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Uso de fraccionamiento e isótopos estables de 13C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo

Publicado: 2 de septiembre de 2014
Por: Roxana Eclesia (EEA Paraná (INTA)); Piñeiro, G. (IFEVA, Facultad de Agronomía, Universidad de Buenos Aires, CONICET). Argentina
INTRODUCCIÓN
Desde la década del 90´, el estudio de la materia orgánica de suelo (MOS) ha cobrado especial interés debido a su importancia en el secuestro de carbono y la fertilidad de los suelos, disminuida por las practicas agrícolas (Feller & Bernoux, 2008). Diversos trabajos han propuesto el estudio de la MOS a partir de su separación en fracciones que se distinguen según su estructura, función y tiempo de residencia en el suelo (Bernoux et al., 1998; Christensen, 2001), de modo de identificar fracciones sensibles al cambio de uso o manejo del suelo. En éste sentido, se han propuesto diversos modelos desde los más simples que proponen dos fracciones, una lábil, comúnmente denominada materia orgánica particulada (MOP) o fracción liviana (FL) y una más recalcitrante asociada a minerales, hasta los más complejos que proponen varias fracciones (Six et al., 2002; Manzoni & Porporato, 2009).
En general, muchos trabajos tratan de explicar la dinámica de la materia orgánica lábil o particulada, debido a que comúnmente es la fracción que denota mayores cambios en el corto plazo (Giffin & Porter, 2004; Kong & Six, 2010; Blanco-Moure et al., 2013). Sin embargo, al ser una fracción pequeña tiene bajo impacto en el carbono orgánico total total (COS) y en el secuestro de C en los suelos (Jastrow, 1996). Asimismo, muchas veces no logra explicar cambios de COS en sistemas que permanecen durante varios años desde la implantación, como por ejemplo los sistemas forestales o las pasturas plurianuales (Roscoe et al.,2001; Piñeiro et al., 2009; Eclesia et al., 2012; Mujuru et al., 2014). En éstos sistemas, se ha observado que aquellas fracciones asociadas a los minerales del suelo generan cambios importantes, impactando sustancialmente en el secuestro de C en los suelos (Piñeiro et al., 2009; Eclesia et al., 2012). El presente trabajo tiene como objetivos evaluar mediante el uso combinado de técnicas isotópicas y métodos de fraccionamiento los flujos de C en el suelo y sus modificaciones ante cambios en la vegetación.
 
MATERIALES Y MÉTODOS
Se muestrearon 10 sitios de los cuales 6 se ubicaron en la provincia de Misiones (Argentina) y 4 en la República Oriental del Uruguay, en la zona de Tacuarembó y Lavalleja. El clima de la región va desde subtropical húmedo en la provincia de Misiones, con precipitaciones que oscilan desde 1600 mm a 2000 mm (Ligier et al., 1988) a templado húmedo en el Uruguay, con precipitaciones de 1200 mm en Lavalleja a 1600 mm en Tacuarembó. Los sitios de Misiones corresponden a pasturas megatérmicas y forestaciones de pinos, mientras que en Uruguay los sitios corresponden a forestaciones de pino y eucalipto. Los sitios de Misiones están ubicados sobre suelos del orden Ultisol, mientras que en Uruguay los suelos son arcillosos (40 % de arena) y superficiales en la zona de Lavalleja y arenosos (75 % de arena) y profundos en la zona de Tacuarembó. Se realizó un muestreo pareado en los sitios de Misiones y en tríos en los sitios de Uruguay. En cada stand se tomaron muestras de suelo para análisis químico y densidad aparente (Da) hasta los 10 cm de profundidad (se realizaron muestreos mas profundos pero no se reportan en este trabajo) y muestras de vegetación (raíz y broza). Todas las muestras destinadas a análisis químico se secaron en estufa a 60 ºC, y las muestras para Da fueron secadas en estufa a 105 ºC. En el suelo se separó la fracción de la materia orgánica particulada (MOP) según Cambardella y Elliot (Cambardella & Elliott, 1992). En cada fracción de suelo y en las muestras de vegetación, se determinó la concentración de C y la abundancia natural de 13C con un analizador elemental (Carlo Erba) acoplado a un espectrómetro de masas (Finnigan MAT) en el Laboratorio de Isótopos Estables (DEVIL), de la Universidad de Duke, USA.
Los contenidos de CMOS y CMOP (Mg ha-1) se estimaron según masa constante (Solomon et al., 2002). Se estimó el C nuevo, formado a partir del nuevo uso del suelo, en la MOS total y en la fracción MOP, según Balesdent & Mariotti (1996) (ecuación 1) y el C nuevo en la MOAM como su diferencia (ecuación 2).
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donde CMOSn es el C nuevo en la MOS, derivado de la vegetación nueva implantada (forestaciones o pasturas) (%); Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 2 es el Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 313C del suelo de la plantación; ?o es el Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 313C del suelo nativo original y Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 2v es el Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 213C de los aportes de residuos al suelo (broza y raíces) provenientes de la vegetación nueva. Del mismo modo, se estimó el C nuevo de la fracción MOP (CMOPn), reemplazando los valores de Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 2 y Uso de fraccionamiento e isótopos estables de <sup>13</sup>C para evaluar el ciclado de la materia orgánica del suelo - Image 2o de la ecuación 3 por los correspondientes a la fracción MOP. Conociendo el porcentaje de C nuevo, por diferencia fue posible estimar la proporción de C original remanente (Cor) en el uso actual (ecuación 3). Conociendo el stock de Cor y el C original inicial (Co), es posible estimar la tasa de descomposición (k) en la MOS total y en la fracción MOP a través de una función exponencial negativa (ecuación 4) (Dalal & Mayer, 1986). Si asumimos que parte del CMOP que se descompone, se pierde como CO2 y el resto pasa a la fracción MOAM, entonces es posible dividir el k de la MOP en k1 y k2 respectivamente. Por lo tanto las ecuaciones 3 y 4 se utilizaron para estimar Cor en la MOP y k1+k2.
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donde Cf (Mg ha-1) es la cantidad de C final en el uso actual, k es la tasa de mineralización del Co y t es el tiempo transcurrido desde el cambio de uso del suelo, en la MOS (o en la POM). Utilizando la ecuación 5 fue posible estimar el CMOPo que pasó directamente a la fracción MOAM (Mg ha-1).
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donde ?MOAMo y ?MOAMf son el ?13C en la fracción MOAM en el uso original y final respectivamente y ?MOPx es el valor promedio de ?13C de MOPo y MOPf. Luego, CMAOMor se estimó como la diferencia entre el CMOAMf menos el CMOAMn y el CMOPo en la MOAM. Conociendo CMAOMor, se utilizó la ecuación 6 para estimar la tasa de mineralización del C en la fracción MOAM (k3).
Se realizó un test “t” pareado entre el sistema nativo original y el sistema actual para evaluar las diferencias según el cambio entre el contenido de C inicial (Co) y final (Cf) para cada fracción MOP y MOAM, para cada capa de suelo. Se realizó un análisis de varianza (ANOVA) para analizar la diferencia en la tasa de descomposición k1+k2 y k3 entre sistemas, dentro de cada zona de estudio. Las diferencias significativas se indicaron con nomenclatura estadística (* = p<0,1 ** = p<0,05, ***p<0,01).
 
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Si bien la fracción MOP ha sido ampliamente considerada como una de las fracciones más sensibles a los cambios en el uso del suelo, nuestro análisis en sistemas forestales y pasturas reveló diferencias significativas principalmente en la fracción MOAM (Tabla 1). Asimismo, los cambios de stocks en términos absolutos fueron más importantes en la fracción MOAM, variando desde 22 a 28 % del COS, mientras que en la MOP variaron entre 3 y 7 % del COS, en los primeros 10 cm de suelo para los sitios de estudio (Tabla1).
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El compartimento en el que se observaron mayores cambios, tanto entre diferentes suelos bajo un mismo uso (Figura 1) o entre un mismo suelo bajo diferentes usos (Figura 2), fué el C nuevo incorporado, especialmente en la fracción MOAM (C MOAMn). En una plantación de Eucalyptus bajo dos suelos contrastantes, se observó que las plantaciones más jóvenes perdieron COS, mientras que las plantaciones viejas (45 y 50 años) recuperaron el COS casi en su totalidad, debido especialmente a la acumulación de C nuevo. Sin embargo, a pesar de que los suelos de Lavalleja (suelo arcilloso) perdieron más del doble de C original que los de Tacuarembó (suelo arenoso) en términos absolutos, tuvieron mayor capacidadad para recuperar los contenidos iniciales, en ambas fracciones (MOP y MOAM). En éste sentido, el CMOAMn fue de 16 Mg ha-1 en Lavalleja y 5 Mg ha-1 en Tauarembó , mientras que el CMOPn fue de 6 Mg ha-1 en Lavalleja y de 2 Mg ha-1 en Tacuarembó, en plantaciones de 45 y 50 años de edad respectivamente. Posiblemente las diferencias en la fracción MOAM se deban a una mayor capacidad de estabilización de los suelos arcillosos respecto a los arenosos (Zin et al., 2007), mientras en la fracción MOP, las causas de las diferencias podrían estar explicadas tanto por un mecanismo de protección de la MOP dentro de los agregados (Six et al ., 2000).
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Fig. 1. Fracciones del COS en el antecesor nativo y bajo una plantación de Eucalyptus con diferente edad de plantación, en la zona de a y b) Lavalleja y c y d) Tacuarembó, en la R.O. del Uruguay.
Al comparar los sitios de Misiones, se observó que las pasturas aumentaron el COS generando cambios positivos en edades tempranas, a diferencia de las forestaciones que perdieron COS a edades tempranos al igual que en los sitios de Uruguay. Los aumentos de COS en las pasturas ocurrieron principalmente debido a la entrada de C de la vegetación directo a la MOAM (MOAMn), mientras que este flujo fue muy pequeño en las forestaciones y no logró compensar las pérdidas de MOAMo (Figura 2). Sorprendentemente las tasas de descomposición fueron similares entre la mayoría de los sistemas (tanto k1+k1 como k3) sugiriendo controles similares y comunes para la
descomposición (Tabla 2). A su vez, la perdida de CMOAMo ocurrió en los primer 25 años y luego se estabilizó (Figura 2), surgiendo que existe una fracción muy estable en estos suelos que casi no se descompone.
La fracción de “C MOPo en la MOAM” fue pequeña en los sistemas forestales y casi nula en las pasturas, sugiriendo que la tasa de pasaje de C de MOP a MOAM es pequeña (Figuras 1 y 2). A su vez, hubo diferencias en tasa de descomposición en la MOP (k1+k2) de pasturas y forestaciones para los sitios de Misiones (Tabla 2). Este comportamiento podría estar asociado a un "efecto priming" a causa del la broza más recalcitrante en las forestaciones que promueve mayor descomposición en la MOPo nativa (Fontaine et al., 2004). En éste aspecto, si bien existe mayor tasa de descomposición en las forestaciones, la presencia de C MOPo en la MOAM, sugiere que una parte es recuperada en fracciones más estables, tal como lo demuestran otros trabajos que han estudiado el COS en fracciones de agregados (Six et al., 2002; Del Galdo et al., 2003).
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Fig. 2. Evolución de las fracciones del COS con la edad de plantación en sistemas de a) Pasturas de Brachiaria sp. y b) Pinus sp.
Tabla 2. Tasas de descomposición de la MOS para cada sistema y zona. Letras diferentes indican diferencias significativas (p<0,05) entre los sistemas dentro de una zona definida.
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El uso de isótopos estables de 13C, combinado con técnicas de fraccionamiento de la MOS, permitió avanzar en un nuevo modelo que profundiza el estudio de las fracciones de la MOS, especialmente en la fracción MOAM. Éste nuevo modelo, permitió separar el C de la MOAM, diferenciándolo en el C original remanente (C MOAMo), el C de la MAOM proveniente de la MOP (CMOPo en la MOAM) y el C que proviene directamente de los residuos vegetales (C MOAMn) (Figura 3). Además, a diferencia de los modelos anteriores (Martin et al., 1990; Gregorich et al.,1995), permitió estimar la tasa de descomposición de la fracción MOAM (k3) (Figura 3). 
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Fig. 3. Diagrama de flujo referido a la dinámica de la MOS y su variación luego del cambio en el uso del suelo, ejemplificado para una plantacion de Eucaliptus sp. en Uruguay. Se indican los contenidos de diferentes fracciones de la MOS hasta los 10 cm de profundidad. CMOPo y CMOPo es el carbono en la fracción MOP derivado del uso original y del nuevo respectivamente; CMOAMo y CMOAMo el carbono en la fracción MOAM derivado del uso original y del nuevo respectivamente; CMOPo en MOAM el carbono de la MOPo que pasó a la MOAM; k1 es la tasa de descomposición de la MOP que se pierde como CO2, k2 es la tasa de pasaje de C de la MOP a la MOAM y k3 es la tasa de descomposición de la MOAM.
 
CONCLUSIÓN
La combinación de técnicas de fraccionamiento e isótopos estables de 13C permitió separar el C nuevo y original remanente, tanto para la fracción MOP como en la MOAM, identificando además las tasas de ciclado para cada fracción determinadas por el k1+k2 y k3. Los cambios de C MOAM negativos en forestaciones y positivos en pasturas estarían explicados principalmente por cambios en las entradas de C de la vegetación directo a la MAOM (C MOAMn) y no por una diferencia en la descomposición de la MOAM (k3). La cantidad de C nuevo incorporado fue superior en suelos arcillosos que en arenosos, y en pasturas que en forestaciones. Debido a los altos ingresos de CMAOMn, las pasturas, en poco tiempo recuperaron y aumentaron los niveles originales de COS que tenían previo al cambio en el uso del suelo, mientras que las forestaciones tardaron varios años en recuperarlos.
 
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo fue financiado con fondos de los proyectos: UBACyT 20020110100156; PIP 0555/12; PIA 12029 “Estrategias para maximizar la captura de carbono en el suelo y la productividad en sistemas silvopastoriles del sur de Misiones y noreste de Corrientes”. Fig. 3. Diagrama de flujo referido a la dinámica de la MOS y su variación luego del cambio en el uso del suelo, ejemplificado para una plantacion de Eucaliptus sp. en Uruguay. Se indican los contenidos de diferentes fracciones de la MOS hasta los 10 cm de profundidad. CMOPo y CMOPo es el carbono en la fracción MOP derivado del uso original y del nuevo respectivamente; CMOAMo y CMOAMo el carbono en la
fracción MOAM derivado del uso original y del nuevo respectivamente; CMOPo en MOAM el carbono de la MOPo que pasó a la MOAM; k1 es la tasa de descomposición de la MOP que se pierde como CO2, k2 es la tasa de pasaje de C de la MOP a la MOAM y k3 es la tasa de descomposición de la MOAM.
 
BIBLIOGRAFÍA
  1. Balesdent, J & Mariotti, A. 1996. Measurement of soil organic matter turnover using 13C natural abundance. In: Boutton, TW;Yamasaki, SI (Eds.), Mass Spectrometry of soils Marcel Dekker, New York, USA. , 83-111 pp.
  2. Beare, M. H., Hendrix, P. F., & Coleman, D. C. 1994. Water-stable aggregates and organic matter fractions in conventional-and no-tillage soils. Soil Science Society of America Journal, 58: 777–786.
  3. Bernoux, M., Cerri, C. C., Neill, C., & de Moraes, J. F. 1998. The use of stable carbon isotopes for estimating soil organic matter turnover rates. Geoderma, 82: 43–58.
  4. Blanco-Moure, N., Gracia, R., Bielsa, A. C., & López, M. V. 2013. Long-term no-tillage effects on particulate and mineral-associated soil organic matter under rainfed Mediterranean conditions. Soil Use and Management, 29: 250–259.
  5. Cambardella, CA & Elliott, ET. 1992. Particulate Soil Organic-Matter Changes across a Grassland Cultivation Sequence. Soil Sci. Soc. Am. J. 56: 777-783.
  6. Christensen, B. T. 2001. Physical fractionation of soil and structural and functional complexity in organic matter turnover. Science, 52: 345–353.
  7. Dalal, RC & Mayer, RJ. 1986. Long term trends in fertility of soils under continuous cultivation and cereal cropping in southern Queensland. II. Total organic carbon and its rate of loss from the soil profile. Aust. J. Soil Res. 24: 281-292.
  8. Del Galdo, I., Six, J., Peressotti, A., & Corufo, M. F. 2003. Assessing the impact of land use change on soil C sequestration in agricultural soils by means of organic matter fractionation and stable C isotopes. Global Change Biology, 9: 1204–1213
  9. Eclesia, R. P., Jobbagy, E. G., Jackson, R. B., Biganzoli, F., & Piñeiro, G. 2012. Shifts in soil organic carbon for plantation and pasture establishment in native forests and grasslands of South America. Global Change Biology, 18: 3237–3251.
  10. Feller, C., & Bernoux, M. 2008. Historical advances in the study of global terrestrial soil organic carbon sequestration. Waste management, 28: 734–40.
  11. Fontaine, S., Bardoux, G., Abbadie, L., & Mariotti, A. 2004. Carbon input to soil may decrease soil carbon content. Ecology Letters, 7: 314–320.
  12. Gregorich, E., Ellert, B., & Monreal, C. 1995. Turnover of soil organic matter and storage of corn residue carbon estimated from natural 13C abundance. Canadian Journal of Soil Science, 75: 161–167.
  13. Griffin, T. S., & Porter, G. 2004. Altering soil carbon and nitrogen stocks in intensively tilled two-year rotations. Biology and Fertility of Soils, 39: 366–374.
  14. Jastrow, J. D. 1996. Soil aggregate formation and the accrual of particulate and mineral-associated organic matter. Soil Biology & Biochemistry, 28: 665–676.
  15. Kong, A. Y. Y., & Six, J. 2010. Tracing Root vs. Residue Carbon into Soils from Conventional and Alternative Cropping Systems. Soil Science Society of America Journal, 74: 1201-1210.
  16. Ligier, HD; Matteio, HR; Polo, HL & Rosso, JR. 1988. Mapa de suelos de la provincia de Misiones In: INTA (Ed.), Atlas de suelos de la República Argentina, Buenos Aires, 107-154 pp.
  17. Manzoni, S., & Porporato, A. 2009. Soil carbon and nitrogen mineralization: Theory and models across scales. Soil Biology and Biochemistry, 41:1355–1379.
  18. Martin, A., Mariotti, A., balesdent, J., Lavelle, P., & Vuattoux, R. 1990. Estimate of organic matter turnover rate in a savanna soil by 13C natural abundance measurements. Soil Biology and Biochemistry, 22: 517–523.
  19. Mujuru, L., Gotora, T., Velthorst, E. J., Nyamangara, J., & Hoosbeek, M. R. 2014. Soil carbon and nitrogen sequestration over an age sequence of Pinus patula plantations in Zimbabwean Eastern Highlands. Forest Ecology and Management, 313: 254–265.
  20. Piñeiro, G., Paruelo, J. M., Jobbágy, E. G., Jackson, R. B., & Oesterheld, M. 2009. Grazing effects on belowground C and N stocks along a network of cattle exclosures in temperate and subtropical grasslands of South America. Global Biogeochemical Cycles, 23: GB2003.
  21. Roscoe, R., Buurman, P., & Velhorst, E. 2001. Soil organic matter dynamics in density and particle size fractions as revealed by the 13C/12C isotopic ratio in Cerrado’s Oxisol. Geoderma, 104: 185–202.
  22. Six, J., Elliott, E., & Paustian, K. 2000. Soil macroaggregate turnover and microaggregate formation: a mechanism for C sequestration under no-tillage agriculture. Soil Biology and Biochemistry, 32: 2099–2103.
  23. Six, J., Callewaert, P., Lenders, S., De Gryze, S., Morris, S. J., Gregorich, E. G., Paustian, K. 2002. Measuring and understanding carbon storage in afforested soils by physical fractionation. Soil Science Society of America Journal, 66: 1981–1987.
  24. Solomon, D; Fritzsche, F; Lehmann, J; Tekalign, M & Zech, W. 2002. Soil Organic Matter Dynamics in the Subhumid Agroecosystems of the Ethiopian Highlands: Evidence From Natural 13C Abundance and Particle-Size Fractionation. Soil Sci Soc Am J 66: 969-978
  25. Zinn, Y., Lal, R., Bigham, J. M., & Resck, D. 2007. Edaphic controls on soil organic carbon retention in the Brazilian Cerrado: Texture and mineralogy. Soil Science Society of America Journal, 71: 1204 –1214.
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Autores:
Roxana Eclesia
Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria - INTA
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