若尔盖不同退化高寒草甸土壤磷形态及其影响因素

杨志强，刘丹，廖小琴，陈丹阳，宋小艳，柳杨，王长庭

（西南民族大学青藏高原研究院，四川 成都 610041）

磷（phosphorus， P）作为细胞核酸和磷脂的重要组成部分，是植物生长发育的重要营养元素［1-2］。大部分陆地生态系统的土壤磷素较为丰富，但由于土壤金属氧化物对磷存在较强的吸附、固定及包裹作用，使得磷仍是限制陆地生态系统植物生产力的关键元素之一［3］。土壤中磷存在多种形态，从最为活跃的H2PO4-、HPO42-和PO43-到最不活跃的被铁氧化物膜包裹的磷，不同形态磷在土壤中的作用不同［4］。活性磷包括大部分能被植物吸收利用的磷，是表征土壤供磷能力大小的重要指标；而当土壤缺磷时，中等活性磷会被矿化及解吸为植物可利用磷酸盐，对土壤供磷起缓冲作用；稳定性磷只有在强烈还原条件下才会被释放，是土壤磷库的重要组成部分，也是土壤所需磷的潜在来源［5-6］。明确土壤各磷形态含量，对于了解土壤供磷及保磷能力极为重要。

生态系统退化是生态系统在自然或人为干扰下偏离自然状态的逆行演替，生态系统退化过程中土壤不同形态磷也存在一定变化［7-8］。罗原骏［9］分析了土壤磷形态对高寒湿地退化的响应特征，发现湿地退化整体提高了土壤Ca2-P、Ca8-P、Al-P 及有机磷含量；相反，邵丹［10］指出退化高寒湿地的土壤易溶性无机磷、稳定性无机磷和有机磷较未退化沼泽湿地呈下降趋势，而难溶性无机磷和残余磷对退化响应不显著。目前针对退化高寒草甸土壤磷形态相关研究极少，解析高寒草甸不同退化梯度下土壤磷的存在形态，可深入了解高寒草甸供磷能力，为高寒草甸保护提供理论参考。

若尔盖高寒草甸位于青藏高原东缘，是青藏高原重要的天然牧场，也是长江、黄河上游的重要生态屏障［11］。自20 世纪70 年代到21 世纪初，由于人为排水、过度放牧、鼠虫害及气候变暖等因素，若尔盖高寒草甸出现不同程度的退化［12-14］。随着若尔盖高寒草甸的退化，植被覆盖度和生物多样性降低、地表裸露面积增大，致使若尔盖草甸的生态服务功能显著降低［15］。伴随着地上植物的减少，若尔盖高寒草甸土壤磷素及磷形态也会随之发生变化。但是，目前对于若尔盖高寒草甸退化的研究比较集中于土壤总磷、总氮及总碳等方面，若尔盖高寒草甸退化过程中土壤不同形态磷的变化特征及其影响因素仍不明确［16］。虽然也有研究比较准确地探究了高寒草地土壤磷形态的变化规律，大多是基于外源养分的添加或人为干扰［5］，基于退化草甸背景下的研究较少。因此，本研究通过选取若尔盖不同退化程度的高寒草甸，比较其土壤磷形态特征，旨在明确土壤各形态磷对不同退化梯度高寒草甸的响应差异，进而探讨影响退化高寒草甸土壤磷形态变化的环境因素。同时，本研究结果对若尔盖退化高寒草甸管理具有重要指导意义。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于四川省阿坝藏族羌族自治州若尔盖县（32°56′-34°19′ N，102°08′-103°39′ E），该地区海拔为3400～3900 m，属于青藏高原东缘。气候属于高原寒温带湿润季风气候，年均温为0.6～1.2 ℃，年降水量为650～750 mm 且集中在5-7 月。植被类型主要为高寒草甸，优势植物包括木里薹草（Carex muliensis）、西藏嵩草（Carex tibetikobresia）、线叶嵩草（Carex capillifolia）、矮生嵩草（Carex alatauensis）、蕨麻（Argentina anserina）和鸡冠茶（Sibbaldianthe bifurca）等［17］。土壤类型主要为亚高山草甸土，成土母质主要为高原河流第四系冲积母质［8］。

1.2 样地设置及采样

2021 年8 月初，在若尔盖县阿西乡高寒草甸区（33°41.023′ N，102°55.944′ E，海拔3269 m），参考李春秀等［18］对退化草甸的分级方法，根据草甸植物群落覆盖度、平均高度、生物量和优势植物，分别选取3 个10 m×10 m的未退化（undegradation， UD）、轻度退化（light degradation， LD）、中度退化（moderate degradation， MD）、重度退化（severe degradation， SD）和极度退化（extreme degradation， ED）5 种退化类型草地，每个试验样地间隔约400 m，各退化草地植物群落特征见表1。

表1 不同退化高寒草甸地上植物群落特征Table 1 Characteristics of aboveground plant community under different degraded alpine meadows

在每个样地内随机选取0.5 m×0.5 m 的小样方，调查小样方中植物盖度、主要物种名称、株高和株丛数，然后用收获法获得地上植物生物量。在剪过草的小样方内，用内径为5 cm 的土钻分别对0～10 cm（表层）和10～20 cm（亚表层）按“S”形钻取5 钻混合为一个土样，做好标记后带回实验室。在实验室内，将去除石块和根系等杂物后的土壤过2 mm 筛，自然风干后用于测定土壤基础理化性质和磷形态。

1.3 土壤理化性质及磷形态测定

土壤理化性质采用常规分析方法：土壤含水量（soil moisture content， SMC）用烘干法测定，土壤pH 用电极法（水土比2.5∶1）测定［19］，土壤容重（bulk density， BD）用环刀法测定［19］，土壤总碳（total carbon， TC）和总氮（total nitrogen， TN）含量用杜马斯燃烧法进行测定［20］。

采用Tiessen 改进的Hedley 磷分级方法测定土壤各磷形态含量［21］。具体操作步骤为：称取0.5 g 过2 mm 筛的风干土于50 mL 离心管中，连续用去离子水、0.5 mol·L-1NaHCO3，0.1 mol·L-1NaOH，1 mol·L-1稀盐酸（dilute HCl， DHCl）和浓盐酸（concentrated HCl，CHCl）浸提。每步都需要振荡16 h（200 r·min-1），振荡后离心（16000 r·min-1，0 ℃下离心10 min）提取上清液，测定上清液的磷含量。上清液中的无机磷（inorganic phosphorus， Pi）含量用钼锑抗比色法测定［22］，上清液总磷（total P， Pt）含量经过硫酸铵［（NH4）2S2O8］消解后用钼锑抗比色法测定，上清液有机磷（organic phosphorus， Po）含量为Pt减去Pi。浓盐酸浸提后的残渣经过浓H2SO4-H2O2高温消解后测定残余态磷。然后把土壤磷元素参照Cao 等［23］的方法按照稳定性由弱到强分为三大类：活性磷（水溶性磷：H2O-P、碳酸氢钠无机磷：NaHCO3-Pi、碳酸氢钠有机磷：NaHCO3-Po）、中等活性磷（氢氧化钠无机磷：NaOH-Pi、氢氧化钠有机磷：NaOH-Po）、稳定性磷（稀盐酸无机磷：DHCl-Pi、浓盐酸无机磷：CHCl-Pi、浓盐酸有机磷：CHCl-Po、残余磷：residual-P）。土壤总磷（total phosphorus，TP）为所有形态磷之和。

1.4 数据分析

在R 4.2.1 中进行数据分析。利用单因素方差分析（One-way ANOVA）检验退化对土壤TP、各磷形态（H2O-P、NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po、NaOH-Pi、NaOH-Po、DHCl-Pi、CHCl-Pi、CHCl-Po和residual-P）及土壤理化指标（SMC、pH、BD、TC 和TN）影响是否显著。如显著，则用Tukey HSD 法进行多重比较。采用Pearson 相关分析检验环境因子与各磷形态之间的关系。用Vegan 2.5.6 进行冗余分析（redundancy analysis，RDA）检验退化高寒草甸土壤磷形态与环境因子的关系，并用逐步回归（stepwise）的前向选择（forward selection）来筛选影响土壤磷形态的主要因子，最后用ANOVA 检验各环境因子对土壤磷形态变异的贡献率和显著性。

2 结果与分析

2.1 不同退化高寒草甸土壤理化性质变化

表层土中，草甸退化程度对土壤SMC、BD、pH、TC、TN、TP 影响显著（P＜0.05，表2）。具体表现为从中度到极度退化草甸土壤SMC、TC、TN 和TP 含量较未退化草甸显著降低，而pH 和BD 显著高于未退化草甸。亚表层土中，随退化程度加剧SMC、TC、TN 和TP 含量较未退化草甸显著降低，且均在极度退化下达到最低值，土壤pH 和BD 随退化加剧整体呈增加趋势，重度和极度退化草甸pH 和BD 显著高于未退化草甸且较未退化草甸分别增加了10.86%、28.81%；338.78%、434.69%（P＜0.05）。

表2 不同退化高寒草甸土壤理化性质变化Table 2 Variations of soil physiochemical properties under different degraded alpine meadows

2.2 不同退化高寒草甸土壤磷形态变化特征

2.2.1 土壤磷形态相对含量变化特征 本研究中高寒草甸土壤以稳定性磷为主（图1a），随退化加剧，活性磷相对含量在表层土壤呈倒“V”型变化，在中度退化下达到峰值，为20.69%，而在亚表层土壤中波动不明显；中等活性磷相对含量在两个土层中均呈先增加后降低的趋势，且均在极度退化草甸达到最低值，分别为6.74%和6.62%；相反，两个土层稳定性磷均在极度退化草甸达到最大值。

图1 退化高寒草甸土壤磷形态相对含量Fig.1 Percent of P fractions to TP under different degraded alpine meadows

高寒草甸各磷形态相对含量从高到低依次为：DHCl-Pi＞CHCl-Po＞NaOH-Po＞residual-P＞CHCl-Pi＞NaOH-Pi＞NaHCO3-Po＞NaHCO3-Pi＞H2O-P（图1b）。表层土壤H2O-P 相对含量呈先增加后降低趋势，在中度退化草甸达到峰值，而亚表层土壤H2O-P 相对含量整体则呈增加趋势。表层和亚表层土壤NaHCO3-Po、NaOH-Po和CHCl-Po相对含量最小值出现在极度退化草甸；DHCl-Pi和CHCl-Pi相对含量的最大值出现在极度退化草甸。表层土壤NaHCO3-Pi相对含量最大值出现在中度退化草甸，而亚表层土壤NaHCO3-Pi相对含量的最小值出现在中度退化草甸。整体上，0～20 cm 极度退化高寒草甸H2O-P、NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po、NaOH-Pi、NaOH-Po、DHCl-Pi、CHCl-Pi、CHCl-Po和residual-P 含量较未退化高寒草甸降幅分别为82.47%、82.10%、83.12%、88.16%、96.59%、29.80%、5.75%、91.60%和78.19%。

2.2.2 土壤活性磷变化特征 表层土中，轻度、重度和极度退化草甸H2O-P 含量均显著低于未退化草甸，分别降低68.76%、59.83%、92.51%，而中度退化草甸H2O-P 含量较未退化草甸显著增加24.29%；亚表层土中，仅轻度退化草甸H2O-P 含量显著低于未退化草甸，降低47.94%。表层和亚表层土壤NaHCO3-Pi含量总体随退化程度加剧显著降低，表层土中，极度退化草甸NaHCO3-Pi含量较未退化草甸降低89.57%；亚表层土中，中度退化草甸NaHCO3-Pi含量较未退化草甸显著降低47.10%。表层和亚表层土壤NaHCO3-Po含量在极度退化草甸中显著低于未退化草甸，分别降低85.10%和80.32%（P＜0.05，图2）。

图2 退化高寒草甸土壤活性磷特征Fig.2 Soil labile P under different degraded alpine meadows

2.2.3 土壤中等活性磷变化特征 表层和亚表层土壤NaOH-Pi和NaOH-Po含量均随退化程度加剧显著降低，且均在极度退化草甸达到最低值。表层土中，中度、重度和极度退化草甸NaOH-Pi含量较未退化草甸分别降低40.18%、37.71%和91.52%；亚表层土中，各退化草甸NaOH-Pi含量与未退化草甸相比均有所降低。同样，中度、重度和极度退化草甸表层土壤NaOH-Po含量较未退化草甸降低25.03%～96.65%；而亚表层土壤仅极度退化草甸NaOH-Po含量较未退化草甸降低96.52%（P＜0.05，图3）。

图3 退化高寒草甸土壤中等活性磷特征Fig. 3 Soil moderately labile P under different degraded alpine meadows

2.2.4 土壤稳定性磷变化特征 退化导致表层和亚表层土壤DHCl-Pi含量均显著低于未退化草甸。草甸退化对表层土壤CHCl-Pi含量有显著影响，而对亚表层土壤CHCl-Pi含量影响不显著（P＞0.05）；其中轻度和重度退化草甸表层土壤CHCl-Pi含量较未退化草甸显著降低。CHCl-Po含量整体随退化程度加剧呈显著降低趋势，从中度到极度退化草甸表层土CHCl-Po含量较未退化草甸降低32.08%～92.54%；亚表层土中，各退化草甸较未退化草甸均有所降低。草甸退化对土壤residual-P 含量影响显著；表层土中，中度、重度和极度退化草甸residual-P 含量较未退化草甸分别降低57.92%、51.84%和77.38%；亚表层土中，除重度退化草甸外，其余退化草甸residual-P 含量较未退化草甸均显著降低（P＜0.05，图4）。

图4 退化高寒草甸土壤稳定性磷特征Fig. 4 Soil stable P under different degraded alpine meadows

2.3 土壤各磷形态与环境因子之间的关系

土壤H2O-P 仅与BD 呈显著负相关（P＜0.05）。NaHCO3-Pi和NaHCO3-Po与BD 和pH 显著负相关，而与TC 和TN 显著正相关。同样，NaOH-Pi和NaOHPo与BD 和pH 极显著负相关，与SMC、TC、TN 显著正相关（P＜0.05）。DHCl-Pi与SMC、TC 和TN 显著正相关。CHCl-Po和residual-P 与SMC、TC、TN 极显著正相关，而与BD 和pH 极显著负相关（表3）。

表3 不同形态磷与土壤理化性质的Pearson 相关性Table 3 Pearson correlations between P fractions and soil physiochemical properties

RDA 结果显示，H2O-P、NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po、NaOH-Pi、NaOH-Po、CHCl-Po及residual-P 与BD 和pH 负相关，而与SMC、TC 和TN 正相关（图5）。RDA1 与RDA2 轴对土壤磷形态与环境因子的变异累计达88.66%，说明两轴能很好地解释土壤磷形态与环境因子的关系。RDA 逐步回归后的简约模型显示，土壤BD、pH、SMC、TC 和TN 共同解释土壤磷形态变异的78.79%，各环境因子的贡献率由大到小依次为：pH＞TN＞TC＞SMC＞BD，其 贡 献 率 分 别 为52.29%、14.01%、5.02%、4.52%和2.95%。

图5 土壤磷形态与土壤环境因子的RDA 分析Fig. 5 RDA analysis of soil P fractions and physiochemical properties

3 讨论

3.1 高寒草甸退化对土壤理化性质的影响

高寒草甸退化使土壤表层与亚表层SMC 显著下降，而土壤BD 显著上升（表2）。Carrera 等［24］的研究也表明高寒草甸退化会使得土壤SMC 下降。重度与极度退化高寒草甸土壤SMC 显著低于未退化与轻度退化草甸，这是由于随退化程度加剧，地上植被覆盖度减少，土壤水分蒸发量大，进而导致土壤SMC 降低。此外，重度与极度退化高寒草甸土壤沙化明显，黏粒含量降低而砂粒含量增加，土壤保水能力和透气性下降，进而使土壤SMC 下降［19］。土壤BD 代表单位体积的土壤重量，其值越大代表土壤孔隙度越小，板结越严重［25］。本研究发现重度和极度退化高寒草甸土壤BD 较未退化高寒草甸高，是未退化高寒草甸的4.62 和5.68 倍。一方面可能是退化过程中植物生物量的减少，根系数量锐减，根孔数量下降，导致单位体积土壤重量增加［26］；另一方面可能是牲畜对土壤的践踏使土壤表层更加紧实、土壤孔隙度变小，从而导致土壤BD 增加。土壤pH 随退化加剧呈波动式上升（表2），这与魏晶晶等［27］的研究结果相似，这可能与退化过程中土壤腐殖酸（植物残体、凋落物等）和有机酸（根系和微生物分泌物）等酸类物质减少有关［28］。土壤TC、TN 和TP 随退化加剧呈降低趋势（表2），这与李雪萍等［29］的研究结果相似。可能是由于高寒草甸土壤C、N 和P 部分来源于凋落物、生物残体及分泌物等，由退化引起的植物生物量下降可能导致C、N 和P 输入减少，进而使土壤TC、TN 和TP 降低［30］；相应地，本研究中植物生物量随退化加剧而下降（表1），表明地上植物碳氮输入降低可能是土壤TC、TN 和TP 降低的原因之一。此外，土壤酸类物质可促使母质中的磷酸盐溶解［31］，植被退化使得土壤酸类物质减少，加剧土壤pH 呈波动式增加，导致土壤从母质中获得的磷素减少，使TP 含量下降。退化的高寒草甸植被覆盖度降低，土壤受风力和水力扰动较大，使土壤磷在风和水的搬运作用下减少［10］。

3.2 高寒草甸退化对土壤各磷组分的影响

整体上，退化高寒草甸中HCl-P 相对含量高于NaOH-P 和NaHCO3-P（图1）。前人研究指出碱性土壤以Ca磷为主而酸性土壤以Fe/Al 磷为主，HCl-P 包括大部分与Ca 结合的磷而NaOH-P 和NaHCO3-P 则多为Fe/Al 吸附固定磷以及与腐殖酸类物质结合的磷［22-23，32］。本研究土壤pH 为6.63～8.72（表2），平均值为7.32，土壤整体呈中性偏弱碱性，土壤磷形态也以与Ca 结合的HCl-P 为主。在未退化向极度退化过程中，以CHCl-Po和NaOHPo的降幅较大，表明高寒草甸极度退化草地主要以有机磷的降低为主，这是由于极度退化高寒草甸的土壤呈沙化状态，地上无植物生长，也几乎没有来自植物的有机磷返还（表1）。H2O-P 和NaHCO3-P 包括与钾、钠结合的磷酸盐、吸附于土壤颗粒表面的无机磷和易矿化的有机磷，是最能被植物吸收利用的磷形态［33］。本研究中，H2O-P 和NaHCO3-P 含量随退化加剧整体呈下降趋势（图2）。吴赞等［34］在甘德县上贡麻乡高寒草甸的研究也指出中度和重度退化高寒草甸土壤有效磷较未退化草甸下降71.21%和74.30%。彭艳等［35］在藏北那曲县的研究发现退化使高寒草甸土壤有效磷含量显著下降。这些研究均表明高寒草甸退化使得可供植物利用的有效磷水平下降，供磷能力降低。NaOH-P 是仅通过长期矿化才能为植物利用的磷［36］。本研究发现，仅在极度退化草甸的土壤NaOH-P 与未退化高寒草甸的差异达到显著水平（图3），表明高寒草甸潜在供磷能力只有在土壤受外界扰动较大时才能有显著响应，这与NaOH-P 可作为土壤速效磷的缓冲库的说法较为一致［37］。NaOH-P 包括与Fe、Al 等金属氧化物吸附结合的无机磷及与土壤腐殖质、富里酸等酸类物质结合的有机磷，土壤速效磷较为充足时土壤磷素会被植物和微生物同化为有机磷进而被腐殖酸类物质固定或被Fe、Al 等金属氧化物吸附为中等活性磷，而土壤速效磷不足时这部分中等活性磷可被解吸及矿化为植物可利用磷酸盐［38］。由此可见，土壤NaOH-P 可通过吸附与解吸作用、同化与矿化作用处于动态平衡，对外界环境变化的响应不如H2O-P 和NaHCO3-P 敏感［23］。HCl-P 和residual-P 作为土壤中最为稳定的磷形态，也表现出在重度或极度退化时显著下降（图4），表明高寒草甸到达重度和极度退化时土壤最稳定磷素形态也存在一定的降低。同样，张鑫等［39］发现HCl-P 和residual-P 只在干扰最强的处理下表现出明显下降。

3.3 高寒草甸退化下环境因子对磷形态的影响

分析结果表明，环境因子对各磷形态的影响中，pH（52.29%）为主要影响因子，其次为TN（14.01%）和TC（5.02%）。前人研究报道pH 升高使土壤中可交换性Ca 离子的含量增加，进而导致磷酸根离子与Ca 结合量增加［40］。同样，韩冰等［41］对N 添加下青藏高原高寒草甸土壤磷形态的研究指出pH 与HCl-Pi正相关，本研究中pH与稳定性磷呈正相关结果与其一致（表3）。本研究发现退化高寒草甸pH 与NaHCO3-Pi和NaOH-Pi均呈显著负相关，这与穆晓慧等［42］对黄土高原石灰性土壤的研究结果一致。活性无机磷包括吸附于Fe/Al 氧化物表面的磷，pH 升高可促使Ca 与Fe/Al 竞争磷酸根离子的吸附位点［31］，导致NaHCO3-Pi和NaOH-Pi与pH 表现为负相关（表3）。NaOH-Po是与土壤腐殖酸类物质结合形成的有机磷［21］，pH 升高使得土壤酸类物质减少，因此NaOH-Po与pH呈负相关关系（表3）。此外，前人研究表明土壤碳、氮是影响土壤活性磷及中等活性磷的重要因素［43］。本研究中，土壤TN 和TC 与不稳定性磷显著正相关。Bai 等［44］对长江上游河岸带造林土壤磷形态的研究也发现土壤有机碳（soil organic carbon，SOC）和TN 与土壤不稳定性磷呈正相关。土壤碳氮一方面通过改变土壤微生物活性来影响磷矿化过程，另一方面可影响有机质对磷的吸附容量［43］。研究发现土壤碳、氮增加会提高土壤磷酸酶活性进而促进土壤有机磷的矿化，使土壤碳、氮含量与土壤不稳定性磷负相关，本研究结果与其不一致［45-46］。因此，高寒草甸退化过程中影响土壤碳氮与不稳定性磷之间的关系可能主要是吸附作用。前人研究指出沉积物有机碳含量大小与磷的吸附容量有较好的正相关性，高寒草甸退化过程中土壤有机碳减少在一定程度上反映了有机质对土壤磷的吸附减弱，使得NaHCO3-P 和NaOH-P 更易流失［47］。SMC 可作用于土壤磷的溶解、迁移和扩散过程，高寒草甸退化使SMC 减少进而降低H2O-P，H2O-P 降低可供金属氧化物吸附结合的磷素也减少，NaOH-Pi和HCl-Pi随之减少，故H2O-P、NaOH-Pi和HCl-Pi与SMC 表现为正相关（表3）。BD 作为反映土壤结构的指标，BD 增加表明土壤逐渐板结，土壤颗粒表面积降低，磷的吸附结合位点减少，加剧土壤磷流失［48］。此外，SMC 减少及BD 增加还可通过降低植物和微生物生物量来影响土壤有机磷含量［27］。

4 结论

1）本研究中若尔盖高寒草甸0～20 cm 土壤活性磷、中等活性磷和稳定性磷相对含量分别为11.14%、27.71%和61.15%，所有磷形态中以与Ca 结合的磷为主。2）退化草甸土壤各磷形态整体较未退化草甸降低，轻度和重度退化草甸土壤H2O-P 降幅最大，而中度和极度退化草甸土壤分别以DHCl-Pi和NaOH-Po降低较为明显。3）退化高寒草甸中各环境因子的变化对各磷形态含量影响显著，尤其是土壤pH 和TN 含量。