植物分解及含水量對鄱陽湖濕地土壤磷形態(tài)影響模擬研究

白秀玲， 辛 星， 李文麗， 王杰華， 寧立新

(1.河南大學(xué)環(huán)境與規(guī)劃學(xué)院， 河南 開封 475004； 2.北京師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)部， 北京 100875)

磷是濕地植物生長發(fā)育所必需的營養(yǎng)元素，同時濕地土壤磷的釋放也成為水體富營養(yǎng)化的主要污染源[1]。土壤磷的釋放受諸多影響因子的限制，如土壤含水量、生物擾動和疏浚工程等[2-4]。鄱陽湖是一個典型的吞吐型湖泊，受江湖關(guān)系及降水量年內(nèi)季節(jié)性變化影響，其濕地土壤呈現(xiàn)周期性的干濕交替，洲灘土壤不斷經(jīng)歷著淹水、出露、干旱及復(fù)淹等過程。這種周期性干濕交替會使土壤pH、溶解氧含量及土壤微生物活性等理化性質(zhì)發(fā)生變化[5-6]。從營養(yǎng)鹽循環(huán)角度來看，濕地土壤理化性質(zhì)的改變在一定程度上會影響磷的形態(tài)及遷移轉(zhuǎn)化過程以及其對水體富營養(yǎng)化的貢獻(xiàn)。已有研究發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖濕地土壤總磷及各形態(tài)磷含量隨洲灘高程增加而增加，其中活性磷增幅最大，非活性磷增幅最小[7]；同時，隨著高程增加，濕地土壤活性有機磷和中等活性有機磷含量越少，非活性有機磷含量越多[8]；溶解態(tài)總磷、溶解態(tài)有機磷和磷酸根的最大釋放量也呈增加趨勢[9]。在氣候變化和人類活動的影響下，鄱陽湖濕地呈現(xiàn)枯水期提前、枯水期時間延長和枯水期水位下降等特征[10]，干濕交替現(xiàn)象也進(jìn)一步加劇。

灰化苔草(Carexcinerascens)廣泛分布于鄱陽湖洲灘，是鄱陽湖濕地分布最廣、面積最大的濕生植物類型，對鄱陽湖濕地生態(tài)功能的發(fā)揮有著重要作用[5,11]。濕地植物分解速率的高低在很大程度上影響著其地表積累速度以及氮磷等營養(yǎng)元素和其他物質(zhì)向土壤庫的歸還，是濕地營養(yǎng)物質(zhì)循環(huán)和能量流動的關(guān)鍵環(huán)節(jié)[12-13]。水分條件的變化和濕地植物分解對土壤營養(yǎng)元素的影響研究，目前多集中在野外調(diào)查分析不同高程沉積物或消落帶土壤磷含量及形態(tài)空間分布特征[7-9,14]方面。但濕地土壤淹水、出露、干旱及復(fù)淹是一個漸進(jìn)的過程，土壤磷對不同階段含水量變化和植物分解的響應(yīng)研究還鮮有報道。為此，筆者通過室內(nèi)模擬實驗開展不同含水量條件下土壤磷形態(tài)變化特征研究，同時分析不同水分條件下灰化苔草腐爛分解對土壤磷的影響，以期從生物地球化學(xué)循環(huán)角度為鄱陽湖水環(huán)境變化機理研究提供理論支撐。

1 材料與方法

1.1 實驗設(shè)置

2015年11月在鄱陽湖星子縣城南落星墩附近(29.437°～29.455° N，116.008°～116.046° E)灰化苔草集中分布區(qū)采集表層0～15 cm土壤樣品，在實驗室內(nèi)去除濕地土壤樣品中的植物根莖、動物、石頭等雜物，混合均勻后將樣品裝入內(nèi)徑8.5 cm、長50 cm的有機玻璃柱中，使土層厚度約為15 cm。同時，在土壤采樣點附近采集灰化苔草，且為整株植物。在進(jìn)行模擬實驗前，將灰化苔草用清水沖洗干凈，用吸水紙吸干后置于鼓風(fēng)干燥箱內(nèi)80 ℃條件下烘干至恒重，然后進(jìn)行研磨、粉碎。選擇部分有機玻璃柱，將粉碎后的灰化苔草添加至土壤表層以下2 cm處，并且每根柱子中所添加的灰化苔草質(zhì)量相等(10 g)。然后緩慢加入一定量的水，使土壤表層上的水體高度約為10 cm，設(shè)置有機玻璃柱26根，將其放入SPX-250B-G型光照培養(yǎng)箱中于25 ℃恒溫條件下培養(yǎng)。2 d后取出其中的2根柱子作為初始樣，其余柱子分為露干組(不添加上覆水)、恒濕組(一直保持10 cm上覆水)、干濕交替組(露干與淹水每周交替1次)、水位上升組(前4周不加上覆水，中間4周干濕交替，后6周保持10 cm上覆水)、水位下降組(前4周保持10 cm上覆水，中間4周干濕交替，后6周不加上覆水)、干濕交替組+灰化苔草、水位上升組+灰化苔草、水位下降組+灰化苔草8個培養(yǎng)組。每組設(shè)置3個平行。上覆水的變化測定采用虹吸法。以7 d為1個培養(yǎng)周期，共14個周期。

1.2 不同參數(shù)的測定

培養(yǎng)結(jié)束后，先利用光纖測氧儀，在約20 ℃條件下測定土壤表層溶解氧含量。然后取表層0～2和>2～5 cm土壤樣品，將同組且深度相同的樣品混合均勻，一部分裝入聚乙烯塑料盒中冷藏備用，另一部分冷凍干燥，并研磨過0.150 mm孔徑篩，以備分析。用 pH 計，按V(水)∶m(土)為1∶2混合測定土壤pH。

土壤總磷(TP)和無機磷(IP)及其形態(tài)采用分級提取法(SMT法)[15]。其中，TP測定是將樣品在450 ℃條件下灼燒3 h后再采用3.5 mol·L-1HCl振蕩提??；IP采用1 mol·L-1HCl直接振蕩提取；總有機磷(OP)是將提取IP后的殘余樣品用去離子水沖洗后，置于450 ℃條件下灼燒3 h，之后用1 mol·L-1HCl振蕩提?。惶崛∫鹤詈缶勉f酸銨比色法分析。將IP分為鐵鋁磷(Fe/Al-P)和鈣磷(Ca-P)，分別用NaOH和HCl提取。

土壤OP組成分析是選擇土壤含水量變化作用下0～2 cm樣品及土壤含水量與優(yōu)勢植物(灰化苔草)分解共同作用下0～2和>2～5 cm樣品。OP組成是利用0.25 mol·L-1NaOH+50 mmol·L-1EDTA提取劑，按V(水)∶m(土)為1∶8混合，在20 ℃條件下振蕩提取16 h，然后離心以獲取上清液，再在28 ℃ 條件下旋轉(zhuǎn)蒸發(fā)濃縮至1 mL，濃縮樣品冷凍貯存直到分析。在進(jìn)行31磷核磁共振(31P-NMR)分析前，向濃縮液中加入φ=10%的重水(D2O)鎖定信號，采用Agilent AV 400標(biāo)準(zhǔn)腔，31P的共振頻率為161.98 MHz，測定溫度為20 ℃，其他分析參數(shù)及化學(xué)位移的確定參照文獻(xiàn)[16-18]。由于用31P-NMR測定1個樣品大約需15 h，耗時較長，測定費用也較高，受這些條件的限制，利用31P-NMR分析的所有樣品均未做平行樣。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同培養(yǎng)條件下土壤的基本參數(shù)

培養(yǎng)初始，土壤pH約為5.44，經(jīng)過不同條件培養(yǎng)后，露干組土壤pH基本沒有變化，其他組土壤pH均明顯增大，干濕交替+灰化苔草組土壤pH增大最多，達(dá)到6.24～6.30。對于未添加灰化苔草培養(yǎng)組，恒濕培養(yǎng)和干濕交替組土壤pH明顯高于其他培養(yǎng)組，表明弱酸性土壤含水量增大能提高土壤pH。在相同培養(yǎng)條件下，添加灰化苔草培養(yǎng)組土壤pH略高于無灰化苔草培養(yǎng)組。水土界面土壤ρ(溶解氧)為0.66～0.67 mg·L-1，在表層土壤界面下，ρ(溶解氧)低于檢測限(檢測限最低值為0 mg·L-1)(表1)。

表1不同培養(yǎng)條件下濕地土壤基本參數(shù)的變化

Table1Changeofbasicparametersofwetlandsoilsunderdifferentcultureconditions

處理不同土層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恒濕6.226.250.66干濕交替6.186.200.66水位上升5.745.800.66水位下降5.725.650.66干濕交替+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

“—”表示未檢測。

2.2 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤TP含量變化

整個模擬實驗中，樣品采集時將土壤分為0～2和>2～5 cm，考慮到培養(yǎng)前樣品得到充分混合，土壤樣品初始性質(zhì)較均一，為了便于分析，將模擬實驗開始時2層土壤TP含量平均值531 mg·kg-1作為TP含量初始值。實驗結(jié)束后，各培養(yǎng)組TP含量變化見圖1。在不同土壤含水量變化條件下，未添加灰化苔草的5個培養(yǎng)組，0～2 cm土層TP含量與初始值相比均略有降低，其中干濕交替組表層土壤TP含量下降幅度最大，為6.3%，其他培養(yǎng)組土壤TP含量降低幅度均在5%以內(nèi)，這表明土壤含水量的快速變化能提高土壤磷的釋放總量，降低土壤磷含量；>2～5 cm土壤TP含量變化無規(guī)律性，但與初始值相比變化幅度均未超過5%。與未添加灰化苔草的5個培養(yǎng)組相似，添加灰化苔草組表層0～2 cm土壤TP含量也呈下降趨勢，特別是水位上升組和水位下降組，TP含量分別比初始值降低11.4%和12.5%，但干濕交替組表層土壤TP含量僅降低3.4%。添加灰化苔草組>2～5 cm土壤TP含量均高于初始值，且干濕交替組>2～5 cm土壤TP含量為650 mg·kg-1，增加幅度最大，增加22.4%，表明土壤頻繁的干濕交替能加速濕地植物腐爛分解，促進(jìn)植物體內(nèi)磷釋放到土壤中，一定程度上也提高了表層土壤磷含量。

初始值為531 mg·kg-1。圖1 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤TP含量變化Fig. 1 Changes of TP in wetland soils under different culture conditions

2.3 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤IP含量變化

濕地土壤IP含量初始值為305 mg·kg-1，約占TP的57.4%，培養(yǎng)后各組IP含量變化見圖2。

初始值為305 mg·kg-1。圖2 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤IP含量變化Fig. 2 Changes of IP in wetland soils under different culture conditions

在不同培養(yǎng)條件下，土壤IP含量與TP含量整體上變化規(guī)律相似。除干濕交替+灰化苔草組以外，其他培養(yǎng)組0～2 cm土壤IP含量與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濕交替組表層土壤IP含量下降幅度最大，為9.2%。與初始值相比，干濕交替+灰化苔草組0～2和>2～5 cm土壤IP含量均呈增加趨勢，分別增加 1.8%和26.8%，增加幅度遠(yuǎn)超過其他培養(yǎng)組。

Ca-P是鄱陽湖濕地土壤IP的主要形態(tài)，培養(yǎng)組初始均值為211 mg·kg-1，約占IP的69.2%。在土壤含水量變化影響下，其含量變化趨勢與IP含量相似，與初始值相比，干濕交替組0～2 cm土壤降低幅度最大，為15.2%；但在植物分解和土壤含水量變化的共同作用下，土壤Ca-P含量整體上呈不同程度的增加，其中，干濕交替+灰化苔草組土壤Ca-P含量增加幅度最大，0～2和>2～5 cm土壤Ca-P含量分別增加10.2%和32.0%(圖3)。

w(Ca-P)和w(Fe/Al-P)初始值分別為211和83 mg·kg-1。圖3 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤Ca-P和Fe/Al-P含量變化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，培養(yǎng)組土壤Fe/Al-P含量均值為83 mg·kg-1，約占IP的27.3%，但不同培養(yǎng)組Fe/Al-P含量變化趨勢與Ca-P含量明顯不同。與初始值相比，干濕交替組0～2 cm土壤Fe/Al-P含量降低幅度較小，僅為4.3%。而添加灰化苔草培養(yǎng)組>2～5 cm土壤Fe/Al-P含量并沒有明顯增加，且水位上升+灰化苔草組和水位下降+灰化苔草組Fe/Al-P含量明顯降低，降低幅度分別為10.5%和15.2%(圖3)。

2.4 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤OP含量變化

鄱陽湖濕地土壤OP含量初始值為218 mg·kg-1，占TP的40.9%。各培養(yǎng)組OP含量變化見圖4。與IP含量變化不同，在土壤含水量變化影響下，0～2 cm土層OP含量未呈現(xiàn)明顯降低趨勢。而在土壤含水量與植物分解的共同作用下，0～2 cm土層OP含量則呈現(xiàn)較明顯的降低趨勢，降低幅度在9.0%～15.2%之間；>2～5 cm土層OP含量呈現(xiàn)不同程度的增加，干濕交替組土壤OP含量達(dá)248 mg·kg-1，增加14.4%。

初始值為218 mg·kg-1。圖4 不同培養(yǎng)條件下濕地土壤OP含量變化Fig. 4 Changes of OP in wetland soils under different culture conditions

31P-NMR分析結(jié)果顯示，鄱陽湖濕地土壤OP組成未出現(xiàn)明顯變化，主要由單酯、二酯和焦磷酸鹽組成。一般采用二酯/單酯比值及二酯/焦磷酸鹽比值來反映OP的礦化過程或二酯向單酯的轉(zhuǎn)化過程。二酯/單酯比值和二酯/焦磷酸鹽比值初始值分別為0.54和2.26，培養(yǎng)結(jié)束后不同培養(yǎng)組土壤二酯/單酯比值和二酯/焦磷酸鹽比值見表2。

表2顯示，在土壤含水量變化作用下， 0～2 cm土層二酯/單酯比值變化范圍為0.40～0.83，露干及恒濕培養(yǎng)組二酯/單酯比值明顯高于初始值，其他培養(yǎng)組變化不明顯；對于二酯/焦磷酸鹽比值來說，除了干濕交替組和干濕交替+灰化苔草組外，其他培養(yǎng)組均明顯增加，其中，以恒濕組增加最明顯。在土壤含水量變化及植物分解的共同作用下，0～2 cm土層二酯/單酯比值均有小幅度降低；而>2～5 cm土層二酯/單酯比值和二酯/焦磷酸鹽比值均呈增加趨勢，且二酯/焦磷酸鹽比值增加最明顯。

表2不同培養(yǎng)條件下土壤OP組成中二酯分別與單酯和焦磷酸鹽比值的變化

Table2Changeofdiester/monesteranddiester/pyrophosphateinOPformsinwetlandsoilsunderdifferentcultureconditions

處理二酯/單酯比值二酯/焦磷酸鹽比值0～2 cm>2～5 cm0～2 cm>2～5 cm初始值0.542.26露干0.704.16恒濕0.8323.57干濕交替0.510.74水位上升0.404.33水位下降0.5813.92干濕交替+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——

空白處表示未檢測。“—”表示未檢測到。

3 討論

近年來，由于氣候的異常變化及三峽大型水利工程的興建與運行，鄱陽湖年最低水位出現(xiàn)明顯下降，枯水時間不斷延長[19]，鄱陽湖濕地水文情勢的轉(zhuǎn)變使洲灘淹沒-出露過程發(fā)生明顯變化，這對濕地植物的空間分布和生長發(fā)育過程產(chǎn)生重要影響，同時也影響濕地土壤中枯落物及根系的腐爛分解，進(jìn)而影響氮磷等營養(yǎng)元素在濕地土壤中的存在形態(tài)及遷移轉(zhuǎn)化過程[20]。濕地土壤磷形態(tài)一般分為IP和OP，IP主要包括Ca-P和Fe/Al-P[21-22]。筆者通過模擬實驗發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖濕地土壤IP占TP的57.4%，且以Ca-P為主；OP占TP的40.9%，其組成包括單酯、二酯和焦磷酸鹽。在僅有含水量變化的作用下，土壤磷特別是表層土壤IP含量下降較明顯，而OP含量變化趨勢并不明顯。同時，土壤含水量變化對不同形態(tài)IP的影響也不盡相同。頻繁的干濕交替導(dǎo)致表層土壤Ca-P含量降低15.2%，而Fe/Al-P含量下降幅度僅為4.3%。Ca-P主要包括自生磷灰石磷和磷酸鈣礦物，如羥基磷灰石和過磷酸鈣。在磷形態(tài)分級中，通常認(rèn)為Ca-P屬于惰性磷，難以被生物直接利用[23]。土壤pH降低有利于Ca-P釋放，但干濕交替組土壤pH明顯增加，其Ca-P 含量仍大幅降低，表明在土壤含水量頻繁變化條件下，濕地土壤與上覆水之間磷濃度差會導(dǎo)致土壤Ca-P進(jìn)入上覆水中，從而導(dǎo)致土壤Ca-P含量降低。而Fe/Al-P含量降低幅度較小，這是因為Fe/Al-P含量易受土壤顆粒粒度及pH、氧化還原電位等環(huán)境因子的影響，含水量的頻繁變化會使表層土壤溶解氧含量相對較高，促使二價鐵轉(zhuǎn)化為三價鐵，磷被穩(wěn)定地吸附在土壤顆粒及礦物表面，并且水位周期性的變化會導(dǎo)致結(jié)晶態(tài)鐵鋁氧化物轉(zhuǎn)化為無定形態(tài)鐵鋁，而后者是磷素的重要吸附位點[24-25]，因此，含水量的頻繁變化一定程度上減緩了土壤Fe/Al-P的釋放速率。同時，已有研究表明濕地土壤經(jīng)過長時間露干，當(dāng)土壤再次覆水后，溶解態(tài)磷釋放量會進(jìn)一步加大[8]，筆者研究中水位上升組Fe/Al-P含量降低幅度最大的結(jié)果與之相一致。

在土壤含水量及其與植物分解的不同作用下，各培養(yǎng)組>2～5 cm土壤TP含量呈現(xiàn)不同程度的增加，這是因為鄱陽湖濕地整株灰化苔草磷含量平均值為2.95～5.15 g·kg-1[26]，高于供試土壤磷含量，并且植物組織中磷主要以磷酸根離子或化合物形態(tài)存在，濕地枯落物在分解過程中磷易處于釋放狀態(tài)[27]。干濕交替+灰化苔草組>2～5 cm土壤TP含量增加幅度最大，高達(dá)22.4%，表明土壤含水量的頻繁變化會提高植物的分解速率，增加植物磷的釋放量。從磷形態(tài)變化來看，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為主(占32.6%)?；一Σ莸母癄€分解使得局部土壤氧化還原電位降低，土壤還原能力大大增強，土壤中鐵的價態(tài)降低，溶解度增加，使吸附在土壤上的磷也隨之溶出。因此，在土壤含水量變化與植物分解的共同作用下，0～2和>2～5 cm濕地土壤Fe/Al-P含量均呈現(xiàn)不同程度的降低，降幅最大達(dá)28.7%，遠(yuǎn)高于土壤含水量單一因素作用下的降低幅度。添加灰化苔草培養(yǎng)組0～2 cm濕地土壤OP含量較初始值下降9.0%～15.2%，遠(yuǎn)高于未添加灰化苔草組。在水量充足的條件下，植物分解又為土壤微生物提供了有利條件，提高了土壤OP的礦化速率。從OP形態(tài)變化來看，含水量變化使土壤二酯/單酯比值和二酯/焦磷酸鹽比值均呈增加趨勢，特別是二酯/焦磷酸鹽比值增加最明顯。如果借助磷在水生態(tài)系統(tǒng)中轉(zhuǎn)化的概念模型[28]，這要歸功于微生物作用改變了濕地土壤二酯含量，影響濕地土壤磷的轉(zhuǎn)化。

4 結(jié)論

(1)在土壤含水量單一因素作用下，不同培養(yǎng)組鄱陽湖表層0～2 cm土壤TP、IP和Ca-P含量均不同程度降低，且均以干濕交替組降低幅度為最大，分別為6.3%、9.2%和15.2%；0～2 cm土層Fe/Al-P含量雖呈降低趨勢，但干濕交替組和露干組Fe/Al-P含量下降幅度相似，明顯低于其他培養(yǎng)組，這表明土壤含水量的頻繁交替變化能加速土壤磷的釋放，且釋放的磷以Ca-P為主。0～2 cm土層OP含量變化不明顯。

(2)在土壤含水量和植物分解的共同作用下，灰化苔草添加組>2～5 cm土層TP、IP、Ca-P和OP含量均明顯增加，增加幅度最大的為干濕交替組，且土壤二酯/單酯比值和二酯/焦磷酸鹽比值也均呈增加趨勢，以二酯/焦磷酸鹽比值增加最明顯，表明土壤含水量的快速變化能提高植物腐爛分解速率，促進(jìn)植物體內(nèi)磷的釋放；同時，濕地植物分解通過改變微環(huán)境而提高了土壤Fe/Al-P釋放量，導(dǎo)致土壤Fe/Al-P含量降低。