Trữ lượng cacbon hữu cơ trong đất ở hệ sinh thái rừng ngập mặn
và rừng ngập mặn ven biển được điều khiển bởi sự ước lượng
dinh dưỡng của P và N
Christian Weiss , 1 Joanna Weiss , 1 Jens Boy ,

1

Issi Iskandar , 2 Robert Mikutta , 3 và Georg Guggenberger 1

Thông tin về tác giả ► Bài viết ghi chú ► Bản quyền và thông tin về giấy phép ►

trừu tượng
Đi đến:

Giới thiệu
Rừng ngập mặn là giao diện sinh học giữa đất và biển và do đó cung cấp vô số các dịch vụ cho cả
hai môi trường. Họ đóng một vai trò quan trọng trong việc bảo vệ bờ biển và rạn san hô
(Alongi 2008 , Koshiba và cộng sự, 2013 ) và cung cấp những khu vườn ươm không thể thiếu
cho nhiều loài (Alongi 2002 , 2008 ). Thêm vào đó, các nghiên cứu gần đây đã xác định được
rừng ngập mặn nằm trong số các hệ sinh thái giàu carbon nhất (Donato và cộng sự, 2011 ;
Kauffman et al., 2011 ; Murdiyarso và cộng sự, 2015 ), đóng vai trò như một bể chứa khí quyển
trong khí quyển do sản lượng chính Twilley và cộng sự, 1992 ). Do đó, áp lực đang diễn ra đối
với các hệ sinh thái rừng ngập mặn do phá rừng và suy thoái do sử dụng ngày càng tăng đối với
gỗ, củi và nuôi trồng thủy sản (FAO 2007 ) gây ra nguy cơ cao đối với khí hậu toàn cầu vì mất
rừng ngập mặn được cho là chịu trách nhiệm 10% tổng số phá rừng Lượng phát thải trên toàn thế
giới (Donato và cộng sự, 2011 ). Ngoài ra, rừng ngập mặn là nguồn gốc của> 10% lượng cacbon
hữu cơ được giải phóng toàn cầu (DOC) xuất khẩu sang các đại dương (Jennerjahn và
Ittekkot 2002 , Dittmar và cộng sự, 2006 ). Do đó, mất rừng ngập mặn đã giảm lượng chôn lấp
carbon trong đại dương khoảng 30 năm Tg -1 (Duarte và cộng sự, 2005 ). Các mối quan hệ gần
gũi giữa rừng ngập mặn và chu trình carbon biển liền kề dẫn đến việc tạo ra từ "carbon xanh" để
lồng ghép các khía cạnh này vào cuộc thảo luận chính sách quốc tế (ví dụ, Mcleod và cộng

sự, 2011 ). Mất mát rừng ngập mặn hàng năm 1-2% diện tích đã giảm (Alongi 2002 ) gây ra vô số
những ảnh hưởng tiêu cực đến sinh kế do sự mất mát các dịch vụ hệ sinh thái liên quan đến rừng
ngập mặn (Walters và cộng sự, 2008. Alongi 2011 ). Điều này làm cho việc giám sát và quản lý
các bể chứa chất thải rừng ngập mặn là một điều kiện tiên quyết để hưởng lợi từ các công cụ tài
chính bù đắp như Trả tiền cho Dịch vụ Môi trường (PES) và Giảm phát thải do Phá rừng và các
chương trình suy thoái rừng (Redd) để giảm tính dễ tổn thương của địa phương và tạo động cơ
cho rừng ngập mặn bảo vệ thực hiện bởi quyền sở hữu địa phương. Bất kể các quan điểm chính
trị, đất đai có ý nghĩa quyết định nhất đối với số phận cácbon trong rừng ngập mặn, vì chúng
chiếm tới 98% tổng lượng carbon lưu giữ trong các hệ sinh thái này (Donato và cộng
sự, 2011 ). Điều này được nhấn mạnh bởi các nghiên cứu gần đây cho thấy lượng carbon hữu cơ
cao (SOC) so với đất trên mặt đất (Chmura và cộng sự, 2003 , Donato và cộng sự, 2011 , 2012 ,
Kauffman et al., 2011 ).
Sự phát sinh của đất ngập mặn khác nhau giữa các hệ sinh thái rừng ngập mặn và rừng ngập mặn
do sự kết nối thuỷ văn khác nhau đến các vùng xa xôi hẻo lánh, đó là liệu một hệ thống sông ngòi
có góp phần vào các bể chứa cácbon bằng việc lắng đọng trầm tích có chứa carbon hay
không. Donato và cộng sự ( 2011 ) báo cáo trữ lượng SOC của rừng ngập mặn cửa sông lớn hơn
đáng kể so với rừng ngập mặn ven biển, nhưng so sánh này phải được xem xét thận trọng vì các
cột đất có độ sâu khác nhau (1-2 m) được đưa vào tài khoản và tiêu chuẩn hóa để cần phải có một


chiều sâu xác định nếu không có toàn bộ hồ sơ đất để so sánh. Ngược lại, nồng độ cacbon trong
đất của rừng ngập mặn biển (0,061 g C cm -3 ) cao hơn đáng kể so với rừng ngập mặn cửa sông
(0,038 g C cm -3 , Donato và cộng sự, 2011 ). Những khác biệt này có thể được giải thích bởi sự
lắng đọng của dòng sông làm loãng các nguồn carbon tự thân (ví dụ, rác) bằng vật liệu
allochthon. Nhưng Breithaupt et al. ( 2014 ) đã chỉ ra rõ ràng rằng việc chôn lấp carbon hữu cơ và
do đó sự lắng đọng không tương quan với nồng độ SOC, cũng như chứng khoán SOC, như đã
được giả thuyết trước đây (Kristensen và cộng sự 2008 ; Breithaupt và cộng sự, 2012 ). Do đó,
cần phải tính đến sự khác biệt về SOC giữa hai đặc điểm của rừng ngập mặn, như được biết đến
từ các hệ sinh thái đất ngập nước khác (Lugo và Snedaker 1974 , Brinson và cộng sự, 1981 ). Các
yếu tố quan trọng ức chế sự phân hủy chất hữu cơ là chất lượng và sự sẵn có của các chất dinh

dưỡng, như nitơ (N) và phosphorus (P), đến cộng đồng vi sinh phân huỷ.
Thực tế, chất thải của rừng ngập mặn thường có chất lượng kém và tỷ lệ C / N rất cao> 200 (Rao
và cộng sự, 1994 ), gây ra những trở ngại nghiêm trọng đối với phân hủy vi sinh vật. Sự phân hủy
ban đầu của lứa đẻ trong rừng ngập mặn cửa sông được tìm thấy trong vòng vài tuần, thường là
trung gian bởi những con cua ở đất (Nordhaus và cộng sự, 2006 ), nhưng sự phân hủy này vẫn kết
thúc với tỉ lệ C / N cao khoảng 40 (Bosire et al 2005 ). Tỷ lệ C / N cao như vậy gợi ý N là chất
dinh dưỡng có khả năng hạn chế sự tăng trưởng của rừng ngập mặn (Reef và cộng sự 2010 ), có
thể được khắc phục bằng sự gắn kết N 2 của cộng sinh, bao gồm phần lớn nhu cầu N trong nhiều
hệ sinh thái rừng ngập mặn (Sengupta và Chaudhuri 1991 ; Holguin et al 2001 , Bashan và
Holguin 2002 , Reef và cộng sự, 2010 ). Ước tính chất lượng rác thải được cung cấp bằng cách so
sánh giá trị 13 C C của lá và đất (ví dụ, Xia và cộng sự, 2015 ), như sự đóng góp của các ký sinh
trùng cố định đạm đến dinh dưỡng N bằng giá trị δ 15 N (Inglett và cộng sự 2011 ).
Một yếu tố nữa, P đã được xác định là chất dinh dưỡng hạn chế trong nhiều hệ sinh thái rừng
ngập mặn (ví dụ Lovelock và cộng sự, 2007 , Reef và cộng sự, 2010 ). Các thí nghiệm về phân
bón cho thấy chất dinh dưỡng giới hạn chính (N hoặc P) có thể thay đổi theo các gradient tương
đối nhỏ. Feller và cộng sự ( 2002 ) kết luận rằng rừng ngập mặn ven biển thường có xu hướng
hạn chế N, trong khi rừng ngập mặn ven biển có xu hướng bị giới hạn bởi khả năng hình thành cả
hai chất dinh dưỡng trong vùng chuyển tiếp. Khái niệm này phù hợp với hệ sinh thái nhiệt đới
trên mặt đất hạn chế của P (Vitousek 1984 ) và hệ thống biển giới hạn N (Howarth và
Marino 2006 ). Dọc theo độ dốc của biển-đất, giới hạn dinh dưỡng khác nhau này có thể làm thay
đổi sự phân hủy của chất hữu cơ và với dung dịch SOC. Theo Feller và cộng sự ( 2002 ), P thụ
tinh dẫn đến sự phân hủy các chất hữu cơ trong đất tăng lên ở tất cả các vị trí kiểm tra của rừng
ngập mặn dọc theo độ dốc này và suy luận rằng các rừng ngập mặn theo hướng biển gắn liền với
tỷ lệ phân hủy cao hơn rừng ngập mặn ven biển. Điều này mâu thuẫn với các nồng độ SOC lớn
hơn trong đất của rừng ngập mặn biển (ví dụ: rừng ngập mặn theo hướng biển ở quy mô nhỏ) so
với rừng ngập mặn cửa sông (ví dụ: rừng ngập mặn theo hướng đất ngập nước ở quy mô nhỏ)
như Donato và cộng sự đã báo cáo. ( 2011 ). Một giải thích có thể cho mâu thuẫn này có thể là sự
khác biệt về quy mô và tính năng chức năng của rừng ngập mặn theo cách mà, ví dụ, một loài
ngập mặn biển khác với chức năng sinh học của nó từ rừng ngập mặn cửa sông. Do đó, câu hỏi
vẫn là liệu một yếu tố lái xe chung có tồn tại hay không, điều này sẽ điều chỉnh các trữ lượng

SOC trong đất ngập mặn không phụ thuộc vào tính chất của biển và cửa sông.
Để làm rõ điều này, chúng tôi tiến hành khảo sát sinh học về sinh học dọc theo độ dốc trên biển
theo quy mô vùng, bao gồm ba hệ sinh thái rừng ngập mặn tương tự ở Indonesia bao gồm rừng
ngập mặn biển và cửa sông ở các trạng thái suy thoái khác nhau. Chúng tôi giả thiết rằng lượng
SOC chứa trong đất ngập mặn là một yếu tố tác động lẫn nhau giữa vị trí của rừng ngập mặn dọc
theo độ dốc của đất liền và do đó kết quả gradient chất dinh dưỡng ảnh hưởng đến chất lượng và


sự phân huỷ của chất hữu cơ được sản xuất và tái chế bởi các loài thích nghi với tình hình tương
ứng.
Đi đến:

Vật liệu và Phương pháp
Các điểm nghiên cứu và sơ đồ lấy mẫu
Để đảm bảo các yêu cầu của một nghiên cứu quy mô lớn, các địa điểm nghiên cứu được phân bố
trên Indonesia với khoảng cách vài trăm cây số giữa (Hình 1 ). Indonesia được chọn vì đây là
quốc gia có diện tích rừng ngập mặn lớn nhất với tỷ lệ mất rừng ngập mặn cao nhưng vẫn tạo ra
sự đa dạng cao của các hệ sinh thái rừng ngập mặn khác nhau (Giri và cộng sự, 2011 ). Các địa
điểm nghiên cứu bao gồm ba loại rừng ngập mặn lớn như rừng ngập mặn cửa sông thuộc rừng
ngập mặn ven biển của quốc gia bị suy thoái và chưa suy dinh dưỡng là các đối tượng của nghiên
cứu này. Ví dụ, một kênh thủy triều điển hình của rừng ngập mặn cửa sông chưa được phân loại
được thể hiện trong hình 2 . Tổng quan về tất cả các trạm lấy mẫu được trình bày trong
Bảng 1 . Phá án Segara Anakan ở Nam Trung Java đã được chọn là một trường hợp điển hình cho
rừng ngập mặn cửa sông suy thoái (DE). Các đầm phá, nơi mà sông Citanduy thải ra, đã từng
được bao phủ bởi một khu rừng ngập mặn dày đặc, nhưng nạn phá rừng nghiêm trọng, xói mòn
trong đất liền, sử dụng thâm canh nông nghiệp của vùng sâu, và công nghiệp ở các vùng phía
đông đầm phá đã dẫn đến tình trạng suy thoái hiện tại (Yuwono et al 2007 ). Ngày nay, thảm thực
vật đầm phá bị ảnh hưởng bởi các loài halaphyt cây bụi ( Derris trifoliata và Acanthus
ilicifolius ) và một hỗn hợp các cây ngập mặn tái sinh nhỏ của các loài khác nhau thường xuyên
được làm sạch trước khi đạt đến kích thước cây. Do đó, chúng tôi cho rằng hệ sinh thái rừng ngập

mặn này bị suy thoái nặng nề. Do lớp phủ thảm thực vật phủ đầy, không thể quan sát được một
gradient thực vật theo thời gian từ cạnh bờ biển tới vùng nội địa. Do đó, lấy mẫu được thực hiện
tại bốn mẫu thực vật khác nhau đại diện cho đầm phá này: (1) khu vực chỉ được bao phủ
bởi Derris trifoliata và Acanthus ilicifolius (DE1); (2) khu vực được bao bọc bởi loài Nypa
fruticans và Derris trifoliata (DE2); (3) pha trộn trẻ hơn (trung bình 4 năm) của các loài cây ngập
mặn khác nhau (DE3); và (4) hỗn hợp cũ (trung bình 6 năm) của các loài cây ngập mặn khác
nhau (DE4).

Hình 1
Các địa điểm mẫu ở các khu vực rừng ngập mặn khác nhau ở Indonesia. Ở miền nam Java, đầm
phá Segara Anakan ( DE ), và ở phía đông Kalimantan, cửa sông Berau ( UE ) được lấy mẫu. Các
khu rừng ngập mặn không có ảnh hưởng của cửa sông được lấy mẫu tại Quần đảo Togian, ...

Hình 2
Kênh triều điển hình trong rừng ngập mặn cửa sông. Ảnh chụp ở trung tâm của cửa sông Berau.


Bảng 1
Tổng quan về tất cả các địa điểm lấy mẫu và vị trí địa lý tương ứng
Đối với rừng ngập mặn tự nhiên chưa được đánh giá (UE), phần lớn chỉ có ít loài đã bị suy thoái
về mặt sinh học ở cửa sông Berau ở phía đông Kalimantan. Cửa sông Berau khoảng 40 km về
phía thượng lưu và có chiều rộng tối đa khoảng 25 km. Nuôi trồng thủy sản nuôi tôm diễn ra,
nhưng loại hình sử dụng đất này đang ở giai đoạn đầu. Khu vực lưu vực sông Berau tương ứng
với Berau Regency, trừ phần phía đông nam của nó. Các vùng sâu vùng xa bị chi phối bởi rừng
nhiệt đới nhiệt đới đã được dọn sạch một phần để trồng cọ dầu, khai thác mỏ hầm lò, hoặc khu
vực định cư. Trong cửa sông, đã có một đợt lấy mẫu từ bên ngoài đến bờ biển. (1) Là một giai
đoạn chuyển tiếp giữa rừng ngập mặn và đất liền, các mẫu đất từ một tiểu lưu vực nước ngọt nhỏ
được lấy. Cốt truyện này bị chi phối bởi thảm cỏ nonmangrove, mặc dù các loài thực vật phân lập
của Sonneratia sp ., Nypa fruticans và Acanthus ilicifolius đã được tìm thấy (UE1). (2) Khu vực
định hướng hòn đảo thứ hai nằm dưới ảnh hưởng ít nước ngọt bởi vì nó nằm trong một kênh thủy

triều nối với biển mà không nhận được đầu vào trực tiếp từ sông. Thực vật được cấu tạo hoàn
toàn bởi các loài cây ngập mặn, với Bruguiera sexangula , Rhizophora stylosa , và Xylocarpus
granatum chiếm ưu thế (UE2). (3) Gần biển và phần giữa của cửa sông, Bruguiera
sexangula và Rhizophora apiculata chiếm ưu thế (UE3). (4) Trạm biển xa nhất được lấy mẫu trực
tiếp tại khu vực chính của cửa sông. Chỉ có loài cây ngập mặn được quan sát thấy với sự thống trị
của Sonneratia alba (UE4).
Các khu rừng ngập mặn biển tự nhiên chưa được đánh giá (UM) được lấy mẫu trên đảo Togian
Islands. Các đảo này nằm ở Vịnh Tomini ngoài khơi bờ biển Trung tâm Sulawesi. Do sự thiếu
sông, những rừng ngập mặn này nằm dưới điều kiện biển mà không bị ảnh hưởng bởi vùng sâu,
ngoại trừ đôi khi xảy ra các cuộc chạy tràn bề mặt sau các sự kiện bão. Rừng ngập mặn trên quần
đảo Togian đã được tìm thấy trong điều kiện nguyên sơ. Ghi chép việc sử dụng văn hoá dưới
nước hoặc không thể quan sát được gỗ. Việc lấy mẫu được thực hiện trên một dải từ bốn dãy hẻm
đến bờ biển với UM1 là đất liền nhất và UM4 là vị trí biển xa nhất. Tại trạm tiếp đất nhất
(UM1), Bruguiera sp. đã thống trị với chỉ một vài cây của Rhizophora sp., và tại UM2, một hỗn
hợp của Bruguiera sp. và Rhizohora sp. đã được tìm thấy, trong khi tại UM3 (trạm biển), chỉ
có Rhizophora sp. có thể được quan sát. Tại UM4, vành đai ngoài của dải rừng ngập mặn với sự
bắt đầu hóa của Rhizophora sp. bởi cỏ biển, cỏ biển là trong sự thống trị.
Số liệu thủy triều được thu thập dựa trên chương trình "WXtide32" để dự đoán thủy triều. Các dải
thủy triều trung bình được tính là 1,75 m đối với cửa sông không được đánh giá (0,5 m trong thủy
triều xuống 3 m vào mùa thủy triều), 1 m đối với cửa sông bị xuống cấp (0,5 m trong thủy triều
xuống đến 1,5 m trong mùa thủy triều) và 0,75 m đối với các khu rừng ngập mặn biển (0,5 m
trong giai đoạn thủy triều xuống 1 m vào mùa xuân). Các kết quả được mô hình hóa bởi chương
trình này có thể được coi là hợp lệ bởi vì một nghiên cứu khác đo lường các giá trị tương đương
cho đầm Laguna Segara Anakan (Holtermann và cộng sự, 2009 ).
Lấy mẫu


Các mẫu đất được lấy ở tất cả các ô trong bãi triều trong suốt thời gian triều thấp bằng cách sử
dụng một đường ống có đường kính 3.7 cm. Khả năng nén đất của lõi đất được tính đến bằng
cách nhân các lõi đến độ sâu khoan và đường kính trong của lõi. Độ sâu lấy mẫu tối đa là 3 m đã

đạt được trong trường hợp tất cả các khu vực ở Segara Anakan (DE) và trạm tiếp đất nhất ở Quần
đảo Togian (UM1). Cửa sông Berau được lấy mẫu với độ sâu tối đa 2 m đối với UE2 và UE3 và 1
m đối với UE1 và UE4. Độ sâu để lấy mẫu là 0,5 m đối với DE và UE và 0,2 m đối với UM. Mỗi
địa điểm được lấy mẫu với ba lần lặp lại. Trong trường hợp cả hai gradient (UE và UM), bản sao
được chọn ngẫu nhiên trong vài chục mét bên cạnh nhau. Trong trường hợp mẫu lấy mẫu thực vật
ở DE, bản sao được phân tán ngẫu nhiên trong mỗi mô hình thảm thực vật đồng nhất với khoảng
cách lên đến vài trăm mét giữa các bản sao (Bảng 1 ). Tất cả các mẫu được sấy bằng không khí
để tránh bất kỳ sự thay đổi nào trong quá trình vận chuyển và bảo quản. Các mẫu thực vật được
lấy ngẫu nhiên từ các loài phổ biến nhất với sự khác biệt giữa các mẫu rễ và lá. Giống như các
mẫu đất, các mẫu thực vật đã được làm khô bằng không khí trên thực địa.
Xử lý mẫu
Các mẫu đất khô đã được nghiền nhẹ để phá huỷ cốt liệu khô và để cho phép sàng lọc tiếp theo
để loại bỏ các chất hữu cơ thô như những phần lớn hơn của rễ tươi. Việc sàng sàng được tiến
hành với kích thước lưới 8mm và không ảnh hưởng đến kết cấu của đất vì phần thô chiếm trong
tất cả các mẫu đã được cát với không có sỏi hoặc đá.
Cácbon hữu cơ (OC), nitơ tổng số (TN), δ 13 C, và δ 15 N được đo bằng máy phân tích nguyên tố
kết hợp với một đồng vị quang phổ khối lượng tỷ lệ đồng vị (EA-IRMS, Isotope Cube ® ,
Elementar Analysensysteme GmbH, Hanau, liên kết với Isoprime Mass Spectrometer ® , Isoprime
Ltd., Cheadle Hulme, Anh). Nếu cần thiết (nghĩa là tại UE4), cacbonat được loại bỏ bằng cách
khử trùng bằng HCl sau Harris và cộng sự. ( 2001 ). Mật độ khối lượng được tính bằng khối
lượng lớp vỏ đất và trọng lượng khô của mẫu. Trữ lượng cacbon được tính toán dựa trên nồng độ
SOC và mật độ lớn, với các độ sâu khác nhau.
Các chất dinh dưỡng có thể chiết xuất nước được xác định bằng cách tách nước: 10 g mẫu đất
khô đã được chiết xuất với 50 mL nước deion hoá (18 MΩ cm -1 ). Sau đó, lọc nước được lọc
<0,45 μm bằng các bộ lọc màng polyethersulfone (Supor ® -450, Pall Life Sciences, Cảng
Washington, NY) và đo bằng plasma kết hợp cùng với quang phổ phát xạ quang học (ICP-OES,
Varian 725-ES , Varian Inc. Palo Alto, CA) cho P. NO 3- N và NH 4- N có thể chiết xuất trong cùng
một chiết xuất với một máy phân tích dòng chảy liên tục (CFA, San ++ , Skalar Analytical BV,
Tinstraat 12, 4823 AA, Breda, Hà Lan). Tổng P được xác định bằng cách nghiền 1 g mẫu đất (2 h
đoạn đường nối với 250 ° C h -1 và 4 giờ ở 500 ° C), và sau đó chiết với 10 ml: 1.0 mol L -1 HCl

và pha loãng 1 : 5 với nước deionized. Tương ứng với chiết xuất nước, các chiết xuất axit được
lọc ở <0,45 μm và đo bằng P bởi ICP-OES.
Tuổi radiocarbon thông thường được ước tính dựa trên các phép đo 14 C bằng phương pháp phổ
khối lượng gia tốc (AMS, 3MV Tandetron Accelerator, HVEE, Amersfoort, Hà Lan) của một số
lượng nhỏ 7 mẫu từ cửa sông chưa được phân loại và khu vực rừng ngập mặn ven biển chưa bị
phân huỷ (UE và UM) . Do sự xáo trộn thường xuyên trong cửa sông bị suy thoái (DE) nên các
mẫu này không được tính đến. Các mẫu từ các cửa sông không được đánh giá (UE2, UE3, UE4,
từng được ghép từ ba lần lặp lại) bắt nguồn từ độ sâu từ 50 đến 100 cm, và các mẫu từ các khu
rừng ngập mặn biển không phân huỷ (UM1, UM2, UM3, UM4), từng được ghép từ ba lần lặp
lại ) bắt nguồn từ độ sâu từ 60 đến 100 cm.
Đi đến:


Các kết quả
Các kết cấu của đất ngập mặn từ các cửa sông (DE, UE) thay đổi theo phạm vi rộng với thành
phần giữa đất sét, cát và đất sét trong trường hợp DE và các thành phần giữa đất sét bùn, cát
loamy và đất sét silic trong trường hợp của UE. Do lượng chất hữu cơ cao, nên đất đai của các
loài cây ngập mặn biển không phân huỷ (UM) không thể mô tả được như đất khoáng (DE,
UE). Do đó, kết cấu của họ được mô tả đơn giản là "hữu cơ" (Bảng 2 ). Mật độ khối lượng của
đất ngập mặn ở cửa sông, là đất khoáng của các kết cấu khác nhau, cao hơn mật độ khối lượng
của đất hữu cơ cao từ biển rừng ngập mặn (UM: 0,18-0,27 g cm -3 , Bảng 2 ). Ngược lại, nồng độ
OC cao nhất trong đất ngập mặn biển (UM: 172,6-262,4 mg / kg), đất ngập mặn trung vị ở rừng
ngập mặn chưa được đánh giá (UE: 15,3-85,1 mg / s) và nhỏ nhất ở rừng ngập mặn cửa sông
thoái hóa đất (10.7-46.0 mg g -1 , Bảng 2 ). Kết quả là, các kho dự trữ SOC cho thấy có sự khác
biệt đáng kể giữa ba loại rừng ngập mặn chính là DE, UE và UM (Hình 3 ). Trữ lượng OC tối đa
nằm trong mốc đất ngập mặn trên cùng của rừng ngập mặn được tìm thấy trong rừng ngập mặn
biển với khoảng 570 Mg ha -1 . Đây là gần gấp đôi lượng SOC tối đa của các khu vực rừng ngập
mặn cửa sông chưa được đánh giá (UE khoảng 310 Mg ha -1 ) và khoảng gấp ba lần lượng SOC
tối đa của các cửa sông bị suy thoái (DE). Các mẫu cát hữu cơ của các mẫu đất lấy sâu hơn 1 m
thể hiện sự khác biệt tương đối giống nhau (Hình 4 ). Tổng cộng, đất của rừng ngập mặn biển

được lưu giữ nhiều OC hơn trên một lượng đất so với rừng ngập mặn cửa sông. Thêm vào đó,
chúng tôi quan sát thấy một vùng biển trên biển đối với các hệ sinh thái rừng ngập mặn chưa
được phân loại, bất kể biển hoặc cửa sông có trữ lượng SOC cao hơn về phía nội địa trong cả hai
trường hợp (Hình 4 ).

Hình 3
Trữ lượng cacbon hữu cơ trong đất của tất cả các trạm của đồng hồ trên cùng của đất ngập
nước. Hình ảnh là ba thiết lập rừng ngập mặn với DE = cửa sông bị suy thoái (Segara
Anakan), UE = cửa sông không được đánh giá (cửa sông Berau) và ...

Hình 4
Các bon hữu cơ carbon ( SOC ) của tất cả các trạm có độ sâu mẫu.Việc lấy mẫu được giới hạn ở
độ sâu tối đa là 3 m do kỹ thuật lấy mẫu hoặc độ dày lớp trầm tích nhỏ. Dữ liệu sẵn có cho thấy
độ sâu lấy mẫu có thể. Phân bố đồng nhất ...

ban 2


Tổng quan các thông số đo được của đất. Giá trị được biểu thị là giá trị trung bình của n ≥ 3; độ
lệch tiêu chuẩn được nêu trong ngoặc đơn.OC, C / N, δ 13 C, và δ 15 N được đo bằng EA-IRMS. Tổng
số P đã được đo ...
Lá và rễ của các loài cây ngập mặn có tỉ lệ C / N tương đối đối với rừng ngập mặn trên cây (lá
33-81, rễ cây 36-143) và các loài halophytes bụi rậm xâm chiếm rừng ngập mặn bị suy thoái (ví
dụ lá Acanthus ilicifolius và Derris trifoliata , khoảng 19; 3 ). Sự khác biệt chính giữa tỉ lệ C / N
của đất xuất hiện giữa rừng ngập mặn biển (UM) và rừng ngập mặn cửa sông (UE, DE;
Hình 5 A). Đất của rừng ngập mặn biển có tỷ lệ C / N cao hơn so với rừng ngập mặn cửa
sông. Sự khác nhau giữa cửa sông thoái hoá và không được đánh giá là không đáng kể và không
có xu hướng rõ ràng. Tuy nhiên, tỷ lệ C / N cao nhất trong đất ngập mặn của rừng ngập mặn được
tìm thấy dưới rừng ngập mặn không phân huỷ (UE2). Ở đất ngập mặn của rừng ngập mặn, tỷ lệ C
/ N không thay đổi theo độ sâu của đất, trong khi đất ngập mặn biển, tỷ lệ C / N tăng lên theo

chiều sâu (Hình 5 A).

Hình 5
Tỷ lệ C / N (a), 13C (b), 15N (c) và nồng độ P có thể tháo dỡ được của đất ở tất cả các trạm và
trầm tích sông của các dòng sông xả khi có cửa sông. Tất cả các trạm được biểu thị như được mô
tả trong Bảng ...

Bảng 3
Tỷ số C / N và giá trị δ 13 C của các loài thực vật rừng ngập mặn khác nhau
Các giá trị δ 13C của cây ngập mặn được kiểm tra như là nguồn rác thải dao động từ -33 đến -25
‰ đối với lá và từ -29 đến -26 ‰ đối với rễ không có sự khác biệt giữa rừng ngập mặn thực vật
và các loài halophytes bụi. Đất ngập mặn biển cho thấy δ 13 C giá trị gần -28 ‰ với biến thể rất
ít. Không giống như vậy, đất δ 13C giá trị của đất rừng ngập mặn cửa sông biến đổi khác nhau, từ


-28 ‰ đến -25 ‰ trong rừng ngập mặn cửa sông suy thoái và từ -30 ‰ đến-28 ‰ trong một
phân không suy giảm. Trong trường hợp cửa sông thoái hóa, δ 13 C tăng với độ sâu tại DE1 và
DE3. Tất cả các trạm khác không cho thấy bất kỳ sự phụ thuộc sâu sắc nào (Hình 5 B). Sự khác
biệt rõ nét hơn đã được tìm thấy trong khoảng δ 15 N giữa vùng đất ngập mặn biển và đất rừng
ngập mặn. Trong khi đất ngập mặn ven biển có δ 15 N -0.6 đến 0.7 ‰, đất rừng ngập mặn của
rừng ngập mặn có giá trị rõ ràng là 2.5 đến 7.2 ‰ (Hình 5 C). Không có sự khác biệt có ý nghĩa
giữa đất rừng ngập mặn estuarine chưa bị phân huỷ và suy thoái, mặc dù δ 15 N giá trị mở rộng
phạm vi rộng hơn ở khu vực rừng ngập mặn.
Khả năng thấm nước của đất ngập mặn khác nhau có ý nghĩa thống kê giữa rừng ngập mặn biển
với rừng ngập mặn; một lần nữa, không có sự khác biệt giữa hai loại cửa sông (Hình 5 D). Đất
ngập mặn biển thể hiện lượng P thể nước chiết xuất được cao nhất, từ 2,3 đến 6,3 mg / kg2 , trong
khi đó đất ngập mặn sông ngòi có nồng độ nhỏ <2 mg kg -1 (Hình 5 D). Tổng hàm lượng P của
đất khác nhau giữa rừng ngập mặn biển và sông ngòi, dao động từ 238 đến 345 mg kg -1 trong
biển và 162 đến 247 mg kg -1 trong đất ngập mặn của rừng ngập mặn. Không có sự khác biệt giữa
đất cửa sông suy thoái và không suy dinh dưỡng (Bảng 2 ).

Nồng độ NO3-N của đất thấp hơn giới hạn phát hiện ở tất cả các loại đất, trong khi nồng độ NH4N cho thấy sự khác biệt giữa các hệ sinh thái rừng ngập mặn khác nhau. Nồng độ NH 4- N thấp
nhất trong đất của cửa sông bị suy thoái (5.4-14.9 mg kg -1 ), trung gian trong đất của cửa sông
không được đánh giá (8.0-34.8 mg kg -1 ) và cao nhất trong đất ngập mặn biển (31.9- 43,9 mg kg 1
, Bảng 2 ).
Tuổi thạch radiocarbon thông thường trung bình của các mẫu từ cửa sông chưa được phân loại là
350 ± 315 năm BP (UE2: 633 ± 30 năm BP, UE3: 406 ± 23 năm BP, UE4: 10 ± 25 năm BP),
trong khi tuổi trung bình chưa được đánh giá trung bình là 69 ± 110 năm BP (UM1: 231 ± 25
năm BP, UM2: gần đây, UM3: 46 ± 2 năm BP, UM4: gần đây).
Đi đến:

Thảo luận
Sự khác biệt rõ rệt giữa trữ lượng SOC biển và cửa sông là tốt so với các nghiên cứu khác ở quy
mô nhỏ hơn. Kauffman et al. ( 2011 ) tìm thấy đất ngập mặn ven biển theo định hướng biển
(UM3, UM4) để chứa 354-377 Mg ha -1 m -1 , đất ngập mặn biển nội địa (xem UM2) 380-424 Mg
ha -1 m -1 , và đất rừng ngập mặn trên đất liền (xem UM1) 480-503 Mg ha -1 m -1 . Fujimoto et
al. ( 1999 ) đã tìm thấy các kho SOC ở 544-682 Mg ha -1 m -1 trong một rừng ngập mặn biển
Micronesian, cũng phù hợp với các quan sát của chúng ta. Donato và cộng sự ( 2012 ) đã báo cáo
trữ lượng SOC ở rừng ngập mặn biển tại các hòn đảo Yap và Palau khoảng 465 Mg ha -1 m -1 trong
cả hai trường hợp. Một nghiên cứu khác của các tác giả nghiên cứu về rừng ngập mặn ven sông
đã tìm thấy các trữ lượng SOC từ 1000 đến 1200 Mg ha -1 dựa trên mẫu có độ sâu 3 m, tương
đương 330-400 Mg ha -1 m -1 đối với mẫu đất đầu tiên Donato và cộng sự, 2011. ). Murdiyarso và
cộng sự ( 2015 ) cho thấy trữ lượng SOC cao ở mức 1083 Mg ha -1 dựa trên độ sâu đất 2 m ở rừng
ngập mặn Indonesia. Điều này tương đương 542 Mg ha -1 m -1 , một mức độ mà chúng ta quan sát
thấy đối với đất ngập mặn biển. Trái với điều này, trữ lượng SOC của rừng ngập mặn Sundarban
(loại cửa sông) ước tính tương đối thấp với 38-87 Mg ha -1 m -1 dựa trên chiều sâu lấy mẫu 30 cm
(Ray và cộng sự, 2011 ). Về các yếu tố kiểm soát duy nhất của các cổ phiếu SOC, cần phải lưu ý
rằng đất rừng ven sông và ven biển có nhiều mật độ và mật độ lưu trữ khác nhau. Đất ngập mặn
sông ngòi có mật độ khối lượng lớn gấp 4 lần so với đất ngập mặn biển (0,33-0,80 g cm -3 và
0,18-0,27 g cm -3 ), trong khi nồng độ cácbon trong đất cao gấp 25 lần các loại đất của rừng ngập
mặn biển (từ 11 đến 85 mg SOCg -1 và từ 170 đến 260 mg SOCg -1 ). Thực tế là rừng ngập mặn



biển cho thấy trữ lượng SOC cao hơn mặc dù mật độ đất thấp ở mức thấp khiến mật độ OC là yếu
tố kiểm soát nổi bật nhất. Chúng ta có thể kết luận rằng dữ liệu của chúng tôi về trữ lượng SOC
của rừng ngập mặn phù hợp với các dữ liệu đã công bố trước đây cho thấy một loạt các trữ lượng
SOC cao cho rừng ngập mặn biển và trữ lượng SOC thấp hơn đối với rừng ngập mặn cửa
sông. Liên quan đến sự so sánh của chúng, chúng tôi đề nghị chuyển đổi sang độ sâu đất thống
nhất (ví dụ: 1 m) vì dữ liệu thường được đề cập đến tổng chiều sâu của đất hoặc độ sâu lấy mẫu
tối đa.
Xét đến rừng ngập mặn bị suy thoái, đã có thông báo về mâu thuẫn liệu suy thoái có ảnh hưởng
đến SOC hay không. Sanders et al. ( 2014 ) tìm thấy sự lắng đọng của chất hữu cơ không phải là
cây con trong rừng ngập mặn bị suy thoái và do đó cho thấy sự tích tụ chất hữu cơ cao hơn ở
rừng ngập mặn bị suy thoái, mặc dù không thảo luận về vai trò của một vùng sâu trong đất đã bị
suy thoái, tạo ra sự xói mòn cao, Một cuộc điều tra về rừng ngập mặn ở Caribê cho thấy không có
sự khác biệt về tỷ lệ trầm tích nhưng hàm lượng SOC cao hơn trong rừng ngập mặn không phân
huỷ. (Granek và Ruttenberg 2008 ). Theo kết quả nghiên cứu này, chúng tôi quan sát thấy các kho
dự trữ SOC nhỏ nhất của tất cả các ô mẫu dưới rừng ngập mặn bị suy thoái, kết luận rằng suy
thoái đã giảm tác động đến các trữ lượng SOC của rừng ngập mặn.
Liên quan đến các loài SOC khác nhau giữa rừng ngập mặn biển và cửa sông, có vẻ như đất của
đất biển đã trôi dạt trong một thời gian dài hơn, trong khi đất cửa sông đang bị phân tán và bị ăn
mòn. Tuy nhiên, dữ liệu sẵn có về độ tuổi của cácbon radiocarbon cho thấy đất biển chưa bị phân
huỷ còn nhỏ hơn đất cửa sông chưa được phân loại. Ngoài những khác biệt rõ rệt về trữ lượng
SOC giữa các loại rừng ngập mặn khác nhau, sự chênh lệch giữa các loại rừng ngập mặn trên đất
SOC với các loại rừng ngập mặn và rừng ngập mặn ven biển đã được quan sát cho thấy các nhân
tố kiểm soát bổ sung của trữ lượng SOC (Hình 3 , 44 ).
Để hiểu được các nguyên nhân gây ra biogeochemical về sự hình thành của SOC, việc giải quyết
sự tương tác giữa các gradient hạn chế chất dinh dưỡng dọc theo các hệ thống và sự phân hủy của
chất hữu cơ là rất quan trọng. Một gradient độ mặn có thể được loại trừ để kiểm soát SOC các cổ
phiếu trong trường hợp của chúng tôi, vì sự mặn tạo thành hai cụm độc lập và không có tương
quan với SOC. Sự tiếp xúc và thoát nước khác nhau cũng có thể ảnh hưởng đến sự phát triển của

rễ và do đó hình thành OM. Tuy nhiên, vì dải triều ở UM với trữ lượng OC lớn nhất là trung gian
và có thể so sánh với dải triều ở khu vực rừng ngập mặn với trữ lượng SOC cao nhất và thấp nhất
(UM và DE), biến này không thể giải thích được các trữ lượng OC khác nhau.
Do các loại cây ngập mặn được biết đến là có hiệu quả đặc biệt trong việc hấp thụ các chất dinh
dưỡng từ lá trước khi rơi rụng (Rao và cộng sự, 1994 , Hörtensteiner và Feller 2002 ), tỉ lệ C / N
cao cho sự xâm nhập của đất. Chúng tôi tìm thấy tỉ lệ C / N của lá tươi lên tới 81 và có gốc tươi
là 143 để hỗ trợ phát hiện này (Bảng 3 ). Như vậy, tỷ lệ C / N tương đối cao trong đất ngập mặn
là kết quả. Thật vậy, nó đã được hiển thị trong một thí nghiệm litterbag với kích thước lưới 1
mm2 bởi Bosire et al. ( 2005 ) rằng mùn chà là rừng ngập mặn được phân hủy bởi mesofauna
trong vài tuần đầu tiên, dẫn đến tỷ lệ C / N ổn định khoảng 40, điều này vẫn cho thấy sự phân hủy
của vi khuẩn. Điều này cũng tương tự như tỷ lệ C / N quan sát được đối với đồng hồ trên cùng
của đất ngập mặn biển trong nghiên cứu này, nhưng cao hơn nhiều so với các đối tượng cửa sông
(Hình 5 A). Vì vậy, có thể kết luận rằng chất lượng rác thải là một yếu tố kiểm soát của các cổ
phiếu SOC. Khả năng phân hủy thấp của lứa đẻ gây ra hạn chế N bổ sung cho rừng ngập mặn
biển, có thể được khắc phục bằng sự cố định N 2 qua trung gian cộng sinh, một phương pháp sử
dụng nhiều năng lượng để thích ứng với các hạn chế N cụ thể (Sengupta và Chaudhuri 1991 ;
Holguin et al., Bashan and Holguin2002 , Reef và cộng sự, 2010 ). Số liệu của chúng tôi cho thấy
rằng con đường bổ sung này của đầu vào N đặc biệt được sử dụng bởi rừng ngập mặn biển và chỉ


ở mức độ thấp hơn do rừng ngập mặn cửa sông. Thứ nhất, sự gia tăng tỷ lệ C / N với độ sâu của
đất đối với rừng ngập mặn biển (UM1, Hình 5 A) có thể là một dấu hiệu cho nguồn N bổ sung tại
bề mặt đất bên cạnh vật chất hữu cơ. Thứ hai, δ 15 N giá trị của đất ngập mặn biển (UM 1-4,
Hình 5 C) gần 0 ‰, do đó rất gần với δ 15 N tỷ lệ không khí, đó là một gợi ý mạnh mẽ để thống trị
N 2 cố định ( Fogel và cộng sự, 2008 ). Ngược lại với điều này, đất ngập mặn của rừng ngập mặn
biểu hiện rõ ràng các giá trị δ 15 N, cho thấy rằng các quá trình thu được N chiếm phần lớn phân
lập đồng vị mạnh hơn sự cố định N 2 (DE 1-4, UE 1-4, Hình 5 C). Do đó, cần phải tính đến việc
tái sử dụng thâm canh N hoặc các nguồn bổ sung N như cây con nonmangrove với tỷ lệ C / N
nhỏ hơn hoặc vận chuyển cửa sông N từ nội địa để giải thích sự phân giải cao của OC trong đất
ngập mặn của rừng ngập mặn. Trên thực tế, chúng tôi quan sát thấy tỷ lệ C / N cây thấp nhất

khoảng 19 ( Derris trifoliata và Acanthus ilicifolius , Bảng 3 ) tại lô với trữ lượng SOC nhỏ nhất
trong số các địa điểm nghiên cứu, nơi một cộng đồng thực vật tiên phong tinh khiết thay thế thực
vật rừng ngập mặn , Hình 3 ,,5A). 5 A). Điều này, trong bối cảnh các cổ phiếu SOC nói chung ở
toàn bộ cửa sông bị suy thoái (DE), cho thấy sự suy thoái rừng ngập mặn gây ra sự cạn kiệt
nguồn nước biển dâng bằng cách đẩy nhanh tỷ lệ luân chuyển của SOC bằng cách cung cấp các
nguồn chất hữu cơ thay thế với tỷ lệ C / N nhỏ hơn thông qua sự thay đổi cộng đồng trong thảm
thực vật .
Tuy nhiên, những khác biệt trong thành phần cộng đồng không phải là lý do duy nhất đối với cổ
phiếu SOC nhỏ trong rừng ngập mặn cửa sông, cũng như các rừng ngập mặn cửa sông
undegraded (UE 2-4) cho thấy nói chung là cổ phiếu SOC nhỏ mà đang giảm dọc theo độ dốc đất
đối biển (Hình . 3 ). Điều này có thể do ảnh hưởng của các nguồn chất hữu cơ từ nội địa đến cửa
sông đất ngập mặn, như được chỉ ra bởi δ 13 giá trị C của các lô tương ứng. Trong khi đất ngập
mặn biển (UM 1-4) cho thấy tương đối thống nhất δ 13 giá trị C khoảng -28 ‰, mà là tương tự
như các chất hữu cơ trong lành của rừng ngập mặn phát triển ở đó và chỉ ra thêm doanh thu thấp
hơn của vật chất hữu cơ (Bảng 3 ), các δ 13 giá trị C của đất cửa sông ngập mặn trải rộng trên một
phạm vi rộng lớn hơn và khác nhau để các nguồn đầu vào địa phương (Hình. 5 B, Bảng 3 ).
Một chất dinh dưỡng thực vật quan trọng bên cạnh N là P, mà ứng xử trái với N trong nghiên cứu
của chúng tôi. So với các loại đất ngập mặn cửa sông, đất biển triển lãm nồng độ cao hơn của
nước chiết, do đó, nhà máy-sẵn P. hữu vấn đề chính nó là khó xảy ra như là nguồn gốc của P
nước chiết, như không có sự tương quan giữa tổng P và P nước chiết của đất quan sát (Hình. 6 ).
Điều này cho thấy nước biển là nguồn chính cho P nước chiết trong trường hợp của rừng ngập
mặn biển. Dữ liệu có sẵn cho các báo cáo Biển Molucca PO 4 nồng độ khoảng 3,4 mg m -3 (Reid
và Mantyla 1994). Chúng tôi giả định nồng độ thấp này là đủ, bởi vì rừng ngập mặn thường
xuyên cung cấp với nước biển trong lành bởi thủy triều ban ngày. Nó được biết đến như rõ rằng
cột nước của embayments ven biển cạn nắm giữ lên đến phần hai mươi của các cổ phiếu P của
sinh khối đứng của rừng ngập mặn liền kề (Eyre và McKee 2002 ), được có khả năng xâm nhập
vào đất ngập mặn biển qua các đầu vào ban ngày của nước biển trong lành bởi thủy triều.

Hình 6
Nước chiết P so với tổng số P của đất ngập mặn từ tất cả các trạm. Một tương quan nghèo của cả

hai thông số cho thấy một nguồn P khác hơn so với đất riêng của mình.
Trong trường hợp của rừng ngập mặn cửa sông, nơi cung cấp P từ biển đang giảm dần như được
chỉ ra bởi P nước chiết nhỏ (Hình. 5 D), các vùng nội địa có thể được loại trừ khả năng như một


nguồn P càng tốt cũng như nồng độ P nước chiết của các trầm tích sông thấp hơn nhiều so với
những người của đất ngập mặn tương ứng (Hình. 5 D). Kết luận này là bổ sung phù hợp với ý
tưởng chung của các hệ sinh thái nhiệt đới trên đất liền P-giới hạn (Vitousek 1984 ). Nồng độ P
cao hướng ra biển so với đất liền rừng ngập mặn theo định hướng như quan sát cho các hệ sinh
thái rừng ngập mặn undegraded trong nghiên cứu của chúng tôi đã được tìm thấy cũng trong một
nghiên cứu về sinh khối rễ của rừng ngập mặn dọc theo một con dốc đất đối biển (Adame et
al. 2014). Rừng ngập mặn dễ bị biển có sinh khối rễ lớn hơn do nội dung cao hơn của thực vật có
sẵn P so với rừng ngập mặn trong đất liền tương ứng. Castañeda-Moya et al. ( 2013 ) nhận thấy
tác dụng ngược lại liên quan đến sinh khối rễ, mặc dù tăng P gradient từ đất liền với biển được
tương tự như vậy quan sát. Chúng tôi kết luận rằng rừng ngập mặn biển được cung cấp tốt với P
từ đại dương, trong khi rừng ngập mặn cửa sông bị phía bờ từ giới hạn P do nước biển pha loãng.
Do đó, rừng ngập mặn tại các địa điểm thay vì P-giới hạn phụ thuộc vào doanh thu SOC cao,
được hỗ trợ bởi tỷ lệ C / N thấp hơn của các trang web tương ứng, để trang trải nhu cầu P của họ.
Do cách tiếp cận khu vực nghiên cứu của chúng tôi, chúng ta có thể xác định hai quy mô của N
và P colimitation dẫn đến gradient đất đối biển vào cổ phiếu SOC. Quy mô đầu tiên là đặc điểm
chức năng khác nhau của các hệ sinh thái rừng ngập mặn để đối phó với colimitation này:
1. Trong rừng ngập mặn biển, nồng độ tương đối cao của tự do có sẵn P làm cho N là chất

dinh dưỡng hạn chế. Điều này dẫn đến sự tái hấp thu cao hơn của N từ lá đước, như đổ lá
ở mức thấp C N tỷ lệ / sẽ áp đặt một sự lãng phí không cần thiết của N bởi nhà máy. Một
sự lãng phí N phải được tránh hơn nữa, như N này phải được mua thêm với chi phí năng
lượng cao cho nhà máy bằng hệ cộng sinh N 2cố định từ không khí. Kết quả là một sự tích
tụ của các chất hữu cơ theo thời gian, như phân hủy các chất hữu cơ không phải là dự
được xúc tiến bởi có sẵn N cũng không cần thiết để cung cấp P của rừng ngập mặn, mà
kết quả trong cổ phiếu SOC lớn theo hướng nội địa, như rừng ngập mặn tuyên truyền về

phía biển.
2. rừng ngập mặn cửa sông Undegraded thường bị hạn chế do hạn chế P của họ. Do đó, nhu

cầu P của họ có khả năng bao phủ thông qua một phân hủy tăng của vật chất hữu cơ, đó là
tiếp tục tạo điều kiện bởi các tỷ lệ C / N thấp, thêm vào các nguồn N từ nội địa.
3. Các hiệu ứng này được củng cố hơn nữa nếu rừng ngập mặn cửa sông đang bị suy thoái,

vì xâm lược nhà máy tiên phong cung cấp rác với tỷ lệ thấp C / N.
Quy mô thứ hai là, mặc dù sự khác biệt trong hoạt động ở cấp độ hệ sinh thái, nồng độ của P
nước chiết một mình có thể giải thích cổ phiếu SOC trên toàn bộ khu vực ( R 2 = 0,89, P = 0,017,
hình. 7 ). Do đó, sự sẵn có của tự do có sẵn P dường như là động lực quan trọng nhất của các cổ
phiếu SOC trong tất cả các loại đất ngập mặn, bất kể biển của họ hoặc tính chất cửa sông.

Hình 7
Carbon hữu cơ đất ( SOC ) tập trung so với P nước chiết của chiến lợi phẩm đước từ tất cả các
trạm. Mối tương quan tốt cho thấy P là một yếu tố kiểm soát chính của SOC cổ phiếu.


Như kết quả của nghiên cứu này, chúng tôi không thể từ chối giả thuyết ban đầu của chúng tôi,
nhưng quy định đó chức năng tương tự như vậy bởi việc mở rộng ứng dụng của nó trong cách mà
P giới hạn điều chỉnh luồng sinh hóa trong hệ sinh thái rừng ngập mặn trên tất cả các quy mô và
đặc điểm chức năng. Phát hiện của chúng tôi có thể cung cấp proxy khả thi và dễ sử dụng để ước
tính trữ lượng các bon cho các chương trình PES và REDD: khoảng cách tương đối so với biển,
sự hiểu biết về biển hoặc cửa sông tự nhiên của hệ sinh thái rừng ngập mặn, và, nếu có, các Nước
nồng độ P chiết của đất đã cho phép ước tính đủ chính xác về cổ phiếu SOC ở Indonesia và có
khả năng toàn bộ khu vực Indo-Thái Bình Dương.
Đi đến:

Xung đột lợi ích
Không có tuyên bố.

Đi đến:

Lời cảm ơn
Chúng tôi muốn gửi lời cảm ơn Bộ Liên bang Giáo dục và Nghiên cứu (BMBF) tài trợ của tiểu
dự án này trong khuôn khổ dự án nghiên cứu chung Indonesia Spice III (mã 030F0644C tài trợ)
của Đức. Chúng tôi hơn nữa cảm ơn các đối tác của chúng tôi từ Trung tâm Leibniz Nhiệt đới
Marine Ecology (ZMT Bremen) để biết thông tin giá trị về các Anakan Lagoon Segara dựa trên
kinh nghiệm của họ ở địa phương làm việc của nhiều năm, cũng như tất cả các đối tác khác từ dự
án nghiên cứu chung Spice III (Khoa học về bảo hộ Indonesia ven biển Marine hệ sinh thái) cho
những đóng góp quý báu của họ. Chúng tôi cảm ơn Dani từ Malenge cho dịch vụ thuyền trong
khi lấy mẫu trên quần đảo Togian, Darjon từ Derawan cho hỗ trợ hậu cần trong khi lấy mẫu của
Berau cửa sông, và Aditya Windardi cho kiến thức địa phương của mình rừng ngập mặn tại
Segara Anakan.Để được trợ giúp của mình trong phân tích CFA André Specht từ Viện Dinh
dưỡng thực vật (Leibniz Đại học Hannover) được bắt đầu cho. Cuối cùng, chúng tôi đánh giá cao
sự giúp đỡ của Axel Steinhof từ Max-Planck-Viện Biogeochemistry tại Jena cho 14 phép đo C. Các
ấn phẩm của bài viết này được tài trợ bởi quỹ truy cập mở của Leibniz Universität Hannover.
Đi đến:

Tài liệu tham khảo
1. Adame MF, Teutli C., Santini NS, Caamal JP, Zaldívar-Jiménez A., Hernández R., et

al. 2014. gốc sinh khối và sản xuất của rừng ngập mặn bao quanh một đầm phá ven biển
nghèo dinh dưỡng đá vôi . Vùng đất ngập nước 34 : 479-488.
2. Alongi DM 2002. trạng thái hiện tại và tương lai của rừng ngập mặn trên thế giới . Môi

trường.Conserv. 29 : 331-349.
3. Alongi DM 2008. Rừng ngập mặn: khả năng phục hồi, bảo vệ khỏi sóng thần, và phản

ứng với biến đổi khí hậu toàn cầu . Estuar. Coast. Kệ Sci. 76 : 1-13.
4. Alongi DM 2011. thanh toán Carbon để bảo tồn rừng ngập mặn: hạn chế hệ sinh thái và


những bất ổn tiềm năng cô lập . Môi trường. Khoa học. Chính sách 14 : 462-470.


5. Ba-san Y., và Holguin G .. 2002. vi khuẩn kích thích tăng trưởng thực vật: một công cụ

tiềm năng để phục hồi rừng ngập mặn khô cằn . Cây 16 : 159-166.
6. Bosire JO, Dahdouh-Guebas F., Kairo JG, Kazungu J., Dehairs F., và Koedam N ..

2005. suy thoái rác và CN động trong các đồn điền trồng lại rừng ngập mặn tại Gazi Bay,
Kenya . Biol. Conserv. 126 : 287-295.
7. Breithaupt JL, Smoak JM, Smith TJ, Sanders CJ, và Hoare A .. 2012. tỷ lệ giữ cácbon hữu

cơ trong trầm tích rừng ngập mặn: tăng cường ngân sách toàn cầu . Toàn cầu
Biogeochem. Chu kỳ 26 : 1-11.
8. Breithaupt JL, Smoak JM, Smith TJ, và Sanders CJ. 2014. biến Temporal carbon và chôn

cất chất dinh dưỡng, bồi đắp phù sa, và tích lũy khối lượng trong thế kỷ qua trong rừng
ngập mặn nền tảng cacbonat của Everglades Florida . J. Geophys. Res. Biogeosci. 119 : 117.
9. Brinson MM, Lugo AE, và Brown S .. 1981. năng suất sơ cấp, phân hủy và hoạt động tiêu

dùng trong đầm lầy nước ngọt . Annu. Khán giả Ecol. Syst. 12 : 123-161.
10. Castañeda-Moya E., Twilley RR, và Rivera-Monroy VH. 2013. Phân bổ sinh khối và năng

suất sơ cấp ròng của rừng ngập mặn dọc theo gradient môi trường trong Florida Coastal
Everglades, Mỹ . Đối với. Ecol. Manage. 307 : 226-241.
11. Chmura GL, Anisfeld SC, Cahoon DR, và Lynch JC. 2003. hấp thụ carbon toàn cầu trong,

đất vùng đất ngập nước mặn thủy triều . Toàn cầu Biogeochem. Chu kỳ 17 : 1-22.
12. Dittmar T., Hertkorn N., Kattner G., và Lara RJ. 2006. Rừng ngập mặn, một nguồn chính


của carbon hữu cơ hòa tan vào đại dương . Toàn cầu Biogeochem. Chu kỳ 20 : 1-7.
13. Donato DC, Kauffman JB, Murdiyarso D., Kurnianto S., stidham M., và Kanninen M ..

2011. Rừng ngập mặn trong các khu rừng giàu cácbon nhất ở vùng nhiệt
đới . Nat. Geosci. 4 : 293-297.
14. Donato DC, Kauffman JB, Mackenzie RA, Ainsworth A., và Pfleeger AZ. 2012. trữ lượng

carbon Tổng số các đảo ở Thái Bình Dương nhiệt đới: tác động đối với bảo tồn rừng ngập
mặn và phục hồi vùng cao . J. Môi trường. Manage. 97 : 89-96. [ PubMed ]
15. Duarte CM, Middelburg JJ, và Caraco N .. 2005. Vai trò chủ yếu của thực vật biển trên

chu kỳ carbon đại dương . Biogeosciences 2 : 1-8.
16. Eyre BD, và McKee LJ. 2002. Carbon, nitơ, phốt pho và ngân sách cho một embayment

ven biển cận nhiệt đới cạn (Moreton Bay, Úc) . Limnol. Oceanogr. 47 : 1043-1055.
17. FAO. 2007. rừng ngập mặn trên thế giới 1980-2005 . Sẵn tại />
a1427e.pdf . (truy cập ngày 03 tháng 11 năm 2014).
18. Feller IC, McKee KL, Whigham DF, và O'Neill JP. 2002. nitơ so với giới hạn phốt pho

trên một gradient ecotonal trong một khu rừng ngập mặn . Biogeochemistry 62 : 145-175.


19. Fogel ML, Wooller MJ, Cheeseman J., Smallwood BJ, Roberts Q., Romero I., et

al. 2008. tác phẩm nitơ đồng vị khác thường âm ( δ 15 N) của rừng ngập mặn và địa y
trong một, hệ sinh thái vi khuẩn có chịu ảnh hưởng của nghèo dinh
dưỡng . Biogeosciences 5 : 1693-1704.
20. Fujimoto K., Imaya A., Tabuchi R., Kuramoto S., Utsugi H., và Murofushi T ..


1999. Belowground lưu trữ carbon của rừng ngập mặn Micronesian . Ecol. Res. 14 : 409413.
21. Giri C., Ochieng E., Tieszen LL, Zhu Z., Singh A., Loveland T., et al. 2011. Thực trạng và

phân bố rừng ngập mặn trên thế giới sử dụng dữ liệu vệ tinh quan sát trái
đất . Glob. Ecol. Biogeogr. 20 : 154-159.
22. Granek Những kiệt tác E., và Ruttenberg BI. 2008. Những thay đổi trong các quá trình

sinh học và vô sinh sau thanh toán bù trừ ngập mặn . Estuar. Coast. Kệ Sci. 80 : 555-562.
23. Harris D., Horwath WR, và van Kessel C .. 2001. Acid khử trùng đất để loại bỏ cacbonat

trước khi tổng cacbon hữu cơ hoặc carbon-13 phân tích đồng vị . Đất Sci. Soc. Là. J. 65 :
1853-1856.
24. Holguin G., Vazquez P., và Ba-san Y .. 2001. Vai trò của vi sinh vật trầm tích trong năng

suất, bảo tồn, phục hồi chức năng và các hệ sinh thái rừng ngập mặn: một cái nhìn tổng
quan . Biol. Fertil. Đất 33 : 265-278.
25. Holtermann P., Burchard H., và Jennerjahn T .. 2009. thủy động lực học của đầm phá

Segara Anakan . Reg. Môi trường. Thay đổi 9 : 245-258.
26. Hörtensteiner S., và Feller U .. 2002. trao đổi chất nitơ và tái huy động trong sự lão

hóa . J. Exp. Bot.53 : 927-937. [ PubMed ]
27. Howarth RW, và Marino R .. 2006. nitơ là chất dinh dưỡng hạn chế cho hiện tượng phú

dưỡng trong hệ sinh thái biển ven biển: đổi mới quan điểm hơn ba thập
kỷ . Limnol. Oceanogr. 51 : 364-376.
28. Inglett PW, Rivera-Monroy VH, và Wozniak JR. 2011. Biogeochemistry nitơ dọc theo dải

đất Everglades . Crit. Rev. Môi trường. Khoa học. Technol. 41 : 187-216.
29. Jennerjahn TC, và Ittekkot V .. 2002. Sự phù hợp của rừng ngập mặn đối với việc sản


xuất và lắng đọng của các chất hữu cơ cùng thềm lục địa nhiệt
đới . Naturwissenschaften 89 : 23-30. [ PubMed ]
30. Kauffman JB, Heider C., Cole TG, Dwire KA, và Donato DC. 2011. trữ lượng các bon hệ

sinh thái rừng ngập mặn Micronesian . Vùng đất ngập nước 31 : 343-352.
31. Koshiba S., Besebes M., Soaladaob K., Isechal AL, Victor S., và Golbuu Y .. 2013. ruộng

khoai môn và rừng ngập mặn của Palau bảo vệ các rạn san hô bằng cách bẫy xói mòn
trầm tích mịn . Đất ngập nước Ecol. Manage. 21 : 157-164.


32. Kristensen E., Bouillon S., Dittmar T., và Marchand C .. 2008. động cacbon hữu cơ trong

hệ sinh thái rừng ngập mặn: một bài đánh giá . Aquat. Bot. 89 : 201-219.
33. Lovelock CE, Feller IC, Ball MC, Ellis J., và Sorrell B .. 2007. Thử nghiệm tốc độ tăng

trưởng so với giả thuyết địa hóa đối với sự thay đổi vĩ độ chất dinh dưỡng thực
vật . Ecol. Lett. 10 : 1154-1163.[ PubMed ]
34. Lugo AE, và Snedaker SC. 1974. Các hệ sinh thái rừng ngập mặn . Annu. Khán giả

Ecol. Syst. 5 : 39-64.
35. Mcleod E., Chmura GL, Bouillon S., Salm R., Björk M., Duarte CM, et al. 2011. Một kế

hoạch chi tiết cho carbon màu xanh: hướng tới nâng cao hiểu biết về vai trò của môi
trường sống ven biển thảm thực vật trong cô lập CO 2 . Trước mặt. Ecol. Môi trường. 9 :
552-560.
36. Murdiyarso D., Purbopuspito J., Kauffman JB, Warren MW, Sasmito SD, Donato DC, et

al. Năm 2015. Tiềm năng của rừng ngập mặn Indonesia cho giảm thiểu biến đổi khí hậu

toàn cầu . Nat. CLIM. Chang. 5 : 1089-1092.
37. Nordhaus I., Wolff M., và Diele K .. 2006. rác chế biến và dân số lượng thức ăn của cua

ngập mặn Ucides cordatus trong một khu rừng triều cao ở miền bắc
Brazil . Estuar. Coast. Kệ Sci. 67 : 239-250.
38. Rao RG, Woitchik AF, Goeyens L., van Riet A., Kazungu J., và Dehairs F ..

1994. Carbon, hàm lượng nitơ và carbon đồng vị phong phú ổn định trong rừng ngập mặn
lá từ một đầm phá ven biển châu Phi Đông (Kenya) . Aquat. Bot. 47 : 175-183.
39. Ray R., Ganguly D., Chowdhury C., Dey M., Das S., Dutta MK, et al. 2011. Cô lập

carbon và tăng hàng năm của cổ phiếu carbon trong một khu rừng ngập mặn . Atmos. Môi
trường. 45 : 5016-5024.
40. Reef R., Feller IC, và Lovelock CE. 2010. Dinh dưỡng của rừng ngập mặn . Cây

Physiol. 30 : 1148-1160. [ PubMed ]
41. Reid JL, và Mantyla AW. 1994. Thế giới dữ liệu . Sẵn

tại . (truy cập tháng 9 năm 2015).
42. Sanders CJ, Eyre BD, Santos IR, Machado W., Luiz-silva W., Smoak JM, et

al. 2014. Elevated tỷ lệ carbon hữu cơ, nitơ, phốt pho và tích lũy trong một vùng đất ngập
nước ngập mặn ảnh hưởng cao .Geophys. Res. Lett. 41 : 2475-2480.
43. Sengupta A., và Chaudhuri S .. 1991. Sinh thái học vào việc định hình đinitơ dị ở vùng rễ

của cộng đồng cây ngập mặn tại các cửa sông Hằng ở Ấn Độ . Oecologia 87 : 560-564.
44. Twilley RR, Chen RH, và Hargis T .. 1992. bồn Carbon trong rừng ngập mặn và ảnh

hưởng của họ tới ngân sách các-bon của các hệ sinh thái ven biển nhiệt đới . Nước Air đất
Pollut. 64 : 265-288.



45. Vitousek PM 1984. Litterfall, chu kỳ dinh dưỡng, và hạn chế chất dinh dưỡng trong khu

rừng nhiệt đới . Sinh thái học 65 : 285-298.
46. Walters BB, Rönnbäck P., Kovacs JM, Crona B., Hussain SA, Badola R., et

al. 2008. Ethnobiology, kinh tế xã hội và quản lý rừng ngập mặn: một bài đánh
giá . Aquat. Bot. 89 : 220-236.
47. Xia P., Meng X., Li Z., Feng A., Yin P., và Zhang Y .. 2015. phát triển rừng ngập mặn và

ứng phó với ist để thay đổi môi trường trong Yingluo Bay (Tây Nam Trung Quốc) trong
suốt 150 năm qua: carbon ổn định đồng vị và phấn hoa rừng ngập
mặn . Org. Geochem. 85 : 32-41.
48. Yuwono E., Jennerjahn TC, Nordhaus I., Riyanto EA, Sastranegara MH, và Pribadi R ..

2007. tình trạng sinh thái của Segara Anakan, Indonesia: một đầm ngập mặn bao quanh bị
ảnh hưởng bởi các hoạt động của con người . Châu Á J. nước Môi trường. Ô nhiễm. 4 :
61-70.