研究论文

正构烷烃组成的古环境指示:以中全新世以来珠江口沉积物研究为例

  • 陈国生 , 1 ,
  • 邱梓惠 1 ,
  • 孔德明 , 1, 2, *
展开
  • 1.广东海洋大学 海洋与气象学院,广东 湛江 524088
  • 2.陆架及深远海气候、资源与环境广东省高等学校重点实验室,广东 湛江 524088
* 孔德明(1982—),男,副教授,主要从事古海洋与古气候研究,E-mail:

陈国生(1994—),男,广东省罗定市人,主要从事古海洋学研究,E-mail:

Copy editor: 杨义菊

收稿日期: 2022-10-24

  修回日期: 2023-01-30

  网络出版日期: 2023-04-28

基金资助

国家重点研发计划(2018YFA0605601)

广东海洋大学科研启动经费资助项目(R17011)

广东海洋大学科研启动经费资助项目(060302032101)

Paleoenvironmental indication of n-alkanes composition: A case study of sediments from the Pearl River Estuary since the mid-Holocene

  • CHEN Guosheng , 1 ,
  • QIU Zihui 1 ,
  • KONG Deming , 1, 2, *
Expand
  • 1. College of Ocean and Meteorology, Guangdong Ocean University, Zhanjiang 524088, China
  • 2. Key Laboratory of Climate, Resources and Environment in Continental Shelf Sea and Deep Sea of Department of Education of Guangdong Province, Zhanjiang 524088, China

Received date: 2022-10-24

  Revised date: 2023-01-30

  Online published: 2023-04-28

摘要

该文分析了珠江口沉积物柱状样HKUV16中正构烷烃的长链奇碳烷烃含量(∑oddC25~33)、碳优势指数(CPI)、平均链长(ACL)、C31/C27和海洋水生植物比重(Pmar-aq),探讨了中全新世以来正构烷烃来源变化及对珠江流域环境变迁的指示。HKUV16的长链正构烷烃特征指示其主要来自陆源高等植物。在8.0~7.0 ka BP期间,∑oddC25~33、CPI值和Pmar-aq值增加,ACL和C31/C27为低值,指示该时期陆源有机质输入增加,木本植物占比大,珠江流域气候湿润。在7.0~3.2 ka BP期间,∑oddC25~33降低,表明陆源有机质输入减少,而ACL和C31/C27呈增—减—增的变化趋势,指示珠江流域可能经历了干旱—湿润—干旱的气候变化。3.2~2.2 ka BP,ACL、C31/C27的高值显示此时草本植物占比明显增大,可能意味着该时期的气候较为干旱。多指标综合显示2.2 ka BP之前珠江口沉积物的正构烷烃变化主要受夏季风的影响,而2.2 ka BP以来不断增强的人类活动可能成为影响珠江流域生态环境的主导因素。

本文引用格式

陈国生 , 邱梓惠 , 孔德明 . 正构烷烃组成的古环境指示:以中全新世以来珠江口沉积物研究为例[J]. 海洋学研究, 2023 , 41(1) : 121 -130 . DOI: 10.3969-j.issn.1001-909X.2023.01.010

Abstract

The multiple indices of n-alkanes including ∑oddC25-33, CPI, ACL, C31/C27 and Pmar-aq from a sediment core HKUV16 retrieved in the Pearl River Estuary were analyzed to explore their sources and environmental changes since the mid-Holocene. The distribution features of n-alkanes of core HKUV16 indicated that they were mainly from terrestrial higher vegetation. From 8.0 to 7.0 ka BP, ∑oddC25-33, CPI, and Pmar-aq increased, while ACL and C31/C27 were low, which showed that terrestrial organic matter input increased and woody vegetation increased. The decrease of ∑oddC25-33 during 7.0~3.2 ka BP indicated that the input of terrestrial organic matter decreased, while the ACL and C31/C27 showed an increase-decrease-increase trend, suggesting that the Pearl River Basin might have experienced dry-wet-dry climate change. From 3.2 to 2.2 ka BP, high ACL and C31/C27 indicated that herbaceous plants expanded and the climate was relatively arid. The multi-indices showed that the input of n-alkanes to the Pearl River Estuary before 2.2 ka BP was mainly affected by East Asian summer monsoon. However, increasing human activities since 2.2 ka BP might have become the dominant factor for the ecological environment of the Pearl River Basin.

0 引言

珠江是中国径流量第二大的河流,巨大的径流量不仅使得珠江口拥有较高的沉积速率[1],而且带来了蕴含丰富环境信息的物质,因此,珠江口沉积物成为记录珠江流域古环境信息的良好载体,常被用来示踪物源和反演流域环境的气候变化[2-4]。生物标志物正构烷烃是古气候和古环境重建研究的重要指标[5-8],不同生物源的正构烷烃特征差异可以反映该时期的植被和示踪沉积物中的有机质来源[5,9 -11]。正构烷烃分子组合特征已被广泛用于指示河口、海湾和大洋等环境的沉积有机质来源及源区植被的演化[12-15],如王春禹 等[16]利用正构烷烃示踪长江口表层沉积物的有机碳来源;HU et al[17]使用正构烷烃等指标揭示了珠江口表层沉积物有机质的来源和迁移;LIU et al [18]利用正构烷烃讨论了南海东北部的气候和源区植被变化。
中全新世以来,海平面、夏季风强度等发生了明显的变化[19-21],极大地改变了珠江流域的地貌和生态环境,特别是随着人类活动的增强,人为因素与自然因素的叠加更是对珠江流域的环境演化产生了深远的影响。无机指标(元素、粒度、磁化率等)、孢粉、生物标志物(脂肪酸、甾醇和四醚膜脂等)和同位素(δ13C等)均被用于解释珠江流域古生态环境变化,取得了许多成果[22-26]。珠江口沉积物正构烷烃指标的应用主要集中在表层或现代沉积物[17,27],重建长时间尺度的正构烷烃记录有利于加深对珠江流域古气候变化的认识。本研究拟通过分析珠江河口沉积物柱状样的正构烷烃的分布特征,探讨中全新世以来正构烷烃指标变化与珠江流域的气候、植被变化及人类活动的关系。

1 方法

1.1 研究区域及采样

研究区域为珠江口香港大屿山岛北部海域(图1),研究样品为2008年在珠江口采集的沉积物柱状样品HKUV16(22°17.5'N,113°52'E),采样点水深约为8 m,具体站位信息见文献[28]。沉积柱总长为11.6 m,用于采样的PVC管直径为9 cm。根据HKUV16柱芯的岩性不同可将其分为两部分:上部10 m为黄绿色和绿灰色软泥,并有少量贝壳及碎片;下部10 m至11.6 m为黄褐色硬质细砂和无壳粉砂。
图1 研究区域和采样点

Fig.1 Study area and sampling site

1.2 沉积柱状样定年

挑选沉积柱状样HKUV16的7个不同层位的贝壳进行放射性14C定年,并于美国Beta分析实验室(Beta Analytic Laboratory)完成加速器质谱(accelerator mass spectrometry, AMS)14C测年分析(表1)。利用14C年龄校正软件校正年龄,校正后的年龄-深度模型见图2。该沉积柱932 cm处的年龄约为8.0 ka BP,平均沉积速率为0.126 cm·a-1
表1 柱状样HKUV16的放射性14C年龄

Tab.1 Radiocarbon ages of the core HKUV16

深度/cm 测试材料 测定年龄/a 校正年龄/a
40 贝壳 2 380±30 2 262.5
78 贝壳 570±30 477.5
143 贝壳 620±30 507.5
293 贝壳 3 680±30 3 858
454 贝壳 5 800±40 6 475.5
607 贝壳 4 140±40 4 517
932 贝壳 7 190±40 7 895
图2 柱状样HKUV16的深度-年龄模型[28]

Fig.2 Depth-age model of the core HKUV16[28]

1.3 正构烷烃测定和分析

柱状样HKUV16的前10 m以5 cm间隔分样,样品使用真空冷冻干燥机进行冷冻干燥。称取7~14 g样品,向样品中加入二氯甲烷∶甲醇= 9∶1的混合溶液,振荡至充分混匀,密封好后置于超声仪中水浴振动30 min,静置分层,提取上清液,重复3次。提取液在氮吹仪上30 ℃加热并利用温和的氮气流吹干,然后用3 mL质量分数为6%的KOH-甲醇溶液皂化8 h以上,在其中中加入1.5 mL质量分数为5%的NaCl水溶液,用正己烷萃取3遍。将有机相转移到4 mL小瓶中,自然晾干或在氮吹仪下干燥。然后将干燥后的样品溶解于少量正己烷,加入活化过的硅胶层析柱,依次用正己烷、二氯甲烷和甲醇各4 mL洗脱,其中正构烷烃被洗脱在正己烷组分中。对洗脱液进行浓缩并用甲苯溶剂定容,使用气相色谱-火焰离子化检测器(Agilent 7890 GC-FID)测定正构烷烃含量。各烷烃分子的含量使用10 ng·μL-1的正三十六烷(n-alkane C36)标准溶液进行标定,通过测定标准溶液中正三十六烷的响应信号值进而换算各烷烃的含量。本文用到的正构烷烃指数计算公式及其指示意义如下。
a)碳优势指数(carbon preference index,CPI)。陆源高等植物表皮叶蜡中含有大量C27、C29及C31正构烷烃化合物,其CPI一般都在3以上[29-30]。若经过微生物降解或成岩作用,奇数碳优势降低,CPI一般小于3。因此,CPI可以被用于指示海洋沉积物中正构烷烃的成熟度[31],其计算公式为:
CPI=[(C25+C27+C29+C31+C33)/(C24+C26+
C28+C30+C32)+(C25+C27+C29+C31+C33)/
(C26+C28+C30+C32+C34)]/2
b)平均链长(average chain length,ACL)。草本植物产生的正构烷烃大多以C31为主峰,而木本植物则主要以C27和C29为主峰[5,9]。当ACL值增大,表明源区植被中草本植物所占的比例增大;ACL值减小,表明源区植被中木本植物所占比例增大[32-35]。类似地,C31/C27比值也常被用于反映沉积有机质来源中木本和草本植物的相对丰度[31]。ACL的计算公式为:
ACL=(25C25+27C27+29C29+31C31+33C33)/
(C25+C27+C29+C31+C33)
=c)海洋水生植物比重(proportion of marine aquatic plant, Pmar-aq)。Pmar-aq可用于指示陆生高等植物、挺水植物、淡水和海洋大型植物的相对输入[13]。当Pmar-aq为0.01~0.25,指示烷烃主要来自陆生高等植物;当Pmar-aq为0.4~0.6,烷烃主要来自挺水植物(红树林等);当Pmar-aq>0.6,烷烃则主要来自水生植物和海洋大型植物[5,13]。Pmar-aq的计算公式为:
Pmar-aq=(C23+C25)/(C23+C25+C29+C31)
d)长链奇碳烷烃含量(∑oddC25~33)。由于C25~C33的长链正构烷烃产生于陆源高等植物,且具有奇数碳优势,因此∑oddC25~33常被用作陆源有机质输入的替代指标[31],其计算公式为:
∑oddC25~33= C25+C27+C29+C31+C33

2 结果与讨论

2.1 正构烷烃的组成特征

柱状样HKUV16检测出的正构烷烃碳数主要分布在C17~C35,表现为以高碳数烷烃为主的单峰型分布特征;C25~C33范围的正构烷烃具有显著的奇碳优势,C17~C22范围的烷烃无明显的奇偶优势;大多数样品以C27、C29和C31为主峰(图3)。
图3 柱状样HKUV16中正构烷烃的组成分布

Fig.3 The n-alkanes distribution of the core HKUV16

柱状样HKUV16的∑oddC25~33为47~549 ng·g-1,约占烷烃总含量(C17~C35)的53%~69%。C25~C33奇碳烷烃对∑oddC25~33的占比范围分别为4%~18%、12%~19%、22%~28%、25%~37%和10%~26%(图4)。根据各烷烃含量计算得到的CPI值范围为2.2~4.5,平均值为3.6;ACL值在28.7~30.2之间,平均值为29.3; C31/C27值范围为1.3~3.1,平均值为2.0;Pmar-aq值范围为0.17~0.44,平均值为0.28(图5)。根据正构烷烃指标的变化特征,可以将柱状样HKUV16划分为4个阶段:a)8.0~7.0 ka BP(阶段I),∑oddC25~33、CPI和Pmar-aq呈增大趋势,ACL和C31/C27的值均偏低。b)7.0~3.2 ka BP(阶段II),∑oddC25~33和CPI整体逐渐下降,ACL、C31/C27 和Pmar-aq的波动幅度较大,且Pmar-aq与ACL和C31/C27呈反向变化。其中,在7.0~5.9 ka BP和4.4~3.2 ka BP,ACL和C31/C27增大,Pmar-aq减小;而在5.9~4.4 ka BP,ACL和C31/C27减小,Pmar-aq增大。c)3.2~2.2 ka BP(阶段III),∑oddC25~33为145~274 ng·g-1,整体偏低且有较大波动,CPI、ACL和C31/C27均大幅偏高,Pmar-aq值在此阶段偏低。d)2.2 ka BP以来(阶段IV),∑oddC25~33、CPI、ACL和C31/C27均快速增大,但Pmar-aq值则从0.30下降至0.17。此外,该阶段中C31占比从28%升至32%,C33占比从16%大幅增至26%。
图4 长链奇碳烷烃含量以及C25~C33烷烃的占比

Fig 4 Content of long-chainodd alkanes and the relative proportion of C25~C33

图5 正构烷烃指标与董哥洞石笋记录对比

Fig.5 Comparison of n-alkane indices with Dongge Cave Stalagmite records

2.2 正构烷烃指标的指示意义

柱状样HKUV16的正构烷烃中,碳数大于25的长链正构烷烃在总烷烃中占绝对优势(见图3),整个沉积柱的长链奇碳烷烃含量占总烷烃含量的53%~69%,且CPI平均值(3.6)大于3,奇碳优势十分显著,说明本站位的长链正构烷烃主要来自于陆源高等植物,而非经成岩作用或微生物降解后的化石烷烃[36],长链奇碳烷烃含量变化反映了陆源有机质输入量的变化。
图5所示,ACL和C31/C27在各阶段中的变化趋势一致,两者具有明显的正相关关系。草本植物的主峰碳(C31)和木本植物的主峰碳(C27和C29)不一致[5,9],因此ACL和C31/C27的变化反映了陆源植被类型的变化。此外,不同科植物的正构烷烃组成特征存在差异[37]。当同一区域出现不同科植物交替演化时,虽然ACL和C31/C27仍然可以共同指示草本/木本的植被变化,但两者的相关性会发生明显变化。Pmar-aq值范围为0.17~0.43,均小于0.6,表明海洋植物和水生植物的输入并不占主导[13]。Pmar-aq平均值为0.28,且整体上与∑oddC25~33的变化一致,指示以陆源高等植物输入为主[13],但是部分阶段Pmar-aq值接近甚至大于0.4,表明此时红树林等挺水植物生长茂盛[13]。董哥洞石笋的δ18O(图5)与东亚夏季风有关[21],当夏季风增强,降雨量增大,会使得石笋δ18O偏负,而且导致珠江流域的风化作用加强,径流量增大,会带来更多的陆源物质,影响到珠江口的沉积物,从而影响柱状样HKUV16的烷烃指标。

3 珠江流域的环境变化及影响因素

3.1 阶段I: 8.0~7.0 ka BP

此阶段∑oddC25~33从47 ng·g-1迅速升至463 ng·g-1,CPI从2.2上升至4.5,表明陆源高等植被的正构烷烃输入迅速增大;Pmar-aq值的增大反映了河口区挺水植物增多;ACL和C31/C27值较低说明陆源木本植物占比增大。以上指标均指示此时期降雨量增大,河流径流量增大,区域气候较为温暖湿润。同沉积柱的长链烯酮温度指标记录( U 37 K '-SST)显示,此阶段海表温度升高[28]。另外,董哥洞石笋δ18O值也明显偏负[21] (图5),说明该阶段华南地区东亚夏季风较强,降雨量大,这与正构烷烃指标记录一致。同时珠江河口的孢粉记录显示,此时期珠江口海岸带红树林和水松等迅速发育[38],体现为正构烷烃的Pmar-aq值增大。此阶段珠江流域周围的丘陵山地发育成较茂盛的亚热带常绿阔叶林[38-39];湖光岩的孢粉记录也同样显示在8.0~7.0 ka BP热带木本植物的占比显著增大,草本植物占比下降[40],更多的木本植物的叶蜡烷烃被输送到河口沉积物中,导致ACL和C31/C27值减小。因此时夏季风强盛,丰沛的降水量加剧了对丘陵等地区植被的冲刷,由此形成的地表径流为珠江口带来了丰富的叶蜡正构烷烃。同阶段阳江地区近海YJ沉积柱的TOC含量增加也指示此时河流输入增大[41]。因此,根据正构烷烃指标以及已有的记录,推测8.0~7.0 ka BP珠江口流域的气候环境较为温暖湿润。

3.2 阶段II: 7.0~3.2 ka BP

该阶段∑oddC25~33和CPI值逐渐减小,表明陆源有机质输入通量减少,来自陆源高等植被的正构烷烃贡献降低。整体上看,在7.0~3.2 ka BP,长链奇碳正构烷烃含量减少,此阶段董哥洞石笋δ18O逐渐偏正,YJ沉积柱的黏土/长石变化趋势整体下降,湖光岩沉积物Δδ13C31~29记录逐渐偏正,均表明夏季风在逐渐减弱[21,42 -43]。夏季风减弱时气候趋于干旱少雨,因此河流输入减弱。7.0~5.9 ka BP和4.4~3.2 ka BP两个时期的ACL和C31/C27增大,Pmar-aq减小均对应石笋δ18O值的迅速偏正,指示草本植物增加,挺水植物减少。在6.6~5.9 ka BP,湖光岩沉积物磁化率的上升和总有机质的下降也反映了由于水位快速降低导致的干旱环境[44],与本沉积柱正构烷烃指标的指示意义一致。在5.9~4.4 ka BP,ACL和C31/C27减小,Pmar-aq增大,表明木本植物增加,挺水植物增加,对应此时期相对温暖湿润的气候。综上,7.0~3.2 ka BP,珠江流域经历了干旱—湿润—干旱的气候交替变化。从整体上看,夏季风是此阶段正构烷烃指标变化的主要控制因素。

3.3 阶段III: 3.2~2.2 ka BP

该时期柱状样HKUV16正构烷烃的CPI、ACL、C31/C27和磁化率[24]均为高值,Pmar-aq为低值,指示该时期仍以陆源有机质输入为主,但输入量降低,陆源区域草本植物占比增大。此时董哥洞石笋δ18O偏正[21],阳江沿岸沉积物的风化指数和碳同位素也显示较低的陆源输入,共同指示较弱的夏季风和较干旱的流域环境[43]。干旱的环境不利于木本植被的发育[40],从而导致珠江口沉积物ACL和C31/C27增大。此外,珠江口的孢粉记录显示,在3.5 ka BP左右,禾本植物迅速增加,可能表明当时人类种植水稻已形成一定的规模[38]。同时,受人类活动影响,珠江流域的森林覆盖率明显下降[45],在较弱的夏季风和增强的人类活动共同影响下,珠江口沉积物中正构烷烃的ACL和C31/C27值变高,而Pmar-aq值降低。

3.4 阶段IV: 2.2 ka BP以来

此时期∑oddC25~33显著增大,而CPI值增大,Pmar-aq值减小,表明陆源有机质输入的快速增加。然而ACL和C31/C27值的快速上升表明草本植被占比增大,反映环境较为干旱,说明陆源有机质的增加并非是珠江径流量增大导致的。
珠江口沉积有机质的碳同位素、碳氮比以及磁化率记录显示,2.2 ka BP以来珠江流域的伐木耕种等人类活动显著增加[24,46],显著改变了输送到珠江口的陆源沉积通量[47-48]和有机质特征[41,49]。该时期的孢粉记录显示阔叶林显著减少,禾本科增加,蕨类孢子占比甚至超过50%[25,38]。因此,2.2 ka以来ACL和C31/C27值增大很可能与人类活动影响下森林的衰退以及禾本、蕨类植物的增加有关[25,43]
此外,8.0~2.2 ka BP时期C31/C27与ACL的比值较2.2 ka BP至今的更大(图6)。从公式(2)可知,ACL的大小取决于C25~C33各奇数碳烷烃所占比重。在8.0~2.2 ka BP,C33的占比和增大幅度均明显小于C31,表明此时期ACL的增大主要来源于C31的贡献增大(图4)。而2.2 ka BP以来,C33占比从16%上升至26%,增大了10%,而C31只从28%升上至32%,ACL的增大更多地来源于C33比重增大,这可能表明2.2 ka BP以来陆源植被种类发生了变化。STRONG et al[22]发现2.0 ka BP以来珠江口沉积有机质的δ13C突然偏重,也表明此时期珠江流域的植被发生了突变,并认为是人类大量种植甘蔗等C4农作物所致。珠江三角洲的沉积物δ13C在2.0 ka BP前后普遍存在偏重的情况[26],进一步证明了该时期C4植物的增加。根据石敏锐 等[37]对禾本科植物正构烷烃分布特征的研究可以看出,以C4植物为主的禾本科样品C33占比与C29相当,明显大于以C3植物为主的禾本科样品。据此,珠江三角洲约2.0 ka BP以来C4植物的增加也会导致区域沉积记录的C33占比增大。柱状样HKUV16的烷烃记录也显示了2.2 ka BP以来C33占比增大,这种增大的效应最终体现在ACL和C31/C27的相关性上。因此可以推测,本站位ACL和C31/C27的相关性变化在一定程度上反映了过去2.2 ka BP珠江流域C4植物的增加。
图6 柱状样HKUV16中ACL与C31/C27的相关性

Fig.6 ACL vs C31 /C27 diagram of the n-alkanes in the core HKUV16

4 结论

对珠江口柱状样HKUV16的测定与分析表明:8.0 ka BP以来沉积物中的正构烷烃呈以长链为主的单峰型结构,主要来源于陆源高等植物。阶段I(8.0~7.0 ka BP),ACL、C31/C27和Pmar-aq指示陆源输入、木本植物和挺水植物均增加,气候湿润; 阶段II(7.0~3.2 ka BP),陆源输入逐渐减少,该时期发生了干旱—湿润—干旱的交替变化;阶段III(3.2~2.2 ka BP),草本植物占比增大,气候较为干旱。多指标综合显示2.2 ka BP之前珠江口沉积物的正构烷烃变化主要受夏季风的影响,而2.2 ka BP以后日益增强的人类活动逐渐成为影响正构烷烃分布特征的主导因素。
[1]
贾建军, 高抒, 高建华, 等. 珠江口河流输沙、河口沉积与粒度信息之间的联系[J]. 海洋科学进展, 2005, 23(3):297-304.

JIA J J, GAO S, GAO J H, et al. Linkage of grain size information with river sediment discharge and estuarine deposition at the Pearl River Estuary[J]. Advances in Marine Science, 2005, 23(3): 297-304.

[2]
JIA G D, PENG P A. Temporal and spatial variations in signatures of sedimented organic matter in Lingding Bay (Pearl estuary), Southern China[J]. Marine Chemistry, 2003, 82(1/2): 47-54.

DOI

[3]
CALLAHAN J, DAI M H, CHEN R F, et al. Distribution of dissolved organic matter in the Pearl River Estuary, China[J]. Marine Chemistry, 2004, 89: 211-224.

DOI

[4]
HU J F, PENG P A, JIA G D, et al. Distribution and sources of organic carbon, nitrogen and their isotopes in sediments of the subtropical Pearl River Estuary and adjacent shelf, Southern China[J]. Marine Chemistry, 2006, 98: 274-285.

DOI

[5]
FICKEN K J, LI B, SWAIN D L, et al. An n-alkane proxy for the sedimentary input of submerged/floating freshwater aquatic macrophytes[J]. Organic Geochemistry, 2000, 31: 745-749.

DOI

[6]
杨丹, 姚龙奎, 王方国, 等. 南海现代沉积物中正构烷烃碳分子组合特征及其指示意义[J]. 海洋学研究, 2006, 24(4):29-39.

YANG D, YAO L K, WANG F G, et al. The molecular assemblace features of n-alkanes in modern sediments from the South China Sea and their significance[J]. Journal of Marine Sciences, 2006, 24(4): 29-39.

[7]
张凌, 陈繁荣, 殷克东, 等. 珠江口和邻近海域沉积有机质的来源及其沉积通量的时空变化[J]. 环境科学研究, 2009, 22(8):875-881.

ZHANG L, CHEN F R, YIN K D, et al. Spatial and temporal variations of sedimentary organic matter origin and accumulation rate in the Pearl River Estuary and adjacent coastal waters of South China Sea[J]. Research of Environmental Sciences, 2009, 22(8): 875-881.

[8]
李胜勇, 邓伟, 张大海, 等. 渤海及邻近海域表层沉积物中烃类物质的分布特征及其指示意义[J]. 海洋环境科学, 2017, 36(4):501-508.

LI S Y, DENG W, ZHANG D H, et al. Distribution and its indication significance of hydrocarbons in surface sediments from Bohai Sea and adjacent area[J]. Marine Environmental Science, 2017, 36(4): 501-508.

[9]
MEAD R, XU Y P, CHONG J, et al. Sediment and soil organic matter source assessment as revealed by the molecular distribution and carbon isotopic composition of n-alkanes[J]. Organic Geochemistry, 2005, 36(3): 363-370.

DOI

[10]
李玉红. 南海北部生物标志物季节性变化对浮游植物生物量/群落结构的指示作用[D]. 青岛: 中国海洋大学, 2012.

LI Y H. Seasonal variations of phytoplankton biomarkers in surface seawater from the northern South China Sea and their potential as indicators of biomass/community structure[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2012.

[11]
卢冰, 周怀阳, 陈荣华, 等. 北极现代沉积物中正构烷烃的分子组合特征及其与不同纬度的海域对比[J]. 极地研究, 2004, 16(4):281-294.

LU B, ZHOU H Y, CHEN R H, et al. The composition characteristics of n-alkanes in the modern sediments of the Arctic and the comparison with that of sea areas of different latitudes[J]. Chinese Journal of Polar Research, 2004, 16(4): 281-294.

[12]
BELICKA L L, HARVEY H R. The sequestration of terrestrial organic carbon in Arctic Ocean sediments: A comparison of methods and implications for regional carbon budgets[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2009, 73(20): 6231-6248.

DOI

[13]
SIKES E L, UHLE M E, NODDER S D, et al. Sources of organic matter in a coastal marine environment: Evidence from n-alkanes and their δ13C distributions in the Hauraki Gulf, New Zealand[J]. Marine Chemistry, 2009, 113: 149-163.

DOI

[14]
XING L, ZHANG H L, YUAN Z N, et al. Terrestrial and marine biomarker estimates of organic matter sources and distributions in surface sediments from the East China Sea shelf[J]. Continental Shelf Research, 2011, 31(10): 1106-1115.

DOI

[15]
YAO P, YU Z G, BIANCHI T S, et al. A multiproxy analysis of sedimentary organic carbon in the Changjiang Estuary and adjacent shelf[J]. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 2015, 120(7): 1407-1429.

DOI

[16]
王春禹, 姚鹏, 赵彬. 长江口表层沉积物中正构烷烃的高分辨分布特征及有机碳来源解析[J]. 海洋学报, 2020, 42(10):1-13.

WANG C Y, YAO P, ZHAO B. High-resolution distribution of n-alkanes and source apportionment of organic carbon in surface sediments of the Changjiang River Estuary[J]. Haiyang Xuebao, 2020, 42(10): 1-13.

[17]
HU J F, PENG P A, CHIVAS A R. Molecular biomarker evidence of origins and transport of organic matter in sediments of the Pearl River Estuary and adjacent South China Sea[J]. Applied Geochemistry, 2009, 24(9): 1666-1676.

DOI

[18]
LIU F, CHANG X H, LIAO Z W, et al. N-alkanes as indicators of climate and vegetation variations since the last glacial period recorded in a sediment core from the northeastern South China Sea (SCS)[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2019, 171: 134-143.

DOI

[19]
ZONG Y Q. Mid-Holocene sea-level highstand along the southeast coast of China[J]. Quaternary International, 2004, 117(1): 55-67.

DOI

[20]
DYKOSKI C A, EDWARDS R L, CHENG H, et al. A high-resolution, absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233: 71-86.

DOI

[21]
WANG Y J, CHENG H, EDWARDS R L, et al. The Holocene Asian monsoon: Links to solar changes and North Atlantic climate[J]. Science, 2005, 308(5723): 854-857.

PMID

[22]
STRONG D, FLECKER R, VALDES P J, et al. A new regional, mid-Holocene palaeoprecipitation signal of the Asian Summer Monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 78: 65-76.

DOI

[23]
陈双喜, 赵信文, 黄长生, 等. 珠江三角洲晚第四纪环境演化的沉积响应[J]. 地质通报, 2016, 35(10):1734-1744.

CHEN S X, ZHAO X W, HUANG C S, et al. Sedimentary response to the Late Quaternary environmental evolution in Pearl River Delta[J]. Geological Bulletin of China, 2016, 35(10): 1734-1744.

[24]
冯钰婷, 彭诗云, 谢辉, 等. 近8000年来珠江口沉积物磁化率及其气候环境意义[J]. 广东海洋大学学报, 2018, 38(3):49-53.

FENG Y T, PENG S Y, XIE H, et al. Sediment magnetic susceptibility and its indication to climatic and environmental changes over the last 8, 000 years in the Pearl River Estuary[J]. Journal of Guangdong Ocean University, 2018, 38(3): 49-53.

[25]
HAO X D, LI L X, OU-YANG X H, et al. Coastalmor-phodynamics and Holocene environmental changes in the Pearl River Delta, Southern China: New evidence from palynological records[J]. Geomorphology, 2021, 389: 107846.

DOI

[26]
时硕, 吉俊熹, 王张华. 珠江三角洲全新世沉积物C/N和δ13C变化及对甘蔗种植业的指示[J]. 第四纪研究, 2022, 42(2):397-411.

SHI S, JI J X, WANG Z H. Holocene variability of bulk organic C/N and δ13C and implications for the sugarcane cultivation[J]. Quaternary Sciences, 2022, 42(2): 397-411.

[27]
康跃惠, 盛国英, 傅家谟, 等. 珠江澳门河口沉积物柱样品正构烷烃研究[J]. 地球化学, 2000, 29(3):302-310.

KANG Y H, SHENG G Y, FU J M, et al. The study of n-alkanes in a sedimentary core from Macao Estuary, Pearl River[J]. Geochimica, 2000, 29(3): 302-310.

[28]
KONG D M, ZONG Y Q, JIA G D, et al. The development of late Holocene coastal cooling in the northern South China Sea[J]. Quaternary International, 2014, 349: 300-307.

DOI

[29]
EGLINTON G, HAMILTON R J. Leaf epicuticular waxes[J]. Science, 1967, 156(3780): 1322-1335.

PMID

[30]
SALIOT A, TRONCZYNSKI J, SCRIBE P, et al. The application of isotopic and biogeochemical markers to the study of the biochemistry of organic matter in a macrotidal estuary, the Loire, France[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 1988, 27(6): 645-669.

DOI

[31]
贺娟, 赵美训, 李丽, 等. 南海北部MD05-2904沉积柱状样26万年以来表层海水温度及陆源生物标记物记录[J]. 科学通报, 2008, 53(11): 1324-1331.

HE J, ZHAO M X, LI L, et al. Sea surface temperature and terrestrial biomarker records of the last 260 ka of core MD05-2904 from the northern South China Sea[J]. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(15): 2376-2384.

[32]
GAGOSIAN R B, PELTZER E T. The importance of atmospheric input of terrestrial organic material to deep sea sediments[J]. Organic Geochemistry, 1986, 10(4): 661-669.

DOI

[33]
ROMMERSKIRCHEN F, EGLINTON G, DUPONT L, et al. Glacial/interglacial changes in southern Africa: Compound-specific δ13C land plant biomarker and pollen records from southeast Atlantic continental margin sediments[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7(8): 1-21. DOI:10.1029/2005GC001223.

DOI

[34]
VOGTS A, MOOSSEN H, ROMMERSKIRCHEN F, et al. Distribution patterns and stable carbon isotopic composition of alkanes and alkan-1-ols from plant waxes of African rain forest and savanna C3 species[J]. Organic Geochemistry, 2009, 40(10): 1037-1054.

DOI

[35]
VOGTS A, SCHEFUß E, BADEWIEN T, et al. N-alkane parameters from a deep sea sediment transect off southwest Africa reflect continental vegetation and climate conditions[J]. Organic Geochemistry, 2012, 47: 109-119.

DOI

[36]
YAMAMOTO S, KAWAMURA K, SEKI O, et al. Environmental influences over the last 16 ka on compound-specific δ13C variations of leaf wax n-alkanes in the Hani peat deposit from northeast China[J]. Chemical Geology, 2010, 277: 261-268. DOI:10.1016/j.chemgeo.2010.08.009.

DOI

[37]
石敏锐, 韩家懋, 周力平, 等. 植物亲缘关系影响植物叶蜡正构烷烃的含量和分布特征[J]. 第四纪研究, 2021, 41(4):986-999.

SHI M R, HAN J M, ZHOU L P, et al. Effect of phylogenetic relationships on concentration and distribution of leaf wax n-alkanes[J]. Quaternary Sciences, 2021, 41(4): 986-999.

[38]
黄康有, 何嘉卉, 宗永强, 等. 珠江三角洲三水盆地早全新世以来孢粉分析与古环境重建[J]. 热带地理, 2016, 36(3):364-373.

DOI

HUANG K Y, HE J H, ZONG Y Q, et al. Holocene paleoenvironment reconstruction based on pollen data in the Sanshui Basin, northern Pearl River Delta[J]. Tropical Geography, 2016, 36(3): 364-373.

[39]
杨再宝, 李铁刚, 南青云. 8, 000 a BP以来珠江口西南部孢粉组合特征及其古气候意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(4):33-40.

YANG Z B, LI T G, NAN Q Y. Features of the Sporopollen assemblages at Southwestern Pearl River Estuary over the past 8, 000 years and its paleoclimate implications[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2012, 32(4): 33-40.

[40]
SHENG M, WANG X S, ZHANG S Q, et al. A 20, 000-year high-resolution pollen record from Huguangyan Maar Lake in tropical-subtropical South China[J]. Palaeogeo-graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2017, 472: 83-92.

[41]
HUANG C, ZENG T, YE F, et al. Natural and anthropogenic impacts on environmental changes over the past 7 500 years based on the multi-proxy study of shelf sediments in the northern South China Sea[J]. Quaternary Science Reviews, 2018, 197: 35-48.

DOI

[42]
JIA G D, BAI Y, YANG X Q, et al. Biogeochemical evidence of Holocene East Asian summer and winter monsoon variability from a tropical maar lake in Southern China[J]. Quaternary Science Reviews, 2015, 111: 51-61.

DOI

[43]
黄超, 王鹏, 孔德明, 等. 南海北部陆架沉积物矿物记录的全新世东亚夏季风变化[J]. 广东海洋大学学报, 2020, 40(4):35-40.

HUANG C, WANG P, KONG D M, et al. Variation of the East Asian summer monsoon during the Holocene as recorded by mineral composition of sediments from an archive of continental shelf sediments in the northern South China Sea[J]. Journal of Guangdong Ocean University, 2020, 40(4): 35-40.

[44]
WANG X S, CHU G Q, SHENG M, et al. Millennial-scale Asian summer monsoon variations in South China since the last deglaciation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 451: 22-30.

DOI

[45]
ZHAO L, MA C M, LEIPE C, et al. Holocene vegetation dynamics in response to climate change and human activities derived from pollen and charcoal records from southeastern China[J]. Palaeogeography, Palaeoclima-tology, Palaeoecology, 2017, 485: 644-660.

DOI

[46]
ZONG Y, YU F, HUANG G, et al. Sedimentary evidence of Late Holocene human activity in the Pearl River Delta, China[J]. Earth Surface Processes and Landforms, 2010, 35(9): 1095-1102.

DOI

[47]
李平日, 乔彭年. 珠江三角洲六千年来的发展模式[J]. 泥沙研究, 1982(3):33-42.

LI P R, QIAO P N. The model of evolution of the Pearl River Delta during last 6, 000 years[J]. Journal of Sediment Research, 1982(3): 33-42.

[48]
张绍轩, 汤永杰, 郑翠美, 等. 珠江三角洲全新世海-陆沉积模式转换及其年代[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2020, 40(5):107-117.

ZHANG S X, TANG Y J, ZHENG C M, et al. Holocene sedimentary environment transform and onset time of Pearl River Delta progradation[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2020, 40(5): 107-117.

[49]
HU D K, CLIFT P D, BÖNING P, et al. Holocene evolution in weathering and erosion patterns in the Pearl River Delta[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2013, 14(7): 2349-2368.

DOI

文章导航

/