土壤是温室气体产生的重要来源之一，其产生与呼吸排放温室气体是陆地生态系统碳氮循环的一个重要过程，也是土壤碳氮库的主要输出途径^[1]，全球土壤碳库约2.5 × 10¹⁵ kg，是大气碳库的3.3倍和全球生物体碳库的4.5倍^[2]。由于土壤碳的库容巨大，土壤有机碳较小的变化将会对大气中二氧化碳的浓度和全球碳循环产生深远的影响。最为易变的有机碳是土壤可矿化碳，土壤有机碳矿化是土壤生物通过自身活动、分解和利用土壤中活性有机组分来完成自身代谢，同时释放CO₂的过程^[3]，它是土壤中重要的生物化学过程，直接关系到土壤养分元素的释放与供应，CO₂、N₂O、CH₄等气体的排放以及土壤质量的维持^[4]。

土壤总有机碳（TOC）是土壤中一切生物残体及其转化、降解的有机化合物，可分为活性有机碳和惰性有机碳。其中活性有机碳组分有可溶性有机碳（DOC）、易氧化态有机碳（ROC）、颗粒有机碳（POC）和轻组有机碳（LFOC）等^[5]。土壤活性有机碳是对微生物有较高活性的那部分碳素，是矿化过程中重要的碳源物质，容易被分解利用，变成CO₂，其含量及组分影响着有机碳的矿化特征^[6]。因此，土壤有机碳矿化必将受到土壤活性有机碳库的影响^[7]。当前人类活动带来的土地利用的变化，是全球碳循环动力的主要驱动因子。不同土地利用方式下，有机物质输入和输出的不同导致土壤理化和生物学性状的差异，根系和土壤动物呼吸的来源也发生显著变化，影响土壤有机碳的组成和微生物对有机碳的矿化过程^[8]。土地利用方式的改变对土壤有机碳矿化速率的增加或减少，直接决定土壤在全球碳收支过程中的碳源/汇作用^[9]。

目前，针对我国不同土地利用条件下土壤有机碳矿化特征的研究较多^{[10, 11, 12, 13, 14]}，而关于不同土地利用方式土壤温室气体排放的研究报道较少^{[15, 16]}。本研究通过对黄土台塬植被恢复过程中的土壤温室气体排放和土壤有机碳矿化进行动态监测，综合分析了耕地、天然草地、灌木林地、乔灌混交林地和乔木林地五种典型土地利用方式对研究区土壤有机碳矿化及主要温室气体CO₂、NO₂和CH₄排放特征的影响，探讨了植被恢复过程中不同土地利用方式下土壤碳、氮的变异状况，以期为研究区土壤温室气体减排提供数据支持，为正确理解植被恢复对陆地生态系统碳氮循环的作用提供科学依据。

研究区位于陕西省咸阳市永寿县马莲滩林场，林场所属区域是国家科技攻关项目“黄河中游黄土高原区（永寿）水土保持型植被建设技术研究与示范”试验基地。该区位于黄土高原渭北台塬沟壑区，海拔高度900~1300 m，塬面地形波状起伏，沟坡崎岖破碎，沟谷深切，水土流失严重，气候属温带大陆季风性气候，干旱指数为1.73~1.80，平均气温10.8 ℃，无霜期210 d，平均降水量601.6 mm，年均风速2 m·s^-1。该区总面积26.27 km²，其中山地、沟壑面积8.20 km²，塬面10.87 km²，耕地开垦年限在1000年以上，农田为一年一熟制，常规管理方式，植被恢复前均为农地，造林后采用封山禁牧、自然恢复的管理措施。该区主要土壤类型为黑垆土。

本研究包括耕地、天然草地、灌木林地、乔灌混交林地和乔木林地5种土地利用方式，遵循典型性及恢复阶段相近两个原则，在所选样地内选取长势具有代表性、恢复阶段相近的采样区域。选取17个具有代表性的采样点，除去地表凋落物后，用不锈钢锨采集0~5 cm 和 5~20 cm土层土样并分层混合，每层为1个土样，每个采样点做三次重复，0~5 cm 和5~20 cm土层的土样分别有51个样品，共计102个土壤样品。用四分法取足样品后装入密封的塑料袋中带回实验室。去除混入土样中的凋落物和根系，一部分土样风干至约40%的饱和含水量，保存在冰箱中用于可矿化碳的培养；一部分土样阴干后，去除根系、可见植物残体和石块，研磨过2 mm和0. 25 mm的筛以供测定土壤有机碳组分。具体采样环境见表 1。

表 1 土壤采样点基本情况 Table 1 Basic situations of soil sampling sites

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土壤温室气体采集用静态箱-气相色谱法，关于箱的大小、形状细节和实验过程参考文献^[17]。箱体是由PVC材料制成的直径15 cm、高25 cm的圆柱体，箱盖中心为橡皮塞，便于针管插入采集气体样品。安置前将基座内绿色植物齐地剪掉，尽可能不扰动地表凋落物，降低对土壤表层的破坏。安置时，将箱体插入地下10 cm，地上部分保留15 cm左右，防止因周围土壤松动而造成气体泄漏，气体采集用10 mL医用针管分别在安置好箱体后的0、10、30、60、90、120 min抽取气室内的空气样品，在抽取气体之前，将箱盖拧紧，并在橡皮塞周围加水密封。待气体样品采集完成后，带回实验室用气相色谱仪7890A测定其中CO₂、CH₄和N₂O浓度。CO₂、CH₄和N₂O的通量计算公式参考文献^[18]。

实验于2015年4—5月进行，气体样品采集时间为晴朗天气的11：00—15：00之间，此时间段温度变化最小^{[19, 20]}，采样频率为每月一次。

采用室内恒温培养、碱液吸收法测定。称取新鲜土样50 g，与盛放10 mL NaOH溶液的小培养皿共同放入大培养皿中，上面倒扣同样大的培养皿，并密封大培养皿相接触的缝隙，同时设置4个空白，于28 ℃恒温下培养。分别于培养第0.5、1.5、3、5、15、39、111、159、327、399、519、1215、1575 h进行可矿化碳测定。密封前通入新鲜空气，以满足土壤好氧微生物的呼吸需要，维持整个培养过程中土壤水分状况近似。用浓度为 0.5 mol·L^-1的硫酸测定NaOH吸收的有机碳分解释放CO₂的量。培养过程中CO₂-C的释放量计算参考文献^[21]。

土壤总有机碳的测定采用重铬酸钾-浓硫酸外加热法；全氮用开氏法消解，K₂₃₀₀型全自动定氮仪测定。

可溶性有机碳测定：取过 1 mm筛风干土12.5 g，加50 mL 0.5 mol·L^-1 K₂SO₄溶液浸提，在振荡机上以180 r·min^-1振荡30 min后过滤，用TOC仪测定滤液中有机碳，即为可溶性有机碳；土壤轻组有机碳测定参照徐尚起等^[22]的方法；土壤颗粒有机碳的测定参考刘梦云等^[23]的测定方法；土壤易氧化有机碳测定方法参考文献^[5]。

因为土壤培养时间较短（仅1575 h），土壤有机碳矿化主要是活性有机碳分解，所以应用一级动力学方程分析土壤有机碳矿化动态^{[3, 12]}：

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采用SPSS 19.0和Excel 2007进行数据处理。用SPSS 19.0进行单因素方差分析（One-Way ANOVA），判断不同土地利用方式和土层深度对土壤有机碳矿化量的影响。不同土地利用土壤有机碳累计矿化量、矿化率和C_p的多重比较采用Duncan新复极差法，然后经过t检验（P=0.05和P=0.01）。用Pearson法对土壤有机碳矿化参数与其他碳组分进行相关性分析，绘图均采用Origin 9.0软件。

土壤有机碳矿化累积释放的CO₂-C量是指在一定时间内土壤有机碳矿化为无机碳后所释放的CO₂数量（以每千克干土释放CO₂-C的毫克数计），它是土壤有机碳矿化速率的表征之一。如图 1所示，在土壤矿化培养的前519 h，土壤矿化累积的CO₂-C量增长迅速；随着培养时间的延长，土壤矿化累积的CO₂-C量增长速度急剧下降；培养1215 h之后，增长速度又呈略微增加趋势。0~5 cm和5~20 cm土层土壤在室内培养519 h时，各利用方式土壤累积矿化碳含量分别占总矿化碳量的79.43%~86.81%、80.59%~86.80%，由此可知，土壤有机碳矿化主要发生在培养的前519 h。

图 1 不同土地利用方式土壤可矿化碳累积量 Figure 1 Cumulative amount of mineralizable soil carbon under different land use types

图选项

土地利用方式对土壤有机碳矿化累积CO₂-C量的影响较大，0~5 cm土层土壤可矿化碳累积量表现为天然草地>乔木林地>乔灌混交林地>灌木林地>耕地。天然草地在培养结束时矿化碳累积量达到3 063.14 mg·kg^-1，是耕地的1.82倍；林地矿化累积CO₂-C量在2200~2400 mg·kg^-1之间。5~20 cm土层土壤有机碳矿化累积CO₂-C量以天然草地与灌木林地为最高，均在2200 mg·kg^-1以上，且差异不明显；乔灌混交林地和乔木林地次之，耕地最少，为879.01 mg·kg^-1，是天然草地的38%。这五种土地利用5~20 cm土层土壤有机碳矿化累积CO₂-C量较0~5 cm土层均有不同程度的下降，其中乔木林地下降幅度最大（下降了848.77 mg·kg^-1），而灌木林地下降幅度最小（下降了29.54 mg·kg^-1）。

土壤有机碳累计矿化分配比例是指在一定时间内土壤有机碳累计矿化量占土壤有机碳含量的比例，能在一定程度上反映土壤的固碳能力^[24]。培养1575 h的0~5 cm土层耕地土壤累计矿化分配比例显著高于其他用地类型（图 2），而其他四种土地利用类型差异不显著（P>0.05）。说明耕地较其他用地类型土壤有机碳分解能力强，固碳作用差。5~20 cm土层耕地的土壤有机碳累计矿化分配比显著低于林地31%~39%（P＜0.05），三种不同林型之间差异不显著（P>0.05）。除耕地（5~20 cm土层土壤有机碳累计矿化分配比例低于0~5 cm土层39%）外，其他用地类型土壤有机碳累计矿化分配比例在5~20 cm土层较0~5 cm土层有所增加，增加幅度在25%~76%之间。

不同大、小写字母分别表示5~20 cm和0~5 cm土层不同 土地利用之间差异显著（P＜0.05） Different lowercase and capital letters represent significant differences between different land uses for 0~5 cm and 5~20 cm soil depths，respectively（P＜ 0.05） 图 2 不同土地利用土壤有机碳累计矿化量分配比例 Figure 2 Percentages of cumulative carbon mineralization to soil organic carbon content under different land use types

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用一级动力学方程拟合土壤有机碳矿化动态均达到较好效果（R²>0.80）^[25]。如表 2所示，黄土台塬不同土地利用方式土壤矿化碳潜力C_p值存在较大差异，供试土壤C_p值在0.811~2.704 g·kg^-1之间，草地的C_p值在1.90~2.70 g·kg^-1之间，显著高于林地和耕地。但5~20 cm土层土壤有机碳矿化潜力较0~5 cm土层有不同程度的降低。不同土地利用土壤有机碳矿化速率常数k差异不显著（P>0.05）。各利用方式土壤有机碳矿化速率常数k除灌木林地外均表现为5~20 cm土层高于0~5 cm土层。

表 2 不同土地利用土壤有机碳分解一级反应方程拟合参数 Table 2 Fitting parameters of soil organic carbon decomposition by first-order reaction equation under different land use types

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不同土地利用土壤有机碳矿化潜力与土壤有机碳含量的比值（C_p /SOC值）能够反映土壤有机碳的固存能力，该值越高，土壤有机碳矿化能力越强，有机碳的固存量越小^[4]。土地利用方式对土壤C_p /SOC值有显著影响，整体上耕地最高（0~5 cm土层为林地和草地的近2倍），灌木林地与乔灌混交林地次之，草地和乔木林地最低，说明耕地土壤有机碳矿化能力高，有机碳的固存量小；而草地和乔木林地土壤有机碳矿化能力较低，有机碳的固存量大。林地和草地土壤C_p /SOC值表现为5~20 cm土层相较于0~5 cm土层土壤有机碳矿化能力提高，而固碳能力降低。

如表 3所示，不同土地利用土壤各种碳组分含量之间差异明显。0~5 cm土层土壤各种活性碳组分和总有机碳含量均表现为草地>灌木林地>乔灌混交林地>乔木林地>耕地，天然草地、灌木林地、乔灌混交林地、乔木林地土壤总有机碳含量分别是耕地的3.52、2.71、2.52、2.45倍，且5~20 cm土层土壤有机碳各组分含量均低于0~5 cm土层土壤。

表 3 不同土地利用土壤各组分有机碳含量 Table 3 Content of soil organic carbon components under different land use types

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如表 4所示，土壤有机碳矿化碳潜力C_p值与可溶性有机碳和轻组有机碳之间极显著正相关（P＜0.01），与土壤总有机碳、全氮、粗颗粒有机碳、细颗粒有机碳、易氧化有机碳显著正相关（P＜0.05），土壤有机碳矿化碳潜力C_p值与土壤可溶性有机碳含量的相关系数最大，高达0.996，而土壤有机碳矿化速率常数k与各碳组分之间的相关性均未达到显著水平（P>0.05）。

表 4 土壤有机碳矿化参数Cp、k与土壤各理化性质的相关系数 Table 4 Correlations of Cp and k with soil physical and chemical properties

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如图 3所示，土地利用对黄土台塬土壤主要温室气体CO₂、N₂O和CH₄排放量影响较大。耕地土壤CO₂排放最高，达0.55 μmol·m^-2·s^-1，显著高于林地和草地26%~67%；其次为灌木林地、乔木林地、天然草地，乔灌混交林地最低，为0.29 μmol·m^-2·s^-1。灌木林地、乔木林地、天然草地三种利用方式土壤CO₂排放量差异不显著，而与耕地和乔灌混交林地之间差异显著（P＜0.05）。耕地土壤N₂O的排放强度最高，为16.13 mol·m^-2·s^-1，乔灌混交林地次之，二者差异不显著；其次为灌木林地、乔木林地；草地最低，为2.71 mol·m^-2·s^-1，分别是耕地、乔灌混交林地、灌木林地、乔木林地的16.79%、17.76%、28.19%、44.37%。CH₄的排放通量均为负值，土壤CH₄的吸收强度为林地>天然草地>耕地，且各土地利用之间差异不显著。

不同小写字母表示不同土地利用方式之间差异显著（P＜0.05） Different lowercase represent significant differences between different land uses（P＜0.05） 图 3 不同土地利用土壤CO2、N2O、CH4排放通 Figure 3 Soil CO2, N2O and CH4 emissions under different land use types

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本研究中，土壤有机碳矿化累积量呈现出两个阶段，培养初期增长迅速，后期缓慢。土地利用方式的改变，造成土壤理化性质尤其是土壤有机碳含量的改变，加之其他生物要素和非生物要素以及人类干扰方式的差异，从而对土壤有机碳的矿化过程和矿化速率产生影响^[24]。在矿化培养初期（519 h内），不同土地利用土壤有机碳矿化累积CO₂-C量较高，达到总矿化量的79.43%~86.81%，与张鹏等^[11]的研究结果一致。这主要是因为在矿化培养早期，分解的土壤有机碳主要来源于由大部分植物残体、相当数量的微生物和周转迅速的微小动物碎片等组成的活性碳，这些易分解组分快速分解，其中大量养分迅速释放，促进了微生物活性，因此土壤中碳的矿化速率和矿化量增长迅速。随着培养时间的延长，土壤中易分解组分被微生物完全利用后，开始转向较难分解的木质素和纤维素等成分，释放给微生物的能源物质缓慢，微生物活动也相应缓和，矿化速率随之减缓，碳分解量随之下降^[13]。

土壤有机碳分解速率常数k介于3.47 × 10^-3~12.80 × 10^-3 h^-1之间，土壤C_p值在0.81~2.70 g·kg^-1之间。Moscatelli等^[26]发现土地利用方式的改变能对土壤有机碳矿化产生较大影响，农田的矿化累积CO₂-C量比草地高。也有研究认为土地利用方式影响了黑土有机碳的分解速率，但有机碳分解速率常数与有机碳含量之间并没有呈现明显的规律性^[27]。本研究结果表明，土地利用方式对黄土台塬区土壤有机碳矿化有较大影响，但有机碳分解速率常数与有机碳含量之间并没有呈现明显的相关性，与Parton等^[27]的研究结果一致。整体来看，土壤有机碳矿化潜力C_p、有机碳分解速率常数k和固碳能力表现为草地>林地>耕地，且5~20 cm土层较0~5 cm土层土壤有机碳矿化累积量有所降低，其中耕地的降幅最大，高达48.2%，可能是由于土壤表层有机碳含量较高、活性有机碳含量所占比例较高所致^[28]。土壤有机碳矿化累积量、矿化潜力均随土层的加深而降低，而土壤有机碳矿化分配比例和有机碳矿化速率常数则随着土层加深而增加（耕地与林地、草地刚好相反）。这与其他研究结果不一致，可能与本研究中土地利用方式的差异有关。本研究中，林地和草地封闭管理，0~5 cm土层积累了大量的有机物质，为微生物的繁殖和生长提供了有利条件，因而增加了可矿化碳的含量，但由于占有机碳比例低，与耕地相比，总体上增加了碳的固定。5~20 cm土层回归土壤的腐殖物质减少，微生物活性减弱，降低了其对土壤碳的矿化能力，但矿化碳占总有机碳的比例有所增加，因而5~20 cm土层林地和草地固碳能力较0~5 cm土层有所降低；而耕地由于采用传统耕作方式，0~20 cm不断深耕及农产品回归土壤的量少，所以微生物活性强，可矿化碳占有机碳比例高，有机碳固定能力弱。5~20 cm与0~5 cm土层相比，碳的矿化程度减少反而使其固碳能力增加。

土壤产生CO₂是土壤呼吸的结果。土壤呼吸是一个复杂的生物学过程，受到土壤温度、湿度、有机质以及人为活动等多种生物和非生物因素的综合影响，不同土地利用方式土壤温度、微生物数量及酶活性等的不同导致土壤呼吸的差异^[29]。陈书涛等^[30]研究认为土地利用方式对土壤呼吸的影响作用大于土壤温度、湿度等环境因子。Larionova等^[31]研究发现林地土壤CO₂释放速率显著高于草地和农田，并且认为造成林地土壤呼吸速率显著高于草地和农田的主要原因是林地土壤与草地和农田土壤碳密度之间的差异。本研究发现耕地土壤CO₂排放强度显著高于林地和天然草地，草地有机碳含量显著高于林地，耕地土壤有机碳含量最低。这与土壤CO₂排放速率的变化规律不一致，可能是由于土壤质地以及人为活动对耕地土壤结构造成干扰，使得土壤孔隙度变大，有利于土壤微生物及土壤动物的呼吸。

土壤中N₂O的产生主要是在微生物的参与下，通过硝化和反硝化作用完成，而土壤基本性质的改变影响了土壤微生物硝化和反硝化过程，最终使得土壤的N₂O排放量在不同土地利用方式下存在一定的差异^[32]。林杉等^[33]研究认为N₂O年排放通量为菜地>果园>旱地>水改旱地>林地，并且认为此结果主要是由果园有较高的施肥量而林地不施肥，以及林地土壤温度较低造成的。本研究区土壤N₂O的排放强度为耕地最高（16.13 mol·m^-2·s^-1），林地次之，草地最低（2.71 mol·m^-2·s^-1），说明耕地是黄土台塬区土壤N₂O的主要排放源。这可能是因为耕地长期增施氮肥增加了农田中氮素含量，从而促进了N₂O的排放，而且耕地经过系统翻耕能够促进矿化作用，进而生成铵态氮及硝态氮，增加土壤氮素的积累，待土壤温度、湿度等条件适宜情况下，N₂O会大量释放^[31]。这与Dheri等^[34]的研究结果一致。

CH₄是仅次于CO₂的温室气体，土壤产生 CH₄主要分为两个步骤：首先，在厌氧环境中厌氧细菌将土壤中有机物质分解为简单的小分子化合物；其次，产甲烷细菌进一步将小分子化合物转化为CH₄^[32]。土壤CH₄的吸收汇强度为林地>天然草地>耕地，且各土地利用之间差异不显著（P＜0.05），与刘慧峰等^[16]的研究结果一致。目前关于CH₄产生和排放的影响机制报道较少且不一致，有待于进一步研究和讨论。

土壤活性有机碳是易被土壤微生物分解矿化，对植物养分供应有最直接作用的那部分有机碳，如植物残茬、根类物质、真菌菌丝、微生物及其渗出物（如多糖）等。本研究测定了黄土台塬不同土地利用土壤总有机碳和活性有机碳组分含量，结果表明土壤各种活性碳组分和总有机碳含量均表现为草地>林地>耕地的趋势，且5~20 cm土层土壤有机碳各组分含量低于0~5 cm土层。

已有研究结果表明，土壤有机碳的矿化速率动态与可溶性有机碳含量的变化趋势一致，特别是黄泥土二号，可溶性有机碳含量与土壤有机碳日均矿化量达到极显著相关水平^[35]。另外，土壤有机碳矿化也受活性有机碳组分初始含量的影响，土壤有机碳中活性较高的那部分易被微生物分解利用，是潜在的可矿化有机碳^[7]。本研究发现，土壤C_p值与可溶性有机碳、轻组有机碳极显著正相关（P＜0.01），这是由于水溶性的有机碳较易为微生物利用。一般认为，有机碳的解聚和溶解是其矿化的先决条件，有机碳在转化为CO₂、CH₄前必须先进入溶液中，因此可溶性有机碳的含量动态和周转应与土壤有机碳的矿化有密切关系。土壤C_p值与土壤总有机碳、全氮、易氧化态有机碳之间的相关性显著（P＜0.05）。通过回归分析发现，尽管不同土地利用土壤有机碳组分含量差别很大（表 3），但土壤有机碳矿化潜力C_p值与土壤轻组有机碳之间的一元回归方程y=1.081+0.242x的决定系数R²为0.818，达到了极显著水平（P＜0.01），这说明土壤轻组有机碳可解释有机碳矿化的81.8%。二元回归方程y=1.183-0.001x1+0.293x2中，在保留土壤轻组有机碳含量的同时，引入变量土壤可溶性有机碳含量，回归方程的决定系数R²增加到0.824，也达到了极显著水平（P＜0.01），表明土壤轻组有机碳含量和可溶性有机碳含量共同解释土壤有机碳矿化的82.4%的变异。因此，黄土台塬区土壤矿化碳潜力受土壤中轻组有机碳和可溶性有机碳共同作用的影响。

（1）土壤有机碳矿化总量表现为草地最高，林地次之，耕地最低，0~5 cm土层土壤可矿化碳含量显著高于5~20 cm土层。

（2）土壤总有机碳含量与其他各种活性碳组分含量分布规律一致：草地显著高于林地，林地显著高于耕地，0~5 cm土层明显高于5~20 cm土层，可溶性有机碳和轻组有机碳与土壤有机碳矿化潜力C_p值存在极显著正相关关系，总有机碳、全氮、大中颗粒态有机碳、易氧化态有机碳与土壤有机碳矿化潜力C_p值存在显著正相关关系。

（3）土地利用方式对黄土台塬区土壤主要温室气体CO₂、N₂O和CH₄的释放速率具有重要影响，土壤温室气体通量表现为CO₂、N₂O的排放和CH₄的吸收。耕地CO₂和N₂O的排放强度明显高于其他利用方式，各利用方式CH₄的吸收强度差异不明显。