(chǎn)生垂向上TOC含量向上逐漸增大的現(xiàn)象。雖然互花米草和紅樹林在一定程度上都提高了潮灘的固碳效率,但是紅樹林對潮灘固碳效率的提升更加顯著。紅樹林除了具有很強(qiáng)的固碳能力外, Chen等[24]通過對漳江口紅樹林區(qū)研究表明, 紅樹林區(qū)有機(jī)碳含量遠(yuǎn)高于水稻種植區(qū)和光灘, 當(dāng)紅樹林退化為光灘后, 活性碳組分顯著提高, 頑固性碳組分降低, 說明紅樹林具有很強(qiáng)的封存頑固性碳能力, 有助于提高碳庫穩(wěn)定性。

    SD-7-短柱樣取自紅樹林邊緣-互花米草灘(圖1d)。其中區(qū)段③各項指標(biāo)均有波動, 據(jù)巖性描述可知該段擾動構(gòu)造和潛穴較為發(fā)育, 是引起波動的原因之一, 該段為受潮灘植被影響較小的光灘階段, TOC平均值較小為0.80%; 區(qū)段②由于紅樹林的生長提高了沉積物TOC含量, 且隨時間增長TOC含量向上不斷增大, 該段應(yīng)為紅樹林階段; TOC平均值為0.89%, 最大值可達(dá)0.99%, 高于光灘階段; 區(qū)段①可能是在2000年由于圍墾砍伐等原因?qū)е录t樹林消失, TOC含量大幅降低; 之后不斷增大, 可能是紅樹林逐漸恢復(fù)從而提高了TOC含量; 然后是2008年以來由于互花米草的入侵并快速生長, 紅樹林生長空間被擠占, TOC含量隨時間增長開始緩慢降低。盡管前人研究表明互花米草具有一定的固碳能力,能夠增加潮灘的有機(jī)碳含量, 并在時間尺度上表現(xiàn)出累積效應(yīng)[25-27], 但是本研究表明, 在區(qū)域原生植物紅樹林具有更高固碳能力的背景下, 互花米草的入侵反而會降低TOC含量, 導(dǎo)致固碳能力的下降。

    4.2 不同區(qū)域的δ13C變化分析

    研究表明海源自生有機(jī)質(zhì)的δ13C值為–22‰~–19‰, 陸源C3植物的δ13C為–36‰~–23‰, C4植物的δ13C約為–18‰~–10‰[28]。紅樹林是潮灘典型的C3植物, 對紅樹林凋落物測試結(jié)果表明, δ13C值分布在–28.1‰~–31.5‰[29]; 互花米草是典型的C4植物, 江蘇鹽城潮灘互花米草凋落物δ13C值為–12.15‰~–11.52‰[30]。本研究區(qū)域的短柱樣沉積物δ13C分布范圍是–24.70‰~–21.87‰(圖3), 說明研究區(qū)域受到多種有機(jī)質(zhì)來源影響, 其中海源有機(jī)質(zhì)影響較大。

    本研究中SD-1的區(qū)段②、SD-7的區(qū)段③和SD-8的區(qū)段②均為不受植被影響的光灘階段(圖3), 其δ13C值波動較小, 且接近海源有機(jī)質(zhì)的δ13C值, 表明光灘階段有機(jī)質(zhì)來源主要受海源沉積物控制。盡管前人研究表明沉積物中δ13C值具有傾向于隨著土壤深度的增加不斷偏正的趨勢[31-36], 但是本研究所使用的3根沉積物短柱樣中該現(xiàn)象并不顯著, 說明δ13C值主要體現(xiàn)植被生長類型的影響。在SD-1的區(qū)段①互花米草階段, 由于互花米草的影響, 該段δ13C值比光灘階段更加偏正; 在SD-7的區(qū)段②和SD-8的區(qū)段①紅樹林階段, 該段δ13C值比光灘階段更加偏負(fù)且波動更大, 應(yīng)該是紅樹林造成的影響。

    4.3 不同區(qū)域有機(jī)碳埋藏通量變化

    結(jié)合含水率、TOC含量和沉積速率, 依據(jù)公式(5)、(6)計算3個短柱狀樣的有機(jī)碳埋藏通量, 發(fā)現(xiàn)各短柱樣的BC值變化趨勢和TOC垂向分布有所不同。由公式(5)、(6)分析可知是由多種因素造成的: 首先, 我們假定沉積速率恒定具有一定的誤差; 其次,含水率對結(jié)果有很大的影響, 當(dāng)沉積物含水率較高時, 單位體積/深度中沉積物干重較小, 基于此計算得到的有機(jī)碳埋藏通量也會變少。

    結(jié)果顯示, SD-1短柱樣BC值波動很小, 平均值為57.37 g/(m2·a), 區(qū)段②光灘階段和區(qū)段①互花米草階段無明顯差異, 說明互花米草的生長對該區(qū)域碳埋藏量的提升并不顯著(圖4a)。SD-8短柱樣區(qū)段②紅樹林階段BC平均值為149.53 g/(m2·a), 大于區(qū)段①光灘階段的125.85 g/(m2·a), 說明紅樹林的生長對區(qū)域碳埋藏量提升顯著(圖4c)。SD-7短柱樣區(qū)段③光灘階段和區(qū)段②紅樹林階段BC值約為138.89 g/(m2·a), 而20世紀(jì)末紅樹林被砍伐后區(qū)段①的BC值驟降至118.69 g/(m2·a)左右。此外, 對比SD-1區(qū)段②和SD-8區(qū)段②發(fā)現(xiàn), 紅樹林階段的BC值比互花米草階段高92.16 g/(m2·a), 表明紅樹林比互花米草更能促進(jìn)潮灘的碳埋藏。

    圖4 短柱樣SD-1 (a)、SD-7 (b)、SD-8 (c)的有機(jī)碳埋藏通量BC、TOC和含水率W沉積記錄; 據(jù)TOC變化趨勢用虛線分為不同階段, 用①、②、③表示Fig. 4 Vertical distributions of organic carbon burial fluxes BC, TOC, and water contents (W) in cores SD-1 (a), SD-7 (b), and SD-8 (c)—according to the variation in TOC, sedimentary records are divided into different stages using the dashed lines, marked by ①, ②, and ③

    Breithaupt等[37]通過對全球紅樹林系統(tǒng)有機(jī)碳埋藏量統(tǒng)計分析, 估計全球紅樹林BC值為163 g/(m2·a),換算成全球范圍是26.1 t/a, 討論得到在百年時間尺度上, 海洋環(huán)境中所有有機(jī)碳埋藏的8%~15%發(fā)生在紅樹林系統(tǒng)中, 足見紅樹林對于潮灘有機(jī)碳埋藏量的貢獻(xiàn)之大。本研究中紅樹林的BC值在140 g/(m2·a)左右, 略低于Breithaupt等[37]的統(tǒng)計值, 可能是由于寧德三沙灣處于紅樹林的自然生長北界, 紅樹林種類單一, 生長環(huán)境受限等影響; 但與光灘和互花米草灘相比仍然顯示出了更高的碳埋藏量, 證實了紅樹林區(qū)域具有很強(qiáng)的有機(jī)碳埋藏能力, 對于潮灘有機(jī)碳埋藏具有重要意義。

    5 結(jié)論

    互花米草和紅樹林在一定程度上都提高了潮灘的固碳效率, 本研究中互花米草階段和紅樹林階段TOC含量分別為0.67%和0.95%, 比對應(yīng)光灘階段分別提高了13.6%和26.7%, 表明紅樹林對潮灘固碳效率的提升更加顯著。在區(qū)域原生植物紅樹林具有更高固碳能力的背景下, 互花米草的入侵反而會降低TOC含量, 導(dǎo)致潮灘固碳能力的下降。此外, 通過對短柱樣有機(jī)碳埋藏通量估算, 結(jié)果表明互花米草階段BC平均值為57.37 g/(m2·a), 紅樹林階段BC值平均值為149.53 g/(m2·a), 紅樹林階段遠(yuǎn)大于互花米草階段。本研究區(qū)域的短柱樣沉積物δ13C分布范圍是–24.70‰~–21.87‰, 主要體現(xiàn)海源有機(jī)質(zhì)同位素特征, 此外短期內(nèi)δ13C值會受到潮灘植被生長類型的影響。近期三沙灣潮灘受到人類活動影響較為顯著,其中圍墾、養(yǎng)殖活動和互花米草入侵不斷加劇, 而紅樹林生長空間不斷銳減, 嚴(yán)重影響了潮灘生化環(huán)境和有機(jī)碳埋藏, 加強(qiáng)海岸生態(tài)環(huán)境保護(hù)已迫在眉睫。

    致謝: 感謝同濟(jì)大學(xué)海洋與地球科學(xué)學(xué)院的陳嶺娣老師和王軍建老師給予實驗過程中的指導(dǎo), 感謝韋璐同學(xué)、姜鑫濤同學(xué)、孫弋同學(xué)和任發(fā)慧同學(xué)在分樣工作中提供的幫助。

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