上海南匯東灘濕地不同植被沉積物孔隙水的地球化學(xué)特征及對碳循環(huán)過程的指示

邢亞茹, 陳琳瑩, 陳多福, 2

上海南匯東灘濕地不同植被沉積物孔隙水的地球化學(xué)特征及對碳循環(huán)過程的指示

邢亞茹1, 陳琳瑩2*, 陳多福1, 2

(1. 上海海洋大學(xué) 海洋生態(tài)與環(huán)境學(xué)院, 上海 201306; 2. 上海海洋大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院 上海深淵科學(xué)工程技術(shù)研究中心, 上海 201306)

濱海濕地有較高的沉積速率和固碳能力, 在緩解全球變暖方面發(fā)揮重要作用。研究碳沉積埋藏過程對理解濱海濕地碳收支具有重要意義。前人對長江口濕地碳循環(huán)的研究較為廣泛, 但對沉積物孔隙水溶解無機(jī)碳(DIC)來源及影響因素鮮有報道。本研究分析了位于長江口南側(cè)的南匯東灘濕地5個不同植被覆蓋站位沉積物的孔隙水陰陽離子(SO2? 4、Cl?、Mg2+、Ca2+)、DIC濃度及δ13CDIC等地球化學(xué)特征, 探討影響孔隙水DIC的生物地球化學(xué)過程及其來源。結(jié)果表明, 南匯東灘濕地DIC主要來源于上覆水體和沉積物有機(jī)質(zhì)的早期礦化, 并受不同植被和在潮灘中的位置控制。位于低潮灘的光灘站位的沉積物孔隙水SO2? 4和DIC濃度在剖面上基本保持不變, δ13CDIC為?7.7‰ ～ ?6.1‰, 有機(jī)質(zhì)硫酸鹽還原(OSR)作用產(chǎn)生的DIC約占孔隙水的20%, 海水來源占80%。位于中潮灘的海三棱藨草和堤內(nèi)蘆葦站位沉積物孔隙水SO2? 4濃度在淺表層快速下降, δ13CDIC分別為?12.5‰ ～ ?7.5‰和?16.7‰ ～ ?11.5‰, 存在較強(qiáng)的OSR作用。海三棱藨草站位的OSR作用和海水來源DIC分別約為43%和57%, 堤內(nèi)蘆葦沉積有機(jī)質(zhì)的OSR作用產(chǎn)生了約59%的DIC, 上覆水體來源的DIC約41%。位于高潮灘的堤外蘆葦和互花米草站位沉積物孔隙水的SO2? 4濃度在淺表層快速下降, δ13CDIC在剖面上大部分為正值, 最大值分別為10.8‰和5.4‰, 表明存在產(chǎn)甲烷作用, SO2? 4濃度在淺表層的快速下降可能同時與OSR和甲烷缺氧氧化(AOM)作用有關(guān)。了解濕地沉積物孔隙水地球化學(xué)特征及其影響因素, 為深入研究濱海濕地碳的生物地球化學(xué)循環(huán)及準(zhǔn)確評估濱海濕地碳的來源具有重要意義。

有機(jī)質(zhì)降解; 孔隙水; 溶解性無機(jī)碳; 碳循環(huán); 上海南匯東灘濕地

0 引 言

濱海濕地是海岸帶演化形成的特殊生態(tài)系統(tǒng)(Huang et al., 2020; Steinmuller et al., 2020; Macy et al., 2021), 是大氣CO2重要的匯, 是全球碳循環(huán)的重要環(huán)節(jié), 在減緩和適應(yīng)全球氣候變化方面發(fā)揮重要作用。濱海濕地的碳封存能力不僅歸功于將CO2有效地轉(zhuǎn)化為植物生物量, 還在于對異地(運輸)和本地(原地)有機(jī)碳的有效捕獲(Frolking et al., 2001; Chmura, 2013; Zhang et al., 2017; Xiao et al., 2019), 濱海濕地長期碳存儲主要以沉積有機(jī)質(zhì)的形式存在, 有機(jī)碳除了作為碳匯, 還影響濕地生態(tài)系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)、功能和穩(wěn)定性(Osland et al., 2018)。此外, 濕地沉積物孔隙水中的溶解無機(jī)碳(dissolved inorganic carbon, DIC)和溶解有機(jī)碳(dissolved organic carbon, DOC)也是濕地碳匯的主要來源, 是濕地生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分(Mostofa et al., 2018; Pinsonneault et al., 2020; Yuan et al., 2020; Zhao et al., 2020)。

濱海濕地植被種類豐富, 不同植被覆蓋的濕地沉積物及其孔隙水的變化在碳循環(huán)過程中發(fā)揮重要作用(Capooci et al., 2019)。濱海濕地沉積物中有機(jī)質(zhì)主要以孔隙水中可溶性有機(jī)質(zhì)和土壤顆粒有機(jī)質(zhì)形式存在, 產(chǎn)生途徑主要有濕地植物的埋藏, 其次是地面徑流通過河水或者雨水使陸地有機(jī)質(zhì)和人類活動產(chǎn)生的有機(jī)質(zhì)在積水區(qū)滯留(Mostofa et al., 2013)。

濱海濕地作為海洋和陸地之間的交叉地帶, 咸淡水混合強(qiáng)烈, 且沿海地區(qū)經(jīng)濟(jì)發(fā)達(dá), 人類干擾嚴(yán)重, 過程復(fù)雜。臺風(fēng)和地下水輸入等偶發(fā)事件也會影響濱海濕地的碳循環(huán)(Wang and Cai, 2004; Wang et al., 2016)。近年來, 濱海濕地受到了人為和自然因素的嚴(yán)重干擾和破壞(Kirwan and Megonigal, 2013; Tian et al., 2016), 包括海平面上升(Robinson, 2020)、大壩建設(shè)(Kirwan and Megonigal, 2013)和外來植物入侵(Yuan et al., 2015; Tong et al., 2018)。盡管碳排放和碳循環(huán)在沿海生境中很重要, 但對碳消耗的測量和途徑研究較少(Bae et al., 2015)。因此, 了解濕地不同植被區(qū)沉積埋藏有機(jī)質(zhì)的生物地球化學(xué)過程及其在碳循環(huán)過程中的作用, 在區(qū)域范圍內(nèi)揭示濱海濕地碳循環(huán)機(jī)制, 明確影響濱海濕地不同植被區(qū)有機(jī)質(zhì)降解的因素, 以及緩解氣候變化等方面具有重要的實際意義。

濕地沉積物孔隙水的DIC與多種生物地球化學(xué)活動有關(guān), 例如土壤排放、濕地植物呼吸, 碳酸鹽巖風(fēng)化等, 不僅受潮汐的強(qiáng)烈影響, 而且受季節(jié)性植物生產(chǎn)和微生物活動的控制(Taillarda et al., 2018; Kim et al., 2020; Steinmuller et al., 2020; Yu et al., 2020)。濕地沉積物的有機(jī)碳埋藏、甲烷的厭氧氧化以及有機(jī)質(zhì)的降解等作用在調(diào)節(jié)濕地沉積物和孔隙水之間的碳平衡方面發(fā)揮重要作用(Berner, 1998)。

海洋沉積物孔隙水硫酸鹽消耗主要通過2個微生物反應(yīng)進(jìn)行: ①有機(jī)質(zhì)硫酸鹽還原(organoclastic sulfate reduction, OSR): 2CH2O+SO2? 4→2HCO? 3+H2S (Li and Gregory, 1974; Berner, 1980); ②甲烷缺氧氧化(anaerobic oxidation of methane, AOM): CH4+SO2? 4→HCO? 3+H2S+H2O(Kaplan, 1975; Borowski et al., 1999)。在大陸邊緣的海底沉積物中, 柱狀沉積物剖面SO2? 4濃度呈快速下降的梯度變化, 通常主要是由AOM和OSR共同作用所致(Borowski et al., 1999; Kastner et al., 2008)。在OSR和AOM過程中消耗甲烷和有機(jī)質(zhì)的同時形成富輕碳的DIC, 不斷增加的DIC濃度會引起孔隙水中碳酸鹽巖的沉淀, 使孔隙水中Ca2+和Mg2+離子濃度降低(Luo et al., 2013)。此外, 沉積有機(jī)質(zhì)的原位產(chǎn)甲烷作用(2CH2O+H2O→CH4+HCO? 3+H+)也將影響沉積物孔隙水的DIC(Reeburgh, 1980; Conrad, 2005), 產(chǎn)生富重碳的DIC(Barker and Fritz, 1981; Burns, 1998)。

對于長江口濕地碳循環(huán)和埋藏的研究, 目前主要集中在橫向通量輸送為主要過程的崇明東灘和九段沙區(qū)域(席雪飛等, 2009; 王紅麗等, 2009; 唐玉姝等, 2013)。南匯東灘濕地是長江口濕地的重要組成部分, 位于長江口和東海的交界處, 受海陸相互作用影響, 不僅具有較大的碳存儲能力, 而且由于沉積物有機(jī)質(zhì)礦化分解過程將有機(jī)碳轉(zhuǎn)化為DIC進(jìn)入孔隙水, 并通過垂向擴(kuò)散和側(cè)向輸送方式進(jìn)入上覆水體, 成為臨近海域一個不可忽視的碳源(Zhang et al., 2019; Gao et al., 2020)。由于受淡水和海水的交互影響, 濕地沉積物孔隙水DIC的產(chǎn)生和通量在潮汐和季節(jié)變化中具有較大的差異(嚴(yán)格等, 2014; Koebsch et al., 2019)。南匯東灘濕地植被類型豐富, 研究者運用遙感技術(shù)對其優(yōu)勢種的植被光譜和理化參數(shù)信息提取, 分析統(tǒng)計了植被狀況, 顯示近年來的濕地開發(fā)和海堤建設(shè)使沿海大堤兩側(cè)濕地環(huán)境發(fā)生了明顯變化, 在海堤外側(cè)主要以海三棱藨草、互花米草和蘆葦為主, 在海堤內(nèi)側(cè)主要以一枝黃花和蘆葦為主(馬長安等, 2011; 張啟明和韓震, 2015; 李偉等, 2018;張雪薇等, 2018)。但對于濕地不同植被區(qū)沉積物碳的轉(zhuǎn)化是否存在差異, 目前認(rèn)識不清。

本研究通過對南匯東灘濕地采集于光灘、海三棱藨草、互花米草、堤外蘆葦和堤內(nèi)蘆葦5個不同植被和生境區(qū)沉積物孔隙水陰陽離子(SO2? 4、Cl?、Mg2+、Ca2+)、DIC及δ13CDIC等分析, 研究這些地球化學(xué)參數(shù)在南匯東灘濕地不同植被沉積剖面上的變化, 探索濱海濕地沉積碳轉(zhuǎn)化的生物地球化學(xué)過程及影響因素, 為評估濱海濕地碳循環(huán)提供重要參考。

1 區(qū)域概況和樣品采集

1.1 區(qū)域概況

南匯東灘位于長江口與杭州灣交接地帶(圖1), 地理坐標(biāo)為30°51′04″～31°06′47″N, 121°50′50″～ 121°51′40″E, 總面積約122.5 km2(劉杰等, 2007), 受長江口和杭州灣豐富的泥沙影響以及典型的非正規(guī)半日潮作用, 水動力弱, 坡度平緩, 泥沙沉積速率快, 形成了典型的淤泥質(zhì)海灘(付桂, 2007; 李九發(fā)等, 2010; 郭文利等, 2010)。由于該地長期受河流徑流以及潮汐、波浪、人類活動的共同作用, 灘涂沉積地貌類型復(fù)雜, 總體呈北部沖蝕、南部淤積的態(tài)勢, 沉積物以黏土質(zhì)粉砂為主, 粒徑總體偏粗, 由分選性好的砂、粉砂組成, 水位?2 m的低潮灘帶以下的沉積物粒徑較粗, 以上的沉積物粒徑逐漸變細(xì)(張啟明, 2015; 陶燕東, 2017)。南匯東灘氣候溫暖濕潤,四季分明, 年降水量約1222.2 mm, 平均氣溫在15～ 16 ℃, 屬于典型的亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)(陳萬逸等, 2012)。

黑色三角形為采樣位置: 1. 光灘; 2. 海三棱藨草; 3. 互花米草; 4. 堤外蘆葦; 5. 堤內(nèi)蘆葦。

南匯東灘濕地植被類型豐富, 是我國重要的濱海濕地之一, 但由于邊灘圍墾歷史長、強(qiáng)度高、城市化進(jìn)程快, 南匯東灘濕地破壞嚴(yán)重, 已被列為上海市重點生態(tài)修復(fù)示范區(qū)(馬長安, 2015)。南匯潮上帶基本位于海堤以內(nèi), 海堤建成以后, 潮間帶周期性地被海水淹沒, 形成較為完整的高、中、低潮灘。海堤內(nèi)植被群落結(jié)構(gòu)不穩(wěn)定, 蘆葦和一枝黃花交錯分布。從大海向大堤方向, 低潮灘受周期性的漲落潮影響, 無高等植物分布, 為廣闊的光灘; 中潮灘分布著海三棱藨草和互花米草群落; 高潮灘交錯分布著蘆葦和互花米草群落。受河流淡水影響, 水體平均鹽度為0.21‰～5‰, 總體上夏秋季高于冬春季(尤迪, 2018), 沉積物含水量約為30%～50%, 容重為1.5～1.7 kg/m3(Schulz, 2006; Sun and Turchyn, 2014)。

1.2 樣品采集

在2019年7月31和8月1日對南匯東灘濕地光灘、海三棱藨草、互花米草、海堤內(nèi)外側(cè)蘆葦沉積物進(jìn)行采樣(圖1; 表1), 使用PD-5手持土壤取樣鉆機(jī)采集柱狀沉積物, 采樣管直徑3.2 cm。使用便攜式GPS定位儀對采樣點進(jìn)行定位, 每個站位在退潮時在約0.2 m×0.2 m區(qū)域鉆取多根沉積物柱狀樣(表1)。采集的柱狀樣運回實驗室冷藏保存, 按3 cm進(jìn)行分樣, 將同一站位相同深度的重復(fù)樣品混合裝袋, 然后用前端帶有孔徑為0.2 μm的Rhizon采樣器采集孔隙水, 將采集的孔隙水分裝在2個棕色玻璃瓶內(nèi), 其中1個加入10 μL飽和HgCl2溶液用于DIC濃度及δ13CDIC分析, 另1個加入4 μL高純濃硝酸用于陰陽離子分析。所有的孔隙水樣品都在4 ℃下冷藏保存待機(jī)測試。

2 分析方法

孔隙水中的陰離子(SO2? 4、Cl?)和陽離子(Mg2+、Ca2+)在中國科學(xué)院南海海洋研究所用Dionex ICS-5000離子色譜儀分析。將孔隙水樣品用超純水稀釋100倍, 并作為再生液淋洗液, 用IonPac AS11HC分析柱上機(jī)分析陰離子。另取樣品用超純水稀釋50倍, 20 mmol/L甲基磺酸作為淋洗液, 用IonPac CS12A分析柱測定陽離子。陰陽離子的進(jìn)樣體積均為50 μL, 流速設(shè)定為1 mL/min, 分析結(jié)果的標(biāo)準(zhǔn)偏差均小于2%。

孔隙水DIC濃度及δ13CDIC分析在自然資源部第三海洋研究所完成。在12 mL的玻璃瓶加入8滴無水磷酸, 按順序放入恒溫盤上, 固定吹氣針, 設(shè)定自動進(jìn)樣程序?qū)悠菲窟M(jìn)行5 min的He排空, 然后向排空后的樣品瓶中加入0.2 mL的孔隙水樣品, 并置于干式恒溫器上45 ℃加熱, 使孔隙水中的無機(jī)碳與無水磷酸在45 ℃下充分反應(yīng)4 h, 然后將產(chǎn)生的CO2氣體通過氣相色譜柱分離后用Delta V Advantage質(zhì)譜儀進(jìn)行測試。用標(biāo)準(zhǔn)樣品的CO2信號強(qiáng)度與DIC濃度建立線性關(guān)系, 計算實際樣品的DIC濃度, DIC濃度分析精度優(yōu)于±2%, δ13C值以VPDB(Vienna Peedee Belemnite)國際標(biāo)準(zhǔn)作為參考計算, 分析精度為±0.2‰。

表1 上海南匯東灘濕地沉積物樣品采集站位信息

注: 光灘站位采集2根48 cm沉積物柱樣; 海三棱藨草站位采集2根45 cm沉積物柱樣; 互花米草站位采集3根120 cm沉積物柱樣; 堤外蘆葦站位采集2根60 cm沉積物柱樣; 堤內(nèi)蘆葦站位采集2根150 cm沉積物柱樣。

3 結(jié) 果

3.1 光灘站位

光灘站位位于低潮灘, 沉積柱長48 cm, 是本文采集的最靠海的站點(圖1)。采集的沉積物顏色整體呈黃褐色, 在剖面上基本無變化, 明顯可見貝殼等生物殼體。沉積物孔隙水Cl?濃度為143.1～172.8 mmol/L (表2), 平均164.0 mmol/L, 在剖面上隨深度無明顯變化(圖2a)。SO2? 4濃度為7.5～8.9 mmol/L,平均8.3 mmol/L, 在1～9 cm處的淺表層呈降低趨勢, 向下隨深度略微增加(圖2b; 表2)。Mg2+與Cl?濃度隨深度變化趨勢相似, 在剖面上基本不變(圖2c)。Ca2+與SO2? 4濃度隨深度變化趨勢相似, 向下稍有增加(圖2d)。DIC濃度總體較低, 在剖面上變化不大, 為1.9～3.1 mmol/L, 平均2.2 mmol/L, 最大值3.1 mmol/L位于15～18 cm處(圖2e)。δ13CDIC在剖面上變化不大, 為?7.7‰ ～ ?6.1‰, 最低值?7.7‰與DIC最高值位置相吻合(圖2f; 表2)。

表2 上海南匯東灘濕地5個站位沉積物孔隙水的Mg2+、Ca2+、SO2? 4、Cl?、DIC濃度和δ13CDIC

續(xù)表2:

續(xù)表2:

續(xù)表2:

注: GT. 光灘站位; BC. 海三棱藨草站位; MC. 互花米草站位; LWW. 堤外蘆葦站位; LWN. 堤內(nèi)蘆葦站位; “-”代表無數(shù)據(jù)。

圖2 上海南匯東灘濕地光灘站位Cl?(a)、SO2? 4(b)、Mg2+(c)、Ca2+(d)、DIC(e)濃度及δ13CDIC(f)隨深度變化

3.2 海三棱藨草站位

海三棱藨草站位位于中潮灘, 沉積柱長45 cm, 呈棕褐色, 顏色在剖面上基本無變化, 存在大量植物根系和植物凋落物?？紫端瓹l?濃度在0～30 cm處隨深度明顯增加, 從表層的145.2 mmol/L增加到30 cm處的300.2 mmol/L, 向下稍有減小(圖3a; 表2)。SO2? 4濃度在表層快速下降, 在21 cm以下接近0(0.2 mmol/L)(圖3b; 表2)。Mg2+濃度在0～30 cm處隨深度增大, 在24～27 cm處達(dá)到最大值29.8 mmol/L,向下基本不變(圖3c)。Ca2+濃度隨深度變化范圍較小, 為4.4～7.3 mmol/L, 平均6.0 mmol/L(圖3d)。DIC濃度與Cl?濃度變化特征相似, 在0～25 cm處隨深度增加而增加, 在21～24 cm處達(dá)到最大值15.3 mmol/L, 向下波動式減小(圖3e)。δ13CDIC隨深度增加波動較大, 從表層的?7.5‰ ～ ?8.1‰向下降低, 同光灘站位相似, DIC濃度最高時, δ13CDIC也最低, 在21～24 cm處δ13CDIC達(dá)到最小值?12.5‰。δ13CDIC除15～18 cm處增高到?9.9‰外, 向下基本維持在?12.5‰ ～ ?11.0‰ (圖3f; 表2)。

3.3 互花米草站位

互花米草站位采集的沉積柱位于高潮灘, 柱長120 cm, 沉積物在剖面上顏色變化較多: 表層0～6 cm處土壤呈棕褐色, 有大量完整的植物根系和凋落物; 6～60 cm處土壤顏色逐漸變深呈黑褐色, 植物碎屑和根系較多; 60 cm以下土壤顏色逐漸向黃褐色轉(zhuǎn)變, 植物碎屑逐漸減少?？紫端瓹l?濃度為99.7～169.1 mmol/L,平均132.4 mmol/L, 在0～12 cm處從109.4 mmol/L逐漸增加到161.9 mmol/L, 然后隨深度逐漸降低, 在81～84 cm處達(dá)到100.0 mmol/L左右, 從84 cm向下又逐漸增高(圖4a)。SO2? 4濃度在表層快速下降, 在18 cm處及以下接近0(0.1 mmol/L)(圖4b)。Mg2+和Ca2+在剖面上的變化與Cl?相似, 在淺層隨深度增大, 然后向下先降低再增高(圖4c、d)。DIC濃度在表層的0～9 cm處從5.2 mmol/L增大到13.8 mmol/L, 在9～27 cm處基本穩(wěn)定在14.0 mmol/L左右, 然后隨深度逐漸下降, 在48 cm處達(dá)到最低值7.5 mmol/L, 之后在60～63 cm處增高到12.1 mmol/L, 向下逐漸降低(圖4e)。δ13CDIC值從表層的?1.6‰增大到24 cm處的10.8‰, 然后逐漸減小到120 cm處的?6.4‰, 在3～90 cm處均為正值(圖4f; 表2)。

圖3 上海南匯東灘濕地海三棱藨草站位Cl?(a)、SO2? 4(b)、Mg2+(c)、Ca2+(d)、DIC(e)濃度及δ13CDIC(f)隨深度變化

圖4 上海南匯東灘濕地互花米草站位Cl?(a)、SO2? 4(b)、Mg2+(c)、Ca2+(d)、DIC(e)濃度及δ13CDIC(f)隨深度變化

3.4 堤外蘆葦站位

堤外蘆葦站位位于高潮灘, 與互花米草站位相鄰(圖1), 沉積柱長60 cm, 沉積物顏色在剖面上變化較大: 表層0～9 cm處土壤呈黃褐色, 存在大量植物殘體; 12～45 cm處土壤呈黑色, 存在大量植物碎屑和植物根系; 45～60 cm處土壤顏色逐漸由黑色轉(zhuǎn)變?yōu)榛液稚? 植物根系變少?？紫端瓹l?濃度從表層0～3 cm處的18.4 mmol/L快速增加到12～15 cm處的154.8 mmol/L,向下隨深度降低, 在45 cm處為119.2 mmol/L, 然后逐漸增大(圖5a)。SO2? 4濃度從表層0～3 cm處的13.8 mmol/L快速增加到3～6 cm的28.7 mmol/L, 然后快速下降, 在39 cm以下接近于0(0.3 mmol/L) (圖5b)。Mg2+濃度從表層0～3 cm處的4.9 mmol/L增加到3～6 cm處的21.5 mmol/L, 向下先減小到45 cm處的8.9 mmol/L, 然后增高(圖5c)。Ca2+濃度從表層0～3 cm處的9.8 mmol/L增加到3～6 cm處的12.9 mmol/L,向下呈降低趨勢(圖5d)。DIC濃度在剖面上可以分為3段: 3～12 cm為5.4～6.3 mmol/L; 12～45 cm為1.5～4.6 mmol/L; 45～57 cm為9.9～12.3 mmol/L(圖5e)。δ13CDIC總體上為正值, 隨深度增大, 最高為5.4‰, 最低為?2.9‰(圖5f; 表2)。

圖5 上海南匯東灘濕地堤外蘆葦站位Cl?(a)、SO2? 4(b)、Mg2+(c)、Ca2+(d)、DIC(e)濃度及δ13CDIC(f)隨深度變化剖面

3.5 堤內(nèi)蘆葦站位

堤內(nèi)蘆葦站位與其他4個采樣點不同, 該站位位于海堤內(nèi)側(cè), 在海堤建設(shè)完成后, 該站位不再遭受周期性海水淹沒。采集的沉積物柱長為150 cm, 沉積物在0～12 cm處土壤顏色呈棕褐色, 有大量植物根系和植物凋落物, 在12 cm以下土壤顏色呈灰褐色。堤內(nèi)蘆葦站位的Cl?和Mg2+離子濃度隨深度增加逐漸增大, Cl?濃度從17.5 mmol/L增大到174.6 mmol/L(圖6a), Mg2+離子濃度從4.7 mmol/L增大到14.2 mmol/L (圖6c)。SO2? 4濃度在0～20 cm深度內(nèi)從表層的12.9 mmol/L快速下降, 在60 cm處及以下接近0(0.2 mmol/L)(圖6b)。Ca2+濃度從表層的9.6 mmol/L先逐漸降低至84～87 cm處的2.5 mmol/L, 然后再增高至150 cm處的3.4 mmol/L(圖6d)。DIC濃度從表層的2.4 mmol/L向下增大, 至60 cm處達(dá)到最大值15.1 mmol/L, 然后在60～140 cm處隨深度波動式減小(圖6e)。δ13CDIC從表層的?11.4‰降低至84 cm處的?16.5‰, 然后向下變化不大, 約?15.5‰左右(圖6f; 表2)。

圖6 上海南匯東灘濕地堤內(nèi)蘆葦站位Cl?(a)、SO2? 4(b)、Mg2+(c)、Ca2+(d)、DIC(e)濃度及δ13CDIC(f)隨深度變化

4 討 論

沉積物孔隙水中δ13CDIC是示蹤DIC來源的重要依據(jù), 海水的δ13CDIC為0‰, AOM產(chǎn)生的δ13CDIC為?60‰ ～ ?30‰, 而OSR生成的δ13CDIC為?25‰ ～ ?20‰(Chen et al., 2010; 李寧, 2011; 陳法錦等, 2012; Hu et al., 2015; Sun et al., 2016; 馮俊熙等, 2017; Wu et al., 2017)。海洋淺表層沉積物孔隙水DIC主要有3個來源: ①從海底海水?dāng)U散進(jìn)入沉積物或者隨沉積物埋藏進(jìn)入沉積物; ②沉積物中有機(jī)質(zhì)的降解(OSR和產(chǎn)甲烷作用); ③AOM作用。因此, 可以用質(zhì)量平衡模型計算不同來源孔隙水的DIC庫:

式中: δ13Cadd表示孔隙水DIC庫δ13C的總收支;是各個來源產(chǎn)生的DIC占沉積物孔隙水總DIC的比例; SW、OM、OSR、AOM和MP分別代表沉積表層海水、有機(jī)質(zhì)、有機(jī)質(zhì)缺氧氧化、甲烷缺氧氧化和有機(jī)質(zhì)原位產(chǎn)甲烷產(chǎn)生的DIC。如果把OSR、AOM和MP合并為沉積物有機(jī)質(zhì)轉(zhuǎn)化來源的DIC, 式(1)可以簡化為:

式中: sed表示沉積埋藏有機(jī)質(zhì)礦化產(chǎn)生的DIC, δ13Csed常用δ13CTOC替代。沉積物中δ13CDIC×DIC與DIC常有良好的線性關(guān)系, 因此可以簡單地從δ13CDIC×DIC與DIC的線性趨勢線斜率獲得δ13Cadd(Benedict et al., 1980; Ussler Ⅲ and Paull, 2008; Chatterjee et al., 2011; Li et al., 2019)。

南匯東灘濕地光灘站位孔隙水Mg2+與Cl?濃度在剖面上基本不變, Ca2+與SO2? 4濃度稍有增加, DIC含量低(平均2.2 mmol/L)且無明顯變化, δ13CDIC為?6.2‰ ～ ?7.7‰(平均?6.9‰; 圖2; 表3)。DIC與δ13CDIC×DIC存在較好的相關(guān)性(圖7a), δ13Cadd為?9.3‰, δ13CTOC平均值為?24.7‰(表3), 該站位低潮時采集的殘積海水δ13CDIC為?5.5‰, 由此計算獲得光灘站位海水來源的DIC約占總DIC庫的80%, 沉積有機(jī)質(zhì)產(chǎn)生的DIC僅占20%(表3), 表明光灘站位存在弱的OSR作用, DIC主要來源于表層海水。

表3 上海南匯東灘濕地5個站位不同來源的DIC比例

(a) 光灘; (b) 海三棱藨草; (c) 互花米草; (d) 堤外蘆葦; (e) 堤內(nèi)蘆葦。

海三棱藨草站位位于中潮灘, DIC和Cl?濃度整體隨深度增加(圖3e), 可能存在表層水的混合作用?？紫端甋O2? 4濃度在表層的21 cm處快速下降至0.2 mmol/L,表明存在OSR作用?？紫端摩?3CDIC為?7.5‰ ～ ?12.5‰, 隨深度增大(圖3f), 有較高的DIC濃度(平均10.8 mmol/L), 且DIC與δ13CDIC×DIC有很好的相關(guān)性(圖7b)。δ13Cadd約為?14‰, δ13CTOC為?25.4‰, 應(yīng)用光灘站位海水δ13CDIC值?5.5‰計算, 海三棱藨草站位海水來源的DIC占總DIC庫的57%, 沉積物OSR作用產(chǎn)生的DIC約占43%(表3)。

互花米草站位位于高潮灘, 孔隙水SO2? 4濃度在表層的18 cm處快速下降至0.1 mmol/L, DIC濃度平均10.8 mmol/L, δ13CDIC值為?7.4‰～10.8‰, 在3～90 cm處均為正值(圖4; 表3), 隨著DIC濃度的增大, δ13CDIC存在大量正值?；セ撞輰儆谕鈦砣肭址N, 根系特殊的微生物群落對甲烷產(chǎn)生和排放產(chǎn)生重要影響(Borowski et al., 1996)。因此淺層SO2? 4的消耗除OSR作用外, 還可能存在原位形成甲烷的AOM作用。δ13CDIC×DIC與δ13CDIC相關(guān)性較差(圖7c), δ13Cadd為20‰, δ13CTOC為?25‰(表3)。由于該站位產(chǎn)甲烷作用強(qiáng)烈, 產(chǎn)甲烷過程生成的甲烷可能沒有完全被AOM所消耗, 因此無法計算沉積物孔隙水DIC庫的海水來源和沉積有機(jī)質(zhì)來源的比例。

堤外蘆葦站位沉積物孔隙水SO2? 4濃度在表層的3 cm快速增加, 然后向下快速下降, 在18 cm處降至0.3 mmol/L, δ13CDIC總體上以正值為主, 隨深度增大, 最大值為5.4‰。該站位與互花米草站位相鄰, 孔隙水DIC沉積有機(jī)質(zhì)來源中除OSR作用外, 也明顯存在原位產(chǎn)甲烷作用, 并且可能存在AOM作用。δ13CDIC×DIC與δ13CDIC相關(guān)性較差(圖7d), δ13Cadd為5.8‰, δ13CTOC為?23.9‰(表3), 無法計算海水來源和沉積有機(jī)質(zhì)來源的比例。

堤內(nèi)蘆葦站位的Cl?和Mg2+濃度隨深度增加逐漸增大, 表明存在表層水的混合。SO2? 4濃度在20 cm表層沉積物中快速下降至接近0, δ13CDIC為?11.4‰ ～ ?16.7‰(圖6; 表3), 表明存在顯著的OSR作用。δ13CDIC×DIC與δ13CDIC相關(guān)性較好(圖7e), δ13Cadd為?18‰, δ13CTOC為?25.3‰, 堤內(nèi)蘆葦站位沉積界面之上的水體δ13CDIC值為?7.5‰, 計算可得上覆水體來源的DIC占總DIC庫的41%, 沉積物有機(jī)質(zhì)的OSR作用產(chǎn)生的DIC約占59%(表3)。

5 結(jié) 論

南匯東灘濕地光灘、互花米草、海三棱藨草, 堤外蘆葦、堤內(nèi)蘆葦5個站位沉積物孔隙水的地球化學(xué)特征顯示濱海濕地孔隙水DIC來源復(fù)雜, 不同站位DIC產(chǎn)生的來源具有較大差異。低潮灘的光灘站位存在較弱的OSR作用, 產(chǎn)生的DIC約占孔隙水總DIC的20%, 其余的80%來源于表層海水。海三棱藨草和堤內(nèi)蘆葦站位存在較強(qiáng)的OSR作用, 海三棱藨草站位的OSR作用和海水來源的DIC分別約為43%和57%, 堤內(nèi)蘆葦OSR作用產(chǎn)生了約59%的DIC, 上覆水體來源的DIC約41%。互花米草和堤外蘆葦2個站位存在明顯的δ13CDIC正值, 顯示存在顯著的產(chǎn)甲烷作用, 因此孔隙水的DIC來源可能同時包括海水、OSR、產(chǎn)甲烷作用和AOM作用。

致謝:感謝天津大學(xué)宋照亮教授和另一位匿名審稿專家的詳細(xì)意見。

陳法錦, 陳建芳, 金海燕, 李宏亮, 鄭連福, 張海生. 2012. 南海表層沉積物與沉降顆粒物中有機(jī)碳的δ13C對比研究及其古環(huán)境再造意義. 沉積學(xué)報, 30(2): 340–345.

陳萬逸, 張利權(quán), 袁琳. 2012. 上海南匯東灘鳥類棲息地營造工程的生境評價. 海洋環(huán)境科學(xué), 31(4): 561–566.

馮俊熙, 楊勝雄, 梁金強(qiáng), 方允鑫. 2017. 南海北部神狐東南海域沉積物孔隙水地球化學(xué)特征及其對天然氣水合物的指示. 海洋地質(zhì)前沿, 33(7): 32–44.

付桂. 2007. 南匯嘴岸灘及鄰近海床沖淤演變過程研究. 上海: 華東師范大學(xué)碩士學(xué)位論文: 25–57.

郭文利, 袁曉, 裴恩樂, 夏述忠, 嚴(yán)晶晶, 王天厚. 2010. 上海南匯東灘濕地鳥類資源調(diào)查. 四川動物, 29(5): 596–604.

李九發(fā), 戴志軍, 劉新成, 趙建春, 馮凌旋. 2010. 長江河口南匯嘴潮灘圈圍工程前后水沙運動和沖淤演變研究. 泥沙研究, 9(3): 31–37.

李寧. 2011. 長江口鄰近海域的溶解有機(jī)碳和溶解無機(jī)碳系統(tǒng). 青島: 中國海洋大學(xué)碩士學(xué)位論文: 43–52.

李偉, 袁琳, 張利權(quán), 趙志遠(yuǎn), 李蕙, 朱曉涇, 潘家琳, 陳雅慧. 2018. 海三棱藨草及互花米草對模擬鹽脅迫的響應(yīng)及其耐鹽閾值. 生態(tài)學(xué)雜志, 37(9): 2596–2602.

劉杰, 陳吉余, 陳沈良. 2007. 長江口南匯東灘灘地地貌演變分析. 泥沙研究, 12(6): 47–52.

馬長安. 2015. 圍墾對南匯和崇明東灘濕地大型底棲動物的影響. 上海: 華東師范大學(xué)博士學(xué)位論文: 35–54.

馬長安, 徐霖林, 田偉, 呂巍巍, 趙云龍. 2011. 南匯東灘圍墾濕地大型底棲動物的種類組成、數(shù)量分布和季節(jié)變動. 復(fù)旦學(xué)報(自然科學(xué)版), 50(3): 274–281.

唐玉姝, 王磊, 席雪飛, 胡煜, 張艷楠, 陳金海, 陳秀芝, 孫瑛. 2013. 典型氣候/環(huán)境因子變化對九段沙濕地碳固定潛力的影響. 農(nóng)業(yè)環(huán)境科學(xué)學(xué)報, 32(4): 874–880.

陶燕東. 2017. 南匯東灘濕地海三棱藨草群落構(gòu)建與生態(tài)修復(fù)效果研究. 上海: 上海海洋大學(xué)碩士學(xué)位論文: 28–42.

王紅麗, 肖春玲, 李朝君, 李艷麗, 張文佺, 付小花, 樂毅全, 王磊. 2009. 崇明東灘濕地土壤有機(jī)碳空間分異特征及影響因素. 農(nóng)業(yè)環(huán)境科學(xué)學(xué)報, 28(7): 1522– 1528.

席雪飛, 賈建偉, 王磊, 唐玉姝, 王紅麗, 張文儉, 付小花, 樂毅全. 2009. 長江口九段沙濕地土壤有機(jī)碳及微生物陸向分布. 農(nóng)業(yè)環(huán)境科學(xué)學(xué)報, 28(12): 2574– 2579.

嚴(yán)格, 葛振鳴, 張利權(quán). 2014. 崇明東灘濕地不同鹽沼植物群落土壤碳儲量分布. 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報, 25(1): 85–91.

尤迪. 2018. 鹽沼濕地沖淤變化對大型底棲動物及其生態(tài)功能的影響. 上海: 華東師范大學(xué)碩士學(xué)位論文: 31–45.

張啟明. 2015. 長江口南匯東灘優(yōu)勢種植被的光譜和理化參數(shù)信息提取與分析. 上海: 上海海洋大學(xué)碩士學(xué)位論文: 23–36.

張啟明, 韓震. 2015. 幾種紅邊位置算法在潮灘區(qū)域的適用性研究——以長江口南匯潮灘為例. 海洋湖沼通報, 12(4): 49–55.

張雪薇, 韓震, 王文柳, 劉美君, 曾其明. 2018. 夏秋季節(jié)潮灘植被光譜特征的差異性研究. 海洋湖沼通報, 10(5): 32–39.

Bae H S, Holmes M E, Chanton J P, Reddy K R, Ogram A. 2015. Distribution, activities, and interactions of methanogensand sulfate-reducing prokaryotes in the florida everglades., 81(21): 7431–7442.

Barker J F, Fritz P J. 1981. Carbon isotope fractionation during microbial methane oxidation., 293(5830): 289–291.

Benedict C R, Wong W W, Wong J H. 1980. Fractionation of the stable isotopes of inorganic carbon by seagrasses., 65(3): 512–517.

Berner R A. 1998. The carbon cycle and CO2over phanerozoictime: The role of land plants., 353(1365): 75–81.

Berner R A. 1980. Early diagenesis: A theoretical approach. New Jersey: Princeton University Press: 12–39.

Borowski W S, Paull C K, Ussler Ⅲ W. 1996. Marine pore- water sulfate profiles indicatemethane flux from underlying gas hydrate., 24(7): 655–658.

Borowski W S, Paull C K, Ussler Ⅲ W. 1999. Global and local variations of interstitial sulfate gradients in deep- water, continental margin sediments: Sensitivity to underlying methane and gas hydrates., 159(1): 131–154.

Burns S J. 1998. Carbon isotopic evidence for coupled sulfate reduction methane oxidation in amazon fan sediments., 62(5): 797–804.

Capooci M, Barba J, Seyfferth A L, Vargas R. 2019. Experimental influence of storm-surge salinity on soil greenhouse gas emissions from a tidal salt marsh., 686(10): 1164–1172.

Chatterjee S, Dickens G R, Bhatnagar G, Chapman W G, Dugan B, Snyder G T, Hirasaki G J. 2011. Pore water sulfate, alkalinity, and carbon isotope profiles in shallowsediment above marine gas hydrate systems: A numerical modeling perspective., 116, B09103.

Chen Y F, Ussler III W, Haflidason H, Lepland A, Rise L, Hovland M, Hjelstuen B O. 2010. Sources of methane inferred from pore-water δ13C of dissolved inorganic carbon in Pockmark G11, offshore Mid-Norway., 275(3): 127–138.

Chmura G L. 2013. Management C. What do we need to assess the sustainability of the tidal salt marsh carbon sink?, 83(10): 25–31.

Conrad R. 2005. Quantification of methanogenic pathways using stable carbon isotopic signatures: A review and a proposal., 36(5): 739–752.

Frolking S, Roulet N T, Moore T R, Richard J H, Lavoie M, Kuller M D. 2001. Modeling northern peatland decomposition and peat accumulation., 4: 479–498.

Gao L, Gao Y Q, Song S Z, Zhang F F. 2020. Non-conservative behavior of dissolved organic carbon in the Changjiang (Yangtze River) Estuary and the adjacent East China Sea., 197, 104084.

Hu Y, Feng D, Liang Q Y, Xia Z, Chen L Y, Chen D F. 2015. Impact of anaerobic oxidation of methane on the geochemical cycle of redox-sensitive elements at cold-seepsites of the northern south china sea.:, 122(3): 84–94.

Huang Y, Chen Z, Tian B, Zhou C, Wang J T, Ge Z M, Tang J W. 2020. Tidal effects on ecosystem CO2exchange in asalt marsh of an intertidal shoal., 292, 108108.

Kaplan I R. 1975. Natural Gases in Marine Sediments. New York: Plenum Press: 99–139.

Kastner M, Claypool G, Robertson G. 2008. Geochemical constraints on the origin of the pore fluids and gas hydrate distribution at atwater valley and keathley canyon, northern gulf of Mexico., 25(9): 860–872.

Kim J, Lee J, Yun J, Yang Y, Kang H. 2020. Mechanisms of enhanced methane emission due to introduction ofandin a temperatetidal salt marsh., 153(4): 32–45.

Kirwan M L, Megonigal J P. 2013. Tidal wetland stability in the face of human impacts and sea-level rise., 504(7478): 53–60.

Koebsch F, Winkel M, Liebner S, Liu B, Bttcher M E. 2019. Sulfate deprivation triggers high methane production in a disturbed and rewetted coastal peatland., 16(9): 1937–1953.

Li K K, George S C, Cai C F, Gong S, Sestak S, Armand S, Zhang S F. 2019. Fluid inclusion and stable isotopic studies of thermochemical sulfate reduction: Upper permian and lower triassic gasfields, northeast Sichuan Basin, China., 246(5): 86–108.

Li Y H, Gregory S. 1974. Diffusion of ions in sea water and in deep-sea sediments., 38(708): 703–714.

Luo M, Chen L L, Wang S H, Yan W, Wang H B, Chen D F. 2013. Pockmark activity inferred from pore water geochemistry in shallow sediments of the pockmark field in southwestern Xisha Uplift, northwestern South China Sea., 48(5): 247– 259.

Macy A, Osland M J, Cherry J A, Cebrian J. 2021. Changes in ecosystem nitrogen and carbon allocation with black mangrove (Avicennia germinans) encroachment intosalt marsh., 24: 1007– 1023.

Mostofa K M, Li W, Wu F C, Liu C Q, Liao H Q, Zeng L, Xiao M. 2018. Environmental characteristics and changes of sediment pore water dissolved organic matter in four Chinese lakes., 25(3): 2783–2804.

Mostofa K M, Yoshioka T, Mottaleb A. 2013. Photobiogeochemistry of Organic Matter. Berlin: Springer: 12–82.

Osland M J, Gabler C A, Grace J B, Meagan L M, Jennie L M, Andrew S F, Nicholas M E, Laura C F, Camille L S, Stephen B H. 2018. Climate and plant controls on soil organic matter in coastal wetlands., 24(11): 5361–5379.

Pinsonneault A J, Neale P J, Tzortziou M, Elizabeth A C, Christina R P, Hannah M, Jonathan S L, James P M. 2020. Dissolved organic carbon sorption dynamics in tidal marsh soils., 66: 214–225.

Reeburgh W S. 1980. Anaerobic methane oxidation: Rate depthdistributions in skan bay sediments., 47(3): 345–352.

Robinson S. 2020. Climate change adaptation in SIDS: A systematic review of the literature pre and post the IPCC fifth assessment report., 11, e653.

Schulz H D. 2006. Quantification of early diagenesis: Dissolved constituents in pore water and signals in the solid phase // Schulz H D, Zaber M. Marine Geochemistry. Berlin: Springer: 73–124.

Steinmuller H E, Foster T E, Boudreau P, Hinkle C R, Chambers L G. 2020. Characterization of herbaceous encroachment on soil biogeochemical cycling within a coastal marsh., 738, 139532.

Sun X, Higgins J, Turchyn A V. 2016. Diffusive cation fluxes in deep-sea sediments and insight into the global geochemical cycles of calcium, magnesium, sodium and potassium., 373(21): 64–77.

Sun X, Turchyn A V. 2014. Significant contribution of authigenic carbonate to marine carbon burial., 7(3): 201–204.

Taillardat P, Ziegler A D, Friess D A, Widory D, Truong V V, David F, Marchand C. 2018. Carbon dynamics and inconstant porewater input in a mangrove tidal creek over contrasting seasons and tidal amplitudes., 237(3): 32–48.

Tian B, Wu W T, Yang Z Q, Zhou Y X. 2016. Drivers, trends, and potential impacts of long-term coastal reclamation in China from 1985 to 2010., 170(32): 83–90.

Tong C, Morris J T, Huang J F, Xu H, Wan S. 2018. Changes in pore-water chemistry and methane emission followingthe invasion ofinto an oliogohaline marsh., 63(1): 384–396.

Ussler Ⅲ W, Paull C K. 2008. Rates of anaerobic oxidation of methane and authigenic carbonate mineralization in methane-rich deep-sea sediments inferred from models and geochemical profiles., 266(3–4): 271–287.

Wang Z A, Cai W J, 2004. Carbon dioxide degassing and inorganic carbon export from a marsh-dominated estuary (the Duplin River): A marsh CO2pump., 49(2): 341–354.

Wang Z A, Kroeger K D, Ganju N K, Gonneea M E, Chu S N. 2016. Intertidal salt marshes as an important source of inorganic carbon to the coastal ocean., 61(5): 1916–1931.

Wu L B, Liu X D, Xu L Q. 2017. Change of organic δ13C in ornithogenic sediments of the Xisha Archipelago, South China Sea and its implication for ecological development.(), 91(3): 1109– 1119.

Wu M X, Hu Y, Wu P L, He P M, He N, Zhang B L, Zhang S L, Fang S B. 2020. Does soil pore water salinity or elevation influence vegetation spatial patterns along coasts? A case study of restored coastal wetlands in Nanhui, Shanghai., 7(40): 2691–2700.

Xiao D, Deng L, Kim D G, Huang H B, Tian K. 2019. Carbon budgets of wetland ecosystems in China., 25(6): 2061–2076.

Yu X L, Yang X Q, Wu Y J, Peng Y S, Yang T, Xiao F S, Zhong Q P, Shu S F, He Q, Tian Y, Yan Q Y, Wu B, He Z L. 2020.introduction alters methane cycling microbial communities and increases methane emissions in mangrove ecosystems., 144, 107775.

Yuan J, Ding W, Liu D, Kang H, Freeman C, Xiang J, Lin Y X. 2015. Exoticinvasion alters ecosystem-atmosphere exchange of CH4and N2O and carbon sequestration in a coastal salt marsh in China., 21(4): 1567–1580.

Yuan Y Q, Li X Z, Jiang J, Li M X, Christopher B. 2020. Distribution of organic carbon storage in different salt-marsh plant communities: A case study at the Yangtzeestuary., 243, 106900.

Zhang Y F, Li D W, Wang K, Xue B. 2019. Contribution of biological effects to the carbon sources/sinks and the trophic status of the ecosystem in the changjiang (Yangtze) river estuary plume in summer as indicated by net ecosystem production variations., 11(6): 1264–1275.

Zhang Z, Zimmermann N E, Stenke A, Li L, Hodson E L, Zhu G F, oulter B. 2017. Emerging role of wetland methane emissions in driving 21st century climate change., 114(36): 9647–9652.

Zhao G M, Ye S Y, He L, Yuan H M, Laws E A. 2020. Historical change of carbon burial in late quaternary sediments of the ancient yellow river delta on the west coast of bohai bay, China., 193, 104619.

Geochemical characteristics of sediment pore water in different vegetation communities of Nanhui Dongtan wetland, Shanghai: Implications for carbon cycle processes in shallow sediments

XING Yaru1, CHEN Linying2*, CHEN Duofu1, 2

(1. College of Marine Ecology and Environment, Shanghai Ocean University, Shanghai 201306, China; 2. Shanghai Engineering Research Center of Hadal Science and Technology, College of Marine Sciences, Shanghai Ocean University, Shanghai 201306, China)

Coastal wetlands have high carbon deposition rates and carbon sequestration capacities, and play an important role in mitigating global warming. Studying the processes of carbon deposition and burial is essential for understanding the carbon budget in coastal wetlands. Previous studies focused mainly on the carbon cycle in the Yangtze River Estuary wetland, and the sources and influencing factors of dissolved inorganic carbon (DIC) in sediment pore water are poorly known. This study analyzed the anions (SO2? 4, Cl?) and cations (Mg2+, Ca2+), DIC concentrations, and δ13CDICin the pore water of the sediments collected from 5 sites with different vegetation coverage in the Nanhui Dongtan wetland, with the aim of elucidating the biogeochemical processes that govern DIC cycling in pore water. The results show that the DIC in Nanhui Dongtan wetland mainly originates from the mineralization of organic matter and seawater, and is mostly controlled by different vegetation and locations in the tidal beach. The profiles of pore-water SO2? 4 and DIC concentrations at the mudflat site on the low tidal beach were nearly unchanged, with δ13CDICranging between ?7.7‰ and ?6.1‰. The DIC produced by the sulfate reduction of organic matter (OSR) contributed approximately 20% DIC, and the remaining 80% was from seawater. The SO2? 4 concentrations at the middle-tidalsite and thesite inside the seawall decreased rapidly in the shallow sediments, with δ13CDICranging from ?12.5‰ to ?7.5‰ and from ?16.7‰ to ?11.5‰, respectively, indicating an important contribution from OSR. DIC derived from OSR and seawater is approximately 43% and 57% at thesite, respectively, and at thesite inside the seawall approximately 59% DIC was derived from OSR and 41% derived from overlying water. The SO2? 4 concentrations at the sites of theoutside the seawall andon the high tide beach declined rapidly from the surface sediment, and the most of δ13CDICshowed positive values with the maxima of 10.8‰ and 5.4‰, respectively, indicating the presence of methanogenesis. Therefore, the rapid decline of SO2? 4concentrations in the surface sediment layer may be related to the processes of OSR and AOM simultaneously. We postulate that understanding the geochemical characteristics of wetland sediment pore water and its influencing factors is essential for exploring the biogeochemical cycle of coastal wetland carbon and accurately assessing the source of coastal wetland carbon.

degradation of organic matter; pore water; dissolved inorganic carbon; carbon cycle; Nanhui Dongtan wetland in Shanghai

P593; P736.21

A

0379-1726(2022)06-0667-17

10.19700/j.0379-1726.2022.06.006

2020-11-05;

2021-01-27

國家自然科學(xué)基金項目(41730528)資助。

邢亞茹(1996–), 女, 碩士研究生, 海洋科學(xué)專業(yè)。E-mail: xyru2018@163.com

陳琳瑩(1988–), 女, 助理研究員, 主要從事地球化學(xué)分析研究。E-mail: lychen@shou.edu.cn