湖泊是地球表层系统中各个圈层相互作用的连接点，对区域乃至全球尺度上的碳等物质的循环具有重要影响^[1].湖泊沉积物收纳了大量来自陆地生态系统的有机物质，是全球重要的有机质储存场所^[2-4].碳作为基本的生源要素之一，其循环和代谢过程驱动着湖泊生态系统的基本过程，是湖泊生态系统物质循环和能量流动的主要载体^[5-6].湖泊通过内部的生态过程及其与流域的相互作用，呈现极其活跃的碳源和碳汇等功能，碳循环过程不仅影响湖泊的生态过程和环境保护，同时对全球变化具有重要影响^[1].关于湖泊沉积物碳循环及其效应也逐渐成为研究热点.

过去几十年，由于大尺度的土地利用类型的变化以及人类活动等对营养盐循环的改变，淡水湖泊水体富营养化伴随着蓝藻水华暴发成为世界范围内环境管理的主要问题之一^[7].尽管湖泊面积占地球表面积的比例很小，但是其在全球范围的碳循环过程中扮演着重要的角色^[2].研究表明，内陆淡水生态系统中沉积物有机质的储存量与海洋和土壤相当^[8-11]，甚至高于二者的有机质含量，而且位于表层沉积物下方几厘米的沉积物多为缺氧甚至厌氧环境^[12].有机质在厌氧条件下的降解不仅会产生CO₂，而且还会产生大量的CH₄. Tranvik等^[6]对全球湖泊CO₂排放量的估算表明，总体上来看全球湖泊CO₂排放量高达0.53 Pg C/a，Bastviken等^[13]通过对全球湖泊CH₄排放量的估算，湖泊CH₄排放量相对CO₂来说较小，为8~48 Tg C/a.而由于CH₄在水中的溶解度低，以气泡形式释放的CH₄被认为是富营养化湖泊沉积物内源营养盐向上覆水迁移的重要机制之一^[14-15].因此，沉积物有机质的矿化，不仅会产生CO₂和CH₄温室气体，而且可能影响沉积物内源营养盐的释放加剧湖泊富营养化.

湖泊近岸带以及水深较浅的区域在湖泊气体以及营养盐的收支中扮演着最为重要的角色^[14].太湖西岸湖滨带是蓝藻聚集地，湖面产生的蓝藻水华在风力作用在此聚集、堆积、腐烂、分解导致其周边水质恶化，并且会降低水体的溶解氧浓度，形成缺氧甚至厌氧的微环境^[16].课题组在以往的调查过程中发现，太湖西岸近岸湖滨带沉积物厚达1 m左右，呈黑色，含有大量的植物残体，有机质含量高，而这类沉积物在厌氧条件下，有机质的矿化过程中的碳、氮、磷的迁移特征鲜见研究.因此本实验选取太湖西岸符渎港附近湖滨带表层沉积物为研究对象，通过室内模拟实验，阐明沉积物有机质在厌氧条件下的矿化过程中CO₂和CH₄气体的排放量以及水中碳、氮、磷的动态特征，旨在为深入研究湖泊近岸带沉积物有机质矿化过程及其对水环境的影响提供参考.

1 材料与方法

采样点位在太湖竺山湾符渎港附近(31°14′45.61″N，120°0′45.01″E)，于2016年7月，用彼得森采泥器采取表层(0~10 cm)沉积物，并同时采集上覆水速运回实验室0~4℃保存，备用.将采集的沉积物挑拣出大颗粒杂质及植物残体后，混匀，待用; 水样经过0.45 μm滤网过滤后，混匀，待用.初始水样中总氮(TN)、总磷(TP)、铵态氮(NH₄⁺-N)、硝态氮(NO₃^--N)、无机氮(DIC)浓度分别为2.31、0.32、0.38、1.45和15.00 mg/L，沉积物含水率为73.25 %，烧失率为9.74 %.

实验在充分清洗干净的250 ml的培养瓶中进行，向其中加入100 g沉积物(湿重)，加入100 ml过滤及混匀后的水样，用高纯N₂赶走内部空气，随即盖上盖子密封，在28±0.5℃条件下培养，此时，培养瓶上部空间体积为108 ml.分别于培养的第0、2、5、9、20、30、38、44、47、51和60 d采样，每个样品设置3个平行.

采样时，用注射器抽取内部气体，注入已抽真空的气体样品瓶中，待分析.虹吸法取出培养瓶内水样，测定水样中TN、TP、NH₄⁺-N、NO₃^--N和DIC浓度. TN、TP浓度采用碱性过硫酸钾联合消解法测定^[17-18]; NH₄⁺-N、NO₃^--N浓度用连续流动分析仪(Auto Analyzer 3，德国)测定，DIC浓度用C/N分析仪(HT 1300，Analytic Jena，德国)测定，CO₂和CH₄含量用气相色谱仪(Aglient，7890B)^[19]测定.含水率测定时，称取混匀后的沉积物，于105℃条件下烘干至恒重，含水率由烘干前后的质量损失计算.将烘干后的样品放入马弗炉中，于550℃条件下处理5 h，处理前后的质量差即为烧失率. CO₂和CH₄气体含量单位为mg/g(dw)，表示单位干重沉积物所产生的气体的量，由含水率换算得到.

数据作图及分析分别采用Origin 8.0和SPSS 18.0软件.

2 结果与分析 2.1 水体碳、氮、磷浓度的动态变化

随着沉积物有机质的矿化，水中TN、TP、NH₄⁺-N和DIC浓度显著升高，而NO₃^--N浓度逐渐降低(图 1).其中水中TN浓度在0~9 d上升速率最快，由32.76 mg/L迅速上升至95.03 mg/L，38 d以后，水中TN浓度基本平稳，最高浓度达到143.59 mg/L(图 1a).水中NH₄⁺-N浓度在培养初期的2 d内，浓度由27.50 mg/L上升至40.87 mg/L，在培养的第38 d浓度达到峰值，为52.99 mg/L，之后略有下降(图 1c).而水中NO₃^--N浓度在整个培养期间逐渐下降，且在0~9 d内下降速率最快，由1.17 mg/L下降至0.77 mg/L，培养结束时，水中NO₃^--N浓度为0.31 mg/L(图 1d).水中TP浓度由1.37 mg/L(第9 d)迅速上升至8.47 mg/L(第20 d)，上升了6倍，之后TP浓度基本平稳，最高值为9.01 mg/L(第60 d)(图 1b).沉积物有机质矿化过程中，除了会释放大量的N、P营养盐外，还会向水体释放大量的DIC.在整个培养期间，水中DIC浓度逐渐上升，于第47 d浓度达到最高，为345.70 mg/L，之后浓度基本平稳(图 1e).培养过程中，水中TN、TP、NH₄⁺-N和DIC的最高浓度分别为初始浓度的62.16、28.16、139.45和23.05倍，而水中NO₃^--N浓度在培养末期是初始浓度的0.21倍.

2.2 CO₂和CH₄含量的动态特征

沉积物有机质在相对厌氧的条件下，会被厌氧微生物利用、发酵，除了产生CO₂外，还会以CH₄形式向外界释放.本研究表明，在沉积物培养期间，气体中CH₄含量逐渐上升，其中第9~20 d上升速度最快，由39.55 mg/g(dw)上升至845.72 mg/g(dw).第20 d之后，CH₄含量上升速率逐渐降低，培养结束时，CH₄的累积排放含量为369.60 mg/g(dw)(图 2a). CO₂含量在培养初期(第2~9 d)上升速率最快，第9 d之后CO₂含量上升速率逐渐变缓，第30 d以后，CO₂含量基本保持稳定.培养结束时，CO₂含量为498.96 mg/g(dw)(图 2b).沉积物有机质矿化过程中，碳以CO₂和CH₄的形式向外界迁移，本实验中，碳主要以CH₄的形式向大气释放.在整个培养期间，CH₄最高含量是CO₂最高含量的8倍(以C质量计).

2.3 培养期间沉积物烧失率的变化

用烧失率来反映沉积物中有机质含量的动态变化，其值越高，表示沉积物有机质含量越高，反之，越低.在整个培养期间，沉积物烧失率逐渐下降，由最高的9.97 %下降至培养结束时的8.02 %，表明沉积物有机质在培养期间部分矿化，其含量逐渐降低(图 3).由于沉积物组分复杂，尽管已经挑选出其中的颗粒物和植物残体，但是也很难保证绝对的一致.从整体上来看，沉积物烧失率呈下降趋势.

2.4 水体碳、氮、磷浓度与CO₂和CH₄含量的相互关系

本研究表明，沉积物有机质的矿化，除了会使碳向上覆水和大气中释放，还会释放氮、磷营养盐.为了进一步了解水体有机质矿化过程中各指标之间的相互关系，本研究对各指标进行相关性分析.结果表明，除NH₄⁺-N浓度和烧失率外，其他各指标之间相关性显著(表 1). TN浓度与CO₂含量相关性最为显著(P < 0.01)，TP浓度与CH₄含量相关性最为显著(P < 0.01)，NO₃^--N浓度和烧失率与所有指标均呈显著负相关(P < 0.01)，沉积物烧失率与水中DIC浓度显著负相关水平最高(P < 0.01)，CH₄与CO₂含量相关性最为显著(P < 0.01).

3 讨论

富营养化浅水湖泊蓝藻水华暴发会造成区域缺氧甚至厌氧，一是由于蓝藻水华的遮蔽作用阻碍大气复氧，极易使水-沉积物界面形成缺氧的分解环境; 二是蓝藻水华暴发后在水面聚集、堆积、衰亡使得水中的溶解氧消耗殆尽，造成水体缺氧、厌氧^[20-22].内陆湖泊水体沉积物有机质来源广泛且复杂，包括来自自身生产力的有机质和陆源输入的有机质，而湖泊水体沉积物不仅可以储存有机质，同时也是大量有机质矿化最为活跃的场所^{[2, 6]}.沉降到沉积物中的有机质部分在异养微生物的作用下被矿化，生成CO₂和CH₄，部分则被保存在沉积物中^[6].沉积物有机质的矿化速率与温度、氧气含量等因素有关^{[6, 23-24]}.

本研究选择太湖西岸湖滨带表层沉积物为研究对象，重点关注这类沉积物在厌氧条件下的矿化过程中，碳、氮、磷的迁移特征.结果表明，太湖西岸湖滨带表层沉积物在厌氧条件下的矿化过程中，会向上覆水中释放大量的无机碳(图 1e).相比于氮、磷，淡水生态系统中无机碳的可利用性更高^[25].近几十年以来，人类活动导致大量的氮、磷等营养盐输入至湖泊水体中，当水中C :N :P值低于一定比例时(C :N :P=106 :16 :1)，系统中初级生产者对碳的需求超过了对氮、磷等营养盐的需求^[26]，碳可能成为水生系统中主要的非生物限制因子^[27].因此，湖泊近岸带沉积物中有机质的矿化过程可能会在一定程度上弥补这一现象.

本研究中，湖泊沉积物有机质矿化过程中，除了会向上覆水释放无机碳，还能以气体形式释放大量的CO₂和CH₄.研究表明，浅水湖泊水-沉积物界面被认为是有机质的汇集场所，其呼吸作用占湖泊总呼吸量的50 %以上^[28]，而每年沉积物中的有机质有7 % ~75 %会被矿化形成CO₂和CH^[29-30]₄.从烧失率来看，在整个培养过程中，沉积物烧失率逐渐降低，反映出沉积物中的有机质在厌氧条件下可以逐渐分解产生无机组分，如产生无机形态的碳、氮和磷.有机质厌氧矿化产CH₄过程根据其产生途径可以分为2种类型，一是通过利用乙酸生成CH₄和CO₂的食乙酸产甲烷菌，如Methanosaeta; 二是通过利用H₂和CO₂合成CH₄的食氢产甲烷菌，如Methanomicrobiales和Methanobacteriaceae^[31].本研究中，气态形式的碳主要以CH₄形式向外迁移，占向外迁移碳的89.33 % (以C质量计).而已有的研究中，CH₄的排放量占比在20 % ~42 %之间^{[30, 32]}，如Liikanen等^[24]的研究表明，在厌氧条件下，有机质矿化过程中CH₄的排放量占CO₂和CH₄之和的34 %，均低于本研究的结果.一个可能的原因是在本实验中，CH₄更多的是由CO₂和H₂产生的，而不是醋酸发酵产生的，因此在CH₄的生成过程中会消耗部分的CO^[33-34]₂.由于本实验中，未对产CH₄微生物进行分析研究，因此，对于富营养化湖泊近岸带沉积物有机质矿化产CH₄的微生物过程有待进一步研究.

富营养化湖泊近岸带表层沉积物的有机质矿化过程中，除了会引起碳的迁移转化，还会影响沉积物内源氮、磷等营养盐向上覆水中释放.本研究中，由于在相对缺氧条件下，NO₃^--N会通过反硝化作用生成N₂O和N^[24]₂，因此上覆水中NO₃^--N浓度逐渐降低.同时，有机质矿化过程中产生NH₄⁺-N由于缺氧不能通过硝化作用转化为NO₃^--N，因此在整个培养过程中，NH₄⁺-N浓度逐渐增加.沉积物有机质矿化过程中，会引起磷向上覆水中释放.一方面来源于有机质分解过程; 另一方面，富营养化湖泊沉积物本身作为磷储存的重要场所，是上覆水磷的重要来源之一^[35].沉积物中的磷可以和铁氧化物结合，在缺氧或者厌氧条件下，沉积物中的Fe(Ⅲ)还原成Fe(Ⅱ)，使得与之结合的磷释放^[34].

本实验中，氮、磷的释放与CO₂、CH₄生成相关性显著，其中TN浓度与CO₂含量相关性最为显著，TP浓度与CH₄含量相关性最为显著，表明沉积物氮、磷的释放与微生物活动密切相关^[36-37]. Schultz等^[38]从微生物学角度对沉积物有机质分解及营养盐的释放进行建模研究，结果也证明，沉积物营养盐的释放与有机质的供给速率和来源有关，细菌对有机质矿化速率与基质的质量有关.沉积物有机质矿化引起的营养元素的释放，会在一定程度上加剧湖泊的富营养化，而湖泊沉积物疏浚是被广泛应用的内源污染控制技术，对内源氮、磷负荷的削减具有显著效果^[39-40].结合本研究结果来看，富营养化湖泊沉积物疏浚不仅能有效控制内源氮、磷的负荷，而且还能够减少湖泊近岸带CO₂和CH₄温室气体的排放.

综上，富营养化湖泊近岸带沉积物有机质的矿化，会产生CO₂和CH₄温室气体.由于CH₄在水中的溶解度低，因此大量的CH₄主要以分子扩散和冒泡的形式释放到大气中，其中以冒泡形式释放被认为是主要途径^{[13, 41]}，这种方式又会扰动沉积物，从而也被认为是沉积物营养盐向上覆水迁移的重要机制之一^[14-15].沉积物有机质的矿化不仅释放CO₂和CH₄温室气体，还能够使得沉积物中的碳、氮、磷等营养元素释放至水体中，释放至水体中的营养盐又能够促进初级生产力，增加沉积物有机质来源，这种循环方式也是湖泊长期保持富营养化状态的主要机制.

4 结论

1) 富营养化湖泊近岸带沉积物有机质矿化过程中，碳一部分以无机碳的形式释放至上覆水体，一部分以CO₂和CH₄形式释放到大气中，其中CH₄是碳以气态向大气释放的主要形式，但富营养化湖泊近岸带沉积物有机质矿化产甲烷的微生物过程有待进一步研究.

2) 富营养化湖泊近岸带沉积物有机质矿化会释放大量营养盐，造成上覆水TN、TP、NH₄⁺-N浓度显著上升，释放的营养盐对湖泊富营养化有一定贡献，促进湖泊初级生产力，从而增加湖泊沉积物有机质输入.如此循环，可能是维持湖泊长期富营养化机制之一.

3) 富营养化湖泊近岸带沉积物疏浚不仅能够削减沉积物内源氮、磷等的负荷，而且还能有助于减少湖泊近岸带CO₂和CH₄温室气体的排放.