0 引言
SOC(有机碳)矿化是温室气体排放的重要碳源，而SOC固持对温室气体碳汇有重要意义[1-2]。氮、磷通过影响植物的光合作用、呼吸作用和土壤有机质分解等过程，实现与碳、氮循环过程的耦合[3]。近年来，随着全球变暖的加剧，全球植被净初级生产力普遍提高[4]，土壤中的氮和磷对植物生长的限制性作用逐渐加强。而随着氮沉降加剧，氮的限制作用减小，磷的作用逐渐增大。在农业生产中，集约农业依赖于大量的无机氮肥投入来维持作物产量[5]，磷肥的用量虽少，但必不可缺[6]。因此，氮、磷的利用可能是SOC矿化的重要机制，但这种可能性仍然需要用广泛的实验研究来验证，研究SOC矿化的影响因素，对更好地理解碳循环机制有重要意义。
外源氮、磷等养分的添加，短期内改变了SOC矿化的反应条件和进程，影响SOC的周转，即产生激发效应[7-8]。自然界的土壤呼吸过程伴随着无数个有机质脉冲式输入的激发效应，对土壤呼吸的贡献非常大[1-2, 9]。激发效应理论认为，在营养物质利用率低的土壤中，添加外源物会增加天然有机碳的分解，从而为微生物提供所需的额外营养物质[4]。因此，较为贫瘠的盐碱土壤可能对氮、磷的响应明显，研究激发效应的定量化和响应机制，对监测和揭示SOC矿化机制有积极作用。
当前关于添加氮、磷对SOC矿化的影响研究仍有争议：Wang Hui等[10]表明，氮添加会抑制SOC的分解；Nottingham等[11]认为，氮添加会促进SOC分解(即正激发效应)；丘清燕等[12]认为氮添加对SOC分解没有影响；Muhammad等[7]认为，添加低质量分数的氮，会促进SOC分解，而高质量分数的氮则会产生抑制作用(即负激发效应)，因为高质量分数的氮输入引起了土壤微生物的铵中毒或土壤pH值降低，从而使得微生物活性减弱，产生负激发效应[10]。植物通过光合作用获得无限的碳源，但植物并不能直接获得土壤中的主要营养物质(即有机质)；相反，土壤中的微生物群落(或其组成部分)具有分解有机质的能力。Wakelin等[13]研究发现，磷对微生物活动有直接影响，添加磷使得微生物群落规模增加，从而促进SOC矿化。而Kranabetter等[14]和Mehnaz等[15]均认为在低生产力森林土壤中，磷对微生物呼吸有抑制作用。汤洁等[16]研究认为，盐碱会抑制SOC矿化，但土壤肥力也许对激发效应的影响更大，盐碱导致的土壤贫瘠有可能对氮、磷添加产生正激发效应。因此，重要的是尝试验证和理解氮、磷的添加是否能够直接刺激土壤贫瘠的盐碱农田有机碳矿化。关注添加氮、磷对SOC的影响及其激发效应，对理解碳循环过程和土壤微生物活动有重要意义。
已有关于SOC矿化的研究多集中在森林和湿地，较少针对于农业生态系统。通常情况下，相同的地貌单元和气候条件，表层水田土壤的有机碳质量分数大于旱地土壤的[17]。早期研究认为，水田土壤长期处于淹水状态，土壤有机质的分解速度低于旱田土壤，水田比旱田土壤更有利于SOC的累积[17-19]。但Inubushi等[20]研究发现，水田土壤CO2的释放量高于旱田土壤。可见，对水田和旱田的有机碳矿化和激发效应机制仍有待研究。本文以吉林西部生态环境脆弱的盐碱农田为研究对象，选择市面上常见的无机氮肥和磷肥((NH4)2SO4、KNO3和KH2PO4)，通过野外采样及实验室模拟培养实验，测定旱田、水田土壤的理化性质，监测添加不同氮、磷处理的SOC的矿化作用；研究旱田、水田SOC矿化作用对氮、磷添加的响应，定量化其激发效应的大小和方向，以揭示盐碱程度对SOC矿化作用的影响。
1 材料与方法 1.1 研究区概况吉林西部地处松嫩平原南侧，科尔沁草原东部，包括松原市与白城市2个地级市，共下辖10个行政区。吉林西部是全球三大盐碱土壤集中分布区之一[21]，盐碱土壤中的盐分主要为Na2CO3和NaHCO3，可交换性钠离子的质量摩尔浓度较高[22]，由于盐碱土壤渗透能力较差，很大程度上阻碍了盐分向下移动，因此表层土的盐碱程度高，有机质质量分数低，土壤较贫瘠。随着吉林西部人口数量持续增加，粮食需求不断攀升，吉林西部耕地面积在近40年增加了20多万hm2，成为中国重要的商品粮基地[23]，主要粮食作物为玉米和水稻；在耕地面积增加的同时，盐碱地逐渐蔓延，土地盐碱化日益加重，草地退化面积高达30万hm2，经过几十年的耕作发展，该地区已形成了特殊的苏打盐碱农业生态系统。
本文选择了白城地区洮南市和松原地区前郭县3块盐碱旱田样地和3块盐碱水田样地，于2018年5月进行现场采集。采样点位置见图 1，采样点地理坐标见表 1。
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| 图 1 采样点位置图 Fig. 1 Location map of sampling points in western Jilin |
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| 采样点 | 经纬度 | 含水量/% | pH | EC/(mS/cm) | w(黏粒)/% | wB/% | C/N | c(Na+)/(mol/kg) | CEC/(mol/kg) | ESP/% | ||
| TC | TN | TOC | ||||||||||
| H1 | 45°00′39″N 124°17′52″E | 10.41 | 9.167±0.736 | 0.045±0.004 | 3.35±0.13 | 1.68±0.35 | 0.09±0.04 | 1.00±0.05 | 18.38 | 1.48±0.97 | 17.17±0.21 | 8.62 |
| H2 | 45°00′39″N 124°17′50″E | 15.72 | 8.437±0.336 | 0.031±0.003 | 4.14±0.25 | 2.49±0.09 | 0.16±0.05 | 1.54±0.05 | 15.83 | 0.66±0.17 | 30.98±0.45 | 2.13 |
| H3 | 45°20′29″N 123°3′23″E | 13.61 | 10.033±0.191 | 0.103±0.010 | 2.13±0.20 | 0.94±0.93 | 0.06±0.03 | 0.40±0.04 | 14.90 | 5.26±0.03 | 16.25±0.75 | 32.36 |
| S1 | 45°00′11″N 124°41′55″E | 33.34 | 8.573±0.220 | 0.064±0.009 | 4.82±0.11 | 2.37±0.16 | 0.11±0.08 | 1.35±0.19 | 22.13 | 1.57±0.02 | 42.39±1.42 | 3.70 |
| S2 | 45°00′5″N 124°42′28″E | 33.09 | 8.880±0.191 | 0.068±0.020 | 0.65±0.14 | 1.73±0.39 | 0.10±0.02 | 1.25±0.29 | 16.72 | 2.45±0.08 | 17.01±0.23 | 14.40 |
| S3 | 45°00′24″N 124°40′42″E | 36.40 | 8.567±0.293 | 0.069±0.004 | 0.66±0.12 | 3.30±0.45 | 0.12±0.05 | 1.86±0.45 | 27.05 | 1.70±0.09 | 19.65±0.26 | 8.65 |
| 注：EC为电导率；TC为总碳；TN为总氮；C/N为碳氮比；TOC为总有机碳；Na+为可交换性钠离子；CEC为阳离子交换量；ESP为碱化度。 | ||||||||||||
采集0~15 cm表层土壤，去除肉眼可见的动植物残体后混匀，一部分于4 ℃冷藏保存用于培养试验，另一部分在室温下自然风干，用于测量土壤理化性质。根据105 ℃烘箱干燥前后的质量，用质量法计算含水量；用元素分析法测定了干燥土样的碳、氮质量分数；采用原子吸收分光光度法(AAS)和乙二胺四乙酸铵萃取法测定交换性钠和阳离子交换量(CEC)。
1.3 培养实验设计将预处理后的土样平铺于500 mL的培养瓶中，土壤含水量调节至饱和含水量的45%。作以下7种处理，分别添加200 mg/kg (NH4)2SO4、1 000 mg/kg (NH4)2SO4、200 mg/kg KNO3、200 mg/kg KH2PO4、1 000 mg/kg KH2PO4、200 mg/kg (NH4)2SO4+200 mg/kg KH2PO4组合以及空白对照，以下分别称为N1、N2、N3、P1、P2、NP、CK组。其中，当地净氮输入量为200 mg/kg。每种处理重复3次。在广口瓶中放入盛有10 mL 0.1 mol/L NaOH溶液的小烧杯，瓶口密封25 ℃恒温培养；准备3个空白广口瓶(无土壤)用来测定本底CO2质量分数，分别于第1、2、4、9、18、32天时更换小烧杯，同时通入新鲜空气30 min，以满足土壤好氧微生物的呼吸需要。将培养0~9 d命名为培养前期，9~18 d为培养中期，18~32 d为培养后期。在培养期间跟踪检查土壤水分状况，控制土壤含水量在45%左右。用0.05 mol/L标准盐酸滴定，测定NaOH吸收的CO2质量分数[24]。
1.4 测定方法 1.4.1 SOC矿化量SOC矿化量计算公式为
(1) 式中：M为SOC矿化量，mg/kg；cNaOH为NaOH浓度，mol/L；cHCl为HCl浓度，mol/L；V′为NaOH体积，mL；V为消耗HCl的体积，mL；22为CO2摩尔质量的1/2；37.5为实际培养土样质量换算值。
1.4.2 SOC矿化速率SOC矿化速率计算公式为
(2) 式中：r为土壤有机碳矿化速率，mg/(kg·d)；t为培养时间，d。
1.4.3 激发效应激发效应计算公式[25]为
(3) 式中：P为激发效应；Q1为加入营养物后土壤有机碳矿化释放的CO2质量分数，mg/kg；Q2为未加入的土壤有机碳矿化释放的CO2质量分数，mg/kg。
2 结果与分析 2.1 盐碱农田土壤理化性质H1，H2和H3表示旱田3个采样点，S1，S2和S3表示水田3个采样点。由表 1可知，水田、旱田土壤含水量相差较大，各样地黏粒质量分数较低，可交换性钠离子质量摩尔浓度较高。pH，EC和ESP是评价土壤盐碱程度的重要指标，3项指标在旱田土壤的分布从小到大均为H2、H1、H3；水田土壤中，pH分布从小到大为S3、S1、S2，EC分布从小到大为S1、S2、S3，ESP分布由大到小为S1、S3、S2。水田土壤TC、TN的质量分数较旱田土壤高。旱田土壤TC、TN、TOC质量分数及C/N与ESP成反比，水田土壤TC、TN、TOC质量分数及C/N与pH成反比。
2.2 不同处理下SOC矿化量的变化随着培养时间延长，添加氮、磷使得SOC矿化量逐渐增加，且添加物质量分数越高，SOC矿化量越大(图 2)。在培养前期，各样地土壤不同添加处理的SOC矿化量没有明显差距；在培养中后期，添加氮、磷使SOC矿化量显著增加，N2、P2和N3表现出明显优势，在单独添加氮的3组处理中，除H3样地外，SOC矿化量由大到小顺序为N3、N2、N1；在培养后期，H1、S1、H2和S3样地N2组的SOC矿化量出现明显降低现象。
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| a. H1样地；b. S1样地；c. H2样地；d. S2样地；e. H3样地；f. S3样地。 图 2 培养期间不同处理SOC矿化量的变化图 Fig. 2 Changes of SOC mineralization under different treatments during the incubation time |
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在本研究中，培养后期旱田CK组H1、H2、H3样地的SOC矿化量分别为598.7、373.5和538.3 mg/kg，添加氮、磷使得旱田SOC矿化量增加了195.4%~876.5%；培养后期水田CK组S1、S2、S3样地的SOC矿化量分别为736.0、697.6和675.6 mg/kg，添加氮、磷使水田SOC矿化量增加了158.5%~407.3%。综上，旱田土壤对氮、磷添加的响应更大。此外，单独添加氮，旱田SOC矿化量增加了211.0%~876.5%，水田增加了158.5%~407.3%；而添加磷或者添加氮磷组合，旱田SOC矿化量增加了195.4%~770.6%，水田增加了165.4%~359.7%。说明SOC矿化对单独添加磷或者氮磷组合的响应低于单独添加氮。
2.3 不同处理下SOC矿化速率的变化与CK组相比，添加氮、磷使SOC矿化速率大大增加，随着培养时间延长，矿化速率逐渐降低且趋于平缓(图 3)。P1组在培养之初的矿化速率最大，且培养前期矿化速率变化曲线的斜率最大，SOC矿化速率下降迅速(图 3d)；P2组在培养的第2天矿化速率略微升高(图 3e)；N2组矿化速率呈略微波动的下降趋势(图 3b)；其他组均随培养时间延长，呈现先快速下降后趋于平缓的趋势。培养结束后，旱田CK组H1、H2、H3样地SOC矿化速率分别降至42.8、26.7、38.4 mg/(kg·d)，添加氮、磷使得旱田SOC矿化速率增加了195.4%~876.5%；水田CK组S1、S2、S3样地SOC矿化速率分别降至52.6、49.8、48.3 mg/(kg·d)，而添加氮、磷使水田SOC矿化速率增加了158.5%~407.3%。由此可见，水田SOC矿化速率对氮、磷添加的响应低于旱田。
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| a. N1组与CK组对比；b. N2组与CK组对比；c. N3组与CK组对比；d. P1组与CK组对比；e. P2组与CK组对比；f. NP组与CK组对比。 图 3 培养期间不同处理SOC矿化速率变化规律图 Fig. 3 Changes of SOC mineralization rate under different treatments during the incubationtime |
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原生土壤理化性质是影响SOC矿化对氮、磷添加响应的重要因素，分别选择培养前期、培养中期和培养后期的原生土壤理化性质与不同处理下SOC矿化程度进行了相关分析，相关性显著的结果见表 2。在培养前期，水田土壤N1组pH与SOC矿化呈显著负相关(p < 0.05，p值表示相关性分析观察到的显著性水平)，P1组ESP与SOC矿化呈极显著负相关(p < 0.01)，NP组TN与SOC矿化呈显著正相关(p < 0.05)。在培养中期，旱田土壤P2组ESP、EC与SOC矿化呈显著负相关(p < 0.05)；水田土壤NP组ESP与SOC矿化呈显著正相关(p < 0.05)。在培养后期，旱田土壤N3组TN与SOC矿化呈显著正相关(p < 0.05)，P1组ESP、EC与SOC矿化呈显著负相关(p < 0.05)；水田土壤P2组EC与SOC矿化呈显著负相关(p < 0.05)。
| 样田 | 培养时期 | 组号 | 含水量/% | pH | EC/(ms/cm) | w(黏粒)/% | wB/% | C/N | ESP/% | ||
| TC | TN | TOC | |||||||||
| 旱田 | 中期 | CK | -0.364 | 1.000** | 0.950 | -0.995 | -0.999* | -0.970 | -1.000** | -0.251 | 0.958 |
| N2 | 0.287 | -0.998* | -0.972 | 1.000** | 0.991 | 0.947 | 0.997* | 0.328 | -0.978 | ||
| P1 | -0.804 | -0.271 | -0.550 | 0.353 | 0.210 | 0.017 | 0.265 | 1.000** | -0.528 | ||
| P2 | 0.007 | -0.938 | -0.999* | 0.964 | 0.914 | 0.819 | 0.935 | 0.579 | -0.997* | ||
| 后期 | N3 | 0.519 | -0.983 | -0.882 | 0.964 | 0.993 | 0.997* | 0.984 | 0.080 | -0.894 | |
| P1 | 0.031 | -0.946 | -1.000* | 0.970 | 0.923 | 0.832 | 0.944 | 0.560 | -0.999* | ||
| NP | -0.291 | 0.998* | 0.971 | -1.000* | -0.992 | -0.948 | -0.997* | -0.324 | 0.977 | ||
| 水田 | 前期 | N1 | -0.518 | -0.999* | 0.320 | -0.540 | -0.781 | -0.629 | -0.591 | -0.858 | 0.906 |
| P1 | 0.117 | -0.891 | -0.683 | 0.840 | 0.453 | 0.251 | 0.204 | 0.568 | -1.000** | ||
| NP | 0.998* | -0.606 | 0.596 | -0.384 | 0.958 | 0.997* | 1.000* | 0.911 | -0.170 | ||
| 中期 | N1 | -0.985 | 0.688 | -0.506 | 0.282 | -0.983 | -0.999* | -0.997 | -0.950 | 0.275 | |
| N3 | -0.998* | 0.500 | -0.693 | 0.498 | -0.914 | -0.980 | -0.988 | -0.852 | 0.043 | ||
| NP | -0.135 | 0.899 | 0.670 | -0.830 | -0.469 | -0.268 | -0.222 | -0.583 | 1.000* | ||
| 后期 | P2 | -0.604 | -0.327 | -0.999* | 0.982 | -0.292 | -0.491 | -0.531 | -0.161 | -0.727 | |
| NP | -0.397 | -0.543 | -0.957 | 0.999* | -0.055 | -0.268 | -0.314 | 0.079 | -0.870 | ||
| 注：表中为培养前期、中期、后期原生土壤理化性质与不同处理SOC矿化相关性显著的数据。*. p < 0.05，**. p < 0.01。 | |||||||||||
氮、磷添加使水、旱田土壤均产生了正激发效应(图 4)，且N2组有明显优势。与水田土壤相比，旱田SOC产生的激发效应更大。在培养的第4~18天，SOC矿化与激发效应表现出显著负相关(p。0.05)，即SOC矿化作用越强，正激发效应越弱(表 3)。
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| a. H1样地；b. S1样地；c. H2样地；d. S2样地；e. H3样地；f. S3样地。 图 4 旱田、水田不同处理后激发效应变化规律图 Fig. 4 Changes of priming effect with incubation time of upland soils and paddy soils under different treatments |
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| 样田 | 组号 | 培养时间/d | |||||
| 1 | 2 | 4 | 9 | 18 | 32 | ||
| 旱田 | N1 | -0.212 | 0.998* | -0.766 | -0.900 | -0.468 | -0.342 |
| N2 | -0.197 | 0.937 | -0.999* | -0.872 | 0.992 | 0.546 | |
| N3 | -0.998* | 0.942 | -0.984 | -1.000* | 0.853 | 0.936 | |
| P1 | -0.996 | 0.321 | -0.929 | 0.011 | 0.513 | 0.573 | |
| P2 | -0.082 | 0.684 | -0.491 | -1.000** | 0.944 | 0.329 | |
| NP | 0.587 | -0.675 | 0.411 | -0.569 | 0.205 | -0.548 | |
| 水田 | N1 | -0.209 | 0.976 | 0.324 | 0.971 | 0.664 | 0.924 |
| N2 | -0.110 | 0.611 | 0.963 | 0.977 | -0.999* | 0.916 | |
| N3 | -0.328 | -0.966 | 0.587 | 0.945 | 0.066 | 0.900 | |
| P1 | -1.000* | 0.876 | 0.228 | -0.020 | -0.860 | 0.785 | |
| P2 | 0.260 | -0.752 | 0.829 | 0.959 | -0.987 | 0.812 | |
| NP | 0.986 | 0.725 | 0.996 | 0.982 | 0.982 | 0.414 | |
| 注：表中为培养前期、中期、后期不同处理SOC矿化作用和激发效应相关性显著的数据。*. p < 0.05，**. p < 0.01。 | |||||||
原生土壤理化性质可能会影响激发效应对氮、磷添加的响应，分别选择3个时期的原生土壤理化性质与不同处理的激发效应进行了相关分析，其相关性显著的结果见表 4。在培养前期，旱田土壤P1组黏粒质量分数与激发效应呈显著负相关(p < 0.05)；水田土壤N2组pH与激发效应呈显著负相关(p < 0.05)。在培养中期，旱田土壤N2组pH与激发效应呈显著负相关(p < 0.05)，P2组w(TOC)与激发效应呈显著正相关(p < 0.05)；水田土壤N3组ESP与激发效应呈显著负相关(p < 0.05)。在培养后期，水田土壤P1组pH与激发效应呈极显著负相关(p < 0.01)。
| 样田 | 培养时期 | 组号 | 含水量/% | pH | EC/(ms/cm) | w(黏粒)/% | wB/% | C/N | ESP/% | ||
| TC | TN | TOC | |||||||||
| 旱田 | 前期 | P1 | -0.233 | 0.992 | 0.984 | -0.999* | -0.982 | -0.927 | -0.991 | -0.381 | 0.988 |
| 中期 | N2 | 0.408 | -0.998* | -0.934 | 0.990 | 1.000** | 0.980 | 0.999* | 0.204 | -0.943 | |
| N3 | 0.121 | -0.971 | -0.998* | 0.988 | 0.954 | 0.878 | 0.969 | 0.483 | -0.999* | ||
| P1 | 0.097 | -0.965 | -0.999* | 0.984 | 0.947 | 0.867 | 0.963 | 0.504 | -1.000* | ||
| P2 | 0.336 | -1.000* | -0.959 | 0.998* | 0.997 | 0.962 | 1.000* | 0.279 | -0.966 | ||
| NP | 0.620 | -0.953 | -0.817 | 0.924 | 0.970 | 0.999* | 0.955 | -0.043 | -0.832 | ||
| 水田 | 前期 | N2 | 0.496 | -0.998* | -0.344 | 0.561 | 0.765 | 0.609 | 0.571 | 0.844 | -0.917 |
| 中期 | N3 | -0.130 | 0.897 | 0.673 | -0.832 | -0.465 | -0.264 | -0.218 | -0.579 | -1.000* | |
| 后期 | P1 | 0.565 | -1.000** | -0.266 | 0.492 | 0.815 | 0.672 | 0.636 | 0.885 | -0.881 | |
| 注：表中为培养前期、中期、后期原生土壤理化性质与不同处理激发效应相关性显著的数据。*. p < 0.05，**. p < 0.01。 | |||||||||||
一般来说，氮的可利用性对SOC矿化有重要影响，但目前添加氮对SOC矿化影响的研究结果略有不一。很多研究认为添加氮对SOC矿化速率有抑制作用[11, 26-27]，或只在早期[28]和深层土[29]中有促进作用，这是因为对于可利用高碳、高氮的热带森林土壤，外源物添加对其有机碳矿化的响应较低。王志萍等[30]在河口湿地观察了添加不同形态氮对有机碳矿化的影响，结果表明添加1 mg/kg NH4Cl的SOC矿化量大于添加4 mg/kg NH4Cl的，亦大于添加1 mg/kg KNO3的，这与本研究结果相反，这可能与其添加的氮质量分数很低且湿地生态系统的高碳质量分数等因素有关。因此，贫瘠土壤对外源添加的响应更大，外源添加物的形态、质量分数、土地类型、温度、气候以及土壤的理化性质等均对土壤有机碳矿化产生影响。
王海华等[31]研究认为，氮添加对SOC矿化量无显著相关关系。而在本研究中，添加氮显著促进了SOC矿化作用，N3组比N1组表现出更好的SOC矿化响应(图 2)。这是因为研究区土壤呈碱性，(NH4)2SO4易发生硝化作用，硝化释放N2O导致氮素损失[32]，因此，N1组SOC矿化量低于N3组。在培养后期，N2组矿化量略有降低，一方面是因为随着培养时间延长，(NH4)2SO4硝化导致氮素损失；另一方面是由于高质量分数的氮和硫酸根离子对微生物活性有抑制作用，在一定程度上削减了SOC矿化量。
张雅柔等[33]研究认为，添加磷有利于SOC矿化，这与本研究结果一致。在本研究中，单独添加氮，旱田SOC矿化量增加了211.0%~876.5%，水田增加了158.5%~407.3%；而添加磷或者添加氮磷组合，旱田SOC矿化量增加了195.4%~770.6%，水田增加了165.4%~359.7%。说明SOC矿化对单独添加磷或者氮磷组合的响应低于单独添加氮，添加磷矿化增幅略微降低，原因体现在两方面：一是研究区土壤含有大量的碳酸盐(如NaCO3、CaCO3等)，磷添加后容易形成难溶的三钙磷酸盐，导致磷释放缓慢[34]，对有机碳矿化的响应减弱；二是添加氮使得碱性土壤pH降低，改善了土壤环境，促进了有机碳的分解[7]。
添加氮、磷显著提高了SOC有机碳矿化量和SOC矿化速率(图 2、图 3)，这是由于盐碱土壤较为贫瘠，氮、磷输入后提高了土壤肥力，促进了微生物活动，促进了SOC矿化作用[34]。而且，培养前期土壤中易分解的组分较多，大量营养物质迅速释放，提高了土壤中微生物的活性[35]，使得SOC矿化速率增加明显，SOC矿化量也大量增加；随着培养时间的延长，土壤中易矿化的有机碳数量逐渐降低[31]，微生物开始利用惰性有机碳[30]，有机碳矿化速率虽然随之下降，但仍高于CK且为正值，SOC矿化量缓慢增加。在培养前期，添加N2、P2处理下，SOC矿化率略微升高后逐渐降低，这可能是由于风干土样重新加水后，在短期内产生了激发效应，使得有机碳矿化速率增强[36]。
在本研究中，培养后期旱田H1、H2、H3样地CK组的SOC矿化量分别为598.7、373.5和538.3 mg/kg，添加氮、磷的SOC矿化量增加了195.4%~876.5%；水田S1、S2、S3样地CK组的SOC矿化量分别为736.0、697.6和675.6 mg/kg，SOC矿化量增加了158.5%~407.3%。培养结束后，旱田H1、H2、H3样地CK组的SOC矿化速率分别为42.8、26.7、38.4 mg/(kg·d)，氮、磷添加使得SOC矿化速率增加了195.4%~876.5%；水田S1、S2、S3样地CK组的SOC矿化速率分别为52.6、49.8、48.3 mg/(kg·d)，SOC矿化速率增加了158.5%~407.3%。综上，旱田土壤SOC矿化对氮、磷添加的响应大于水田土壤。这是因为淹水对真菌活性的产生抑制作用，水田土壤中真菌丰度低[17]，因此SOC矿化响应低。
本研究中，黏粒质量分数与SOC矿化作用在培养过程中表现出显著负相关性(表 2)(p < 0.05)，这是因为SOC矿化随着土壤黏粒质量分数的增加而降低[19]，黏粒对有机碳有保护作用，使得土壤培养过程中微生物对结合紧密的碳的作用较低，从而抑制了土壤呼吸；另外，黏粒质量分数高不利于土壤的通气性，故而又会降低微生物的活性[37]。在水田NP组和旱田N3组中，TN与SOC矿化呈显著正相关(p < 0.05)，这是因为土壤微生物量依赖于氮的有效性[38]，添加氮促进了微生物活性，促进了SOC矿化。
3.2 不同处理对土壤激发效应的影响在本研究中，添加氮、磷使得旱田和水田土壤均产生正激发效应(图 4)。分析机理可知，添加氮磷降低了微生物的碳利用效率，刺激有机碳分解，导致正激发效应明显[36]；同时，一些微生物在维持“代谢警觉”的细胞状态方面投入的能量很低，它们对底物的反应比对休眠细胞的反应更快，添加营养物使细菌的更替加快，从而触发了正激发效应[39-40]。在一些处理组中，SOC矿化作用与正激发效应呈显著负相关性(p < 0.05)，这是因为在培养后期可利用的营养物减少，微生物开始利用惰性有机碳，故激发效应减弱。
原生土壤碳、氮，尤其土壤有机碳是土壤微生物活动所需能量和养分的主要来源，高有机碳质量分数促进了SOC矿化速率提高，从而促进了正激发效应[9]。本研究为实验室模拟培养，水田、旱田土壤含水率均为45%，排除了培养期间含水率对SOC矿化的影响。旱田土壤激发效应大于水田土壤，其差别反映在原生土壤不同的含水率和细菌、真菌丰度方面，土壤含水量越大，细菌、真菌活性越低，激发效应越弱[17]。
3.3 盐碱对SOC矿化的影响研究区位于松嫩平原腹地，盐碱土壤的形成可以通过气候、地形和土壤母质来解释。首先，松嫩平原被小兴安岭、大兴安岭和长白山脉包围，碱性岩中含有丰富的铝硅酸钠，这些碱性岩是土壤的母体，与该地区的土壤碱化和盐碱化密切相关。其次，大地构造运动塑造了有利于土壤盐碱化的平原地貌格局。该地区被三座山脉所环绕，排水经常被阻塞，土壤中的盐分无法排出。第三，平原具有典型的大陆性季风气候，年平均蒸发量为1 200~1 800 mm，是年降水量的2.0~3.5倍[41]。
Dendooven[42]研究发现，在25 ℃下连续进行SOC矿化培养28 d，用同位素示踪技术追踪玉米生长，大约45%非盐碱土壤产生矿化，而碱性盐渍土仅有7%产生矿化。SOC矿化程度与盐碱化程度呈负相关[43]，在本研究中，土壤pH、EC、ESP与SOC矿化呈显著负相关(p < 0.05)，盐碱程度越高，SOC矿化越弱。这是因为在盐碱程度较低(pH≤8.5，EC≤1.81 mS/cm，ESP≤20%)时，SOC分解可以为无机碳的形成提供所需的CO2，使得SOC矿化与盐碱化呈正相关[16]；而当盐碱程度较高(pH＞8.5，EC＞1.81 mS/cm，ESP＞20%)时，微生物活性降低，微生物呼吸作用受到抑制，不利于SOC矿化。
Blagodatskaya等[44]研究认为，对于温带土壤，pH为6~8之间的激发效应更强。在本研究中，部分处理组pH与激发效应表现出显著负相关性(p < 0.05)，即pH越小，激发效应越强(图 4、表 4)。这是因为土壤pH通过影响微生物群落组成和活性，或通过改变有机质、养分和其他矿物质的化学性质影响激发效应[23]，已有研究[45]证明了激发效应与微生物群落组成之间的支持关系。
不同地区不同的温度、降水、pH值、土壤质地、土壤含水率等[46]，都将对SOC矿化产生重要影响。并且，由于温室气体的大量排放，造成了温室效应的加剧，对于SOC质量分数较低、盐碱化程度较高的土壤CO2排放问题应被关注。
4 结论与展望1) 添加氮、磷大大提高了SOC矿化作用。随着培养时间延长，SOC矿化量逐渐增加，SOC矿化速率大体呈逐渐降低的趋势。在培养期间，不同添加处理的激发效应变化无明显规律，但均产生了正激发效应。旱田SOC矿化和激发效应对氮、磷添加的响应大于水田。
2) 在培养期间，部分添加处理的SOC矿化、激发效应与原生土壤理化性质表现出显著相关性。SOC矿化作用、激发效应与ESP呈显著负相关(p < 0.05)，ESP越大，SOC矿化作用和激发效应越小。SOC矿化作用和激发效应表现出显著负相关性(p < 0.05)，SOC矿化作用越大，正激发效应越小。今后的研究中可以加强不同因素对盐碱化SOC矿化作用的监测，进一步深入研究SOC矿化作用机制。
3) 由于研究区特殊的土壤类型，施放氮肥和磷肥可以提高微生物对有机碳的利用，促进碳循环过程；但过量的施加氮肥和磷肥会加速SOC矿化和分解。因此，控制氮肥和磷肥的施放量，探索改善盐碱农田土壤的技术和方法是未来作者将要深入开展的研究工作。
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