黄河三角洲滨海湿地沉积环境演化与碳的累积

魏梦杰 , 叶思源, , 丁喜桂, , 袁红明, , 赵广明, , 王 锦,

(1.青岛大学 化学化工与环境学院, 山东 青岛266071; 2.中国地质调查局滨海湿地重点实验室, 山东 青岛266071; 3.国土资源部海洋油气资源与环境地质重点实验室, 山东 青岛 266071)

湿地碳扣留和埋藏速率研究对全球碳收支平衡预算有重要的意义, 很多科学家在相关研究课题上取得了重大进展[1-6]。一方面, 河流径流不断输送丰富的营养物质, 碳的沉积量不断增加, 进而作用于湿地生态系统和河口生产力；另一方面, 早期成岩作用也对碳的扣留有重大的影响作用[7]。

在滨海湿地及其相邻水生系统中, 沉积物表面吸附的元素大部分会迅速矿化, 并通过沉积物的孔隙释放到地表水中[4], 而有机质则很容易被分解以CO2形式释放到空气中, 只有很少的与沉积物结合的细小有机质颗粒和营养元素才能随沉积物沉积下来。在研究碳的扣留量时, 有机碳(Corg)的相关研究尤为重要, 较高浓度Corg对营养元素的吸附能力更强[8], 进一步影响湿地系统的生产力。滨海湿地碳的埋藏通量是生物地球化学作用于沉积作用竞争的结果。定量分析河口碳通量涉及到河口沉积环境的划分与年代的确定。

黄河三角洲古环境演化的研究很多[9-11], 但对现代黄河三角洲的沉积环境划分还没有统一的方法。Bornhold等[12]和Prior等[13]都将现代黄河三角洲的水下三角洲分为三角洲平台、三角洲前缘斜坡和三角洲隆起, 这样的划分只反映了黄河口前方的地貌变化, 而对两侧并不适用, 很难将上述划分应用于钻孔岩芯的沉积环境分析。成国栋等[14]根据河控三角洲传统的沉积环境划分并结合黄河三角洲河口侧部黏土质粉砂特别发育的特点对现代黄河三角洲沉积环境进行了划分, 本研究采用该沉积环境划分模式对ZK5孔进行沉积层序分析。虽然黄河三角洲地区全新世地层研究的成果很多, 但现代黄河三角洲沉积物的年代研究不够详细, 很多沉积年代的研究利用了现代的同位素方法, 存在很多弊端[15]。现代黄河三角洲是 1855年以后形成的, 距现在也只有150多年的历史, 这已经不在14C测年的有效范围之内。 虽然210Pb是百年尺度内测年的一种好方法, 但需要具有稳定的物源、稳定的沉积速率及沉积后未受改造。冰川和湖泊沉积更易满足这些条件, 陆架沉积物只能基本满足[15], 黄河三角洲分流河道频繁改动, 在给定的区域内不能保持稳定连续地接受沉积物, 常常出现沉积间断, 沉积年代也不连续, 无法满足上述条件。然而黄河分流河道摆动有清楚的历史记录, 1934年以来的记录尤其清楚, 三角洲的沉积物空间分布有明显的规律可循。为此, 薛春汀等[16]提出应用历史地理学和沉积地质学综合分析确定年代的科学方法。

1 材料和方法

1.1 研究区的基本情况

2007年在黄河三角洲布设浅钻(ZK5), ZK5孔位于东营市孤岛镇(119°05′13″E, 37°51′37″N), 所在区域高程为0.393 m, 表面分布有湿地植物碱蓬、 柳、芦苇等。

1.2 样品采集和分析

1.2.1 样品采集

研究所用 ZK5孔沉积柱样, 系中国地质调查局2007年执行“黄河三角洲滨海湿地综合地质调查与评价”项目所获样品, 孔深23.7 m, 孔口高程0.393 m,钻机型号为 XY-100, 为了可以进行较长的单回次取芯, 选择了长度为100 m钻机。样品保存于7.6 cm直径的 PVC管中, 经封口, 常温下保持岩芯管水平放置, 运回实验室, 根据岩性进行层次划分, 每层采集足够样品用作实验室分析。

1.2.2 沉积物含水量与原位密度分析

ZK5孔岩芯间隔10 cm取10 g左右的沉积物放置小瓶中烘干(60 ℃), 称出其质量, 计算出含水量。

根据黄河三角洲获得的70个钻孔样品的含水量(W, %)与原位密度(BD, g/cm3)做出拟合方程: BD=2.3111–0.0353W,R2=0.888,P<0.01,n=70, 由此计算出所需的BD。

1.2.3 总碳、有机碳、总氮及营养元素分析

样品经过风干, 研磨, 进行 pH、总碳(TC)、总氮(N)及营养元素分析。pH用电位法测定, 配置水土比例为 1∶1的混合溶液, 将 pH玻璃电极和甘汞电极插入土壤悬液中, 测定其电动势值, 再换算成pH值。TC浓度, 用非水容量法测定。将少量样品在1 000℃灼烧1 h, 加入少量线性氧化铜为助溶剂,经高温管式炉1 100 ~1 150℃分解, 产生的二氧化碳为样品中的全碳量, 经碳硫分析仪非水滴定液吸收,并根据试液颜色变化进行滴定测定全碳量。测定土壤样品中Corg浓度, 称取150~300 mg样品, 置于经1 000℃灼烧1 h的瓷舟中, 先用2%稀磷酸处理, 烘箱 80℃烘干, 再用 5%稀磷酸处理, 烘箱 80℃烘干,反复处理至气泡冒尽, 除去样品中的无机碳, 然后用非水容量法测定。营养成分N量用凯氏氮法测定；P和S量及金属元素Cu、Mn和Zn均用粉末压片X射线荧光光谱法测定；Mg、Ca和K量的测定, 先用粉末压片 X 射线荧光光谱法测定 Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO、K2O的量, 再通过分子质量计算金属元素的量；Mo元素用电感耦合等离子体质谱法测定。测试精度优于5%。

1.2.4 加速器质谱14C测年

使用全样进行14C年龄测定。样品前处理步骤如下: 加入2 mol/L HCl煮沸, 除去无机碳酸盐, 弃去溶液。加入2%的NaOH溶液对沉淀物进行碱洗,去除腐殖酸, 再加入2 mol/L的HCl对不溶部分进行酸洗, 然后将沉淀物洗至中性, 即获得胡敏酸。为将分离出的胡敏酸转化为可供 Automatic Material analysis System(AMS)测量用的石墨样品, 先将其置于真空系统中燃烧并收集CO2气体。石墨合成采用氢法, 将纯化的 CO2气体送入合成装置中, 用氢气为还原剂, 铁粉为催化剂, 使 CO2还原为碳,即石墨, 最后压制成AMS测量用的靶物质, 在北京大学加速器质谱实验室的加速器质谱计上进行14C测量。

1.2.5 沉积学观测与年代确定

对于没有14C测年的湿地或水生系统沉积的年代确定, 应用历史地理学和沉积地质学综合分析确定沉积年代[16]。根据沉积物的性质、厚度、高程来判断沉积环境, 追踪其物质来源, 判断沉积物是从哪一条分流河道输送来的, 那么这一条分流河道的活动年代就是这层沉积物形成的年代。分流河道改道后, 新河口沉积物位于老河口的侧部或两个老河口之间, 年轻的三角洲前缘粉砂覆盖在老三角洲侧缘(或分流间湾)黏土质粉砂之上, 年轻的三角洲侧缘(或分流间湾)黏土质粉砂覆盖在老三角洲前缘粉砂之上, 这是在黄河三角洲常见的沉积层序, 然后利用分流河道变迁图、不同年代的地形图和海区水深图, 应用历史地理学和沉积地质学综合分析就可以准确地确定沉积年代。

1.3 数据处理与制图

数据的相关性分析采用SPSS软件的Person相关系数分析。图件采用CorelDRAW Graphics Suite X 4.0和 Grapher9.0等绘图软件完成。

2 结果与讨论

2.1 ZK5孔的沉积环境与沉积年代确定

本文根据 ZK5的沉积学观测, 将现代黄河三角洲自上而下划分为 7个沉积单元, 同时结合黄河改道的历史记录, 运用历史地理学和沉积地质学综合分析的方法对不同沉积环境部分进行了年代划分。在此基础上结合现代物理化学参数测试成果, 计算了滨海湿地及其邻区不同古环境中沉积物对碳的扣留通量。

ZK5孔整个岩芯以土黄色粉砂、灰黄色黏土质粉砂为主, 部分层位有机质含量较高, 未见老三角洲沉积物。1855~1976年黄河经历数次改道, 现代三角洲前缘粉砂与三角洲侧缘黏土质粉砂交替出现,依次叠覆在陆架沉积物上, 形成了由水生系统(低潮时>6 m等深线)、浅海湿地直至上三角洲平原适度的过渡。通过观察岩芯垂向上沉积物的特征, 包括沉积物类型, 颜色及分布纹理, 时间序列地形图、堤坝的建筑时间, 结合黄河改道的历史记录将 ZK5孔划分为7个层序, 自下而上依次为距今9 802~9 602 a的潮坪沉积(U1), 1855年前的陆架沉积, 距今大约315 a(U2), 1855~1877年三角洲沉积(U3), 1877~1897年三角洲前缘沉积(U4), 1934~1960年三角洲侧缘沉积(U5), 1960~1964年三角洲前缘沉积(U6), 1976年以来形成的决口扇沉积(U7)7个沉积单元(图1)。

2.1.1 U1潮坪沉积

该层位于孔深 19.9~23.7 m, 高程–19.507~–23.307 m, 厚 3.8 m, 灰色粉砂与浅灰色粉砂混合,黄褐色粉砂, 含少量极细砂, 见黑色有机质, 在23.16, 23.48, 23.37 m处见贝壳碎片；有孔虫种数均随深度向上增加, 优势种为Ammonia beccariivar.,Elphidium magellanicum,Protelphidium tuberculatum及Quinqueloculina akneriana rotunda, 广盐性种Ammonia beccariivar.,Elphidium magellanicum,Protelphidium tuberculatum随深度向上增加, 也能在淡化水域生存的有孔虫种Quinqueloculina akneriana rotunda则随深度向上减少。由此可推测该层为海侵过程中形成的潮坪沉积。据 ZK5孔以南附近的ZK218孔河流沉积与上层潮坪沉积的界限处样品经校正后的14C测年为9 602 aBP[17], 所以我们估算该层为距今9 602 a之前形成的潮坪沉积, 因为ZK5孔位于 ZK218孔的东北方向, 海侵由东北向西南方向进行, 所以ZK5的沉积环境要略老于ZK218孔, 亦即是当时的潮坪湿地。此外, 末次冰期后, 海平面上升的平均速率为0.96 cm/a[18], 而渤海西部的平均潮差大约为 2 m左右, 因此海侵过程中形成的这层潮坪沉积物形成年限=平均潮差/海平面上升平均速率,即~200 a, 即该潮坪湿地演化的时间为距今9 802 a至距今9 602 a。

2.1.2 U2水下三角洲

该层位于孔深 15.6~19.9 m, 高程–15.207~–19.507 m, 厚4.3 m, 以灰色、灰黑色黏土质粉砂为主, 见大量生物扰动构造、粉砂透镜体及黑色有机质。16.13~16.3 m处夹灰色粉砂层, 见大量贝壳碎片及2个大小约1 cm的完整毛蚶贝壳；下部多见深灰色粉砂质黏土与黄色粉砂质黏土混杂, 19.5~19.53 m见黑色腐殖质薄夹层；19.53~19.9 m灰褐色粉砂, 在19.71 m处有2 cm厚的黏土质粉砂薄夹层；有孔虫种数均随深度向上增加, 表现为正常盐度的环境,有孔虫丰度猛增, 指示沉积速率低的陆架环境；该层为1855年前的陆架沉积, 该层16.25 m处的样品经校正后的14C年龄为315 aBP。该14C年龄样品处距其上覆的水下三角洲沉积的界线为 0.65, 其相应的沉积时间为220 a, 因此其沉积速率为0.3 cm/a。

2.1.3 U3前三角洲沉积

该层位于孔深 12.45~15.6 m, 高程–12.057~–15.207 m, 厚3.15 m, 以灰黄色、黄褐色黏土质粉砂为主, 多处见黑色有机质薄夹层, 在 12.45~12.65 m见灰黄色黏土质粉砂与粉砂互层, 15.34~15.6 m处见黄色黏土质粉砂与黑色有机质互层；该层有孔虫种类及丰度均急剧减少, 显示环境的巨大变化, 有孔虫中Quinqueloculina akneriana rotunda和Ammonia beccariivar.是主要种, 其中Quinqueloculina akneriana rotunda的数量占31.38%~66.67%,Ammonia beccariivar.的数量占 0~20.8%, 前者远大于后者,Quinqueloculina akneriana rotunda是现代黄河水下三角洲、前三角洲表层沉积物中最主要的种[19], 根据粒度、有孔虫垂向变化, 可推测该沉积物是前三角洲沉积, 且根据黄河河道的历史记录, 黄河河道在1855~1889年及 1889~1897年期间均出现在该区域,由此可推断, 该层为 1855~1897年期间形成的前三角洲沉积, 为滨海湿地的形成创造了空间。U3和U4均是在1855~1897年期间形成的, U3和U4的深度界限已根据沉积物的特征及有孔虫的相关鉴定划为12.45 m, 时间的确定则要根据沉积速率和深度来确定, 平均沉积速率为14 cm/a, U3的沉积厚度为3.15 m,沉积时间约为 22 a, 所以 U3的沉积时间为 1855~1877年。

图1 黄河三角洲ZK5孔全新世沉积环境及形成年代Fig.1 Holocene depositional environment and age of ZK5 in the northern Yellow River Delta

2.1.4 U4三角洲前缘沉积

该层位于孔深 9.72~12.45 m, 高程–9.327~–12.057 m, 厚2.73 m, 以土黄色、黄褐色粉砂为主,含水量大, 有孔虫数量急剧减少, 在11.1~11.33 m处见黄褐色粉砂质黏土与粉砂混杂, 11.33~11.64 m以黄褐色黏土质粉砂为主, 夹粉砂薄层, 为三角洲前缘沉积。U3的上界时间即是该层的下届时间, 所以该层为1877~1897年三角洲前缘沉积。

2.1.5 U5三角洲侧缘沉积

该层位于孔深4.75~9.72 m, 高程–4.357~ –9.327 m,厚4.97 m。4.75~8.0 m以土黄色黏土质粉砂为主, 在5.22 m处有土灰色粉砂薄夹层, 5.6 m处见灰色粉砂透镜体；5.8~6.9 m黏土含量较高, 5.9 m处见黑色粉砂夹层, 在 6.2 m 处见完整贝壳, 大小约 2 mm,6.2~6.24 m及6.48~6.5 m处为灰色黏土质粉砂层, 淤泥状, 生物扰动强烈, 有机碳含量高；8.0~9.72 m以黄褐色粉砂质黏土为主, 含水量大, 偶见黑色有机质；有孔虫呈间断性出现, 种类和数量均较沉积单元U4的多, 以Ammonia beccariivar.,Cribrononion vitreum,Quinqueloculina akneriana rotunda和Protelphidium tuberculatum为主要种属, 含量分别占32.43%~72.36%, 5.4%~21.7%, 6.5%~18.9%。若参看黄河河道活动记录, 于1934~1960年期间, 黄河先后在该钻孔的南边及北边活动, 故推测该沉积单元为1934~1960年期间的三角洲侧缘沉积, 滨海湿地属处于水生系统向浅海湿地演化过度时期。

2.1.6 U6三角洲前缘沉积

该层位于孔深2.35~4.75 m, 高程–1.957~–4.357 m,厚2.4 m, 2.35~2.6 m为改造层；2.6~4 m以黄色、灰黄色粉砂为主, 偶见粉砂与黏土质粉砂互层；4~4.7 m灰色粉砂与浅黄色黏土质粉砂互层, 含水量大, 在4.54~4.7 m处, 黑色有机质含量较高, 有异味；有孔虫种类和数量较为稳定, 以Ammonia beccariivar.和Quinqueloculina akneriana rotunda为主要种, 含量占 25%~84.7%和 8.5%~21.7%, 结合黄河河道分布的历史记录: 1960~1964年河流在该地区活动, 由此作者推断沉积单元U6为1960~1964年三角洲前缘沉积。

根据钻孔高程推算, 在沉积单元U5中约6.4 m处水深为–6 m, 且此沉积单元中含大量植物腐烂形成的黑色有机质, 应该是浅海湿地漂浮植物的生长,由较高的生产力所致。

2.1.7 U7决口扇沉积

该层位于孔深0~2.35 m, 高程0.393~–1.957 m,厚 2.35 m, 该层以土黄色粉砂为主, 含少量黏土,1.34~1.4 m见黏土质粉砂夹层, 顶部土壤含水量较少, 土质较干, 下部含水量较大；为 1976年后形成的决口扇沉积, 其上分布有大量碱蓬、柽柳、芦苇等植物, 进入滨海湿地环境演化阶段。

2.2 滨海湿地沉积物营养元素特征

ZK5沉积物的 Al及营养元素的浓度见表1。在pH基本一致的情况下, 与中国东北部的向海湿地同名组分元素对比, N的浓度基本相当, P的浓度是向海湿地同名组分浓度的2~4倍, S的浓度是向海湿地同名组分的1/2[20]。较低的S元素浓度, 表明黄河三角洲湿地沉积物主要是陆地物源主导的,受海洋影响相对较弱, 因为 S主要是来自海水供给。营养元素中的常量元素K, Ca和Mg的质量比范围分别为19.31~40.38, 7.95~11.09, 33.15~60.83 mg/g；营养元素中的微量元素P, Fe和Mn质量比范围分别为 540.32~634.55 mg/kg、10.21~17.02 mg/g、372.98~ 899.57 mg/kg；营养元素中的痕量元素Cu和 Zn的质量比范围分别是 11.47~33.30, 33.54~88.01 mg/kg。TC浓度低于向海湿地的同名组分浓度[20], 高于美国俄亥俄州湿地的同名组分浓度[21]。Al不是植物生长的营养元素, 在此只是作为背景值来参考, Al的质量比范围是 50.89~75.25 mg/g,相对美国密西西比三角洲沉积物的同名组分浓度高[22]。

表1 黄河三角洲沉积物元素特征表Tab.1 Element characteristics of the sediments in the Yellow River Delta

由表2可知, 营养元素除了P和S外, 其他营养元素Cu, Mn, Zn, Fe, Mg, Ca, K, N, Al都与TC呈极显著的线性相关(R2>0.85,P<0.01)。Al及营养元素均与Corg呈显著线性相关(R2>0.80,P<0.01)。除Al外, 其他元素均是植物生长必须的营养元素, 但营养元素P和S其他营养元素的相关性较差, 说明沉积物物源在很大程度上影响了其浓度。

表2 Al及营养元素浓度的相关性Tab.2 Correlations between carbon, N and nutrients

2.3 C, N, P, S在不同沉积单元的分布特征

图2 C、N及Corg等元素垂向上的分布Fig.2 Vertical distribution map of C, N and organic carbon concentration

ZK5孔沉积物元素的浓度在不同沉积单元的分布特征如图2所示。总体上, 该孔沉积物TC的均值是 Corg的 7倍左右, 纵观在不同沉积单元, 各单元的 TC(11.2~17.82 mg/g)和 Corg(1.16~2.95 mg/g)浓度差距从3倍到10倍不等。美国俄亥俄州湿地Corg/TC的值在0.7以上[21], 由此说明黄河三角洲的沉积物中的有机碳的分解速率极大, 其总碳的物质组成主要来自无机碳, 应该是黄河流域风化剥蚀产物。深度22.02~22.7 m处沉积物的TC浓度是Corg浓度的35倍, 此地层是 TC(9.1 mg/g)和 Corg(0.26 mg/g)差距最大的沉积地层, 而且这一沉积地层的pH值高于其他沉积地层, 因此推断这段时期内鲜有植物生长从而造成了这种TC/Corg过大的结果。

由图2可知, N和P的变化趋势基本一致, 只是变化强度上有所差异；N和 P的浓度最大值都出现在前三角洲沉积, 两者也都在此沉积单元出现了极低值甚至最低值, 此层浓度变化最大, 说明此沉积时间段内生物地球化学作用复杂。S的浓度在0~12.45 m基本保持恒定, 在前三角洲沉积地层浓度变化差异最大, S是海水中浓度较高的元素, 所以在前三角洲沉积(U3)早期, 沉积速率慢, 与海水作用时间长, 因此沉积物中S的浓度较高, 从前三角洲沉积后期开始浓度开始趋于恒定。TC和 Corg的浓度具有非常一致的变化趋势, 这与相关性结果互相照应(R2＝0.840,P<0.01), 其浓度变化在前三角洲沉积地层比较剧烈, TC和Corg浓度的最大值则出现在三角洲侧缘沉积和前三角洲沉积, 三角洲前缘和前三角洲沉积的沉积物以细粒为主, 使得更多吸附在沉积物上的元素沉积下来。Corg/N的变化范围是1~11,通常Corg/N反应表层有机质的分解情况和土壤的稳定程度。随着有机质(OM)的分解CO2释放到空气中,Corg/N越小土壤稳定程度越高。0~2.35 m的Corg/N>5, 说明1976年以来形成的决口扇沉积的稳定性会随着OM的分解增加, 一般Corg/N降到5左右土壤的稳定性较好。潮坪沉积的Corg/N较大, 这是由于海侵过程物源比较丰富而且形成潮坪过程更容易形成泥炭层, 这也解释了潮坪沉积Corg浓度升高的原因。

2.4 碳的加积速率

各个沉积单元的TC和Corg的加积速率列于表3。ZK5孔的平均沉积速率为17.16 cm/a, 最大值为60.00 cm/a, 沉积环境为三角洲前缘, 最小值为2.64 cm/a,沉积环境为陆架沉积。TC的平均加积速率为5079.05 g/(m2·a), 加积速率范围为 641.19~14649.19 g/(m2·a)。Corg的平均加积速率为753 g/(m2·a), 加积速率范围为134.68~2102.16 g/(m2·a), TC和Corg的最大和最小加积速率都分别是在三角洲前缘和陆架沉积环境。

TC和Corg的沉积速率变化趋势是一致的, 三角洲前缘(后期的三角洲前缘)>三角洲侧缘>前三角洲>决口扇沉积>陆架, TC和Corg的加积速率与可能的相关因素的相关性分析见表4。由表4可知, TC的加积速率与沉积速率呈极显著线性相关(R2＝991,P<0.01), Corg的加积速率与沉积速率(R2＝0.972,P<0.01)和TC的加积速率(R2＝0.994,P<0.01)呈极显著线性相关。由此可知, 沉积物的沉积速率是TC和Corg加积速率的主要影响因子。因此, 虽然黄河三角洲 Corg的浓度比其他湿地低, 但是由于黄河携带大量沉积物使沉积速率很高, 黄河三角洲的 Corg的平均加积速率高于美国的佛罗里达湿地(320 g/(m2·a))[23]和路易斯安娜湿地(300 g/(m2·a))[24], 也高于其他文献报道的 Corg的累积加积速率(100~200 g/(m2·a))[25-26],从而表明, 黄河三角洲较其他湿地有更好的固碳能力。

3 结论

1) ZK5孔全新世以来的沉积环境自下而上依次为距今9 802~9 602 a的潮坪沉积(U1)1855年前的陆架沉积, 距今大约315 a(U2), 1855~1877年前三角洲沉积(U3), 1877~1897年三角洲前缘沉积(U4),1934~1960年三角洲侧缘沉积(U5), 1960~1964年三角洲前缘沉积(U6), 1976年以来形成的决口扇沉积(U7)7个沉积单元。

表3 黄河三角中不同沉积环境垂向沉积速率与Corg的加积速率Tab.3 Vertical accretion of nutrients and Corg in Yellow River Delta

表4 TC和Corg加积速率线性相关Tab.4 Correlations between accretion of TC, Corg and relative elements

2) TC与除P、S外的营养元素及Al呈很好的线性相关, Corg与Al及各营养元素都呈很好的线性相关；Al浓度越大指示着黏土含量越高, 其吸附元素的能力越强。

3) TC和Corg的加积速率与沉积物的沉积速率呈极显著正相关, 可得知 TC和Corg扣留的最主要影响因子是沉积物的沉积速率；而Corg的加积速率与TC的加积速率呈极显著线性相关。

4) Corg的加积速率波动范围134.68~2102.16 g/(m2·a),明显高于世界其他湿地的加积速率；而TC的加积速率变化范围为 642~14649 g/(m2·a), 沉积物的高沉积速率很大程度上提高了 TC和Corg的加积速率, 从而揭示了黄河三角洲滨海湿地在地质历史演化过程中始终是一个很好的碳汇地质体。

[1]Peter S.Carbon sequestration in croplands: the potential in Europe and the global context [J].European Journal of Agronomy, 2004, 20(3): 229-236.

[2]Elizabeth M, Gail L C, Steven B, et al.A blueprint for blue carbon: toward an improved understanding of the role of vegetated coastal habitats in sequestering CO2[J].Front Ecol Environ, 2011, 9(10): 552-560.

[3]Zhang Shiping, Wang Lei, Hu Jiajun, et al.Organic carbon accumulation capability of two typical tidal wetland soils in Chongming Dongtan, China[J].Journal of Environmental Sciences, 2011, 23(1): 87-94.

[4]Ye S Y, Law E A, Wu Q, et al.Pyritization of trace metals in estuarine sediments and the controlling factors: a case in Jiaojiang Estuary of Zhejiang Province, China[J].Environ Earth Sci , 2010, 61(5): 973-982.

[5]Ye S Y, Laws E A, Zhong S, et al.Sequestration of metals through association with pyrite in subtidal sediments of the Nanpaishui Estuary on the Western Bank of the Bohai Sea, China[J].Marine Pollution Bulletin, 2011, 62(5): 934-941.

[6]Marie S, Luise G.Carbohydrates, carbon and nitrogen in soils of a marine and a brackish marsh as influenced by inundation frequency[J].Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2012, 107: 89-96.

[7]Graetz D A, Reddy K R, Nair V D, et al.Evaluation of constructed wetlands in Phosphate Mined Lands in Florida[J].Wetlands, 2001, 21(2): 232-239.

[8]丁玉蓉, 叶思源, 赵全升.黄河三角洲新生湿地土壤对营养成分和碳的扣留[J].地质论评, 2012, 58(1): 183-189.

[9]Liu J, Saito Y, Wang H, et al.Stratigraphic development during the Late Pleistocene and Holocene offshore of the Yellow River delta, Bohai Sea[J].Jorunal of Asian Earth Sciences, 2009, 36(4-5): 318-331.

[10]鲜本忠, 姜在兴.黄河三角洲地区全新世环境演化及海平面变化[J].海洋地质与第四纪地质, 2005, 25(3): 1-7.

[11]徐家声, 孟毅, 张效龙, 等.晚更新世末期以来黄河口古地理环境的演变[J].第四纪研究, 2006, 26(3): 327-333.

[12]Bornhold B D, Yang Z G, Keller G H, et al.Sedimentary framework of Modern Huanghe(Yellow River)Delta[J].Geo-Marine Letter, 1986, 6(2): 77-83.

[13]Prior D B, Yang Z S, Bornhold B D, et al.The subaqueous delta of the Modern Huanghe(Yellow River)[J].Geo-Marine Letter, 1986, 6(2): 65-75.

[14]成国栋, 薛春汀.黄河三角洲沉积地质学[M].北京:地质出版社, 1997: 48-55.

[15]范德江, 杨作升, 郭志刚.中国陆架210Pb测年应用现状与思考[J].地球科学进展, 2000, 12(3): 297-302.

[16]薛春汀, 叶思源, 高茂生, 等.现代黄河三角洲沉积物沉积年代的确定[J].海洋学报, 2009, 31(1): 117-124.

[17]王宏, 范昌福.环渤海海岸带14C 数据集(Ⅱ)[J].第四纪研究, 2005, 25(2): 141-152.

[18]Till J J, Harold K V, Yusuke Y, et al.Formation and fate of sedimentary depocentres on Southeast Asia's Sunda Shelf over the past sea-level cycle and biogeographic implications[J].Earth-Science Reviews, 2011, 104(1-3): 92-110.

[19]薛春汀, 李绍全, 周永青.西汉末-北宋黄河三角洲(公元11-1099年)的沉积记录[J].沉积学报, 2008, 26(5): 804-812.

[20]Wang G P, Liu J S, Tang J.The long-term nutrient accumulation with respect to anthropogenic impacts in the sediments from two freshwater marshes (Xianghai Wetlands, Northeast China)[J].Water Research, 2004 38(20): 4462–4474.

[21]Blanca B, William J.A comparison of soil carbon pools and profiles in wetlands in Costa Rica and Ohio[J].Ecological Engineering, 2008, 34(4): 311–323.

[22]Nair V D, Graetz D A, Reddy K R, et al.Soil development in phosphate-mined created wetlands of Florida, USA[J].The Society of Wetland Scientists,Wetlands, 2001, 21(2): 232-239.

[23]Hatton R S, Patrick W H, DeLaune R D.Sedimentation,nutrient accumulation, and early digenesis in Louisiana Barataria Basin coastal marshes[M].USA, New York:Academic Press, 1982: 255–267.

[24]Craft C B.Freshwater input structures soil properties, vertical accretion, and nutrient accumulation of Georgia and U.S[J].Tidal Marshes Limnol Oceanogr, 2007, 52(3): 1220-1230.

[25]Turner R E, Swenson E M, Milan C S.Organic and inorganic contributions to vertical accretion in salt marsh sediments[J].Concepts and Controverisies in Tidal Marsh Ecology, 2000, 25(6): 583-595.

[26]Bridgham S D, Megonigal J P, Keller J K, et al.The carbon banlance of North American wetlands[J].Wetlands, 2006, 26(4): 889-916.