随着愈发强烈的化工、交通和焚烧等人为活动，越来越多的磷进入大气(Mahowald et al., 2005; Wang et al., 2015).这部分磷在降水和沉淀等作用下重新进入到地表，成为土壤肥力的重要来源，也是生态系统磷循环的重要途径.有研究表明，全球降水驱动下的年均磷沉降量约为0.6 kg · hm^-2 · a^-1，最大则高达2.7 kg · hm^-2 · a^-1(Tamatamah et al., 2005; Runyan et al., 2013)，并且随着化石燃料、畜牧养殖和工业化发展，全球磷输入量还会持续、快速增长(Bouwman et al., 2009).然而，输入量的增大并不意味着土壤磷含量会显著升高(González-Sanchis et al., 2015)，因为土壤磷动态还与其输出和截留过程显著相关.土壤磷会在强烈的降水作用下发生淋溶输出或迁移，而且输入量越大，土壤磷淋溶量也会随之增大(Svanbäck et al., 2013).现有研究表明，土壤磷的年均淋溶输出量为0.03~1.09 kg · hm^-2 · a^-1(Djodjic et al., 2004)，在磷含量较高的土壤磷淋溶输出量甚至高达5.0 kg · hm^-2 · a^-1(Fortune et al., 2005).尽管有研究报道了磷沉降及其对生态系统的重要性(Elser et al., 2007;Serrano et al., 2014)，但大部分研究更加关注磷的沉降输入(Camarero et al., 2012; Brown et al., 2011)，只有极少的研究注意到磷随降水过程的输入，以及其与土壤磷含量及其相关的土壤磷淋溶输出和磷截留过程(González-Sanchis et al., 2015).更为重要的是，我国大部分区域均为雨热同季的季风性气候，降雨量相对较少的旱季有利于土壤磷素的积累，但雨季期间强烈的冲刷、淋溶作用对处于生长高峰期的植被的磷素需求造成了严重威胁(Crous et al., 2015).这些季节性的沉降输入、淋溶输出和土壤截留的差异不仅对进一步认识磷沉降背景下土壤磷的相关过程的响应具有重要的意义，而且可为区域森林土壤磷元素管理提供基础数据.

四川盆地的气候属典型的亚热带季风气候，全年降水从冬季到秋季逐渐增多，雨热同期的气候特征极为明显(刘照光等，1981).桢楠(Phoebe zhennan)和马尾松(Pinus massoniana)等乡土树种作为四川盆地林业生产中重要的人工林类型，在区域生态和经济建设中具有举足轻重的作用.随着磷沉降输入量的增加，人工林土壤对磷的截留能力增强一方面能缓解该区域土壤“缺氮少磷”的现状，提高人工林生产力，另一方面还能有效缓解紧邻水体的营养化问题(杨龙元等，2007;葛晓敏等，2013).反之，不但会增大人工林生产压力，甚至会造成更为严重的面源污染.因此，充分认识季节性降水环境下土壤磷淋溶输出和磷截留的特征，不仅可以深入了解磷沉降情景下生态系统的响应过程，而且可为区域人工林可持续经营与管理提供一定的理论依据.为此，本文以区域内典型桢楠和马尾松人工林为研究对象，以季节性周期降水和植物生长的物候时期为基础，采用土柱原位培养法实地监测林地土壤在雨季、旱季的不同关键时期对降水驱动下的磷输入的截留和土壤磷淋溶输出的动态过程.

桢楠(P. zhennan)人工林研究样地位于都江堰灵岩山(103°36′E，31°1′N，海拔1050 m)，属于中亚热带湿润性季风气候，年均温15.2 ℃，最高气温(7月)31.6 ℃，最低气温(1月)-1.4 ℃，年降水量1200~1800 mm.每年11月至翌年4月多干燥寒冷天气，5—10月多阴雨天气.林下主要灌木有光叶海桐(Pittosporum glabratum)、胡枝子(Lespedeza bicolor)、针刺悬钩子(Rubus pungens)、野花椒(Zanthoxylum simulans)和十大功劳(Mahonia fortunei)；草本主要为扁竹根(Iris japonica)、欧洲蕨(Pteridium aquilinum)、麦冬(Ophiopogon japonicus)、莎草(Cyperus rotundus)和芒萁(Dicranopteris dichotoma)等.土壤为发育在沙岩上的黄壤，土层70~100 cm，pH 4.9±0.3，总有机碳含量(19.8±1.2)g · kg^-1，全氮含量(1.4±0.2)g · kg^-1，全磷含量(0.9±0.1)g · kg^-1.

马尾松(P. massoniana)人工林样地设于宜宾市高县来复镇(104°33′E，28°35′N，海拔442 m)，同属中亚热带湿润季风气候，年均气温18.1 ℃，最高气温(7月)36.8 ℃，最低气温(1月)7.8 ℃，年均降水量1021 mm.林下灌木主要有梨叶悬钩子(Rubus pirifolius)、枹栎(Quercus serrate)、油樟(Cinnamomum longepaniculatum)、野桐(Mallotus japonicus)、铁仔(Myrsine africana)、茶荚蒾(Viburnum setigerum)和展毛野牡丹(Melastoma normale)等；草本主要有金星蕨(Parathelypteris gl and uligera)、芒(Miscanthus sinensis)、芒萁(Dicranopteris dichotoma)、皱叶狗尾草(Setaria plicata)和淡竹叶(Lophatherum gracile)等.土壤为发育在砂岩上的山地黄壤，土层40~60 cm，pH 4.3±0.4，总有机碳含量(16.3±1.5)g · kg^-1，全氮含量(0.7±0.1)g · kg^-1，全磷含量(2.0± 0.3)g · kg^-1(王文君等，2015).

分别在桢楠和马尾松人工林内选取坡度、坡向和地表植被类型相似的3个间距约500 m、面积为100 m²(10 m×10 m)的平行样地，采用5点法在样方顶点和中心将PVC管(高30 cm，直径11 cm)垂直打入土壤，使土壤充满PVC管，并在尽可能保持土壤原状结构的情况下小心取出土柱，立即用孔径为0.15 mm的尼龙布封住土柱上下端口(阻止凋落物输入，并保障土壤正常的水、气交换)，随即设置5根空的PVC管(无土芯)作为空白对照.封闭后，在各个土柱的下端安装一个淋溶收集装置(收集装置容积为5 L，以保证完全采集各个时期内的淋溶水)，随后将每个样地内的土柱按照“空芯+土芯”分为5组原位埋在样地内(土柱上端管口距地表 5cm左右，以防止地面水分溅入土柱).样地于2013年9月20—25日布设完毕，经过3个月原位培养后(使PVC管内的土壤理化性质尽可能的接近原土)，于2013年12月22日排尽各淋溶收集装置内的水并用蒸馏水清洗干净，加入1滴1 g · L^-1的HgCl₂后开始收集雨水和土壤淋溶水(Hanselman et al., 2004).

以都江堰市和宜宾市高县多年降雨资料(中国气象网)(图 1)和研究团队前期的监测结果为参考(王文君等，2015)，结合我国农历24节气将实验采样周期划分为旱季早期(Early Dry Season，EDS，2013年12月22日—2014年3月21日，61 d)、旱季末期(Late Dry Season，LDS，2014年3月21日—4月23日，61 d)、雨季早期(Early Rainy Season，ERS，2014年4月23日—6月7日，45 d)、雨季中期(Mid Rainy Season，MRS，2014年6月7日—10月23日，138 d)、雨季末期(Late Rainy Season，LRS，2014年10月23日—12月22日，60 d)5个关键时期.采样时用1 L量筒无损采集收集装置内各个关键时期累积的穿透水和淋溶水，测定体积后混匀穿透水、淋溶水样品，并用200 mL干燥塑料瓶采集[(空白×1+土柱×1)]×3=6个混合水样，实测水量如图 2所示.采得的水样正放于放有冰袋的保温箱中24 h内运回实验室，每次采样后在收集器中加入1滴1 g · L^-1的HgCl₂，以抑制样液在收集器中的微生物和酶触转化(陈克云等，2011).将带回的水样用量筒测定体积后用真空水泵经0.45 μm玻璃纤维素滤膜抽滤，将滤液体积不足200 mL的水样定容至200 mL，随即加入1滴1 g · L^-1的HgCl₂后密封贮存于4 ℃冰箱中待测.

图1(Fig.1)

图1 高县(GX)和都江堰(DJY)2010—2014年降雨情况(图中不同灰度的5个条带分别代表雨季和旱季不同时期，白色折线分别表示都江堰和高县各个关键时期的平均降水量，从左到右依次为2010—2014年) Fig.1 Variation of precipitation from 2010 to 2014 in Dujiangyan and Gaoxian(Different gray backgrounds represent five key periods，the solid line indicate the mean precipitation in different key periods)

图2(Fig.2)

图2 四川盆地桢楠和马尾松人工林内降雨量、土壤渗水量和土壤截留量的季节动态(EDS：旱季早期；LDS：旱季末期；ERS：雨季早期；MRS：雨季中期；LRS：雨季末期；下同) Fig.2 Variation of the water input，output and retention in soil of P. zhennan and P. Massoniana plantations in Sichuan Basin

水样中水溶性全磷采用碱性过硫酸钾氧化-钼酸铵分光光度计法(GB 11893-89)测定，水溶性反应磷采用异丁醇萃取-钼蓝比色法测定(鲁如坤，2000).根据金相灿等(2006)的研究，本实验相关的计算如下：

获得的数据采用Excel进行换算，采用SPSS 17.0进行分析.根据分析要求，实验数据首先采用Kolmogorov-Smirnov检验其是否符合正态分布，若不符则进行相应转换.采用独立样本T检验(Independent T test，T-Test)对比桢楠和马尾松人工林土壤磷输入量、土壤磷输出量和截留量之间的差异.采用单因素方差分析(One-way ANOVA)检验磷输入量、土壤磷输出量和截留量在不同关键时期的差异性.降雨量和渗水量与磷输入量、土壤磷输出量和截留量的相关性则采用Pearson相关性分析.界定p< 0.05为显著水平，p < 0.01为极显著水平.本文用图采用Excel制定.

桢楠和马尾松林土壤TDP的输入量分别为3.75 kg · hm^-2 · a^-1和4.07 kg · hm^-2 · a^-1(p=0.622)(表 1).桢楠和马尾松林地土壤的TDP输入过程主要集中于旱季早期、旱季末期和雨季早期，占到全年总输入量的98.74%以上，且随关键时期呈逐渐递增的趋势(图 3)，雨季中期和雨季末期的TDP输入量几乎为0.两林地土壤TDP淋溶输出过程与输入过程变化趋势一致，桢楠和马尾松林土壤TDP淋溶输出量分别为1.10 kg · hm^-2 · a^-1和3.23 kg · hm^-2 · a^-1，都 表现为雨季早期>旱季末期>旱季早期>雨季中期>雨季末期，且雨季中期和雨季末期的TDP淋溶输出量也都几乎为0.桢楠林的土壤TDP截留量为2.65 kg · hm^-2 · a^-1，从旱季早期至雨季早期，土壤对TDP的截留量呈上升趋势.马尾松林土壤在旱季末期的TDP截留量最大，为1.19 kg · hm^-2，雨季早期的土壤表现为净流失，流失量为0.39 kg · hm^-2.

表1(Table 1)

表1 桢楠和马尾松林旱季、雨季和全年的土壤水、水溶性全磷、水溶性有机磷和水溶性反应磷的输入、输出和截留动态 Table 1 Input，output and retention of soil water，total dissolved phosphorus，dissolved organic phosphorus and dissolved reactive phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations during dry season，rainy season and the entire year

表1 桢楠和马尾松林旱季、雨季和全年的土壤水、水溶性全磷、水溶性有机磷和水溶性反应磷的输入、输出和截留动态 Table 1 Input，output and retention of soil water，total dissolved phosphorus，dissolved organic phosphorus and dissolved reactive phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations during dry season，rainy season and the entire year 指标 人工林类型 数据类型 各季节取值 旱季 雨季 全年 输入量 25.83±0.61c 37.01±0.30b 62.84±0.75a 桢楠林 输出量 7.03±0.21c 21.35±0.66b 28.38±0.82a 截留量 18.80±0.56b 15.66±0.75b 34.46±0.74a 水量/mm 输入量 33.45±1.18b 29.59±0.81c 63.04±1.86a 马尾松林 输出量 14.98±0.15c 20.19±0.50b 35.17±0.46a 截留量 18.47±1.09b 9.40±1.27c 27.87±2.30a 输入量 1.20±0.44c 2.56±0.14b 3.75±0.47a 桢楠林 输出量 0.38±0.19b 0.72±0.13c 1.10±0.28a TDP/ 截留量 0.82±0.56c 1.83±0.18b 2.65±0.67a (kg · hm-2) 输入量 1.79±0.24b 2.27±1.57b 4.07±1.80a 马尾松林 输出量 0.58±0.49b 2.65±0.59a 3.23±0.81a 截留量 1.21±0.31a -0.37±1.73b 0.84±1.58ab 输入量 1.06±0.06c 2.47±0.01b 3.53±0.06a 桢楠林 输出量 0.38±0.02c 0.70±0.01b 1.08±0.03a DOP/ 截留量 0.69±0.07c 1.76±0.02b 2.45±0.08a (kg · hm-2) 输入量 1.71±0.03c 2.24±0.17b 3.95±0.20a 马尾松林 输出量 0.55±0.05c 2.69±0.07b 3.24±0.10a 截留量 1.15±0.05a -0.45±0.19c 0.70±0.18b 输入量 0.06±0.01c 0.08±0.01b 0.15±0.01a 桢楠林 输出量 0.01±0.00b 0.04±0.01a 0.04±0.01a DRP/ 截留量 0.06±0.01b 0.05±0.01b 0.10±0.00a (kg · hm-2) 输入量 0.08±0.01ab 0.04±0.00b 0.12±0.01a 马尾松林 输出量 0.06±0.00a 0.03±0.01b 0.08±0.00a 截留量 0.03±0.01a 0.01±0.01b 0.03±0.01a  注：同行不同字母表示变异来源间差异显著(p<0.05);TDP、DOP、DRP全年一列数据单位为kg · hm-2 · a-1 .

图3(Fig.3)

图3 四川盆地桢楠和马尾松人工林土壤水溶性全磷输入、输出和截留量的季节动态(不同大、小写字母表示变异来源(人工林类型、时期)间差异显著(p<0.05)，下同) Fig.3 Seasonal variation of input，output and retention of soil total dissolved phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations in Sichuan Basin

桢楠和马尾松林土壤DOP的输入量分别为3.53和3.95 kg · hm^-2 · a^-1(表 1)，两种林地的土壤DOP输入过程具有相似的季节动态，旱季早期至雨季早期的DOP输入量逐渐增加(图 4)，在这3个时期，两种人工林的输入量分别占DOP全年总输入量的99.12%和98.83%，雨季中期和雨季末期的DOP输入量都急剧降低到了0.01 kg · hm^-2.两种人工林土壤DOP的淋溶输出量分别为1.08和3.18 kg · hm^-2，且季节动态过程与输入过程的变化趋势极为相似，3个高峰期的输出量占全年的在97.90%以上.桢楠林区土壤对DOP的截留量为2.45 kg · hm^-2，这是马尾松林区土壤DOP截留量的3.5倍，从旱季早期至雨季早期，桢楠林土壤的DOP截留量随时期逐渐增加，降雨时期和雨季末期降至0左右.马尾松林区土壤DOP截留的季节动态与TDP截留动态一致，但净流失量比该时期的TDP净流失量高0.08 kg · hm^-2.

图4(Fig.4)

图4 四川盆地桢楠和马尾松人工林土壤水溶性有机磷输入、输出和截留量的季节动态 Fig.4 Seasonal variation of input，output and retention of soil dissolved organic phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations in the Subtropical Evergreen Broad-Leaved Forest in Sichuan Basin

桢楠和马尾松林土壤DRP的输入量分别为0.146 kg · hm^-2 · a^-1和0.118 kg · hm^-2 · a^-1(表 1).旱季末期和雨季早期是桢楠林土壤DRP输入的高峰期，其输入量占全年总输入量的98.24%，雨季早期以前桢楠林土壤无机氮的输入过程都呈渐增趋势，进入雨季中期后，DRP的输入量骤降至0.004 kg · hm^-2，雨季末期为0.009 kg · hm^-2(图 5).马尾松林土壤DRP输出大小次序为旱季末期(0.055 kg · hm^-2)>雨季早期(0.029 kg · hm^-2)>旱季早期(0.028 kg · hm^-2)>雨季中期(0.005 kg · hm^-2)>雨季末期(0.001 kg · hm^-2).桢楠和马尾松林土壤DRP全年的淋溶输出量分别为0.044 kg · hm^-2 · a^-1和0.085 kg · hm^-2 · a^-1.桢楠林土壤雨季早期的土壤DRP淋溶量最大，雨季末期次之，旱季末期和雨季中期的DRP淋溶输出量分别为0.006 kg · hm^-2和0.004 kg · hm^-2.马尾松旱季末期的土壤DRP淋溶量最大，为的0.055 kg · hm^-2，旱季早期和雨季中期的土壤DRP淋溶输出量分别为0.028 kg · hm^-2和0.029 kg · hm^-2.桢楠林土壤旱季末期和雨季早期的DRP截留量最高，分别为0.053 kg · hm^-2和0.056 kg · hm^-2，雨季中期和雨季末期都表现为净流失，最大流失量为0.008 kg · hm^-2.马尾松林土壤DRP截留能力随不同关键时期逐渐减少，且雨季末期表现为净流失.

图5(Fig.5)

图5 四川盆地桢楠和马尾松林土壤水溶性反应磷输入、输出和截留量的季节动态 Fig.5 Seasonal variation of input，output and retention of soil dissolved reactive phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations in the Subtropical Evergreen Broad-Leaved Forest in Sichuan Basin

大气磷随降水过程输入陆地及水生生态系统在缓解土壤养分限制尤其是磷限制方面有着不可替代的作用和地位(Ott et al., 2012).本研究中，四川盆地桢楠和马尾松人工林地区土壤在降水作用驱动下的TDP输入量分别为3.75和4.07 kg · hm^-2 · a^-1(表 1)，且两地的输入量差异不显著(p=0.622).该研究结果比较接近杨龙元等(2007)在太湖地区的研究结果(3.95 kg · hm^-2 · a^-1).但比翟水晶等(2009)的研究高出近5倍.这可能是由于桢楠和马尾松人工林都位于人口密集的城市郊区，较为强烈的人为活动和风沙扬尘等增加了区域内大气中含磷颗粒物的含量，导致输入量增大，因为大气颗粒物是磷沉降输入的主要来源(Mahowald et al., 2005).

降水过程作为大气磷输入重要的影响因素，降水过程的季节性变化使得大气磷输入过程呈现季节动态(Brown et al., 2011)，本研究也得到了类似结论，且研究区域内降雨驱动的磷输入过程主要集中于旱季和雨季早期，期间的输入过程有随时期显著增加的趋势(图 3).土壤对磷的截留效益也集中体现在该时期，所不同的是桢楠林土壤对磷的截留量随旱季早期、旱季末期和雨季早期呈显著增加趋势，雨季中期和雨季末期土壤对TDP和DOP截留量降至0，而DRP的截留量则为负，表现为净流失(图 5).出现这一现象的原因一方面是雨季期间的降雨频次高，空气湿度过大，造成大气中磷含量降低(Eger et al., 2013)，并且在频繁的降雨作用下，粉尘会就近沉降；另一方面是因为雨季期间雨量大、历时长、频次高，对土壤的冲刷作用增强，所以截留量就随之急剧降低(杨龙元等，2007).马尾松林土壤在雨季早期对TDP和DOP的截留作用为负是因为土壤中的有机组分分解过程从该时期开始增加(王文君等，2015)，增大了土壤基质中的磷组分含量，并在淋溶作用下大量输出，致使土壤磷流失.

研究结果还表明，四川盆地亚热带桢楠和马尾松林磷输入量与降水过程有正相关关系，尤其DRP输入量与降水过程呈显著相关(p<0.01).此外，桢楠林土壤的DRP截留量与降雨量呈显著正相关(p<0.01)，土壤TDP和DOP的截留量与降雨量不相关，而马尾松林土壤TDP、DOP和DRP的截留作用与降雨量的关系正好与桢楠林相反.这一方面可能是因为马尾松林土壤粒径更大、孔隙结构更为发达(康冰等，2009;李强等，2008)，另一方面就是在截留作用中DOP是主要截留对象，这很大程度上决定了TDP截留量.此外，除马尾松林土壤DOP的截留量外，土壤对大气磷组分输入的截留能力与大气对应磷组分的输入量有显著正相关关系(p<0.01)(表 2).造成马尾松林土壤TDP截留量与输入量显著相关，而在TDP中占72.13%以上的DOP的截留量与输入量相关性不显著的原因是在高量DOP输入的同时(雨季早期)，产生了较高的DOP输出，使土壤截留量呈净流失状态，而DRP的截留量虽同样有所降低，但Person相关性检验中仍处于较高截流水平(表 2).

表2(Table 2)

表2 桢楠和马尾松林内降水驱动的磷输入、淋溶输出和截留量的相关性分析结果 Table 2 Results of correlation analysis of input，output and retention of phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations

表2 桢楠和马尾松林内降水驱动的磷输入、淋溶输出和截留量的相关性分析结果 Table 2 Results of correlation analysis of input，output and retention of phosphorus in P. zhennan and P. massoniana plantations 输入量 输出量 截留量 水分 TDP DOP DRP 水分 TDP DOP DRP 水分 TDP DOP DRP 水分 1.00 输入量 TDP 0.31* 1.00 DOP 0.28 0.98* * 1.00 DRP 0.57* * 0.87* * 0.90* * 1.00 水分 0.41* * 0.46* * 0.48* * 0.39* * 1.00 桢楠林 输出量 TDP 0.33* 0.88* * 0.92* * 0.90* * 0.43* * 1.00 DOP 0.37* 0.97* * 0.99* * 0.94* * 0.46* * 0.95* * 1.00 DRP 0.17 0.83* * 0.85* * 0.70* * 0.71* * 0.80* * 0.81* * 1.00 水分 0.94* * 0.16 0.12 0.47* * 0.07 0.20 0.23 -0.09 1.00 截留量 TDP 0.28 0.98* * 0.94* * 0.80* * 0.44* * 0.77* * 0.92* * 0.79* * 0.13 1.00 DOP 0.24 0.98* * 0.99* * 0.88* * 0.48* * 0.91* * 0.98* * 0.85* * 0.08 0.95* * 1.00 DRP 0.62* * 0.78* * 0.81* * 0.98* * 0.26 0.83* * 0.88* * 0.53* * 0.58* * 0.72* * 0.79* * 1.00 水分 1.00 输入量 TDP 0.36* 1.00 DOP 0.43* * 0.86* * 1.00 DRP 0.71* * 0.59* * 0.67* * 1.00 水分 0.89* * 0.38* 0.46* * 0.48* * 1.00 马尾松林 输出量 TDP -0.07 0.67* * 0.82* * 0.29 0.05 1.00 DOP -0.08 0.69* * 0.85* * 0.29 0.02 0.96* * 1.00 DRP 0.78* * 0.60* * 0.78* * 0.91* * 0.69* * 0.40* * 0.38* * 1.00 水分 0.97* * 0.32* 0.38* * 0.77* * 0.75* * -0.12 -0.12 0.76* * 1.00 截留量 TDP 0.54* * 0.51* * 0.16 0.43* * 0.42* * -0.30* -0.23 0.31* 0.56* * 1.00 DOP 0.89* * 0.18 0.13 0.62* * 0.76* * -0.40* * -0.41* * 0.62* * 0.89* * 0.70* * 1.00 DRP 0.04 0.15 -0.04 0.47* * -0.30* -0.15 -0.13 0.06 0.22 0.36* 0.17 1.00  注：*p<0.05，**p<0.01，n=45.

亚热带常绿阔叶林区域土壤受磷限制情况严重，土壤磷平均含量为0.26~0.82 g · kg^-1(樊纲惟等，2014).然而土壤磷淋溶输出不仅是土壤磷元素地球化学循环不可或缺的生态过程，对于磷限制土壤而言，土壤磷淋溶输出同样是土壤肥力最严重的威胁(Campillo et al., 1999).本研究中，桢楠和马尾松人工土壤在降水作用驱动下的TDP输出量分别为1.10 3.23 kg · hm^-2 · a^-1(表 1)，其中，98.30%都为DOP，该研究结果在Fortune等(2005)的0.03~5.0 kg · hm^-2 · a^-1的土壤磷淋溶流失范围内.但马尾松林土壤TDP淋溶输出量为Djodjic等(2004)研究结果的3倍左右.首先，这可能是因为土壤磷组分的含量差异，桢楠和马尾松林土壤TDP含量分别为78.80和52.13 mg · kg^-1.而Djodjic等(2004)的研究用土TDP含量范围则为3.3~17.0 mg · kg^-1.其次还与土壤自身物理性质有关，土壤粘粒含量越高，水通量越小，TDP截留量也就越大，桢楠和马尾松林土壤的粘粒含量分别为12.75%和16.91%(李强等，2008;康冰等，2009).

土壤水文的季节性动态是土壤磷淋溶输出呈现季节性变化最重要的影响因素(Toor et al., 2005).本研究结果显示，桢楠和马尾松林土壤磷淋溶输出过程主要集中于旱季早期、旱季末期和雨季早期，并且该时期的磷淋溶输出量随以上时期呈递增趋势(图 3).Person相关性分析结果显示，土壤磷组分的淋溶量与该区域的输入量呈显著正相关(表 2)(p<0.01)，这是土壤磷淋溶输出呈现该趋势的主要原因.桢楠林土壤的磷组分淋溶量与淋溶水量呈显著正相关(p<0.01)，而马尾松林仅有土壤DRP的淋溶量与淋溶水量呈显著正相关(p<0.01)，土壤TDP和DOP淋溶量与淋溶水量没有相关性(表 2).其原因依旧可能源自于土壤的物理性质.桢楠林区土壤容重为1.34 g · cm^-3，土壤孔隙度为23.67%(未发表数据)，粘粒含量为16.91%(李强等，2008).以上结果显示，马尾松林区土壤结构更为疏松，这应该是该区域土壤磷淋溶输出量大于桢楠林区的重要原因，因为土壤容重和孔隙结构对土壤养分转移有着重要的影响(秦鱼生等，2009).

研究还发现，桢楠和马尾松林地土壤DRP的淋溶量与TDP淋溶量的比值随雨季早期、雨季中期和雨季末期不断增加.这可能是因为雨热同季的气候利于土壤含磷有机物的降解，该过程增加了土壤DRP含量，在渐增的雨水冲刷下，土壤DRP淋溶量不断增加.此外，雨季的土壤TDP淋溶输出量比旱季高1.90~4.57倍.地表扬尘和土壤中的有机组分降解是土壤磷输入和输出增大的重要原因(王文君等，2015)，其次，还很可能与桢楠(5—6月)和马尾松(4月)的花期有关，花粉等有机成分在风和雨水的作用下进入土壤，并在分解过程中转变成了DOP和DRP等.

四川盆地亚热带桢楠和马尾松人工林地区降水驱动的磷输入过程主要集中于旱季和雨季早期，并有随旱季早期、旱季末期和雨季早期的进程呈逐渐增加的趋势，同时桢楠林土壤磷在这段时期的输入、输出和截留量都呈增加趋势，这利于桢楠的生理生长和营养生长.而马尾松林则处于不利地位，土壤磷在雨季早期开始出现净流失.磷输入量的增加极显著增加了两人工林土壤的磷组分淋溶输出量，土壤对磷组分的截留量随对应组分输入量的增加而增加.桢楠和马尾松林土壤输入的磷组分中70%以上都是DOP，且雨季期间土壤DRP淋溶输出量占TDP输出量的比值随各时期进程而增加，桢楠林雨季末期的土壤DRP淋溶量与TDP淋溶量的比值甚至增至51.67%.在未来大气磷沉降输入量持续增加的背景下，可以缓解桢楠和马尾松林地土壤磷限制情况，但同样也会增加土壤磷淋溶输出，引发水环境磷污染问题.由于磷沉降输入过程具有全球性、长期性和对生态系统的影响存在必然性和复杂性，其输入过程对森林经营与管理的影响还需建立长期的监测、预测模型.