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2 结果与讨论
2.1 底层水体富氧~缺氧过程对氧气在沉积物~水界面分布特性的影响
为考察不同富氧~缺氧处理下溶解氧在水底扩散边界层附近以及在沉积物~水界面处微观分布状况，采用微电极测试系统对沉积物柱样进行了溶解氧微剖面的原位测定，具体如图1.所示。溶解氧在沉积物~水界面整体剖面变化较为剧烈（见图1A、1B、1C）。但在近界面处的底层上覆水体中溶解氧分布相对较为变化不大，而且在界面处的扩散边界层（DBL）中溶解氧分布呈线性分布，透过界面以下表层沉积物溶解氧分布呈指数分布急剧上升或下降（图1a、1b和1c）。具体遵循Cz= C0×e-kz的分布，式中Cz为沉积物剖面中深度z处溶解氧的含量，mg/L；C0为界面处溶解氧含量，mg/L；k为常数，各回归方程的决定系数R2＞0.85，均达到极显著水平。沉积物原位柱样中氧气在垂向尺度上衰减数毫米的很快下降到零附近，比较物理微曝气复氧和添加过氧化剂的化学供氧效果，氧气在沉积物中的穿透深度（由沉积物界面处到溶氧近零的埋藏深度一般定义为氧气渗透深度（OPD）均显著增加，分别为对照的1.3——1.5倍和9.4——15倍，其中添加过氧化钙的化学复氧效果显著高于曝气。沉积物氧化层厚度显著提高，这对表层沉积物积累的大量有机碳的矿化有着至关重要的意义，而这些有机污染物正是水体黑臭物质的最为重要的来源之一。而从本研究溶解氧衰变的温度效应来看，温度从25℃提升到35℃时，OPD的数值变化较为复杂，在曝氮气的厌氧条件下氧化层厚度有增加的趋势；而曝空气的好氧化条件下氧化层下降明显。这可能与温度与氧化还原过程的耦合效应有关。这个深度一般为温度、沉积物性质、底层水溶解氧浓度的函数，不同的水体由于其表层沉积物性状和溶解氧条件不同，因此氧气渗透深度值各异。
图1 在不同氧动态下，利用溶氧微电极测定柱状沉积物的沉积物~水界面溶解氧剖面分水底边界层中溶解氧垂向分布特征
在自然条件下，来自大气和水生植物、藻类光和作用的氧气是湖泊水体中溶解氧的主要来源，为水中生物的呼吸和有机质的降解提供氧气。另外从界面处底层水体溶解氧含量来看（图1a，1b和1c），未做任何处理的原位沉积物含量仅为85.4μmol/L，采用微孔曝气和表层沉积物注射CaO2的效果来看，底层水体中溶解氧均大幅提升，最高时达501μmol /L.从效果来看，化学供氧的复氧效果（增加4.0——5.8倍）显著高于物理曝气复氧过程（增加1.7——2.3倍）（P＜0.01）。另外从控制溶解氧分布和交换的水底DBL厚度分布来看，在原位沉积物及曝氮气的情况下，水体处极度厌氧状况，水层中DBL层厚度明显变薄（一般在0.2——0.4mm）而且溶解氧在该层的递变相对较缓，氧气的衰变速率一般在26——77μmol/（L·mm）。但是，在曝氧气或化学复氧的条件下，底层水体溶解氧丰富甚至处于过饱和状态，控制溶解氧交换的DBL层的厚度（一般在0.4——0.7mm）相对较厚，溶解氧在该层的变化迅速，氧气的变化速率在46——233μmol/（L·mm）。大量研究已证实，这是决定溶解氧在沉积物中消耗速率的关键因子。
2.2 底层水体富氧~缺氧过程对氧气在沉积物~水界面消耗速率及影响机理探讨
溶氧在沉积物中的消耗主要用于沉积物中生物的呼吸作用，微生物对有机质的降解和氧化一些还原性物质。沉积物中的氧气均来自于上覆水的扩散，为了保证栖息在沉积物上底栖生物的存活和在表层沉积物发生的物质迁移和转化，这就需要上覆水源源不断的向表层沉积物提供氧气。
从表2结果来看，在增加水体氧气供给的条件下，水体与沉积物间溶解氧交换过程加快，溶解氧交换通量由（4.87±0.92）增加至（5.31±0.66）mmol O2/（m2·d）交换速率提升9%，在升高温度的情况下，氧气交换速率加快，氧气交换速率增加15%，温度效应明显。如果采用表层沉积物注射化学复氧措施，沉积物氧气交换速率提升则更为显著，从对照的4.87分别提升至8.58和17.14mmol O2/（m2·d），氧气交换通量提升76%和252%.在重要的敏感水体，可考虑表层沉积物注射CaO2的方法应急处置水体黑臭现象。然而在水体缺氧甚至厌氧的状况下，则其溶解氧的交换过程放缓，两种温度下均下降15%左右。水体曝空气或化学复氧导致底层水体溶解氧与表层沉积物间浓度梯度增大，溶解氧源源不断地被传输到沉积物中被迅速消耗掉，这可能是导致溶解氧在富氧条件下氧气加速的主要驱动力。
2.3 底层水体富氧~缺氧过程对氧气在沉积物~水界面有机质矿化过程的影响
沉积物~水界面作为受制于底层复氧动态的富氧~缺氧~厌氧的异质环境，往往是有机物降解、物质循环及生命活动最为强烈的场所，在此发生着剧烈的交换、降解、转化和沉积等过程。氧气的扩散和消耗主要受到温度和有机质负荷的影响，由于沉积物中氧气的消耗与沉积物中易降解有机质的密切相关，如果忽略黄铁矿存在的情况下，可利用氧气的扩散通量计算出氧气的消耗速率（或呼吸速率、呼吸商）及初步估算出有机质的降解速率。由于沉积物中有机质的组成及各组分在不同代谢途径中的作用不同，呼吸商数值在0.7——2.5之间波动，考虑到黑臭水体表层沉积物数毫米内有机质主要以蓝藻和水草残体等大量易降解有机碳组分，故本研究采用谢菲尔德定律中的CO2/Corg=138/106比值来计算有机质分解速率。
表2 水体富氧~缺氧处理下沉积物溶解氧的消耗速率及有机碳的矿化速率
在水体缺氧条件下，原状土及曝氮气的处理中有机碳矿化速率明显较低，在15——45mg C/（m·d），而水体温度升高，有机碳的矿化速率显著下降，这主要是由于水体溶解氧的交换速率显著下降所致。如果采用底层水体曝空气的处置措施，表层沉积物矿化效率明显提高且高温下效果更为明显。另外采用表层沉积物直接注射CaO2的方法有机碳的矿化速率有原来的（45.03±8.48）提升到（79.24±13.99）和（158.33±29.15）mg C/（m2·d），这一措施采用氧气直接接触氧化的方法，不仅大大提高了氧气在沉积物中的利用效率，矿化速率分别提高1.7个3.5倍。国内宋英伟等研究景观水体时发现曝气与生物膜联合作用水体溶氧由
4.3 提高到7.0mg/L，水体氮磷显著下降透明度由20cm提升至120cm，显著改善水生态系统生境条件。丛海兵等研究水源地水质改善中，发现在厌氧水体DO＜ 2mg/L扬水曝气可显著抑制藻类生长，降低底泥有机质及氨氮的释放。
3 结论
3.1 溶解氧在水体~沉积物这一连续体中的分布极为复杂，在底层水体中微观尺度上相对稳定浓度接近一常数。而在紧随其下的扩散边界层中呈线性分布，该层厚度受制于底层水体溶解氧的水平，且随其浓度升高呈增厚的趋势，这是控制溶解氧在水~沉积物中交换的关键步骤。而一旦穿透该层进入表层沉积物，其浓度呈指数变化，在自然沉积物中一般在毫米尺度上就迅速衰减至零。
3.2 沉积物复氧过程通过增强水底边界层中底层厚度破除了氧气在该层传输的障碍，进而改变溶解氧在该层次中分布规律，最终导致氧气的交换速率提升。当温度在一定范围内升高后，氧气交换过程呈显著增强的趋势。相反，当沉积物处于缺氧时水底边界层变薄形成了氧气自由传输的障碍层，进而限制了其交换过程。直接导致氧气交换速率下降和表层沉积物矿化过程放缓。
3.3 有机碳矿化受温度影响明显。水体温度升高，有机碳的矿化速率显著下降，这可能主要是由于水体升温导致溶解氧的交换速率显著下降，有机碳矿化所需的溶解氧供给不足所致。
