不同植被類型對福建三沙灣潮灘有機(jī)碳埋藏的影響

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。