编译者: 中国科学院烟台海岸带研究所海岸带 土壤和沉积物环境风险与生态修复研究组：陈小兵、曹丹、咸敬甜、冯红宇、董小燕、李远 等；山东省农业科学院：贾曦、孙泽强；鲁东大学现代农业高质量发展产教融合东营基地：潘英华、赵英。
联系人: xbchen@yic.ac.cn
原文及出处：Carbon Dynamics in Salt-affected Soils，
https://link.springer.com/chapter/10.1007/978-981-13-5832-6_12
延伸阅读：1. 王敬国，《生物地球化学-物质循环与土壤过程》 第5章碳循环，中国农业大学出版社，2017；2. Banwart, S. A., Noellemeyer, E., Milne, E. eds. (2015). Soil Carbon: Science, management and policy for multiple benefits. SCOPE Series 71. CABI, Wallingford；3. 骆永明等，《海岸带生态环境与可持续管理》第32章 滨海盐渍化土壤改良与农业利用及生态修复，科学出版社，2021（http://product.dangdang.com/29222831.html）。
摘 要
土壤盐质化（Salinity）和钠质化（sodicity）是世界干旱和半干旱地区作物生产的主要制约因素。土壤有机碳（SOC）周转对土壤肥力和大气CO2浓度有显著影响。盐分通过以下方式影响土壤碳库和二氧化碳排放：（i）植物生长和碳输入减少；（ii）由于盐质土渗透胁迫或钠质土结构不良而降低微生物活性和碳周转。由于植物生长缓慢，加上碳的输出，盐渍化土壤的有机碳含量较低。这篇综述介绍了许多既有技术（包括植物修复、土地利用变化、有机改良、灌溉和耕作）来增加盐渍化土壤中的有机碳储量。不同机构使用的许多土壤有机碳固存模型没有考虑到盐分的效应，因此在印度和世界盐渍化土壤中提供了不够准确的SOC动态数据。随着盐渍化土地面积预计将增加，研发措施和技术的研发不仅可以改良盐渍土，而且可以增加碳含量，以恢复这些土壤的肥力。
关键词：碳动态·盐渍土·土壤有机碳·土壤无机碳·土壤健康·碳库
12.1 引言
土壤盐分积累对植物生长发育产生不利影响，是农业可持续生产和生态系统可持续发展的主要威胁。据报道，印度约有673万公顷的盐渍土，这对该国的粮食生产造成严重威胁，每年造成2300亿卢比的损失，预计到2050年，盐渍化的面积将进一步增加到1620万公顷（CSSRI，2015）。盐质化和钠质化是作物生产的主要障碍，对土壤有机质（SOM）有着巨大的影响，SOM在调节土壤物理（稳定土壤结构）、化学（缓冲和pH变化）和生物（微生物活动）性状方面起着重要作用。盐分和钠化度都会影响SOM的转化过程，而SOM在温室气体排放中起着关键作用。土壤碳库是陆地生态系统中潜在的温室气体源或汇，其主要成分有土壤有机碳（SOC）和土壤无机碳（SIC）。全球SOC库在1m深度的范围内估计为1576 Gt C（Lal et al.，2007）。全球土壤碳库大于大气和生物库的总和，SOM含量的变化会影响大气CO2浓度。理解有机碳动态对于应对全球变暖的影响至关重要，因为有证据表明，盐渍化土壤具有显著的碳固存潜力（Lal，2004；Setia et al.，2013）。
本章将探讨盐分和钠化度对碳（有机和无机）动态的影响、土地利用和农业管理措施对盐渍土碳固存的影响、土壤有机碳的光谱特征，以及影响土壤有机碳储量的改良策略。鉴于这一范围，本章不可能对世界各大洲进行的所有研究进行详尽的综述，但本章的主要目标是调控盐渍土中SOC循环的过程以及可能影响SOC循环和储存的管理实践。
12.2 盐渍土的理化性质
根据盐渍土的起源、性质、特征与植物生长关系，将盐渍土分为三类：（i）盐质土、（ii）钠质/碱土和（iii）盐化-钠质土。这些土壤的物理和化学性质影响着此类土壤的固碳作用。
12.2.1 盐质土
根据美国盐土实验室（1954），这些土壤的饱和土壤浸提液（ECe）在25℃下的电导率大于4 dS m-1，饱和土壤浸提液（pHs）的pH值小于8.5，交换性钠百分比（ESP）小于15。Gupta和Abrol（1990）认为，印度盐渍土的pHs值小于8.2，ECe大于4dS m-1，氯化物和硫酸盐主要为钠（Na）、钙（Ca）和镁（Mg）。
盐渍土主要分布在干旱和半干旱气候中。在干旱气候区，盐渍土可能含有过量的硼、氟和硝酸盐。加速盐渍化进程的人类活动包括过量使用碱性肥料（basin fertilizer）（如硝酸钠、碱渣等）、清除原生植被、种植浅根一年生植物和过度灌溉，从而增加了盐分向地下水系统的渗漏。利用含盐地下水进行灌溉和地下水位的上升会将盐分带到根区和土壤表面。在盐渍土中，细颗粒通过絮凝作用结合成团聚体，有利于土壤通气、根系渗透和根系生长，但过高的盐分浓度会导致植物生长不良。
12.2.2 钠质土（苏打土）
钠质土pH值一般在8.5~10.0之间，ECe小于4dSm-1，ESP大于15，钠吸附比大于13。然而，在印度环境下，碱土的pH值可能低于8.2，土壤溶液中的[Na+]/（[Cl-]+[SO42-]）的比值大于1.0（Bajwa and Swarup，2002）。
钠质土主要分布在年降雨量550~900 mm的地区。由于降水量不足以淋洗风化产物，Na+成为主导阳离子，使SAR超过13。Na+离子取代了黏土表面的Ca2+和Mg2+离子，从而限制了碳酸钙、硫酸钙和碳酸镁的溶解和沉淀。因此，ESP增加（>15）。较高的pH值与Na2CO3的水解作用有关，导致了土壤的高碱度。释放的OH-离子使土壤保持较高的pH值，即>8.5。
钠对土壤的影响与盐分相反。高钠会导致黏土颗粒分散，导致土壤孔隙堵塞，导致土壤渗透性（permeability）降低和涝渍（water logging）。在钠质土中，高钠导致的主要问题是土壤入渗减少和表面结皮。与钠相反，贡献了盐度的盐类，如钙和镁，会引起土壤颗粒的絮凝。
12.2.3盐化-钠质土
盐化-钠质土的ECe大于4dSm-1，ESP大于15。pH值是可变的，通常高于8.5，这取决于可交换钠和可溶盐的相对数量。这些土壤是盐化和钠质化共同作用的结果。如果这些土壤中多余的可溶盐向下淋洗，这些土壤的性质将变得与钠质土相似。
12.3 有机碳对土壤健康的重要性
土壤有机质（SOM）含碳量约为58%，对土壤健康起着关键作用。由于有机质对土壤的物理、化学和生物性质的影响，土壤有机质已被确定为土壤肥力的主要指标之一（Robertson et al.，2014）。SOM被测量为土壤有机碳（SOC），它被用作SOM的常用表征（Oldfield et al.，2018）。因此，保持土壤有机碳的合理水平是维持土壤健康和维持生态功能的关键。土壤有机质在支持和维持土壤作为一种关键资源方面的作用正通过倡导“土壤健康”概念的举措得到越来越多的关注（FAO，2005；Fine et al.，2017）。土壤有机质提供了对生产力至关重要的养分，并提高了土壤的通气和持水能力（Brady and Weil，2007）。较高含量的有机质，无论是天然的还是改良的，都能提高土壤的持水能力和养分含量，并改善土壤结构（Oldfield et al.，2018）。来自作物/作物残茬和外部来源（如FYM、堆肥等）的碳输入有助于形成稳定的土壤团聚体，进而改善土壤物理环境，如较高的孔隙度、较低的容重、较高的渗透性和较低的渗透阻力。土壤中较高的有机质增加了阳离子交换量，极大影响了植物对养分的保持/有效性。土壤有机质是大量元素（N、P、K等）和微量元素（Fe、Mn、Zn、Cu、B、Mo等）的储藏库，是植物完成生命周期所必需的。因此，保持土壤有机碳的最优含量(optimum amount)对于持续向作物提供养分以促进作物的可持续生产至关重要。
12.4 盐度和钠化度对SOC动力学的影响
由于植物生产力的降低，盐渍化土壤中有机质的输入减少。但这些也会影响微生物的活性，从而改变有机物的分解速率。微生物在盐质土中遇到的主要问题是细胞外土壤水分渗透势低，导致细胞失水。耐盐微生物（可在古菌(Archaea)、细菌和真核生物中发现）能迅速积累盐分（如氯化钾或相容的溶质）以调节其细胞内渗透势（Oren，1999）。Oren（1999）计算出有机溶质的合成和从细胞中排出钠需要的能量是细胞壁合成的三倍。事实上，碳利用效率（底物C被转化为微生物生物量）随着盐度的增加而降低（Riet and Haynes 2003），导致每克底物C的二氧化碳释放量增加。先前的研究表明，盐度改变了微生物群落结构（Pankhurst et al.，2001；Gros et al.，2003；Setia et al.，2012），真菌比细菌对盐度更敏感（Pankhurst et al.，2001；Gros et al.，2003）。这可能对有机物的分解有重要意义，因为真菌在分解植物和动物的聚合残留物以及木质素等难降解化合物中起着关键作用（Killham，1994）。
盐质化和钠质化都会改变土壤的理化性质，从而影响土壤中添加植物碳和天然碳的转化。盐度降低了SOC矿化（Laura，1974，1977；McCormick and Wolf，1980；Sarig and Steinberger，1994；Garcia and Hernandez，1996；Pathak and Rao，1998；Sardinha et al.，2003；Wichern et al.，2006；Tripathi et al.，2006；Ghollarata and Raiesi，2007；Yuan et al.，2007；Walpola and Arunakumara，2010；Setia et al.，2010；Setia and Marschner，2012；Setia and Marschner，2013）。另一方面，关于钠化度对SOC分解的影响，也存在着矛盾的报道。随着钠化度的增加，C的矿化度增加，导致土壤分散，从而从团聚体内部释放有机物。微生物可以接触到这种有机物（Nelson et al.，1996）。据报道，钠化度对碳矿化的不利影响可能是由于有机质的质量和含钠土壤中的厌氧条件（Abdou et al.，1975）。Kaur等（2002）发现，在稻麦种植系统中，连续19年灌溉钠化水的土壤中微生物生物量C降低。Rietz和Haynes（2003）报道了微生物生物量C与EC呈指数负相关，而与ESP和SAR呈线性负相关。这些结果表明，盐分对土壤生物特性的不利影响大于钠化度。在盐渍化的土壤中，C和N矿化在较高的EC下受到抑制，硝化作用比氨化更为敏感（McClung and Frankenberger，1987；Rasul et al.，2006）。Dendooven等（2010）发现极碱性盐渍土中易分解有机物（如葡萄糖）的分解受到抑制。Setia等（2011b）还发现EC是影响盐渍土壤呼吸的主要因素。
在盐化-钠质土中，盐度和钠化度同时影响分解。Wong等（2008）发现中盐低钠土壤呼吸作用最低，低盐高钠土壤呼吸强度最高。Wong等（2009）还发现，由于吸附在团聚体上的SOC释放，向高盐化-钠质土壤中添加有机质后，土壤呼吸开始增加。Skene和Oades（1995）发现，用低SAR和高EC的溶液处理土壤会降低可溶性碳的浓度。Setia等（2011a）发现盐度对碳矿化的影响比钠化度更大。
在固定的土壤-溶液比中测得的EC不能很好地反映植物和微生物所经历的盐胁迫，因为随着土壤干燥，土壤溶液中的盐浓度增加（渗透势降低）。土壤溶液的渗透势比起EC可能是评估盐分对植物生长（Ben-Gal et al.，2009）以及微生物活性（Setia et al.，2011d）影响的一个更合适的参数，因为渗透势考虑到土壤溶液中的盐浓度作为含水量的函数。
Chowdhury等（2011）表明，在给定含水量条件下，通过降低渗透势（osmotic potential），盐质土中的微生物活性下降得更为强烈。Setia和Marschner（2012）发现，在水势高于-4.0 MPa时，渗透势是盐质土微生物活动的主要胁迫源，但在水势为-4.0 MPa或更低（当土壤干燥时），基质势（matric potential）对呼吸和微生物生物量非常重要。
12.5 盐渍土中的土壤无机碳
与有机碳一样，土壤无机碳（SIC）在全球碳循环中也起着重要作用。世界干旱半干旱地区土壤无机碳主要以碳酸钙的形式存在于下层土壤中。土壤无机碳可分为原生（或成岩）土壤碳酸盐和次生（或成土）土壤碳酸盐。原生SIC继承自钙质母岩（石灰岩和其他海相碳酸盐），但次生SIC是由碳酸钙沉淀原位形成的。土壤无机碳储量从695 Pg（Batjes，1996）到1738 Pg（Eswaran et al.，1995）。SIC储量变化较大是由于难以区分成岩碳酸盐岩和成土碳酸盐岩。一般来说，SIC在较低的土壤深度优先堆积。Eswaran等（2000）估计1.0 m土壤深度全球SIC库为947 Pg，约占全球SOC库的三分之二。早先有人认为，SIC更稳定，对农业措施不太敏感。Lal和Kimble（2000）认为，农业措施基本上可以改变土壤中的无机碳循环，从而对大气CO2水平有显著的反馈作用。在世界干旱和半干旱地区，SIC储量可能是SOC储量的数倍，是碳酸盐存在的土壤中潜在的主要碳通量。因此，SIC库存需要在碳固存机制中加以考虑（Entry et al.，2004）。
土壤中存在以下三种主要的无机碳过程：
（a）硅酸盐矿物的风化作用：硅酸盐矿物的风化是由雨水中溶解的二氧化碳产生的碳酸引起的，碳酸会产生碳酸氢盐，起到了固碳的作用。一般来说，土壤中的钙硅酸盐矿物风化速率通常在50~500 mol Ca2+ hm-2 yr-1之间（Sverdrup and Warfvinge，1988；White，1995），或意味着仅消耗0.001~0.01 t C-CO2 hm-2 yr-1（Chadwick et al.，1994）。
（b）碳酸盐溶解：碳酸盐溶解（成岩和成土）是另一种在诸多土壤中发生的气体二氧化碳消耗过程。如果在灌溉水中以HCO3的形式提供二氧化碳，则不清楚碳酸盐溶解是否起到碳汇的作用（如Suarez，2000）。其次，HCO3必须从土壤剖面中淋洗到地下水系统中（Kessler and Harvey，2001）或进入海洋储存库（Raymond et al.，2008），其滞留时间约为1000年或更长。当存在不完全淋溶时，例如在大多数干旱和半干旱生态系统中，溶解在上部土壤剖面中的碳酸盐通常会在土壤剖面中更深的地方再沉积，导致二氧化碳的释放，而大气中的二氧化碳水平没有净变化（Khokhlova et al.，1997）。
（c）成土碳酸盐形成：在干旱、半干旱和许多地中海生态系统中，由于盐分不完全淋洗，碳酸盐沉淀在土壤剖面中。
土壤碳酸盐溶解速率因土地利用的变化和农业生产方式的改变而大大改变。影响SIC的主要土地利用管理措施是不当的灌溉措施、石灰施用和土壤酸化。灌水提高了土壤的生物活性，增加了土壤中CO2分压。包括矿物溶解速率在内大多数化学反应，都是由较高的PCO2和湿润的土壤环境加速的。根据灌溉水源的不同，灌溉水还可能含有较高水平的溶解性钙和HCO3，从而对SIC循环产生很大影响。土壤上层的降水量或净溶解量由灌溉水源决定。在用高离子浓度的水灌溉的两种类型的耕作土壤中（平均EC=1.2 dS m-1），1 m深度内土壤中的无机碳储量比原生植被土壤高36 t ha-1（Wu et al.，2008）。在美国西部，灌溉种植超过30年后，在1.0 m土壤深度处，SIC库存量比当地山艾灌丛植被高51±11 Mg C hm-2（Entry et al.，2004）。Khokhlova等（1997）观察到30年灌溉后1米以下的碳酸盐向下迁移和浓度。然而，在有排水沟的土壤中，SIC以重碳酸盐的形式从土壤中流失。新生冲积土中用淡水灌溉75年后，SIC的平均损失率为1.0 Mg C ha-1 yr-1，深度为4.0 m，主要是由于成土碳酸盐的溶解（Eshel et al.，2007）。在旱季结束时，土壤表层30 cm深度的SIC平均储量比雨季结束时多15%， Emmeric( 2003）重申了SIC对年度净二氧化碳交换的重要贡献。在灌溉20年以上的膨转土(Vertisols)中，Knowles和Singh（2003）发现90 cm土壤深度的总SIC含量与残留的原生植被几乎没有差别。因此，灌溉农业条件下，SIC库存既可以增加也可以减少（Sanderman，2012）。还需要更多的信息来证明SIC库存变化是否为固存。
表12.1 印度西北部部分地区2.0 m土壤深度以下不同土地利用中的CaCO3和SIC储量（Mg C hm-2）
在石灰性土壤中，土壤酸化可通过较高的方解石溶解获得部分弥补，因此，如果将土壤中产生的所有HCO3-淋溶到长期储存库中，则可能产生约0.03~0.12 Mg C hm-2 yr-1的净碳汇（Sanderman，2012）。使用含碳12%的农用石灰（agricultural lime）（农用石灰：石灰石和白云石）是农业系统中主要的碳通量。农用石灰（aglime）溶解类似于碳酸盐溶解，消耗1摩尔CO2代替释放2摩尔重碳酸盐。同样重要的是，追踪碳酸氢盐的归趋，同时确定农用石灰的净碳平衡。在酸性土壤条件下，HCO3-会与过量的H+发生反应，形成碳酸，经与土壤CO2平衡，随后将CO2释放回大气中（West and McBride，2005）。在低淋洗环境和中性或碱性地下层pH值下，HCO3-释放出1摩尔CO2后，可能以CaCO3形式再沉淀，使使农用石灰以碳中和的方式溶解。然而，HCO3-从土壤剖面中淋失后，会进入一个长期的碳库，从而证明这种反应是一个净的大气汇。但石灰处理也会增加土壤pH值，使土壤环境有利于植物生长，从而显著提高作物生产力和生物产量，吸收大量大气二氧化碳（Datta and Mandal，2018）；地下生物量中~1/3被储存为SOC，再次平衡了碳酸盐溶解产生的CO2通量（Kuzyakov and Domanski，2000）。在长期实验中，Fornara等（2011）还报告了石灰性土中的SOC存量比未添加石灰的土壤高20%。石灰可改善土壤结构和黏土组合的稳定性，并通过物理和物理化学机制保护SOC（Paradelo et al.，2015）。Datta等（2015）研究了改良不同土地利用方式下钠质土、盐化钠质土的CaCO3含量和SIC含量。在钠质化改良土壤中，种植荔枝的土壤中CaCO3（374 Mg hm-2）和SIC（45 Mg hm-2）含量最高，而在2.0 m土壤深度以下，则最低（138和17 Mg hm-2）。在盐质土中，Kainth和Prosopis阿尔巴芥末系统的CaCO3（268和269mg hm-2）和SIC（32.1和32.2mg ha-1）含量最高。Datta等（2017）进一步发现在钠质土地上，种植大叶榕的土壤的CaCO3（5973 Mg hm-2）和SIC（717 Mg hm-2）含量最高，种植牧豆树的土壤最低（666和80 Mg hm-2）（表12.1）。
12.6 作为SOC储存调节剂的盐渍土的管理措施
12.6.1盐渍化土壤的植物修复
利用植物根系的能力，提高作为Ca2+和/或Mg2+来源的固有或沉淀的方解石（CaCO3）或白云石（CaCO3.MgCO3）的溶解速率，可以通过“植物修复”来修复盐渍土。这导致土壤溶液中Ca2+和/或Mg2+浓度增加，从而有效地置换阳离子交换络合物中的Na+。植物修复有助于提高土壤团聚体的稳定性和创造大孔隙，从而改善土壤水力特性和根系增殖（Qadir et al.，2007），这有助于提高土壤中植物养分的有效性，从而显著影响土壤中碳的吸收。
作为植物修复过程的一部分，添加到钠质土或盐化-钠质土中的植物材料会导致有机碳固存，其速率取决于土壤和环境因素（如质地和矿物学、水分状况和温度）控制。此外，通过植物茎和根添加的有机质的质量和数量对土壤剖面中有机碳的周转和储存有显著的影响。此外，用于植物修复的植物物种在其分解和周转率以及土壤中的碳储量方面具有广泛的范围（Six et al.，2002；Turn et al.，1997）。
12.6.2盐渍化土地利用变化
根据钠质土和盐化-钠质土壤中退化的程度，很大一部分原始碳库在10~30 Mg C hm-2之间消失（Lal，2001）。碳的固存对于土壤发挥生产力和环境等多种功能非常重要（Lal，2004）。土地利用的变化对碳吸收有显著影响。以前的研究表明，在钠质和盐化-钠质土壤上种植适当的作物、灌木和树木可以通过生物量生产增加土壤碳（Garg，1998；Kaur et al.，2002）。
Garg（1998）评估了四种树木土地利用方式下碱土中的SOC累积（相思树[Acacia nilotica (L.) Willd. ex Delile]、黄檀[Dalbergia sissoo Roxb. ex DC.]、牧豆树[Prosopis juliflora (Sw.) DC.]和阿诸那[Terminalia Arjuna Bedd.]）。在种植黄檀和牧豆树的土壤中，有机碳含量较高，这是因为这些物种增加了土壤中0.6m深度土壤中的微生物活性，因为土壤中的Na+水平降低，有利于落叶分解和根系腐殖质的积累。Singh和Gill（1990）发现，在碱性土壤中种植不同种类的树木20年后，碳固存率为0.2~0.8Mg C hm-2 year-1。他们在土壤中发现了最大碳固存量（9.3 g kg-1）（图12.1）。
图12.1 20年生人工林对0~15 cm碱土深度土壤有机碳富集的改善作用（Singh和Gill，1990）
Datta等（2015）研究了土地利用（番石榴、荔枝、芒果、大叶榕、桉树、牧豆树和稻麦种植制度）对印度西北半干旱改良钠质土壤中2.0 m土壤深度的有机碳库分布的影响。他们发现番石榴园土壤中的最大SOC储存量（133Mg C hm-2）包括惰性碳库（76 Mg C ha-1）。采用这些管理措施不仅可以改良盐渍土壤，而且还可以隔离大气中的二氧化碳。在喜马拉雅山下段退化的什瓦利克，Saha等（2014）研究了土地利用变化对森林、草地、耕地和侵蚀土地下土壤剖面（深度1.05 m）中SOC分布的影响。他们分别在森林和侵蚀土地下的土壤剖面中发现了最高（83.5 Mg ha-1）和最低（55.6 Mg ha-1）的SOC存量。
12.6.3有机改良
有机质通过黏结或黏附特性促进土壤团聚体的形成和稳定性（Diacono and Montemurro，2010）。改良钠质土提高了团聚体的稳定性。堆肥中的Ca2+离子降低了交换复合体中Na+的比例，加速了交换态Na+的淋溶（Qadir and Oster，2004），从而增强了黏土矿物的絮凝作用，从而控制了盐质土的侵蚀。当在盐质土中施用不同的有机改良剂组合时，观察到大量土壤团聚体的形成（Oo et al.，2013）。由于团聚体的稳定性，其他土壤物理性质，如土壤孔隙度、水分入渗和持水能力得到改善。Wang等（2014）发现，当在沿海盐质土中施用有机废物混合物时，EC降低 87%，ESP降低 71%，但有机碳增加96%，这表明不同改良剂联合应用对盐渍土的改良是有效的。
通过在农田中施用外源有机质（exogenous organic matter）改善土壤生物功能（Diacono and Montemurro，2015）。土壤中的有机物质类型可以在盐渍化条件下改变C和N矿化模式（Walpola and Arunakumara，2010）。与单独施用稻草和猪粪相比，稻草和猪粪联合施用可显著提高盐渍化土壤中的微生物活性（Liang et al.，2005）。
城市生活垃圾（MSW）可以作为一种有机改良剂来恢复盐质土的肥力。城市生活垃圾堆肥化是一种重要的循环利用工具，可以解决垃圾填埋过程中产生的环境和健康问题。它的应用也有助于提高盐渍土的生产力。在小谷子种植体系中，Meena等（2016）采用不同的有机改良剂，如城市生活垃圾堆肥（MSWC）、石膏浓缩堆肥（GEC）和稻草堆肥（RSC）单独或联合施用化肥作为改良剂，研究了它们对盐质土化学和生物性质的影响。在有机改良剂和25%的推荐施肥量下，土壤有机碳显著增加(RSC@3.5 Mg ha-1+GEC@3.5 Mg ha-1+MSWC@4 Mg ha-1）超过对照区。因此，在土壤中施用有机肥是一种有效的低投入替代方案，可以减少盐渍化的危害，提高土壤碳储量。
12.6.4灌溉
盐质土改良的基本方法是盐分淋洗，而对于碱土（alkali soils），还需要进行化学改良。这些改良措施对土壤有机碳浓度有显著影响。近年来，在世界上许多半干旱和干旱的国家，使用处理过的城市污水等边际水质的灌溉正在增加。Ganjegunte等（2018）评估了经处理的城市污水灌溉后盐渍化土壤的SOC动态。在0~60cm土层，不同处理6年后，土壤有机碳平均浓度在3~5mg hm-2之间增加。Mancer和Bouhoun（2018）发现，用人工盐化水灌溉土壤时，C矿化减少。灌溉水中常见的可溶性阳离子有Na+、Ca2+、Mg2+和K+，它们可能在C矿化中起关键作用。在盐质土中，Na+和K+离子促进分解，其中Na+的影响比K+更大（Setia et al.，2014）。二价阳离子尤其是Ca2+能增强有机质的结合和C的稳定性，而Mg2+离子的作用很小。Mancer和Bouhoun（2018）还发现，用NaCl溶液灌溉的土壤中C矿化度的下降高于CaCl2和MgCl2溶液。这些结果表明，盐类对土壤碳矿化有显著影响。
12.6.5耕作
耕作影响土壤的物理、化学和生物特性。土壤容重、孔隙度和持水能力是耕作影响土壤物理和水力性质的主要指标（Strudley et al.，2008）。集约耕作有助于破坏团聚体，从而增加有机质的损失，进而通过更高的二氧化碳排放量促进气候变化（Parras Alcántara et al.，2013）。土壤表层作物残茬的管理与钠质土的耕作效应密切相关。在钠质土中，耕作有助于盐分从表层向深层淋洗（Sadiq et al.，2007）。Qadir等（2001）和Wong等（2010）报告了耕作条件下钠质土的结构和肥力的改善。在钠质土中，耕作通过改变土壤剖面中的有机质分布来增加SOC矿化（Wong et al.，2010）。Singh等（2016）发现中长期耕作（5年和9年耕作）后，通过改变作物残茬的分布，钠质土壤的SOC增加。在质地细密的膨转土中，耕作和作物残茬管理显著影响表层土壤有机质和微生物活性以及盐分向深层土壤移动（Dalal，1989）。与未开垦土地相比，连续耕作9年，表层土壤和深层土壤的SOC分别提高了35%和39%（Singh et al.，2016）。
12.7 盐渍土中有机碳的光谱特征
用于土壤有机碳定量的实验室技术（化学法和干法燃烧法）需要费财费时，用于SOC分析的化学品对环境有害（Srivastava et al.，2015）。目前，不同种类的红外（IR）波（近红外和中红外）的漫反射光谱技术由于其样品制备（土壤筛分）简单且具有非破坏性（Morra et al.，1991；Ben dor and Banin，1995；Shepherd and Walsh，2002；Srivastava et al.，2004；Brown et al.，2005；ViscarraRossel et al.，2006；Summers et al.，2011；Srivastava et al.，2015）。在可见光和近红外光谱中，从可见光（400~700 nm）到近红外（700~2500 nm）的整个区域都具有土壤反射特征，因为SOC在可见区域具有特定的吸收峰，因为原子的电子跃迁、弱泛音和与红外区轻原子的分子键中振动相关的组合（弯曲和拉伸）（Dalal and Henry，1986；Clark，1999）。利用典型特征（characteristic features）（如H+与C原子相连的化学键）可以预测土样的特性，这使得能够使用基于校准和化学计量学技术的近红外技术，借助特定波长的吸光度以及数学和统计技术来测量有机碳（Shepherd and Walsh，2002）。
光谱反射值用于开发统计模型（本质上是经验性的），通过微调过程与预测特性产生最佳相关性（Minasny et al.，2011；Summers et al.，2011；Izaurralde et al.，2013；Srivastava et al.，2015；Ji et al.，2015；England and Rossel，2018）。但是这些经验模型具有很强的区域依赖性（region-specific。因此，重点是发展区域特定的光谱模型。
12.7.1土壤碳的光谱特性
土壤反射光谱受土壤基本性质的影响（如土壤湿度、土壤有机质含量、黏土类型（包括铁和铝氧化物）及其含量（Bowers and Hanks，1965））。土壤有机碳与土壤含水量、土壤类型、质地等显著相关。反射光谱的显著吸收特征在1400、1900和2200 nm处出现（Ben dor et al，1999；Shepherd and Walsh，2002），并与黏土矿物和水分含量有关（例如，由于自由水的OH特征（1400和1900 nm）和黏土晶格（1400和2200 nm），吸收峰发生的变化（Hunt，1982））。当吸收特征转化为一阶导数时，吸收特征变得更加突出。但是，可以从光谱形状的细微差异中提取有关土壤性质的有价值的信息，这有助于消除许多土壤有机和无机成分的重叠吸收特征。Srivastava等（2015）发现在印度恒河冲积平原（IGP）的非盐渍土壤下，1400、1900、2200、2250和2300 nm处的SOC相关性显著。Knox等（2015）比较了中红外线（MIR）和VNIR-MIR预测SOC的能力，但显著峰值（2700 nm）分别与C-O和Si-O拉伸区域以及O-H基本面上的双特征和宽双特征有关。研究人员（Hummel et al.，2001；Mouazen et al.，2007；Lee et al.，2009；Morgan et al.，2009）显示了预测近红外波段SOC的最佳范围（即1650~2500 nm）。许多研究人员已经报道了可见光和近红外范围对于有机碳校准的重要性（Ben dor and Banin，1995；Ingleby and Crowe，2000；Cozzolino and Moron，2006；Mouazen et al.，2007；Vasques et al.，2008）。大多数基于光谱反射率的预测都是针对非盐渍化土壤进行的，但利用光谱法估算盐渍土SOC的信息很少。Srivastava等（2017）比较了无盐影响（EC<4.0 dS m-1）和盐渍化土壤（介于4.0和>50 dS m-1之间）的光谱（图12.2a），他们发现，一阶导数转换数据的诊断吸收特征在1900 nm、1400 nm和2200 nm处非常显著，并证明土壤盐分水平的增加导致1900 nm处的吸收峰向更高波长移动（图12.2b）。
图2.2（a）350~2500nm范围内不同土壤盐度的光谱。（b） 增加不溶性会导致吸收峰向更高波长移动。
12.8盐渍化土壤中SOC的模拟
模型是对具有明确的边界真实系统的数学表示，，可以探索各种组分之间的关系，增加对过程的洞察，并检查管理的后果和进一步修改的可能性。SOM模型可以大致分为静态模型和动态模型。在静态模型中，环境变量保持不变。单分室模型和双分室模型（Jenkinson，1990）被归类为静态模型。在动态模型中，环境变量随时间而变化。非分室和多分室衰变（Jenkinson，1990）被归类为动态模型，动态模型可进一步分为面向生物体和面向过程的模型（Paustian，1994）。根据Manzoni和Porporato（2009）的研究，有250个模型用于预测世界不同地区的SOC动态和养分周转。这些模型在基本假设和负责SOM分解的过程中有所不同。然而，大多数SOM模型将SOC划分为具有不同性质和速率常数的不同库。
过程模型基于线性、指数衰减和常微分方程一阶动力学。这些基于过程的模型是基于假设SOM池是由C流连接的差分停留时间链的一部分。这一类别中通常包括的模型是CENTURY（Parton et al.，1988）、RothC（Jenkinson，1990）、DAISY（Jensen et al.，1997）、CANDY（Franko et al.，1997）和DNDC（Li et al.，1997）等。根据耕地、草地和林地7个长期试验的数据，Smith等（1997）评估了9个SOC模型。在9个模型中，有6个模型（RothC、DNDC、CANDY、CENTURY、DAISY和NCSOIL）的表现优于三个模型（ITE、Verberne andSOMM）。Izaurralde等（1996）评估了加拿大特定地点（site-specific）和区域层面的五个SOC模型（RothC、DNDC、CENTURY、EPIC和SOCRATES）。在这些模型中，CENTURY最适合于在区域层面模拟SOC趋势的长期预测，而SOCRATES则是在特定地点水平上模拟SOC趋势的最佳模型。在Smith等（1997）测试的所有模型中，RothC（Jenkinson et al.，1987；Coleman and Jenkinson，1996）和CENTURY（Parton et al.，1988）是研究气候和土地利用变化对土壤有机碳影响的最广泛的方法。然而，RothC需要比CENTURY用更少的输入来模拟SOC。在这些模型中，SOC的最终储量是通过添加来自不同衰减率多个库的输出来确定的。RothC在中国（Guo，2007）、肯尼亚（Kamoni et al.，2007）、赞比亚（Kaonga and Coleman，2008）和西非（Nakamura et al.，2010）也得到了成功的应用，但没有针对盐渍化土壤进行校准。Setia等（2011c，d）在世界上首次对盐质土的RothC进行了修正，他们在模型中引入了两个修正（modifiers）：考虑盐分对分解速率影响的修正和植物输入的修正。Setia等（2012）还开发了一种迭代方法，根据目前在盐渍化条件下测得的SOC含量来估算盐渍化开始之前非盐土壤的稳态C含量。Setia等（2013）使用这种迭代方法来预测盐渍化开始之前的全球SOC存量，他们估计，相对于非盐渍化土壤，世界土壤平均损失了3.47 Mg hm-2的SOC。如果未来气候中盐渍化土壤的程度增加，到2100年，世界土壤可能会因盐分而丧失6.8 Pg的SOC。模拟结果表明，在未来的气候条件下，盐渍土的SOC比非盐渍土的SOC下降更大。因此，先前对盐渍土中有机碳含量下降的预测被低估了；这也意味着盐渍土将比以前想象的排放更多的二氧化碳。
12.9 结论
盐质化降低了土壤有机碳的分解，但钠质化对碳矿化的影响是矛盾的。钠质化可以增加土壤中碳的矿化度，但钠质化对碳矿化的不利影响可能是由于土壤中的厌氧条件。盐度（salinity）是用饱和泥浆（ECe）或土壤/水比来测量的，但这可能不是一个很好的测量盐渍土中微生物所经历的渗透胁迫的好方法。土壤溶液的渗透势(osmotic potential)是评价盐分对土壤微生物活性影响的较好参数。目前，各机构使用的SOC存量、SOC固存和CO2释放模型均没有考虑盐分的影响，因此在区域和全球层面上提供了不准确的数据。然而，由于预测的全球SOC存量大大低于之前的估计，这也表明了在SOC建模中引入用于修正分解和植物输入的盐量调节器（salt rate modifier）的重要性。以物理、化学和植物为基础的方法单独或结合起来可以改良盐渍化土壤。许多管理措施（如植物修复、土地利用变化、有机改良、灌溉、耕作等）不仅改良了世界各地的盐渍化土壤，而且增加了这些土壤的碳储量。为了更广泛地采用和实施改进的农业管理措施，科学家、农民和决策者之间需要加强合作和沟通，以恢复盐渍化土壤的肥力。
参考文献略
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