墾殖對川西北高寒草地土壤中不同磷組分含量的影響

雷瑋倩，胡玉福，楊澤鵬，何劍鋒，肖海華，舒向陽，陽帆，李正青

(四川農(nóng)業(yè)大學(xué)資源學(xué)院，四川 成都 611130)

川西北高寒草地位于青藏高原東部邊緣半濕潤地區(qū)，是我國長江、黃河兩大水系的重要水源涵養(yǎng)區(qū)，也是世界上最大的高原泥炭沼澤濕地[1]。作為我國陸地生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分，川西北高寒草地系統(tǒng)有著不同于其他生態(tài)系統(tǒng)獨特的生物地球化學(xué)過程[2]，在保持生態(tài)環(huán)境穩(wěn)定、維護物種多樣性等方面具有重要的作用[3]。而土壤作為生態(tài)系統(tǒng)重要的支持者，是物質(zhì)循環(huán)的源和匯。近年來，受經(jīng)濟利益驅(qū)動，川西北部分天然草地被開墾種植名貴中藥材川貝母(Fritillariacirrhosa)。草地的開墾使得天然草地長期形成的磷元素平衡狀態(tài)遭到破壞，導(dǎo)致土壤肥力的下降。以往國內(nèi)外關(guān)于草地開墾后土壤肥力變化研究多集中在碳、氮元素等方面[4]，對磷的研究甚少，這主要是由于分離有機磷和無機磷的相對困難性[5]。但磷作為作物生長三大營養(yǎng)元素之一，在保證作物高質(zhì)優(yōu)產(chǎn)[5-7]、維持草地生態(tài)系統(tǒng)平衡[8]等方面的作用非常重要。土壤中存在多種化學(xué)形態(tài)的磷，不同形態(tài)磷的生物有效性不同，其循環(huán)過程也存在差異，并在系統(tǒng)有效磷的供應(yīng)中起著不同的作用[9]，因此采用適當(dāng)?shù)牧自胤旨壏椒ㄑ芯看ㄎ鞅备吆莸亻_墾耕種后土壤磷動態(tài)的變化特征具有重要意義。

現(xiàn)在磷元素分級研究多采用Guppy等[10]、Sui等[11]和Tiessen等[12]修正后的Hedley土壤磷元素分級體系[13]，該方法克服了Chang等[14]關(guān)于磷元素分級法的缺陷，同時兼顧有機磷和無機磷兩種形態(tài)，能夠十分準(zhǔn)確地評估土壤磷庫中不同形態(tài)的磷含量及其生物有效性，是目前較為合理、頗具說服力的土壤磷元素分級方法，已被越來越多的學(xué)者采用[15-17]，并廣泛應(yīng)用于農(nóng)田[18]、森林[19-20]、濕地[21-22]等生態(tài)系統(tǒng)研究。但國內(nèi)采用此法對土壤磷元素進行分級的研究相對較少，且對川西北高寒草地墾殖過程中土壤不同磷元素形態(tài)含量變化特征的研究更是鮮見報道。因此本研究采用Sui等[11]修正后Tiessen等[12]1999年發(fā)表的Hedley磷元素分級方法研究墾殖對川西北高寒草地土壤磷組分含量變化的影響，旨在揭示墾殖對高寒草地土壤磷元素的影響，為草地資源的保護和合理利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于川西北紅原縣瓦切鄉(xiāng)境內(nèi)，地理坐標(biāo)N 31°50′-33°22′，E 101°51′-103°23′。平均海拔3500 m，地勢西北低、東北高，全縣面積8400 km2，其中草場面積為6289 km2，占全縣面積的74.9%。草地類型以高山草甸為主，土壤類型為高山草甸土和亞高山草甸土，植物種類豐富，草質(zhì)優(yōu)良。年均溫為1.1 ℃，最高氣溫26 ℃，最低氣溫-36 ℃，冬冷夏熱。年降水650～800 mm，多集中在5-9月，水熱同期，屬大陸高原寒溫帶半濕潤季風(fēng)氣候。該區(qū)域天然草地資源豐富，土地利用方式以放牧為主，主要牲畜為牦牛、藏綿羊等高原畜種。近年來，受經(jīng)濟利益驅(qū)動，部分天然草地先后被開墾種植名貴中藥材川貝母。該區(qū)域天然草地有機質(zhì)含量豐富，土壤肥力較高，在川貝母種植過程中無外源施肥、灌溉，僅靠自然肥力維持生長。

1.2 土樣采集

土壤樣品于2015年10月采集完成。采用以空間位置換算時間差異的方法，在走訪調(diào)查當(dāng)?shù)剞r(nóng)戶和查閱瓦切鄉(xiāng)開墾草地使用記錄的基礎(chǔ)上，以研究區(qū)境內(nèi)的川貝母種植基地(E 102°36′，N 32°52′)為典型采樣區(qū)域，分別選擇墾殖3和10年的川貝母種植地作為研究對象，同時以鄰近未開墾天然草地(0年)作為對照，在每種墾殖年限種植地內(nèi)隨機設(shè)置3個10 m×10 m采樣地，每個樣地地形(坡度、坡向、海拔)、土壤、成土母質(zhì)(均為河流沖積物)等立地條件基本一致(表1)。每個樣方內(nèi)隨機布設(shè)5個采樣點，采用土壤剖面法，分別取0～20 cm、20～40 cm、40～60 cm土層土壤樣品，同一樣方內(nèi)的土壤樣品挑除根系、礫石等雜物，并將5個采樣點各土層土樣混合均勻，采用四分法取約500 g土樣裝入布袋帶回實驗室。采集的土壤樣品經(jīng)自然風(fēng)干，研磨后分別過2.0和0.5 mm篩，用于測定全磷和磷組分含量。

表1 草地樣方信息記錄Table 1 Information of reclamation grassland quadrat

1.3 測定指標(biāo)及方法

采用H2SO4-HClO4消煮—鉬銻抗比色法測定全磷含量[8]。采用Sui等[11]修正后的Hedley磷元素分級方法測定土壤磷組分含量。該方法將土壤磷元素按照穩(wěn)定性由弱到強分為6種類型：水溶性磷H2O-Pi，活性磷NaHCO3-P(NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po)，潛在活性磷NaOH-P(NaOH-Pi、NaOH-Po)，中穩(wěn)定性磷Dil. HCl-Pi、高穩(wěn)定性磷Conc. HCl-P(Conc. HCl-Pi、Conc. HCl-Po)及殘余態(tài)磷(Residual-P)。

提取的基本步驟如下：稱取0.5 g土樣于50 mL離心管中，逐級加入30 mL去離子水、0.5 mol·L-1NaHCO3(pH=8.2)、0.1 mol·L-1NaOH、1 mol·L-1稀鹽酸和濃鹽酸進行提取。每次提取振蕩時間為16 h，每次提取后經(jīng)離心分層取上清液后測定。最后殘留土壤中加入5 mL濃H2SO4-H2O2高溫消煮后測得殘余態(tài)磷含量。 其中， 去離子水、 1 mol·L-1HCl提取態(tài)磷用比色法直接測定；NaOH、NaHCO3和濃鹽酸提取態(tài)磷包含有機和無機兩種形態(tài)，無機磷部分采用鉬藍比色法直接測定；浸提液中加入過硫酸鉀，經(jīng)高壓滅菌鍋(120 kPa，120 ℃)消煮，測定總磷含量，通過總磷減去無機磷計算差值得到有機磷含量[8]。

圖1 不同墾殖年限0～60 cm土層土壤全磷含量變化特征 Fig.1 Changes of soil total phosphorus (TP) content of 0-60 cm soil depth from different reclamation years 不同大寫字母表示同一土層不同墾殖年限在P<0.01水平差異顯著。不同小寫字母表示在P<0.05水平差異顯著。下同。Different capital letters mean significant difference among different treatments at the same soil layer at 0.01 level. Different small letters mean significant difference among different treatments at the same soil layer at 0.05 level. The same below.

1.4 數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析

采用SPSS 19.0和ORIGIN 9.0 對數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析及繪圖，采用單因素方差分析(One-way ANOVA)分析各指標(biāo)的差異性，采用最小顯著差數(shù)法(LSD)進行顯著性檢驗。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同墾殖年限土壤全磷含量變化

土壤全磷包括各種形態(tài)的磷元素，是評判土壤磷庫總量的重要參考指標(biāo)。墾殖導(dǎo)致不同土層土壤TP含量均呈現(xiàn)出降低的趨勢(圖1)。其中，0～20 cm土層變化最明顯，與未開墾天然草地相比，墾殖10年后TP含量極顯著降低16.49%(P<0.01)。墾殖前3年、墾殖3～10年表層土壤全磷含量年減小率分別為2.61%、1.34%，表明土壤TP損失主要集中在墾殖前期，隨墾殖年限增加，其損失速率逐漸減緩。隨土層深度增加，TP含量隨墾殖年限增加其降低幅度逐漸減小，墾殖10年后，20～40 cm和40～60 cm土層TP含量較天然草地分別降低15.31%、11.95%。

2.2 不同墾殖年限土壤磷組分含量變化特征

2.2.1土壤H2O-Pi及NaHCO3-P變化特征 H2O-Pi不僅可直接被作物吸收利用，對作物生長具有較高的有效性，同時作為一種環(huán)境形態(tài)的磷，可直接表征對環(huán)境尤其是水環(huán)境影響的程度[23]。不同土層深度H2O-Pi含量隨墾殖年限增加均呈降低趨勢(表2)，其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3和10年與未開墾天然草地土壤H2O-Pi含量差異達極顯著水平(P<0.01)。墾殖10年后，H2O-Pi含量較未開墾天然草地降低78.98%，墾殖前3年 H2O-Pi年減小率為17.36%，顯著高于墾殖3～10年(8.02%)，表明土壤H2O-Pi損失主要發(fā)生在墾殖前期，墾殖后期其損失速率有所減緩。20～40 cm和40～60 cm土層土壤H2O-Pi隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出類似的變化特征，但其變化幅度和速度均低于0～20 cm土層。

NaHCO3-P是由吸附于多晶磷化合物、倍半氧化物或碳酸鹽表面的無機磷(NaHCO3-Pi)和有機磷(NaHCO3-Po)組成[24]，通常被土壤顆粒吸附在土壤表面，可直接被作物吸收利用。不同土層深度NaHCO3-P含量隨墾殖年限增加均呈降低趨勢(表2)。其中，0～20 cm土層土壤NaHCO3-P含量變化最明顯，墾殖3和10年與未開墾天然草地土壤差異達極顯著水平(P<0.01)，墾殖10年后，NaHCO3-P含量較未開墾天然草地降低了57.43%，墾殖前3年 NaHCO3-P年減小率為11.01%，顯著高于墾殖3～10年(5.20%)，表明土壤NaHCO3-P損失主要發(fā)生在墾殖前期，墾殖后期其損失速率逐漸減緩。隨土層深度增加，20～40 cm和40～60 cm土層土壤NaHCO3-P隨墾殖年限增加呈現(xiàn)出類似的變化特征，但其變化幅度和速度均低于0～20 cm土層。

NaHCO3-P又分為有機、無機兩部分。不同土層深度NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)降低趨勢。其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3年、10年和未開墾天然草地土壤NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po含量均達極顯著水平(P<0.01)，墾殖10年后，NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po較未開墾天然草地分別極顯著減小53.58%、60.93%。隨土層深度增加，NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po變化趨勢減弱。墾殖10年后，20～40 cm土層NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po分別減小53.12%、60.03%，40～60 cm土層NaHCO3-Pi、NaHCO3-Po分別減小39.66%、49.81%，表明可供植物利用的活性有機磷及活性無機磷含量均顯著減少，且有機磷組分變動大于無機磷組分。

表2 不同墾殖年限土壤H2O-Pi及NaHCO3-P含量變化Table 2 Changes of soil H2O-Pi and NaHCO3-P content from different reclamation years (mg·kg-1)

注：不同大寫字母表示同一土層不同墾殖年限在P<0.01水平差異顯著。不同小寫字母表示在P<0.05水平差異顯著。下同。

Note: Different capital letters mean significant difference among different treatments at the same soil layer at 0.01 level. Different small letters mean significant difference among different treatments at the same soil layer at 0.05 level. The same below.

2.2.2土壤NaOH-P及Dil. HCl-Pi變化特征 NaOH-P主要是由通過化學(xué)吸附緊密結(jié)合在土壤Fe、Al化合物表面的無機磷(NaOH-Pi)[23,25]和與土壤中腐殖酸結(jié)合的有機磷(NaOH-Po)[25]兩部分構(gòu)成，用于磷的長期轉(zhuǎn)化，對植物有一定的有效性。不同土層深度NaOH-P含量隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出顯著降低的變化特征(表3)，其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3和10年與未開墾天然草地土壤NaOH-P含量差異達極顯著水平(P<0.01)，墾殖10年后，NaOH-P含量較未開墾天然草地減少26.06%。墾殖前3年，NaOH-P含量年減小率達4.43%，顯著高于3～10年的2.10%，表明NaOH-P損失主要發(fā)生在墾殖前期，墾殖后期其損失速率有所減緩。20～40 cm和40～60 cm土層土壤NaOH-P隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出類似的變化特征，但其變化幅度和速度均低于0～20 cm土層。

NaOH-P又分為有機、無機兩部分。不同土層深度NaOH-Pi、NaOH-Po隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)降低趨勢。其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3年、10年和未開墾天然草地土壤NaOH-Pi、NaOH-Po含量均達極顯著水平(P<0.01)，墾殖10年后，NaOH-Pi、NaOH-Po較未開墾天然草地分別下降18.57%、31.07%。隨土層深度增加，NaOH-Pi、NaOH-Po變化趨勢減弱，墾殖10年后，20～40 cm土層NaOH-Pi、NaOH-Po分別減小14.82%、29.31%，40～60 cm土層NaOH-Pi、NaOH-Po分別減小10.70%、23.23%，表明可供植物利用的活性有機磷及活性無機磷含量均顯著減少，且有機磷組分變化大于無機磷組分。

Dil. HCl-Pi 是與Ca結(jié)合的中穩(wěn)性無機磷。不同土層深度Dil. HCl-Pi含量隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出降低的變化特征(表3)，其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3和10年與未開墾天然草地Dil. HCl-Pi含量差異均達到極顯著水平(P<0.01)，墾殖10年后，Dil. HCl-Pi含量較未開墾天然草地下降16.38%，墾殖前3年 Dil. HCl-Pi年下降率為2.78%，顯著高于3～10年(1.25%)，表明Dil. HCl-Pi損失主要發(fā)生在墾殖前期，而在墾殖后期損失速率有所減緩。隨土層深度增加，墾殖導(dǎo)致Dil. HCl-Pi含量變化的趨勢減弱，墾殖10年后，20～40 cm、40～60 cm土層Dil. HCl-Pi含量較未開墾天然草地分別減小13.16%、10.42%(P<0.01)。

表3 不同墾殖年限土壤NaOH-P和Dil. HCl-Pi含量變化
Table 3 Changes of soil NaOH-P and Dil. HCl-Pi content from different reclamation years (mg·kg-1)

墾殖年限Reclamation periods (yr)土層深度Soil depth (cm)潛在活性磷NaOH-P 潛在活性無機磷NaOH-Pi 潛在活性有機磷NaOH-Po 中穩(wěn)性磷Dil. HCl-Pi00～20475.34±5.47Aa190.50±3.18Aa284.84±2.28Aa271.67±1.45Aa20～40447.92±3.51Aa176.94±2.18Aa270.98±1.33Aa251.63±1.49Aa40～60396.39±5.72Aa165.30±2.83Aa231.09±2.89Aa215.99±3.13Aa30～20412.15±4.52Bb176.09±1.69Bb236.06±2.83Bb248.98±3.00Ab20～40393.83±4.39Bb166.12±2.09Bb227.71±2.30Bb239.18±2.81Bb40～60361.54±5.23Bb160.30±1.83Ab201.25±3.43Bb208.91±1.17Bb100～20351.47±5.78Cc155.12±3.00Cc196.35±2.78Cc227.18±2.91Bc20～40342.29±5.82Cc150.73±3.40Cc191.56±2.42Cc219.50±1.58Cc40～60325.02±4.07Cc147.60±1.41Bc177.42±2.66Cc193.48±2.33Cc

2.2.3土壤Conc. HCl-P及Residual-P變化特征 不同土層深度Conc. HCl-P含量隨墾殖年限增加總體呈降低的變化特征(表4)，其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖3年、10年和未開墾天然草地Conc. HCl-P含量差異達顯著水平(P<0.05)，墾殖10年后，Conc. HCl-P含量較未開墾天然草地降低10.87%(P<0.01)。墾殖前3年 Conc. HCl-P年減小率為1.33%，略高于墾殖3～10年(1.02%)，表明土壤Conc. HCl-P損失主要發(fā)生在墾殖前期，墾殖后期其損失速率逐漸減緩。20～40 cm和40～60 cm土層土壤Conc. HCl-P隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出類似的變化特征，但其變化幅度低于0～20 cm土層。

Conc. HCl-P也可分為有機、無機兩部分。不同土層深度Conc. HCl-Pi、Conc. HCl-Po含量隨墾殖年限增加總體呈降低的變化特征，其中，0～20 cm土層變化最明顯，墾殖10年后，Conc. HCl-Pi、Conc. HCl-Po較未開墾天然草地分別減小8.18%、12.47%(P<0.01)，有機磷組分變化大于無機磷組分。隨著土層深度增加，Conc. HCl-Pi、Conc. HCl-Po變化趨勢與0～20 cm土層類似，但其變化幅度總體呈減小趨勢，20～40 cm土層Conc. HCl-Pi較未開墾天然草地下降8.20%(P<0.01)，20～40 cm、40～60 cm土層Conc. HCl-Po則分別下降11.65%、8.56%(P<0.01)。

殘余態(tài)磷(Residual-P)是土壤中最穩(wěn)定的磷元素形態(tài)，要經(jīng)過濃H2SO4消化土壤(破壞土壤晶格結(jié)構(gòu))浸提剩余在土壤中的閉蓄態(tài)磷[26]，包括其他礦物質(zhì)中的Ca-P和不能提取的Po混合物[4]。不同土層深度Residual-P含量隨墾殖年限增加總體呈增加的變化特征。其中0～20 cm土層最明顯，墾殖3年、10年和未開墾天然草地Residual-P含量差異均達極顯著水平(P<0.01)。與天然草地相比，墾殖10年后0～20 cm土層土壤Residual-P含量上升40.08%。20～40 cm和40～60 cm土層土壤Residual-P隨墾殖年限增加均呈現(xiàn)出類似的變化特征，但增幅均小于0～20 cm土層。

表4 不同墾殖年限土壤Conc. HCl-P及Residual-P含量變化Table 4 Changes of soil Conc. HCl-P and Residual-P content from different reclamation years (mg·kg-1)

2.3 不同墾殖年限土壤磷組分相對含量變化

圖2 不同墾殖年限土壤磷組分相對含量變化Fig.2 Percent of various phosphorus fractions to total-P from different reclamation years

土壤中各形態(tài)磷組分含量及比例各不相同，各形態(tài)磷組分對土壤中全磷和速效磷的貢獻能力也不相同，因此了解不同墾殖年限各形態(tài)磷組分相對含量變化是十分必要的(圖2)。該區(qū)域土壤0～60 cm土層 NaOH-P占全磷總量的30.80%～37.26%，在土壤中的比例最高。從相對含量變化上來看，隨墾殖年限增加，不同土層H2O-Pi、NaHCO3-P、NaOH-P占全磷比例顯著下降，而Dil. HCl-Pi、Conc. HCl-P、Residual-P總體呈上升的趨勢。

3 討論

本研究結(jié)果表明，墾殖導(dǎo)致土壤全磷含量顯著下降，這和林誠等[27]研究結(jié)果一致。這是由于在天然高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)中，土壤中的磷含量沒有人為方式的補給輸入，僅依靠大氣沉降且該區(qū)域大氣磷沉降貢獻微弱[28]，土壤磷含量主要由成土母質(zhì)中的磷含量決定[29]。草地開墾后，土壤磷元素經(jīng)礦化作用轉(zhuǎn)化為有效磷，被作物直接吸收利用；同時連續(xù)的收割也從土壤中帶出較多養(yǎng)分[30]，造成了磷元素含量的損失與減少，加之該區(qū)域為典型的高寒草地生態(tài)系統(tǒng)，冷熱交替，日均溫差大，水蝕、風(fēng)蝕、凍融等綜合作用影響劇烈，導(dǎo)致全磷含量顯著下降[31]。墾殖導(dǎo)致土壤有機磷、無機磷組分呈現(xiàn)顯著降低的趨勢，且有機磷含量降低較無機磷更為顯著，這是由于土壤有機磷主要來自于動植物殘體及其分泌物[32]，其含量多少取決于土壤中有機質(zhì)數(shù)量以及有機質(zhì)分解速率[33]。土壤有機磷含量與有機質(zhì)呈正相關(guān)關(guān)系，隨著天然草地開墾，富含有機質(zhì)的土壤受到侵蝕[35]，作物有機物質(zhì)，尤其是作物根系大量死亡并集中分布在土壤表層[36]，土壤有機質(zhì)分解速度加快，土壤有機磷含量降低[5,34]；且墾殖過程中的翻耕作用破壞了土壤團粒結(jié)構(gòu)，改善了通氣環(huán)境，微生物活性提高，加之作物的栽培，加速有機磷的礦化作用，從而導(dǎo)致了土壤有機磷組分變動大于無機磷組分。

隨墾殖年限的增加，土壤水溶性磷(H2O-Pi)、活性磷(NaHCO3-P)、潛在活性磷(NaOH-P)、中穩(wěn)性磷(Dil. HCl-Pi)、高穩(wěn)性磷(Conc. HCl-P)等各形態(tài)磷組分含量均有不同程度的下降，且下降幅度呈現(xiàn)出H2O-Pi>NaHCO3-P>NaOH-P>Dil. HCl-Pi>Conc. HCl-P的特征。墾殖10年間，H2O-Pi及NaHCO3-P含量受墾殖影響最大，這主要是由于H2O-Pi和NaHCO3-P是作物吸收最有效的磷源，在土壤磷元素中最易受到各種因素影響[15]，能被作物和微生物直接利用或轉(zhuǎn)化[23]，故隨著墾殖年限增加，H2O-Pi及NaHCO3-P含量損失最大。賈莉潔等[37]和苗淑杰等[38]研究表明，O-P和Al-P也是作物生長的潛在磷源，NaOH-P作為緊密結(jié)合在土壤Fe、Al化合物表面的無機磷和土壤中腐殖酸結(jié)合的有機磷兩部分構(gòu)成的潛在活性磷，隨著墾殖年限增加其絕對含量也顯著降低，這是由于NaOH-P在無外源磷元素補充、其他活性較高的磷元素形態(tài)不能滿足作物生長需求的情況下能被活化、為作物吸收利用，對土壤活性磷庫具有補充作用，在土壤供磷中起著重要的緩沖作用[24]，故隨墾殖年限增加其含量也顯著降低。而土壤穩(wěn)定性磷元素(Dil. HCl-Pi、Conc. HCl-P)隨墾殖年限增加其含量也有所減少，這是由于在土壤中的活性及潛在活性磷元素被作物耗竭的情況下，促進了穩(wěn)定性磷元素的釋放，這在一定程度上對于補給作物可利用的磷源起到了一定的作用[39]。而墾殖10年后，土壤Residual-P含量極顯著上升，可能是由于作物利用有效磷的同時，還會引起Residual-P的固定[40]。

從土壤剖面來看，0～20 cm表層土壤受墾殖影響最明顯，這主要是表層土壤受環(huán)境和植物同化產(chǎn)物影響而最易發(fā)生變化，且墾殖過程中的翻耕作用對表層土壤結(jié)構(gòu)及性能的影響較底層土壤(20～40 cm、40～60 cm)更為顯著。表層土壤有機質(zhì)豐富、通氣狀況好，微生物活性強[41]，土壤中強烈的微生物活動促進了養(yǎng)分之間的轉(zhuǎn)化，且草地凋落物的歸還以及根系分泌物促進了對磷的活化[42]，故0～20 cm土層土壤受墾殖影響更為顯著。

從相對數(shù)量來看，NaOH-P占全磷總量的30.80%～37.26%，在土壤中的比例最高，表明該區(qū)域土壤潛在、可供轉(zhuǎn)化的磷元素較多，是土壤磷最主要的儲存庫，這與楊小燕等[43]關(guān)于典型黑土區(qū)土壤磷元素形態(tài)及有效性研究結(jié)果一致。從相對含量變化上來看，隨墾殖年限增加，不同土層H2O-Pi、NaHCO3-P、NaOH-P占全磷比例顯著下降，而Dil. HCl-Pi、Conc. HCl-P、Residual-P呈不顯著上升趨勢。有研究表明，各磷組分之間可相互轉(zhuǎn)化，作物有效磷源的多少取決于各磷組分之間的含量及轉(zhuǎn)化方向[29]。本研究中，H2O-Pi、NaHCO3-P、NaOH-P為作物吸收最有效和潛在可供轉(zhuǎn)化的磷源，受墾殖的影響直接被作物吸收利用導(dǎo)致其相對含量顯著下降。滕澤琴等[44]研究發(fā)現(xiàn)，作物對磷元素的利用刺激穩(wěn)定性磷元素向活性磷元素轉(zhuǎn)化，而本研究中，隨墾殖年限增加穩(wěn)定性磷元素(Dil.HCl-Pi、Conc.HCl-P)及Residual-P絕對含量有所下降，而相對含量呈不顯著上升趨勢，穩(wěn)定性磷元素有積累的趨勢，這可能是由于土壤中磷礦化和微生物分解形成較多次生磷礦物，表明隨墾殖年限增加潛在的土壤肥力也有所降低。這與吳榮貴等[5]和王瑞等[45]研究結(jié)果一致。

此外，研究還發(fā)現(xiàn)，墾殖對土壤全磷及各形態(tài)磷元素影響主要集中在前期(墾殖前3年)，這是由于墾殖初期的人為耕作破壞了天然高寒草地草氈表層，土壤環(huán)境發(fā)生劇烈變化，長年積累的土壤養(yǎng)分礦化分解速度加快[46]，導(dǎo)致了土壤磷元素，尤其是受環(huán)境表征影響較大的H2O-P和NaHCO3-P含量的大幅降低；另一方面，作物生長吸收養(yǎng)分速度大于其補充速度[47]，使得土壤磷元素含量在墾殖初期大幅度降低。隨墾殖年限的增加，土壤全磷及各形態(tài)磷組分減少率逐步降低。

綜上所述，土壤磷元素水平的變化與墾殖年限有著密切關(guān)系，在無外部磷源補充的情況下，草地的開墾在一定時間范圍內(nèi)導(dǎo)致土壤磷元素含量下降的趨勢是不可避免的，在未來一定時期內(nèi)可通過擴大土壤磷庫，提高土壤磷元素供應(yīng)能力，適當(dāng)增加磷肥的投入來維持土壤磷元素供應(yīng)能力，有效提高磷肥利用率及磷元素有效性等措施防止這種趨勢的延續(xù)。同時，從維持生態(tài)平衡的角度出發(fā)，慎重對待草地開墾行為，保護好現(xiàn)有天然草地資源，采取科學(xué)合理的農(nóng)業(yè)管理及生物保護措施，對于生態(tài)系統(tǒng)持續(xù)穩(wěn)定發(fā)展有著重大意義[48]。