李 勇，單雅潔，李 娜，錢佳寧，馮家成，徐 鴻

(1.河海大學淺水湖泊綜合治理與資源開發(fā)教育部重點實驗室，江蘇 南京 210098； 2.河海大學環(huán)境學院，江蘇 南京 210098; 3.河海大學水資源高效利用與工程安全國家工程研究中心，江蘇 南京 210098)

潛流帶作為地表水和地下水之間物質和能量交換的活躍過渡區(qū)域，其物理、化學、生物條件的梯度分布和變化對氮素的遷移轉化和界面釋放產生了重要的影響[1-2]。一般來說，下行流攜帶富含溶解氧和有機質的地表水進入潛流帶并與淺層地下水交匯，而上行流則攜帶大量富含硝態(tài)氮、低溶解氧及低有機質的淺層地下水進入潛流帶并與界面處地表水體交匯[3-4]。研究顯示，往往深層潛流帶中氨氮含量較高，而富營養(yǎng)化的湖泊水體含有豐富的有機質和硝態(tài)氮等營養(yǎng)物質，一旦存在下行流的局部區(qū)域，豐富的有機質和硝態(tài)氮等容易隨著水流進入潛流帶，并隨著潛流帶深度的變化而產生不同的物理、化學、生物變化[5-6]。

眾多研究顯示，潛流帶作為長期較穩(wěn)定的厭氧場所，對來自淺層地下水和地表水的硝態(tài)氮具有重要的還原作用，特別是在有機質含量相對豐富的淺層潛流帶中，微生物活性相對較強，容易發(fā)生反硝化作用，使得大量硝態(tài)氮轉化為氣態(tài)氮的形式得以去除[7]。一般來說，除了占據(jù)主導地位的反硝化過程外，當有機質含量較低時，厭氧氨氧化過程會占據(jù)一定的主導地位；當有機質的可用性較高時，硝酸鹽異化還原成銨(DNRA)過程會成為硝態(tài)氮還原的重要途徑。富營養(yǎng)化湖泊水體中的有機質大多來自自身大型水生植物和浮游動植物的分解產物以及通過河道輸入的陸源物質等[8-10]，其中腐殖酸是有機質的重要組成部分。江俊武等[11]對太湖水體的研究顯示，類腐殖質對有色可溶性有機質(CDOM)的貢獻率在9.6%～18.8%之間，特別是太湖的北部和西部等區(qū)域，類腐殖質占CDOM的14.6%～18.8%。腐殖酸有較好的還原性，某些硝酸鹽還原菌會氧化腐殖酸，將其作為氧化還原過程的電子供體[12]。

為進一步掌握湖泊潛流帶下行流條件下有機質對其中硝酸鹽還原的影響，以太湖西部湖區(qū)潛流帶為研究對象，進行室內原狀沉積物柱模擬試驗，分別設定腐殖酸與硝酸鹽濃度比值為1∶1以及僅輸入硝酸鹽兩種條件模擬潛流帶下行水流攜帶營養(yǎng)物質，結合環(huán)境因子如pH值、Eh值進行分析，探索腐殖酸對硝態(tài)氮還原途徑及氮素在不同深度遷移轉化過程的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域及沉積物樣品的采集

太湖是我國第三大淡水湖，水面面積2 338 km2，平均水深1.9 m，與219條河流和渠道相連。太湖西北部的海拔高于南部和東部，因此水流通常從西北流向東南[13]。西部湖區(qū)枯水期氮素污染主要來源于農用化肥，豐水期以生活污水為主[14]。采用手動垂直插入聚乙烯管的方式于太湖西部湖區(qū)采樣點W(119°56′17.30″E，31°10′00″N)采集兩根原狀沉積物柱，其中一根內徑15 cm，高45 cm，用于室內模擬試驗；另一根內徑6.5 cm，高60 cm，用于理化性質分析，所有樣品冷藏運往實驗室并在1周內完成理化性質指標的測定。

1.2 試驗裝置和研究方案

圖1 太湖淺層潛流帶下行流模擬試驗裝置(單位：cm)Fig.1 Simulation experimental device of shallow hyporheic zone in Lake Taihu with downwelling hyporheic flow (units: cm)

試驗裝置以采集的原狀沉積物柱為基礎，豎直放置，頂端加置上覆水儲存段(高30 cm)和進水裝置，底端加置底座和排水收集裝置(圖1)。底端填充5 cm厚的均勻粒徑石英砂并在與沉積物接觸面鋪設土工布，避免柱內沉積物在出水時受到沖刷擾動。試驗裝置頂端和底端分別設置進水口和出水口，采用雙頭蠕動泵控制進水，保持進水速率恒定及上覆水水位穩(wěn)定不變；出水口接厭氧水箱，厭氧水箱設進、出氣口及進、出水口，連續(xù)充入乙炔氣體以保持柱中厭氧環(huán)境。在距沉積物頂端向下10.0 cm、22.5 cm和45.0 cm處設置3個取樣孔，采用抽濾器采集沉積物中孔隙水樣，并安裝pH電極及Eh電極以測量柱內pH值及氧化還原電位。

試驗開始前連續(xù)通入蒸餾水，待原狀沉積物柱中物質濃度及環(huán)境條件穩(wěn)定時，記錄柱上電極讀數(shù)并測定各個取水口的相應水樣指標作為初始值。為保持原狀沉積物柱中條件的一致性，采用同一根原狀沉積物柱并設定兩個階段開展試驗。階段Ⅰ滲透流速為2.02 cm/d，相應的配制溶液①硝態(tài)氮及腐殖酸質量濃度分別為4.98 mg/L和5.20 mg/L，持續(xù)時間為80 d，觀察其中不同深度氮素遷移轉化特征；隨后開展階段II試驗，先通入蒸餾水約25 d以消除上一階段溶質輸入對原狀沉積物柱的影響，直到各深度各物理化學指標穩(wěn)定后同樣以2.02 cm/d的流速通入硝態(tài)氮質量濃度為5.11 mg/L的配置溶液②，持續(xù)時間為57 d，觀察無腐殖酸伴隨輸入情況下不同深度氮素的運移轉化情況。為保證進水溶質濃度穩(wěn)定，每2～3天更換模擬水。

在取樣前用針筒將取樣口的水樣抽干，取樣時打開取樣口的止水夾，使用真空泵對其進行抽氣，將其抽為負壓后用止水夾夾住抽氣管，靜待約2 h后使用針筒抽出待測水樣，每次抽取水樣5～10 mL以測定氮素及腐殖酸濃度。為觀察原狀沉積物柱相對穩(wěn)定后氮素的主要變化過程，首次取樣時間在試驗開始后第10天，隨后每3～5天取樣一次，每次記錄各監(jiān)測點位處的pH值和Eh值。

1.3 分析方法

沉積物粒徑采用全自動激光粒度分析儀LS13320測定；pH值、Eh值分別采用pH電極和Eh電極測定；沉積物TOC、總氮、硝態(tài)氮和氨氮分別采用HJ 658—2013《土壤有機碳的測定 燃燒氧化 滴定法》、HJ 717—2014《土壤質量 全氮的測定 凱式法》、GB/T 32737—2016《土壤硝態(tài)氮的測定 紫外分光光度法》和HJ 634—2012《土壤 氨氮、亞硝酸鹽氮、硝酸鹽氮的測定 氯化鉀溶液提取-分光光度法》測定。

將沉積物樣品在4 000 r/min條件下離心30 min，取上清液過0.45 μm濾膜后測定孔隙水中無機氮的濃度?？紫端霸囼炦^程中所取水樣的總氮、硝態(tài)氮、亞硝態(tài)氮和氨氮分別采用HJ 636—2012《水質 總氮的測定 堿性過硫酸鉀消解紫外分光光度法》、HJ/T 346—2007《水質 硝酸鹽氮的測定 紫外分光光度法(試行)》、GB/T 5750.5—2006《生活飲用水標準檢驗方法 無機非金屬指標》中的重氮耦合分光光度法和HJ 535—2009《水質 氨氮的測定 納氏試劑分光光度法》測定；使用UV254快速表征腐殖酸中DOC的濃度，記為DOC254，該方法使用廣泛并能有效代表DOC中有效碳的濃度[15]。

根據(jù)監(jiān)測深度將原狀沉積物柱分為3層，分別是0～10.0 cm、10.0～22.5 cm、22.5～45.0 cm，計算各層硝態(tài)氮的還原量、還原速率及氨氮生成量：

(1)

(2)

(3)

使用Excel 2016進行數(shù)據(jù)統(tǒng)計，Origin 2018進行相關圖表的繪制。

2 結果分析

2.1 沉積物基本理化性質

太湖西部湖區(qū)孔隙水中TN質量濃度隨深度增加而上升，由上層1.69 mg/L逐漸上升到40～60 cm深度的2.92 mg/L；氨氮是無機氮存在的主要形態(tài)，變化趨勢與TN相似，隨深度從1.41 mg/L增加到2.17 mg/L；而硝態(tài)氮和亞硝態(tài)氮質量濃度相對較低，平均質量濃度分別為0.284 mg/L和0.032 mg/L(圖2(a))。沉積物中，TOC質量比隨深度增加從8.22 g/kg升高至14.34 g/kg，平均為11.57 g/kg；TN質量比隨深度先升高后降低，均值為2.23 g/kg；氨氮及硝態(tài)氮質量比相對較小，分層特征不明顯，均值分別為0.108 g/kg和0.027 g/kg(圖2(b))。

圖2 太湖西部沉積物及孔隙水中無機氮垂向分布Fig.2 Inorganic nitrogen vertical distribution in sediment and pore water of the western hyporheic zone of Lake Taihu

2.2 模擬試驗中氮素垂向分布變化

a.硝態(tài)氮。階段Ⅰ開始時各層硝態(tài)氮質量濃度均持續(xù)升高，第21天時各層硝態(tài)氮質量濃度達到最大值，隨深度增加分別為2.31 mg/L、1.29 mg/L和0.91 mg/L(圖3(a))。第21—39天原狀沉積物柱內硝態(tài)氮質量濃度呈下降趨勢，表層降至1.46 mg/L，而中下層均降至0.5 mg/L左右。39天后上層硝態(tài)氮質量濃度仍有降低趨勢，但相對較緩，中下層略有升高。深度10.0 cm處硝態(tài)氮質量濃度一直高于其余兩個監(jiān)測點，而中下層硝態(tài)氮質量濃度差異相對較小。階段Ⅰ結束時，上、中、下層硝態(tài)氮質量濃度分別為1.37 mg/L、0.64 mg/L和0.60 mg/L。階段Ⅱ初期3個監(jiān)測點硝態(tài)氮質量濃度均呈緩慢升高的趨勢，第138天以后硝態(tài)氮累積速度加快，最終質量濃度隨深度增加分別達到2.46 mg/L、1.71 mg/L和1.42 mg/L。在階段Ⅱ，硝態(tài)氮分層特征較階段Ⅰ更為明顯，呈上層大于中層大于下層?？偟膩碚f，在原狀沉積物柱運行過程中，各層硝態(tài)氮質量濃度變化特征相似，階段Ⅰ硝態(tài)氮質量濃度在前21天大幅度上升，后呈降低趨勢，而階段Ⅱ硝態(tài)氮持續(xù)累積。

圖3 原狀柱內不同深度孔隙水中硝態(tài)氮、亞硝態(tài)氮及氨氮質量濃度變化Fig.3 Mass concentration variations of nitrate nitrogen, nitrous nitrogen and ammonia nitrogen in pore water at different depths of undisturbed sediment column

b.亞硝態(tài)氮。階段Ⅰ各層初始亞硝態(tài)氮質量濃度差異較大，隨著深度增加分別為0.074 mg/L、0.051 mg/L和0.062 mg/L(圖3(b))。初期各層亞硝態(tài)氮均經歷了一個顯著下降的過程，第21天時降至0.03 mg/L左右；21天后各層質量濃度變化幅度相對較小。上層第21—65天亞硝態(tài)氮質量濃度仍呈降低趨勢，但降低速度減緩，從0.035 mg/L降至0.022 mg/L；第65天后出現(xiàn)了短暫的上升，最終質量濃度為0.035 mg/L。而中層亞硝態(tài)氮第25天后出現(xiàn)了較為明顯的累積，階段Ⅰ結束時質量濃度升高至0.043 mg/L。下層21天后亞硝態(tài)氮質量濃度在0.020～0.035 mg/L波動變化，最終穩(wěn)定于0.031 mg/L。階段Ⅱ初期(第106—135天)上層及中層亞硝態(tài)氮質量濃度均略有升高，而下層呈降低趨勢。第138天后，3個深度處監(jiān)測點的亞硝態(tài)氮質量濃度均呈現(xiàn)升高趨勢，且上升速度略快于第106—135天。整體上看，階段Ⅰ前21天亞硝態(tài)氮質量濃度急劇降低，21天后各有變化但變化幅度相對較??；階段Ⅱ亞硝態(tài)氮的變化趨勢與硝態(tài)氮相似，均出現(xiàn)了較明顯的累積。

c.氨氮。階段Ⅰ各層氨氮初始質量濃度較高，在0.73～0.99 mg/L之間(圖3(c))。第21—48天上層氨氮質量濃度穩(wěn)定在0.32 mg/L左右，中層在0.41～0.58 mg/L之間波動，下層穩(wěn)定在0.68 mg/L。第48天后各層氨氮質量濃度快速下降，中上層第55天后均保持在0.15 mg/L左右，而下層在55天后仍呈下降趨勢，最終穩(wěn)定在0.20 mg/L。階段Ⅱ沉積物中各層氨氮質量濃度相對穩(wěn)定，維持在0.01～0.17 mg/L之間。整體上，階段Ⅰ各層氨氮質量濃度呈降低趨勢，深度45.0 cm處的氨氮質量濃度一直高于其余兩個監(jiān)測點，階段Ⅱ各層氨氮質量濃度均保持在0.17 mg/L以下。

2.3 模擬試驗中pH值、Eh值和HA變化

a.pH值。原狀沉積物柱上層pH值略高于中下層(圖4(a))。階段Ⅰ前期(第0—21天)各層pH值較為穩(wěn)定，其變化幅度均小于0.1。第21—28天各層pH值出現(xiàn)了一定程度的升高，中層上升趨勢最為明顯，增加了0.20。第28天后上層pH值在第48—55天出現(xiàn)了大幅度上升，而中下層一直保持相對穩(wěn)定的狀態(tài)且pH值均在7左右。階段Ⅱ第106—131天各層pH值相對穩(wěn)定，第131天后均出現(xiàn)下降趨勢，下層變化幅度最大。在同時輸入硝酸鹽和腐殖酸的階段Ⅰ，pH值呈升高趨勢，在僅輸入硝酸鹽的階段Ⅱ，pH值呈下降趨勢。

圖4 原狀柱內不同深度孔隙水的pH值、Eh值、DOC254變化Fig.4 Variations of pH, Eh and DOC254 in pore water at different depths of undisturbed sediment column

b.Eh值。模擬柱中初始Eh值較高(283～290 mV)，階段I初期各深度Eh值急劇下降，在第21天時下降至約-300 mV(圖4(b))。第21天后Eh值趨于穩(wěn)定，其中上層(10.0 cm處)穩(wěn)定于-300 mV上下；中層(22.5 cm處)Eh值前期下降幅度最大，至第28天時達到-456 mV，隨后趨勢平穩(wěn)；而下層(45.0 cm處)Eh值在第21天后仍有繼續(xù)下降的趨勢并最終達到-387 mV。階段II中，3個深度的監(jiān)測點處Eh值變化幅度相對較小，其中深度10 cm和22.5 cm處基本保持了階段I延續(xù)的Eh值并有較小幅度的上升，而深度45.0 cm處Eh值在第106—115天內有相對較大幅度的上升，在第115天后趨于穩(wěn)定并接近深度10.0 cm處的Eh值?？傮w上，在同時輸入硝酸鹽和腐殖酸的階段I試驗中，Eh值在前期21天內有大幅度下降，隨后維持相對穩(wěn)定，而在僅輸入硝酸鹽的階段II中，Eh值基本維持相對穩(wěn)定且有微小上升的趨勢。另外，各深度處Eh值趨勢穩(wěn)定后22.5 cm處表現(xiàn)出最大的還原性。

c.DOC254。使用DOC254表示HA濃度。原狀沉積物柱內下層初始DOC254質量濃度明顯高于中上層(圖4(c))。隨著腐殖酸的輸入，階段Ⅰ前期(第0—25天)上層及中層DOC254質量濃度均有所上升，而下層變化相對較小，保持在11.3 mg/L左右。第25天后各層DOC254質量濃度均呈降低趨勢，最終各層DOC254質量濃度在2.33～3.32 mg/L之間，在此期間，中層DOC254質量濃度與其他兩層相比相對較低。階段Ⅱ初期中上層較為平穩(wěn)，基本延續(xù)了階段Ⅰ末期的質量濃度，而下層呈降低趨勢。第131天后3個監(jiān)測點處DOC254質量濃度波動變化，隨深度增加最終質量濃度分別為4.32 mg/L、3.32 mg/L和2.33 mg/L。總體上，階段Ⅰ中上層DOC254質量濃度呈現(xiàn)出先升高后降低的趨勢，而下層初始質量濃度較高，初期變化不大，第21天后呈降低趨勢；階段Ⅱ各層DOC254質量濃度在1.34～6.31 mg/L波動，平均為3.32 mg/L。

3 討 論

腐殖酸的輸入一方面為潛流帶營造了適宜發(fā)生硝酸鹽還原的環(huán)境，另一方面提高了硝酸鹽還原速率。在腐殖酸輸入初期，有機質的輸入促進了潛流帶中還原環(huán)境的形成[16]，原狀沉積物柱內氧化還原電位快速降低。第0—21天內，柱內呈弱氧化環(huán)境且具有較高的初始氨氮質量濃度。在此期間，硝態(tài)氮持續(xù)累積，而氨氮質量濃度大幅度降低，可能發(fā)生了硝化作用與厭氧氨氧化。硝化作用多發(fā)生在有氧的沉積物表層，氨氮質量濃度較高時，硝化速率相對較快。陳國元[17]在研究太湖竺山灣沉積物硝化作用時發(fā)現(xiàn)，隨著NH3-N質量濃度從0.05 mg/L增加到0.85 mg/L，氨氧化速率從(4.58±0.62)mg/(L·d)升高至(28.16±2.27)mg/(L·d)。在相對較高的氨氮質量濃度下，沉積物也具有較高的厭氧氨氧化潛力。羅躍輝等[18]在對太湖西部湖區(qū)沉積物厭氧氨氧化潛在速率的研究中發(fā)現(xiàn)，厭氧氨氧化速率和孔隙水氨氮質量濃度表現(xiàn)出相似的季節(jié)變化特征，隨著氨氮質量濃度從1.02 mg/L(春季)升高至3.16 mg/L(秋季)，厭氧氨氧化速率從6.57 μmol/(kg·h)升高至10.11 μmol/(kg·h)。另外，原狀沉積物柱中還伴有硝酸鹽還原過程，見表1。第21天以后柱內呈還原環(huán)境，Eh值在-200 mV以下適宜硝酸鹽還原反應的發(fā)生[19-20]。

在形成還原環(huán)境后，伴隨著腐殖酸的輸入，各深度處硝態(tài)氮質量濃度持續(xù)降低，第39天后趨于穩(wěn)定，第21—80天原狀柱中平均硝態(tài)氮還原速率為0.230 μg/(cm3·d)。在僅輸入硝酸鹽的情況下，硝態(tài)氮及亞硝態(tài)氮均出現(xiàn)累積現(xiàn)象。階段Ⅱ前期(第106—138天)由于柱中仍有階段Ⅰ殘存的腐殖酸作為硝酸鹽還原的電子供體，硝酸鹽累積速度較緩，平均硝酸鹽還原速率相對較高，為0.172 μg/(cm3·d)。而第138天后柱中硝態(tài)氮增長速度相對較快，柱中平均硝態(tài)氮還原速率降至0.155 μg/(cm3·d)，表明停止輸入腐殖酸后，電子供體的減少降低了硝態(tài)氮還原速率?？蝶惥甑萚21]在太湖環(huán)湖河流的研究表明，對于富氮水體(硝態(tài)氮質量濃度大于1.41 mg/L)而言，水體中DOC的質量濃度與沉積物反硝化潛力存在較為緊密的相關關系，DOC是反硝化潛力的主要限制因素。楊麗標等[22]在對黃河沉積物反硝化速率的研究中發(fā)現(xiàn)，在不另外加氮源的情況下，添加碳源使上覆水有機碳質量濃度為2.4 mg/L時，反硝化速率比原水提高了64.3%，表明有機碳的輸入對硝酸鹽還原有明顯的促進作用。

表1 各階段中硝酸鹽還原量和還原速率及不同還原途徑貢獻的估算

隨著下行水流的滲入，硝態(tài)氮的還原量逐層遞減，上層是硝酸鹽還原的主要場所。對于階段Ⅰ而言，上層硝態(tài)氮還原量約占原狀沉積物柱總還原量的83.1%，中層占15.9%，硝酸鹽還原主要發(fā)生在中上層。隨著深度的增加，各深度硝態(tài)氮質量濃度降低，深度22.5 cm處的平均質量濃度較低，為0.69 mg/L，未給下層提供充足的硝酸鹽，因此下層雖然氧化還原電位較低，且有充足的DOC作為電子供體，但對硝酸鹽還原貢獻相對較小，其硝態(tài)氮還原量約為總還原量的1%。

相比階段Ⅰ，階段Ⅱ下層硝態(tài)氮還原量占還原總量的比例增加，為5.4%，這可能是因為硝酸鹽還原速率減小，導致22.5 cm處硝態(tài)氮質量濃度略高，給下層硝酸鹽還原提供了反應底物，但潛流帶中上層還原的硝酸鹽仍占還原總量的94.6%。Shelley等[23]在研究英國Rother河的一條支流時發(fā)現(xiàn)，在沉積物60 cm深度以下，硝酸鹽還原活性較低，硝態(tài)氮的還原速率小于1 μmol/h，而在較淺沉積物(0～40 cm)中，硝酸鹽還原活性明顯增強且波動較大，硝態(tài)氮的還原速率在0～17 μmol/h之間，總體上硝酸鹽還原總量以及反硝化作用強度隨著深度增加而顯著減少。Lansdown等[24]對英國Leith河流的潛流帶(5～86 cm)進行研究，結果顯示，最大的反硝化活性為5.9 nmol/(g·h)(以氮計)，出現(xiàn)在深度5～10 cm，且隨深度增加明顯減弱，也表明潛流帶表層具有較高的硝酸鹽還原潛力。

反硝化是潛流帶硝酸鹽還原的主要途徑。在腐殖酸和硝酸鹽同時輸入的情況下，原狀沉積物柱內形成穩(wěn)定的還原環(huán)境，特別是在第21天后，反硝化作用對硝酸鹽還原的貢獻率約為90.0%；在僅輸入硝酸鹽的情況下，反硝化作用對硝酸鹽還原的貢獻率為97.3%。Meghdadi等[25]使用同位素分餾分析法估算旱季Ghezel Ozan River潛流帶反硝化的貢獻率為73.8%，也表明潛流帶中反硝化作用對硝酸鹽還原具有較高的貢獻。有機質質量濃度較高時，原狀沉積物柱內可能發(fā)生了DNRA作用，隨著有機質質量濃度的降低，DNRA作用減弱。21～48 d柱中DOC254平均質量濃度為6.92 mg/L(圖4(c))，DOC254與硝態(tài)氮平均質量濃度的比值為6.95，DNRA作用占總硝酸鹽還原的14.0%。由于反硝化作用大量消耗碳源，48 d后DOC254質量濃度進一步減少，48～80 d平均質量濃度為4.79 mg/L，DOC254與硝態(tài)氮平均質量濃度的比值為5.40(表1)，DNRA作用對硝酸鹽還原的貢獻率降至4.5%。而階段Ⅱ停止輸入腐殖酸，DOC254平均質量濃度為3.32 mg/L，DOC254與硝態(tài)氮平均質量濃度的比值為2.98，DNRA對硝酸鹽還原的貢獻率進一步降低，為2.7%。溶解性有機質的濃度是DNRA的重要影響因素，Li等[26]對中國南部岷江河口的研究表明，DOC是DNRA的最佳預測因子，可以解釋63%的DNRA方差。Salk等[27]在對Shaws海灣沉積物硝酸鹽還原途徑的研究中發(fā)現(xiàn)高C/N摩爾比的環(huán)境更適合DNRA的發(fā)生。因此，在C/N摩爾比相對較低的階段Ⅰ后期(DOC254質量濃度減少)和階段Ⅱ(無外源有機質輸入且硝酸鹽不斷累積)，DNRA受到了一定的抑制。

4 結 論

a.表層沉積物中豐富的有機質為硝酸鹽還原過程提供了充足的電子供體。硝態(tài)氮伴隨腐殖酸隨下行水流進入潛流帶及其對照試驗表明，有機質對硝酸鹽還原具有重要的促進作用，在有機質不充分的條件下(即無腐殖酸伴隨輸入)硝酸鹽還原速率降低了26.4%，且出現(xiàn)了硝酸鹽累積現(xiàn)象。

b.湖泊表層沉積物是氮素還原的重要場所，是湖泊水體環(huán)境中氮素循環(huán)的重要過程。室內原狀沉積物柱模擬試驗發(fā)現(xiàn)，在有機質和硝態(tài)氮源充足的條件下，淺層沉積物(0～22.5 cm)對硝酸鹽還原的貢獻達99.0%，而深層沉積物(22.5～45.0 cm)對其貢獻相對較小。即使是有機質含量相對較低的條件下，淺層沉積物(0～22.5 cm)硝酸鹽還原仍占還原總量的約94.6%。

c.硝酸鹽還原途徑隨著有機質和氮素含量及氧化還原環(huán)境而變化。室內原狀沉積物柱模擬試驗研究發(fā)現(xiàn)，在有機質和硝態(tài)氮源相對豐富的條件下，反硝化作用是沉積物中硝酸鹽還原的主要途徑，約占總還原的90%，而DNRA作用對硝酸鹽還原的貢獻相對較小(5.4%～14.0%)，且隨腐殖酸濃度的降低而減少(平均為2.7%)。