泰國灣百年來有機碳埋藏記錄及環境響應

白亞之，喬淑卿，吳斌，胡利民，王楠，范德江，楊剛，石學法

1.中國海洋大學海洋地球科學學院海底科學與探測技術教育部重點實驗室，山東青島 266100 2.自然資源部第一海洋研究所海洋沉積與成礦作用重點實驗室，山東青島 266061 3.青島海洋科學與技術試點國家實驗室海洋地質過程與環境功能實驗室，山東青島 266237

0 引言

全球約90%的沉積有機碳埋藏主要發生在河口—大陸架地區，這里是有機碳的重要“沉積匯”，對全球碳循環有重要影響[1-2]。陸架沉積有機質主要來源于海洋初級生產力和河流帶來的土壤碳、巖石碳及植被等貢獻[3-4]；沉積有機碳的埋藏除了受來源的影響外，也受陸架沉積動力環境的影響[5]。因此，系統認識該沉積區有機碳的分布特征與埋藏演化記錄對于更好地理解陸架—邊緣海在全球碳循環中的作用具有重要科學意義[6-7]。

低緯熱帶海區具有太陽輻射強、溫度高、季風作用強、徑流沖刷劇烈、風化作用強等特點，大量的陸源有機質可通過河流，大氣等途徑輸入近海[8]。據統計，低緯地區河流每年攜帶超過全球60%的顆粒物入海[9]。并且，穩定的光照和營養鹽輸入使熱帶河流及其鄰近的陸架初級生產力相對較高[10]。近百年來，一方面由于頻繁的流域人類活動（如建壩、土地利用方式轉變等），導致熱帶邊緣海地區入海沉積物的通量顯著減少[11-13]；另一方面，全球變暖背景下頻發的極端天氣∕氣候事件也對近海環境造成了深刻的影響[14-15]。研究顯示，極端天氣事件導致的降水可比平時一般降雨量增加多達5倍以上[16]，顯著改變了沉積物入海的方式和通量[12,17]。綜上，在全球氣候變化的背景下，熱帶邊緣海接受了來自于陸地和海洋大量的有機質輸入，這可能對低緯近海的環境和生態系統演化有重要影響[8]。

當前，泰國灣沉積有機質的研究主要聚焦于來源、分布及其對人類活動的響應[18-20]。如基于有機碳同位素的分析表明初級生產力是泰國灣現代沉積有機質的主要來源[18]，且泰國灣近岸區具有較高的沉積速率（~1.1 cm∕a），可促進近海有機碳的埋藏[21]；此外，該區流域人類活動（如大壩的建設）也影響著近海沉積物的輸入和生態環境[22]。由于水深較淺，有限的水體交換能力使泰國灣的環境易受到人為活動的影響[23]。20 世紀60 年代以來，隨著周邊人口和環境的壓力日益增大，泰國灣的生態環境也發生了較大的變化，富營養化和污染日益嚴重[24-25]。近年來由于過度森林砍伐、土地利用方式的轉變、大壩的建設以及季風氣候的波動對該區的物質來源和沉積環境都造成了直接的影響[26]。已有研究表明，在全球變暖背景下，泰國灣有機碳的輸送、擴散和埋藏與季風氣候控制下的降水密切相關，這可能是影響該區有機碳“源—匯”過程的重要因素[8,21,27]。綜上可知，前人有關該區沉積有機質的研究多集中于現代有機碳的源匯格局等方面，而從較長時間序列（如近百年）探討全球變暖背景下海洋沉積有機質的埋藏變化及其對氣候環境變化的沉積響應等方面還鮮有報道。

據此，本文基于泰國灣東北部現代泥質沉積中心采集的箱式柱樣，探討了近百年來沉積有機碳的地球化學特征、沉積記錄及其環境響應，這對于認識近百年東南亞熱帶近海沉積物中有機質的輸入來源、埋藏記錄及其影響因素等方面具有重要的意義，也可為評價人類活動對低緯近海生態環境的影響提供科學依據。

1 研究區概況

泰國灣位于巽他陸架北部，是低緯度熱帶典型的半封閉陸架海，平均水深約45 m，主要可分為內灣和外灣兩部分（圖1）。受季風的顯著影響，泰國灣夏季盛行西南季風，環流基本呈順時針方向，外灣東北部和蘇梅島附近呈逆時針方向；冬季盛行東北季風，北部環流轉變為逆時針方向。泰國灣周邊河流每年攜帶大約6.32 Mt 泥沙入海，其中泥沙載荷最高的為北部的湄南河[26]。泰國灣現代沉積物主要受北部河流的輸入，東西兩側山地的風化侵蝕貢獻以及外海物質的輸入[18,29]。其中，細顆粒沉積物主要堆積在內灣河口，外灣中部區域[19,29]，受沉積動力條件的控制，在外灣東北部以及蘇梅島附近區域為該區的現代泥質沉積中心[28,30]。研究表明，泰國灣靠近海岸一帶具有較高的沉積速率和物質累積通量（圖1b），一般都在0.4 cm∕a 或300 mg∕cm2∕a 以上，尤其在湄南河口沉積速率可達0.78 cm∕a[26]或1.0 cm∕a[20]。此外，泰國灣是東南亞典型的半封閉海，熱帶氣旋的影響尤為頻繁。據中國氣象網臺風網的數據，1950—2010 年影響泰國內陸和泰國灣的臺風頻次共50 次，并呈逐漸減少趨勢。圖1a 展示了影響泰國灣的部分臺風路徑。Williamset al.[31]在泰國灣西海岸發現了受熱帶氣旋影響的異常砂層沉積，表明在全球氣候變暖背景下，強熱帶氣旋對于近海陸海之間物質的交換及沉積記錄響應等方面具有重要的影響。

2 材料與方法

2.1 樣品采集

本研究的沉積短柱T43于2011年在泰國灣東北部利用箱式取樣器采集獲得，該站位于海區東北部的細粒沉積中心，水深61 m（圖1a）。沉積柱采集后帶回實驗室用不銹鋼刀以1 cm 間隔進行分樣，樣品用鋁箔包好置于冰柜-20 ℃保存直至分析。

圖1 泰國灣現代沉積環境、研究站位（a）以及現代區域沉積通量分布（b）紅色六角星為取樣站位，粉色實線為水深，橘色單箭頭虛線為夏季環流，藍色單箭頭實線為冬季環流，淺灰色為細顆粒沉積中心，據文獻[26,28]修改。黑色箭頭為1950年到2010年影響泰國灣的部分熱帶氣旋路徑，據中國氣象網臺風網重繪Fig.1 Modern sedimentary environment and sampling station in the Gulf of Thailand (GOT)The red hexagonal star represents the research station. The pink line is water depth, orange and blue lines are the circumfluence of the GOT in summer and winter,and the light-colored semi-transparent area is the fine sediment deposition centers (modified from references[26,28]).The black arrow is the path of tropical cyclones affecting the GOT from the 1950s to 2010s.(modified from http:∕∕typhoon.nmc.cn∕web.html)

2.2 實驗方法

2.2.1 有機碳、氮含量測試

沉積物有機碳氮的分析按文獻[32]在自然資源部海洋地質與成礦作用重點實驗室進行。樣品冷凍干燥后磨至200目，稱取1 g左右的沉積物置于50 mL離心管中，滴加1 mol∕L的鹽酸直至樣品不冒泡為止，反應12 h 后用Milli-Q 純水清洗至中性。然后60 ℃烘干，干燥器中平衡至恒重。稱取10~20 mg 原始樣品用錫舟包裹好在元素分析儀（德國Vario EL Ⅲ元素分析儀）上測得總碳和總氮（TC、TN）的百分含量；稱取10~20 mg去除碳酸鹽后的樣品上元素分析儀測得碳的百分含量，然后由酸洗前與酸洗后重量之差校正計算可得原始樣品中有機碳（TOC）的百分含量。

2.2.2 穩定碳同位素測試

稱取4~6 mg去除碳酸鹽后的樣品用錫舟包好置于穩定同位素質譜儀上進行測試（質譜儀型號：Thermo Fisher 253 plus，元素分析儀型號：Thermo Fisher EA-Isolink）。其中，反應管燃燒溫度：960 ℃，色譜柱溫度：70 ℃，載氣流速：180 mL∕min，參考氣流速：70 mL∕min，氧氣流速：175 mL∕min。δ13C值以PDB（Pee Dee Belemnite）國際標準物質作為參考標準，δ13C值按照以下公式計算獲得：

式中：R（13C∕12CVPDB）為標準物質的碳同位素比值，分析精度為≦0.3‰。

2.2.3 粒度測試

采用激光粒度分析方法，取0.2 g 樣品置于離心管中，加入15 mL 濃度為15%的H2O2靜置12 h（去除有機質），再加入5 mL濃度為10%的稀鹽酸靜置12 h（去除碳酸鈣），清洗多余的鹽酸3~4 次至pH=7。處理后的樣品在英國Malvern 3000 型號激光粒度儀上測試，測量范圍在0.02~2 000 μm，粒級分辨率為0.01φ。粒度參數采用矩法進行計算，沉積物分類和命名采用謝帕德分類命名法。

2.2.4210Pb測試

沉積柱210Pb測年分析在華東師范大學河口海岸學國家重點實驗室完成。分析儀器采用EG&G Ortec 公司生產超低本底高純鍺（HPGe）γ能譜儀分析系統（Canberra Be3830）。方法檢測了沉積物樣品中210Pb、226Ra 和137Cs 的放射性。該儀器采用多層屏蔽（超低本底，777 鉛屏蔽），在高能量（1 332 keV）下有良好的分辨率（1.8 keV）。每個樣品的計數時間從12 到24 小時不等。沉積物中過量210Pb 活性通過210Pb總活性減去226Ra得到。

2.2.5 沉積通量和有機碳埋藏通量

根據以下公式計算[33-34]：

FS=ρdry·S（3）

FO=ρdry·S·CO（4）

式中：ρdry為單位體積沉積物內干燥沉積物的質量（kg∕m）；ρp為沉積物顆粒的密度（2.6×103kg∕m3）；ρw為孔隙水密度（1.0×103kg∕m3）；θ為含水率；Fs為沉積質量埋藏速率；FO為有機碳埋藏通量（g∕（m2·a））；S為沉積速率（m∕a）；CO為有機碳的含量（g∕kg）

3 結果

3.1 沉積序列與年代地層

總體而言，除0~5 cm 呈現出生物混合作用特征外，T43 柱樣的總210Pb 活度（210Pbtot）和過剩210Pb（210Pbex）活度兩者的垂向變化趨勢基本相同，即隨深度的增加，數值呈指數衰減（圖2）。本文依據常量初始濃度（constant initial concentration，簡稱CIC）模式，得到柱樣的平均沉積速率約為0.54 cm∕a。不同層位210Pbex活度對數與深度之間具有較好的相關性（R2=0.91，N=15），反映了相對穩定的現代沉積環境。基于210Pbex獲得的表觀沉積速率可獲得研究區近百年的連續沉積序列。

圖2 T43 沉積柱210Pb 測年的垂向分布Fig.2 The210Pb vertical distribution of the T43 core

3.2 粒度

沉積柱T43位于細顆粒的現代沉積中心[30]，粒度相對偏細。如圖3a 所示，沉積物主要為粉砂和砂質粉砂。粉砂組分含量較高，約74%~85%，平均值為79%，砂和黏土組分含量變化范圍分別為8%~18%和5%~11%，平均值為13%和8%。細粒沉積物含量（黏土+粉砂）平均值為87%。平均粒徑（Md）在5.60~6.14 μm 范圍內變化，平均值為5.83 μm（圖3b）。垂向上，柱樣不同粒徑組分隨深度基本保持不變，整體上反映了相對穩定的沉積環境（圖3a）。

3.3 有機碳、氮及穩定碳同位素

TOC 的含量介于1.88%~2.31%，平均值為（2.02±0.10）%；TN含量變化范圍在0.27%~0.36%，平均值為（0.31±0.02）%，波動相對較大（圖3c，d）；TOC、TN從下到上呈現逐漸增加的趨勢。TOC∕TN 的變化范圍為6.03~7.64，平均值為6.53±0.31（圖3e）；δ13C 的變化范圍在-23.40‰~-21.35‰，平均值為（-21.82±0.44）‰（圖3f）。根據δ13C垂向上的顯著變化，可大體將該區有機質的沉積記錄分為兩個階段：1）1980年之前，TOC含量介于1.88%~2.06%，平均值為（1.97±0.05）%；TN含量范圍在0.27%~0.32%，平均值為（0.30±0.01）%；δ13C 值變化范圍為-22.6‰~21.4‰，其中在24~25 cm的層位有一極值（-22.3‰）；TOC∕TN 值介于6.1~7.1，δ13C和TOC∕TN的變化范圍較小。2）1980年之后，TOC含量介于2.01%~2.31%，平均值為（2.12±0.08）%；TN含量介于0.30%~0.36%，平均值為（0.33±0.01）%；δ13C顯著偏負，變化范圍介于-23.4‰~-21.6‰。

圖3 T43 沉積柱的粒度組成（a）、平均粒徑（b）、總氮（TN）（c）、總有機碳（TOC）（d）、碳氮比（TOC∕TN）（e）和δ13C（f）的垂向分布Fig.3 The vertical distribution of particle size composition (a), mean Grain size (b), total nitrogen (TN) (c), total organic carbon(TOC) (d), carbon to nitrogen ratio (TOC∕TN) (e), and organic carbon isotopic composition (δ13C) (f)

4 討論

4.1 沉積有機碳、氮的垂向變化及控制因素

T43 柱樣TOC 和TN 含量較高（TOC＞1.8%，TN：0.31±0.02%），較 周 邊 非 泥 質 沉 積 區 高[18]（TOC＜1.0%），與泥質區的結果相當（TOC：~1.7%，TN：0.21%）[18]，可能是有機質易在細顆粒沉積物中富集[35]；同時受季風驅動下的水動力條件影響，陸源有機質與細粒物質也可被海流搬運至該沉積中心。

垂向上，T43沉積柱TOC、TN含量從下向上表現出不斷增加的趨勢，并且TOC 與TN 呈顯著正相關（圖4a），表明沉積柱樣中的有機碳和氮來源較一致。TOC和δ13C顯著負相關（圖4b），TOC隨陸源有機質含量的增加而增加，表明有機碳來源可能是TOC 埋藏的重要控制因素之一。圖5 顯示，20 世紀80 年代之后TOC 含量增加顯著，可能跟周邊人口和經濟的快速增長有關，反映有機質輸入方式和物源可能發生了改變。沉積有機質的垂向變化，大體可分為兩個階段，第一階段（1919—1980 年）表現為TOC、TN 在1960年之前有較高的埋藏通量和海洋源有機質的貢獻，這可能跟海洋初級生產力較高有關[23,37]。此外，1960—1980 年之間，泰國灣周邊流域內土地類型的轉換（如森林轉化為耕地）導致大量的土壤有機質及上覆植被碎屑等物質向海排放[23,26]。研究表明，農業土壤中的TOC 含量一般高于森林土壤中TOC 的含量[38]。第二階段（1980—2010 年），這個階段TOC 含量增加，δ13C 明顯偏負；這可能跟該時期降雨量增加有關[8,26]。研究顯示，降雨量的增加會提升流域植被與土壤碳的入海通量，增加沉積物中有機碳的輸入[8]，因此近些年增強的降雨可能導致陸源物質的輸入加強，是影響TOC變化的重要因素之一。

圖4 沉積柱中TOC 與TN∕δ13C 的相關關系Fig.4 The correlation between TN∕δ13C and TOC

4.2 沉積有機碳的來源解析

總體來看，T43 柱樣樣品中的C∕N 比值偏小（均值為6.53），指示有機質來源以海源為主[18]。陸源土壤有機質、無機氮吸附以及微生物作用對近海—陸架沉積物中較低的C∕N 值也有貢獻[39-40]。近年來泰國北部大面積森林轉換為農田，土壤中的無機氮含量增加，這一部分氮會隨著降雨沖刷經過河流搬運進入海洋[41]。通過無機氮截距校正方法[42]，得到該區校正后的TOC∕TON 范圍大致介于7.3~9.5，反映沉積有機質為混合來源，這與δ13C值的來源指示一致。研究表明，海洋水生藻類C∕N 一般低于7[43]，δ13C 一般在-19‰~-22‰之間，平均值為-20‰[44]；陸源植物有機質的C∕N 值一般在15 以上，δ13C 值約為-27‰[45]。基于δ13C在中低緯海區的端元特征，發現東南亞沿岸紅樹林δ13C=（-26.59±0.39）‰對該區有機質的埋藏有一定影響[46]。熱帶近海地區強降雨引發的土壤侵蝕以及巖石風化也是近海沉積有機質的重要來源[8,16,47]。依據前人報道，泰國灣陸地高等植物的δ13C 范圍介于-31‰~-26‰，平均值為-29‰[38,48]；土壤中δ13C 介于-27.9‰~-26.2‰[38]。海洋浮游生物的δ13C 值介于-19‰~-25‰[49-50]。據此，本文選用-27‰和-20‰分別做陸源和海源有機質的δ13C端元值，應用二端元法進行有機質來源的初步估算，得到陸源有機碳貢獻為19%~48%，平均值為（26±6）%；海源有機碳貢獻為51%~81%，平均值為（74±6）%。總體而言，沉積柱中有機質組成為混合來源，并以海洋來源占優勢，這與前人的報道相一致[18]。

4.3 百年來有機碳的埋藏記錄變化及其環境響應

4.3.1 不同來源有機碳的埋藏記錄及影響因素

基于CIC 模式和CRS 模式分別計算了T43 柱中各層位的沉積通量（圖5b），本站表層沉積物中沉積通量為187 mg∕（cm2·a），與前人的研究結果相比較高（64 mg∕（cm2·a））[26]，平均沉積通量（232 mg∕（cm2·a））與內灣相比較低（460 mg∕（cm2·a））[20]。進一步對沉積柱狀樣百年來的有機碳埋藏通量進行估算，得到有機碳埋藏通量為4.0~5.2 mg∕（cm2·a），平均值為4.7±0.4 mg∕（cm2·a）。

垂向上，CIC模式與CRS模式計算的沉積通量以及相對變化趨勢總體較為一致，但1970—1980 年以及2010 年期間沉積通量（CRS 模式）顯著增大，可能與這期間較高的降雨量有關（圖5f）。沉積通量和有機碳埋藏通量在1960 年之前的變化相對較小，之后總體表現為降低的趨勢（除部分波動層位外）（圖5b，c），這可能與20世紀60年代以來沉積物入海通量的變化有關。研究表明，1960 年以來泰國灣周邊流域大壩建設逐年增加，阻止了大量的泥沙入海[27]，湄南河上游1965 年和1972 年分別建設了兩座大壩，導致湄南河的入海通量逐年減少[51]；此外，一些沿海地區砂礦的開采和人工設施的建設（如防風堤）也影響了沿岸沉積物向海輸送[22,51]（圖5a）。然而，1980年之后陸源有機碳的貢獻又表現出增加的趨勢（圖5d），這可能反映了這期間陸源有機碳的來源或輸入方式發生變化。研究指出，近幾十年來泰國本土降雨量增加導致徑流沖刷攜帶的土壤以及植被等高含量陸源碳的輸入增加[52]。另一方面，由于人類活動的強烈擾動（如大壩建設、沿岸養蝦池和旅游業的發展等），使近海紅樹林不斷退化[22]。研究表明，紅樹林不僅是近岸沉積物中有機質的主要來源[53]，也是陸源物質的攔截者[54]，隨著紅樹林不斷退化，沿岸侵蝕作用不斷加劇，并且泰國灣東岸的海岸侵蝕比西岸更嚴重[22]，這也可能是研究區陸源有機質輸入增強的重要影響因素。

4.3.2 氣候環境變化的階段性沉積響應

本文系統搜集了近百年來泰國灣地區的氣溫、降雨量及發生的臺風頻次和厄爾尼諾—南方濤動（El Nino-Southern Oscillation,ENSO）等區域氣候變化的歷史資料（圖5e~h）。研究表明，受多種因素影響，海溫和拉尼娜現象與熱帶氣旋呈正相關關系，而太陽黑子和厄爾尼諾現象與熱帶氣旋呈反相關[55-57]。通過綜合對比，發現在1980年之后，隨著區域氣候模態（如ENSO和熱帶氣旋）的轉變，該區的氣溫和降水量總體呈現升高的特征，同期的δ13C 則較為虧損（圖3g），指示這期間的陸源有機碳貢獻顯著升高（圖5d）。泰國灣尖竹汶海岸粒度數據表明，夏季風近百年來逐漸增強[58]。除了氣候的長期變化，近年來也發生了一些異常的氣候現象，如2011年泰國洪水，與以往洪水的原因不同，此次洪水是由于拉尼娜現象增強了季風前的強降雨，再加上泰國灣海平面上升的綜合影響所導致[59]。研究表明，無論氣候的長期變化還是極端異常事件，熱帶氣旋—強降雨可引起較強的地表徑流沖刷作用并導致物質入海通量發生顯著變化[33,60-61]，這對于近海沉積源匯過程有直接的影響[16,62]。例如，研究發現，熱帶氣旋可引起濕地、河口和近海地區之間沉積物和顆粒有機碳的交換，并導致有機碳含量、類型和年齡的改變[63-65]。

如前所述，盡管自20世紀60年代以來，由于流域建壩等因素，引起該區河流搬運泥沙的入海通量和陸架沉積物埋藏量同步性降低[27]（圖5b，c）；不過，由于受到區域氣候模態的轉變（如厄爾尼諾增強），臺風頻次和強度也發生變化[55]，造成近些年來（1980s~）泰國灣周邊的氣溫和降雨量不斷升高，地表徑流對周邊陸地植被和土壤的沖刷作用不斷加強[26,64]，這可能導致更多比例的陸源有機質的輸入和埋藏。另一方面，研究也表明，受海平面上升影響，近二三十年以來，東南亞近海地區的海岸侵蝕日益嚴重[65]，也可能造成了較多的陸源有機質的向海搬運和沉積埋藏。由此可見，近幾十年來，由于流域過程和區域氣候環境變化的不同驅動，熱帶近海地區沉積物和有機碳的通量、輸入方式等發生了顯著的改變，并在陸架沉積中心地區產生了階段性的記錄響應。綜上，在全球變化背景下，系統認識熱帶近海地區有機質的來源、輸入及其沉積響應對全面理解該區的陸海相互作用過程及其環境效應等方面具有重要意義。

5 結論

泰國灣陸架泥質沉積中心T43 柱樣TOC 的含量范圍為1.88%~2.31%，整體表現為向頂部逐漸增加的趨勢；該區有機碳的δ13C 的范圍介于-23.40‰ ~-21.35‰，指示主要為海陸混合源貢獻。自1960s 以后，研究區沉積通量和有機碳埋藏通量整體表現為減小的趨勢，可能與周邊流域大壩的建設導致的河流輸沙量的減少有關；另一方面，近三十年以來，泰國灣陸架陸源沉積有機碳的貢獻則明顯升高（從1980 年的23%升至2010年的48%），這可能與近年來熱帶氣旋造成的降雨增強和海岸侵蝕作用加劇有關。通過高分辨率的有機碳埋藏記錄重建，發現受流域過程和區域氣候變化的特征性驅動，該區近海沉積有機碳的通量、來源和輸入方式等會發生改變，并可在陸架形成階段性的沉積記錄響應，值得進一步深入研究。致謝 現場采樣工作由泰國普吉海洋生物中心、泰國海洋與海岸資源研究中心的工作人員以及自然資源部第一海洋研究所劉升發、曹鵬、姚政權、李傳順、王昆山等協助完成，在此表示感謝。感謝自然資源部海洋地質與成礦作用重點實驗室李貞在沉積物粒度分析方面給予的幫助!