全 文 ：滨海盐沼湿地有机碳的沉积与埋藏研究进展*
曹摇 磊1,2 摇 宋金明1**摇 李学刚1 摇 袁华茂1 摇 李摇 宁1 摇 段丽琴1
( 1中国科学院海洋研究所生态与环境科学重点实验室, 山东青岛 266071: 2中国科学院大学, 北京 100049)
摘摇 要摇 滨海盐沼湿地有着较高的碳沉积速率和固碳能力,在缓解全球变暖方面发挥着重要
作用,而盐渍土壤是滨海盐沼湿地碳收支研究中最大的有机碳库,研究其碳沉积与埋藏对于
理解滨海湿地碳收支有着重要的意义.本文从滨海盐沼湿地土壤有机碳的来源、土壤有机碳
库与沉积速率、盐沼湿地有机碳的埋藏机制、全球变化与滨海盐沼湿地碳封存等几方面对滨
海盐沼湿地有机碳沉积与埋藏的相关研究进行综述.今后研究应侧重:1)加强对控制滨海盐
沼湿地碳储存变异的基本因素的进一步研究;2)对测量滨海盐沼湿地沉积物碳储量和沉积碳
埋藏速率的方法进行标准化;3)对潮汐影响下滨海盐沼湿地碳与邻近生态系统之间的横向交
换通量进行量化;4)探明全球变暖的影响和生产力的提高是否可以抵消因呼吸增强而造成的
有机碳降解速率的升高.确定固碳速率变化驱动因子,理解气候变化和人类活动对碳埋藏的
影响机制,有助于提升我国滨海盐沼湿地的固碳能力.
关键词摇 滨海盐沼湿地摇 有机碳摇 沉积与埋藏
文章编号摇 1001-9332(2013)07-2040-09摇 中图分类号摇 P736摇 文献标识码摇 A
Deposition and burial of organic carbon in coastal salt marsh: Research progress. CAO
Lei1,2, SONG Jin鄄ming1, LI Xue鄄gang1, YUAN Hua鄄mao1, LI Ning1, DUAN Li鄄qin1 ( 1Key Labo鄄
ratory of Marine Ecology and Environmental Sciences, Institute of Oceanography, Chinese Academy
of Sciences, Qingdao 266071, Shandong, China; 2University of Chinese Academy of Sciences, Bei鄄
jing 100049, China) . 鄄Chin. J. Appl. Ecol. ,2013,24(7): 2040-2048.
Abstract: Coastal salt marsh has higher potential of carbon sequestration, playing an important role
in mitigating global warming, while coastal saline soil is the largest organic carbon pool in the coast鄄
al salt marsh carbon budget. To study the carbon deposition and burial in this soil is of significance
for clearly understanding the carbon budget of coastal salt marsh. This paper summarized the re鄄
search progress on the deposition and burial of organic carbon in coastal salt marsh from the aspects
of the sources of coastal salt marsh soil organic carbon, soil organic carbon storage and deposition
rate, burial mechanisms of soil organic carbon, and the relationships between the carbon sequestra鄄
tion in coastal salt marsh and the global climate change. Some suggestions for the future related re鄄
searches were put forward: 1) to further study the underlying factors that control the variability of
carbon storage in coastal salt marsh, 2) to standardize the methods for measuring the carbon storage
and the deposition and burial rates of organic carbon in coastal salt marsh, 3) to quantify the lateral
exchange of carbon flux between coastal salt marsh and adjacent ecosystems under the effects of
tide, and 4) to approach whether the effects of global warming and the increased productivity could
compensate for the increase of the organic carbon decomposition rate resulted from sediment respira鄄
tion. To make clear the driving factors determining the variability of carbon sequestration rate and
how the organic carbon storage is affected by climate change and anthropogenic activities would be
helpful to improve the carbon sequestration capacity of coastal salt marshes in China.
Key words: coastal salt marsh; organic carbon; deposition and burial.
*国家海洋公益性项目(201205008)和国家海洋局环境评价项目[DOMEP(MEA)鄄01鄄01]资助.
**通讯作者. E鄄mail: jmsong@ qdio. ac. cn
2012鄄10鄄09 收稿,2013鄄05鄄02 接受.
应 用 生 态 学 报摇 2013 年 7 月摇 第 24 卷摇 第 7 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇
Chinese Journal of Applied Ecology, Jul. 2013,24(7): 2040-2048
摇 摇 滨海湿地是一类介于陆地和海洋生态系统之间
的独特生态系统,它包括在海陆交互作用下被水体
浸淹的沿海低地、潮间带滩地以及低潮时水深不超
过 6 m的浅海水域,如盐沼、红树林、滩涂等.滨海湿
地在植物生长、促淤造陆等过程中积累了大量无机
碳和有机碳,由于土壤通气性差,地温低且变幅小等
各种环境因素的限制,滨海湿地通常以泥炭或有机
质形式表现为有机碳的积累. 全球盐沼湿地和红树
林湿地每年至少可以封存 44. 6 Pg 碳,碳堆积速率
(220 g C·m-2·a-1)远高于泥炭湿地,并且沿海湿
地存在大量的 SO4 2-离子,有效抑制了甲烷的产
生[1-4] .较高的初级生产力、持续的沉积物堆积和较
低的有机质分解速率使得滨海湿地有着较高的碳沉
积速率和固碳能力[5-6] .因此,单位面积的滨海湿地
在缓解全球变暖方面成为更有价值的碳汇,研究其
碳循环对于理解全球变化有着重要的意义. 滨海盐
沼湿地是我国最普遍的滨海湿地类型之一,盐渍土
壤是滨海盐沼湿地碳收支研究中最大的有机碳库.
本文对滨海盐沼湿地土壤有机碳相关研究进行了总
结,综述了滨海湿地土壤有机碳的沉积与埋藏机制,
以期进一步理解滨海湿地碳循环与全球变化的关
系,为提高我国滨海湿地固碳能力、利用滨海湿地进
行碳的增汇减排提供参考.
1摇 滨海盐沼湿地土壤有机碳的来源
盐沼湿地土壤中所积累的有机物的来源有内源
输入和外源输入两种. 内源输入主要指湿地植被的
地上凋落物和地下根残体、浮游植物、底栖生物的初
级生产和次级生产的输入,而外源输入主要指通过
外界水源补给过程,如地表径流、地下水和潮汐等携
带进来的颗粒态和溶解态的有机质. 不同类型的滨
海湿地或同一湿地的不同潮滩位置,有机质输入的
主要控制因素不同[7-10] .对于封闭或半封闭的湿地,
有机质主要来自于内源输入,而在河口区的湿地,由
于受径流或海洋的影响剧烈,水流和泥沙中携带的
大量营养物质在涨落潮流的作用下被频繁地往返搬
运,当地植被的凋落物则被潮水冲走,因此其沉积物
中有机质可能主要来自于外源输入. 准确判别滨海
湿地沉积物中有机质的来源对于评估其碳埋藏效率
及揭示其控制过程十分重要. 有机质既是潮滩湿地
生态系统物质循环的一个关键成分,也是维持整个
潮滩生态系统高生产力的基础. 植物和藻类通常都
是潮滩湿地生态系统有机质的重要来源,在不同地
区的潮滩湿地,其贡献程度主要由地理位置及纬度
等因素决定.其中,盐沼植物由于具有很高的初级生
产力而在滨海湿地生态系统物质循环中发挥着重要
作用,同时也是潮滩湿地分带的重要标志. Cheng
等[11]对九段沙湿地的短期互花米草(Spartina alter鄄
niflora)入侵引起的土壤有机质的变化进行了研究,
利用 啄13C在土壤剖面的变化揭示了不同深度土壤
有机碳库的来源.我国苏北潮滩湿地的 C / N和 啄13C
的物源分析显示[8],光滩以及光滩和互花米草过渡
带内的有机质来源以海源为主,互花米草滩以陆源
为主,外源有机质占互花米草中总有机质含量的
36% ,其余的陆源有机质中,互花米草滩中 53%有
机质来源于互花米草. Bull 等[9]结合湿地沉积物中
啄13C和生物标志物分析了英国 Wytch Farm 的盐沼
湿地发现,大米草(Spartina anglica)对保存在当地
沉积物中的有机质的贡献率高达 37% ~100% .
用于判断沉积物有机质来源的主要指标
有[10-12]:总有机碳(TOC)、碳氮比(C / N)、有机质稳
定同位素如 啄13C、15N,以及一些生物标志物如木质
素、类脂化合物等. 通常认为,陆源有机质的 C / N>
12,而海源的为 6 ~ 9[13] .但微生物活动过程中对碳
和氮的降解作用会改造物质最初的碳氮比,干扰对
物源的识别.同时,合成碳源的不同也会造成陆源与
海源之间有机质的差别,主要表现在有机质的 啄13C
上.陆地 C3植物13C相对贫,典型陆源有机质的 啄13C
值为-28译 ~ -25译,而海源有机质偏重,为-12译 ~
-19译[14] .生物标志物木质素作为一类高分子化合
物[13],其化学组成和结构特征赋予其较高的化学稳
定性和抗微生物降解的能力,目前尚未在海洋生物
体中检测到木质素的存在,而这种来源的单一性和
存在广泛性,使得木质素在指示陆源有机质时更具
优势.在实际的研究中,研究者大都采用两种或是两
种以上的生物标志物,且通常将反映有机质总体特
征的全样分析参数与这些生物标志物结合使用,采
用多参数重示踪方法(multitracer approach)来研究
各沉积环境中有机碳的来源,以得到更准确的结果.
国内研究者对漳江口湿地和长江口红树林湿地等地
也开展了沉积有机质来源的多参数示踪方法研究.
薛博[15]对漳江口红树林湿地沉积物及植物样品进
行了元素(C、N 和 S)、稳定同位素(啄13C 和15N)、类
脂化合物(正构烷烃和脂肪酸)等参数的测定,结果
指示了红树林湿地沉积有机质的混合来源特征,且
沉积物中高等植物来源的有机质主要是乔木植物的
贡献,而藻类与细菌的贡献在沉积物中占有相当比
例,尤其是在林外沉积物中海源性有机物的比重更
14027 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 曹摇 磊等: 滨海盐沼湿地有机碳的沉积与埋藏研究进展摇 摇 摇 摇 摇
大.周俊丽[16]则分析了长江口湿地植物、表层沉积
物和柱状沉积物等样品的总有机碳( TOC)、总氮
(TN)、C / N、啄13C 和生物标志化合物(正构烷烃、甾
醇、脂肪酸和多环芳烃),发现在潮汐携带作用下进
入湿地进而沉降、堆积于湿地中的长江悬浮颗粒物
是沉积物中有机质的最主要的来源.
2摇 滨海盐沼湿地土壤有机碳的沉积与埋藏
2郾 1摇 滨海盐沼湿地土壤有机碳库、沉积速率与有机
碳埋藏通量
来自地上和地下的有机物质生产构成了湿地土
壤有机碳的重要来源,由于湿地厌氧环境的限制,植
物残体分解和转化的速率缓慢,通常表现为有机碳
的积累[3] .在计算土壤碳储量时,由于不同深度的
土壤剖面有机碳密度不同,单位面积湿地土壤碳储
存量等于湿地土壤不同分层的碳密度乘以各分层的
厚度之和,而盐沼湿地土壤性质与特征不同,其土壤
的分层厚度也不同.通常,沉积物剖面第 i层平均有
机碳密度 C i(kg·m-3)和单位面积一定深度内( j ~ n
层)有机碳储量 Tc(10 t·km-3)用下式计算[17]:
C i = Di 伊 Mc (1)
Tc =移
n
i = j
C i 伊 d j (2)
式中: Di ( g · cm-3 ) 为第 i 层干物质容重; Mc
(g·kg-1)为相应的干物质含碳量;d j(cm)为第 i 层
厚度.
作为湿地生态系统碳循环研究内容之一,滨海
盐沼湿地土壤全碳和有机碳动态及其分布特征倍受
关注.对土壤的有机碳含量和储量分布特征的研究
结果可为潮汐湿地沉积物有机碳清单的估算提供基
础数据.在缅因州滨海湿地土壤中,1 m深度内有机
碳含量为 2. 4% ,平均的土壤容重为 0. 67 g·cm-3,
有机碳储量为 136 Mg C·hm-2[18] .在估算湿地土壤
碳库大小(特别是在有机层)中的一个明显的不确
定性因素就是土壤剖面的深度. 由于湿地土壤有机
层的深度限制,许多研究缺少地下 2 m以下的信息,
而实际上不少湿地植物的根系会超过这一深度[19] .
因此,盐沼湿地土壤的取样深度和分层厚度对于估算
土壤碳库具有不可忽视的影响[20] .此外,由于滨海湿
地植被的生长,温度所导致的微生物活动不同,与潮
汐、径流量的变化,导致同一地区不同季节湿地土壤
有机碳含量也不相同,季节变化也会影响到对盐沼湿
地碳储量的估算.表 1对比了我国不同滨海盐沼湿地
土壤有机碳含量及有机碳库,植被与纬度的不同在一
定程度上影响了土壤有机碳的含量与密度.
摇 摇 湿地植被固定的碳有一部分最终会在土壤中以
有机质的形式长期沉积,最终埋藏下来.测量盐沼湿
地土壤垂直增长速率和碳积累速率的方法有多种,
其中,利用过剩210Pb和人工放射核素137Cs测沉积速
率可以提供一定时间内的沉积信息[26-27] . 210 Pb、
137Cs计年法在原理上具有根本差别, 前者以大气中
222Rn衰变而散落并在沉积物中蓄积的非平衡态的
210Pbex的衰变为基础, 后者则以人为活动释放后通过
大气扩散而散落并在沉积物垂直剖面中蓄积的137Cs
比活度峰的位置为时标.常见的210Pb 测年模式有恒
定比活度模式、稳恒放射性通量模式、阶段恒通量模
式等[28],这 3 种模式的基本结构是一致的,可根据
不同的情况选择使用. 137 Cs 是核试验的产物,是一
种人工放射性核素,它来源单一,输入函数比较清
楚,通常被作为时间标记使用[29-30] . Cs的半衰
表 1摇 我国不同滨海盐沼湿地土壤有机碳含量及有机碳库
Table 1摇 Soil organic carbon content and density from different coastal salt marshes in China
研究区域
Study area
植被覆盖类型
Vegetation type
碳含量
Carbon content
(g·kg-1)
碳密度
Carbon density
(kg·m-2)
土壤深度
Soil depth
(cm)
文献
Referance
杭州湾 Hangzhou Bay 芦苇 8. 5依0. 04 - 0 ~ 50 [21]
互花米草 7. 31依0. 08 - 0 ~ 50 [21]
海三棱藨草 5. 48依0. 29 - 0 ~ 50 [21]
黄河三角洲 Yellow River Delta 芦苇、碱蓬等 0. 75 ~ 8. 35 0. 09 ~ 0. 49 0 ~ 30 [22]
闽江河口 Minjiang River Estuary 芦苇 - 10. 05 0 ~ 60 [23]
咸草 - 9. 71 0 ~ 60 [23]
藨草 - 5. 30 0 ~ 60 [23]
苏北潮滩湿地 North Jiangsu tidal flat 盐蒿 4. 426 - 0 ~ 70 [24]
芦苇 20 - 0 ~ 70 [24]
互花米草 6. 710 - 0 ~ 70 [24]
辽河口 Liaohe River Estuary 芦苇、碱蓬等 0. 62 ~ 40. 74 - 0 ~ 20 [25]
2402 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 应摇 用摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 24 卷
期为 30. 17 年,随着土壤剖面深度增加,在 1963 /
1964 年 Cs显示出一个最大活度. 作为一种较活泼
的元素,137Cs容易在孔隙水中迁移,但一般认为这
种扩散和迁移作用不足以改变蓄积锋的位置. 利用
沉积物柱状样中137Cs 垂直剖面 3 个峰值深度位置
(分别对应 1963、1974 和 1986 年)及检测到明显
的137Cs 出现的层位(对应于 1954 年)为时间标记,
可以计算 1963 年以来各时期的沉积厚度和平均沉
积速率.计算方法如下:
Qx =(Ax / A0)伊(M0 / Mx)伊(Tx / T0)伊Q0 (3)
R i =Dij / (Ti-T j) (4)
式中:Qx 为样品137 Cs 的比活度;Ax 为测量的净面
积;A0 为标准源的净面积;M0 为标准源的质量;Mx
为样品质量;Tx、T0 分别为测量样品和测量标准源
的时间;Q0 为标准源比活度;R i 为第 i和第 j特征值
之间的沉积速率;Dij是第 i和第 j两个沉降峰值之间
的沉积物厚度;Ti 和 T j 分别为第 i 和第 j 沉降峰值
所对应的时间,当 i=0 时,T0表示采样时间. 137Cs 分
析方法是采用 Ge(Li)谱仪直接测量的方法.自137Cs
测年方法提出后,许多研究者开始尝试利用该方法
研究盐沼的现代沉积速率[31-32] .
无论是过剩210Pb法还是137Cs法测年,都是在沉
积物样品完全未受扰动的情况下才能真实地反映本
区的沉积速率.但在滨海盐沼湿地,尤其是河口盐沼
湿地的多动力环境下,这种条件是不存在的. 因此,
没有一种方法能够独立地精确测定沉积速率,若要
得到最接近真实的结果,则需要这两种方法或多种
方法结合相互验证,近年来, 国外研究较多地同时
使用多种放射性元素,同时还可结合断面或沉降板
重复测量,通过设置固定断面和定点,在不同时期进
行测量,以便更为精确地计算海岸带的沉积速
率[26,31-33] .在盐沼植被根系发达、穴居动物活跃的
盐沼湿地沉积物中,不同层间物质交换频繁,无法判
断137Cs特征沉降峰值,因此在取柱状样时应选择有
机质丰富的研究区域,以提高210 Pb 比活度的灵敏
性,进而准确判断特征沉降峰值. 210 Pb 法对沉积物
要求同样严格,当滨海盐沼湿地受自然界及人类活
动的影响较大,且沉积物中210 Pb 活性较弱时,210 Pb
法难以真实反映沉积速率. 此外,210 Pb 从大气到沉
积物不同层面的沉积过程和实验室分离提纯过程中
的干扰因素较多,由于沉积物表层的微粒混合作用,
受部分金属元素循环影响导致210Pb 沉积后的扩散
迁移及226Ra的丢失都可能使测量值低于真实值.当
研究区域沉积速率变化较快时,210Pb 垂直分布模式
呈现多段式,可选择质地相似的沉积层次分层测量,
以得到精确沉积速率.总之,在实际研究过程中要兼
顾方法本身的局限和海岸带沉积环境的复杂性,注
意采样地点的选择及采样、分样方法的确定,在准确
描述区域210 Pb、137Cs 分布特征的前提下,需要对数
据进行各种科学的校正,以提高沉积速率测定的精
度和可靠性.
总体来讲,过剩210Pb法比137Cs法测年得到的盐
沼湿地的沉积速率低,这是因为过剩210Pb 测年是基
于百年尺度,而137Cs 测年的时限则是从 1963 / 1964
年至今,由于沉积物剖面存在着持续的有机质降解
作用,长期的埋藏速率要低于短期内的埋藏速
率[34] .求出湿地土壤沉积速率以后,有机碳的埋藏
通量用下述公式计算可得:
BF=C i伊S伊籽d (5)
式中:BF 为沉积物中有机碳的埋藏通量;C i 为沉积
物中有机碳的含量;S为沉积物的沉积速率;籽d 为沉
积物的干密度.
若要将长期的碳埋藏加入碳贸易计划中,需要
考虑使用210Pb测年法或者其他长期测年法,因为基
于短期测年的碳封存速率有可能过高估计碳在百年
尺度内的沉积速率,这是由于很多短期内积累的有
机碳最终会因为持续的地下降解作用而丧失. 如在
San Francisco Bay的盐沼湿地的 5 个样地,基于210Pb
测年的沉积速率是137 Cs 测年所得沉积速率的
73% [35],而 Turner等[36]根据 45 个盐沼湿地和红树
林样地的沉积速率进行了研究,结果显示:基于210Pb
测年的沉积速率约为137 Cs 测年所得沉积速率的
75% .然而,目前很多研究都是基于137Cs 测年的,因
此,要适当地调整所测得数据以弥补在 30 ~ 40 年与
100 年时间框架的碳封存速率的不同.
2郾 2摇 滨海盐沼湿地有机碳的埋藏机制
滨海盐沼湿地碳封存速率远高于陆地森林(表
2) [37-44] .在全球不同区域,滨海盐沼湿地碳封存速
率是不同的,目前所报道的碳埋藏速率的范围在
18 ~ 1713 g C·m-2·a-1,而全球盐沼湿地的面积在
22000 ~ 400000 km2,则这些盐沼湿地的碳储量约为
4. 8 ~ 87. 2 Tg C·a-1 .
摇 摇 在滨海盐沼湿地,植被不仅是固碳的初级生产
者,还在滩面垂直增长和演化中扮演重要角色.储存
于盐沼湿地土壤中的有机碳绝大部分来自于植物的
生长,即植物利用光合作用从大气中固定 CO2,并储
存于叶片、茎及根中. 植物生产速率变化范围很广
(表3) [45-48] ,在北美,植物的地上生产力从加拿大
34027 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 曹摇 磊等: 滨海盐沼湿地有机碳的沉积与埋藏研究进展摇 摇 摇 摇 摇
表 2摇 全球不同生态系统与碳埋藏
Table 2摇 Carbon burial and global area of different ecosystems
生态系统类型
Ecosystem type
碳埋藏速率
Carbon burial rate
(g C·m-2·a-1)
面积
Global area
(km2)
全球碳埋藏
Global carbon burial
(Tg C·a-1)
文献
Reference
盐沼湿地
Salt marshes
218依24
(18 ~ 1713, n=96)
22000 ~ 400000 4. 8依0. 5
87. 2依9. 6
[6]
[37]
红树林
Mangroves
226依39
(20 ~ 949, n=34)
137760 ~ 152361 31. 1依5. 4
34. 4依5. 9
[6]
[38-40]
海草床
Seagrasses
138依38
(45 ~ 190, n=123)
177000 ~ 600000 48 ~ 112 [37],[41-42]
温带森林
Temperate forest
5. 1依1. 0
(0. 7 ~ 13. 1, n=18)
10400000 53. 0 [43-44]
热带森林
Tropical forest
4. 0依0. 5
(1. 4 ~ 7. 6, n=15)
19622846 78. 5 [43-44]
表 3摇 北美和欧洲部分潮汐盐沼湿地不同植被类型物种的
地上和地下生产力速率
Table 3摇 Rates of above鄄 and below鄄ground production of
selected tidal salt marsh species from different vegetations in
North America and Europe (g·m-2·a-1)
物种
Species
地下
Belowground
地上
Aboveground
地点
Site
文献
Reference
节藜 Chenopodiaceae
arthrocnemum
1260 683 Po Delta [45]
节藜 C. arthrocnemum 50 190 Ebre Delta [45]
节藜 C. arthrocnemum 340 840 Ebre Delta [45]
海马齿苋 Atriplex portu鄄
lacoides
1601 598 Guadiana River [46]
盐生车前 Plantago pari鄄
tima
648 296 Bay of Fundy [47]
狐米草 Spartina patens 1113 500 Bay of Fundy [47]
狐米草 S. patens 3300 785 Delaware Bay [48]
互花米草 S. alterniflora 1575 718 Bay of Fundy [47]
互花米草 S. alterniflora 6500 1487 Delaware Bay [48]
北部和阿拉斯加的 60 g C·m-2·a-1到墨西哥湾中
北部的平均高达 812 g C·m-2·a-1 . 然而,对于生
产力的研究大部分受限于地上维管植物,这就缺少
了 2 个重要组成部分:根和根状茎的地下生产力和
和依附于湿地土壤表面的微生物群(蓝细菌和真核
藻类如硅藻).在许多盐沼湿地,地下生产力显著高
于地上生产力(表 3). 这些土壤生物量不容易输出
到碎屑食物链中,而是作为有机质储存于土壤中.通
过根的生产而导致的土壤中有机质的积累是盐沼土
壤持续垂直增长的关键. 如果土壤的积累速率足够
高,盐沼的土壤厚度也会增加,会随着海平面的升高
而维持其滩面演化. 对盐沼土壤的古环境研究显
示[49],植被的作用不仅是使盐沼垂向增长,还有在
盐沼湿地海向或者陆向迁移时植被拓荒所引起的横
向土壤扩张. 研究表明,5000 年来缓慢的海平面升
高速率使得富含碳的沉积物在一些河口湾达到 6 m
厚[50] .这些沉积物中的有机质是在潮水浸透土壤的
时候保存下来的,于是减少了有氧降解的可能.而厌
氧降解并不彻底,这就加强了有机质在土壤中的积
累,提高了有效的碳汇,同时,植被通过加强潮水中
悬浮物的沉积作用,提供了另一种对于盐沼垂向增
长的正面反馈.在一些潮汐搬运极少悬浮沉积物的
河口湿地,只能依靠有机质的积累而实现盐沼湿地
的垂直增长,而当悬浮的沉积物可用时,则起到加速
增长的作用.
上升的海平面可以促进大西洋西部盐沼湿地的
优势物种互花米草的生产力,这有利于盐沼增长.洪
水淹没期的增加可以提供更多机会使悬浮物沉积下
来,更加茂盛的植物也可以捕获更多的沉积物[51] .但
这是有一定阈值的,高于此限度,潮汐淹没期延长便
会成为盐沼植物的压力,这个阈值取决于无机沉积物
的状况和水文条件.如对南卡罗莱纳州的盐沼湿地的
研究表明[34],海平面上升速度在 2. 7 ~ 4. 0 mm·a-1
可以带来 0. 4 ~ 0. 7 kg·m-2·a-1的碳累积. 然而,
若海平面的上升速率为 8 mm·a-1,而悬浮沉积物
的浓度为 10 mg·L-1,沼泽则会被淹没. 被淹没的
饱和土壤无法再吸收营养物质,却会不断消耗植物
的能量库,最终导致生产力的下降[52] . 这种负面反
馈会带来盐沼垂直增长的持续亏损、盐沼的退化以
及碳汇的丧失.盐沼土壤的侵蚀会导致碳向河口的
其他部分转移,在那里再沉积甚至被氧化,最终将储
存的碳以 CO2形式返还于大气中.
2郾 3摇 有机质积累对于维持滨海盐沼湿地稳定性的
贡献
滨海湿地通过不断形成新的土壤来抵抗不断升
高的海平面以不被淹没,有机质是盐沼湿地土壤的
重要组成部分.无机沉积物和有机质通过不同的自
然过程在湿地堆积,但两者有着密不可分的关系.例
如,沉积作用通过潮汐搬运营养物质来促进湿地植
被生长,而植被的生长反过来又增强了无机物的沉
积作用.无机沉积物之所以能够促进植物生长是因
4402 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 应摇 用摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 24 卷
为它提供了营养物质如磷元素等,供给土壤能够缓
解硫化物毒性的 Fe元素;植被则通过降低潮水的流
速和对细颗粒物的生物捕捉来提高矿物质的沉积作
用[53] .无机物和有机质的堆积对于湿地的垂直增长
来说都很重要,但是二者对于垂直增长的重要性及
最终决定湿地对海平面上升的主要因素则取决于地
域、湿地的水文条件和具体的湿地类型[54] .例如,路
易斯安那州的沼泽湿地有机质的积累驱动着沉积物
的垂向增长[55],而在北美和欧洲的一些外源沿海沼
泽平原,沉积作用则维持着当地潮汐湿地的稳定
性[56] .多数研究认为,滨海盐沼湿地的垂向增长是
依靠有机质的堆积而非矿物质的堆积,即使是在矿
物质含量很高( >80% )的盐沼湿地,而土壤有机质
的积累主要是靠根的生长,而不是地上生物量的生
产或者潮汐作用的输入[55] . 对于许多盐沼湿地,一
旦湿地形成,植物的地下部分随即在维持湿地稳定
性上起着主导作用. 对墨西哥湾新英格兰地区的
141 个盐沼湿地样点进行分析发现[57],这些盐沼湿
地的垂直增长速率在 0. 09 ~ 1. 78 cm·a-1,无机质
的堆积速率则在 0. 01 ~ 0. 53 cm·a-1,有机质的积
累是无机质的 5 倍多,且有机质的积累能够解释盐
沼湿地 59%的垂直增长速率的变异,无机质的堆积
与总的增长速率没有明显的线性关系.因此,在这些
地区盐沼湿地的形成过程中是有机质的堆积控制着
无机质的增长.
在湿地沉积物中,有机质形成一个连锁网络提
供给沉积物一个必要的结构,这个结构是无机颗粒
物无法单独形成而导致更多的总体垂向增长的. 植
被的地上和地下生物量提供了这样的结构,在促进
有机质和无机质堆积的过程中起到很大作用. Baus鄄
tian等[58]为探明植被对于维持滩面演化的作用,在
路易斯安那州的潮汐湿地进行了 4 年的试验分析,
发现在有植被种植的区域滩面高程增长速率为
13郾 3 mm·a-1,而无植被种植区域的滩面高程下降
速率为 9. 4 mm·a-1,表明了植被在维持盐沼湿地
的滩面演化过程中的关键作用. 湿地植物通过对水
体中的悬浮物的捕捉、外源和内源有机质的积累及
地下根系的生产等多种方式促进沉积物的垂向增
长.然而,植被的这种能力被环境胁迫因子如由于被
淹没而导致过多的水滞留、盐水入侵等明显束缚.要
提升盐沼湿地固碳水平,有必要弄清楚当地盐沼湿
地垂向增长的主控因素,有机质的积累、植被的生长
尤其是地下生产力,对于盐沼湿地沉积作用和滩面
演化的重要性在滨海盐沼湿地的恢复与重建规划方
面有着重要的启示意义.
3摇 海平面上升与滨海盐沼湿地的碳封存
全球变化,如海平面上升和全球变暖,在很大程
度上影响着植被覆盖的滨海盐沼湿地的固碳能力,
但是目前很难精确地预测这种未知影响. 在全球海
平面加速上升的情况下,如果盐沼湿地能够保持高
于海平面的高程,那么它们的固碳能力则可以保持
或者提升.然而,如果沉积作用或者根生长不足以维
持与海平面的同步增长,它们就会被侵蚀或者淹没.
因此,对于保持盐沼湿地面积的最大的威胁可能是
加速的海平面上升.
在许多地区,自然与人为因素共同导致的潮汐
沼泽遭受高速率的海平面上升所造成的湿地负增长
已经存在. 在密西西比河三角洲巴拉塔利亚
湾[51,59],在 1947—2006 年间,海平面上升速率为
0郾 92 cm·a-1,海平面的上升模式与湿地面积消失
速率(28 km2·a-1 )在同一时期是相对应的. 实际
上,研究表明,除了澳大利亚,在其他任何气候区域
下的三角洲和所有大陆,都处于导致沉降(沉积物
压实)的自然过程被人为因素(水文改变与沉积物
负载)加重的危险之中,以致于很多三角洲的下沉
速率比全球海平面上升速率高出许多倍[60] . IPCC
评估报告指出[61],全球海平面在 21 世纪末会上升
0. 18 ~ 0. 59 m,这样的上升速率会进一步加速那些
已经处于增长亏损的盐沼湿地的消失,并威胁到更
多的滨海盐沼湿地. 滨海盐沼湿地的可持续性随着
当地潮水的潮幅和其中悬浮物浓度的增长而增加.
Kirwan等[62]的模型显示:一个有着 3 m潮幅和悬浮
沉积物负载为 3 mg·L-1的盐沼湿地和一个 0. 5 m
潮幅及负载 10 mg·L-1的盐沼湿地,都会在 IPCC预
测的最大海平面上升速率为 5 mm·a-1的情况下保
持稳定. Vermeer 和 Rahmstorf[63]的研究认为,到
2100 年,海平面会上升 0. 75 ~ 1. 90 m,如果此期间
海平面上升速率的增长是呈线性的,盐沼湿地则会
遭遇 7 ~ 17 mm·a-1的海平面上升速率. 在这样的
情况下,只有那些既具有高悬浮沉积物负载又具备
高潮差的盐沼湿地能够幸存,较为脆弱的盐沼湿地
则会转变为潮下带. 如果在其陆生环境边界处有合
适的低洼地存在,整个盐沼湿地则会陆向迁移.不断
增高的海平面已经使许多斜度较陡的盐沼湿地或者
已定型的海岸线处于“海岸带压缩冶的危险中[64] .在
许多海岸,盐沼湿地的陆向扩张能力被城市的发展
及防洪堤的筑造严重限制,这种情况下最终会导致
54027 期摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 曹摇 磊等: 滨海盐沼湿地有机碳的沉积与埋藏研究进展摇 摇 摇 摇 摇
盐沼湿地的丧失.海平面上升速率的提高也将增加
潮水的持续淹没时间,限制了向海边界的低高程的
盐沼植被的生产力.如果没有陆向的横向淤积,这些
盐沼湿地最终也会消失.
目前,海平面上升对于盐沼湿地固碳能力的影
响主要有 3 种情形[36]:第一,一旦保护性的植被覆
盖丧失,已经被储存富含碳的沉积物会被波浪作用
侵蚀,氧化成 CO2返回大气中,造成碳汇能力和已储
存碳的丧失;第二,相反地,洪泛也可以永久地埋藏
已经积累的泥碳,并有效防止有机碳的降解,维持湿
地有机碳的长期储存;第三,海平面上升有可能引起
有机质降解速率的减慢,提高潮间带的碳储存能力.
南卡罗来纳州的研究显示,碳的积累速率会随着海
平面上升而增高,直到到达一个临界速率而导致沼
泽被淹没,植被停止对碳的固定和积累,这个临界速
率即取决于沉积作用和水文条件[34] . 而 DeLaune
等[65]对密西西比河三角洲滩面垂直增长及碳储存
的研究结果表明,在海平面不断上升的情况下路易
斯安那州滨海湿地将不再是一个净碳汇,尽管有着
较高的碳堆积速率,但是仍然不足以弥补因海岸侵
蚀而丢失的碳.综上,海平面上升对于滨海盐沼湿地
的固碳能力的影响不是单一的,因此,当湿地被淹没
或者侵蚀时,需要对埋藏下来的碳的去向有更进一
步的了解.
4摇 研究不足与展望
滨海盐沼湿地在全球碳封存中的重要性近年来
备受关注[66-68],这也引发了相关研究的快速发展,
同时增进了人们对于滨海湿地碳动力学和相关生物
地球化学过程的了解.然而,目前对控制滨海盐沼湿
地碳储存变异的基本因素尚未认识充分,这就需要
特定的研究去完善人们的理解,加强对蓝色碳汇价
值的认识.尽管滨海盐沼湿地的固碳速率较高,但是
这一速率随位置不同而变化,这也反映了影响湿地
碳汇功能大小的因素是多种多样的,如植被的净初
级生产力、呼吸作用、与临近生态系统的碳交换、水
文条件、沉积速率、温度变化和营养物质循环的变化
等.因此,在指导沿海湿地的恢复和进行碳汇能力评
估时,需要研究这些因素在特定湿地碳动力学中的
相关角色和重要性.
其次,测量滨海盐沼湿地沉积物碳储量和沉积
碳埋藏速率方法的标准化,对于改善固碳能力的测
量也十分重要.尽管已存在许多测定土壤碳储量和
碳通量的方法,但是目前各种方法所获得结果之间
的可比性较差,因此难以获得所需时间、空间尺度上
的准确数据,因此,探索更有效而准确的标准化方法
是进行碳收支评估的迫切需要,完善的测量碳储存
的方法和对碳储存速率的量化有助于促进区域和全
球碳管理和潜在碳抵消计划.
再次,要加强对潮汐影响下滨海盐沼湿地碳与
邻近生态系统之间的横向交换通量的量化研究. 受
潮汐影响所带来的外来碳堆积对于滨海湿地碳的沉
积与长期埋藏有着重要贡献,且颗粒有机碳、溶解态
有机碳与无机碳的水文输出对其碳库动态变化具有
重要意义.其中,无机碳的输出量可能更大,量化碳
的横向通量对于准确评估滨海盐沼湿地的碳收支必
不可少.
最后,在全球变化中,温度对滨海盐沼湿地碳的
储存是也一个很重要的影响因素. 在植被覆盖的盐
沼湿地,轻微的温度上升可以提高初级生产力,但是
较大幅度的提高则会引起温度胁迫,导致植被和微
生物新陈代谢的变化.一般来说,年平均温度的增长
与沉积物碳密度的降低是一致的,这是由于升高的
温度引起了降解速率的提高. 全球变暖的影响和生
产力的提高是否可以抵消因呼吸增强而造成的有机
碳降解速率的升高,这个问题对于滨海盐沼湿地目
前尚未阐明.
通过加强蓝色碳汇固碳潜力的相关地球化学过
程的理解,尤其是对固碳速率变化的驱动因子的确
定,了解气候变化和人类活动对碳埋藏的影响机制,
将有助于提升我国滨海盐沼湿地的固碳能力.
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作者简介摇 曹摇 磊,女,1985 年生,博士研究生. 主要从事滨
海湿地碳循环研究,发表论文 6 篇. E鄄mail: chaolei4732@ si鄄
na. com
责任编辑摇 肖摇 红
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