陆架沉积碳:蓝色碳的新兴能力和研究重点
卡罗琳·a·格雷夫斯
1 *，
丽莎·本森
2，
约翰奥尔德里奇
2，
威廉·e·n·奥斯汀
3.，
弗兰克·达尔·莫林2，
维拉·g·冯塞卡
1，
娜塔莉·希克斯
4，
克莱尔海因斯
2，
Silke克罗格
2，菲利普·d·兰姆2，克莱尔·梅森2，克莱尔·鲍威尔2，
克雷格Smeaton
3.，萨拉·k·韦克斯勒5，
克莱尔创伤
6而且
露丝·帕克
2
- 1环境、渔业和水产养殖科学中心，英国韦茅斯
- 2环境、渔业和水产养殖科学中心，英国Lowestoft
- 3.英国圣安德鲁斯大学地理与可持续发展学院
- 4英国科尔切斯特埃塞克斯大学生命科学学院
- 5联合王国诺里奇东安格利亚大学环境科学学院海洋和大气科学中心
- 6英国利兹大学地理学院
大陆架沉积物储存了大量的有机碳。保护这些碳不被释放回海洋系统，并管理海洋环境以最大限度地提高其积累速度，都可以在减缓气候变化方面发挥作用。由于这些原因，在“蓝色碳”概念不断扩大的背景下，对大陆架、斜坡和深海沉积物中储存的碳的数量和脆弱性的研究兴趣越来越大。在这些系统中，碳储存在物理上远离碳源，在碳源和碳汇之间发生变化，并受到人类活动的干扰。在不断发展的蓝碳框架中，评估陆架海洋沉积物碳的可管理性和脆弱性所需的方法方法不能直接从沿海植被“传统”蓝碳栖息地所采用的方法转移。我们提出了一套可应用于海洋沉积物的方法，以提供所需的证据，以确定近海沉积物中的海洋碳在何处和何时有助于减缓气候变化，重点是大陆架沉积物。这些方法是在海洋碳循环的背景下讨论的，以及它们如何提供以下方面的证据:(i)储量:有多少碳以及碳如何分布?(ii)积累:碳的增加或减少有多快?以及(iii)人为压力:碳储量和/或积累是否容易受到可管理的人类活动的影响?我们的工具箱提供了一个起点，以告知选择技术为未来的研究，并考虑其具体的研究问题和可用的资源。 Where possible, a stepwise approach to analyses should be applied in which initial parameters are analysed to inform which samples, if any, will provide information of interest from more resource-intensive analyses. As studies increasingly address the knowledge gaps around continental shelf carbon stocks and accumulation – through both sampling and modelling – the management of this carbon with respect to human pressures will become the key question for understanding where it fits within the blue carbon framework and within the climate mitigation discourse.
简介
大陆架沉积物储存大量有机碳(例如，西北欧洲大陆架沉积物上方10厘米的21-73 Tmol C;Legge等人，2020年；图1)．这些碳是外来的，来自陆地生态系统(桑托斯等人，2021年)，以及源自海洋初级生产力的本地生物。有机碳(Corg)在到达海床前被运输和转化(Najjar等人，2018；LaRowe等人，2020年；Luisetti等人，2020年)．保护这些海洋沉积碳不被释放回海洋系统，并管理海洋环境使其最大限度地积累和封存，将有助于减缓气候变化。
图1西北欧洲大陆架(NWES)海洋有机碳储量估算，来自Legge等人，2020年，以及大陆架碳采样示意图，突出了与沿海蓝碳生态系统相比的一些挑战。圆柱体体积与海岸和陆架有机碳储量估计值的中点成正比，并给出完整的估计值范围。底栖鱼类是为10厘米以上的沉积物而设。OC:有机碳。
蓝碳已经成为保护和政策讨论中的一个备受关注的话题，这推动了对基于海洋碳储量和累积率(例如，洛夫洛克和杜阿尔特，2019年；Macreadie等，2019；Christianson等人，2022年)．作为一个新兴的研究领域，蓝碳在不同的研究中有不同的定义，目前正在进行的讨论是关于海洋碳的哪些元素可以并且应该在不同的背景下被包括在蓝碳概念中(例如，Krause-Jensen等人，2018)．洛夫洛克和杜阿尔特(2019)制定标准，以确定海洋生态系统中的碳是否应被视为气候缓解角度的蓝碳:大规模去除温室气体，为固定二氧化碳(CO2)、受人类活动负面影响的系统，以及管理该系统以维持或增强碳服务而不造成社会或环境损害的能力。满足这些条件的系统被称为“可操作的”，如果它们能被纳入现有的缓解政策。在这里，我们认为蓝碳是储存在海洋生态系统中的有机碳，有助于以可管理的方式缓解气候变化。
传统的蓝碳生态系统目前可纳入正式的碳核算机制(联合国政府间气候变化专门委员会,2008；联合国政府间气候变化专门委员会,2013)是红树林、海草和盐沼(例如，Luisetti等人，2019年；Luisetti等人，2020年)，但研究正越来越多地将其他系统纳入蓝碳的论述，认识到这些栖息地(及其碳)与海洋其他部分的海洋碳循环并不是孤立的(桑托斯等人，2021年)．例如，大型藻类被认为是一种重要的生物质碳储藏库，但由于碳不能长期封存在栖息地内部，因此很难将其纳入蓝色碳融资框架(Krause-Jensen和Duarte, 2016；Krause-Jensen等人，2018；多尔弗和康纳，2022年；Duarte等人，2022年)．最近的几项研究和正在进行的研究旨在通过证明大型藻类作为沉积物的碳供体栖息地的作用来提高对碳存储生态系统服务的认识，如本文所讨论的(例如，特雷瓦-塔克特等人，2015；Pessarrodona等，2018；Wernberg和Filbee-Dexter, 2018年；Kokubu等人，2019；奥特加等人，2019年；Queirós等，2019；菲尔比-德克斯特等人，2020年)．
同样，对大陆架、斜坡和深海沉积物中储存的碳的数量和脆弱性的研究兴趣也在增加(例如，Avelar等，2017；阿特伍德等，2020年；Legge等人，2020年；斯米顿等，2021a；萨拉等人，2021年)．在这些系统中，碳与初级生产力的直接耦合程度低于沿海蓝碳生境。在不断发展的蓝碳框架中，评估陆架海洋沉积物碳的可管理性和脆弱性所需的方法方法不能直接从传统蓝碳栖息地中应用的方法转移:需要考虑不同的问题，采用多工具方法，并使用新的和正在出现的技术。
在这里，我们阐述了如何获取所需的证据，以确定近海沉积物中的海洋碳在何处和何时有助于减缓气候变化，重点是大陆架沉积物。在这方面要解决的关键问题是:(i)储量:有多少碳以及碳如何分布?(ii)积累:碳的增加或减少有多快?以及(iii)人为压力:碳储量和/或积累是否容易受到可管理的人类活动的影响?这些以蓝色碳为焦点的问题直接联系到海洋碳循环的碳源和碳反应性问题。这项研究将为确定大陆架沉积物中的碳是否可以在不造成社会或环境损害的情况下纳入现有的气候缓解框架和政策工具，从而被视为可采取行动的蓝碳提供基础。
海洋科学家有一系列的测量和分析工具可以为这些问题提供答案，从常规的、快速的、低成本的分析到仍在开发中的高度专业化的技术。我们依次讨论这些问题，因为它们与潜在的科学问题有关。它们共同构成了海洋沉积物碳工具箱，可从中选择适当的采样和分析方法进行研究，以填补已查明的证据空白，并改进对海床在气候变化调节中的作用的评估。
碳储量
量化股票
与大气隔绝的有机碳量，或者——就沉积物而言，即海洋水柱——是决定陆架海沉积物是否以及在何处满足“显著碳储量”蓝碳标准的基本参数。必须了解碳储量的分布情况，以便考虑其重要性、脆弱性和可管理性。
蓝色碳倡议1的手册，旨在为管理人员评估碳储量和排放因素提供标准化指导(Howard等人，2014)，列举了量化土壤储量所需的三个要素:(i)(总)有机土壤厚度(到下垫硬基质的深度)，(ii)干容重，(iii)有机碳含量(%Corg)．在大陆架沉积物方面，干容重和有机碳含量仍然至关重要，而土壤(沉积物)总深度不太可能确定，而且与气候缓解没有直接关系。人们最感兴趣的是那些可能受到人类活动干扰的植物，因此含有“脆弱的”碳储量。在传统的蓝碳生态系统中，有机土壤的厚度预计在10厘米到3米以上不等(Howard等人，2014)，而政府间气候变化专门委员会的指引则建议在缺乏土壤总深度资料的情况下，以1米作为报告土壤存量的标准深度(联合国政府间气候变化专门委员会,2008；联合国政府间气候变化专门委员会,2013)．在海洋沉积物中，相关的脆弱性深度将受到自然环境(如水深、沉积物类型、动物)和潜在干扰(海底拖网捕捞、深海采矿、疏浚和处置等)的影响的影响，见人为的压力)．现有的许多(但肯定不是全部)数据集仅限于近地表沉积物(例如，上部10厘米;柴丁等，2017；威尔逊等，2018；Smeaton等，2021a)，因为常规监察计划的抽样程序是标准的。当数据外推超出其测量深度(例如，到1米)时，估计储量就会产生重大(和不可量化的)不确定性。阿特伍德等，2020年解析:选Corg近表层和深层沉积物之间的含量保持不变。通常,Corg由于再矿化/成岩作用(例如，Burdige 2007；Arndt等人，2013；LaRowe等人，2020年)，因此，将近地表碳储量外推到如1米深将会产生对储量的过高估计，深埋的有机质可能更不稳定，更不可能再矿化释放CO2如受打扰(请参阅表征库存的反应性）
测定海洋沉积物中的干容重和有机碳含量是地质学家、地球化学家和生物地球化学家例行进行的标准分析。干容重是干燥沉积物样品的质量与原始体积之比。孔隙率，即“空隙”的体积(在沉积物颗粒之间)与总(湿)沉积物混合物体积的比值，在海洋沉积物中经常被报道。孔隙度通常由湿和干沉积物的质量差计算，假设孔隙流体的密度(基于盐度)和沉积物颗粒(通常为2650千克厘米)3对于石英/长石)(例如，2005年詹金斯；柴丁等，2017)．根据沉积物粒度(%泥)和Corg内容本身(例如，柴丁等，2017；Silburn等，2017；阿特伍德等，2020年)．海洋沉积物的有机碳含量通常由元素分析仪测定，同时测定的还有总碳、无机碳和有机质碳氮比(C:N) (Verardo等人，1990年；Nieuwenhuize等，1994；哈里斯等人，2001年)．这一行之有效的方法及其相对于成本较低的燃烧损失(LOI)方法的优势，后者依赖于确定栖息地和/或特定地点有机质和有机碳之间的转换，详见霍华德等人(2014)在其在沿海蓝碳生境中的应用背景下。一种基于斜坡热加热和红外光谱法探测二氧化碳的简化方法，最近已应用于海洋沉积碳(斯米顿等，2021a)．
总碳储量通常是通过对相关空间区域的有限空间观测进行外推得到的，从而生成一个清单。估计的总储量的有效性或数值的不确定性取决于抽样地点在更大的兴趣区(Howard等人，2014)．通过估计不同空间子单元的不同存量(例如，Burrows等，2014；沃森等人，2020年；格雷格等人，2021年)，对每一个的面积范围的估计会引入额外的不确定性。重要的是要认识到，通过将估计储量乘以一个大的估计面积(讨论土壤Corg在Goidts等，2009)．由于海洋沉积物的测量需要从研究船取样，成本很高，为高置信度存货取得足够的空间分辨率特别具有挑战性。此外，观测结果有偏向近海岸的趋势，而且由于在粗质沉积物中取芯比较困难，因此倾向于预期含有高碳的含泥量较高的沉积物org(图5载于Smeaton等，2021a)．将碳含量与解释参数(如粒径、水声反射率;亨特等人，2020年)及应用统计模型或机器学习方法生成空间分辨地图(Serpetti等人，2012；柴丁等，2017；威尔逊等，2018；阿特伍德等，2020年；Smeaton等，2021a)，可以帮助克服观测中的空间偏差问题，但假设控制储量的碳处理在整个感兴趣的区域以相同的方式发生。共同测量关键的物理和碳含量特性是进行准确储量评估的基本要求，因此确定附加的沉积和环境参数与碳储量一起为碳储量测量增加了重要价值。
海洋碳储量也可以通过模拟来确定。基于过程的生物地球化学模拟研究侧重于海架碳循环(例如，Kühn等，2010；Wakelin等人，2012)一般假设海洋碳最终来自海洋初级产物，最重要的是，底栖生物系统中的大部分有机碎屑碳在每年的循环中再矿化。在这种假设下，模型通常可以预测底栖生物C的数量org比观测到的低一至两个数量级(阿尔德里奇等，2017)．如果假设模型只跟踪相对不稳定的碳，这对正确模拟碳和营养物质的年度循环最重要，而大多数观测到的碳储量是高度难降解的:不会在年度时间尺度上显著降解，那么这种差异就得到了解决。然而，这意味着模型结果目前不能为沉积物碳存量提供适当的存量值。高耐火(非矿化)碳的长期储存(封存)已在模型中实现，例如明确假设背景通量(Soetaert等人，1996)或者假设一部分更不稳定的碳被深埋，不再发生降解(Butenschön等，2016)．
描述股票来源
要应用蓝色碳核算框架，必须将海洋沉积物中的有机碳与光合作用的来源联系起来，以避免“重复计算”。例如:巨藻碳在海岸巨藻栖息地的碳估值中被考虑在内，然后在最终掩埋的近海海洋沉积物中再次被考虑在内。为了保护或增强大陆架沉积物的碳储存潜力，不仅需要在当地采取管理措施，而且需要对关键的碳源生态系统采取管理措施。此外，就释放回水柱而言，海洋沉积物中的有机碳对扰动的脆弱性部分取决于其来源，因为这影响到有机碳被分解和再矿化为CO的难易程度2．
许多随后储存在海洋沉积物中的有机碳的初级生产发生在其他地方:在陆地或沿海栖息地。在陆架海中，海洋浮游植物是一个重要的有机碳来源，尽管这些碳中的大部分预计会被回收成CO2在海洋水域内(例如，汉弗莱斯等人，2019年；见鬼,2020)．在浅水中，即使远离海岸，微型底栖植物也会将碳固定在沉积物表面(例如，Reiss等人，2007年)．从根本上说，将储存的碳与其来源联系起来依赖于限制碳源本身的性质:应尽可能地识别和分析潜在的来源，当碳储存发生在远离碳源的地方，且碳源和碳汇之间的分子性质发生变化时，这就更具挑战性了。
在被运送到海洋沉积物中，并在那里沉积之后，有机物通常会被物理(Ausín等，2021年)和生物地球化学过程(船帆,2018；Kharbush等人，2020年)．这种化学变化使鉴别沉积物有机质不同组分的来源变得更加困难。此外，它常常使有机物质在分子上无法表征。在沉积物内，与矿物表面的相互作用(Kleber等人，2021年)，特别是含铁矿物(Lalonde等，2012)已经被认为是一个关键的机制。输入有机碳的这部分长期滞留在海洋沉积物中，很大程度上改变了其最初的分子形式，很大程度上抵抗再矿化为无机碳。有机碳变化较少，因此更容易受到干扰，也可以埋在生物活性较低的环境(例如，在低氧或低温条件下;坎菲尔德,1994年)．
本文综述了海岸蓝碳生态系统(潮汐沼泽、红树林和海草草地)中有机碳来源的确定方法杰拉尔迪等人，(2019)．这些作者得出的结论是，能够确定的有机物的不同性质越多——换句话说:应用多工具方法——就越有可能明确地确定其单一来源。在表征有机物时，提供更大来源特异性的方法是那些对大块物质的最小组分进行的方法(例如，化合物特异性分析;见Bianchi和Canuel, 2011)．在这里，我们将相关的方法放在大陆架沉积物的背景下，并考虑不确定性的问题和来源。
大块有机质表征
储存在海洋沉积物中的大部分有机碳在分子上是不可描述的(称为MUC)，因此不能从构成生物有机体的生化类别(如蛋白质或脂肪)来描述。MUC通常不能从沉积物中提取(例如，使用溶剂提取或酸水解)，和/或不能水解成可识别的单体，可通过定量方法;必须采用考虑整体有机碳库的方法进行研究。如果这些方法能够与其他已建立的来源指标或对有机质转化和保存过程的机制理解相关联或对照，那么它们就特别强大。
在海洋沉积物和沿海蓝碳栖息地中，最普遍和常规使用的方法是大块有机质碳氮比(或氮碳比，见)Perdue和Koprivnjak (2007)和δ13C和δ15N.这些分析通常是结合使用的，例如，海洋有机碳来源可以有δ13C值介于-20‰至-30‰之间，处于C3陆生植物的范围内(迈耶斯,1994)，土壤的碳氮比可降至海洋碳源的碳氮比范围内(例如，赵等，2015)．来自大块有机质表征的信息可以使用各种混合模型进行组合:二元(桑顿和麦克马纳斯，1994年)、三端元(戈登和戈尼，2003年)和贝叶斯(斯米顿和奥斯汀，2017年)．在这些模型中，碳的体元素(C:N)和同位素比org来源(即陆地土壤、植被和海洋藻类)被用来限制Corg来自于每一个来源。
不同的同位素体系(如δ2H,δ18O,δ34S)可能提供关于某些环境中有机物来源和转化的额外具体信息，但它们尚未应用于海洋沉积物样本，甚至在沿海生态系统(杰拉尔迪等，2019年)，在它们能够提供大陆架碳源方面的额外信息之前，需要在方法上进行重大的发展。
热解气相色谱质谱法(py-GCMS)可用于研究沉积有机质的大分子组成，包括木质素、纤维素、碳水化合物和蛋白质等化合物类。该技术涉及在缺氧环境中加热样品(例如700°C)，以产生热降解产物，并通过气相色谱分析。该方法的优点是不需要溶剂提取，这使得样品制备比许多生物标志物技术(描述在生物标记物)，同时也关注整个有机碳库，而不仅仅是可提取碳库，可提取碳库只占有机碳总量的5% (Sparkes等，2016)．
例如，允许py-GCMS库马尔等人(2020)确定葡萄牙里亚福尔摩沙泻湖的有机碳主要来自藻类、细菌和海洋大型植物来源，极少来自陆地来源，污染来自石油产品和污水泄漏。在西伯利亚北极地区，py-GCMS允许陆地有机碳类型的分化，丁腈和烷基苯来自腐殖化土壤，糠醛与更新鲜/更少降解的多糖(郭等，2004)．在巴伦支海，史蒂文森和阿博特(2019年)根据烷基酚、烷基苯、多糖和烯烃加烷烃等基团的相对比例变化，检测到的生态系统随着与冰边缘的距离而变化。然而，关于这些类群来源的不确定性，以及类群是否针对特定来源(例如，几丁质来自虾和浮游动物，但也来自细菌中的肽聚糖)，意味着需要结合生态数据进行分析，才能得出更坚定的结论。
热解所面临的一个挑战是，热降解产生数百种不同的化合物，导致复杂的色谱图，以及难以解释有机质来源和降解状态的数据。这一挑战在某些情况下已得到解决(郭等，2004；郭等，2009；Sparkes等，2016)通过选择和量化一组化合物(例如苯酚和吡啶)，可以相当有把握地与特定来源(分别是木质素和海洋蛋白质)联系在一起。尽管这意味着只使用了总有机碳的一个子集来得出结论，但分析还是访问了整个有机碳库，而且它确实提供了一种系统的方法来进行样品之间的比较。
将热解结果与更成熟的有机碳源指标进行交叉参照，有助于克服化合物类别并非特定有机碳源所独有的挑战。斯帕克斯等人(2016)从东西伯利亚北极大陆架样品中酚和吡啶的比例确定了海洋和陆地来源。通过对近海样带样品的进一步分析，他们能够表明酚类物质主要(虽然不是全部)来自陆地，而吡啶类物质主要(但不是全部)来自海洋。然后他们表明，他们的热解指数与其他陆地和海洋指数有良好的相关性，包括δ13C R '土壤，以及分支和类异戊二烯四醚(BIT)指数，即使其所基于的化合物并不专属于海洋或陆地碳源，该指数也允许对其进行校准。
生物标记物
生物标记物是有机分子，可以清楚地追溯到一个特定的生物起源。它们是水生有机质表征的重要来源追踪工具(德里恩等人，2019年)．有机物是一种高度复杂的混合物，由不同种类的化合物组成，具有不同的物理化学性质，来源也不同。这包括水生系统外的外来来源(例如来自陆地环境的高等植物)、水生系统内的本地来源(例如浮游生物和海草等大型植物)以及人为来源(例如污水和石油泄漏)。分子生物标记物来源追踪方法涉及针对特定类别的有机化合物，如脂类、色素、木质素酚、碳水化合物和蛋白质，这可以告知Corg存在于海相沉积环境中。作为一种有针对性的方法，生物标记物本质上是选择性的，因此代表了大块有机质池的特定部分。
由特定生物体产生的某些脂类(如甾醇、脂肪酸)和色素(叶绿素和降解产物、类胡萝卜素)已被广泛用于追踪海洋微粒有机物中的碳源;它们的顽固使它们成为输出到海洋沉积物的物质的良好指标(Kharbush等人，2020年)．脂质生物标记物被广泛认为是最有希望作为有机碳来源的指标(Derrien等，2017；德里恩等人，2019年；杰拉尔迪等，2019年)．在这种情况下使用的脂类具有良好生物标志物的所有必要品质，无所不在，化学和成岩作用稳定，结构多样。脂类(通常为正构烷烃和脂肪酸)已被用于追踪许多海洋环境中来自不同来源的有机碳来源，包括人为、外来和本地输入(德里恩等人，2019年)．
正构烷烃是非常丰富的、简单的直链脂质分子，由许多生命形式产生，包括陆生植物、水生植物、浮游生物和细菌。它们的链长提供了生物起源的关键诊断特征，而结构中碳原子的奇数或偶数数量的优势也提供了信息。例如，细菌、藻类和浮游生物都能产生短链正构烷烃(约
虽然生物标志物可以识别大量有机物的各种不同输入，包括提供高分辨率的混合来源(Derrien等，2017)，就像任何分析工具一样，它们也有其局限性。例如，在较复杂的海洋环境中，例如除了海洋和陆地来源外，还有大量沿海输入的环境中，利用生物标记物限制有机物来源有时是一项挑战。先进的分析方法包括有机生物标志物(如脂类)的强大组合，以及它们的特定同位素特征(通常是稳定的C、H、N、O、S)的测量，称为化合物特异性同位素分析(CSIA)。该技术增加了生物标记方法的价值，增加了特异性，并能够区分多个(有时是重叠的)有机物来源。它利用了来自陆地、水生和海洋来源的生物标志物的同位素组成的差异，这些来源都是不同的，并反映了CO2用于光合作用的基质(如大气、水生、海洋)。
赛克斯等人(2009)将正构烷烃类脂质生物标记物与δ13C，以帮助解决新西兰Hauraki海湾表层沉积物中重叠和被掩盖的有机物来源。单靠大体积稳定同位素分析无法完全解析陆地信号，正构烷烃链长指数也不够，因为来自混杂的海岸源(红树林、海草)的正构烷烃特征与陆地和海洋输入源重叠且非唯一。CSIA揭示的生物标记物同位素组成的差异意味着可以从陆地和海洋信号中完全解析海岸输入。赛克斯等人(2009)由此证明了相当数量的纯陆源有机物是如何从输入地点穿过大陆架，重新分布并埋藏在沉积物中，包括大陆架外位置，直至大陆斜坡。
追踪和量化对海洋有机质的异地贡献的能力对于精确的碳核算是必不可少的(Kharbush等人，2020年)．这包括了解陆地碳如何通过海洋生态系统:传统的蓝色碳生态系统(红树林、盐沼、海草)，以及河口和大陆架沉积物，以及这些碳随后如何被封存和储存。木质素生物标记物是探测陆地贡献的有力工具。继续推进我们对各种不同陆地输入的理解的方法包括使用放射性碳(作为稳定碳和其他元素的补充)木质素和其他生物标记物的CSIA。陶等人(2015)使用丰度和碳同位素组成(13C和14C)正构烷烃、脂肪酸类脂类和木质素类酚的含量，表征黄河悬浮颗粒有机碳的来源、组成和年龄。解析:选Corg输入通过河流包括最近生物合成的生物量，早期形成的矿物相关土壤和“古老的”沉积岩源。后两者含有更多的难熔碳，因为它们经过了预先处理和老化，这对后续的碳循环和在陆架沉积物中的存储具有重要意义。陶等人(2015)发现，虽然体积同位素测量相对均匀13C和显示老14C年代，那只是差别而已14可以充分揭示不同的个体和非常不同的陆地生物标记物的年龄org来源。连接陆地CorgC .对其不同的来源或被告知出口性质的来源org．就黄河而言，许多颗粒有机碳的耐火性质支持了陆地碳的高埋藏率org在三角洲地区。
埃德娜
环境DNA (eDNA)是指生物在环境(土壤、水、空气或沉积物)中通过蜕皮、脱落或伤害(哈里森等，2019年)．自首次用于检测非本地物种以来(Ficetola等人，2008年)， eDNA已被应用于多种用途，包括稀有和隐秘物种鉴定、病原体监测、渔业资源评估、饵料研究，以及描述整个群落的生物多样性(Lallias等，2015；Deiner等，2017；Fonseca等，2017；吉尔贝等人，2021年)．DNA约占细胞C的3%org在沉积物中(Landenmark等，2015)，因此能很好地确定海洋碳的来源。此外，eDNA技术速度快、成本低，而且能够比生物标记物和稳定同位素等其他技术更精确地识别碳源(物种级别)。Reef等，2017)．
目前，我们只知道有三篇发表的研究使用eDNA来确定C的来源org在海洋沉积物中(Reef等，2017；Queirós等，2019；奥特加等人，2020年)．Reef等(2017)利用eDNA分析和稳定同位素分析，确定了Corg在海草草地上。利用叶绿体基因，Reef等(2017)在沉积物中鉴定出150种植物类群的痕迹。然而，88%的序列属于海草，表明大多数Corg是土生土长的，起源于体制内。奥特加等人(2020年)应用类似的方法，使用核糖体基因，结合稳定同位素分析，以确定Corg在海草草地和红树林。共鉴定出40个植物类群，揭示了不同植物群落对红树林和海草草地蓝碳的贡献。相比之下，在海草草地Reef等(2017)研究中,奥特加等人(2020年)发现大量巨藻输入到储存的碳。本研究还通过模拟群落实验探讨了检测到的eDNA和沉积物eDNA之间是否存在定量关系，以及ii)检测到的eDNA和沉积物碳含量之间是否存在定量关系。在这两个例子中都发现了高相关性，R2沉积物DNA和碳含量分别为76%和86%。这表明沉积eDNA研究可能能够提供Corg如果还没有进行稳定同位素分析。的Queirós等(2019)该研究使用核糖体基因检测沉积物顶部厘米处的eDNA，同时进行稳定同位素分析和底栖-远洋过程测量，以了解大型藻类对潮下海岸海洋碳储量的贡献。从周围海岸生境中检测到148个植物类群，表明一系列大型藻类物种对沉积Corg．挪威水研究所(NIVA)开发了一种追踪深海沉积物中巨藻碳的方法，以调查长期封存(掩埋)(d 'Auriac等人，2021年)．d 'Auriac等人(2021年)量化l . hyperborea而且美国latissimi。在海底以下1.6米的海洋沉积物中的eDNA水平，以估计它们对有机碳储量的贡献，并了解它是如何随着时间和沉积以来的变化。
尽管已有沉积物dna生物多样性评估的方案(丰塞卡和拉利亚斯，2016年；丰2018；Pawlowski等人，2022年)进行海洋碳研究时仍需考虑技术因素。eDNA生物多样性评估需要收集一份沉积物样本，在事先没有生物分离的情况下从沉积物中提取DNA，然后用聚合酶链式反应(PCR)生成eDNA的副本(称为扩增子)。然后对这些序列进行测序(获得eDNA的核苷酸组成)，并使用公开的遗传数据库(如BOLD (Ratnasingham和Hebert, 2007年)或GenBank (克拉克等人，2016)或定制的分类学库。
工作流的每个阶段都有影响评估结果的方面。与采样有关的因素，例如沉积物中生物的体型大小，因此更有可能检测到较大的生物(Elbrecht等，2017)，以及季节性和环境条件，它们会影响DNA的衰减速度(Jo和Minamoto, 2021年)．同样，其他需要考虑的变异来源是生境的异质性和采样工作，即通过足够多的生物重复，生物的分散能力及其可检测性和代表性(丰2018；格雷等人，2018)．方法方面的考虑包括DNA提取方法，因为不同的提取技术将反映现有生物多样性的不同组成部分(Geraldi等人，2020年)．需要进一步考虑技术重复，例如使用的DNA提取或PCR重复的数量(重复越多，对生物多样性的估计就越可靠)(Ficetola等，2015；丰2018；布鲁斯等人，2021年)．
在PCR过程中，引物(DNA的短单链序列)被用来靶向eDNA的片段进行复制。如果引物和目标eDNA之间的相似性更大，DNA就更容易被复制。因此，来自不同分类学组的DNA将以不同的速率被复制(基于与引物的相似度)，每个分类学组的表观DNA数量将被扭曲。这种对生物多样性的错误表述通常被称为“引物偏差”，是大多数基于pcr的方法所固有的。在海洋沉积物碳中，这意味着任何一组引物都不能提供碳的完整图像org起源;一种鉴定陆地植物DNA的方法可能无法检测浮游植物DNA(反之亦然)。在实践中，这意味着一套标准化的引物不太可能适用于所有的海洋沉积物碳应用，相反，选择引物时应仔细考虑目前的生物多样性。幸运的是，可以使用多个引物来测试生物多样性的不同方面，以改善引物偏倚的影响，尽管每增加一个引物，分析成本就会增加。
选择遗传参考数据库也是海洋沉积物碳研究的一个关键步骤(杰拉尔迪等，2019年)．本质上，要从DNA中识别分类群并分配分类学标识，分类群必须已经存在于参考数据库中，并与相关DNA区域进行正确识别。如果没有或标记错误，DNA就无法被识别，可能导致对C的低估或完全排除org来源。在某些情况下，可以通过分配更高的分类学分辨率来解决这一问题(例如，当无法进行物种级别的识别时，数据库中与密切相关的物种的相似性可能有助于进行属或科级别的识别)。此外，可以建立一个特定地点的参考分类法数据库，但需要额外的时间和预算。
最后一个考虑因素是产生的序列数量是否与eDNA、生物量或C的数量相对应org在样本中。最近的meta分析表明，虽然DNA和生物量之间存在一定的定量关系，但存在高度的可变性，这可能取决于所使用的引物和所调查的生物群落的组合，例如单细胞或多细胞(兰姆等人，2019；耶茨等人，2019)．因此，从eDNA中提取的序列与这些类群的碳总量并不对应。虽然分子技术正在改进以促进定量分析，但目前序列与Corg使用模拟社区(奥特加等人，2020年)在以这种方式使用分子数据之前，应进行明确的测试。
表征库存的反应性
并非所有海洋沉积物中的有机碳在某一特定时间内都会被储存数周、数月或数年以上(LaRowe等人，2020年)．有机碳的总储量可根据其生物地球化学反应性(奥尔德森等，2016年)，是一个关键的生物地球化学模型参数(Arndt等人，2013)．有机物的反应性或降解性(可定义为通过生物或非生物过程去除某部分的敏感性，以寿命来衡量，例如:Hansell 2013)被理解为一个连续体(例如，LaRowe等人，2020年源自labile(反应性的;很容易退化;短命的)到顽固的(对快速微生物降解有抵抗力的;Hansell 2013)和耐火材料。耐火材料一词在不同的研究中被定义为可变性，并被用作“一个万能的词”来指代与C相关的各种性质org反应性，通常作为不稳定的反义词在某些情况下，参见Hansell 2013而且波塔尔等人，2021年．认识沉积有机质再成矿潜力及抗降解能力(Doetterl等，2016)对于估计其对潜在的自然或人为干扰和相关有机碳再矿化的脆弱性至关重要。
具有不同反应性的有机碳组分的平衡决定了沉积有机质的生物降解性，进而决定了伴生碳的稳定性。微生物介导的有机物降解速率可能受到混合物中加入或多或少不稳定物质的影响(启动效应;Bianchi和Canuel, 2011)．如果受到干扰，沉积物中以不稳定有机质为主的有机碳极有可能被再矿化。相反，如果以顽固有机质为主的沉积物受到干扰，这些物质可能会以颗粒有机碳的形式重新沉积在海床上或海床中。因此，只有具有某种中间可降解性的有机碳与海洋沉积物的气候缓解作用有关。
有机碳的反应性与有机质的来源密切相关描述股票来源．黑碳是有机碳不完全燃烧而形成的难降解碳组分，占海底沉积物中有机物的15-30% (Middelburg等人，1999年)．黑碳中最难降解的部分是高度浓缩的煤烟，由化石燃料在高温下燃烧形成(马塞罗说道,2004)，在最终被掩埋在沉积物中之前，它们可能会在大气中停留数月。在低温生物质燃烧过程中形成的可降解的轻炭黑碳可能到达海洋环境通过因土壤浸出或侵蚀而形成的河流(科波拉等，2014)．黑碳一旦沉积在沉积物中，埋藏深度、微生物和氧化还原条件以及后续扰动等因素都会影响其长期储存的程度。一般而言，较小的煤烟颗粒能够承受降解，并能长期储存，而地层温度较低/尺寸较大的煤烟碎片更容易受到生物和化学降解(马塞罗说道,2004)．
Chew和Gallagher (2018)表明黑碳可以是海草、红树林和盐沼沉积物核心中有机碳的主要成分，因为它无法以CO的形式重新释放到大气中2例如，断言它应该从任何拟议的蓝碳储存缓解措施中扣除。从另一个角度来看，任等人(2019)突出表明，北冰洋沉积物中黑碳的相对缓慢的循环使其成为惰性碳的重要组成部分，是大气CO的重要汇2随着全球变暖和永久冻土融化的加剧，这一比例可能会增加。因此，显然有必要了解海洋有机物的总体反应性，并确定耐降解的有机碳的具体类型和来源。
热重分析(TGA)
有机物的不耐度可以用燃烧过程中质量损失的温度来定义。TGA是一种自动的过程，它在升温过程中(例如，从0-1000°C以10°C的最小速率连续测量样品的质量－1)．通过TGA热分解可以对主要有机质组分进行定量分析。在文献中，定义这些有机质组分的热范围随环境和方法的不同而变化(表1)．在海洋沉积物中，这些有机质组分在热学上被定义为不稳定(200 - 400°C)、难溶(400 - 550°C)和难溶(550-650°C) (Capel等人，2006年；斯米顿和奥斯汀，2022年)．专注于200-650°C的温度范围，可以消除吸收的水和非有机物质(即方解石)的干扰。
表1通过热重分析，在不同环境下定义有机质不耐性的温度范围。
大多数使用这种热方法的研究将有机物分为三部分，尽管有些研究更进一步，使用热分解数据来量化特定成分(如半纤维素、纤维素、木质素)(特雷瓦-塔克特等人，2015；特雷瓦森-塔克特等人，2017)或功能基团，例如脂肪族和羧基(Lopez-Capel等人，2005；Manning等人，2005年)有可能使这种方法被应用于确定有机物的来源。
通过对不同热组分的量化，可以估计有机质的不稳定性(斯米顿和奥斯汀，2022年)．许多指数已为此目的而发展，包括早期的Rp指数(Kristensen 1990)，采用逐级热重法(即着火损失)，将耐火指数(r指数)和碳反应指数(CRI)，利用TGA数据，提供了对不同环境下有机质热特性的高级理解(Trevathan-Tackett 2016；斯米顿和奥斯汀，2022年)．例如，CRI值为0表示该材料是完全可生物降解的(高反应性)，而CRI值为1表示该物质是不可生物降解的(低反应性)(斯米顿和奥斯汀，2022年)．
通过将该系统与FTIR(傅立叶变换红外光谱)或GCMS耦合，可以进一步分析TGA过程中产生的气体，从而更好地了解(宏观)分子组成。在海洋沉积物中，这些方法主要集中于检测和量化污染(Oudghiri等，2015；贝克尔等，2020年)，但它们有潜力成为描述有机质特征的有力工具。虽然理解有机质的难降解性是TGA的主要应用之一，但所产生的数据的连续性使其适用于许多领域，包括物源研究(Oudghiri等，2015；贝克尔等，2020年)．
氨基酸指数
海洋沉积物中有机质的氨基酸组成可以作为其降解状态的指示物(生物标志物)。总水解氨基酸(THAA)的荧光衍生物(Dauwe和Middelburg, 1998年)，以及它们的相对丰度，用于生成降解状态指数，该指数表示剩余材料的难降解性(Dauwe和Middelburg, 1998年；Dauwe等人，1999)．该方法适用于北海大陆架沉积物，其中浮游植物初级生产力是有机质的主要来源。它最近被应用于研究南黄海和东海沉积物中的有机质(Chen等人，2021年)，以及海岸蓝碳生境(沃恩等人，2021年)．最近，化合物特异性的氨基酸放射性碳分析被提出作为一种新的方法，以提高对食物网和沉积有机碳的认识(布拉特曼和石川，2020年；布拉特曼等人，2020年)．
黑炭定量
为了测量黑碳，传统的方法需要使用与制备有机碳分析样品相同的方法去除无机碳，用硫酸(Verardo等人，1990年；Jablonski等人，2002年；菲利普斯等，2011年)或盐酸(Komada 2008；Brodie等人，2011年)．除去无机碳后，有许多方法用于量化黑碳的馏分(Hammes等人，2007；表2)．Chew和Gallagher (2018)比较化学热氧化(CTO)和化学硝酸氧化(NAO)，得出耐热植物岩的存在是这两种方法产生的黑碳差异的原因。
表2在除去无机碳后定量黑碳的方法(Hammes等人，2007)，包括已应用这些方法的参考资料。
基于温度梯度法的较新的仪器现在正被用于碳测量(斯米顿等，2021a)，其优点是不需要清除酸性碳酸盐来去除无机碳酸盐，而且可以从单个样品中获得颗粒有机碳、黑碳(残余可氧化碳(ROC))和无机碳的测量。结果与较传统的方法(纳塔利等，2020年)．
启动效应
当稳定有机质的再矿化速率因加入不稳定有机质而增加或减少时，就会发生启动作用(桑奇斯等人，2021年)．因此，简单地测量海洋沉积物中有机质的顽固性可能不能完全捕捉到当系统受到干扰时，即如果干扰将稳定的有机质与不稳定的组分混合在一起，所存储的碳的脆弱性。桑奇斯等人(2021年)回顾了对水生系统启动的研究，发现观察到的影响的量级和方向取决于是采用实验室还是基于野外的方法，以及用于测量再矿化的代理。他们的荟萃分析得出结论，总的来说，启动有积极的效果(增加稳定有机质的再矿化，加入不稳定有机质)。他们建议使用细菌生长作为代理(优先于生产或呼吸)或CO2生产作为这些方法是最敏感的。例如,van Nugteren等人(2009)添加13富c硅藻到海洋沉积物浆和测量的进化CO2观察到矿化率增加31%。
碳积累速率
碳在陆架沉积物中积累速率的量化是自然碳核算的关键参数，对自然碳核算来说，碳埋是一项重要的服务(Luisetti等人，2020年)．在蓝碳项目的背景下，必须显示“附加性”:管理活动导致相对于非管理系统的积累率的碳封存率的增加(例如，Lafratta等人，2020年)．
蓝色碳倡议2的手册，旨在为管理人员评估碳储量和排放因素提供标准化指导(Howard等人，2014)，在题为“如何估算CO”的一章中讨论了碳的积累和损失2明确强调评估对大气CO影响的动机2预算。在此背景下，要注意假设所有或一定比例的沉积物碳积累或损失与大气有关(Howard等人，2014)．海岸蓝碳生态系统中常用的简单地表高程表(SET)方法不适用于海洋沉积物。相反，天然的放射性示踪剂，包括碳14 (14C，放射性碳)，铅210 (210Pb)和钍-230 (230Th，铀钍测年法)通常用于测定海洋沉积物的积累速率。210Pb和230它们都是238U衰变链和以相对恒定的速率从大气中沉积，随着它们的衰变，海洋沉积物中的丰度随深度而减少(阿普尔比和奥德菲尔德，1978年)．14C从大气中被吸收到生物体的组织中，其含量在人死后逐渐衰减(安德森等人，1947年；Libby等人，1949年)．其他的测年工具包括tephra年表(凯奇等，2011年；戴维斯,2015)、光学发光(OSL)定年(Madsen等人，2005年)，并指导测量颗粒在海底积聚速度的方法，比如沉积物捕集器(由于颗粒溶解、浮游动物游动和流体动力学的原因，这种方法通常低估了颗粒通量;Subha Anand等，2017)．
放射性示踪剂技术的区别主要是基于其衰减率(半衰期)使材料能够确定年代的时间间隔。基于放射性碳的年龄控制通常用于估计长期(100 - 1000年)的沉积速率，而放射性核素定年法(即210Pb)提供了近150年现代沉积的时间约束。不同方法的局限性可以通过组合不同的放射性示踪剂来部分解决，但得到的日期并不总是一致的(例如，2018年詹金斯:短期日期往往高于长期日期;萨德勒效应;萨德勒,1981)．例如，沉积速率14一般发现C比派生出的低(慢)210Pb (Baskaran等，2017；Smeaton等，2021b)，因为沉积物压实的影响(Bird等人，2004年)和可以改变有机质的成岩作用(生物地球化学蚀变)(Arndt等人，2013；LaRowe等人，2020年)．巴斯卡兰等(2017)建议短寿命放射性同位素比放射性碳更适合于测定现代沉积速率，并建议使用210在确定沉积速率时，尽可能使用铅。
放射性示踪剂也可用于通过海洋和沉积物系统跟踪碳。虽然不能直接提供有机碳掩埋率，但这些更有针对性的研究是发展对海洋碳循环更广泛理解的一个组成部分。例如:使用14C和35利用放射标记技术追踪沉积物中有机碳的微生物循环(Beulig等，2017)．
铅210衍生的沉积速率和年代
测定海洋沉积物特定层(深度间隔)中有机碳的年龄的过程可以通过测量共发生有机碳的活性浓度来实现210Pb (Tolosa等人，1996年；Pappa等人，2019年)．在相对未受干扰的沉积水生生态系统中210由于示踪剂的放射性衰变，铅的丰度随着海水-沉积物界面的深度呈指数递减210铅深度剖面，以估计与沉积物相关的任何感兴趣物质的沉积速率。的应用210Pb定年仍然是一个挑战，因为与各种可用的放射性分析方法以及不同的建模方法相关的问题尚未解决，这些方法在从放射性示踪剂测量中推导沉积物堆积率方面发挥了关键作用(MacKenzie等，2011年；Garcia-Tenorio等人，2020年)．
干扰会使直接测定沉积物积累速率变得复杂210铅深度剖面。海床10-15厘米的表面很可能受到生物扰动、捕鱼活动和海底水流的自然再悬浮等因素的干扰人为的压力)．此外，约会必须考虑到额外的来源210沉积物中的铅，来自现场镭-226的衰变(226Ra)，更有问题的是，从工业活动，包括海上石油和天然气和其他矿物加工工业(Sahu等人，2014；艾哈迈德等人，2021年)．的比例210铅存在于沉积物中和来自人类活动(称为支持210Pb)的衰减速率与未受支持的不同210大气沉积的铅含量(格列佛等，2001年；库克等人，2004年)．测量226Ra除了210Pb支持减法210从总量中提取Pb210在估计沉积速率和沉积物层的年代之前测量铅。
其半衰期为22.3年，210铅的年代测定仅限于相对较近的沉积物年龄(最多150年)。因此，在低沉积速率的海洋环境中使用该技术具有挑战性(<0.15 cm / y－1) (德哈斯等人，1997年)．有几个210Pb测年模型可供选择，可应用于不同的年份，有助于解释不同的年份210铅芯型线(Arias-Ortiz等，2018；Blaauw等，2018)．这些模型在过去的四十年中被全面地描述过。恒定初始浓度(CIC) (罗宾斯,1978)、固定供应比率(阿普尔比和奥德菲尔德，1978年)和恒通量:恒沉降(CF: CS) (阿普尔比和奥德菲尔德，1978年)模型是用于估计沉积累积速率的最广泛的模型，但它们与许多假设有关，这些假设有时会限制它们在更复杂和受干扰的水生生态系统中的适用性(Arias-Ortiz等，2018)．通常情况下，质量积累速率，用毫克厘米表示－2年－1，亦估计可解释压实效果(施密特等人，2014)．最近，贝叶斯方法的优点，如应用于放射性碳年代测定(Blaauw等，2018)，正受到关注(Aquino-López等，2020；Blaauw等人，2021年)．
210环境基质(包括海洋沉积物)中的铅通常直接用伽马能谱法测定。然而，配备well型锗(Ge)探测器的伽马能谱仪允许直接测定低水平的210样品质量和制备所需较少的铅通常不存在。更常见和更便宜的平端锗探测器具有更高的探测极限，但在测量极低水平的锗时，其精度和精确度不够210铅自然存在于环境中(Dal Molin等，2018)．另外,210铅也可以通过测量钋-210 (210Po)，它的孙女腐烂产物，通过α谱。虽然这种替代的传统辐射测量技术需要样品在强酸混合物中消化，并在分析前进行处理，但所能达到的检测极限和精度和精密度水平是比较合适的(哈森等人，2020年)．潜在的假设是210Pb处于长期平衡210使两种放射性核素以相同浓度存在的Po，可以通过进行第二次分析来验证210Po在后期，即一般由确定210宝从衰中生长210三到四个月后。
来确定226Ra和correct表示支持210铅，伽马能谱法是最常用的技术。在分析之前，样品必须放置在防氡容器中至少三周，以确保在间接测量之前建立长期平衡通过它的两个衰变产物(铋-214和铅-214)。226Ra可以通过测量氡-222气体的排放，或直接通过分光光度法，以及最近采用的ICP-MS，按适当的样品制备步骤间接测定(国际原子能机构,2010)．
铯- 137 (137c)通常用作验证的补充工具210铅定年模型。特征丰度峰137在北半球海洋沉积物中观察到的碳可能与20世纪50年代末和60年代初的核武器试验事件直接有关，也与20世纪70年代末Sellafield核再处理厂排放的峰值有关(环境局等，2021年)．然而，铯-137可以很容易地用伽马能谱法测量，因为它的浓度随着时间的推移不断下降(半衰期为30年，自切尔诺贝利事故以来没有主要的额外特征峰;参见环境局等(2021年)]，为确保伽玛能谱测定结果可靠和准确，必须优化计数时间(Garcia-Tenorio等人，2020年)．
放射性碳年代测定法
放射性14C同位素的半衰期为5700±30年(Kutschera 2013)，以确定过去55000年形成的含碳物质的年龄(Hajdas等人，2021年)．自从发现14C在1977年使用粒子加速器(Bennett等人，1977年)，加速器质谱法(AMS)已成为应用最广泛的技术14C分析。在医疗辅助队，14C /13C或14C /12与之前的闪烁方法相比，样品中的C比直接测量，从而缩短了测量时间(天到分钟)和减少了样品需求(g到C的µg) (Litherland等，2011)．AMS技术的最新发展导致了14极低能量下的C探测(Synal等人，2000年)，从而缩小了AMS的尺寸，并建立了直接分析CO的新样品导入技术2由燃烧产生(EA-AMS) (Haghipour等人，2019年)、湿氧化(Leonard等人，2013年)、酸水解(Molnár等，2013)和激光烧蚀(LA-AMS;Welte等，2016)．
由AMS (Fraction)产生的数据14C或F14C)允许修道院14的方法来计算C年龄利比(1955)在传统的14C年龄= - 8033ln(F14C).为了确定样本的真实年龄，修道院14C年龄必须校准到基于测量的曲线14C来自已知年龄和位置的样本(如北半球、南半球或海洋环境)。IntCal放射性碳校正曲线(希顿等人，2020年；霍格等人，2020年；雷蒙,2020)是由测量构建的资源14C在不同的实验室用一系列有日期的样品制成的。过去的13900年受到树木年轮的限制(雷蒙,2020)，而在这一时期(13900 - 55000年)以外的湖泊和海洋沉积物、洞穴铁石或珊瑚在统计上进行了整合，以创建过去大气的最准确的表征14C (雷蒙,2020)．
今天,传统14C年龄的校准使用先进的贝叶斯统计工具，包括针对不同校准曲线的专用程序，最常用的建模工具是OxCal (拉姆齐,1995；Ramsey等人，2020年)和MatCal (Lougheed和Obrochta, 2016年)．校准14C年龄是指从0卡BP(在现在之前)向后计算的历法年龄，它对应于1950年的共同纪元(CE，以前称为AD)或共同纪元之前的历法年(BCE，以前称为BC)。公元1950年后对应的是大气层核试验的年代14用CO测量的C浓度2空气和年轮的年代，显示明显升高14C浓度(弹钉)阻碍常规使用14C约会方法(华等，2013；桑托斯等人，2020年)．为了计算沉积和积累速率，使用校准的数据构建了年龄深度模型。经典的年龄深度模型可以在诸如CLAM (布劳,2010)，但更常见的贝叶斯统计包，如OxCal (拉姆齐,1995；拉姆齐,2009)和培根(Blaauw和Christen, 2011)，以建立模型，充分考虑到计算沉积和累积速率时的不确定性。
使用历史悠久14C按时间顺序限制沉积记录，以便计算海底长期(100 -1000年)的沉积和堆积速率(Kershaw 1986；Darby等人，1997；科尔曼等，2002年；Santschi和Rowe, 2008年；Smeaton等，2021c)．在海洋沉积物中，有机物和碳酸盐(无机)物质(如贝壳或有孔虫)都可以测定年代，但有机物不能用来限制沉积物的年龄，因为有机物所含的碳来自多个(许多未知的)来源，其成分和年龄各不相同。因此碳酸盐岩材料是首选的样品介质14C分析和年龄约束。活的底栖有孔虫在大多数沉积物的最上层被发现，因此，有孔虫死后被掩埋的壳为年代测定提供了理想的材料，因为它们代表了它们沉积时期过去的表层沉积物。需要测量的有孔虫数量14C使用传统医疗辅助系统可有不同的情况，但通常需要500-1000人，而医疗辅助系统技术的最新发展(Synal等人，2000年)意味着现在需要的数量要小得多(少于100只)，而先进的系统可以测定单个有孔虫的年代(瓦克等人，2013年；Lougheed等人，2018年)．贝壳也可以测定年代，但必须格外小心，以确保它们代表过去的表层沉积物，而不是与活动穴居物种(凯奇和奥斯汀，2010年；Baltzer等，2015)．
当校准14从海洋环境物质中提取的年龄，必须考虑海相储层效应。当生物组织或无机沉积物中的C反映出C的来源和年龄的混合时，就会发生海相储层效应(Hajdas等人，2021年)．海相储层效应先前是通过在北半球校正曲线(雷蒙,2020)导致了很大的不确定性。随着Marine20校准曲线的制作(希顿等人，2020年)海相储层年龄现在可以可靠地计算，并直接纳入校正阶段。Marine20校准曲线显著改善了海洋样品的年龄校准，但仍是一个全局校准;为了提高精度，可以采用局部储层年龄校正(即，凯奇等，2006年)(如有)。
生物来源碳酸盐化石的铀/钍古测年
在50至10万年的时间尺度上，钍-230 (230Th)约会，也被称为U/Th约会或238铀-234 (234U) -230这个年代，可以应用。这种方法依赖于铀和钍核素溶解度差异造成的不平衡，并通过研究两者之间的放射性关系来计算年龄238U,234U,230Th (亨德森和安德森，2003年)．它适用于没有初始值的封闭碳酸盐岩体系230例如，存在于陆地环境中的碳酸盐化石(如岩石)，也存在于海洋的碳酸盐形成，如珊瑚(Cheng等，2000)和自生碳酸盐岩。它经常被用作一种补充方法14碳酸盐化石的C定年和验证的结果14C约会。
延伸钍-230 (230对海洋沉积物的年代测定具有挑战性，主要是由于附加元素的存在230从海水柱中清除的物质。此外，海洋沉积物中碳酸盐的典型含量，以及潜在的沉积后风化、搬运和混合过程，都进一步限制了其应用(陈等人，2020)．尽管如此，建模和最先进的分析工具可能克服其中一些挑战，从而对较长时间内的泥沙积累速率提供有价值的见解。盖伯特等人(2019)最近提出了一种使用CRS模型的替代方法，类似于210铅定年和假设恒定的供给率230它们来自海水。虽然光谱法可以精确测量所有相关的U和Th同位素，但与结合激光烧蚀系统的质谱法相比，这些技术需要劳动密集型的准备步骤和漫长的计数时间。这些最先进的技术已成为首选的分析选择(Robinson等人，2004年；马斯等人，2020年)．
人为的压力
只有受可控的“人类不良影响”的碳才符合蓝色碳标准洛夫洛克和杜阿尔特(2019)．海洋沉积物中有机碳对特定扰动的脆弱性与有机物的来源(描述股票来源)和顽固(表征库存的反应性)．陆地或沿海生态系统作为海洋沉积物的遥远碳源(碳供体)，对它们施加的压力或相反的管理和恢复将影响碳积累(桑托斯等人，2021年)．海底的物理扰动使近表面沉积物重新悬浮到含氧水柱中，使不稳定的有机碳循环进入海洋，并可能影响大气碳系统(萨拉等人，2021年)，虽然它也可以简单地重新分布和沉积沉积物(Rijnsdorp等人，2021年)．海底扰动影响了底栖动物群落，而底栖动物群落在生物地球化学过程中起着关键作用，决定了沉积的碳中有多少被回收(再矿化)或被掩埋(储存)(de Borger等，2021a；de Borger等，2021b)．
底拖网捕捞是最具空间意义的人类活动，对大陆架沉积物造成物理干扰(奥伯勒等人，2016b；Rijnsdorp等人，2021年)，而风电场已被证明在当地增加了有机物沉积(和循环利用)，因为它们的结构中有动物群(de Borger等，2021a)．其他活动，包括管道和电缆的铺设、骨料的提取和疏浚处理，预计也会影响有机质的储存和沉积，尽管它们的影响在空间上更受限制。一些大陆架沉积物自然会受到高扰动，例如高能潮底水流(汤普森等人，2019年)，可能在局部占主导地位(柴丁等人，2013年）;这些地方往往没有显著的碳储量或碳积累(死亡等，2021年)，因此从碳排放的角度来看，它们较不容易受到人为干扰的影响，也不是实施管理措施的好地点。
拖网捕捞对碳积累和储存的影响是复杂的，在陆架和深水斜坡系统之间存在差异(帕兰克斯等人，2014年；Pusceddu等人，2014；奥伯勒等人，2016b；Paradis等人，2019)．看到爱泼斯坦等人(2022年)回顾一下。它们取决于碳储量的性质、拖网设备的类型和拖网作业的频率，以及沉积物类型和动物群落(Legge等人，2020年)．需要进行更多的研究，以提高对这些因素在一系列环境中碳储量背景下的理解。最近朝着这一目标推进的工作包括布拉德肖等人(2021年)而且Morys等人(2021年)对波罗的海拖网干扰的生物地球化学影响进行了现场测量，以及de Borger等人(2021b)他在北海的特定采样地点模拟了拖网捕捞对生物地球化学的影响。拖网捕捞影响的全球规模建模(例如，希丁克等，2021年；萨拉等人，2021年)由于需要对控制碳对压力的响应的基本过程和碳特性进行广泛的假设，因此仍然有限。
除了在地质年代学中使用外(参见碳积累速率)，放射性核素也可用于证据干扰。在混合沉积物(典型的生物扰动)的上部，210铅的活性在被认为随深度呈指数下降之前是恒定的铅210衍生的沉积速率和年代)，但在沉积物受到物理干扰的地方没有观察到这种模式。通过测量钍-234 (234Th)。234它的半衰期很短(24.1天)，直接由的α衰变产生238你在海洋里。238U在海水中是一种高溶性和保守性的放射性核素234它是高度粒子反应性的。作为234Th被优先吸附到下沉的粒子上，两种放射性核素之间的自然长期平衡被打乱。因此，过量的234预计在未受扰动的沉积物的上层。人为干扰(例如，人造平台或拖网捕捞)可以定性确认，如果过量234它不像在附近收集的、已知未受干扰的独立沉积物芯那样明显(例如，在海洋保护区;海洋保护区)。234可以用贝塔计数法或伽马能谱法(Buesseler等人，2001年),而238通常用光谱法或电感耦合等离子体质谱法(Forte等人，2001年)．
调查拖网捕捞对碳积累影响的抽样研究利用了上面几节中详细介绍的许多分析技术。奥伯勒等人(2016a)使用3D石油指纹技术210Pb测年以量化不同拖网压力下各站点的扰动深度。Paradis等人。, (2019；2021)测量了210Pb和234在拖网和非拖网大陆边缘站点的比较。Sañé等(2013)比较了拖网和未拖网海底峡谷侧翼站点之间的一些生物标记物，发现受干扰的沉积物中不稳定氨基酸的含量特别低，这为拖网干扰导致碳再矿化增加以及对后续干扰的脆弱性差异提供了证据。
即使很好地了解了拖网捕鱼对某一地点沉积物碳的潜在影响，关于拖网捕鱼压力(齿轮类型、频率)的数据往往是不完整的，或不能以适当的空间分辨率获得。拖网压力图通常是根据基于gps的渔船航迹信息(例如，船舶监测系统，VMS)编译而成(例如，奥伯勒等人，2016b；Eigaard等，2017；萨拉等人，2021年)．这些都受到渔船位置信息的时间(和空间)分辨率的限制，需要应用插值技术(参见罗素等人，2011年)，从而得出基于每个被访问次数的空间网格单元内的估计拖网强度。将拖网捕捞压力与沉积物碳联系起来也很复杂，因为拖网捕捞相对于预期的高碳区域的非随机分布，例如，在高泥质沉积物中拖网捕捞压力往往更高，而高泥质沉积物的有机碳含量也最高(见爱泼斯坦等人，2022年以供进一步讨论)。
讨论
获得和增进对陆架海沉积物中碳储量和积累速率的空间分布和变异及其脆弱性的了解，对其监测和管理至关重要。最近的研究表明(例如，Sañé等，2013；Oberle等人，2016a；Paradis等人，2019；Paradis等人，2021年)，需要从多种分析技术中获得的信息层在海洋沉积物中提供机制的理解，在这些环境中，碳存储在物理上远离碳源，在源和汇之间发生变化，并受到人类活动的干扰。我们概述了一个广泛的多学科的分析技术工具箱，这是实现这一理解所需要的，总结在表3．
表3所提出的分析摘要和应用于提高对大陆架沉积物中蓝碳的认识的考虑。
任何研究所采用的技术的选择将取决于其具体的研究问题，也取决于可用的资源。表3提供了一个出发点，据此来进行此决策。在可能的情况下，应采用逐步分析的方法，对初始参数进行分析，以告知哪些样本(如果有的话)将从更资源密集的分析中提供感兴趣的信息。必须区分常规测量和分析(如颗粒粒径、总有机碳和碳氮比)和新兴技术以及传统上未应用于陆架沉积物的技术(如eDNA、复合特异性同位素分析)，在这些技术中必须考虑正在进行的方法开发。
研究的目的应该是通过测量尽可能多的最小参数来确定系统的特性，以便在过程层次上进行理解。诸如底水性质和孔隙水化学等相关解释参数可以应用建模方法，为仅通过测量获得的结果增加价值。生物地球化学模拟可用于两种方式;帮助解释观测结果，并允许扩展和情景探索(例如气候变化)。然而，要充分利用建模方法，需要清楚地了解为给定场景建模需要哪些分析输出，以及哪些分析工具可以提供这些输出。例如，描述碳释放对给定物理扰动的脆弱性的情景研究依赖于沉积物碳的不稳定性的知识，而这必须来自观测。
为了评估大陆架沉积物在蓝碳框架中的作用，本文概述的分析——解决蓝碳储量的基本问题(其丰富度、来源、顽强性)、积累速度和脆弱性——必须综合考虑。一个关键的突出问题是将测量与控制碳储量和积累的物理和生物地球化学过程联系起来。
随着研究越来越多地通过取样和建模来解决大陆架碳储量和积累方面的知识差距，在人类压力方面管理这种碳将成为理解它在蓝色碳框架和气候缓解论述(例如，Christianson等人，2022年)．在近地表沉积物中调节碳循环的生物地球化学过程能否得到控制或保护，从而使碳掩埋最大化?需要改进的过程理解。控制拖网捕鱼和其他破坏海床的人类活动似乎是一种速战速决的胜利，但受干扰的沉积物的影响可能超出拖网捕鱼区域的区域范围(帕兰克斯等人，2014年)．如果要使用MPAs作为一种管理工具，以保护大陆边缘沉积物中的碳储量和积累(例如，罗伯茨等人，2017；萨拉等人，2021年)，它们的位置必须有清晰的碳储量和积累图(例如，死亡等，2021年)和过程层面的理解(例如，de Borger等，2021b)．
结论
海洋环境在近海和沿海生态系统中储存有机碳。在传统的沿海蓝碳生境(盐沼、海草、红树林)中，有机碳是本地产生的。海洋沉积物中的有机碳更为异源:它主要来自陆地、海岸或近表面来源，在运输过程中和沉积在近表面沉积物后，其原始形态发生了更显著的改变。潮下海洋沉积物中有机碳储量和积累速率在局部上小于沿海蓝碳生境，但从空间范围上考虑则较大。大陆架海沉积物受到不同人为压力的影响，最显著的是来自海底拖网捕捞的干扰，因此需要不同的碳管理方法。
为了确定储存在大陆架沉积物中的有机碳是否有助于以可管理的方式缓解气候变化，从而满足蓝色碳的标准，必须确定有机碳储量和积累速率，同时确定碳的性质，从而了解其来源和稳定性并控制其脆弱性。大量的分析，汇集在这里作为工具箱，可以用于回答这些问题。一些分析已经被常规应用于陆架海沉积物(例如有机碳含量百分比)，而另一些分析则继续开发用于近海沉积物蓝碳应用(例如eDNA)。然而，即使是相对简单的储量测定，缺乏共同测量的干堆密度或孔隙度往往是将遗留数据纳入计算的障碍，需要空间建模来整合有限的观测数据，并提供整体情况。该领域正在迅速发展，利用eDNA将沿海碳源与陆架沉积物接收点联系起来，并定义了新的碳反应性指数，以了解脆弱性。通过应用我们提出的工具箱，研究之间方法论的一致性将提高可比性，并促进数据聚合，以发展更广泛的理解。
储存在海洋沉积物(甚至大陆架海水深度)中的碳与大气碳系统之间的联系受到海洋碳循环的调节。需要收集更多的沉积物碳数据以及解释参数(如温度和养分浓度)，以便在气候缓解考虑的背景下更好地约束对这些系统之间连通性的复杂生物地球化学控制。
作者的贡献
RP和LB为这项工作提供了初步的概念。CAG领导了一个由所有作者(SKW除外)参加的研讨会，在那里开始了手稿。讲习班讨论为审查提供了基础。CAG协助后续稿件的起草和编辑。CAG, JA, FDM, VGF, NH, CH, PDL, CM, CS, SKW和CW起草了文本的部分。所有作者都参与了稿件的修改，阅读并批准了提交的版本。
致谢
这项工作得到了Cefas内部Seedcorn项目DP440下的自主投资资金的支持:自然资产评估的气候缓解和生态系统服务方法中的蓝色碳，以及Cefas的生态系统主题科学主题。我们要感谢两位审稿人和编辑Tim Rixen，他们的建设性意见改进了这篇评论。
利益冲突
作者声明，该研究是在不存在任何可能被解释为潜在利益冲突的商业或金融关系的情况下进行的。
出版商的注意
本文中表达的所有主张仅代表作者的观点，并不代表其附属组织的观点，也不代表出版商、编辑和审稿人的观点。任何可能在本文中进行评估的产品，或可能由其制造商做出的声明，都不得到出版商的保证或认可。
脚注
参考文献
Ahmad F.， Morris K.， Law G. T. W.， Taylor K. G.， Shaw S.(2021)。镭的命运对油气采出水排放到海洋环境的影响。光化层273年,129550年。doi: 10.1016 / j.chemosphere.2021.129550
李志强，李志强，李志强(2016)。对沉积有机质进行分类:这是一个质量问题而不是数量问题。掠夺。理论物理。Geogr。:地球环境。40(3)， 450-479。doi: 10.1177 / 0309133315625864
Aldridge J. N, Lessin G.， Amoudry L. O.， Hicks N.， Hull T.， Klar J. K，等(2017)。利用模型和观测比较凯尔特海沙地和泥地的底栖生物地球化学。生物地球化学135(1-2)， 155-182。doi: 10.1007 / s10533 - 017 - 0367 - 0
安德森E. C.，利比W. F.，温豪斯S.，里德A. F.，科申鲍姆A. D.，格罗斯A. V.(1947)。来自宇宙辐射的天然放射性碳。理论物理。牧师。72年,931 - 936。doi: 10.1103 / PhysRev.72.931
王晓明，王晓明(1978)。铅-210的计算是在假设泥沙中未受支撑的210Pb的供给速率恒定的情况下进行的。系列5(1)， 1 - 8。doi: 10.1016 / s0341 - 8162 (78) 80002 - 2
Aquino-López M. A.，桑德森N. K.， Blaauw M.，桑切斯-卡贝扎j . A.。， Ruiz-Fernandez a.c, Aquino-López J.等(2020)210Pb测年数据分析的模拟比较研究．可以在:http://arxiv.org/abs/2012.06819．
Arias-Ortiz A.， Masqué P.， Garcia-Orellana J.， Serrano O.， Mazarrasa I.， Marbá N.等(2018)。回顾和综合:海岸植被生态系统中210pb衍生的沉积物和碳积累率——澄清记录。Biogeosciences15(22)， 6791-6818。doi: 10.5194 / bg - 15 - 6791 - 2018
阿恩特·S.， Jørgensen B. B.， LaRowe D. E.， Middelburg J. J.， Pancost R.， Regnier d.p .(2013)。海洋沉积物中有机质降解的定量研究综述与综合。Earth-Sci。牧师。123年,53 - 86。doi: 10.1016 / j.earscirev.2013.02.008
Ausín B.， Bruni E.， Haghipour N.， Welte C.， Bernasconi S. M.， Eglinton T. I.(2021)。陆缘沉积物中有机碳丰度、物源和年龄的控制。地球的星球。科学。列托人。558年,116759年。doi: 10.1016 / j.epsl.2021.116759
波尔塔F.，阿尔瓦雷斯-萨尔加多X. A.， Arístegui J.，本纳R.，汉塞尔D. A.， Herndl G. J.等(2021)。海洋中的难降解有机物是什么?前面。3月科学。8: 642637。doi: 10.3389 / fmars.2021.642637
Baltzer A.， Mokeddem Z.， Goubert E.， Lartaud F.， labordette N.， Fournier J.， Bourillet J. F.。(2015)。“Turritella层”:东北大西洋海岸全新世剧烈环境变化的潜在代表”，发表于沿海地区的泥沙通量编者:Maanan M.， Robin M. (Dordrecht:施普林格)，3-21。
王晓燕，王晓燕，王晓燕(2017)。之间的矛盾14C和短命放射性核素为基础的沉积物积累速率:长期再矿化的影响。j .包围。Radioact。174年,有10到16。doi: 10.1016 / j.jenvrad.2016.07.028
贝克尔R.，奥特曼K.，索默菲尔德T.，布劳恩U.(2020)。用不同的热分析方法定量淡水悬浮有机物中的微塑料-实验室间比较的结果。j .肛门。达成。热解148年,104829年。doi: 10.1016 / j.jaap.2020.104829
本内特c.l.，伯肯斯r.p.，克拉弗m.r.，戈夫h.e.，利伯特r.b.，利瑟兰a.e.等(1977)。使用静电加速器的放射性碳定年:负离子提供了关键。科学198年,508 - 510。doi: 10.1126 / science.198.4316.508
王晓燕，王晓燕，王晓燕。(2017)。海底厌氧有机碳降解速率和途径的控制。Proc。国家的。学会科学。美国;115(2)， 367-372。doi: 10.1073 / pnas.1715789115
比安奇。S.，卡努埃尔。A.(2011)。水生生态系统中的化学生物标记物(普林斯顿，新泽西州:普林斯顿大学出版社)。doi: 10.23943 /普林斯顿大学/ 9780691134147.001.0001
Blaauw M.， Aquino-Lopez M.， Christen J. A.(2021)。“‘对210Pb定年的贝叶斯改进’，”古镇大会，在线，2021年4月19-30日，EGU21-E1596。doi: 10.5194 / egusphere - egu21 - 1596
[j] .贝内特。K. D.雷默。J.(2018)]。将日期加倍并使用贝叶斯——模型选择、年代密度和质量对年代的影响。第四纪科学。牧师。188年,58 - 66。doi: 10.1016 / j.quascirev.2018.03.032
Blattmann t.m, Montluçon D. B.， Haghipour N.， Ishikawa n.f .， Eglinton t.i .(2020)。用液相色谱法分离从沉积物中提取的单个氨基酸用于放射性碳分析。前面。3月科学。7174年。doi: 10.3389 / fmars.2020.00174
Blattmann t.m .， Ishikawa n.f .(2020)。环境中氨基酸特异性放射性碳的理论含量:待检验的假设和应把握的机会。前面。3月科学。7日,302年。doi: 10.3389 / fmars.2020.00302
Bradshaw C.， Jakobsson M.， Brüchert V.， Bonaglia S.， Mörth C. M.， Muchowski J.等(2021)。海底拖网作业的物理干扰使微粒物质悬浮，改变了海底及其附近的生物地球化学过程。前面。3月科学。8, 683331。doi: 10.3389 / fmars.2021.683331
布雷·E·E·埃文斯·E·d·(1961)。正构烷烃的分布是识别烃源层的线索。Geochim。Cosmochim。学报22(1)， 2-15。0016 - 7037 . doi: 10.1016 / (61) 90069 - 2
布罗迪·c.r，冷明杰，卡斯福德·j.s.l, Kendrick c.p, Lloyd j.m, zyongqiang，等(2011)。由于分析前的酸制备方法，陆地和水生有机物质的C和N浓度和δ13C组成存在偏差的证据。化学。青烟。282(3-4)， 67-83。doi: 10.1016 / j.chemgeo.2011.01.007
Bruce K.， Blackman R.， Bourlat S.， Hellström A.， Bakker J.， Bista I.等人(2021)。“生物多样性评估的基于dna方法的实用指南”。先进的书籍。doi: 10.3897 / ab.e68634
布塞勒·欧，贝尼特斯·纳尔逊C，罗格斯·范德洛夫M，安德鲁斯J，鲍尔L，克罗辛G，夏雷特M. A.(2001)。海水中钍-234小体积法与大体积法的比较。3月化学。74(1)， 15-28。doi: 10.1016 / s0304 - 4203 (00) 00092 - x
Butenschön M.， Clark J.， Aldridge J. N.， Icarus Allen J.， Artioli Y.， Blackford J.等(2016)。ERSEM 15.06:海洋生物地球化学和较低营养水平生态系统动力学的通用模型。Geosci。模型。Dev。9(4)， 1293-1339。doi: 10.5194 / gmd - 9 - 1293 - 2016
凯奇。G.奥斯丁w.e.n.(2010)。过去一千年的海洋气候变化:苏纳特湖记录，苏格兰，英国。第四纪科学。牧师。29(13-14)， 1633-1647。doi: 10.1016 / j.quascirev.2010.01.014
凯奇·G·戴维斯·S·M, Wastegård S.，奥斯汀W. E. N.(2011)。苏格兰峡湾沉积物中冰岛Landnám tephra(公元871±2)的鉴定。第四纪Int。246年,168 - 176。doi: 10.1016 / j.quaint.2011.08.016
卡佩尔·L·德·拉·罗莎·阿兰兹·J·M, González-Vila F. J. J. González-Perez J. A.曼宁·A. C.(2006)。利用热分析结合同位素比和四极杆质谱法对西班牙大西洋海岸海洋沉积物中不同形式的有机碳进行了说明。Org。Geochem。37(12)， 1983-1994。doi: 10.1016 / j.orggeochem.2006.07.025
陈春燕，麦基D，伍兹A, Pérez L.，哈特菲尔德R. G.，爱德华兹R. L.等(2020)。湖泊沉积物的定年:来自秘鲁junín湖700 ka沉积记录的启示。第四纪科学。牧师。244年,106422年。doi: 10.1016 / j.quascirev.2020.106422
陈燕，胡晨，杨光平，高晓春(2021)。南黄海、东海沉积有机质的来源、分布与降解Estuar。海岸。架子上的科学。255年,107372年。doi: 10.1016 / j.ecss.2021.107372
郑洪华，李志明，李志明，李志明(2000)。深海珊瑚的年代测定。Geochim。Cosmochim。学报64(14)， 2401-2416。doi: 10.1016 / s0016 - 7037 (99) 00422 - 6
Clark K.， Karsch-Mizrachi I.， Lipman D. J.， Ostell J.， Sayers E. W.(2016)。基因库。核酸储备。44岁的D67-D72。doi: 10.1093 / nar / gkv1276
科尔曼·S. M.，鲍康·P. C.，布莱顿·J. F.，克罗宁·T. M.，麦基因·J. P.，威拉德·D.等(2002)。切萨皮克湾全新世河口沉积物的放射性碳定年、年代学框架和堆积速率变化。第四纪Res。57(1)， 58-70。doi: 10.1006 / qres.2001.2285
科波拉，罗莉，马西埃洛，德鲁菲尔(2014)。海洋沉积物和下沉颗粒中的陈年黑碳。地球物理学。ical Res. Lett。41岁,2427 - 2433。gl059068 doi: 10.1002/2013
科波拉A. I.，塞德尔M.，沃德N. D.， Viviroli D.，纳西门托G. S.， Haghipour N.(2019)。碳池。Commun Nat。10日,4018年。doi: 10.1038 / s41467 - 019 - 11543 - 9
王文华，王文华(1997)。北冰洋西部沉积体系的放射性碳年代学。《深海》第二部分:上。钉。Oceanogr。44(8)， 1745-1757。doi: 10.1016 / s0967 - 0645(97) 00039 - 8。
d 'Auriac m.a, hanke K.， Gundersen H.， Frigstad H.， Borgersen G.(2021)。蓝碳eDNA -一种新的测定海洋沉积物中大型藻类碳含量的eDNA方法(挪威奥斯陆:挪威水研究所。doi: 10.13140 / RG.2.2.10631.93607
道威，米德堡J. J.，赫尔曼P. M. J.， Heip C. H. R.(1999)。氨基酸的成岩作用改变与大块有机质反应性的联系。Limnol。Oceanogr。44(7)， 1809-1814。doi: 10.4319 / lo.1999.44.7.1809
王晓燕，王晓燕，王晓燕(1998)。氨基酸和己糖胺作为北海沉积物有机质降解状态的指示物。Limnol。Oceanogr。43(5)， 782-798。doi: 10.4319 / lo.1998.43.5.0782
de Borger E.， Ivanov E.， Capet A.， breeckman U.， Vanaverbeke J.， Grégoire M.， Soetaert K. (2021a)。近海风电场足迹沉积物有机质矿化过程。前面。3月科学。8, 632243。doi: 10.3389 / fmars.2021.632243
de Borger E, Tiano J.， breckman U.， Rijnsdorp A. D.， Soetaert K. (2021b)。海底拖网对沉积物生物地球化学的影响:一种模拟方法。Biogeosciences18日,2539 - 2557。doi: 10.5194 / bg - 18 - 2539 - 2021
德哈斯H.，布尔W.，范韦林t.c.e.(1997)。最近的沉积和有机碳埋藏在一个陆架海:北海。3月青烟。144(1-3)， 131-146。doi: 10.1016 / s0025 - 3227 (97) 00082 - 0
Deiner K.， Bik H. M.， Mächler E.， Seymour M.， Lacoursière-Roussel A.， Altermatt F.等(2017)。环境DNA元条形码:改变我们调查动植物群落的方式。摩尔。生态。26(21)， 5872-5895。doi: 10.1111 / mec.14350
德里恩·M.，布罗基·S. R.， Gonçalves-Araujo R.(2019)。水生有机质的表征:评价、展望和研究重点。水Res。163年,114908年。doi: 10.1016 / j.watres.2019.114908
迪丁·M, Kröger S.，帕克·R.，詹金斯·C.，梅森·C.，韦斯顿·K.(2017)。西北欧洲大陆架表层沉积物有机碳储量预测。生物地球化学135(1 - 2), 183 - 200。doi: 10.1007 / s10533 - 017 - 0310 - 4
王晓燕，王晓燕，王晓燕(2013)。一种用于评估大北海底潜捕鱼显著影响海床范围的拟议方法。ICES J.三月科学。70(6)， 1085-1096。doi: 10.1093 / icesjms / fst066
狄斯丁，托斯内斯，Rún Bjarnadóttir L.(2021)。北海和斯卡格拉克表层沉积物有机碳密度和积累速率Biogeosciences18(6)， 2139-2160。doi: 10.5194 / bg - 18 - 2139 - 2021
王志强，王志强，王志强，王志强(2016)。侵蚀、沉积和土壤碳:动态景观中处理碳循环的过程级控制、实验工具和模型综述。Earth-Sci。牧师。154年,102 - 122。doi: 10.1016 / j.earscirev.2015.12.005
杜阿尔特c.m，加图索j . p。，Hancke K., Gundersen H., Filbee-Dexter K., Pedersen M. F., et al. (2022). Global estimates of the extent and production of macroalgal forests.全球生态。Biogeogr.31(7)， 1422-1439 doi: 10.1111/geb.13515
Eigaard O. R.， Bastardie F.， Hintzen n.t .， Buhl-Mortensen L.， Buhl-Mortensen P.， Catarino R.等(2017)。海底拖网在欧洲水域的足迹:分布、强度和海底完整性。ICES J.三月科学。74(3)， 847-865。doi: 10.1093 / icesjms / fsw194
环境署、食品标准局、苏格兰食品标准局、北爱尔兰环境署、威尔士自然资源署、苏格兰环境保护局(2021年)。《食品与环境中的放射性2020》。普遍26．EA, FSA, FSS, NIEA, NRW和SEPA，布里斯托尔，伦敦，阿伯丁，贝尔法斯特，加的夫和斯特灵。
爱泼斯坦G.，米德尔伯格J. J.，霍金斯J. P.，诺里斯C. R.，罗伯茨C. M.(2022)。移动海底捕鱼对海底沉积物碳储量的影响。全球变化生物学。， 28(9)， 2875-2894。doi: 10.1111 / gcb.16105
Ficetola G. F.， Pansu J.， Bonin A.， Coissac E.， Giguet-Covex C.， De Barba M.等(2015)。复制水平，虚假存在和估计存在/不存在的eDNA元条形码编码数据。摩尔。生态。Resour。15(13)， 543-556。doi: 10.1111 / 1755 - 0998.12338
Filbee-Dexter K.， Pedersen M. F.， Fredriksen S.， Norderhaug K. M.， Rinde E.， Kristiansen T.等(2020)。海胆转化海带碎屑促进了碳输出。环境科学192(1)， 213-225。doi: 10.1007 / s00442 - 019 - 04571 - 1
Fonseca V. G.， sin尼日尔F.， Gaspar J. M.， Quince C.， Creer S.， Power D. M.等(2017)。揭示南极沉积物中比预期更高的微动物群多样性:元条形码方法。科学。代表。7(1)， 1 - 11。doi: 10.1038 / s41598 - 017 - 06687 - x
冯塞卡. G.，拉利亚斯.(2016)。海洋沉积物元条形码:扩增子库的制备。方法分子生物学;1452年,183 - 196。doi: 10.1007 / 978 - 1 - 4939 - 3774 - 5 _12
福特M, Rusconi R, Margini C, Abbate G.， Maltese S.， Badalamenti P.， Bellinzona S.(2001)。不同方法测定食品和环境样品中铀同位素的比较。Radiat。普罗特。剂量测定法97(4)， 325-328。doi: 10.1093 / oxfordjournals.rpd.a006681
Garcia-Tenorio R.， Rozmaric M.， Harms A.， Godoy j M.D.O.， Barsanti M.， Schirone A.等人(2020)。从辐射测量到海洋沉积物核的年代学:由IAEA组织的210Pb年代实验室间比较活动。3月Pollut。公牛。159年,111490年。doi: 10.1016 / j.marpolbul.2020.111490
Geibert W.， Stimac I.， Rutgers van der Loeff m.m .， Kuhn G.(2019)。用恒定供给速率模型测定过量230的深海沉积物的年代。古海洋学古气候学34(12)， 1895-1912。pa003663 doi: 10.1029/2019
Geraldi N. R.， Ortega A.， Serrano O.， Macreadie P. I.， Lovelock C. E.， kraouse - jensen D.等人(2019)。指纹蓝碳:确定海洋沉积环境中有机碳来源的原理和工具。前面。3月科学。6.doi: 10.3389 / fmars.2019.00263
Geraldi N. R.， Díaz-Rúa R.， Shea L. A.， Duarte C. M.(2020)。从海洋栖息地沉积物中提取细胞外DNA方法的性能。环绕。DNA2(1)， 91-98。doi: 10.1002 / edn3.48
Gilbey J.， Carvalho G.， Castilho R.， Coscia I.， Coulson M. W.， Dahle G.等人(2021)。水滴中的生命:为海洋渔业管理和生态系统监测采集环境DNA。3月政策124年,104331年。doi: 10.1016 / j.marpol.2020.104331
李志刚，李志刚，李志刚(1998)。土壤中的黑碳:用苯羧酸作为特殊标记。Org。Geochem。29(4)， 811-819。doi: 10.1016 / s0146 - 6380 (98) 00194 - 6
王晓燕，王晓燕，王晓燕。(2009)。不同尺度土壤有机碳(SOC)储量评估的不确定性大小和来源欧元。土壤科学。60(5)， 723-739。doi: 10.1111 / j.1365-2389.2009.01157.x
王文华(2003)。阿查法拉亚河向墨西哥湾北部沉积物输送陆源有机质的来源及分布Geochim。Cosmochim。学报67(13)， 2359-2375。doi: 10.1016 / s0016 - 7037 (02) 01412 - 6
Gregg R.， Elias J. L.， Alonso I.， Crosher I. E.， Muto P.， Morecroft m.d.(2021)。栖息地的碳储存和封存:证据综述(第二版)自然英格兰研究报告NERR094。在自然英格兰研究报告．
Grey E. K, Bernatchez L.， Cassey P.， Deiner K.， Deveney M.， Howland K. L等人(2018)。采样工作对环境DNA元条形码调查估计的生物多样性模式的影响。科学。代表。8(1)， 2-11。doi: 10.1038 / s41598 - 018 - 27048 - 2
李志强，李志强，李志强，李志强(2001)。源自塞拉菲尔德的14C从爱尔兰海通过北海峡的运输。放射性碳测定年代43 (2b)， 869-877。doi: 10.1017 / S0033822200041539
郭磊，塞米莱托夫一世，古斯塔夫松Ö。，Ingri J., Andersson P., Dudarev O., White D. (2004). Characterization of Siberian Arctic coastal sediments: Implications for terrestrial organic carbon export.全球Biogeochem。周期18 (1)， gb1036。gb002087 doi: 10.1029/2003
郭丽丽，白德明，徐超，Santschi p.h.(2009)。来自密西西比河烟羽的高分子量溶解有机物的化学和同位素组成。3月化学。114(3-4)， 63-71。doi: 10.1016 / j.marchem.2009.04.002
Gustafsson O。，Bucheli T. D., Kukulska Z., Andersson M., Largeau C., Rouzaud J. N., et al. (2001). Evaluation of a protocol for the quantification of black carbon in sediments.全球Biogeochem。周期15(4)， 881-890。gb001380 doi: 10.1029/2000
Haghipour N.， Ausín B.， Usman M. O.， Ishikawa N.， Wacker L.， Welte C.等人(2019)。元素分析仪-加速器质谱法化合物特异性放射性碳分析:精度和局限性。肛交。化学。91年,2042 - 2049。doi: 10.1021 / acs.analchem.8b04491
Hajdas I.， Ascough P.， Garnett M. H.， Fallon S. J.， Pearson C. L.， Quarta G.等(2021)。放射性碳年代测定法。Nat. rev方法引物1, 1-26。doi: 10.1038 / s43586 - 021 - 00058 - 7
汉梅斯·K，施密特·m·w·i，斯默尼克·r·J，柯里·l·A，鲍尔·w·P，阮廷华，等(2007)。利用来自土壤、水、沉积物和大气的参考物质测量土壤和沉积物中火源(黑元素)碳的定量方法比较。全球Biogeochem。周期21 (3), GB3016。gb002914 doi: 10.1029/2006
张志强，刘志刚，(2001)。在总有机碳或碳-13同位素分析之前，用酸熏蒸法去除土壤中的碳酸盐。土壤科学。Soc。美国J。65年,1853 - 1856。doi: 10.2136 / sssaj2001.1853
李志强，李志强，李志强(2019)。预测eDNA在环境中的命运及其对生物多样性研究的意义。Proc. R. SocB:生物。科学。286(1915)， 20191409。doi: 10.1098 / rspb.2019.1409
Hassen N. E. H, Reguigui N.， Helali M. A.， Mejjad N.， Laissaoui A.， Benkdad A.等(2020)。评价两种不同地中海深层环境(撒丁岛和西西里海峡)的历史沉积模式。Mediterr。3月科学。20(3)， 542-548。doi: 10.12681 / mms.19558。
希顿T.， Blaauw M.，布莱克威尔P.，拉姆齐C. B.，雷默P.，斯科特E.(2020)。用IntCal20方法构建放射性碳校准曲线:使用贝叶斯样条和变量误差的新方法。放射性碳测定年代62(4)， 821-863。doi: 10.1017 / RDC.2020.46
希丁克J. G.， van de Welde S. J.， McConnaughey R. A.， de Broger E.， O'Neill F. G.(2021)。“量化结束海底拖网捕捞的碳效益”．可以在:https://figshare.com/articles/preprint/Quantifying_the_carbon_benefits_of_ending_bottom_trawling/16722808．
Hogg a.g.， Heaton t.j, Hua Q, Palmer j.g, Turney c.s, Southon J.等(2020)。SHCal20南半球校准，0 - 55000年cal BP。放射性碳测定年代62(4)， 759-778。doi: 10.1017 / RDC.2020.59
Howard J.， Hoyt S.， Isensee K.， Telszewski M.， Pidgeon E.(编)(2014)。海岸蓝碳:评估红树林、潮汐盐沼和海草中碳储量和排放因子的方法。美国弗吉尼亚州阿灵顿:保护国际、教科文组织政府间海洋学委员会、国际自然保护联盟。
Humphreys m.p, Achterberg e.p, Hopkins J. E, Chowdhury m.z H, Griffiths a.m, Hartman s.e，等(2019)。季节性分层的温带大陆架海中营养保存碳泵的机制。掠夺。Oceanogr。177年,101961年。doi: 10.1016 / j.pocean.2018.05.001
亨特C，德姆萨尔U.，德芙D.，斯米顿C.，库珀R.，奥斯汀W. E. N.(2020年)。海洋沉积碳的量化:一种利用苏格兰海底声学、图像和地面真实数据的新的空间分析方法。前面。3月科学。7日,588年。doi: 10.3389 / fmars.2020.00588
杨文华，杨文华，杨文华(2002)。地球化学沉积物分析程序．可以在:https://pubs.usgs.gov/of/2002/of02-371/．(2022年8月访问)
詹金斯C.(2005)。“dbSEABED上使用的计算方法总结”．作者:Buczkowski B. J.， Reid J. A.， Jenkins C. J.， Reid J. M.， Williams S. J.，群J. G.(墨西哥湾和加勒比海(波多黎各和美属维尔京群岛):近海表层沉积物数据发布:美国地质调查局数据系列146。
王晓东，张晓东，王晓东。(2021)。环境DNA (eDNA)状态和水化学之间的复杂相互作用对eDNA持久性的meta分析。摩尔。生态。Resour。21(5)， 1490-1503。doi: 10.1111 / 1755 - 0998.13354
克肖P.(1986)。爱尔兰海沉积物的放射性碳年代测定。Estuar。海岸。架子上的科学。23(2)， 295-303。0272 - 7714 . doi: 10.1016 / (86) 90029 - 6
Kharbush J. J.， Close H. G.， Van Mooy B. A. S.， Arnosti C.， Smittenberg R. H.， Le Moigne F. A. C等(2020)。微粒有机碳的解构:海洋中微粒有机碳的分子和化学组成。前面。3月科学。7.doi: 10.3389 / fmars.2020.00518
Kleber M.， Bourg I. C.， Coward E. K.， Hansel c.m .， Myneni S. c.b .， Nunan N.(2021)。矿物-有机质界面的动态相互作用。Nat. Rev.地球环境。2, 402 - 421。doi: 10.1038 / s43017 - 021 - 00162 - y
Kokubu Y.， Rothäusler E.， Filippi J. B.， Durieux E. D. H.，小松T.(2019)。揭示大型植物向近海迁移的沉积:它们长距离扩散和季节性聚集到深海的证据。科学。代表。9(1)， 4331。doi: 10.1038 / s41598 - 019 - 39982 - w
小田T.(2008)。从海岸沉积物中去除碳酸盐，测定有机碳及其同位素特征，δ13C和Δ14C:熏蒸与盐酸直接酸化的比较。Limnol。Oceanogr。方法6(6), 254 - 262。doi: 10.4319 / lom.2008.6.254
Krause-Jensen D.， Lavery P.， Serrano O.， Marba N.， Masque P.， Duarte c.m .(2018)。巨藻碳的封存:蓝碳房间里的大象。医学杂志。列托人。14(6), 20180236。doi: 10.1098 / rsbl.2018.0236
Kühn W.， Pätsch J.， Thomas H.， Borges A. V.， Schiettecatte l . s .。Bozec Y.等(2010)。北海的氮和碳循环以及与北大西洋的交换——模式研究，第二部分:碳收支和通量。货架保留区。30(16)， 1701-1716。doi: 10.1016 / j.csr.2010.07.001
陈晓明，陈晓明，陈晓明，陈晓明，(2020)。识别天然和人为有机物输入盐沼沉积物的福尔摩沙泻湖(南葡萄牙)。环绕。科学。pollut。Res。27(23)， 28962-28985。doi: 10.1007 / s11356 - 020 - 09235 - 9
Lafratta .， Serrano O.， Masqué P.， Mateo M. A.， Fernandes M.， Gaylard S.等人(2020)。蓝碳项目中选择合适栖息地和展示“附加性”的挑战:海草案例研究。海洋海岸。管理。197年,105295年。doi: 10.1016 / j.ocecoaman.2020.105295
李晓燕，李晓燕，陈晓燕，陈晓燕，等(2015)。环境元条形码揭示了不同河口生态系统中微生物真核生物多样性的异质性驱动因素。ISME J。9(5)， 1208-1221。doi: 10.1038 / ismej.2014.213
Lamb P. D, Hunter E, Pinnegar J. K.， Creer S.， Davies R. G.， Taylor m.i.(2019)。量化是如何成为元条形码的:一种元分析方法。摩尔。生态。28(2)， 420-430。doi: 10.1111 / mec.14920
兰丹马克·H·k·E，福根·d·H，科克尔·c·S.(2015)。生物圈中DNA总量的估计。公共科学图书馆杂志。13(6)， 1-10。doi: 10.1371 / journal.pbio.1002168
LaRowe D. E.， Arndt S.， Bradley J. A.， Estes E. R.， Hoarfrost A.， Lang S. Q，等(2020)。海洋沉积物中有机碳的命运-来自近期数据和分析的新见解。Earth-Sci。牧师。204年,103146年。doi: 10.1016 / j.earscirev.2020.103146
Legge O.， Johnson M.， Hicks N.， Jickells T.， Diesing M.， Aldridge J.等(2020)。西北欧洲大陆架上的碳:当代预算和未来影响。前面。3月科学。7日,143年。doi: 10.3389 / fmars.2020.00143
莱纳德·A，卡斯尔·S，伯尔·g·S，兰格·T，托马斯·J.(2013)。湿式氧化法测定水中溶解有机碳的AMS放射性碳。放射性碳测定年代55岁,545 - 552。doi: 10.1017 / S0033822200057672
李比。F。安德森。C。阿诺德。R.(1949)。用放射性碳含量测定年龄。天然放射性碳的世界范围测定法。科学109年,227 - 228。doi: 10.1126 / science.109.2827.227
罗培生，李文华，李文华，李文华。(2008)。苏格兰两个海湖中陆地有机物的命运。Estuar。海岸。架子上的科学。76(3)， 566-579。doi: 10.1016 / j.ecss.2007.07.023
Lopez-Capel E.， Bol R.， Manning d.a.c.(2005)。同时热分析质谱和稳定碳同位素分析在碳封存研究中的应用。快速Commun。质量范围。19(22)， 3192-3198。doi: 10.1002 / rcm.2145
洛加德·B·C，梅特卡夫B.，尼内曼·美国，瓦克·L.(2018)。超越深海古气候档案中的年龄-深度模式范式:单一有孔虫的双放射性碳和稳定同位素分析。过去的气候14(4)， 515-526。doi: 10.5194 / cp - 14 - 515 - 2018
Luisetti T, Turner R. K, Andrews J. E, Jickells T. D, Kröger S.， Diesing M.等人(2019)。量化和评估英国沿海和大陆架生态系统中的碳流动和储量。Ecosyst。服务公司。35岁,67 - 76。doi: 10.1016 / j.ecoser.2018.10.013
Luisetti T.， Ferrini S.， Grilli G.， Jickells T. D.， Kennedy H.， Kröger S.等人(2020)。气候行动需要新的会计指导和治理框架来管理大陆架海洋的碳。Commun Nat。11(1)， 4599。doi: 10.1038 / s41467 - 020 - 18242 - w
麦肯齐·a·B，哈迪·s·m·l，法默·J·G，伊德斯·l·J，普尔福德医学研究所(2011)。210Pb测年的分析和取样限制。科学。总环境。409(7)， 1298-1304。doi: 10.1016 / j.scitotenv.2010.11.040
Macreadie P. I.， Anton A.， Raven J. A.， Beaumont N.， Connolly R. M.， Friess D. A.等人(2019)。蓝色碳科学的未来。Commun Nat。10(1)， 3998。doi: 10.1038 / s41467 - 019 - 11693 - w
马德生，王晓燕，王晓燕，王晓燕(2005)。河口年轻沉积物的光刺激发光测年:与210Pb和137Cs测年的比较3月青烟。214(1-3)， 251-268。doi: 10.1016 / j.margeo.2004.10.034
Mas J. L.， Aparicio P.， Galán E.， Romero-Baena A.， Miras A.， Yuste A.， Martín D.(2020)。ICP-MS/MS法测定高岭石样品中铀、钍同位素达成。粘土科学。196年,105736年。doi: 10.1016 / j.clay.2020.105736
马西洛·A·A，德鲁菲尔·e·r·M，柯里·l·A(2002)。气溶胶和海洋沉积物中黑碳的放射性碳测量。Geochim。Cosmochim。学报66(6)， 1025-1036。doi: 10.1016 / s0016 - 7037 (01) 00831 - 6
Mauquoy D.， Payne R. J.， Babeshko K. V.， Bartlett R.， Boomer I.， bowy H.等人(2020)。福克兰岛泥炭地的发展过程和普遍存在的火灾。第四纪科学。牧师。240年,106391年。doi: 10.1016 / j.quascirev.2020.106391
Molnár M.， Hajdas I.， Janovics R.， Rinyu L.， Synal H. A.， Veres M.， Wacker L.(2013)。C-14分析地下水，精确到毫升。诊断。Instrum。物理方法。决议B节:光束相互作用。板牙。原子294年,573 - 576。doi: 10.1016 / j.nimb.2012.03.038
Morys C.， Brüchert V. Bradshaw C.(2021)。底拖网对泥质沉积物中底栖生物地球化学的影响:使用实验场研究去除表层沉积物。3月包围。Res。169年,105384年。doi: 10.1016 / j.marenvres.2021.105384
Najjar R. G.， Herrmann M.， Alexander R.， Boyer E. W.， Burdige . J.， Butman D.等(2018)。北美东部潮汐湿地、河口和大陆架水域的碳收支。全球Biogeochem。周期32(3)， 389-416。gb005790 doi: 10.1002/2017
纳塔利C.， Bianchini G.， Carlino P.(2020)。土壤碳库热稳定性:土壤性质和演化的推论。Thermochim。学报683年,178478年。doi: 10.1016 / j.tca.2019.178478
王晓燕，王晓燕，王晓燕(2016b)。多么大的阻力:量化长期海底拖网对大陆架沉积物的全球影响。J.马尔。159年,109 - 119。doi: 10.1016 / j.jmarsys.2015.12.007
欧伯勒·F. K. J.，斯瓦曾斯基·P. W.，瑞迪·C. M.，尼尔森·R. K.，巴许·B.，哈内布斯·T. J. (2016a)。解读海底拖网捕捞对陆架沉积栖息地的岩性影响。J.马尔。159年,120 - 131。doi: 10.1016 / j.jmarsys.2015.12.008
Ortega A.， Geraldi N. R.， Alam I.， Kamau A. A.， Acinas S. G.， Logares R.等人(2019)。大型藻类对海洋固碳的重要贡献。Geosci Nat。12(9)， 748-754。doi: 10.1038 / s41561 - 019 - 0421 - 8
Ortega A.， Geraldi N. R.， Duarte C. M.(2020)。环境DNA鉴定了海洋大型植物对蓝碳沉积物的贡献。Limnol。Oceanogr。65(12)， 3139-3149。doi: 10.1002 / lno.11579
李晓明，李晓明，李晓明，(2015)。TGA-FTIR技术在海洋沉积物污染程度预测中的新应用。红外物理。抛光工艺。72年,52-57。doi: 10.1016 / j.infrared.2015.07.006
Pappa F. K, Tsabaris C.， Patiris D. L.， Eleftheriou G.， Ioannidou A.， Androulakaki E. G.等人(2019)。希腊Ierissos海湾沿海矿区放射性核素和重金属的时间调查。环绕。科学。pollut。Res。26(26)， 27457-27469。doi: 10.1007 / s11356 - 019 - 05921 - 5
Paradis S, Pusceddu A.， Masqué P.， Puig P.， Moccia D.， Russo T.， Iacono Lo C.等人(2019)。在新鲜颗粒输入期间，在高度拖网捕捞区域(castellamare海湾，地中海西南部)的有机物含量和降解。Biogeosciences16(21)， 4307-4320。doi: 10.5194 / bg - 16 - 4307 - 2019
Paradis S.， Goñi M.， Masqué P.， Durán R.， Arjona-Camas M.， Palanques A.等人(2021)。海底拖网作业对深海沉积物生物地球化学变化的持续影响。地球物理学。ical Res. Lett。48岁的e2020GL091279。gl091279 doi: 10.1029/2020
Pawlowski J.， Bruce K.， Panksep K.， Aguirre F. I.， Amalfitano S.， Apothéloz-Perret-Gentil L.等(2022)。用于底栖生物监测的环境DNA元条形码:沉积物采样和DNA提取方法综述。科学。总环境。818年,151783年。doi: 10.1016 / j.scitotenv.2021.151783
王晓峰，王晓峰，王晓峰(2007)。利用碳氮比估算陆源有机物对水生环境的输入。Estuar。海岸。架子上的科学。73(1-2)， 65-72。doi: 10.1016 / j.ecss.2006.12.021
普斯德杜，比安切利，Martín J. Puig P. Palanques A. Masqué P. Danovaro R.(2014)。长期和密集的海底拖网捕鱼损害了深海生物多样性和生态系统功能。Proc。国家的。学会科学。美国;111(24)， 8861-8866。doi: 10.1073 / pnas.1405454111
Queirós a.m, Stephens N.， Widdicombe S.， Tait K.， McCoy S. J.， Ingels J.等(2019)。连接的巨藻-沉积物系统:蓝色碳和深海沿海海洋的食物网。生态。Monogr。89(3)， 1-21。doi: 10.1002 / ecm.1366
Ramsey c.b, Heaton t.j, Schlolaut G.， Staff R. A.， Bryant c.l .， Brauer A.等人(2020)。日本绥越湖大气放射性碳校准记录的再分析。放射性碳测定年代62(4)， 989-999。doi: 10.1017 / RDC.2020.18
拉特纳辛汉姆，赫伯特。D. N.(2007)。BOLD:生命数据系统的条形码:Barcoding。摩尔。生态。笔记7(3)， 355-364。doi: 10.1111 / j.1471-8286.2007.01678.x
李伟，阿特伍德·t·B，桑珀-维拉雷亚尔J.，阿达梅·M·F，桑帕约·e·M，洛夫洛克·c·E.(2017)。利用eDNA法测定海草草地有机碳的来源。Limnol。Oceanogr。62(3)， 1254-1265。doi: 10.1002 / lno.10499
李志强，李志强，李志强，(2007)。多格尔滩底栖微型植物:利用沉积物植物色素组成比较浅区和深部。3月的杂志。150年,1061 - 1071。doi: 10.1007 / s00227 - 006 - 0423 - 0
Rijnsdorp a.d, Depestele J.， Molenaar P.， Eigaard O. R.， ivanoviic A.， O 'Neill F. G.(2021)。底拖网的泥沙动员:应用于荷兰北海梁拖网渔业的模型方法。ICES J.三月科学。78(5)， 1574-1586。doi: 10.1093 / icesjms / fsab029
robert c.m, O’leary b.c C, Mccauley d.j, Cury p.m, Duarte c.m, Lubchenco J，等(2017)。海洋保护区可以减缓和促进对气候变化的适应。Proc。国家的。学会科学。美国114(24)， 6167-6175。doi: 10.1073 / pnas.1701262114
王晓燕，王晓燕(2004)。巴哈马群岛现代碳酸盐岩和水体中U和Th的浓度和同位素比值。Geochim。Cosmochim。学报68(8)， 1777-1789。doi: 10.1016 / j.gca.2003.10.005
萨胡S. K.， Ajmal P. Y.， Bhangare R. C.， Tiwari M.， Pandit g.g.(2014)。磷肥生产区天然放射性评价。j . Radiat。: >,科学。7(1)， 123-128。doi: 10.1016 / j.jrras.2014.01.001
Sala E.， Mayorga J.， Bradley D.， Cabral R. B.， Atwood T. B.， Auber A.等人(2021)。保护全球海洋的生物多样性、食物和气候。自然．592年,397 - 402。doi: 10.1038 / s41586 - 021 - 03371 - z
Sanches L. F.， Guenet B.， dos Anjos Cristiano Marino N.， de Assis Esteves F.(2021)。探讨水生系统启动效应的控制因素及其量级。j .地球物理学。生物地质科学。126年,e2020JG006201。jg006201 doi: 10.1029/2020
(2013). http://www.cmemo.org.com/ http://www.cmemo.org.com/ Sañé E, Martín J.;受海底拖网捕捞影响的深海区域的有机生物标记物:来自地中海西北部拉丰莱拉(Palamós)峡谷的表面沉积物中的色素、脂肪酸、氨基酸和碳水化合物。Biogeosciences10(12)， 8093-8108。doi: 10.5194 / bg - 10 - 8093 - 2013
桑托斯·g·M，格拉纳托·苏扎D.，巴博萨·a·C.，欧克尔斯R.，安德鲁·海耶斯L.(2020)。放射性碳分析证实了赤道亚马逊地区雪松树年轮的年周期性。第四纪Geochronol。58岁的101079人。doi: 10.1016 / j.quageo.2020.101079
Santos i.r, Burdige D. J.， Jennerjahn t.c .， Bouillon S.， Cabral A.， Serrano O.等人(2021)。欧达姆在“蓝碳”科学中出格假说的复兴。Estuar。海岸。架子上的科学。255年,107361年。doi: 10.1016 / j.ecss.2021.107361
王志强，王志强(2008)。墨西哥湾放射性碳衍生沉积速率。《深海》第二部分:上。钉。Oceanogr。55(24-26)， 2572-2576。doi: 10.1016 / j.dsr2.2008.07.005
李晓燕，李晓燕，李晓燕，等(2014)。比斯开湾东南缘雪貂岬峡谷近期的泥沙输送和沉积。深海res第二部分:顶部。钉。Oceanogr。104年,134 - 144。doi: 10.1016 / j.dsr2.2013.06.004
王晓燕，王晓燕，王晓燕。(2012)。利用声反射数据绘制沉积物有机质的高分辨率图。Hydrobiologia680(1)， 265-284。doi: 10.1007 / s10750 - 011 - 0937 - 4
赛克斯·艾兰，乌勒·艾兰，诺德·艾兰，霍华德·艾兰(2009)。海岸海洋环境中有机质的来源:来自新西兰Hauraki海湾正构烷烃及其δ13C分布的证据。3月化学。113(3-4)， 149-163。doi: 10.1016 / j.marchem.2008.12.003
Silburn B. E.， Sivyer D. B.， Kroeger S.， Parker R.， Mason C.， Nelson P.等(2017)。“陆架海生物地球化学沉积物特征”(英国:英国海洋数据中心-自然环境研究委员会)。
斯米顿，奥斯汀W. E. N.(2017)。来源、汇和补贴:中纬度峡湾的陆地碳储存。j .地球物理学。生物地质科学。122(11)， 2754-2768。jg003952 doi: 10.1002/2017
斯米顿C.，奥斯汀W. E.(2022)。质量而不是数量:优先管理跨大陆架海的沉积有机质。地球物理学。ical Res. Lett。49岁的e2021GL097481。gl097481 doi: 10.1029/2021
斯米顿C.，崔旭，比安奇T. S.，凯奇A. G.，豪伊J. A.，奥斯汀W. E. N. (2021c)。沿海碳储量在过去一千年的演变。第四纪科学。牧师。266年,107081年。doi: 10.1016 / j.quascirev.2021.107081
斯米顿C.，亨特C. A.，特瑞尔W. R.，奥斯汀W. E. N. (2021a)。联合王国专属经济区海洋沉积碳储量。前面。地球科学。9.doi: 10.3389 / feart.2021.593324
王晓燕，王晓燕，王晓燕(1996)。从陆架到深海的早期成岩过程模型。Geochim。Cosmochim。学报60(6)， 1019-1040。0016 - 7037 . doi: 10.1016 / (96) 00013 - 0
斯帕克斯R. B.，塞尔弗A. D.，古斯塔夫松Ö。，Semiletov I. P., Haghipour N., Wacker L., et al. (2016). Macromolecular composition of terrestrial and marine organic matter in sediments across the East Siberian Arctic Shelf.冰冻圈10(5)， 2485-2500。doi: 10.5194 / tc - 10 - 2485 - 2016
史蒂文森m.a.，阿博特g.d .(2019)。探讨海冰梯度变化下北冰洋沉积物中大分子有机物的组成。j .肛门。达成。热解140年,102 - 111。doi: 10.1016 / j.jaap.2019.02.006
苏哈·阿南德·S, Rengarajan R.， Shenoy D.， Gauns M.， Naqvi S. W. A.(2017)。阿拉伯海和孟加拉湾POC出口通量:234 /238U和210Po/210Pb的同步研究3月化学。198年,70 - 87。doi: 10.1016 / j.marchem.2017.11.005
Synal H.-A。，Jacob S., Suter M. (2000). The PSI/ETH small radiocarbon dating system.诊断。Instrum。物理方法。决议B节:光束相互作用。板牙。原子2、1 - 7。
陶珊珊，陈晓燕，赵敏，陈晓燕(2015)。黄河前期土壤有机碳作为黄河悬浮负荷的主要组成部分:区域意义与全球相关性地球的星球。科学。列托人。414年,77 - 86。doi: 10.1016 / j.epsl.2015.01.004
汤普森C. E. L.，威廉姆斯M. E.，阿莫德里L.，赫尔T.，雷诺兹S.，潘托A.， Fones G.(2019)。英国大陆架海底栖生物对再悬浮的控制:对再悬浮频率的影响。货架保留区。185年,3日- 15日。doi: 10.1016 / j.csr.2017.12.005
王晓燕，王晓燕，王晓燕(1994)。有机碳氮稳定同位素和碳氮比作为河口系统有机质物源来源指标的应用:来自苏格兰Tay河口的证据。Estuar。海岸。架子上的科学。38(3)， 219-233。doi: 10.1006 / ecss.1994.1015
王晓明，王晓明，王晓明，Albaigés J.(1996)。西北地中海沉积物中的脂肪族和多环芳烃和硫/氧衍生物:时空变异、通量和预算。环绕。科学。抛光工艺。30(8)， 2495-2503。doi: 10.1021 / es950647x
特雷瓦森-塔克特s.m，凯莱韦J.，麦克雷迪P. I.，比尔达尔J.，拉尔夫P.，贝尔格罗夫A.(2015)。海洋大型植物对蓝色碳吸收贡献的比较。生态96(11)， 3043-3057。doi: 10.1890 / 15 - 0149.1
特雷瓦森-塔克特·S. M.，麦克瑞迪·P. I.，桑德曼·J.，巴尔多克·J.，豪斯·J. M.，拉尔夫·P. J.(2017)。海草组织的化学顽固性的全球评估:对长期碳封存的影响。前面。植物科学。8.doi: 10.3389 / fpls.2017.00925
范·纽特伦，莫德利·L，布鲁默·g - j。，Heip C. H. R., Herman P. M. J., Middelburg J. J. (2009). Seafloor ecosystem functioning: The importance of organic matter priming.3月的杂志。156年,2277 - 2287。doi: 10.1007 / s00227 - 009 - 1255 - 5
沃恩·d·R，比安奇·t·S，希尔兹·m·R，肯尼·w·F，奥斯本·t·z(2021)。佛罗里达北部湿地的蓝碳土壤储量发展和估算。前面。地球科学。9.doi: 10.3389 / feart.2021.552721
王晓燕，王晓燕，王晓燕。(1990)。Carlo Erba NA-1500分析仪测定海洋沉积物中有机碳和氮a部分海洋学家。研究》论文37(1)， 157-165。0198 - 0149 . doi: 10.1016 / (90) 90034
李晓燕，李晓燕，李晓燕，(2013)。单有孔虫气体离子源放射性碳定年研究。诊断。Instrum。物理方法。决议B节294307 - 310。doi: 10.1016 / j.nimb.2012.08.038
Wagner S.， Brandes J.， Spencer R. G.M.， Ma K, Rosengard S. Z.， Moura J. m.s .， Stubbins A.(2019)。海洋溶解黑碳的同位素组成揭示了非河流来源。Commun Nat。10(1)， 1 - 8。doi: 10.1038 / s41467 - 019 - 13111 - 7
华森s.c.l，普雷斯顿J.，博蒙特N. J.，华森G. J.(2020)。利用EUNIS生物群落分类方法评估温带海洋系统中水质和气候调节的自然资本价值。科学。总环境。744年,140688年。doi: 10.1016 / j.scitotenv.2020.140688
Welte C.， Wacker L.， Hattendorf B.， Christl M.， Fohlmeister J.， Breitenbach S. f.m.等(2016)。激光烧蚀加速器质谱法:一种高空间分辨率碳酸盐岩档案快速放射性碳分析方法。肛交。化学。88(17)， 8570-8576。doi: 10.1021 / acs.analchem.6b01659
韦恩伯格·T，菲尔比-德克斯特K.(2018)。食草动物通过减缓海带碎屑的下沉速度来延长蓝色碳的转移。科学。代表。8(1)， 1 - 7。doi: 10.1038 / s41598 - 018 - 34721 - z
威尔逊·R. J.，斯皮尔·D. C.，萨巴蒂诺·A.，希思·M. R.(2018)。西北欧洲陆架沉积环境合成图，用于海洋科学。地球系统科学。数据10(1)， 109-130。doi: 10.5194 / essd - 10 - 109 - 2018
赵燕，吴芳，方晓霞，杨燕(2015)。祁连山地区表土C/N比值:在古环境重建中使用水下沉积物C/N比值指示有机来源的意义Palaeogeogr。Palaeoclimatol。Palaeoecol。426年,1 - 9。doi: 10.1016 / j.palaeo.2015.02.038
关键词:颗粒有机碳(POC)，海洋沉积物分析，碳储量，碳封存，碳源，碳脆弱性，碳管理
引用:Graves CA, Benson L, Aldridge J, Austin WEN, Dal Molin F, Fonseca VG, Hicks N, Hynes C, Kröger S, Lamb PD, Mason C, Powell C, Smeaton C, Wexler SK, willds C和Parker R(2022)大陆架沉积碳:蓝色碳的新兴能力和研究重点。前面。3月科学。9:926215。doi: 10.3389 / fmars.2022.926215
收到:2022年4月22日;接受:2022年8月8日;
发表:2022年9月8日。
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