【专家视角】中国地质大学(北京)何江涛教授团队WR｜铁和锰是氮衰减区浅层地下水中硝酸盐衰减的关...

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（来源：生态修复网）

文章信息

第一作者：夏绮文

通讯作者：何江涛 教授，何宝南 副教授

通讯单位：中国地质大学（北京）

https://doi.org/10.1016/j.watres.2025.124860

亮点

• 氮衰减区浅层地下水中较低的TN浓度归因于NO₃–N还原作用。

• 证实Fe(II)和Mn(II)参与了水位波动带沉积物中的NO₃–N还原。

• DOC与Fe(II)分别为包气带和地下水位波动带沉积物中NO₃–N还原的主要电子供体。

研究进展

在我们之前的区域性浅层地下水氮污染研究中，确定了氮衰减区（NAZ），其特征是地表土壤总氮（TSN）和地下水固有脆弱性（Inv）较高，但地下水总氮（TN）浓度较低https://doi.org/10.1016/j.watres.2023.120346。这些区域相对较高的Fe²⁺（1.50 mg/L）和Mn²⁺（0.35 mg/L）浓度促使人们提出假设，即它们可能参与了营养缺乏地下水中硝酸盐氮（NO₃–N）的还原。然而，这一过程的发生和贡献尚不清楚。因此，在北京东南郊采集了五个钻孔，这是华北平原上一个典型的NAZ。结果表明，高TSN和低地下水TN浓度的共存主要是由于入渗过程中NO₃–N的衰减，包气带和地下水位波动带（WTF区）的粉质粘土是关键的衰减层位。酶活性、NO₃–N还原能力以及微生物群落和基因分析表明，在NO₃–N渗入地下水的钻孔中，低DOC的WTF区中Fe(II)和Mn(II)可能是NO₃–N还原的主要电子供体。结合Fe(II)–Mn(II)自养反硝化细菌是NO₃–N衰减的关键模块这一结果，表明Fe(Ⅱ)和Mn(II)目前对WTF区NO₃–N的衰减至关重要，特别是在低DOC和高Fe(II)–Mn(II)地层中。培养实验表明，在低DOC、高Fe(II)–Mn(II)的WTF区，Fe(II)、DOC、S²⁻和Mn(II)对NO₃–N还原的贡献分别为88.35%、9.15%、2.10%和0.40%，当DOC/NO₃–N<0.7和DOC/Fe(II)<0.023时，Fe(Ⅱ)倾向于成为主要的电子供体。这些发现揭示了Fe(II)在NO₃–N还原中的主导作用，而不是Mn(II)，这可能是由于沉积物中Mn(II)（44.17 mg/kg）的浓度明显低于Fe(II)（4021.59 mg/kg）。对五个剖面的关键氮衰减区进行的进一步电子平衡分析表明，DOC和Fe(II)是包气带和WTF带NO₃–N还原的主要电子供体，分别占51.44%–92.98%和27.4%–52.43%，进一步证实了Fe(Ⅱ)是NAZ中NO₃–N衰减的关键因素。未来的研究可以通过划分NAZ和探索由不同NAZ的氮衰减能力支持的氮负荷阈值，为差异化肥料氮调节提供依据。

图1 图文摘要

本文首先在华北平原典型的氮衰减区通州区选择五个钻孔进行分层取样，确定剖面上NO₃–N是否在入渗过程中发生衰减，并找到NO₃–N的关键衰减层位；结合酶活性，硝氮还原能力测试及微生物群落与宏基因组测试确定低DOC的水位波动带沉积物中是否发生Fe(II)–Mn(II)自养反硝化作用并对NO₃–N还原起关键作用；最后通过培养实验确定Fe(II)和Mn(II)对NO₃–N还原的具体贡献。

图2 研究流程图

剖面岩性及各指标浓度变化

根据国家土壤养分含量分类标准，C1、T1、BF1、G1和BF2的TSN值分别为589.10 mg/kg、1466.25 mg/kg、1097.65 mg/kg、1432.54 mg/kg和993.71 mg/kg，分为低、中高、中高和中等等级。在采样点中，只有C1没有地下水氮污染的风险，而其他采样点则存在潜在风险。图3显示，在一些采样点的包气带中，NO₃–N几乎完全衰减。例如，C1和G1位点的NO₃–N浓度分别从5.57 mg/kg和25.05 mg/kg降至0.70 mg/kg和1.44 mg/kg，衰减率分别为87.4%和94.3%。然而，在T1、BF1和BF2位点，包气带中的NO₃–N分别仅下降了41.2%、56.0%和83.8%。随后，部分NO₃–N入渗进入WTF带并继续衰减，分别为8.9%、35.9%和13.1%。因此，包气带和WTF带内的NO₃–N衰减是导致TSN高的地区地下水TN浓度低的关键因素。在包气带中，DOC的浓度较高，并且从地表向下逐渐下降，与NO₃–N相似，表明DOC可能参与了NO₃–N还原。在WTF区，地下水位波动促进了铁和锰化合物的迁移与淀积。这种潴育化作用驱动了铁和锰的活化，导致地下水位附近溶解和颗粒态Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)的含量显著增加，它们积极参与氧化还原反应。WTF区Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)含量分别达到1111.7 ± 1383.8 mg/kg和35.4 ± 20.7 mg/kg，高于包气带(分别为287.64 ± 642.02 mg/kg和33.14 ± 22.11 mg/kg)。因此，在低DOC浓度的WTF区，Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)可能在促进NO₃–N衰减方面起着至关重要的作用，尤其是Fe(II)。

图3 包气带和WTF带沉积物中可溶性无机氮、Fe(Ⅱ)、Mn(Ⅱ)、TDS和DOC的分布特征。黑色箭头：NO₃–N在包气带的衰减；红色箭头：NO₃–N在WTF带的衰减。TSN为土壤总氮。

剖面上氮衰减的关键部位

利用剖面上各项指标进行结构方程模型分析发现，包气带中的粉质粘土层具有还原环境和足够的电子供体，是NO₃–N还原的关键位置。在WTF区，沉积物中NO₃–N发生了还原，可能涉及Fe(Ⅱ)氧化为Fe(Ⅲ)，WTF区也是NO₃–N衰减的关键位置。然而，WTF区沉积物中较低的DOC浓度引发了一个问题，即Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)是否可以作为NO₃–N还原的替代电子供体，并在NO₃–N的还原中发挥关键作用。

图4 包气带（a）和WTF带（b）各指标NO₃–N的结构方程模型（SEM）及标准化效应。假设模型拟合效果良好，包气带GFI=0.90，χ²/DF=5.28，RMSEA=0.18；WTF带GFI=0.87，χ²/DF=3.30，RMSEA=0.19。模型仅包含显著性直线（p<0.001）以及NAR与HP之间的直线。其他变量之间关系的显著性及标准化直接效应见表S1，其中*表示p<0.05，**表示p<0.001，线条粗细对应标准化直接效应的大小。包气带和WTF带不同土壤质地主要指标含量（c）。

包气带和水位波动带的氮关键衰减层中主要指标浓度差异

在关键的氮衰减层中，包气带中的DOC浓度为24.6mg/kg，WTF区的DOC浓度明显较低，为13.0 mg/kg（图4a）。先前的研究表明，在厚包气带的深层（4m以下），当DOC浓度低于10 mg/kg时，NO₃–N还原受到碳的限制。然而，在这项研究中，WTF带沉积物中活性Fe(Ⅱ)（1111.7±1383.8 mg/kg）和Mn(Ⅱ)的含量（35.4±20.7 mg/kg）相对较高。XRD分析进一步表明，沉积物中含有石英、方解石、斜绿泥石、白云母和伊利石等矿物。粘土矿物，尤其是斜绿泥石，其结构中含有Fe(Ⅱ)（图4b）；然而，没有发现含Mn(Ⅱ)的矿物，可能是因为它们的含量远低于含Fe(II)的矿物。这些发现表明，WTF区粘土矿物中的Fe(II)和Mn(II)可能是NO₃–N还原的电子供体。因此，硝氮还原酶活性(NAR)和亚铁氧化酶活性（HP）用于初步筛选可能利用无机电子供体还原NO₃–N的钻孔，发现BF1和T1的自养反硝化作用（低DOC：9.45±3.29mg/kg）可能比BF2（高DOC：26.96±17.99mg/kg）更明显。因此，选择了这两个钻孔进行进一步分析。

图5 包气带和WTF区沉积物中DOC、NAR和HP的比较（a）。WTF区沉积物的XRD表征（b）。NO₃–N垂直入渗未到达地下水（c）和NO₃–N垂直入渗进入地下水（d）的钻孔中WTF区HP与NAR的相关性。

亚铁氧化酶活性与硝氮还原酶活性正相关的钻孔剖面上的硝氮还原能力

为了进一步确定Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)是否有助于T1和BF1钻孔中NO₃–N还原，进行了分层NO₃–N还原能力测定。多元回归分析(NRC=1.579DOC–0.183Mn(Ⅱ)–0.000017Fe(Ⅱ),R²=0.978，p<0.001)和标准化系数计算表明，T1剖面中的NO₃–N还原能力受DOC浓度控制，影响程度为82.0%。在BF1剖面中，NRC（NRC=0.143Mn(Ⅱ)+0.001Fe(Ⅱ)–0.199DOC，R²=0.711，p=0.015）主要由无机电子供体驱动，Mn(Ⅱ)、Fe(Ⅱ)和DOC对NO₃–N还原能力的影响程度分别为58.6%、25.8%和15.6%。因此，NAR和HP之间的正相关关系，再加上高Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)地层中NO₃–N还原量更大，表明BF1和T1的WTF带沉积物能够利用Fe(Ⅱ)/Mn(Ⅱ)还原NO₃–N。

图6 T1和BF1沉积物15天内NO₃–N还原量，3个重复样品的平均值（a）。通过多元回归分析得到不同电子供体对剖面NO₃–N还原能力的影响程度（b）。

铁锰自养反硝化分布的广泛性

采用宏基因组学方法筛选同时拥有Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)氧化基因、反硝化基因和碳固定基因的细菌作为潜在的Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)自养反硝化菌，优势菌包括Gallionella、Chloroflexota、Acidobacteria和Deltaproteobacteria。发现铁锰自养反硝化菌不仅存在于BF1与T1钻孔中，并在其它钻孔中也广泛存在。然而，Fe(II)–Mn(II)自养反硝化作用的发生取决于当前的环境条件，有NO₃–N进入地下水的低碳WTF沉积物中的Fe(II)和Mn(II)才可显示出参与反硝化的迹象，其Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)氧化基因随反硝化基因的升高而升高。

图7 沉积物中氮循环、Fe(II)/Mn(II)氧化和碳固定标记基因的相对丰度，热图显示中心化和缩放后的归一化相对丰度（其中，“中心化”是指减去平均值以获得均值为零的数据集的过程；“缩放”是指将数据缩放到[-1,1]范围）（a）。沉积物中与不同氮循环途径相关的基因的相对丰度（b）。同时拥有Fe(II)/Mn(II)氧化和反硝化基因的潜在Fe(II)–Mn(II)自养和混合营养反硝化细菌的相对丰度（c）。沉积物中反硝化基因和Fe(II)/Mn(II)氧化基因相对丰度的相关性分析（d）。

铁锰自养反硝化对硝氮还原的关键作用

微生物群落共现网络分析表明，MOD1和MOD4分别主要以Fe(II)–Mn(II)自养和异养反硝化模块的形式发挥作用，且在低碳环境中更为普遍。在低碳WTF区（NO₃–N进入地下水），反硝化模块的相对丰度分别为63.68%（BF1）、53.78%（T1）和62.06%（C1），显著高于G1区（无NO₃–N进入地下水）的28.54%。这证实了在有NO₃–N输入的WTF区中发生了反硝化作用。MOD1在BF1中的相对丰度（51.44%）远高于C1（31.87%）和T1（19.68%），表明高Fe(II)–Mn(II)层有利于Fe(II)–Mn(II)自养反硝化细菌（如Gallionellaceae）的富集。这与前人研究一致，在营养缺乏、富含Fe(II)的水稻土中添加秸秆和无机肥料促进了Gallionellaceae的富集。同时，MOD1和MOD4之间存在大量的正边，表明Fe(II)–Mn(II)自养反硝化模块和异养反硝化模块共同参与了NO₃–N的还原。总之，这些结果证实了低碳WTF沉积物中的Fe(II)和Mn(II)在NO₃–N还原中起着至关重要的作用，尤其是在Fe(II)–Mn(II)含量高的地层中。

图8 WTF区域和湿地沉积物中微生物群落相互作用。（a）相对丰度大于0.1%的属的共现网络。每个节点代表一个属，按模块颜色标记，边表示显著相关性（Spearman检验，p<0.05，|r|>0.6）。（b）模块连接，其中绿色边表示负相关，红色边表示正相关。（c）WTF区域和湿地沉积物中五个模块的比例，不同颜色表示每个模块的相对丰度。

培养实验中各项指标浓度随时间的变化

上述分析证实了Fe(II)–Mn(II)自养反硝化作用在还原性沉积物中广泛发生，尤其在低DOC和高Fe–Mn含量的地层中。然而，不同电子供体对这些沉积物中NO₃–N还原的贡献尚不清楚。因此，选取来自两个极端环境的沉积物进行分析：BF1的WTF区沉积物（低DOC，高Fe(II)–Mn(II)含量）和BW的湿地沉积物（高DOC，高Fe(II)–Mn(II)含量）。培养实验中，Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)含量的降低与SO₄²⁻浓度的增加，对应于NO₃–N的减少和NO₂–N和N₂O的产生。这表明这些物质可能在NO₃–N还原过程中作为电子供体。

图9 40 d培养期内沉积物中氮浓度（a）以及水体和沉积物中主要电子供体浓度（b）。直线代表特定时间段内（BW：0–8天、8–40天；BF1：0–30天）NO₃–N还原的线性拟合。BW-control和BW-nitrate分别指北坞湿地沉积物中未添加和添加NO₃–N的处理组。BF1-control和BF1-nitrate分别指WTF区沉积物（BF1中4–5.5 m深度）中未添加和添加NO₃–N的处理组。

培养实验中电子供体对硝氮还原的贡献

采用电子平衡法结合化学计量法得到DOC、Fe(II)、Mn(II)和S²⁻对BF1水位波动带沉积物的反硝化贡献分别为9.15%、88.35%、0.40%和2.10%；对湿地沉积物BW的贡献分别为28.80%、52.6%、0.14%和18.46%。因此，本研究发现在WTF区，Fe(Ⅱ)是主要的电子供体（88.35%），而Mn(Ⅱ)的贡献较弱（0.4%），这些发现揭示了Fe(II)在NO₃–N还原中的主导作用，而不是Mn(II)，这可能是由于沉积物中Mn(II)（44.17 mg/kg）的浓度明显低于Fe(II)（4021.59 mg/kg）。结合已有关于水稻土，含黄铁矿的地下水中NO₃–N还原的电子供体贡献报道发现在富含有机碳的环境中，即使无机组分（如Fe(Ⅱ)、Mn(Ⅱ)和FeS₂）的浓度超过DOC，DOC仍然是NO₃–N还原的主要电子供体。这是因为微生物从异养反硝化中获得的能量比从自养反硝化中获得的能量更多，导致它们优先利用DOC进行异养反硝化。相反，在缺DOC环境中，无机组分成为主要的电子供体，每种无机组分的具体贡献可能主要取决于其浓度。

图10 BW和BF1组沉积物中NO₃–N还原过程中不同DOC组分的浓度变化。C1：微生物类腐殖质；C2：类色氨酸和类酪氨酸；C3~C4：陆源类腐殖质化合物；C5：类蛋白质化合物（a）。培养期内BW和BF1组沉积物中电子转移量及不同电子供体对NO₃–N还原的贡献（b）

剖面上氮关键衰减区电子供体对硝氮还原的贡献估算

研究发现，沉积物中自养或异养反硝化作用的发生取决于表面氮输入、生物可利用有机碳（BDOC）浓度和Fe(Ⅱ)含量。因此基于假设对五个剖面的关键氮衰减区进行进一步估算，电子平衡分析表明包气带中DOC对NO₃–N还原的贡献为51.44%–92.98%，水位波动带中Fe(II)对NO₃–N还原的贡献为27.4%–52.43%。这表明在当前NO₃–N入渗条件下，包气带中DOC是NO₃–N还原的主要电子供体，而WTF区中Fe(II)是主要的电子供体。同时，WTF区沉积物中HP与NAR的正相关性以及较高的HP值进一步支持了Fe(II)在WTF区NO₃–N还原中的重要作用。

图11 包气带和WTF带关键氮衰减层NO₃–N还原示意图（a）。关键氮衰减层中不同DOC组分的浓度（b）。初始和现状下DOC对关键氮衰减层NO₃–N还原的贡献（c）。

基于土壤剖面中氮和氮还原活性的垂直分布特征，本研究认为在地表氮负荷高、地下水固有脆弱性高的地区，NO₃–N能够进入地下水。地下水中观测到的低NO₃–N浓度主要归因于剖面内氮的衰减，其中包气带和WTF带的高黏土含量层是关键的氮衰减区。鉴于WTF带DOC浓度低，推测该处发生Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)自养反硝化作用。因此，结合酶活性、NO₃–N还原能力以及微生物群落和基因分析，揭示在NO₃–N入渗进入地下水的钻孔中，低DOC 的WTF带中的Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)可能作为NO₃–N还原的主要电子供体。这一结论得到了进一步佐证——Fe(II)–Mn(II)自养反硝化细菌是NO₃–N衰减的关键模块，表明Fe(II)和Mn(II)目前对WTF区NO₃–N的衰减至关重要，尤其是在低DOC的高Fe(II)–Mn(II)地层。培养实验进一步量化了Fe(II)和Mn(II)对反硝化的贡献，BF1中DOC、Fe(II)、Mn(II)和S²⁻对反硝化的贡献率分别为9.15%、88.35%、0.40%和2.10%，表明Fe(II)是NO₃–N还原的主要电子供体，而Mn(II)则不是。通过比较不同环境中Fe(Ⅱ)、Mn(Ⅱ)和FeS₂对NO₃–N还原的贡献，发现尽管宏基因组学鉴定的Fe(Ⅱ)–Mn(Ⅱ)自养反硝化细菌能够同时氧化Fe(Ⅱ)和Mn(Ⅱ)，但这些微生物主要利用Fe(Ⅱ)。这种偏好是由于WTF区沉积物中Mn(Ⅱ)含量（44.17 mg/kg）远低于Fe(Ⅱ)（4021.59 mg/kg）。总之，这些发现证实了Fe(Ⅱ)是NAZ内浅层地下水中氮衰减的关键因素。值得注意的是，涉及Fe(Ⅱ)的反硝化作用不仅发生在剖面中，而且还表现出显著的持续去除上覆土壤层淋溶的NO₃–N的潜力，特别是在高Fe(Ⅱ)含量的地层中。

因此，在地表氮负荷高、地下水固有脆弱性高的地区，监测数据显示Fe²⁺浓度较高（1.5 mg/L），而NO₃–N浓度在40–50 m深度明显较低，表明NAZ表现出较强的氮衰减能力，这种衰减主要发生在包气带和WTF带的粉质粘土中。在DOC和BDOC浓度高的包气带，NO₃–N的还原主要由异养反硝化作用驱动。相反，在DOC和BDOC浓度低的WTF带，NO₃–N的还原主要是一个以Fe(Ⅱ)为电子供体的自养生物过程。对WTF区沉积物特征分析进一步揭示了斜绿泥石等含铁矿物。因此，在还原条件下黏土含量相对较高的地层含有更多的活性Fe(Ⅱ)，从而为NO₃–N的还原提供电子供体。实验结果发现，当DOC/NO₃–N<0.7且DOC/Fe(Ⅱ)<0.023时，以Fe(Ⅱ)为电子供体的自养反硝化作用可能是主导机制。这表明，在以下条件下，大面积冲积泛滥平原地区可能成为有效的氮衰减区：（1）在包气带粉质黏土层较厚（>3 m）的区域，地表NO₃–N通常会发生反硝化作用，不会渗入地下水；（2）在包气带粉质黏土层较薄的区域，部分NO₃–N会进入地下水。然而，如果地下水位以下存在黏土含量较高的地层，例如壤土或粉质黏土层，则可以在还原条件下为NO₃–N还原提供更多活性Fe(Ⅱ)。

总之，本研究证实了NAZ具有显著的脱氮能力，并且Fe(Ⅱ)是WTF区内NO₃–N衰减的关键因素。值得注意的是，本研究采样的钻孔地下水位深度为3.3至8.3 m，因此该结论可能更适用于地下水位相对较浅的地区。对于地下水位较深的地区，仍然存在两个关键的不确定性：NO₃–N是否可以入渗到地下水中，以及这些地区的WTF区是否存在于高Fe(Ⅱ)含量的地层中。此外，本研究重点探究了NAZ中的NO₃–N是否入渗到地下水中，并结合现场剖面分析和培养实验，探讨了碳缺乏的地下水环境中Fe(II)和Mn(II)是否参与NO₃–N还原并作为主要的电子供体。与本工作相关的几个方面值得在后续研究中进一步探索，包括固相Fe(II)和微生物参与反硝化的具体机制，以及Fe(II)在WTF区沉积物中长期参与自养反硝化的机制。

作者介绍

何江涛，博士，中国地质大学(北京)水资源与环境学院教授，博士生导师，主要从事污染水文地质学和水文地球化学研究，先后承担国土资源大调查、863计划、国家重大水专项、国家科技攻关计划等子课题以及国家自然科学基金、环保部公益、水利部公益等项目多项。参加了《地下水污染调查评价规范》(DZ/T2008-2015)、《地下水水质标准》（DZ/T0290-2015）以及《地下水质量标准》（GB14848-2017）的编写和修订，在Water Res.、J. Hazard. Mater.等期刊发表论文180余篇，出版专著2部，中国知网高被引学者TOP1%。获环境保护科学技术一等奖、北京市科学技术一等奖、国土资源科学技术二等奖等多项。

通讯邮箱：jthe@cugb.edu.cn

何宝南，博士，中国地质大学(北京)水资源与环境学院副教授，博士生导师，主要从事污染水文地质学方面的研究工作，先后主持国家自然科学青年基金、面上基金、京津冀环境综合治理国家科技重大专项子课题、中央高校基本科研业务等项目，参加国家标准《城市污水再生利用：地下水回补水质》（GB/T 19772）的修订，生态环境部行业标准《地下水环境背景值统计表征技术指南》的编写；在Water Res.、Sci Total Environ、J Environ Manage和Environ Res等国内外知名期刊累计发表学术文章20余篇。

通讯邮箱：bnhe@cugb.edu.cn

夏绮文，博士研究生，就读于中国地质大学(北京)水资源与环境学院水文地质专业，研究方向为污染水文地质学，以第一作者身份在水资源与环境领域顶级期刊Water Research上发表3篇文章，2篇中文核心。研究成果围绕潮白河再生水长期入渗影响下地下水化学演化特征与机制；华北平原地下水氮分布及影响因素；典型氮衰减区土壤剖面上氮的分布及衰减机制；地下水中铁自养反硝化机制等方面，致力于推动地下水环境保护。

文章来源：生态环境科学

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