廣西欽州灣百年來紅樹林演變的有機碳同位素和孢粉示蹤及其影響因素

夏鵬，孟憲偉*，平愛平，李珍

（1.國家海洋局第一海洋研究所，山東青島 266061；2.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室，上海 200062）

廣西欽州灣百年來紅樹林演變的有機碳同位素和孢粉示蹤及其影響因素

夏鵬1，孟憲偉1*，平愛平1，李珍2

（1.國家海洋局第一海洋研究所，山東青島 266061；2.華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室，上海 200062）

氣候變化和人類活動制約下的紅樹林演變是一種長時間尺度效應(yīng)，而沉積物則是記錄這種響應(yīng)的最佳檔案。采用古生態(tài)學(xué)研究思路，選擇有效的示蹤參數(shù)是解讀這一檔案的有效途徑。本文通過廣西欽州灣紅樹林區(qū)1根柱狀沉積物中有機碳同位素（δ13C）、C／N分析和孢粉鑒定，以沉積物中的紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹植物孢粉組合為示蹤參數(shù)，在210Pb年齡框架構(gòu)建的基礎(chǔ)上，通過對比研究紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹孢粉組合特征，揭示百年來欽州灣紅樹林興衰和群落演替規(guī)律；進而重塑其紅樹林演變歷史：興盛期（1864－1918年）、衰退期（1918－1968年）和低谷期（1968－2007年），這與土地替代、遙感分析和現(xiàn)場勘測數(shù)據(jù)較為吻合。結(jié)合氣候變化和人類活動資料，發(fā)現(xiàn)欽州灣紅樹林的近期衰退主要源于人類活動的影響，尤其是蝦塘圍墾；而與氣候變化關(guān)系不大。

紅樹林；有機碳同位素；孢粉；氣候變化；人類活動

1 引言

高生產(chǎn)力的紅樹林生態(tài)系統(tǒng)［平均生產(chǎn)力（以碳計）2 500 mg／（m2·d）］覆蓋了60%～75%的熱帶海岸線［1—2］，占陸源碳輸出入海量的11%和海洋埋藏總有機碳的15%［3—4］，在近岸環(huán)境生物地球化學(xué)循環(huán)過程中起到了重要作用。此外，紅樹林可以攔截進入沿海的陸源營養(yǎng)物質(zhì)、污染物和沉積物，減輕高負(fù)荷的人為輸入［5］。紅樹林生態(tài)系統(tǒng)對氣候變化、人類活動非常敏感［6—7］，為了解當(dāng)前乃至將來紅樹林生態(tài)系統(tǒng)對外界環(huán)境變化的響應(yīng)，掌握歷史時期紅樹林生態(tài)系統(tǒng)的興衰演變規(guī)律是至關(guān)重要的［8］。高生產(chǎn)力和低泥沙呼吸速率相結(jié)合，使紅樹林沉積物有著長期封存有機碳的潛力［9］。埋藏的紅樹林有機遺骸化石，如花、果、葉和孢粉等，是用于紅樹林古生態(tài)重建的重要化石證據(jù)［10—11］。潮濕的紅樹林區(qū)沉積物易于形成厭氧環(huán)境，利于這些化石記錄的長期保存［11］。

δ13C和C／N比值再輔以其他示蹤劑（如：類脂化合物、氨基酸、木質(zhì)素和長鏈烷烴等）已被廣泛應(yīng)用于近岸和河口沉積物中有機質(zhì)來源的辨識［12—13］，也被用于示蹤食物鏈中紅樹林源有機質(zhì)的轉(zhuǎn)移路徑［7，10］。然而，有機質(zhì)來源的復(fù)雜性和早期成巖作用，致使不同端元的有機質(zhì)同位素信號發(fā)生不同程度的改變［12—14］。沉積物中有機質(zhì)來源的重塑僅反映被保存下來的殘存有機組分，而非當(dāng)初有機質(zhì)的實際埋藏通量；例如，紅樹林碳比浮游藻類碳頑固，將會被優(yōu)先保存［15—16］。而紅樹孢粉是示蹤紅樹林沼澤沉積環(huán)境的獨特指標(biāo)，可以識別不同紅樹種群的群落演替特征［11，17］。因此，孢粉圖譜有助于彌補有機碳同位素的某些限制［17—18］，增加紅樹林古生態(tài)恢復(fù)的可靠性。但是，在紅樹林古生態(tài)恢復(fù)的國內(nèi)外文獻(xiàn)中，有機碳同位素和孢粉數(shù)據(jù)相互印證的研究卻鮮有報道。

本文通過廣西欽州灣紅樹林濕地的1根柱狀沉積物中δ13C、TOC、TN分析以及孢粉鑒定，以沉積物中紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹孢粉組合為示蹤參數(shù)，在210Pb年齡框架構(gòu)建的基礎(chǔ)上，通過紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹孢粉組合特征的對比研究，揭示百年來欽州灣紅樹林興衰和群落演替規(guī)律，進而重塑其紅樹林演變歷史；結(jié)合欽州灣氣候變化和人類活動資料，建立百年來廣西欽州灣紅樹林演變對氣候變化和人類活動的響應(yīng)關(guān)系。

2 樣品采集與分析

2.1 樣品采集

2007年4月27日，趁低潮時在欽州灣茅嶺江口南側(cè)的紅樹林沼澤外緣潮灘插管獲取了3根80～90 cm長的柱狀巖心，從中選取1根90 cm長且沉積連續(xù)的柱狀巖心Q37作為研究對象（圖1），其沉積類型以粉砂質(zhì)砂（TS）為主。利用美國Trimble公司的DSM 212H雙信標(biāo)DGPS進行定位，平面定位精度優(yōu)于1 m。在樣品采集和運輸?shù)倪^程中盡量保持沉積物的原始狀態(tài)。實驗室內(nèi)按2 cm間隔進行切割，子樣品用于210Pb測年、有機碳同位素和孢粉等分析。同步采集Q37柱周邊不同種類的紅樹植物葉片，用于紅樹林端元有機碳同位素的測定。

圖1 區(qū)域背景和Q37柱的站位分布圖Fig.1 Location of Maowei Sea and sampling site

2.2 分析方法

210Pb測年：對入管蠟封并放置3周的5 g干樣進行210Pb、226Ra和137Cs的放射性比活度測試，采用EG＆G Ortec公司生產(chǎn)的高純鍺低本底γ能譜儀完成［19］；但由于沉積物中137Cs含量過低，均未超過檢出限。分析工作在華東師大河口海岸國家重點實驗室完成。李貞等［20］基于CIC模型計算了Q37柱的沉積速率為0.63 cm／a，時間跨度為143 a；由于巖芯頂部的年代為樣品采集時間2007年，底層年代為1864年。

孢粉分析：每個樣品取樣5 g，經(jīng)鹽酸處理去碳酸鈣后，用重液分離法使孢粉富集、制片。Leitz顯微鏡下放大250倍觀察統(tǒng)計2個20 mm×20 mm蓋玻片下的孢粉數(shù)量，作為該樣品的化石豐度。對豐度在50粒／片以上的進行統(tǒng)計，計算屬種個數(shù)和百分含量。參考圖譜分別為《中國熱帶亞熱帶被子植物花粉形態(tài)》和《中國植物花粉形態(tài)》［21］。分析工作在華東師大河口海岸國家重點實驗室完成。運用程序CONISS［22］進行聚類分析，并參考孢粉成分的相對變化來確定孢粉的組合帶［20］。

TOC和TN分析：TOC（有機碳）和TN（總氮）分別利用重鉻酸鉀—硫酸氧化—硫酸亞鐵法滴定法和重鉻酸鉀—硫酸消化—凱氏定氮法測試［23］。分析工作在國家海洋局第一海洋研究所海洋沉積與環(huán)境地質(zhì)實驗室完成。有機碳埋藏通量BForg的計算公式為：

式中，BForg為有機碳埋藏通量［單位：mg／（cm·a）］；Ci為有機碳含量（單位：mg／g）；Si為沉積物累積速率（單位：cm／a）；ρi為沉積物的干密度（單位：g／cm）；i為沉積物某一層的深度（單位：cm）。

有機碳同位素分析：樣品用清水洗凈、晾干，先用1.5 mol／L鹽酸處理以去除無機碳酸鹽，置于烘箱中烘干（65℃），研磨過40目篩。研磨后的樣品在Delta-PlusXP質(zhì)譜儀（Thermo Scientific，Bremen，Germany）上進行碳同位素值測定，帶元素分析儀（Flash EA1112，CE Instruments，Wigan，UK），燃燒溫度為1 020℃。分析工作在中國農(nóng)業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院穩(wěn)定同位素實驗室完成，碳同位素值用國際PDB標(biāo)準(zhǔn)表示，平行樣分析誤差小于0.2‰。

3 結(jié)果

3.1 孢粉圖譜

Q37柱中孢粉濃度變化范圍介于4 536～17 076粒／g，表層孢粉濃度總體略低于底層。鑒定植物種類主要包括：（1）陸生木本植物（Pinus、Alnus、Morus、Cedrus、Meliaceae、Syzygium、Eucalyptus、Anacardiaceae、Engelhardia、Sapindus、Eurya、Cratoxylum、Castanopsis、Tetrameles、Mallotus、Rutaceae、Quercus、Liquidambar、Lonicera、Quercus、Hamamelidaceae）；（2）半紅樹植物（Arenga、Malvaceae、Casuarina、Trachycarpus、Quisqualis）；（3）紅樹植物（Bruguiera、Aegiceras、Rhizophora）；（4）中生草本植物（Daphne、Loranthus、Poaceae、Piper、Euphorbia、Orchidaceae）；（5）耐旱草本植物（Artemisia、Compositae、Chenopodium）；（6）濕生／水生草本植物（Lilium、Cyperaceae、Acorus）；（7）蕨類孢子（Gleicheniaceae、Cyatheaceae、Polypodiaceae、Pteridiaceae）。其中，草本植物類型的孢粉含量最高，介于36.2%～54.5%之間；其次是木本植物，介于21.5%～45.5%；蕨類孢子含量最少。孢粉組合的變化主要表現(xiàn)在針葉、熱帶雨林以及紅樹植物類型的變化，結(jié)合聚類分析結(jié)果，可劃分為3個孢粉組合帶（圖2）。

圖2 Q37柱孢粉組合特征及其CONISS分帶Fig.2 Pollen diagram and its three zones based on CONISS cluster analysis from Core Q37

孢粉Ⅰ帶（88～60 cm，1864－1911年）：該帶以孢粉組合Gramineae-Cyatheaceae-Rhizophora-Eurya-Piper為主要特征，主要孢粉類型為木本植物，介于25.7%～53.6%；其中，紅樹花粉（10%～22%）和熱帶喬木花粉占主導(dǎo)位置，紅樹植物主要為R.stylosa（紅海欖，3.6%～12.7%）和A.corniculatum（桐花樹，4.5%～8.4%），B.gymnorrhiza（木欖）花粉主要出現(xiàn)在底部（圖3）。熱帶喬木類花粉以Eurya（最大13.9%）、Mallotus（0～5.7%）和Piper（2.4%～9.5%）為主，Pinus的含量極低。草本植物類型中以禾本科為主，其花粉含量與木本相近，但是二者的變化趨勢相反。耐鹽的濱藜及蒿等也有少量呈現(xiàn)，表明沉積物固結(jié)程度較高。孢粉總濃度介于74 000～102 000粒／g，但蕨類孢子含量較低，反映了較弱的水動力環(huán)境。參照現(xiàn)代紅樹孢粉譜特征，表明該期區(qū)域植被以熱帶雨林為主；采樣點應(yīng)處于以紅海欖為主的群落邊緣，外緣有桐花樹分布。

圖3 紅樹植物孢粉圖式Fig.3 Vertical distribution of mangrove species

孢粉Ⅱ帶（60～30 cm，1911－1960年）：該帶以木本植物花粉含量降低、紅樹植物花粉銳減為主要特征，且草本植物花粉保持穩(wěn)定高值；其孢粉組合為Gramineae-Cyatheaceae-Cyperaceae-Rhizophora-Polypodiaceae。孢粉Ⅱ帶濃度比Ⅰ帶略有增加，保持在較高水平；蕨類孢子也略有增加（尤其是Polypodiaceae和Cyatheaceae），反映了較弱的水動力環(huán)境。熱帶植物花粉類型多樣性變化不大，但含量明顯降低；針葉植物成分增加，其中Pinus占6.0%～7.0%。紅樹植物與半紅樹植物成分均相應(yīng)減少，紅海欖含量不足10%。而以Gramineae為主的中生草本植物含量增大，濕生／淡水生植物Cyperaceae增加至5.4%～8.3%。

孢粉Ⅲ帶（30～0 cm，1960－2007年）：孢粉組合特征為Gramineae-Pinus-Cyatheaceae-Cyperaceae-Polypodiaceae。孢粉總濃度銳減到24 000～52 000粒／g，而Pinus含量遞增至18.4%～20.8%，蕨類孢子含量也達(dá)到最大，表明水動力強度明顯增強。紅樹植物花粉降到最低值，伴隨著桐花樹增加和紅海欖減少；但二者含量均不足5%，表明均由異地攜入，非原生紅樹植物產(chǎn)生。與人類活動密切相關(guān)的Casuarina和Morus等人工防護林類型明顯增加，而半紅樹種類和熱帶植物花粉類型均相應(yīng)減少。草本植物中仍以Gramineae為主要成分，但含量略有降低，濕生／淡水生植物中的Cyperaceae、Lilium和Acorus明顯增加。紅樹植物與半紅樹植物成分均減少，桐花樹含量不足10%；而中生草本植物孢粉含量增大，增加至5.4%～8.3%。該孢粉組合反映了區(qū)域熱帶雨林減少和人類種植及次生林的增加，該區(qū)以紅樹林消退、水動力環(huán)境增強為主要變化特征。

綜上所述，Q37柱總體反映了3段不同的沉積環(huán)境：（1）1864－1911年間，該區(qū)為紅樹林灘，群落優(yōu)勢種為紅海欖和桐花樹，且處于紅樹林群落內(nèi)緣；（2）1911－1960年間，紅樹林灘呈現(xiàn)衰退趨勢，伴隨著草本植物的大量增加及區(qū)域植物類型的多樣性增強，均反映出受河流影響增強的趨勢［24］；（3）1960－2007年間，孢粉總濃度迅速減少，而蕨類孢子和Pinus明顯增加，反映出水動力環(huán)境有所增強［24—25］，應(yīng)與灘面上覆紅樹植物的減少有關(guān)。

3.2 有機碳同位素和C／N比

3.2.1 端元值的確定

欽州灣潮間帶沉積物中埋藏的有機碳具有多源性，如陸源、紅樹林源和海洋生物源；因此選擇合適的參數(shù)（δ13C和C／N）定量分離出沉積物中紅樹林源有機碳的貢獻(xiàn)成為利用紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)示蹤紅樹林演變的關(guān)鍵。而δ15N同位素不適于示蹤有機質(zhì)來源的主要原因是15N易于沿食物鏈富集［26－27］以及富15N農(nóng)業(yè)和城鎮(zhèn)廢水的排放［28－29］。3個不同端元有機質(zhì)之間的δ13C和C／N比值存在著明顯差異（見圖4a），這是定量分離沉積物中有機質(zhì)來源的先決條件之一。對不同紅樹植物葉片（即桐花樹、秋茄、木欖和紅海欖）的δ13C或C／N進行兩兩T檢驗，p均小于0.05，表明不同紅樹植物的δ13C或C／N不存在顯著差異；可以組合在一起計算紅樹林源有機碳的端元值。

圖4 三端元有機碳的δ13C和C／N散點分布（a）和Q37柱中有機碳的三端元解析圖（b）Fig.4 δ13C and C／N for three end member samples（a），andδ13C and C／N in ternary mixing diagrams for mangrove，terrestrial OM and phytoplankton（b）

紅樹植物葉片的δ13C（－28.75‰±0.89‰）和C／N（40.15±11.18）值與肯尼亞［31］和墨西哥灣［30］的紅樹植物葉片δ13C和C／N較為一致。然而，相比紅海欖（δ13C：－29.14‰±0.46‰，C／N：40.15±0.15）、桐花樹（δ13C：－29.13‰±0.90‰，C／N∶40.13± 7.44）和秋茄（δ13C：－28.35‰±0.85‰，C／N：37.38 ±13.11），木欖有著較高的δ13C和C／N值（δ13C：－28.39‰±0.88‰，C／N：45.75±18.12；圖4a）。陸源有機碳的平均δ13C（－24.12‰±0.60‰）和C／N比（12.76±2.11）與珠江上游表層沉積物（δ13C：－24.9‰±1.0‰，C／N：13.3±1.4）［32］的較為接近，源于河床沉積物相似的物源背景。本次選取南海北部陸坡浮游植物的平均δ13C（－16.05‰±0.82‰）和C／N比（6.46±0.10）作為對海洋生物源有機碳的端元值［32—33］。

3.2.2 有機碳來源解析

Q37柱中δ13C、TOC、TN、C／N摩爾比和BForg的垂向分布特征如圖5a～d所示。TOC、TN、C／N和BForg的變化趨勢較為一致，兩兩之間保持高度正相關(guān)關(guān)系；其中，TOC－TN、TOC－C／N和TOC－BForg的相關(guān)系數(shù)分別為0.85（P＜0.01）、0.83（P＜0.01）和0.99（P＜0.01）。而δ13C與TOC、TN、C／N、BForg的變化趨勢恰好相反，即較重的δ13C值對應(yīng)較低的TOC含量；其中，δ13C－TOC和δ13C－C／N的相關(guān)系數(shù)分別為－0.84（P＜0.01）和－0.76（P＜0.01）。

基于Q37柱中δ13C－C／N的三端元散點分布特征（圖4b），78%的樣品點落于10%耐受水平下的三角區(qū)域內(nèi)，表明可用三端元計算公式［34］來解釋。其余落于三角區(qū)域外的10個樣品點多位于深層沉積物中，其埋藏有機質(zhì)可能受早期成巖作用的影響發(fā)生輕微改變［12，14，35］；可用鄰近兩端元來近似解釋［34］。結(jié)合210Pb年代框架，可將紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)大致劃分為3個階段：

階段Ⅰ（89～56 cm，1864－1918年）：沉積物具有較高的TOC和TN含量，均值分別為1.51%和0.06%，且其含量自下往上遞減趨勢明顯；而δ13C的表現(xiàn)相對穩(wěn)定，介于－27.89‰～－25.59‰（均值－27.34‰）。該段有機碳的埋藏通量較高，平均有機碳埋藏通量為12.15 mg／（cm2·a）［6.76～22.14 mg／（cm2·a）］。紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)處于高值區(qū)，平均貢獻(xiàn)為81.45%，其次為陸源；即高含量的有機碳主要源于紅樹林的貢獻(xiàn)。

階段Ⅱ（56～24 cm，1918－1965年）：TOC和TN含量明顯遞減，均值分別為0.66%和0.03%，總體呈現(xiàn)“先減后增”的輕微變化趨勢；而δ13C遞增趨勢明顯，介于－26.72‰～－23.89‰（均值－25.05‰）。該段有機碳的平均埋藏通量為5.88 mg／（cm2·a）［2.62～10.15 mg／（cm2·a）］，埋藏通量較之階段Ⅰ減少了50%以上。該段陸源、紅樹林源和海源有機碳的平均貢獻(xiàn)分別為50.00%、30.92%和19.08%；由于陸源有機碳的入海量年際變化不大，有機碳埋藏通量的大幅減少應(yīng)與紅樹林源有機碳的減少有關(guān)。

階段Ⅲ（24～0 cm，1965－2007年）：TOC和TN含量保持在較低水平上，均值分別為0.42%和0.03%；而δ13C介于－25.42‰～－23.75‰（均值－24.33‰）。該段有機碳的平均埋藏通量為3.95 mg／（cm2·a）［2.62～7.92mg／（cm2·a）］，埋藏通量較之階段Ⅱ減少了30%以上。該段陸源、紅樹林源和海源有機碳的平均貢獻(xiàn)量分別為63.93%、12.85%和23.22%；有機碳埋藏通量的持續(xù)減少主要源于紅樹林源有機碳的減少。

圖5 Q37柱中δ13C（a），TOC（實心）和TN（空心）（b），C／N摩爾比（c），BForg（d），有機碳貢獻(xiàn)（e）的垂向分布特征Fig.5 Vertical distributions ofδ13C（a），TOC（filled circles）and TN（empty circles）（b），C／N（c），BForg（d）and% OM source and depth（e）

4 討論

4.1 基于紅樹孢粉和有機碳同位素綜合示蹤紅樹林演變

由于有機碳同位素復(fù)雜的物源特征及其可能受早期成巖作用或有機質(zhì)降解作用的影響，在單獨示蹤紅樹林演變時存在弊端；需要與更直觀指示紅樹林生長狀態(tài)的紅樹花粉含量進行相互印證［11］。為了研究紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)（見圖6a）與紅樹植物花粉變化趨勢是否一致（見圖6b），基于最小二乘法的線性回歸被廣泛應(yīng)用于調(diào)查兩個變量間的關(guān)系（見圖6c）。研究表明：二者之間呈顯著正相關(guān)（r＝0.80，P＜0.01），且散點均落于95%預(yù)測區(qū)間內(nèi)；表明有機碳同位素在示蹤歷史時期紅樹林演變階段時取得與紅樹花粉一致的結(jié)論。因此，紅樹林生長演化可以劃分為3個階段：興盛期（1864－1918年）、衰退期（1918－1968年）和低谷期（1968－2007年）。這與土地替代、遙感分析和現(xiàn)場實測同期數(shù)據(jù)較為吻合：廣西海岸曾經(jīng)有23 904 hm2紅樹林，是現(xiàn)存面積的近3倍［36］；但到解放后的1955年減少了61%，僅剩下9 351.2 hm2［37］；自1955年以后紅樹林面積急速下降，到1988年廣西紅樹林面積下降到1955年的50%，即4 671.4 hm2［37］。

4.2 與氣候變化和人類活動的關(guān)系

近年來，紅樹林生態(tài)系統(tǒng)受氣候變化和人類活動的影響嚴(yán)重［6］；為了查清紅樹林衰退（見圖7a～b）與二者之間的相互關(guān)系，本文選用了氣溫、降雨量和日照時數(shù)（見圖7e～g）作為氣候因子以及圍填海面積和海堤長度（見圖7c～d）作為人類活動因子進行對比研究。研究發(fā)現(xiàn)：近50年來的氣溫具有十年際變化趨勢，一個周期約15 a，與太平洋十年濤動（PDO）［38］類似，且呈逐年遞增的趨勢；日照時數(shù)卻呈逐年減少的趨勢；而降雨量年際增減趨勢不明顯。顯然，氣溫和日照時數(shù)的輕微變化不是造成紅樹林大幅衰退的主要原因。而近期記錄的欽州灣圍填海面積和海堤長度總體呈快速遞增趨勢，尤其是蝦塘面積；這與范航清［36］記錄的紅樹林區(qū)蝦塘圍墾是導(dǎo)致近期紅樹林生態(tài)系統(tǒng)快速衰退的主要原因相吻合。

圖6 紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)（a）和紅樹花粉的年際變化（b）及其散點關(guān)系圖（c）Fig.6 Mangrove-derived OM contribution（a），mangrove pollen content（b），and its scatter plots（c）

圖7 紅樹林演化（a、b）與人類活動（c、d）和氣候變化（e～g）的關(guān)系Fig.7 Mangrove development（a，b）and its relationship with anthropogenic activity（c，d）and climate change（e，g）

5 結(jié)論

由于孢粉數(shù)據(jù)難于準(zhǔn)確定量和有機碳同位素復(fù)雜的物源特征及其受早期成巖作用的影響，它們在單獨示蹤近期紅樹林演化狀況時互有利弊。因此，本文以沉積物中紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹植物孢粉組合為示蹤參數(shù)，在210Pb年代框架和有機碳端元值構(gòu)建的基礎(chǔ)上，通過紅樹林源有機碳貢獻(xiàn)和紅樹植物孢粉組合變化的對比研究，相互印證并揭示了近150年來欽州灣紅樹林興衰和群落演替規(guī)律。進而將欽州灣紅樹林的演化劃分為3個階段：興盛期（1864－1918年）、衰退期（1918－1968年）和低谷期（1968－2007年），這與土地替代、遙感分析和現(xiàn)場實測數(shù)據(jù)相吻合。并結(jié)合氣候變化和人類活動資料，發(fā)現(xiàn)近期欽州灣紅樹林衰退主要源于人類活動的影響，尤其是蝦塘圍墾；而與氣候變化關(guān)系不大。

致謝：中國農(nóng)業(yè)大學(xué)王國安教授、華東師范大學(xué)李貞、國家海洋局第一海洋研究所王湘芹、楊剛、朱志偉等參加了現(xiàn)場觀測、樣品采集和分析工作，在此一并感謝！

［1］ Clough B.Mangrove forest productivity and biomass accumulation in Hinchinbrook Channel，Australia［J］.Mangroves and Salt Marshes，1998，2：191－198.

［2］ Jennerjahn T C，Ittekkot V.Relevance of mangroves for the production and deposition of organic matter along tropical continental margins［J］.Naturwissenschaften，2002，89：23－30.

［3］ Alongi D M.The dynamics of benthic nutrient pools and fluxes in tropical mangrove forests［J］.Journal of Marine Research，1996，54：123－148.

［4］ Lee S Y.Mangrove outwelling：a review［J］.Hydrobiologia，1995，295：203－212.

［5］ Valiela I，Cole M L.Comparative evidence that salt marshes and mangroves may protect seagrass meadows from land-derived nitrogen loads［J］.E-cosystems，2002，5：92－102.

［6］ Alongi D M.Mangrove forests：resilience，protection from tsunamis，and responses to global climate change［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2008，76：1－13.

［7］ Chong V C，Low C B，Ichikawa T.Contribution of mangrove detritus to juvenile prawn nutrition：a dual stable isotope study in a Malaysian mangrove forest［J］.Marine Biology，2001，138：77－86.

［8］ Valiela I，Bowen J L，York J K.Mangrove forests：one of the world's threatened major tropical environments［J］.Bioscience，2001，51：807－815.

［9］ Kristensen E，Bouillon S，Dittmar T，et al.Organic carbon dynamics in mangrove ecosystems：A review［J］.Aquatic Botany，2008，89：201－219.

［10］ Bouillon S，Connolly R M，Lee S Y.Organic matter exchange and cycling in mangrove ecosystems：recent insights from stable isotope studies［J］.Journal of Sea Research，2008，59：44－58.

［11］ Ellison JC.Long-term retrospection on mangrove development using sediment cores and pollen analysis：A review［J］.Aquatic Botany，2008，89：93－104.

［12］ Graham M C，Eaves M A，F(xiàn)armer JG，et al.A study of carbon and nitrogen stable isotope and elemental ratios as potential indicators of source and fate of organic matter in sediments of the Forth Estuary，Scotland［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2001，52：375－380.

［13］ Yamamuro M.Chemical tracers of sediment organic matter origins in two coastal lagoons［J］.Journal of Marine Systems，2000，26：127－134.

［14］ Fourqurean J W，Schrlau J E.Changes in nutrient content and stable isotope ratios of C and N during decomposition of seagrasses and mangrove leaves along a nutrient availability gradient in Florida Bay，USA［J］.Chemistry and Ecology，2003，19，373－390.

［15］ De Boer W.Biomass dynamics of seagrasses and the role of mangrove and seagrass vegetation as different nutrient sources for an intertidal ecosystem［J］.Aquatic Botany，2000，66：225－239.

［16］ Holmer M，Olsen A B.Role of decomposition of mangrove and seagrass detritus in sediment carbon and nitrogen cycling in a tropical mangrove forest［J］.Marine Ecology Progress Series，2002，230：87－101.

［17］ Wooller M J，Swain D L，F(xiàn)icken K J，et al.Late Quaternary vegetation changes around Lake Rutundu，Mount Kenya，East Africa：evidence from grass cuticles，pollen and stable carbon isotopes［J］.Journal of Quaternary Science，2003，18（1）：3－15.

［18］ Ficken K J，Wooller MJ，Swain D L，et al.Reconstruction of a sub-alpine grassdominated ecosystem，Lake，Rutundu，Mount Kenya：a novel multiproxy approach［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2002，177：137－150.

［19］ San Miguel E G，Bolívar J P，García-tenorio R.Vertical distribution of Th-isotope ratios，210Pb，226Ra and137Cs in sediment cores from an estuary affected by anthropogenic releases［J］.Science of the Total Environment，2004，318：143－157.

［20］ 李貞，李珍，張衛(wèi)國，等.廣西欽州灣海岸帶孢粉組合和沉積環(huán)境演變［J］.第四紀(jì)研究，2010，30（3）：598－608.

Li Zhen，Li Zhen，Zhang Weiguo，et al.Pollen assemblage and sedimentary environment evolution in the coastal zone in Qinzhou Bay，Guangxi province［J］.Quaternary Sciences，2010，30：598－608.

［21］ 王伏雄，錢南芬，張玉龍，等.中國植物花粉形態(tài)［M］.北京：科學(xué)出版社，1995.

Wang Fuxiong，Qian Nanfen，Zhang Yulong，et al.Pollen morphology of Chinese plant［M］.Beijing：Science Press，1995.

［22］ Grimm E C.Coniss：A Fortran 77 program forstratigra phically constrained cluster analysis by method of incremental sum of squares［J］.Computers＆Geosciences，1987，13：13－35.

［23］ 劉建軍，吳敬祿.太湖大浦湖區(qū)近百年來湖泊記錄的環(huán)境信息［J］.古地理學(xué)報，2006，8（4）：559－564.

Liu Jianjun，Wu Jinglu.Environmental information of recent 100 years recorded sediments of Dapu area in Taihu Lake［J］.Journal of palaeogeography，2006，8：559－564.

［24］ Van Der Kaars S.Pollen distribution in marine sediments from the south-eastern Indonesian waters［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2001，171：341－361.

［25］ Hooghiemstra H，Lézine A M，Leroy S A G，et al.Late Quaternary palynology in marine sediments：A synthesis of the understanding of pollen distribution patterns in the NW African setting［J］.Quaternary International，2006，148：29－44.

［26］ Cole M L，Valiela I，Kroeger K D，et al.Assessment of aδ15N isotopic method to indicate anthropogenic eutrophication in aquatic ecosystems［J］.Journal of Environmental Quality，2004，33：124－132.

［27］ Kwak T J，Zedler JB.Food web analysis of southern California coastal wetlands using multiple stableisotopes［J］.Oecologia，1997，110（2）：262－277.

［28］ Mutchler T，Dunton K H，Townsend-small A，et al.Isotopic and elemental indicators of nutrient sources and status of coastal habitats in the Caribbean Sea，Yucatan Peninsula，Mexico［J］.Estuarine Coastal and Shelf Sciences，2007，74：449－457.

［29］ Savage C.Tracing the influence of sewage nitrogen in a coastal ecosystem using stable nitrogen isotopes［J］.Ambio，2005，34（2）：145－150.

［30］ Gonneeaa M E，Paytana A，Herrera-silveira J A.Tracing organic matter sources and carbon burial in mangrove sediments over the past 160 years［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2004，61：211－227.

［31］ Rao R G，Woitchik A F，Goeyens L，et al.Carbon，nitrogen contents and stable carbon isotope abundancein mangrove leaves from an East-African coastal lagoon（Keyna）［J］.Aquatic Botany，1994，7：175－183.

［32］ He B，Dai M，Huang W，et al.Sources and accumulation of organic carbon in the Pearl River Estuary surface sediment as indicated by elemental，stable carbon isotopic，and carbohydrate compositions［J］.Biogeosciences，2010，7：3343－3362.

［33］ 侯秀瓊.流沙灣海洋生物穩(wěn)定碳氮同位素應(yīng)用的初步研究［D］.湛江：廣東海洋大學(xué)，2009：16－17.

Hou Xiuqiong.Preliminary study on marine species in Liusha Bay by using stable carbon and nitrogen isotopes［D］.Zhanjing：Guangdong Ocean University，2009，16－17.

［34］ Dittmar T，Lara R J，Kattner G.River or mangrove？Tracing major organic matter sources in tropical Brazilian coastal waters［J］.Marine Chemistry，2001，73：253－271.

［35］ Yamamuro M，Kayanne H.Rapid direct determination of organic carbon and nitrogen in carbonate-bearing sediments with a Yanaco MT-5 CHN analyzer［J］.Limnology and Oceanography，1995，40（5）：1001－1005.

［36］ 范航清.廣西海岸紅樹林現(xiàn)狀及人為干擾［M］／／范航清，梁士楚.中國紅樹林研究與管理.北京：科學(xué)出版社，1995.

Fan Hangqing.Mangroves status and factitious disturbance in the coast of Guangxi［M］／／Mangroves Study and Management in China.Beijing：Science Press，1995，189－202.

［37］ 黃鵠，戴志軍，胡自寧，等.廣西海岸環(huán)境脆弱性研究［M］.北京：海洋出版社，2005.

Huang Hao，Dai Zhijun，Hu Zining，et al.Study on the coastal environmental vulnerability in Guangxi［M］.Beijing：China Ocean Press，2005.

［38］ Mantua N J，Hare S R，Zhang Y，et al.A Pacific decadal climate oscillation with impacts on salmon［J］.Bulletin of the American Meteorological Society，1997，78：1069－1079.

Historical retrospection on mangrove development using stable carbon isotopes and pollen analysis，and its response to climate change and human activity

Xia Peng1，Meng Xianwei1，F(xiàn)eng Aiping1，Li Zhen2

（1.First Institute of Oceanography，State Oceanic Administration，Qingdao 266061，China；2.State Key Laboratory of Estuarine and Coastal Research，East China Normal University，Shanghai 200062，China）

Mangrove evolution is the long time-scale process under the condition of climate change and human activity，and is clearly recorded by the surrounding sediments.It is a new palaeoecological approach to trace mangrove evolution using organic carbon isotopes and mangrove pollen from sedimentary records.In the study，a sediment core was collected from a mangrove swamp of the Qinzhou Bay，Guangxi.Based on the three end-number model，δ13C and C／N analysis were used to calculate the contribution of mangrove-derived organic carbon.Compared with mangrove pollen assemblage and210Pb dating，it revealed the temporal evolution of mangrove development and its community succession in the recent 150 years.The mangrove evolution could be divided into three major stages：flourish（1864－1918 A.D.），degradation（1918－1968 A.D.）and low-level period（1968－2007 A.D.），which was consistent with the previous reports.An significantly degradation in mangrove ecosystem recently corresponded to the increase of reclamation area（especially for the shrimp-pond reclamation）and artificial seawalls，rather than the climate change as recorded in the region.

mangrove；carbon；isotope；pollen；climate change

P736.4

A

0253-4193（2015）03-0077-09

夏鵬，孟憲偉，豐愛平，等.廣西欽州灣百年來紅樹林演變的有機碳同位素和孢粉示蹤及其影響因素［J］.海洋學(xué)報，2015，37（3）：77—85，

10.3969／j.issn.0253-4193.2015.03.008

Xia Peng，Meng Xianwei，F(xiàn)eng Aiping，et al.Historical retrospection on mangrove development using stable carbon isotopes and pollen analysis，and its response to climate change and human activity［J］.Haiyang Xuebao，2015，37（3）：77—85，doi：10.3969／j.issn.0253-4193.2015.03.008

2014-02-26；

2014-06-29。

國家自然科學(xué)基金（41206057，41376075）；973計劃（2010CB951203）；中央級公益性科研院所基本科研業(yè)務(wù)費專項資金（2012G18）；國家海洋局青年基金（2013326）。

夏鵬（1982—），男，山東省濰坊市人，副研，博士，從事海洋地球化學(xué)研究。E-mail：pengxia＠fio.org.cn

*通信作者：孟憲偉（1963—），男，遼寧省遼中縣人，研究員，博士，從事同位素地球化學(xué)研究。E-mail：mxw＠fio.org.cn