营养盐是湖泊生态系统中重要的化学物质，是湖泊生态系统中生物生长所必须的最重要的营养元素，也是湖泊生态系统的初级生产力和食物链基础。过量的氮、磷等营养物质进入湖泊水体，会使得藻类等水生生物异常繁殖，水体透明度和溶解氧发生变化，加速水体老化，从而使水体的生态系统和生态功能受到障碍、破坏^[1]。

氮是生物生长必须的元素，是生命有机体中蛋白质、DNA、RNA等重要组分中必不可少的一种元素，同时，氮也是导致水体富营养化的营养元素之一^[1]。氮在沉积物中存在的形态分为有机氮和无机氮，其中以有机氮为主^[2]。一般认为氮的释放与沉积物中各种形态氮之间的分解和转化有关，而各种环境与生物因素都能够对氮释放过程产生影响^[3]。已有研究表明，不同溶解氧水平下，不同形态的氮呈现出了不同的变化规律，厌氧状态下时，溶出的无机氮中大部分为氨氮，水体呈现好氧状态时，氮大部分以硝态氮形式溶出^[4]；pH值对氮的释放影响比较明显，但影响机制比较复杂，一般认为pH值是通过影响沉积物中微生物的活动，影响氮在沉积物-水界面的迁移转化，另外从电化学的角度讲，pH值越低，水溶液中H⁺浓度越大，沉积物胶体中NH₄⁺同H⁺离子竞争吸附位置而被释放出来^[5]；由于风浪的不断扰动，湖泊水土界面常处于不停的交换中，因此，水力扰动作用导致湖泊沉积物营养盐的释放量远比静态释放量大，一定条件下甚至是湖泊营养盐释放的主要来源^[6]。

磷是浮游生物的主要营养要素，在生物活动中有重要作用，是生产力的主要限制因素之一^{[7, 8]}。水中的磷可分为溶解态和悬浮态两类，目前对于自然状态下水体沉积物吸收、释放磷的研究已经进行了很多^{[9, 10, 11]}，沉积物释放磷元素，取决于不溶性磷酸盐(主要是钙盐、铝盐和铁盐)重新溶解的环境条件，大量研究表明，水体中磷释放过程同样受到多种环境与生物因素的影响^[12]。一般认为，溶解氧能够通过影响Fe²⁺—Fe³⁺化学反应，进而影响Fe³⁺与磷酸盐的结合，使湖泊生态系统在好氧状态下能促进磷的吸附，而厌氧状态下则加速沉积物中磷的释放^[13]；有研究表明，沉积物磷释放量与pH值呈“U”型线性相关，即pH值在中性范围时释磷量最小，在酸性和碱性条件下能够提高磷的释放量^[14]；扰动使表层沉积物再悬浮，增加沉积物反应界面，同时也加速了沉积物间隙水中磷的释放，但扰动的影响对磷的释放只是短期的有限效应^[15]。

环境温度改变亦会影响水体中氮磷等营养物质的动态迁移特征。温度可以通过改变微生物活性而抑制或加速沉积物中不同形式氮的释放速率，许多研究表明，湖泊沉积物释放氮的速率均呈现出夏季最大、冬季较少的特征^[16]；环境温度升高，沉积物中的微生物活性增强，使水体环境由氧化状态向还原状态转化，有利于Fe³⁺的还原，加速沉积物中铁结合磷的释放^{[17, 18]}。因此，了解全球变暖背景下温度升高对浅水湖泊沉积物-水界面营养物质动态迁移的特征具有十分重要的意义。

联合国政府间气候变化专门委员会(IPCC)第四次评估报告显示：在过去的一个世纪，全球地表温度升高大约0.74 ℃，并且在未来的100a升温幅度将达到3—5 ℃^{[19, 20]}。在湖泊生态系统中，春季气温变暖会使湖泊冰盖融化的时间提前^[21]，水温升高，部分湖泊垂直方向上的热分层现象提前出现^[22]，浮游植物群落数量峰值在春季提前出现，硅藻逐渐成为优势种，同时影响到其与浮游动物之间的营养关系^[23]。对湖泊中生长速度较快、生长周期较短的浮游动物(如水蚤)来说，春季气温变暖对它们的繁殖期产生显著影响，从而使其生长受到限制，种群数量逐渐减少^[24]。一些溯河产卵的鱼类由于春季气温变暖水温升高，春季洄游的时间相对提前^[25]。湖泊沉积物是水体营养物质的主要宿体，是流域上物质搬运的最后归宿地，气候变暖会加剧沉积物中营养物质矿化的分解与释放^[26]。因此，春季物候的改变能够更好地反映气候变化，与此同时，一些研究表明，夏季温度升高也会对湖泊生态系统产生多方面的影响^[27]。

长江中下游地区是我国浅水湖泊比较集中的地区，且该地区亦是我国富营养化湖泊分布的主要地区^{[28, 29]}。在工业化以前，其营养状态就处于中营养和富营养之间，但是，上世纪中期以后，伴随着经济发展的加快，湖泊快速趋于富营养化，人类活动的影响导致的沉积物和水体中的营养盐含量增加可达2—3 倍以上，沉积物中的其他指标，如氮、碳同位素含量、重金属元素含量也都指示着同样的变化趋势^[30]，同时，徐颖等研究发现，在只考虑温室气体增加的条件下，2100 年整个长江中下游地区地表温度平均升高幅度约为4.5 ℃，高于全球平均水平^[31]。因此，本实验以重度富营养化的南湖为研究区域，于2012 年3 月24 日至5 月4 日在光照培养箱内模拟该地区春季气候变暖趋势，重点关注升温情况下沉积物-水界面不同形态氮磷的变化特征，旨在揭示气候变暖对重度富营养水平湖泊沉积物-水界面营养盐物质动态释放的影响，为进一步研究气候变暖趋势下，湖泊生态系统的响应机制奠定基础。

武汉市南湖(30°30′N；121°21′E)属长江中游浅水湖泊，面积5.5 km²，平均水深1.6 m。近十几年来，由于城市的迅速发展和湖泊周边的地产开发，南湖沿岸区域人口突破30 万，仍呈增长趋势，大量生活污水流入湖中，加速了水体的富营养化^{[32, 33]}。邱炳文等^[34]研究表明，南湖营养程度有1982 年的中营养上升至1998 年的重富营养水平，16 年间上升了3 个营养级别。近几年有关武汉南湖的研究发现，武汉南湖水体中各营养盐浓度都有了较大的增长，总氮的平均浓度已经达到12.66 mg/L，硝态氮的平均浓度为1.08 mg/L，氨氮的平均浓度为0.83 mg/L，亚硝态氮的平均浓度为0.24 mg/L；水体总磷和正磷酸盐的平均浓度分别为0.24 mg/L和0.03 mg/L^[35]。

2012 年3 月18 日在武汉市南湖敞水区水深1.5—2.0 m处，用彼得森采泥器采集表层沉积物样品，经40 目筛网过滤，静置后虹吸管除去上覆水，将底泥混合均匀后一小部分冷冻保存，用于营养盐及其他指标初始值的分析，其余底泥分装入12 个底部直径10.2 cm，敞口直径12.8 cm、高9.0 cm的圆柱形塑料容器，每容器装入沉积物200 mL，沉积物高度约2.6 cm。采集南湖表层湖水，经20 mm孔径筛绢过滤，每容器放入过滤后的湖水700 mL。

根据中国地面国际交换站武汉市气候资料年值数据，与全球气候变暖趋势类似，近60 年来武汉的年平均气温呈现显著上升趋势(图 1)。春季(3—5 月)的平均气温数据采用2000—2010 年3—5 月气温的平均值，近10 年武汉地区春季的平均气温为18 ℃，在只考虑温室气体作用的影响下，已有研究预测本地区气温在本世纪末将升高约4.5 ℃^[31]。因此，本实验设置了两个温度处理：18 ℃(近10 年春季平均气温)和22.5 ℃(预测本地区本世纪末气温)，每个处理6 个平行，置于光照培养箱中，光照强度3 级，白天/黑夜为12 h/12 h。

图 1 近60 年武汉市年平均气温的变化趋势 Fig.1 Trend of the annual average temperature in Wuhan for nearly 60 years

图选项

系统静置后在液面下6 cm处取水样50 mL测定作为初始值，为消除各系统之间溶解氧的差异，并且使系统处于相对稳定的状态，因此在不扰动底泥的前提下为每个系统24 h不间断充氧，通气24 h后，在同样深度取水样50 mL作为第1天数据，此后每隔3d以同样方法取同样体积的水样测定。取样、蒸发等原因损失的上覆水以双蒸水补充。采集的水样测定总氮(TN)、总磷(TP)、硝态氮(NO₃^--N)、氨氮(NH₄⁺-N)和正磷酸盐(o-P)5 项指标。TN与TP采用碱性过硫酸钾联合消解法测定、NO₃^--N采用紫外分光光度法测定、NH₄⁺-N采用纳氏比色法测定、o-P采用钼酸铵法测定^[24]。同时，在实验第1、10、20、30、40天，为尽量避免扰动底泥，用药匙分别从两个处理组的6 个平行中随机选择3 个平行，取底泥约30 g左右，冰冻保存，实验结束后解冻风干一并用于测定沉积物总氮(TNs)、总磷(TPs)、烧失量(LOI)、叶绿素a(Chl a)。TPs采用硫酸-高氯酸消化，钼锑抗比色法测定^[25]，TNs采用Thermo Flash 2000元素分析仪测定，Chl a采用分光光度法测定^{[36, 37]}，LOI采用马弗炉灼烧法测定^[38]。

每个指标所得到的数据，在Excel中将相同时间的不同处理进行单因素方差分析，同时对一些指标进行线性回归分析以探究其随时间的变化趋势。

如图 2所示，两处理组(18 ℃和22.5 ℃)水体NO₃^--N的含量在实验第4天两组明显升高，分别为3.09 mg/L和5.56 mg/L，相比之下22.5 ℃处理组升高幅度更大并且达到整个实验周期的最高值(P<0.01)，而18 ℃处理组在第7天达到最高值，为3.85 mg/L。两组的NO₃^--N含量在达到各自最高值之后逐渐下降，从第13天开始保持相对稳定，18 ℃处理组约为0.06 mg/L，22.5 ℃约为0.40 mg/L。单因素方差分析表明，从第16天开始至实验结束，两个处理组间NO₃^--N含量一直存在显著性差异，并且22.5 ℃处理组中NO₃^--N含量显著高于18 ℃处理组(P<0.01)。两个处理组水体的NH₄⁺-N含量从第4天明显下降，22.5 ℃处理组下降速率较快，降至0.51 mg/L，18 ℃处理组则降至3.81 mg/L，第10天两组含量开始保持相对稳定，18 ℃处理组约为0.20 mg/L，22.5 ℃则为0.13 mg/L。实验开始至第4天两个处理组间存在显著差异(P<0.01)，而从第7天开始实验结束，两处理组间基本无显著差异。实验开始后两处理组水体的TN含量均在持续下降，最终两组分别下降至0.50 mg/L和0.49 mg/L，在整个实验过程中，除第7天存在差异外(P<0.05)，其它各时段均无显著差异。

图 2 水体中三种形态氮的浓度变化 Fig.2 Changes of three forms of nitrogen contents in water column *代表在0.05水平上存在显著差异,**代表存在0.01水平上存在显著差异; NO3--N：硝态氮 Nitrate nitrogen；NH4+-N：氨氮 Ammonia nitrogen；TN：总氮 Total nitrogen

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如图 3所示，升温对水体磷浓度的影响较大，水体o-P初始含量均为0.10 mg/L，之后22.5 ℃处理水体中o-P呈现上升趋势，到第13天升至0.55 mg/L达到峰值，自第26天开始相对稳定在0.27 mg/L左右。18 ℃处理组最低值出现在第13天，为0.07 mg/L，从13d至22d出现缓慢上升，自第22天开始相对稳定在0.22 mg/L左右。除实验初期两组无显著差异外，其余各时段22.5 ℃处理的水体中o-P的含量显著高于18 ℃处理(P<0.01)。两处理组水体中的TP初始含量均为0.37 mg/L，22.5 ℃处理组最高值为0.74 mg/L同样出现在第13天，从实验开始至第13天水体的TP明显增加，第25天开始保持相对稳定，含量约为0.36 mg/L。18 ℃处理组最低值出现在第10天，含量为0.18 mg/L，第25天开始相对稳定在0.30 mg/L左右。单因素方差分析表明，大多数时间点，22.5 ℃处理水体的TP显著高于18 ℃(P<0.05)。

图 3 水体中o-P和TP的浓度变化 Fig.3 Changes of orthophosphate and total phosphorus contents in water column *代表在0.05水平上存在显著差异,**代表存在0.01水平上存在显著差异；o-P：正磷酸盐 Orthophosphate；TP：总磷 Total phosphorus

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如图 4所示，两个处理组TNs的含量，除第20天含量产生了差异(P<0.05)，其余各时间TNs含量均无显著性差异，然而线性回归分析显示，两处理组TNs均具有显著下降的趋势(P<0.05)，其中，18 ℃处理组的下降趋势更加显著(P=0.03)。同样，系统中TPs的含量差异不大，只有实验第40天时产生了显著差异(P<0.01)，线性回归显示两处理组的TPs含量在整个实验阶段内没有显著变化的趋势，但如图 4所示18 ℃处理组呈现出了一种先上升，后下降的变化规律，而22.5 ℃处理组的含量基本维持在了原水平。

图 4 TNs与TPs含量的变化 Fig.4 Changes of total nitrogen and total phosphorus contents in sediment *代表在0.05水平上存在显著差异,**代表存在0.01水平上存在显著差异; TNs：沉积物总氮 Total nitrogen in sediment；TPs：沉积物总磷 Total phosphorus in sediment

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如图 5所示，两处理组沉积物Chl a含量在整个实验阶段没有显著性差异，整体呈现出先下降后上升的规律，实验初始值为175.5 mg/g，在实验第20天沉积物Chl a含量下降到最低，分别为77.2 mg/g(22.5 ℃)与82.3 mg/g(18 ℃)，最终第40天沉积物Chl a含量分别为125.2 mg/g与126.4 mg/g。

图 5 沉积物Chl a含量的变化 Fig.5 Changes of chlorophyll a content in sediment Chl a：叶绿素a Chlorophyll a

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实验阶段中期，两处理组的烧失量(LOI)大部分时间22.5 ℃要高于18 ℃(图 6)，初始值9.6%，回归分析显示两处理组的沉积物烧失量没有显著上升或下降的趋势，但22.5 ℃的处理组在整个实验阶段的波动较大，最终实验第40天依然高于18 ℃处理组。

图 6 沉积物LOI的变化 Fig.6 Changes of loss on ignition in sediment *代表在0.05水平上存在显著差异,**代表存在0.01水平上存在显著差异; LOI：烧失量 Loss on ignition

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本实验中，水体中的o-P和TP的浓度变化说明了两个处理组中沉积物磷元素的迁移方向是从沉积物中向上覆水中释放，释放的规律是先以一个相对快速的速率释放，而后逐渐缓慢而达到平衡，并且温度的升高能够促进这个释放的过程，这与以往有关磷释放的研究结果相似^{[39, 40]}，产生这种现象的原因有：(1)各类磷酸盐矿物的溶解取决于水体中磷的溶解度，而温度为影响饱和度的主要因素，温度升高，使水体中磷的饱和度增大，物理化学反应的平衡向溶解、解析的吸热方向转移，进而导致底泥释磷能力的提高，无机磷的溶解释放反应速率以及扩散速率增加^[40]。潘成荣等^[41]对瓦埠湖沉积物室内模式实验表明，在30 ℃的条件下水体中最大TP浓度、底泥的最大释放量为0.49 mg/ L，12.79 mg/ kg，分别约为10 ℃、20 ℃时最大浓度与最大释放量的3.8 倍、1.5 倍；(2)温度升高，沉积物中微生物活力增强，有机物分解矿化速度加快，降低了氧化还原电位，使Fe³⁺还原为Fe²⁺，使得部分与Fe结合的PO₄^3-得以释放^[42]，而且微生物的活动还可以将有机磷转化为无机磷向上覆水中释放^[43]，同样的现象其他湖泊中也有出现，如西湖当温度为30 ℃时底泥磷释放速率为0.20 mg m^-2 d^-1，10 ℃时仅为0.05 mg m^-2 d^-1，因而夏季释放速率明显增加，春秋季略低，冬季则几乎为零^[44]；(3)有研究表明，温度对含钙沉积物的影响最大，因为水温的升高使有机质矿化作用增强，产生大量的CO₂从而加速了含钙沉积物的溶解^[45]，钙结合态磷的释放也相应加快；(4)本实验中，22.5 ℃处理组水体中的TP和o-P浓度整体呈现先升高后降低最终稳定的变化规律，一方面，这与系统中沉积物有机质含量的变化有着较大的关系，而对系统沉积物烧失量的测定就能够很好地反映沉积物有机质含量的变化^[46]，易文利^[39]研究表明，有机质可以抑制沉积物溶解性活性磷的释放，22.5 ℃处理组中系统的沉积物有机质含量出现不规律的波动，但最终维持在了一个相对较高的水平(图 6)，这与前者的研究结果相同，原因可能是虽然实验后期大量微生物死亡，有机质中带来磷营养，但能通过吸附机制将磷酸盐固定在沉积物颗粒中，抑制其从水体中释放^[47]；另一方面，底栖附着藻类也同样能够影响沉积物磷与水界面的交换^[48]，沉积物Chl a含量的变化很好地反映了实验过程中底栖附着藻类的生物量^[49](图 5)，整个实验过程底栖藻类生物量呈现出先下降后上升的变化规律，表明实验后期，底栖附着藻类对于沉积物中的磷向水体中释放也起到了一定的抑制作用，其原因是沉积物表层底栖藻类同化吸收了沉积物中释放出的大部分磷，从而抑制了磷向上覆水中释放，Hansson^[50]利用反射性同位素P标记失踪法发现附着藻类吸收的磷中84%来自沉积物的释放。因此，从整个实验过程看来，气温升高可能导致沉积物中的磷向上覆水中大量释放，从而使水体中溶解态磷含量快速提高，加剧水体富营养化风险。

实验初期，两处理组水体的NO₃^--N迅速升高，同时NH₄⁺-N的浓度迅速降低，表明系统在充氧的作用下呈现较强的硝化作用，Pauer^[51]等的研究认为，硝化作用主要在沉积物表面进行，水体中的消化速率相当低，接近于零，而曾巾^[52]等利用东太湖和梅梁湾的底泥和水体构建微宇宙的研究表明，沉积物和水体中都进行了剧烈的硝化作用。本实验中，系统初期出现的剧烈硝化作用一方面是因为沉积物表面的硝化细菌在好氧环境下将NH₄⁺-N转化为NO₃^--N，另一方面是因为沉积物水体中存在较高的氧化还原电位^{[3, 53]}，使系统中大量的NH₄⁺-N转化为NO₃^--N，22.5 ℃处理组NO₃^--N浓度升高更加剧烈，说明在好氧环境下，温度的升高对水体中的NH₄⁺-N向NO₃^--N的转化起到了一定的促进作用，然而与高浓度的溶解氧这一因素相比，温度的升高对这一转化过程产生了多大程度的影响还有待实验进一步探讨。实验后期，系统NH₄⁺-N和NO₃^--N的浓度达到了一定的稳定状态，而22.5 ℃处理组NO₃^--N浓度维持在了较高水平，总体高于18 ℃处理组，说明在好氧环境下，温度的升高一定程度上影响了NH₄⁺-N向NO₃^--N转化的平衡状态，使得反应平衡向NO₃^--N的方向移动。

有研究表明，沉积物中向上覆水中释放氮，其动力来自于浓度梯度，主要释放形式是NH₄⁺-N(来源于含氮有机物的降解)^[54]，这与本实验中水体TN和NH₄⁺-N浓度存在良好正相关关系的结果相吻合。而在湖泊生态系统中，浮游植物等将氮素转化为自身生物量，利用到的无机态氮主要为NO₃^--N 和NH₄⁺-N^[55]，因此，本实验中沉积物释放的NH₄⁺-N其中一大部分在有氧情况下被迅速转化为NO₃^--N，而另一部分则被系统中生长的浮游植物和底栖藻类逐步吸收利用，从而导致系统中NH₄⁺-N浓度持续降低，最终保持在相对平衡的状态，在此同时，稳定状态的NO₃^--N中一大部分来源于沉积物中NH₄⁺-N释放入水体中之后的转化。

实验结果显示，两处理组沉积物TN在整个实验过程中都呈现下降的趋势(P<0.05)，说明沉积物当中氮元素迁移方向是从沉积物向上覆水中释放，而水体的TN却在实验初期快速下降，最终稳定在较低的状态(图 2)，这表明本实验中升温并没有对沉积物氮元素的释放产生显著影响，而系统中氮营养盐的损失主要原因可能有以下两点：(1)沉积物中释放到水体中的氮元素部分通过反硝化作用转化为N₂从系统中溢出，目前已有的研究表明，反硝化作用主要在沉积物中进行^[51]，Seitzinger^[56]等认为，通过沉积物厌氧层内的反硝化作用，以N₂O、N₂等无机气体等形态去除的内源性氮负荷，可达湖泊外源性氮输入总量的一半以上。尽管反硝化被认为仅能在厌氧条件下发生,但也有很多报告证实在好氧条件下存在反硝化作用^{[57, 58, 59, 60]}，Mariotti等人的研究认为地下水中特定的生态环境使反硝化成为减轻地下水NO₃^-污染的主要反应^[61]。富氧条件下，上覆水中的NO₃^--N等能反向扩散进入沉积物的厌氧层中，经反硝化作用还原成N₂O，N₂等散逸入大气，有研究表明，这种脱氮过程是清除水体氮负荷的唯一最彻底的有效机制^[62]。但本实验中，系统中损失的大部分的氮元素是否通过此途径从系统中溢出，还有待进一步实验论证；(2)部分氮营养盐被系统沉积物表面底栖藻类和底栖动物利用，马沛明等研究证明，底栖藻类对污水中的氮营养有很好的去除效果^[63]，而南湖沉积物的叶绿素a浓度较其它湖泊相对较高^{[64, 65]}，说明其底栖藻类生物量相对较高，因此对水体中氮的消耗起到了更强的作用，杨明生等对武汉南湖大型底栖动物生态功能的研究表明，南湖中大型底栖动物生物多样性降低，种类较少，主要为寡毛类和摇蚊幼虫，然而对南湖中的氮元素具有一定的清除能力^[66]。最终，系统中沉积物N素的释放与反硝化作用以及生物对N的利用三者之间的作用达到平衡，形成了实验后期水体TN浓度的稳定状态。综上所述，由于反硝化作用与底栖生物利用两个原因，造成本实验模拟系统中N的损失，同时未观察到升温对沉积物中氮的动态迁移产生显著影响。

通过室内模拟控制实验可以初步得到以下结论：(1)在超富营养型浅水湖泊中，底层水温度的升高能够显著促进湖泊沉积物中磷元素的释放，使水体当中的磷浓度显著升高，从而加剧水体富营养化的风险；(2)由于反硝化作用与底栖生物利用两个原因，造成本实验模拟系统中氮的损失，本实验系统中未观察到升温对沉积物中氮的动态迁移产生显著影响，但温度的升高对于超富营养型浅水湖泊沉积物中氮元素营养盐动态迁移的影响依然有待进一步实验论证。