戎 靜,莊舜堯,楊 浩

(1.南京師范大學(xué) 地理科學(xué)院,江蘇南京210046;2.中國(guó)科學(xué)院南京土壤研究所土壤與農(nóng)業(yè)可持續(xù)發(fā)展國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇南京210008)

湖泊沉積物在湖泊循環(huán)和水體富營(yíng)養(yǎng)化過程中有著重要的作用[1-2],沉積物中的氮作為水環(huán)境中氮素的最終歸屬,不僅是湖泊中營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)運(yùn)移過程中的主要?dú)w宿,同時(shí)也是引起水體富營(yíng)養(yǎng)化的潛在污染源[3-4]。除了外源性營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)之外,沉積物中的氮磷仍然可以通過間隙水與上覆水進(jìn)行物理、化學(xué)和生物的交換,并且沉積物中氮磷的分布特征已被證實(shí)與湖泊內(nèi)源負(fù)荷有直接關(guān)系[5-6],因此,研究沉積物中氮磷的含量對(duì)防治湖泊富營(yíng)養(yǎng)化具有重要意義。國(guó)外有關(guān)各湖泊水體—沉積物中N的研究多集中在分布和形態(tài)變化以及沉積物N的釋放及影響沉積物N釋放的環(huán)境等方面。Chen等在1983年對(duì)格林灣淺水湖泊的研究就表明面源污染中的氮足以引起富營(yíng)養(yǎng)化[7]。Gardner在休倫湖上的薩吉諾灣中檢測(cè)了底泥以及水體中氮素的浮動(dòng)和轉(zhuǎn)變[8]。McCarthy對(duì)OWC的沉積物和泥沙界面的氮轉(zhuǎn)換和氨基鹽的轉(zhuǎn)化的研究表明,水文特征對(duì)底泥N過程的影響大于對(duì)水體N過程的影響[9],而對(duì)于整個(gè)湖泊底泥的氮素空間分布研究較少。

作為內(nèi)陸的高原湖泊,自20世紀(jì)60年代到90年代以來,滇池水質(zhì)由II類水下降至V類水和超V類水,水質(zhì)逐步惡化,草海異常富營(yíng)養(yǎng)化,局部沼澤化,外海嚴(yán)重富營(yíng)養(yǎng)化[10],除了與河流排入的大量的氮磷等營(yíng)養(yǎng)元素外,同時(shí)也與底泥中沉積的營(yíng)養(yǎng)元素有密切關(guān)系,然而目前對(duì)滇池沉積物氮素的研究多是以不同方位的少數(shù)點(diǎn)來代表滇池的氮素含量[3,11-12],而對(duì)整個(gè)底部沉積物中氮素的空間變異狀況研究甚少。國(guó)內(nèi)外已有研究表明,地統(tǒng)計(jì)學(xué)可以在大批量樣本的基礎(chǔ)上,探索樣品的空間分布規(guī)律,并進(jìn)行預(yù)測(cè),該方法已經(jīng)廣泛運(yùn)用于空間分布上具有結(jié)構(gòu)性和隨機(jī)性自然現(xiàn)象的研究[13-14],其在土壤科學(xué)中的應(yīng)用已較為成熟[15-16],Poon等對(duì)香港海岸線主要污染源的研究表明克里格插值適合于底泥中的應(yīng)用[17]。本文利用GIS工具,采用傳統(tǒng)統(tǒng)計(jì)學(xué)和地統(tǒng)計(jì)學(xué)相結(jié)合的方法,對(duì)整個(gè)滇池湖底的0—5,5—10,10—20 cm這3個(gè)層次的全氮、有機(jī)氮、銨態(tài)氮的含量進(jìn)行地統(tǒng)計(jì)分析[18],探討其空間分布特征,以期為分析滇池區(qū)域營(yíng)養(yǎng)元素的空間分布格局及滇池水質(zhì)改善提供參考。

1 區(qū)域概況與研究方法

1.1 區(qū)域概況

滇池流域?qū)儆趤啛釒駶?rùn)風(fēng)氣候,氣候變化主要受西南季風(fēng)和西南支氣流交替控制,流域的年平均降雨量為1 035 mm,降雨量集中,年平均氣溫14.7℃,年日照數(shù)2 200 h,無霜期285 d,流域分布的地帶性土壤均為高原紅壤。

滇池屬金沙江水系,是云貴高原最大的內(nèi)陸淡水湖泊,南北長(zhǎng)約40 km,東西寬約12.5 km,平均水深4.4 m,最大水深10.9 m,水域面積 300 km2,湖容量1.28×109m3。滇池北鄰昆明市區(qū),南端至?xí)x寧縣內(nèi),呈南北向分布,湖體略呈弓形,弓背向東。北部有一天然湖堤將其分隔為南北兩水區(qū),北區(qū)為內(nèi)湖,稱草海,面積 11 km2;南區(qū)為滇池主體,稱外海,面積295 km2,湖底淺平。滇池湖水動(dòng)力受河水住入流和盛行的西南風(fēng)控制,主導(dǎo)風(fēng)向?yàn)槲髂巷L(fēng),大風(fēng)時(shí)波高可達(dá)1.2 m,波長(zhǎng)超時(shí)10 m,由于湖的長(zhǎng)軸與盛行方向近于平行,盛行的西南風(fēng)有很強(qiáng)的起浪力,導(dǎo)致湖底沉積物容易被水體帶動(dòng),造成內(nèi)源污染。

1.2 樣品采集與測(cè)定

采樣地界于東經(jīng) 102°36′28.7″—102°47′09.33″,北緯 24°40′25.14″—25°50′20″之間 ,采樣面積覆蓋全滇池,約300 km2。于2002年5月至 7月,用奧地利產(chǎn)的重力取樣器(UWITEC—CORER-016001)共采集118個(gè)剖面樣,采樣深度20 cm,在全湖均勻布設(shè)樣點(diǎn),并用GPS確定精確經(jīng)緯度。樣品采集后放于架上靜置,吸出上覆水層,用分樣裝置將樣品沉積物按0—5,5—10,10—20 cm分段切割。底泥帶回實(shí)驗(yàn)室,采用開氏消煮法測(cè)全氮,KCl浸提液以靛酚藍(lán)比色法測(cè)銨態(tài)氮含量[19]。Kessel[20]認(rèn)為底泥中的硝態(tài)氮主要來源于上浮水中硝態(tài)氮的擴(kuò)散,而這個(gè)過程的逆過程是很難進(jìn)行的,因?yàn)閿U(kuò)散到底泥中的硝態(tài)氮很容易通過反硝化作用喪失掉,而不易積存在底泥間隙水中,因此在還原條件下,銨態(tài)氮轉(zhuǎn)換為硝態(tài)氮的含量極少,故所采樣品中全氮含量減去銨態(tài)氮含量即為有機(jī)氮含量。

1.3 地統(tǒng)計(jì)學(xué)方法

首先將研究區(qū)域數(shù)字化,根據(jù)相應(yīng)范圍內(nèi)各采樣點(diǎn)的養(yǎng)分?jǐn)?shù)據(jù)資料,生成用于地統(tǒng)計(jì)學(xué)分析的樣點(diǎn)分布圖(圖1)。利用GS+軟件包進(jìn)行變異分析,計(jì)算區(qū)域底泥中全氮、有機(jī)氮、銨態(tài)氮含量的統(tǒng)計(jì)特征值,將非正態(tài)分布的數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換成接近于正態(tài)分布,計(jì)算出合適的擬合模型,并在ArcGIS 9.2的地統(tǒng)計(jì)模塊中利用普通克里格插值法進(jìn)行內(nèi)插,分別獲得3個(gè)層次的全氮、有機(jī)氮、銨態(tài)氮的空間分布圖。

1.3.1 半方差函數(shù) 半方差函數(shù)是研究區(qū)域化變量空間變異性的關(guān)鍵函數(shù),它既能描述區(qū)域化變量的結(jié)構(gòu)性變化,又能描述其隨機(jī)性變化。實(shí)際上,半方差函數(shù)是一個(gè)關(guān)于數(shù)據(jù)點(diǎn)的半變異值與數(shù)據(jù)點(diǎn)間距離的函數(shù).

假設(shè)區(qū)域化變量滿足二階平穩(wěn)和本征假設(shè),其計(jì)算公式如下:

式中:γ(h)——半方差函數(shù);h——樣點(diǎn)間的間隔距離,即步長(zhǎng)(lag);N(h)——間隔距離為h的樣點(diǎn)數(shù);Z(xi),Z(xi+h)——區(qū)域化變量在空間位置xi和xi+h處的觀測(cè)值。半方差函數(shù)曲線圖可以直接反映空間變異特點(diǎn)。球狀模型,指數(shù)模型,高斯模型可以擬合半方差函數(shù),不同的模型參數(shù)對(duì)于插值有很大的影響,因此用GS+軟件包計(jì)算出相應(yīng)的模型再利用ArcGIS 9.2進(jìn)行插值[21]。

1.3.2 普通克里格插值 普通克里格差值是利用已知點(diǎn)的值去估計(jì)未知點(diǎn)的線性無偏、最優(yōu)估計(jì),實(shí)質(zhì)上是實(shí)行局部估計(jì)的加權(quán)平均值:

式中:Z(x0)——在未經(jīng)觀測(cè)的點(diǎn)x0上的內(nèi)插估計(jì)值;Z(xi)——在點(diǎn)X0附近的若干觀測(cè)點(diǎn)上獲得的實(shí)測(cè)值;λi——考慮了半方差圖中表示空間的權(quán)重,所以Z值應(yīng)該是無偏的[22]。

2 結(jié)果與討論

2.1 描述性統(tǒng)計(jì)特征

表1中可知,118個(gè)采樣點(diǎn)中,0—5 cm層中,全氮含量介于0.410～13.8 g/kg,平均值為5.85 g/kg;在5—10 cm層中,全氮含量介于0.378～20.4 g/kg,平均值為4.71 g/kg;在 10—20 cm 層中,全氮含量介于0.440～14.4 g/kg,平均值為2.76 g/kg?？梢姷啄啾韺尤枯^大,且由表層到底層全氮含量下降的分布趨勢(shì)明顯,說明滇池底泥表層受人類活動(dòng)影響較大。這與陳永川[1]等在滇池5個(gè)代表性樣點(diǎn)沉積物中全氮含量分布研究結(jié)果以及劉凌[23]等對(duì)太湖底泥全氮的垂直分布研究結(jié)果類似。

圖1 滇池采樣點(diǎn)分布圖

據(jù)相關(guān)文獻(xiàn)[23],在0—5 cm層中,太湖底泥全氮的最小值為0.031%,最大值為0.471%,平均值為0.118%。5—10 cm太湖底泥的最小值為0.014 9%,最大值為0.280%,平均值為0.070 9%。10—20 cm太湖底泥全氮的最小值為0.012 6%,最大值為0.250%,平均值為0.069 9%。因此,與2002年太湖底泥全氮含量相比,滇池各個(gè)層次的底泥中全氮的含量均要顯著高于太湖。另外,與其它湖泊相比較,紅楓湖和百花湖沉積物中全氮的平均含量約為0.36%～0.40%[24],在表層沉積物中全氮的含量達(dá)0.69%～1.06%,可見滇池底泥中全氮的含量相對(duì)較高,分析原因,可能與滇池處于高原的地理位置和污染歷史有關(guān)。湖泊沉積物中總氮以及各種形態(tài)氮素含量受控于進(jìn)入湖泊的總量、湖泊內(nèi)部的物理化學(xué)條件、水文特征等[25],因此,亂砍亂伐,水土流失嚴(yán)重,工業(yè)污水直接排入湖泊以及嚴(yán)重的富營(yíng)養(yǎng)化導(dǎo)致水生生物的死體沉積是造成滇池全氮含量偏高的主要原因。

滇池底泥有機(jī)氮含量在0—5 cm層次底泥中介于0.245～13.6 g/kg,平均值為 5.05 g/kg;5—10 cm層次中介于0.253～19.2 g/kg,平均值為3.94 g/kg;10-20 cm 層次中介于0.048～13.1 g/kg,平均值為2.16 g/kg。隨著深度的加深,有機(jī)氮含量是減少的。3個(gè)層次中有機(jī)氮的平均含量占全氮平均含量的比值依次為86.34%,83.67%,78.15%,隨著深度的加深,該比值也是減少的。

滇池底泥銨態(tài)氮含量在0—5 cm層次底泥中,介于0.060～4.50 g/kg,平均值為0.799 g/kg;5—10 cm層次中介于0.070～3.90 g/kg,平均值為0.769 g/kg;10-20 cm 層次中介于0.042～3.50 g/kg,平均值為0.603 g/kg?？梢婋S著深度的加深,銨態(tài)氮的含量也是有所減少的,但是幅度相對(duì)較小。3個(gè)層次銨態(tài)氮的平均含量占全氮平均含量的比值分別是13.66%,16.33%,21.85%,隨著深度的加深,該比值是增加的。結(jié)合有機(jī)氮在全氮中含量的比值在減少,說明減少的有機(jī)氮部分被礦化成了銨態(tài)氮。這是因?yàn)橛袡C(jī)氮轉(zhuǎn)變成銨態(tài)氮的過程稱作氨化作用,是銨態(tài)氮產(chǎn)生的主要途徑[26]。有機(jī)氮通過礦化生成銨態(tài)氮,氨化過程之后,一部分銨態(tài)氮被植物吸收或被微生物固持,剩余的一部分可能通過自養(yǎng)細(xì)菌轉(zhuǎn)化為硝態(tài)氮[27]。而由于底層底泥中氧化還原電位低,銨態(tài)氮轉(zhuǎn)化為硝態(tài)氮的能力很弱,因而銨態(tài)氮占全氮的含量會(huì)增加。亓春英[28]在2002年同期對(duì)滇池草海和外海進(jìn)行分區(qū)研究發(fā)現(xiàn),0—5 cm以及5—10 cm層次的銨態(tài)氮含量要高于10—20 cm層次的,這說明雖然底層受水動(dòng)力干擾少,含氧量低,但是由于表層污染嚴(yán)重,有機(jī)氮礦化為銨態(tài)氮的含量要比底層更多。

變異系數(shù)的大小可以反映底泥氮素的空間變異強(qiáng)度,一般認(rèn)為:變異系數(shù)＜0.1為弱變異性;0.1＜變異系數(shù)＜1.0為中等變異性;變異系數(shù)＞1為強(qiáng)變異性[22]。由表2可知,這3個(gè)層次的底泥中,0—5 cm銨態(tài)氮的變異系數(shù)為1.03,大于1,5—10 cm銨態(tài)氮的變異系數(shù)為0.960,10—20 cm的銨態(tài)氮的變異系數(shù)為0.965,均接近于1,具有強(qiáng)烈空間變異性;其它氮素變異系數(shù)均在0～1之間,屬于中等強(qiáng)度變異。由此可見,3個(gè)層次的3種氮素空間變異性較大。

2.2 底泥氮素的空間變異特征

單純的統(tǒng)計(jì)分析并不能很好地反映研究區(qū)域氮素含量的空間分布特征,更不能全面反映其空間分布的結(jié)構(gòu)性和隨機(jī)性因素。采用GS+軟件包計(jì)算不同間距的半方差,選擇擬合度較好的模型進(jìn)行套合,可分別獲得各層次底泥中全氮、有機(jī)氮、銨態(tài)氮的各項(xiàng)參數(shù)。

半方差函數(shù)是地統(tǒng)計(jì)學(xué)解釋沉積物中氮素含量空間變異結(jié)構(gòu)的理論基礎(chǔ)。它有3個(gè)重要函數(shù):變程、塊金值C0和基臺(tái)值C0+C。根據(jù)GS+軟件包計(jì)算得到各相關(guān)氮素的參數(shù)(見表2)。

表1 滇池營(yíng)養(yǎng)元素特征統(tǒng)計(jì)

表2 全氮、銨態(tài)氮、有機(jī)氮的變異函數(shù)參數(shù)

變程表示了在某種觀測(cè)尺度下,空間相關(guān)性的作用范圍,即當(dāng)某點(diǎn)與已知點(diǎn)的距離大于變程時(shí),該點(diǎn)數(shù)據(jù)不能用于內(nèi)插或外推[22];根據(jù)GS+軟件包計(jì)算出來的有效步長(zhǎng)為0.27 km,由表2可知,10—20 cm層的有機(jī)氮的變程為0.102 km,小于0.27 km,說明10—20 cm的有機(jī)氮由于采樣距離過大,有機(jī)氮的含量是相互獨(dú)立的隨機(jī)變量,其空間相關(guān)性不是很好,因此,對(duì)于今后10—20 cm的有機(jī)氮空間分布研究的采樣,可考慮間距為0.102 km以內(nèi)。其他的氮素變程均遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于0.27,說明在變程以內(nèi)進(jìn)行普通格里格插值能取得比較精確的結(jié)果。

塊金值由測(cè)量誤差和最小取樣間距內(nèi)沉積物性質(zhì)(生活污水、工業(yè)廢水的排放等)的隨機(jī)因子引起;基臺(tái)值反映區(qū)域化變量受結(jié)構(gòu)性因素(沉積物類型、氣候、地形、植被等)影響的程度。塊金系數(shù)C0/(C0+C)可以反應(yīng)沉積物中氮素的空間相關(guān)性。當(dāng)C0/(C0+C)＜25%,變量具有強(qiáng)烈空間相關(guān)性;C0/(C0+C)為25%～75%,變量具有中等空間相關(guān)性;而C0/(C0+C)＞75%時(shí),變量空間相關(guān)性很弱[22]。由表2可知,0—5 cm全氮和有機(jī)氮的塊金系數(shù)分別為23.74%,19.55%,10—20 cm全氮的塊金系數(shù)分別為20.61%,說明0—5 cm全氮和有機(jī)氮以及10—20 cm全氮的空間相關(guān)性較強(qiáng);而0—5 cm底泥中銨態(tài)氮和10—20 cm底泥中銨態(tài)氮分別為49.96%,36.51%,5—10 cm底泥中3種氮素的塊金系數(shù)為49.94%,49.95%,49.94%,具有中等空間相關(guān)性。

另外,塊金系數(shù)高,說明由隨機(jī)部分引起的空間變異性程度較大;相反則由結(jié)構(gòu)性因素引起的空間變異性程度較大[22]。從表2可以看出,這3個(gè)層次的塊金系數(shù)并不高,這說明人為排污對(duì)氮素在全湖分布的影響并不是起決定作用。0—5 cm和10—20 cm這兩個(gè)層次底泥中的銨態(tài)氮以及10—20 cm中的3種氮素則受隨機(jī)性因素和結(jié)構(gòu)性因素的影響接近均等,是自然過程(氣候、地形等)和人為過程共同作用的結(jié)果。自然過程是沉積物屬性空間變異的內(nèi)在驅(qū)動(dòng)力,它有利于土壤屬性空間變異結(jié)構(gòu)性的加強(qiáng)和相關(guān)性的提高;人為過程則是沉積物屬性變異的外在影響因素,表現(xiàn)為較大的隨機(jī)性,往往對(duì)變量空間變異的結(jié)構(gòu)性和相關(guān)性有削弱作用[13]。0—5 cm層次底泥中全氮和有機(jī)氮以及10—20 cm的全氮和有機(jī)氮的塊金系數(shù)較小,這說明這2個(gè)層次中的全氮和有機(jī)氮在全湖底泥中的空間分布,主要受地形、氣候、沉積物性質(zhì)等自然因素的影響,人為排污的影響則位于其次,這并不意味著排污對(duì)滇池氮的污染影響較小,而是說湖泊自身的自然因素比人為排污等隨機(jī)性因素能更多地影響氮素在湖泊中的分布狀況以及停留時(shí)間等。

2.3 普通克里格插值分析

圖2中,a,b,c是0—5 cm層次中不同形態(tài)氮素的普通克里格空間插值圖,d,e,f是5—10 cm層次中不同形態(tài)氮素的普通克里格空間插值圖,g,h,i是10—20 cm層次中不同形態(tài)氮素的普通克里格空間插值圖。從整個(gè)滇池的角度來看,隨著深度的增加,3個(gè)層次的氮素在湖面的顏色深淺分布是0—5 cm＞5—10 cm＞10—20 cm。張燕等[29]利用137Cs法對(duì)滇池沉積物定年分析發(fā)現(xiàn)滇池沉積速率整體上經(jīng)歷了一個(gè)由快到慢的過程,桑麗娟[30]在滇池沉積速率的時(shí)間變異特征研究中利用137Cs以及210Pb也證明了沉積速率近50 a來時(shí)先增大后緩慢降低的?？梢?隨著滇池污染治理措施的加大,滇池生態(tài)環(huán)境得到一定程度的改善,沉積速率在減小,但是結(jié)合圖2這3個(gè)層次的氮素顏色深淺來看,滇池底泥中氮素的含量還是在逐年增加的,污染具有加重的趨勢(shì)。最高值區(qū)均出現(xiàn)在北部草海,這主要是由于草?？拷ッ魇?每年有大量的生活生產(chǎn)用水排入草海。2000年入湖污染物中大概有45%的污水進(jìn)入草海,而草海的環(huán)境容量只占整個(gè)湖泊的1.3%[31],同時(shí)草海湖區(qū)相對(duì)封閉,污染物進(jìn)入湖后分散困難,使得沉積在湖底,含量高于其它湖區(qū)。最低值區(qū)位于滇池的東北部,這與滇池常年盛行西南風(fēng)風(fēng)向有關(guān)。另外,每種氮素均在湖泊中心出現(xiàn)較深顏色的斑塊,這可能是受湖底地形和盛行風(fēng)向的影響,污染物通過河流進(jìn)入河道,湖水受到盛行西風(fēng)的影響,導(dǎo)致湖底沉積物容易被水體帶動(dòng),氮素易于淤積在湖體中心,不易被擴(kuò)散分解[30],這與之前的描述性統(tǒng)計(jì)分析大體一致。

圖2 滇池底泥中不同形態(tài)氮在不同層次中的普通克里格插值圖

不同的是,0—5 cm層次的全氮在全湖分布相對(duì)較均勻,呈自北向南遞減,而5—10 cm這個(gè)層次中的全氮在西南角出現(xiàn)較深顏色的條狀斑塊,10—20 cm層次則只有在草海和外海湖心高于其它地區(qū)。有機(jī)氮在全湖的分布比較均勻,整個(gè)湖面顏色都較重,由于有機(jī)氮通常為湖泊沉積物中氮的主要形態(tài),與全氮的分布類似,東北部顏色偏淺。結(jié)合表2和圖2的c,f,i,銨態(tài)氮變化趨勢(shì)大致與全氮含量分布具有同向性,北部草海和外海湖心含量較高,但是銨態(tài)氮在0—5 cm的分布,不如全氮和有機(jī)氮均勻,在西南區(qū)域也有出現(xiàn)條狀斑塊;5—10 cm層次在西南地區(qū)也有斑塊,但顏色分布比0—5 cm層次要淺些;10—20 cm最大值僅出現(xiàn)在北部草海和外海湖心區(qū),西南區(qū)顏色最淺。每個(gè)層次中不同氮素的空間分布差異的原因有待于進(jìn)一步的研究。

3 結(jié)論

(1)研究結(jié)果表明,研究區(qū)全氮、有機(jī)氮、銨態(tài)氮總體水平偏高,3個(gè)層次的底泥中,除了0—5 cm銨態(tài)氮變異強(qiáng)度較大以外,其它氮素均屬于中等強(qiáng)度變異。

(2)通過半變異函數(shù)分析,0—5 cm和10—20 cm這兩個(gè)層次底泥中的銨態(tài)氮以及10—20 cm中3種氮素的空間分布則由地形、沉積物性質(zhì)等結(jié)構(gòu)性因素以及人為等隨機(jī)性因素共同決定的;而0—5 cm以及10—20 cm這2個(gè)層次底泥中全氮和有機(jī)氮的空間分布,受地形、氣候、沉積物性質(zhì)等自然因素的影響要大于人為排污的影響。

(3)3個(gè)層次3種氮素在全湖底泥中的分布,均自北向南遞減,最高值區(qū)出現(xiàn)在北部草海,最低值區(qū)位于滇池的西南區(qū)域;隨著深度的增加,3種氮素在湖面的顏色深淺分布均是 0—5 cm＞5—10 cm＞10—20 cm,污染有逐年加重趨勢(shì)。

致謝張維、祝士杰、羅君、李俊、王前峰、周杜輝等在本文寫作過程中給予了幫助與指導(dǎo),在此一并表示感謝!

[1] 陳永川,湯利,張德剛,等.滇池沉積物總氮的時(shí)空變化特征研究[J].土壤,2007,39(6):879-883.

[2] Frink C R.Nutrient budget:Rational analysis of eutrophication in Connecticut Lake.Encir.Sci.Technol.1967,1:425-428.

[3] 王少梅.武漢東湖沉積物中氮和磷釋放試驗(yàn)[J].水生生物學(xué)報(bào),1991,15(4):379-380.

[4] 陳永川,湯利.沉積物—水體界面氮磷的遷移轉(zhuǎn)化規(guī)律研究進(jìn)展[J].云南農(nóng)業(yè)大學(xué)學(xué)報(bào),2005,20(4):527-533.

[5] Garber K J,Hartman R T.Internal Phosphorus loading to shallow Edinbro Lake in northwestern Pennsylvania[J].Hydrobiologia,1985,122(1):45-52.

[6] Lambertus I.Phosphorus accumulation in sediments and internal loading[J].Hydrobiol Bull,1986,20(1):213-214.

[7] Chen R L,Keeney D R,McIntosh T H.The role of sediments in the nitrogen budget of lower green bay,Lake Michigan[J].Journal of Great Lakes Research,1983,9(1):23-31.

[8] Gardner W S,Gardner,Longyuan Yong,James B.Cotner,et al.Lavrentyev.Nitrogen dynamics in sandy f reshwater sediments(Saginaw Bay,Lake Huron)[J].Journal of Great Lakes Research,2001,27(1):84-97.

[9] McCarthy,M J,McCarthy,Wayne S.Gardner,Peter J.Lavrentyev,et al.Effects of hydrological flow regime on sediment-water interface and water column nitrogen dynamics in a Great Lakes coastal wetland(Old Woman Creek,Lake Erie)[J].Journal of Great Lakes Research,2007,33(1):219-231.

[10] 齊素華,艾萍,王趁義.滇池的富營(yíng)養(yǎng)化現(xiàn)狀分析及防治對(duì)策[J].江蘇環(huán)境科技,2000,13(4):27.

[11] 高麗等.滇池水體和沉積物中營(yíng)養(yǎng)鹽的分布特征[J].環(huán)境科學(xué)研究,20004,17(4):1-4.

[12] 張治中.滇池氮與富營(yíng)養(yǎng)化研究[J].環(huán)境科學(xué)導(dǎo)刊,2007,26(6):34-36.

[13] 張興義,隋躍宇,張少良,等.薄層農(nóng)田黑土全量碳及氮磷鉀含量的空間異質(zhì)性[J].水土保持通報(bào),2008,28(2):1-5.

[14] 王彩絨,呂家瓏,胡正義,等.太湖流域典型蔬菜地土壤氮及p H空間變異特征[J].水土保持學(xué)報(bào),2005,19(3):17-20.

[15] Goovaerts P.Geostatistics in soil science:state-of-theart and perspectives[J].Geoderma,89(1/2):1-45.

[16] Wang Yunqiang,Zhang Xingchang,Huang Chuanqin.Spatial variability of soil total nitrogen and soil total phosphorus under different land uses in a small watershed on the Loess Plateau,China[J].Geoderma,2009,150(1-2):141-149.

[17] Poon Ka fai,Wong R W H,Lam M H W,et al.Geostatistical modelling of the spatial distribution of sewage pollution in coastal sediments[J].Water Research,2000,34(1):99-108.

[18] 彭丹,金峰,呂俊杰,等.滇池底泥中有機(jī)質(zhì)的分布狀況研究[J].土壤,2004,36(5):568-572.

[19] 魯如坤.土壤農(nóng)業(yè)化學(xué)分析方法[M].北京:中國(guó)農(nóng)業(yè)科技出版社,2000:129-133.

[20] van Kessel JF.Factors affecting thedenitrification rate in two water-sediment systems[J].Water Research,1977,11(3):259-267.

[21] 吳學(xué)文,晏路明.普通Kriging法的參數(shù)設(shè)置及變異函數(shù)模型選擇方法:以福建省一月均溫空間內(nèi)插為例[J].地球信息科學(xué),2007,9(3):104-108.

[22] 湯國(guó)安,楊昕.地理信息系統(tǒng)空間分析實(shí)驗(yàn)教程[M].北京:科學(xué)出版社,2006:363-422.

[23] 劉凌,崔廣柏,王建中.太湖底泥氮污染分布規(guī)律及生態(tài)風(fēng)險(xiǎn)[J].水利學(xué)報(bào).2005,36(8):900-905.

[24] 王雨春,萬國(guó)江,尹澄清,等.紅楓湖、百花湖沉積物全氮、可交換性氮和固態(tài)銨的賦予特征[J].湖泊科學(xué),2002,14(4):301-309.

[25] 劉靜靜,葉琳琳,潘成榮,等.巢湖、瓦埠湖沉積物中氮賦存形態(tài)研究[J].Agricultural Science&Technology.2008,9(4):155-156.

[26] 楊路華,沈榮開,譚奇志.土壤氮素礦化研究進(jìn)展[J].土壤通報(bào),2003,34(6):569-571.

[27] 陳伏生,曾德慧,何興元.森林土壤氮素的轉(zhuǎn)化與循環(huán)[J].生態(tài)學(xué)雜志,2004,23(5):126-133.

[28] 亓春英.滇池現(xiàn)代沉積物的主要理化性質(zhì)研究[D].昆明:昆明理工大學(xué),2003.

[29] 張燕,鄧西海,彭補(bǔ)拙,等.基于137Cs計(jì)年法估算滇池沉積物重金屬負(fù)荷[J].地理科學(xué),2007,27(2):261-267.

[30] 桑麗娟.滇池底泥沉積速率及重金屬時(shí)間變異特征研究[D].南京:南京師范大學(xué),2009.

[31] Xing Kexia,Guo Haicheng,Sun Yangfeng et al.Assessment of the spatial-temporal eutrophic character in the Lake Dianchi[J].Journal of Geographic Science,2005,15(1):37-43.