控制湖泊沉积物长期磷外流的因素：探索性反应传输模型外文翻译资料

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化学地质 234（2006）127 – 147

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控制湖泊沉积物长期磷外流的因素：探索性反应传输模型

Sergei Katsev ⁎, Iana Tsandev ¹, Ivan LHeureux, Denis G. Rancourt

Lake Sediment Structure and Evolution Group, Department of Physics, University of Ottawa, 150 Louis Pasteur, Ottawa, Canada K1N 6N5

Received 30 September 2005; received in revised form 2 May 2006; accepted 8 May 2006

摘 要

我们首次对通用的成岩反应-运输模型（RTM）进行了全局敏感性分析，以阐明环境，热力学和动力学因素对一系列条件下水生沉积物中磷释放通量的影响通常在湖泊沉积物中发现。我们的模型包括描述对氧化还原敏感的磷释放的过程（所谓的经典模型）以及磷的迁移受孔隙水硫酸盐影响的过程。在十年和更长的时间尺度上，沉积物磷的外排主要取决于：反应性有机物的沉积通量，氢氧化铁的沉积通量，沉积物-水界面处溶解氧和硫酸盐的浓度以及磷酸盐在水中固定化的速率。减少沉积物。我们表明这些因素对磷外排的影响是相互依存的，并讨论了这种相互作用的机理。详细讨论了溶解的硫酸盐增加富铁低氧沉积物中磷外流的主要途径。与经典模型所描述的短期磷释放不同，长期磷的保持是通过将磷去除到较深的，减少的沉积物中，而不是通过沉积物-水界面处的过程来控制的。因此，短期实验室或原位研究（例如沉积物孵化实验）的结果不能明确地扩展到长时间范围。我们的研究结果为以下报告提供了解释：长期限制湖泊的磷输入或限制湖泊的次母体（或两者）充氧通常不能降低沉积物的磷外流。沉积物释放到水柱中后的重新沉积（沉积物 RTM 中经常忽略的反馈）会严重影响沉积物中磷外流的幅度和动力学。根据沉积物的历史，相同的一组外部（边界）条件可能会生成具有高或低磷外排量（双稳性）的成岩体系。

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关键词：磷释放湖泊沉积物；敏感性分析;反应运输模型；湖泊恢复

1. 介绍

⁎通讯作者现在的地址：加拿大魁北克蒙特利尔 3450 大学街 3500 号麦吉

尔大学地球与行星科学系，H3A 2A7。传真： 1 514 398 4680。

电子邮件地址：sergei@eps.mcgill.ca (S. Katsev).

1 当前地址：乌得勒支大学地球科学系

PO Box 80.021，3508 TA Utrecht，荷兰。

0009-2541 / $-见前题copy;2006 Elsevier BV 保留所有权利。土井：

10.1016/j.chemgeo.2006.05.001

在各种环境中，水沉积物中磷的保留是调节上层水营养状态的主要因素（Bostrouml;m et al., 1982).确定底质磷通量是如何由沉积物的特征和历史决定的，这对于理解并最终预测和管理沉积物的磷释放至关重要。动力学反应

运输模型（RTMs）（Berner, 1980; Boudreau, 1997）功能强大且价格低廉，但尚未得到充分利用，可通过在各种条件下探索沉积物早期成岩作用来执行此任务。RTM 在空间和时间上是连续的，并且描述了在各个化学反应和运输过程中， 沉积物中物理，化学和生物地球化学相互作用的复杂相互联系的网络。模型反应和过程的特征在于动力学参数，该动力学参数在不同环境中普遍通用。通过其构造，RTM 代表了对沉积物成岩作用的概念理解的当前状态，因此使通过探索与各种假定的模型输入相对应的模型解来研究沉积物磷的控制成为可能—当在扩展范围内进行一致的测量时，这种做法特别有益条件的范围是不可能的或昂贵的。

灵敏度分析是用于确定控制因素并估计具有大量过程的复杂计算模型中结果不确定性的主要工具（Omlin et al., 2001).最常执行局部敏感性分析，从而针对沉积物系统的选定状态研究模型参数的微小变化所产生的影响，通常是针对模型将模型校准为可用数据的情况（Van Cappellen and Wang, 1996a).另一方面，在一定范围的沉积物条件下或在延长的时间段内对底栖磷通量的描述需要外推超出模型校准范围。很少在较大范围的沉积物条件下进行所需的“全局” 敏感性分析（Tromp et al., 1995; Jourabchi et al., 2005），目前还没有公认的特定分析方法为标准方法（(Brun et al., 2001; Omlin et al., 2001; Wang et al., 2003).还没有进行过这样的分析来确定沉积物磷释放的控制因素。

在本文中，我们对成岩 RTM 进行局部和全局敏感性分析， 以确定最能控制水生沉积物中长期磷外流的因素。全局分析 是在析因设计设置中执行的（Montgomery, 1997），可以评估各个系统特性的重要性，例如化学物质浓度或反应速率 常数，以及它们对磷迁移的影响之间的相互关系。为了明确 起见，我们将分析限制在通常在淡水湖沉积物中发现的一系 列条件下的长期（稳态）磷流出。

我们证明，与经典模型相反（Einsele, 1936; Mortimer, 1941），用于短期磷化-

rus 在沉积物缺氧开始时释放，长期沉积在磷中的磷对沉积物-水界面附近的磷循环细节相对不敏感，并且主要取决于深部，还原性沉积物中磷的保留效果。我们强调，长期磷的保持可以通过不同于造成短期（例如季节性）磷释放的机制来控制。因此，短期实验室或原位研究的结果（如沉积物孵育实验）不能明确地扩展以表征较长时间范围内的磷保持机理或设计长期的磷保持策略。我们表明，沉积物与水柱之间的反馈相互作用会严重影响沉积物中磷的流出量和动力学，并说明了限制磷向湖泊的输入或给湖泊的次 lim 烯充氧可能如何在降低水质后降低沉积物中的磷流出的效果。富营养化时间延长。我们还描述了溶解的硫酸盐可能显着影响富铁沉积物中底栖磷通量的机制，即使在湖泊中发现相对较低的浓度也是如此。本文的结构如下。首先，我们简要回顾了提出的沉积物磷动员机制，并描述了模型中包含的过程，随后对其进行了介绍。然后，我们描述了阶乘敏感性分析方法，阐述了代表性的模型解并给出了分析结果。接下来，我们讨论确定的主要磷释放机制，并分析短期和长期尺度上磷释放机制之间的差异。讨论了沉积物和水柱之间的耦合作用。最后一部分总结了我们的发现。

1. 磷释放机理

从水生沉积物中释放磷的数量和时间（Bostrouml;m et al., 1982; Soslash;ndergaard et al., 2001）受到多种因素的影响，这些因素都不是普遍主导的（Holdren and Armstrong, 1980; Caraco et al., 1991; Boers et al., 1998).所谓古典模型（Einsele, 1936; Mortimer, 1941）最常被用来描述沉积物上覆水中缺氧时磷的季节性释放。经典模型将沉积物磷外排与沉积物-水界面的氧化还原条件联系起来，该 条件可通过底部水中的溶解氧浓度有效控制。当

由于表面是有氧的，因此溶解的磷酸盐对固体羟基氧化铁的强烈吸附会阻止磷酸盐从更深，减少的沉淀物扩散到水柱中，从而限制磷的流出。在缺氧条件下，羟基氧化铁还原溶解，磷酸盐释放到水柱中。

经典模型的明显成功导致了磷动员事件在各种情况和时间尺度下的沉积物氧化还原条件的广泛归因(Prairieet al.，2001;Gachter和Muller, 2003)。然而，经典模型的失败记录在一些案例中(Caraco et al.， 1991)。例如，对一个湖泊的低聚氖进行长达十年的人工氧合，在增加瑞士湖泊沉积物中的磷保留方面是无效的(Gachter和Wehrli, 1998;Gachter和Muller, 2003)。提出了一些替代的磷释放控制方法，包括底栖细菌对氧化还原敏感的磷吸收和释放(Gachteret al.，1988)，磷与碳酸钙结合(Houseet al.，1986;Boers等人，1998)和磷灰石沉淀(Golterman, 2001)。其他因素可能影响沉积物磷保留包括:上覆水的pH值(通过影响磷酸离子强度的吸附到固体表面沉淀物),数量和质量的有机碳输入,输入的含磷矿产、生物扰动作用,epipelic光合作用,根植物活动,在沉积物有机质浓度,活性铁、硫酸溶解、方解石和其他沉积物特征(吉姆,2001)。

在磷释放机制中，硫酸盐控制的磷动员(Mortimer, 1941;Caraco等，1993;Gachter和Muller, 2003)被建议解释几个与经典模型行为的明显偏差。在淡水环境中，硫的成岩作用常因硫酸盐浓度低而被忽视。然而，富营养化湖泊的硫酸盐还原速率可以接近半咸水环境的硫酸盐还原速率，因为还原硫和氧化硫之间的快速转换(Holmer and Storkholm, 2001)。有人建议(Caraco等，1989;登和埃德蒙兹,1997),硫酸溶解磷会影响射流从沉积物主要由两个机制:1)动员时磷酸铁带铁氢氧化物被海关意向性还原性溶解生成的硫酸盐还原,和2)预防的磷固定成亚铁矿物质,如蓝铁矿,由于孔隙水铁损耗由铁一硫化物(FeS)降水。2此外，磷可以动员的结果，直接溶解

HS的vivianite (Roden and Edmonds, 1997;2Gachter和Muller, 2003)。在天然沉积物中，硫酸盐对磷动员的影响程度以及上述机制的相对作用仍不清楚，因为这些机制都没有在现场被直接证明或量化。

3.该模型

3.1。反应和运输过程

我们的RTM(数字代码LSSE-Mega可从http://www.eps.mcgill.ca/~sergei/lssemega/或应通讯作者要求获得;Katsev等人，2006)解决了一组成岩方程，其中包含固体(以每克干重(DW)为单位)和沉积物中溶解(以每克干重(DW)为单位)的化学物质的浓度C(x,t)和溶解(以每克干重(DW)为单位)的化学物质的浓度:i3

eth;1THORN;

j

其中t为时间，x为从沉积物-水界面向下的深度坐标。Uis平流(埋藏)速度。i 系数xi;=沉积物孔隙度phi;为溶解的物种和(1minus;phi;)rho;为坚实的物种,其中rho;是粮食干燥的沉积物密度g / cm。3有效扩散系数d计算为生物扰动系数d和适当的分子扩散系数的和(根据Archiersquo;s law对泥沙孔隙度进行校正，根据Boudreau(1997)中T=5℃时的表达式对温度T进行校正)。i b Rof化学和生化反应速率的速率常数(表1-3)取自沉积物成岩建模数据库dSED (Katsev et al.， 2004)。j 选择表1中的反应集来反映经典模型(1、2、5、6、17反应)和硫酸盐辅助磷动员(3、7-12、14、15反应)中的磷释放机制。

微生物分解有机质(OM)(由名义组成(CHO) (NH) (HPO)反应1 - 4、表1)通过标准的电子受体(Froelich et al ., 1979)所描述的莫诺动力学(Boudreau, 1996)(表2)。抑制常数Cwere等同于莫诺常量Cfor各自的物种,为简单起见。23y 34z iinh ilim 1-4反应产物之间的氧化还原反应动力学为二级(表2)，矿物沉淀和溶解速率与各自的超或成正比

表格 1

模型反应“ S–X”表示物质 X 吸附到固体基质表面上的 S-位；R是溶出度

没有。 动力学反应 费率

饱和度 Omega;i（表 2).给定 OM 分解率表达式的形式（表 2）， 由 OM 产生的溶解磷酸盐的总速率取决于 OM 浓度[OM]

（即 OM 限制），并且等于 zkOM [OM]，其中 kOM 是速率常数，z 是 P：C 比率（cf 范 Cappellen 和 Wang， 1996b

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