植物分解及含水量对鄱阳湖湿地土壤磷形态影响模拟研究

白秀玲， 辛 星， 李文丽， 王杰华， 宁立新

(1.河南大学环境与规划学院， 河南 开封 475004； 2.北京师范大学地理科学学部， 北京 100875)

磷是湿地植物生长发育所必需的营养元素，同时湿地土壤磷的释放也成为水体富营养化的主要污染源[1]。土壤磷的释放受诸多影响因子的限制，如土壤含水量、生物扰动和疏浚工程等[2-4]。鄱阳湖是一个典型的吞吐型湖泊，受江湖关系及降水量年内季节性变化影响，其湿地土壤呈现周期性的干湿交替，洲滩土壤不断经历着淹水、出露、干旱及复淹等过程。这种周期性干湿交替会使土壤pH、溶解氧含量及土壤微生物活性等理化性质发生变化[5-6]。从营养盐循环角度来看，湿地土壤理化性质的改变在一定程度上会影响磷的形态及迁移转化过程以及其对水体富营养化的贡献。已有研究发现，鄱阳湖湿地土壤总磷及各形态磷含量随洲滩高程增加而增加，其中活性磷增幅最大，非活性磷增幅最小[7]；同时，随着高程增加，湿地土壤活性有机磷和中等活性有机磷含量越少，非活性有机磷含量越多[8]；溶解态总磷、溶解态有机磷和磷酸根的最大释放量也呈增加趋势[9]。在气候变化和人类活动的影响下，鄱阳湖湿地呈现枯水期提前、枯水期时间延长和枯水期水位下降等特征[10]，干湿交替现象也进一步加剧。

灰化苔草(Carexcinerascens)广泛分布于鄱阳湖洲滩，是鄱阳湖湿地分布最广、面积最大的湿生植物类型，对鄱阳湖湿地生态功能的发挥有着重要作用[5,11]。湿地植物分解速率的高低在很大程度上影响着其地表积累速度以及氮磷等营养元素和其他物质向土壤库的归还，是湿地营养物质循环和能量流动的关键环节[12-13]。水分条件的变化和湿地植物分解对土壤营养元素的影响研究，目前多集中在野外调查分析不同高程沉积物或消落带土壤磷含量及形态空间分布特征[7-9,14]方面。但湿地土壤淹水、出露、干旱及复淹是一个渐进的过程，土壤磷对不同阶段含水量变化和植物分解的响应研究还鲜有报道。为此，笔者通过室内模拟实验开展不同含水量条件下土壤磷形态变化特征研究，同时分析不同水分条件下灰化苔草腐烂分解对土壤磷的影响，以期从生物地球化学循环角度为鄱阳湖水环境变化机理研究提供理论支撑。

1 材料与方法

1.1 实验设置

2015年11月在鄱阳湖星子县城南落星墩附近(29.437°～29.455° N，116.008°～116.046° E)灰化苔草集中分布区采集表层0～15 cm土壤样品，在实验室内去除湿地土壤样品中的植物根茎、动物、石头等杂物，混合均匀后将样品装入内径8.5 cm、长50 cm的有机玻璃柱中，使土层厚度约为15 cm。同时，在土壤采样点附近采集灰化苔草，且为整株植物。在进行模拟实验前，将灰化苔草用清水冲洗干净，用吸水纸吸干后置于鼓风干燥箱内80 ℃条件下烘干至恒重，然后进行研磨、粉碎。选择部分有机玻璃柱，将粉碎后的灰化苔草添加至土壤表层以下2 cm处，并且每根柱子中所添加的灰化苔草质量相等(10 g)。然后缓慢加入一定量的水，使土壤表层上的水体高度约为10 cm，设置有机玻璃柱26根，将其放入SPX-250B-G型光照培养箱中于25 ℃恒温条件下培养。2 d后取出其中的2根柱子作为初始样，其余柱子分为露干组(不添加上覆水)、恒湿组(一直保持10 cm上覆水)、干湿交替组(露干与淹水每周交替1次)、水位上升组(前4周不加上覆水，中间4周干湿交替，后6周保持10 cm上覆水)、水位下降组(前4周保持10 cm上覆水，中间4周干湿交替，后6周不加上覆水)、干湿交替组+灰化苔草、水位上升组+灰化苔草、水位下降组+灰化苔草8个培养组。每组设置3个平行。上覆水的变化测定采用虹吸法。以7 d为1个培养周期，共14个周期。

1.2 不同参数的测定

培养结束后，先利用光纤测氧仪，在约20 ℃条件下测定土壤表层溶解氧含量。然后取表层0～2和>2～5 cm土壤样品，将同组且深度相同的样品混合均匀，一部分装入聚乙烯塑料盒中冷藏备用，另一部分冷冻干燥，并研磨过0.150 mm孔径筛，以备分析。用 pH 计，按V(水)∶m(土)为1∶2混合测定土壤pH。

土壤总磷(TP)和无机磷(IP)及其形态采用分级提取法(SMT法)[15]。其中，TP测定是将样品在450 ℃条件下灼烧3 h后再采用3.5 mol·L-1HCl振荡提取；IP采用1 mol·L-1HCl直接振荡提取；总有机磷(OP)是将提取IP后的残余样品用去离子水冲洗后，置于450 ℃条件下灼烧3 h，之后用1 mol·L-1HCl振荡提取；提取液最后均用钼酸铵比色法分析。将IP分为铁铝磷(Fe/Al-P)和钙磷(Ca-P)，分别用NaOH和HCl提取。

土壤OP组成分析是选择土壤含水量变化作用下0～2 cm样品及土壤含水量与优势植物(灰化苔草)分解共同作用下0～2和>2～5 cm样品。OP组成是利用0.25 mol·L-1NaOH+50 mmol·L-1EDTA提取剂，按V(水)∶m(土)为1∶8混合，在20 ℃条件下振荡提取16 h，然后离心以获取上清液，再在28 ℃ 条件下旋转蒸发浓缩至1 mL，浓缩样品冷冻贮存直到分析。在进行31磷核磁共振(31P-NMR)分析前，向浓缩液中加入φ=10%的重水(D2O)锁定信号，采用Agilent AV 400标准腔，31P的共振频率为161.98 MHz，测定温度为20 ℃，其他分析参数及化学位移的确定参照文献[16-18]。由于用31P-NMR测定1个样品大约需15 h，耗时较长，测定费用也较高，受这些条件的限制，利用31P-NMR分析的所有样品均未做平行样。

2 结果与分析

2.1 不同培养条件下土壤的基本参数

培养初始，土壤pH约为5.44，经过不同条件培养后，露干组土壤pH基本没有变化，其他组土壤pH均明显增大，干湿交替+灰化苔草组土壤pH增大最多，达到6.24～6.30。对于未添加灰化苔草培养组，恒湿培养和干湿交替组土壤pH明显高于其他培养组，表明弱酸性土壤含水量增大能提高土壤pH。在相同培养条件下，添加灰化苔草培养组土壤pH略高于无灰化苔草培养组。水土界面土壤ρ(溶解氧)为0.66～0.67 mg·L-1，在表层土壤界面下，ρ(溶解氧)低于检测限(检测限最低值为0 mg·L-1)(表1)。

表1不同培养条件下湿地土壤基本参数的变化

Table1Changeofbasicparametersofwetlandsoilsunderdifferentcultureconditions

处理不同土层pH值0～2 cm>2～5 cm水土界面ρ(溶解氧)/(mg·L-1)初始值5.445.44—露干5.455.470.67恒湿6.226.250.66干湿交替6.186.200.66水位上升5.745.800.66水位下降5.725.650.66干湿交替+灰化苔草6.246.300.66水位上升+灰化苔草6.156.260.67水位下降+灰化苔草5.805.950.66

“—”表示未检测。

2.2 不同培养条件下湿地土壤TP含量变化

整个模拟实验中，样品采集时将土壤分为0～2和>2～5 cm，考虑到培养前样品得到充分混合，土壤样品初始性质较均一，为了便于分析，将模拟实验开始时2层土壤TP含量平均值531 mg·kg-1作为TP含量初始值。实验结束后，各培养组TP含量变化见图1。在不同土壤含水量变化条件下，未添加灰化苔草的5个培养组，0～2 cm土层TP含量与初始值相比均略有降低，其中干湿交替组表层土壤TP含量下降幅度最大，为6.3%，其他培养组土壤TP含量降低幅度均在5%以内，这表明土壤含水量的快速变化能提高土壤磷的释放总量，降低土壤磷含量；>2～5 cm土壤TP含量变化无规律性，但与初始值相比变化幅度均未超过5%。与未添加灰化苔草的5个培养组相似，添加灰化苔草组表层0～2 cm土壤TP含量也呈下降趋势，特别是水位上升组和水位下降组，TP含量分别比初始值降低11.4%和12.5%，但干湿交替组表层土壤TP含量仅降低3.4%。添加灰化苔草组>2～5 cm土壤TP含量均高于初始值，且干湿交替组>2～5 cm土壤TP含量为650 mg·kg-1，增加幅度最大，增加22.4%，表明土壤频繁的干湿交替能加速湿地植物腐烂分解，促进植物体内磷释放到土壤中，一定程度上也提高了表层土壤磷含量。

初始值为531 mg·kg-1。图1 不同培养条件下湿地土壤TP含量变化Fig. 1 Changes of TP in wetland soils under different culture conditions

2.3 不同培养条件下湿地土壤IP含量变化

湿地土壤IP含量初始值为305 mg·kg-1，约占TP的57.4%，培养后各组IP含量变化见图2。

初始值为305 mg·kg-1。图2 不同培养条件下湿地土壤IP含量变化Fig. 2 Changes of IP in wetland soils under different culture conditions

在不同培养条件下，土壤IP含量与TP含量整体上变化规律相似。除干湿交替+灰化苔草组以外，其他培养组0～2 cm土壤IP含量与初始值相比均呈不同程度的降低，其中，未添加灰化苔草的干湿交替组表层土壤IP含量下降幅度最大，为9.2%。与初始值相比，干湿交替+灰化苔草组0～2和>2～5 cm土壤IP含量均呈增加趋势，分别增加 1.8%和26.8%，增加幅度远超过其他培养组。

Ca-P是鄱阳湖湿地土壤IP的主要形态，培养组初始均值为211 mg·kg-1，约占IP的69.2%。在土壤含水量变化影响下，其含量变化趋势与IP含量相似，与初始值相比，干湿交替组0～2 cm土壤降低幅度最大，为15.2%；但在植物分解和土壤含水量变化的共同作用下，土壤Ca-P含量整体上呈不同程度的增加，其中，干湿交替+灰化苔草组土壤Ca-P含量增加幅度最大，0～2和>2～5 cm土壤Ca-P含量分别增加10.2%和32.0%(图3)。

w(Ca-P)和w(Fe/Al-P)初始值分别为211和83 mg·kg-1。图3 不同培养条件下湿地土壤Ca-P和Fe/Al-P含量变化Fig. 3 Changes of Ca-P and Fe/Al-P in wetland soils under different culture conditions

除Ca-P以外，土壤中Fe/Al-P也是IP的重要存在形式，培养组土壤Fe/Al-P含量均值为83 mg·kg-1，约占IP的27.3%，但不同培养组Fe/Al-P含量变化趋势与Ca-P含量明显不同。与初始值相比，干湿交替组0～2 cm土壤Fe/Al-P含量降低幅度较小，仅为4.3%。而添加灰化苔草培养组>2～5 cm土壤Fe/Al-P含量并没有明显增加，且水位上升+灰化苔草组和水位下降+灰化苔草组Fe/Al-P含量明显降低，降低幅度分别为10.5%和15.2%(图3)。

2.4 不同培养条件下湿地土壤OP含量变化

鄱阳湖湿地土壤OP含量初始值为218 mg·kg-1，占TP的40.9%。各培养组OP含量变化见图4。与IP含量变化不同，在土壤含水量变化影响下，0～2 cm土层OP含量未呈现明显降低趋势。而在土壤含水量与植物分解的共同作用下，0～2 cm土层OP含量则呈现较明显的降低趋势，降低幅度在9.0%～15.2%之间；>2～5 cm土层OP含量呈现不同程度的增加，干湿交替组土壤OP含量达248 mg·kg-1，增加14.4%。

初始值为218 mg·kg-1。图4 不同培养条件下湿地土壤OP含量变化Fig. 4 Changes of OP in wetland soils under different culture conditions

31P-NMR分析结果显示，鄱阳湖湿地土壤OP组成未出现明显变化，主要由单酯、二酯和焦磷酸盐组成。一般采用二酯/单酯比值及二酯/焦磷酸盐比值来反映OP的矿化过程或二酯向单酯的转化过程。二酯/单酯比值和二酯/焦磷酸盐比值初始值分别为0.54和2.26，培养结束后不同培养组土壤二酯/单酯比值和二酯/焦磷酸盐比值见表2。

表2显示，在土壤含水量变化作用下， 0～2 cm土层二酯/单酯比值变化范围为0.40～0.83，露干及恒湿培养组二酯/单酯比值明显高于初始值，其他培养组变化不明显；对于二酯/焦磷酸盐比值来说，除了干湿交替组和干湿交替+灰化苔草组外，其他培养组均明显增加，其中，以恒湿组增加最明显。在土壤含水量变化及植物分解的共同作用下，0～2 cm土层二酯/单酯比值均有小幅度降低；而>2～5 cm土层二酯/单酯比值和二酯/焦磷酸盐比值均呈增加趋势，且二酯/焦磷酸盐比值增加最明显。

表2不同培养条件下土壤OP组成中二酯分别与单酯和焦磷酸盐比值的变化

Table2Changeofdiester/monesteranddiester/pyrophosphateinOPformsinwetlandsoilsunderdifferentcultureconditions

处理二酯/单酯比值二酯/焦磷酸盐比值0～2 cm>2～5 cm0～2 cm>2～5 cm初始值0.542.26露干0.704.16恒湿0.8323.57干湿交替0.510.74水位上升0.404.33水位下降0.5813.92干湿交替+灰化苔草0.450.622.1819.19水位上升+灰化苔草0.440.62—12.56水位下降+灰化苔草0.470.63——

空白处表示未检测。“—”表示未检测到。

3 讨论

近年来，由于气候的异常变化及三峡大型水利工程的兴建与运行，鄱阳湖年最低水位出现明显下降，枯水时间不断延长[19]，鄱阳湖湿地水文情势的转变使洲滩淹没-出露过程发生明显变化，这对湿地植物的空间分布和生长发育过程产生重要影响，同时也影响湿地土壤中枯落物及根系的腐烂分解，进而影响氮磷等营养元素在湿地土壤中的存在形态及迁移转化过程[20]。湿地土壤磷形态一般分为IP和OP，IP主要包括Ca-P和Fe/Al-P[21-22]。笔者通过模拟实验发现，鄱阳湖湿地土壤IP占TP的57.4%，且以Ca-P为主；OP占TP的40.9%，其组成包括单酯、二酯和焦磷酸盐。在仅有含水量变化的作用下，土壤磷特别是表层土壤IP含量下降较明显，而OP含量变化趋势并不明显。同时，土壤含水量变化对不同形态IP的影响也不尽相同。频繁的干湿交替导致表层土壤Ca-P含量降低15.2%，而Fe/Al-P含量下降幅度仅为4.3%。Ca-P主要包括自生磷灰石磷和磷酸钙矿物，如羟基磷灰石和过磷酸钙。在磷形态分级中，通常认为Ca-P属于惰性磷，难以被生物直接利用[23]。土壤pH降低有利于Ca-P释放，但干湿交替组土壤pH明显增加，其Ca-P 含量仍大幅降低，表明在土壤含水量频繁变化条件下，湿地土壤与上覆水之间磷浓度差会导致土壤Ca-P进入上覆水中，从而导致土壤Ca-P含量降低。而Fe/Al-P含量降低幅度较小，这是因为Fe/Al-P含量易受土壤颗粒粒度及pH、氧化还原电位等环境因子的影响，含水量的频繁变化会使表层土壤溶解氧含量相对较高，促使二价铁转化为三价铁，磷被稳定地吸附在土壤颗粒及矿物表面，并且水位周期性的变化会导致结晶态铁铝氧化物转化为无定形态铁铝，而后者是磷素的重要吸附位点[24-25]，因此，含水量的频繁变化一定程度上减缓了土壤Fe/Al-P的释放速率。同时，已有研究表明湿地土壤经过长时间露干，当土壤再次覆水后，溶解态磷释放量会进一步加大[8]，笔者研究中水位上升组Fe/Al-P含量降低幅度最大的结果与之相一致。

在土壤含水量及其与植物分解的不同作用下，各培养组>2～5 cm土壤TP含量呈现不同程度的增加，这是因为鄱阳湖湿地整株灰化苔草磷含量平均值为2.95～5.15 g·kg-1[26]，高于供试土壤磷含量，并且植物组织中磷主要以磷酸根离子或化合物形态存在，湿地枯落物在分解过程中磷易处于释放状态[27]。干湿交替+灰化苔草组>2～5 cm土壤TP含量增加幅度最大，高达22.4%，表明土壤含水量的频繁变化会提高植物的分解速率，增加植物磷的释放量。从磷形态变化来看，土壤IP含量增加幅度(26.8%)高于OP含量增加幅度(14.4%)，其中增加的IP以Ca-P为主(占32.6%)。灰化苔草的腐烂分解使得局部土壤氧化还原电位降低，土壤还原能力大大增强，土壤中铁的价态降低，溶解度增加，使吸附在土壤上的磷也随之溶出。因此，在土壤含水量变化与植物分解的共同作用下，0～2和>2～5 cm湿地土壤Fe/Al-P含量均呈现不同程度的降低，降幅最大达28.7%，远高于土壤含水量单一因素作用下的降低幅度。添加灰化苔草培养组0～2 cm湿地土壤OP含量较初始值下降9.0%～15.2%，远高于未添加灰化苔草组。在水量充足的条件下，植物分解又为土壤微生物提供了有利条件，提高了土壤OP的矿化速率。从OP形态变化来看，含水量变化使土壤二酯/单酯比值和二酯/焦磷酸盐比值均呈增加趋势，特别是二酯/焦磷酸盐比值增加最明显。如果借助磷在水生态系统中转化的概念模型[28]，这要归功于微生物作用改变了湿地土壤二酯含量，影响湿地土壤磷的转化。

4 结论

(1)在土壤含水量单一因素作用下，不同培养组鄱阳湖表层0～2 cm土壤TP、IP和Ca-P含量均不同程度降低，且均以干湿交替组降低幅度为最大，分别为6.3%、9.2%和15.2%；0～2 cm土层Fe/Al-P含量虽呈降低趋势，但干湿交替组和露干组Fe/Al-P含量下降幅度相似，明显低于其他培养组，这表明土壤含水量的频繁交替变化能加速土壤磷的释放，且释放的磷以Ca-P为主。0～2 cm土层OP含量变化不明显。

(2)在土壤含水量和植物分解的共同作用下，灰化苔草添加组>2～5 cm土层TP、IP、Ca-P和OP含量均明显增加，增加幅度最大的为干湿交替组，且土壤二酯/单酯比值和二酯/焦磷酸盐比值也均呈增加趋势，以二酯/焦磷酸盐比值增加最明显，表明土壤含水量的快速变化能提高植物腐烂分解速率，促进植物体内磷的释放；同时，湿地植物分解通过改变微环境而提高了土壤Fe/Al-P释放量，导致土壤Fe/Al-P含量降低。