自然和人类活动作用下月湖沉积物有机质来源及其演变

赵 宁, 杨 旸, 高建华, 刘毅飞, 蔡廷禄, 贾建军



自然和人类活动作用下月湖沉积物有机质来源及其演变

赵 宁1,2, 杨 旸2*, 高建华2, 刘毅飞3, 蔡廷禄3, 贾建军3

(1. Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02543, USA; 2. 南京大学 海岸与海岛开发教育部重点实验室, 江苏 南京 210093; 3. 国家海岛开发与管理研究中心, 国家海洋局 第二海洋研究所, 浙江 杭州 310012)

潟湖海湾可以保存环境演化和人类活动的良好记录, 碳氮元素含量及同位素特征可用来有效地反演这些演化。对位于山东半岛的月湖柱状样和沿岸表层样总有机碳、总氮、稳定碳氮同位素的分析表明, 陆源物质对月湖沉积物和有机质的贡献很小, 其沉积物中有机质的主要来源是维管植物大叶藻和各种海洋藻类。在2002年前大约140 a的沉积历史中, 大叶藻对沉积物有机质的贡献比例呈上升趋势, 其中在约1930年和1980年有两次明显的上升, 前者可能因为种群的快速繁育, 后者则可能是1979年口门筑坝后由于湾内环境恶化, 大叶藻开始大量死亡的表现。月湖海洋藻类的有机碳埋藏通量在沉积记录中保持相对稳定, 而大叶藻则增加了一倍, 但两者都有一定程度的波动。研究结果表明自然环境演变(如沙嘴生长、口门缩小)和人类活动(如筑坝、修筑虾池)对月湖生态环境及有机碳埋藏的影响在沉积物中有清晰的记录。

稳定碳氮同位素; 大叶藻; 海洋藻类; 有机质; 月湖

0 引 言

海岸带是当今人类活动最密集的地区, 这里人口众多, 生产力高, 人类活动对环境的影响很大。海湾是人们利用较多的海岸地带, 自然环境和人类活动的变化都会影响海湾的演化。同时, 海湾的掩蔽性较好, 使得沉积物可以很好地保存下来, 所以海湾的沉积序列是研究当地环境演变和过去气候变化的良好材料[1–2]。另外, 海湾的有机碳埋藏通量非常可观, 对于浅海大陆架的碳埋藏具有十分重要的贡献[3]。

自然条件下, 沉积物中的有机质是过去生物体的残余, 海洋环境及陆地气候变化均可引起其来源的变化[4]。碳、氮是生物体的重要组成元素, 由于生长环境的影响, 这两种元素在海洋和陆地生物体内的含量及同位素分馏情况很不相同。不同来源的有机质具有其特征的碳氮比值(C/N)、稳定碳同位素(13C)和稳定氮同位素(15N)值, 如C3植物产生的有机质平均13C值约为–27‰, C4植物产生的有机质平均13C值约为–14‰[5], 海洋有机质13C值一般为–20‰~ –22‰[6]; 藻类典型的C/N比值为4~10, 有维管束的陆地植物的C/N比值一般大于20[6]; 典型海洋浮游生物的15N值为4‰~10‰, 陆源有机质的15N值为–10‰~10‰[7], 人类和动物的排泄物15N值范围约为10‰~20‰[8]。所以, 沉积物中总有机碳含量、有机碳氮同位素、C/N比值可用来指示沉积环境中有机质的来源和及其随时间的变化情况。

月湖是我国北方典型的沙坝-潟湖海岸, 受自然环境演化和人类活动的影响, 其物理和生态环境发生了较大的变化。本文拟通过研究潟湖沉积物中总有机碳(TOC)含量、总氮(TN)含量、C/N比值、有机质13C和15N的信息来推断月湖沉积物中有机质的来源及其历史演变, 并给出有机碳埋藏通量随时间的变化。

1 研究区域概况

月湖位于山东省荣成市成山镇东南, 是全新世中期以来在荣成湾西侧海岸形成的潟湖链中最南端, 也是迄今唯一仍与外海相通的潟湖[9](图1)。月湖水域面积4.94 km2, 湖底浅平, 低潮水深1.0 m左右[10]。根据冬夏各一个月的实测资料, 该湾年均潮差为0.50 m[11]。海湾岸线长度约10 km, 口门宽度0.21 km (1999年资料为0.13 km)[10]。月湖作为潟湖型海湾, 口门宽度在沙嘴生长的影响下不断缩小, 湾内波浪作用渐渐弱化, 底生植物、浮游藻类等在月湖内逐渐繁盛。月湖底质较细, 有机质含量较高, 底生生物的优势种是大叶藻, 其他的还有点叶藻、囊藻、绳藻等[12]。C4植物大叶藻是海洋多年生显花植物, 属眼子菜科, 是浅海重要初级生产力贡献者[10]。关于月湖的许多方面都已有学者进行过较为详细的研究, 如地貌与沉积[9,13–15]、潮汐水动力及沉积动力学[16–21]、演化趋势[22]、开发利用与环境演化[12,17,23,24]（吴桑云, 1989 #23;Gao, 1998 #21）等。

近几十年来, 月湖经历了一系列人工改造, 环境状况也相应发生了很大变化。1979年之前, 月湖内水交换状况较好, 生长有茂密的大叶藻丛, 给刺参提供了良好的生存环境, 也是白天鹅越冬的理想场所。1979年当地人在月湖口门附近建坝, 导致水体交换变差, 大叶藻大量死亡, 刺参产量急剧下降。尽管1986年部分大坝被炸毁, 但是坝基未能完全拆除, 加上1986年起又在涨潮流三角洲附近等几处围垦虾池, 造成潮间带面积减小, 月湖转向涨潮优势型, 所以湖内生态环境持续恶化[17,25], 直至2000年左右大坝和虾池完全拆除后才有所改善[11,26,27]。

2 材料与方法

因为泥质沉积物可以更好地保存沉积记录信息, 我们于2008年9月用PVC管在湖中心偏西南处的泥质沉积区采集了长度为176 cm的重力柱状样(YH08-D3, 34.3457°N, 122.5654°E, 见图1), 采样时柱状样顶部水深为1.6 m。同时我们在月湖沿岸采集表层沉积物样品18个, 分布于月湖向陆的北、西、南三岸(图1), 样品尽可能覆盖不同的植被分布区和地貌特征(表1)。柱状样在实验室以2 cm间隔连续分样。

为了估算沉积速率, 样品在经过王水处理和电沉降之后由α谱仪测量210Pb活度。将每一层的210Pb活度减去背景值即得210Pb活度过剩值。沉积速率计算基于CIC (Constant Initial Concentration)模型[28]。

粒度分析在英国Malvern公司生产的Mastersizer2000型激光粒度仪上完成。为了随后估算有机碳埋藏通量, 柱状样样品被置于真空冻干机中冻干, 并称取冻干前后的质量。样品干燥后磨碎, 以备进行TOC、TN、13C和15N的分析。TOC和TN含量用德国Elementar公司生产的Vario EL-ⅢCHN分析仪完成,13C和15N在美国Thermo Finnigan公司生产的Deltaplus Advantage气体同位素质谱仪上进行测定, 结果以PDB标准为参考。对13C 和15N, 实验的精确度分别为0.2‰和0.3‰。

图1 研究区域地图及采样站位(五角星为柱状样, 圆圈为沿岸表层样)

表1 月湖沿岸表层样元素和同位素分析结果

3 结 果

3.1 210Pb测年

由图2可见, YH08-D3柱样最底部两个样品(深度1.21 m和1.41 m)的210Pb活度已达到稳定, 故以其平均值1.77 dpm/g (60 dmp = 1 Bq)作为本底值。深度介于2~14 cm之间的6个点(图2方框内)210Pb活度明显异常, 其过剩值与其他各层在对数坐标上不能形成较好的线性关系。经调查得知管理月湖的企业从2002年开始在月湖南部疏浚吸沙, 同时将清洗石英砂后的泥质部分直接排入月湖, 这会人为地将下层沉积物扰动到表层, 很有可能是这6个柱状样样品呈现较老年龄的原因。因此浅于14 cm的210Pb数据应予弃用。其余点的210Pb活度过剩值在对数坐标上与深度有较好的线性关系, 而生物扰动等因素是其与理想的线性关系有一定差别的原因。根据CIC模型计算所得剖面的沉积速率约为1.2 cm/a。鉴于柱状样最上部14 cm沉积物受到人类活动的严重干扰, 在本研究中我们仅讨论14 cm以深的样品, 即约2002年以前的沉积过程。

图2 月湖YH08-D3柱状样210Pb活度及其过剩值

虚线框内的点没有用于沉积速率的计算; 点划线指示在对数坐标上理想的210Pb活度过剩值相对于深度应具有的线性关系。60 dmp = 1 Bq。

3.2 粒 度

YH08-D3柱状样的平均粒径波动较大(图3), 但大体可分为3段: 底部至约1930年, 平均粒径缓慢变粗, 砂含量增多而粉砂、黏土含量降低, 但是波动较大; 1930年左右, 沉积物粒径经历了从细到粗的快速变化, 而后从大约1930年至20世纪70年代末, 粒径又在较大的波动中缓慢变粗; 约1980年至今, 粒径逐渐变细, 砂含量降低而粉砂、黏土含量升高。平均粒径的增加可能是由于沙嘴生长造成月湖口门宽度减小, 湾内水动力条件减弱, 被水流带出月湖的物质中细颗粒比例增大, 进入月湖的粗粒物质不易被带出而沉降下来。20世纪70年代末开始的粒径减小可能跟1979年左右在口门筑坝有关, 由于月湖周围没有明显的淡水注入, 所以筑坝明显限制了月湖的沙源, 造成沉积物粒径减小。

3.3 碳氮元素和同位素分析

月湖YH08-D3柱状样的元素和同位素分析结果如图4所示(除去最上层14 cm)。其中, TOC变动范围为2.01%~5.79%, TN为0.20%~0.47%, 两者在1930年之前平缓增长, 1930年至约1980年增长速度有所加快但波动较大, 1980年至2000年维持在较为稳定的水平。C/N比值在整个剖面的均值为11.8, 整体上变化趋势不明显。13C值在约1930年前维持在一个较轻的水平(~ –15.7‰), 1930年左右突然变重, 而后又相对稳定(~ –14.7‰), 20世纪70年代末又有所增重, 20世纪80年代末开始略有变轻的趋势。1930年前15N值波动剧烈, 均值约为1.8‰, 20世纪30年代起至80年代逐渐降低至约0.3‰, 1990年后开始升高。

月湖沿岸表层样的元素和同位素分析结果见表1。总体来说, 这些样品的TOC含量较低, 除个别样品大于1%外, 大部分低于0.5%。TN含量介于0.04%~0.34%之间, 多数小于0.1%。C/N比值在5.57~12.07之间, 绝大部分点位小于9。13C值范围为–25.2‰~ –15.0‰, 一半样品介于–21.0‰~ –23.0‰之间。15N分布于0.4‰~8.4‰之间。沿岸表层样的这些指标都与月湖YH08-D3柱状样有显著不同。此外, 表层样各指标的地域差异明显。西岸和南岸的各点除了YHR1-3外, TOC和TN含量均很小; 各点C/N比值都较低, 均值约为6.6;13C值大多位于–21.0‰~ –23.0‰之间;15N均较重, 最小值为3.8‰。北岸的样品各指标变化都比较大。这种地域和样品间的差异主要与采样地的有机质来源有关。以TOC含量为例, 所有表采样大于1%的只有5个, 均来自吹填地、芦苇地、泥炭地等, 其余站位的TOC含量过半在0.5%以下, 这些采样点基本位于农田(主要为玉米、花生地)。由此可见, 取自月湖沿岸农田的样品TOC含量较小; 靠近水体的点位, 如芦苇地和泥炭地, TOC则要大一些; 吹填物质的来源——湾内沉积物——的TOC含量相比于陆源则要大很多, 也更接近柱状样的TOC值(图4)。13C和15N值也类似, 受典型陆源有机质控制的站位, 其数值与柱状样差别较大, 吹填地的数值与柱状样差别最小。

4 讨 论

4.1 有机质来源分析

月湖沿岸表层样的TOC含量, 有机质的13C和15N等指标都和柱状样有较大差别(3.3部分), 再加上月湖周围没有常年的淡水注入, 且流域面积很小[16],所以这些都表明月湖沉积物中的有机质主要来自于水体内的本地生物。

图3 月湖YH08-D3柱状样沉积物组分及平均粒径

图4 月湖YH08-D3柱状样元素和同位素分析结果

研究表明, 相比于C/N比值和氮同位素值, 碳同位素值较为稳定, 且能较好地示踪有机质的来源[29]。本文西岸和南岸的表层样大多取自农田, 一般种植玉米、花生或两者间作, 从这些样品的13C值可以看出(图5), 其有机质来源受C3和C4植物共同影响, 且C3植物比例较大, 这与月湖周边的植被条件是一致的(花生以及大部分的陆地维管植物都是C3植物, 玉米为C4植物)。但与此同时, C/N比值在表层样有机质来源的分析中却出现了问题: 由于C/N比值过分偏小, 致使表层沉积物样点全部落在海洋藻类的范围内(图5)。对于月湖沿岸的样品来说, TOC含量较低说明有机质含量少, 同时农田较多, 化肥等残留的氮含量不可忽视, 所以这很可能是沿岸表层样C/N比值偏低的原因。此外, 由于土壤微生物固氮作用和有机碳再矿化, C/N比值也会偏低。

柱状样的TOC含量明显比沿岸的表层样高, 并且海洋沉积物中来自人为源的氮较农田少, 所以柱状样中的C/N比值可以更好地指示沉积物中有机质的来源。为了确定月湖沉积物中有机质的来源, 我们测量了大叶藻的C/N比值, 约为17.7 (TOC、TN含量分别为29.09%、1.64%), 测得的13C值为–11.0‰; 海洋藻类的C/N比值约为5~9,13C值的范围大概在–16‰~ –24‰之间(图5)。因为陆生植物多为C3植物, 所以由图5可知, 陆源有机质对月湖沉积物中有机质的贡献确实很小, 月湖沉积物有机质主要来源于大叶藻(海洋C4植物)和海洋藻类, 其中1930年以前更偏向海洋藻类, 而之后则偏于大叶藻。因为13C值的其他影响因素较少, 所以我们选择主要用这一指标来重建有机质来源的变化和随后计算有机质来源的比例。

13C值随时间的演变(图4)表明月湖沉积物中有机质的来源在历史上发生了较为明显的变化, 而这一演变与自然环境和人类活动的变化密切相关。1930年左右13C值的快速变重说明大叶藻的生产量有了一个明显的上升。1979年, 月湖口门建坝, 湾内水交换条件变差, 导致大叶藻开始大量死亡, 沉积物中大叶藻源的有机质比重变大,13C值也随着变重(图4)。虽然1986年前后为了挽回经济损失将大坝炸掉, 水交换条件有所改善,13C值也开始出现下降的趋势, 但是残留的坝基对水交换仍有影响, 所以下降速度非常缓慢。由于筑坝导致月湖口门过水断面束小, 涨潮流大于落潮流, 大量泥沙灌入湾内[17], 同时修筑虾池致使潮间带面积缩小, 涨潮流与落潮流相比优势更加明显, 湾内淤积严重。这些因素使得水交换条件难以改善, 大叶藻生态体系恢复缓慢, 治理效果并不显著, 直至2000年后坝基被完全拆除, 湾内水交换条件变好。

柱状沉积物的15N值也较好地指示了有机质来源的变化。由图4可见, 总体上13C值不断变重, 而15N值不断变轻。典型海洋浮游生物的15N值范围为4‰~10‰, 平均约为6‰, 维管植物有机质的15N值范围为–10‰~10‰, 平均约为2%[7]。月湖柱状样的15N值介于0.0‰和3.2‰之间, 且随时间推移有逐渐变轻的趋势, 由此可以看出月湖沉积物有机质中海洋藻类的份额逐渐减小, 维管植物大叶藻的份额逐渐增大, 这与前文由13C分析得出的结论一致。此外,15N在各种环境中的数值大致有如下顺序: 大气<陆地<淡水<河口<海洋[30], 所以月湖柱状样15N值随时间降低反映了月湖口门逐渐封闭, 大叶藻逐渐繁盛而海洋藻类比例下降, 月湖逐渐由开放水体向封闭水体转化的过程。大约从1990年开始,15N值开始逐渐升高(图4)。因为人类农业生产等产生的污水含有大量15N值为10‰~25‰的硝酸盐[31], 人和动物的排泄物的15N值约为10‰~20‰[8], 可以推断, 20世纪80年代后期以后虾池和其他人类活动产生的废水可能是1990年以后15N值上升的主要原因。同时, 人类影响很可能也是采自陆地的表层样15N值偏重的原因(表1)。

图5 月湖柱状样和沿岸表层样δ13C与C/N分布图

不同来源有机质的13C与C/N范围据文献[2]。空心圆代表约1930年以前的样品; 空心方块代表之后的样品; 五角星代表北岸的样品; 菱形代表西岸的样品; 加号代表南岸的样品; 虚线圈指示基于本文测量结果的大叶藻的13C值与C/N比值。

Open circle: core sample before 1930; open square: core sample after 1930; star: land surface sample from the northern bank; diamond: land surface sample from the western bank; plus: land surface sample from the southern bank.

4.2 不同来源有机质的贡献量分析

根据前述分析, 月湖沉积物中的有机质主要来源于维管植物大叶藻和海洋藻类, 陆源有机质所占份额很小, 可以忽略。本文近似地取海洋藻类13C的平均值为–20‰[2], 大叶藻的13C值为–11‰(本文测量值), 利用下式可以得出大叶藻和海洋藻类的比例:

13C =A·13CA+Z·13CZ(1)

式中:13C、13CA和13CZ分别为沉积物中有机质、海洋藻类和大叶藻的13C值;A和Z分别为海洋藻类和大叶藻在沉积物有机质中所占的比例, 且A+Z= 1。

计算结果显示(图6a), 约1930年以前, 大叶藻在沉积物有机质中所占的比例整体上小于海洋藻类; 自1930年开始, 大叶藻的比例突然增加并超过海洋藻类; 70年代末, 大叶藻的比例继续上升, 达到约65%, 之后到2000年保持相对稳定。

4.3 有机碳埋藏通量的变化

有机碳的埋藏通量是指有机碳在单位时间、单位面积内被埋藏进入沉积物的量, 对于海洋生物地球化学循环研究和环境容量评估有着重要意义。本文以YH08-D3柱状样为例计算了其附近约140 a来的有机碳埋藏通量。有机碳埋藏通量可由下式算得:

O=dry··O(2)

式中:O为有机碳的埋藏通量(g/(m2·a));为沉积速率(m/a);O为干燥沉积物中有机碳的含量(g/kg);dry为单位体积沉积物内干燥沉积物的质量(kg/m3), 可以表示为:

式中: Mp为任一体积内干燥沉积物颗粒的总质量; Mw为该体积内孔隙水质量; ρp为沉积物颗粒的密度(近似认为是常数, 取沉积物中主要成分如长石和石英的平均密度, 约2.6×103 kg/m3); ρw为孔隙水密度(近似认为是常数, 取1.0×103 kg/m3); θ为沉积物中水与干燥沉积物的质量比。由于研究区域沉积速率很快(1.2 cm/a), 生物残体会被快速埋藏, 同时月湖生产力也很旺盛, 沉积物中的氧气等会被较快耗尽而达到还原环境, 所以埋葬后有机碳的降解比例较小。另外, 沉积物中的含氧量随深度增加下降很快, 而本文研究14 cm以下的沉积物, 由于已经达到较为稳定的沉积环境, 所以有机质降解对于重建埋藏通量的相对变化趋势影响不大。

计算结果如图6b所示, 有机碳的埋藏通量整体呈上升趋势, 但波动剧烈。此外, 有机碳埋藏通量与13C值的相关系数为0.82, 两者呈较好的正相关关系, 这说明大叶藻种群的逐渐繁盛是月湖有机碳埋藏通量增加的主要原因。有机碳埋藏通量的增加也表明, 月湖的水动力条件因为口门宽度的不断缩小而减弱, 从而有利于有机物的沉降和保存。

为了进一步探究大叶藻和海洋藻类各自残体有机碳埋藏通量的历史变化, 本文利用下式来获得各个层位两者的埋藏通量:

x=O·(4)

式中:F表示大叶藻(或海洋藻类)产生的有机碳埋藏通量(g/(m2·a));O代表总的有机碳埋藏通量(g/(m2·a));表示大叶藻(或海洋藻类)源有机质占沉积物中总有机质的百分比。

总体来看, 大叶藻来源的有机碳埋藏通量逐渐增加, 而海洋藻类源的有机碳埋藏通量相对稳定, 这是造成两者比例变化的主要原因, 但两者都存在一定的波动(图6c)。大约在1930年之前, 大叶藻源的有机碳埋藏通量要略小于海洋藻类; 1930年前后, 大叶藻源的有机碳埋藏通量有一个明显的升高, 进而超过海洋藻类; 之后大叶藻源又有所增加, 并在70年代末开始达到最高值段, 大小约为1930年前的2倍; 海洋藻类源的有机碳埋藏通量在这一阶段则略有下降。

根据上述结果我们推测, 月湖的环境可能发生了下面一系列变化。1979年修筑坝体之前, 由于沙嘴的生长, 口门宽度不断缩小, 湾内水动力条件逐渐减弱但又不至于影响湾内外水体交换, 有利于大叶藻的生长繁盛。其中1930年前后大叶藻生态系统快速繁育, 使得大叶藻生产量大增, 有机碳埋藏通量快速上升。1979年, 月湖口门开始筑坝, 这一人为活动使得湾内外水交换大幅减弱, 湾内水环境质量恶化, 大叶藻大量死亡, 其有机碳埋藏通量维持在一个较高的水平。同时, 月湖周围没有常年性大的河流注入, 营养盐的陆源输入有限, 主要靠涨潮时由外海带入[32], 而筑坝导致的口门过水断面束窄会使营养盐的供应量降低, 由此造成海洋藻类的生产力下降, 其有机碳埋藏通量减小(图6)。2000年后, 由于坝基和虾池等拆除, 湾内和外海的水交换增强, 将会有利于上述趋势的逆转。以上解释与粒度结果(3.2节部分)所指示的水动力条件演变也相吻合。另外, 更多大叶藻的残体碎屑也可能增加粗粒沉积物的含量, 所以1930年前后沉积物粒径的增加(图3)可能也跟大叶藻的繁盛生长有关。

5 结 论

对位于山东半岛的潟湖海湾——月湖沉积物进行的碳氮元素和同位素分析揭示了过去100多年来沉积物中有机质来源的历史。陆源物质对月湖沉积物有机质的贡献很小, 沉积物中有机质的来源主要是维管植物大叶藻和各种海洋藻类。整体上, 大叶藻的贡献量呈上升趋势, 其中在大约1930年和70年代末有两次明显的上升, 前者可能因为大叶藻较大规模的快速繁育, 后者则是由1979年口门筑坝后大叶藻开始大量死亡造成。有机碳埋藏通量的计算结果显示大叶藻的埋藏通量增幅明显而海洋藻类则相对稳定, 但两者均有一定波动。自然和人类活动可能共同导致了这些变化, 比如筑坝后大叶藻大量死亡造成大叶藻源有机碳埋藏通量上升, 而口门缩小引起的营养盐输入量减少导致了海洋藻类源有机碳埋藏通量的下降。研究结果表明月湖沉积物保有环境演化和人类活动的良好记录。

马山集团有限公司王培亮、王炳辉等在调查期间提供了后勤和用船方面的支持; 山东师范大学王友爱和南京大学闵凤阳参与了采样工作; 南京大学涂静宇对图件制作给予了帮助, 谨致谢忱。

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The influences of natural and human activities on sources and evolution of organic matter in the Yuehu Lagoon sediments

ZHAO Ning1,2, YANG Yang2*, GAO Jian-hua2, LIU Yi-fei3, CAI Ting-lu3and JIA Jian-jun3

1. Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02543, USA; 2. Key Laboratory of Coast and Island Development, Ministry of Education, Nanjing University, Nanjing 210093, China; 3. State Research Centre for Island Exploitation and Management, Second Institute of Oceanography, SOA, Hangzhou 310012, China

Information of environmental changes and human activities can be preserved in lagoon sediments potentially, and reconstructed through the analyses of concentration and isotopic composition of carbon and nitrogen in organic matter. The Yuehu Lagoon, located in the Rongcheng Bay at the eastern tip of Shandong Peninsula, is a small lagoon-tidal inlet system. Our work on a sediment core in the lagoon and 18 near-shore surface sediment samples indicates that the organic matter in the lagoon sediments is mainly sourced from eelgrass () and marine algae, with negligible terrestrial input. The results of carbon, nitrogen element and isotope analyses show that the contribution of eelgrass kept increasing in the past ~140 years before 2002, especially in two periods of around 1930 and near 1980. The former increasing might be resulted from the prosperity of eelgrass; the latter was probably caused by the massive death of eelgrass after the dam construction near the lagoon mouth in 1979 that deteriorated the lagoon environment significantly. Compared with the relatively stable organic carbon burial flux of marine algae, that of eelgrass increased about two-fold, but both had some fluctuations. Therefore, the influences of natural evolution (e.g., the growth of sandspit) and human activities (e.g., the dam construction) on ecological environment and organic carbon burial are clearly recorded in the sediments of Yuehu Lagoon.

stable carbon/nitrogen isotope; Eelgrass (); Marine algae; Organic matter; Yuehu Lagoon

P593; P595

A

0379-1726(2014)04-0365-10

2013-07-25;

2014-01-08;

2014-03-31

国家自然科学基金(40776049); 浙江省自然科学基金重点项目(Z5080241)

赵宁(1989–), 男, 博士研究生, 主要从事古海洋学和海洋地球化学研究。E-mail: ningzhao@mit.edu

YANG Yang, E-mail: yangy@nju.edu.cn, Tel: +86-25-83686010