长江水系氮磷生态化学计量学空间变化特征及影响因素

李青倩，袁鹏，杨鹊平，张秀磊，景张牧，涂胜强，高红杰，刘瑞霞

中国环境科学研究院

生态化学计量学是综合生物学、化学和物理学的基本原理，利用生态过程中多重化学元素的平衡关系，研究氮（N）、磷（P）等元素在生态系统过程中的耦合关系的一种综合方法[1-2]。人类活动引起的生物圈N、P输入的不平衡改变了环境（包括大气、土壤和水体）中N与P的摩尔质量比（N:P）。环境中N:P的变化影响了所在生态系统中有机体的新陈代谢和增长速率，最终影响生态系统的结构、功能和生物多样性[3-4]。全球生态系统N:P的失衡通过对全球气候变化的反馈和协同作用，可能会对人类健康、食品安全和全球政治经济的稳定性带来负面影响[4]。

陆地—海洋水生生态系统连续体或河流水系是地球表层关键带的重要组成部分[5]。它由一系列梯级水生景观连接而成，包括源头水区（如多水塘系统和人工池塘系统）、湖泊及水库区、河流及河漫滩区和河口—近海区，是N、P进行生物地球化学循环的重要场所[5-17]。不同尺度上的N、P收支研究表明：N、P从陆地迁移至海洋的过程中，在生物地球化学循环过程的影响下，被大量截留在河流水系中[5-19]。当前对于淡水生态系统N:P的相关研究多集中于富营养化湖泊，重点关注湖泊中N:P的变化对藻类生长的影响[20-23]。有少量研究从全球尺度上探讨了河流水系中N:P的时空衍化规律及其对人类活动和气候变化的响应机制[24-26]。研究表明，人类活动引起的不平衡的N、P输入和河道截留是影响河流水系中N:P时空分布格局及输出的主要原因[24-26]，具体包括土地利用类型的变化、化肥和粪便的施用、大气沉降量的增加、工业及生活污水的排放以及河流水系河道连通性的变化等因素。然而，由于缺乏更多的研究积累，相关研究结果依旧存在较大的不确定性，河流水系中N:P变化对人类活动和气候变化响应机制的特异性仍有待于进一步研究。

长江流域横跨我国东中西三大板块，覆盖沿江19省（市），人口规模和经济总量占据全国“半壁江山”，是我国经济发展的重要引擎。同时，长江流域的水质安全问题，特别是N、P污染导致的地表水体富营养化问题是现阶段面临的最突出的环境问题之一，并对长江口和东海环境产生严重影响[27-28]。但是长期以来，长江流域内的工业和城市点源排放、以化肥和粪便为主的农业面源污染、大气沉降、矿山开采、森林砍伐导致的侵蚀等是造成长江N、P污染的主要驱动力。此外，长江流域的建坝、跨流域调水等活动也大大改变了长江的水文水动力过程，从而影响长江水系（包括河流、湖泊和水库）中N、P的迁移转化与截留及温室气体释放[4,21,26]。由于当前缺乏对长江水系全流域N:P时空分布特征及影响因素的认知，不利于政府在长江流域N、P污染管控中的管理决策。因此，笔者从长江水系干流N:P时空分布特征和不同类型水体的N:P时空分布特征2个方面，阐明长江水系全流域N:P时空分布特征，并识别主要影响因素，以期为长江流域生态保护和高质量发展提供理论支持。

1 研究区与研究方法

1.1 研究区概况

长江流域（90°33'E～122°25'E，24°30'N～35°45'N），西起青藏高原唐古拉山格拉丹东峰，向东汇入中国东海。流域总面积为1.80×106km2，干流全长约6 300 km。干流流经青海省、西藏自治区、四川省、云南省、重庆市、湖北省、湖南省、江西省、安徽省、江苏省、上海市共11个省（区、市）。流域总人口约4亿人，约占全国总人口的1/3，是中国经济社会发展的重要区域。

2010—2019 年，流域控制水文站（大通站）平均径流量为 9.00 ×1011m3/a，占全国河流总流量的64%，平均输沙量为1.21×108t/a，占全国河流总输沙量的34%[29]。长江流域大通站以上划分为金沙江上游流域、雅砻江流域、金沙江下游流域、岷沱江流域、长江上游流域（干流屏山/向家坝—宜昌段）、嘉陵江流域、乌江流域、长江中游流域（干流宜昌—九江/汉口段）、洞庭湖流域、汉江流域、鄱阳湖流域和长江下游流域（干流九江/汉口—大通段），共12个子流域（图1）。

1.2 数据来源与处理方法

数据主要来自2018年长江水系水质监测站的总氮和总磷浓度的监测结果。35个监测站点（干流8个，湖泊4个，其他23个）共计420条月监测数据，覆盖了除雅砻江流域和金沙江下游流域以外的10个子流域（图1）。监测站点对应或邻近的流域控制水文站的径流量和含沙量数据来自《长江泥沙公报2018》[30]。为方便表述，文中关于关键站点和河段的表述，统一采用水文站点名称。

图1 长江流域子流域及关键站点分布Fig.1 Spatial distribution of subwatershed and key monitoring stations in the Yangtze River watershed

为了初步判定影响各河段N:P的潜在因素，本研究基于质量守恒原理，根据上游各水文站点的径流量、含沙量和N:P，模拟相应的下游站点的含沙量和N:P。根据模拟偏差，推测影响各河段N:P的潜在因素。模拟偏差计算公式如下：

采用SPSS 24.0软件完成数据的统计分析。其中，方差分析（ANOVA）的显著性水平为0.05。数据绘图利用Arcgis Map 10.2和Origin 2018软件完成。

2 结果

2.1 长江水系干支流N:P的时空分布特征

长江干流的年均N:P从上游到下游呈下降趋势，为 262±107（直门达站）～41±6（九江站），均值为92±78，大通站输出的 N:P 为 47±16（图2）。长江上游的N:P年均值显著高于长江中下游（P<0.05）。其中，以直门达、石鼓和攀枝花站为代表的长江上游的N:P年均值为165±94；以朱沱、寸滩和宜昌/沙市站为代表的长江中游的N:P年均值为52±6；以九江和大通站为代表的长江下游的N:P较低，年均值为44±4。

图2 长江水系干流关键站点N:P分布特征Fig.2 N:P distribution pattern of key monitoring stations in the Yangtze River mainstream

长江干流枯水期N:P为34～452，平均值为106±97；丰水期 N:P 为27～368，平均值为 79±61。枯水期N:P是丰水期的1.34倍。从上游到下游，长江干流各站点丰、枯水期的N:P差异越来越小（图2）。长江上游（直门达、石鼓和攀枝花站）枯水期N:P是丰水期的1.41～1.77倍；长江中下游（朱沱、寸滩、宜昌/沙市、九江和大通站）枯水期N:P是丰水期的0.90～1.46倍。与各站点丰水期N:P相比，直门达、石鼓、攀枝花、朱沱、大通站枯水期N:P变化率为13%～77%；寸滩、宜昌/沙市和九江站枯水期N:P变化率为-10%～-1%。

嘉陵江流域（北碚站）N:P年均值为83±32，枯水期N:P是丰水期的1.38倍。乌江流域（武隆站）N:P年均值为72±23，枯水期N:P是丰水期的0.75倍。汉江流域（皇庄站）N:P年均值为61±44，枯水期N:P是丰水期的1.70倍。

2.2 不同类型水体N:P的时空分布特征

长江水系河流与典型湖泊水体的 N:P如表1所示。由表1可知，长江水系典型湖泊（洞庭湖和鄱阳湖）水体的N:P 年均值分别为56±24和81±120，显著低于长江河流（包括干流及支流）水体（P<0.05）。但长江水系典型湖泊（洞庭湖和鄱阳湖）水体的N:P年均值与长江中下游河流水体（53±24）无显著性差异（P>0.05）。洞庭湖与鄱阳湖的N:P年均值分别为 53±16 和 59±29，无显著性差异（P>0.05）。其中，洞庭湖入湖河流N:P年均值为79±55，显著高于洞庭湖水体（P<0.05）；鄱阳湖入湖河流N:P年均值为34±16，显著低于鄱阳湖水体（P<0.05）。

表1 长江水系河流与典型湖泊水体的N:PTable 1 Values of N:P in rivers and typical lakes in the Yangtze River network

长江水系典型湖泊（洞庭湖和鄱阳湖）枯水期N:P为丰水期的0.85倍，长江河流枯水期N:P是丰水期的1.07倍。洞庭湖枯水期N:P为丰水期的0.87倍，鄱阳湖枯水期N:P为丰水期的0.82倍。洞庭湖入湖河流枯水期N:P为丰水期的0.95倍，鄱阳湖入湖河流枯水期N:P为丰水期的1.15倍。

枯水期，长江河流N:P为长江湖泊的1.64倍，洞庭湖入湖河流N:P是洞庭湖的1.56倍，鄱阳湖入湖河流N:P是鄱阳湖的0.69倍；丰水期，河流N:P为湖泊的1.30倍，洞庭湖入湖河流N:P是洞庭湖的1.44倍，鄱阳湖入湖河流N:P是鄱阳湖的0.49倍。

3 讨论

3.1 长江上游各河段N:P空间变化的主控因素

输入源的N:P以及水体中N和P的相对去除效率决定了水体中N:P[24]。水体中N和P的输入源主要分为点源和面源。长江流域N和P的面源输入包括农业面源、城市面源、大气沉降、地质风化以及“三磷”（磷矿、磷化工企业、磷石膏库）输入[27,31]。水体中N的去除过程主要包括反硝化过程、厌氧氨氧化过程和永久性埋藏，P的去除过程则主要是埋藏[24,32]。N和P的相对去除率由水体中N和P的生物地球化学循环过程以及水文水动力学条件共同决定[24,32]。

2018年直门达站的径流量为石鼓站的39%，输沙量为石鼓站的38%，年均含沙量为1.01 kg/m3，与石鼓站年均含沙量接近（1.03 kg/m3）[30]。直门达—石鼓河段输沙量与径流量同步增长，说明尽管该河段具有较高的含沙量，但仅有少部分泥沙被截留在河段。该河段N:P年均值从262±107降为158±90（图2），说明具有较低的N:P输入，或河段内N的去除率高于P。直门达—石鼓河段流经青海、西藏、云南和四川，区域人口稀少，受到人类活动的影响较小。由于直门达—石鼓河段仅有少部分泥沙被截留，即该河段颗粒态N和颗粒态P的截留率较低。Wang等[33]通过测定高寒地区河水溶存态氮气（N2）和氧化亚氮（N2O）浓度，量化了高寒地区河流通过N2和N2O释放过程的N去除率约为48%。因此，同为高寒地区河流的直门达—石鼓河段也可能存在类似的生物地球化学过程，相应的N去除率有待进一步研究和量化。

2018年石鼓—攀枝花河段径流量由515×108m3/a增至 691×108m3/a，输沙量由 0.53×108t/a 降为 0.03×108t/a，年均含沙量由 1.03 kg/m3降为 0.05 kg/m3，说明有94%的泥沙被截留在该河段。泥沙的沉积与埋藏会有效地去除河道水体中的P，进而提高河道中的N:P[26]。而石鼓—攀枝花河段的N:P不增反降（图2），说明该河段存在较低的N:P输入源或相对较高的N去除率。

2018年攀枝花站的径流量为朱沱站径流量的22%，输沙量为朱沱站的5%，说明沿途雅砻江和岷沱江的汇入显著影响了攀枝花—朱沱河段的泥沙含量。该河段N:P的降低，可能是由于具有低N:P的雅砻江和岷沱江的汇入导致的。

3.2 长江中下游各河段N:P空间变化的主控因素

2018年朱沱站径流量为寸滩站的82%，嘉陵江北碚站径流量为寸滩站的18%，二者合计占寸滩站径流量的100%。结合长江中下游干支流主要监测站点的年径流量，模拟计算了长江中下游干流监测站点的N:P和含沙量（图3）。寸滩站N:P和含沙量的模拟偏差低于±10% ，说明朱沱—寸滩河段N:P和含沙量的变化主要受到嘉陵江汇入的影响。其中，寸滩站含沙量模拟偏差为6% 〔图3(a)〕，约6%的泥沙被截留在该河段。泥沙的沉积与埋藏是河流水系中P截留的唯一有效途径[24]，朱沱—寸滩河段发生的沉积作用使得P更为有效地被截留在河道内，提高了河道的N:P，因此N:P实测值高于模拟值。由于城市污水处理设施具有较高的P去除率，因此城市污水处理设施排放的污水具有高N:P[23]。临近寸滩站的重庆市的城市污水的排放，是提高寸滩站N:P重要的潜在原因。

图3 长江中下游干流主要监测站点含沙量与N:P的模拟值与实测值对比Fig.3 Comparison of simulated and measured values of sediment content and N:P at the main control stations in the middle and lower reaches of the Yangtze River

寸滩—宜昌/沙市河段，上游有乌江汇入，下游为三峡库区。2018年寸滩站径流量为宜昌站的82%，乌江武隆站径流量为宜昌站的9%，二者合计占宜昌站径流量的91%。因此，三峡库区内地表径流汇入约占9%。为了简便计算，将库区内地表径流量分别纳入寸滩站和武隆站，即将寸滩站的流量占比设为82%和91%这2种情况，模拟宜昌/沙市站的N:P和含沙量。宜昌/沙市站N:P和含沙量的模拟偏差大于±10% （图3），说明寸滩—宜昌/沙市河段N:P和含沙量的变化基本不受到乌江汇入的影响。含沙量模拟偏差为227%～310%〔图3(b)〕，约73%～76%的泥沙被截留在三峡水库中。Maavara等[26]研究发现，水库和闸坝的建设降低了河流连通性，提高了河段的滞留时间，改变了水体中N、P的生物地球化学循环过程，提高了河流输出的N:P。理论上来讲，宜昌/沙市站N:P实测值应该高于模拟值。但是，宜昌/沙市站N:P实测值低于模拟值，说明在寸滩—宜昌/沙市河段存在未被计算的低N:P输入。三峡库区内面源输入的N:P约为19～20[34]，这一N、P输入源是导致宜昌/沙市站低N:P的主要潜在因素。将库区面源输入的影响考虑在内后，重新模拟计算宜昌/沙市（宜昌）站N:P为55，模拟偏差为4%，低于10%。

考虑到南水北调工程的影响，宜昌/沙市—九江河段起点径流量采用沙市站数据。2018年沙市站径流量为九江站的63%，汉江皇庄站径流量为九江站的6%，洞庭湖城陵矶站径流量为九江站的29%，三者合计占九江站径流量的98%。九江站N:P和含沙量的模拟偏差均高于±10%。其中，九江站含沙量的模拟偏差为-30%，说明宜昌/沙市—九江河段存在未被计算的泥沙输入源。同时，九江站N:P的模拟偏差为22%，说明存在未被计算的低N:P输入源。全国主要的磷矿开采及加工产业集中在长江流域，给长江流域TP水质达标带来巨大的压力[31]。其中，湖北省累计探明的磷矿资源储量占全国总储量的27%，位居全国第一[35]。位于九江站上游黄石市的黄梅磷矿集区具有较高的开发强度[35]，该磷矿集区的高强度开发带来的P排放，是引起N:P实测值低于模拟值的潜在影响因素。

2018年九江站径流量为大通站的86%，湖口站径流量为大通站的14%，二者合计占大通站径流量的100%。大通站N:P和含沙量的模拟偏差均低于±10%，模拟值与实测值较为接近，说明九江—大通河段N:P和含沙量的变化主要受到鄱阳湖汇入的影响。鄱阳湖高N:P（湖口站为74）和低含沙量（湖口站为 0.04 kg/m3）水体的汇入，使得大通站 N:P（47）高于九江站 N:P（41），而大通站含沙量（0.10 kg/m3）低于九江站（0.12 kg/m3）[30]。大通站含沙量模拟偏差为3%，说明约3%的泥沙被截留在该河段。

3.3 长江干流N:P季节变化的主控因素

长江干流枯水期N:P为106±97，丰水期为79±61，枯水期N:P是丰水期的1.34倍。同期，长江干流的径流量和输沙量主要集中在丰水期，丰水期径流量是枯水期的1.86～7.33倍，丰水期输沙量是枯水期的4.26～99.00倍[30]。Shen等[36]报道，溶解态N（TDN）是长江干流水体TN的主要赋存形式，颗粒态P（TPP）是长江干流水体TP的主要赋存形式。其中，枯水期TDN占TN的77%，丰水期TDN占TN的77%；枯水期TPP占TP的64%，丰水期TPP占TP的94%[36]。Lu等[37]通过测定长江上游金沙江南岸的龙川江水体中不同赋存形态的N和P，发现TDN和TPP分别是龙川江河水中TN和TP的主要赋存形式，TDN占TN的86%，TPP占TP的95%。因此，枯水期较低的泥沙输入是导致枯水期TP浓度降低的重要原因，也是引起枯水期N:P升高的重要潜在因素。Shan等[38]通过研究温度对水稻土的潜在反硝化速率和厌氧氨氧化速率的影响，发现在5～35 ℃的环境中，潜在反硝化速率随温度的升高呈指数增长；在5～25 ℃的环境中，潜在厌氧氨氧化速率随温度的升高呈指数增长。长江干流丰水期的平均水温为（22±5）℃，枯水期为（13±5）℃。因此推测，丰水期相对较高的水温，提高了河流水系的反硝化速率和厌氧氨氧化速率，促进了河流水体N的去除，降低了河流丰水期N:P。

与其他站点不同，位于长江中下游干流河段的寸滩、宜昌/沙市和九江，丰水期N:P高于枯水期。寸滩、宜昌/沙市和九江站受三峡水库的影响，尽管丰水期N:P受到具有低N:P的面源输入的影响，但是由于大量的泥沙沉积在库区内，使得P的截留率高于N[24]，进而导致丰水期N:P高于枯水期。

3.4 不同类型水体中N:P时空变化的主控因素

洞庭湖和鄱阳湖的N:P年均值（56±24）显著低于长江河流（81±120），而与长江中下游河流（47±21）相比，不存在显著性差异（表1）。因此，长江中上游较高的N:P年均值，是长江河流N:P年均值高于洞庭湖和鄱阳湖的主要原因。洞庭湖入湖河流枯水期N:P为丰水期的0.95倍，而鄱阳湖入湖河流枯水期N:P为丰水期的1.15倍。入湖河流N:P存在相反的季节变化规律，说明二者的N、P输入源存在显著性差异。

洞庭湖与鄱阳湖的N:P年均值无显著性差异（P>0.05）。洞庭湖和鄱阳湖枯水期的N:P均低于丰水期，分别是丰水期的0.87倍和0.82倍，2个湖泊N:P存在相同的季节变化规律和相似的季节变化率。Maranger等[24,26]认为，由于湖泊特殊的水文水动力学特征，改变了N、P的生物地球化学过程，使湖泊的N:P通常高于入湖河流。鄱阳湖的N:P高于其入湖河流，湖泊对P的截留率高于N，符合已有研究结果。与鄱阳湖不同的是，洞庭湖的N:P年均值低于其入湖河流。《长江泥沙公报2018》数据显示，2018年洞庭湖对泥沙的截留率约为62%，高于鄱阳湖（41%）[30]，说明尽管输入到洞庭湖的泥沙被有效拦截在湖泊中，但洞庭湖对P的截留率依旧显著低于N，进而导致湖泊输出的N:P低于入湖河流的输入。洞庭湖与鄱阳湖对N、P相对截留率的差异，说明2个湖泊N、P的生物地球化学循环过程存在显著性差异。

4 结论

（1）长江干流N:P从上游到下游呈下降趋势。长江上游干流河段N:P的变化，主要受沿途面源输入及支流汇入的影响。长江中下游干流河段N:P的变化除了沿途面源输入和支流汇入影响外，还受城市输入以及磷矿开采的影响。其中，临近寸滩站的重庆市的城市污水（高N:P）的排放，是提高寸滩站N:P的重要潜在原因。磷矿集区的高强度开发带来的P排放，是引起九江站N:P实测值低于模拟值的潜在影响因素。由于鄱阳湖高N:P、低含沙量水体的汇入，使得大通站N:P高于九江站，含沙量低于九江站。

（2）长江干流丰、枯水期N:P的差异，显著受到N、P赋存形态的影响。颗粒态P的输入、截留以及溶存态N的截留，控制着长江干流N:P的季节性差异。枯水期较低的泥沙输入量，是枯水期TP浓度降低的重要原因，也是引起枯水期N:P升高的重要潜在因素。

（3）洞庭湖与鄱阳湖的N:P无显著性差异（P>0.05），二者 N:P（56±24）与长江中下游河流（53±24）不存在显著性差异（P>0.05）。二者对 N、P截留率存在显著性差异，其中洞庭湖对P的截留率低于N，鄱阳湖对P的截留率高于N。

本研究根据长江水系水质监测数据和河流水沙数据，阐述了长江水系N:P的时空分布特征，分析并识别了潜在的影响因素，从生态化学计量学的角度揭示了人类活动对长江水系营养盐迁移转化的影响，可为长江流域生态修复提供理论支撑。未来有待在河流水系N:P变化对人类活动和气候变化响应机制方面进一步开展研究。