Relación entre la materia orgánica del suelo, textura del suelo y tasas de mineralización de carbono y nitrógeno (página 2)

MATERIALES Y MÉTODOS

Suelos

Se muestrearon nueve suelos bien drenados de nueve series distintas, a 20 cm de profundidad, de la VII Región de Chile (Cuadro 1). Seis suelos habían sido cultivados con cereales y los suelos restantes provienen de praderas de alfalfa (Medicago sativa L.). Una encuesta reveló que los suelos fueron sometidos a un aporte similar de residuos de cosecha por al menos 5 años. Este período, se asumió, fue suficiente para que la MOS entre ambos grupos de suelo presenten diferencias significativas (Matus, 1994).

Cuadro 1. Propiedades físicas y químicas de los suelos muestreados en la VII Región, Chile. Table 1. Physical and chemical properties of soils sampled in the VII Region, Chile.

ND: no determinado.

Fraccionamiento de los suelos

Quince gramos de suelo, secado a 45 °C, tamizado por 0,005 m, fueron suspendidos por 24 h en 75 mL de agua bidestilada. La suspensión fue tratada ultrasónicamente durante 30 min con una punta de tipo desintegrador en una unidad generadora Branson Sonifer II, previamente calibrada para producir una desintegración total de los agregados del suelo (Matus et al., 1996). El aumento de la temperatura (entre 10 y 30 ºC) en la suspensión de suelo fue controlado externamente con baños de agua y hielo. Las fracciones de arcilla, arcilla y limo (< 50 µm) y arena (50-2000 µm) se obtuvieron por sedimentación, de acuerdo a la Ley de Stock (Matus et al., 1996).

Determinación del carbono orgánico

El C-orgánico se determinó tanto en las fracciones de arena, arcilla y limo como en el suelo entero, por el método de combustión húmeda de Nelson y Sommers (1982) modificado (Matus et al., 1997). Los resultados obtenidos fueron comparados con los de otros estudios (Tiessen y Stewart, 1983; Christensen, 1985; 1987; Catroux y Schnitzer, 1987; Gregorich et al., 1989; Elustondo et al., 1990; Christensen y Christensen, 1991; Schulten y Leinweber, 1991; Bonde et al., 1992; Leinweber y Reuter, 1992; Matus, 1994; Van Gestel y Merckx, 1994).

Determinación de la superficie específica en las fracciones de arcilla y limo

La superficie específica se determinó por el método de monoetileter de etilenglicol (EGME) (Carter et al., 1986), solamente en 6 de los 9 suelos estudiados (4 suelos cultivados y 2 de pradera) debido a la escasez de material. Se pesaron 1,1 g de partículas < 50 µm y se les eliminó la humedad a 110 °C por 24 h. Una vez que los suelos se enfriaron (en desecador) se les adicionó 3 ml de EGME. Al mismo tiempo una mezcla de CaCl2-EGME fue preparada: 100 g de CaCl2 fueron secados a 210°C por 1 h. Luego se les adicionó 20 mL de EGME antes que la sal se enfriara. La mezcla se distribuyó en vasos de 150 mL, depositados en el fondo de un desecador que contenía CaCl2 anhidro. La mezcla EGME y suelo fue colocada en una cápsula de aluminio sobre el plato perforado del desecador y se procedió a evacuar con bomba de vacío por 15 min para alcanzar un vacío de 0,25 mm de mercurio. Después de 4 a 5 evacuaciones con 3 a 4 h de intervalo, las muestras alcanzaron un peso constante. La superficie específica (SE) se expresó en g m-2 y se calculó como = Wa/(Ws*0,000286), donde, Wa = peso del EGME retenido por la muestra de suelo (g), Ws = peso seco del suelo a 110 ºC (g) y 0,000286 = peso del EGME (g) para formar una mono capa molecular por cada metro cuadrado.

Tasas de mineralización potencial de C y N

La tasas de mineralización de C de un residuo de trébol (Trifolium repens), cuyas características aparecen en el Cuadro 2, fue determinada por triplicado por la adición de 104 mg de parte aérea y raíz en relación 4:1 a 50 g de suelo húmedo (base seca). Un control sin adición también fue incluido. Todos los suelos fueron incubados en laboratorio a 22 + 2 °C y -0,033 kPa en obscuridad en frascos de vidrio herméticos de 2 L, conteniendo un vaso con 20 mL de NaOH 0,5 N. El CO2 liberado a los 30 días fue medido por titulación con HCl 0,5 N en una alícuota de 5 mL, previa precipitación del carbonato con exceso de BaCl2 0,75 N. Aún cuando se reconoce que el patrón de mineralización de C es de primer orden, la tasa de mineralización se obtuvo linearmente por el CO2 desprendido al final de período de incubación, dividido por 30 días (Matus, 1994). Las tasas de mineralización de N de los residuos de trébol fue obtenida a partir de 208 mg de parte aérea y raíz, adicionados a 100 g de suelo en proporción 4:1. Desafortunadamente la incubación se realizó solamente para los suelos cultivados. Al igual que para C, se incluyó un control sin adición. Los suelos fueron incubados (igual temperatura y humedad que para C) en obscuridad en frascos de vidrio de 0,3 L provistos de una tapa perforada para permitir el intercambio gaseoso. El contenido de humedad fue llevado a capacidad de campo semanalmente, ya que los frascos perdieron menos de 1 ml de agua al cabo de 7 días. El incremento en el N-mineral (NO-3 y NH+4) fue medido por extracción por 1 h con KCl 2 N (suelo:solución 1:10), después de 30 días de incubación. El N-mineral se midió por destilación mediante arrastre de vapor con MgO y aleación Devarda (Saavedra, 1975). Al igual que para C, las tasas de mineralización de N fueron obtenidas de la diferencia entre el N-mineral medido al inicio y al final del período de incubación, dividido por 30 días.

Cuadro 2. Características químicas de los residuos de trébol (Trifolium repens) utilizados para la incubación. Table 2. Chemical characteristics of clover (Trifolium repens) residues used for incubation

1 Celulosa + hemicelulosa + lignina (Fibra detergente, Van Soest y Wine, 1967).

Saturación de carbono en las partículas de arcilla y limo

Hassink (1996) definió el grado de saturación de C como déficit de saturación de C (DSC), i.e., la diferencia entre la máxima retención de C en las partículas de arcilla y limo y la cantidad real de C presente en estas fracciones. En este estudio el DSC fue obtenido a partir de: 1) la máxima retención de C en las partículas < 50 µm, estimada por Hassink y Whitmore (1997), y 2) del C retenido en las fracción < 50 µm de suelos más saturados (e.g., suelos de praderas). Ambos DSC fueron correlacionados con las tasas de mineralización de los suelos.

Análisis estadístico

Se efectuaron análisis de correlación simple (Snedecor y Cochran, 1968) entre las distintas propiedades de los suelos estudiados.

RESULTADOS

Enriquecimiento de C en las fracciones de arcilla y limo de los suelos

El C en las fracciones de arcilla y limo fue expresado como factor de enriquecimiento de C, i.e., la concentración de C en las fracciones de arcilla y limo dividido por el C-orgánico total del suelo (Christensen, 1992). El enriquecimiento de C para los 9 suelos estudiados y los 59 suelos de la literatura, se graficó con el porcentaje de arcilla y limo. En promedio el enriquecimiento de C en la fracción de arcilla y limo fue hasta 9 veces superior en suelos arenosos comparado con suelos arcillosos. Este valor alcanzó un máximo de 13 para los suelos cultivados (Figura 1a) y de 4 para los suelos con praderas (Figura 1b). El enriquecimiento de C decreció a un valor de 1 cuando la arcilla y limo fue superior a 90 %. El enriquecimiento de C para partículas de tamaño < 20 µm como < 50 µm fue similar en todos los suelos.

Figura 1. Relación entre la concentración de C en las partículas de arcilla y limo:C-orgánico total del suelo y el porcentaje de arcilla y limo (** = P < 0,01) en (a) suelos cultivados y (b) suelos de praderas. Figure 1. Relation between the ratio of C concentration in the clay and silt particles to the total soil organic-C and the percentage of clay and silt in (a) crop soil and (b) pasture soils.

 Enriquecimiento de C en la fracción de arena

A diferencia de los resultados anteriores, el enriquecimiento de C en la arena no se relacionó con los porcentajes de arcilla y limo de los suelos (Figura 2). En general los valores de enriquecimiento de C, tanto en los suelos cultivados (Figura 2a) como de praderas (Figura 2b), fueron inferiores a los valores normales encontrados en la literatura. Del mismo modo que para la arcilla y limo, el enriquecimiento de C en la fracciones > 20 µm y > 50 µm fueron comparables.

Figura 2. Relación entre la concentración de C en las partículas de arena: C-orgánico total del suelo y el porcentaje de partículas de arcilla + limo en (a) suelos cultivados y (b) suelos de praderas. Figure 2. Relation between the ratio of C concentration in the sand size particles to the total soil organic-C and the percentage of clay and silt in (a) cultivated soils and (b) non-cultivated soils.

Relación entre el C de la arcilla y limo de los suelos y sus porcentajes de arcilla y limo

En la Figura 3 se presenta el C en las partículas de arcilla y limo de los suelos. Estos valores se obtuvieron de la multiplicación entre la concentración de C en la arcilla y limo y los porcentajes de arcilla y limo. El C en la arcilla y limo fue 80 % y 90 %, del C-orgánico total del suelo en suelos de praderas y cultivos, respectivamente (datos no mostrados). El C en los suelos cultivados fluctuó entre 9 y 45 g C kg-1 suelo (Figura 3a), mientras que en los suelos de praderas, entre 14 y 39 g C kg-1 suelo (Figura 3b). No hubo diferencias en el C retenido entre partículas, < 20 µm y < 50 µm. El mejor ajuste a los datos se obtuvo con un modelo potencial, curva que fue inferior a la línea recta estimada por Hassink y Whitmore (1997). La línea recta representó la máxima capacidad de protección de C en las fracciones < 50 µm de los suelos.

Figura 3. Relación entre el C de las partículas de arcilla y limo con el porcentaje de arcilla y limo en (a) suelos cultivados (** = P < 0,01) y (b) suelos de praderas (* = P < 0,05 ). Figure 3. Relation between the C in clay and silt particles of the soils to the percentage of clay and silt particles in (a) cultivated soils and (b) non- cultivated soils.

Relación entre el C en la arena de los suelos y sus porcentajes de arcilla y limo

El C en la fracción de arena no estuvo relacionado con el porcentaje de arcilla y limo de los suelos (Figura 4a y 4b). El C en la arena fluctuó entre 0,5 y 10 g C kg-1 suelo para los suelos cultivados, y entre 1 y 16 g C kg-1 suelo, para suelos de praderas.

Figura 4. Relación entre el C de la arena de los suelos y el porcentaje de arcilla y limo en (a) suelos cultivados y (b) suelos de praderas. Figure 4. Relation between C in sand and the percentage of clay and silt particles in (a) cultivated soils and (b) non-cultivated soils.

Relación entre el C en la arcilla y limo de los suelos y su superficie específica

No se estableció ninguna relación entre el C en las partículas < 50 µm y la superficie específica en estas partículas. Sin embargo, se encontró una relación positiva, aún cuando no significativa, entre la superficie específica y los porcentajes de arcilla y limo (Figura 5). El aumento en la superficie específica en las fracciones finas coincidió con un aumento en la proporción de arcilla (P < 0,05) en estas fracciones (datos no mostrados).

Figura 5. Relación entre la superficie específica de las partículas de arcilla y limo (< 50 µm) y el porcentaje de arcilla y limo de los suelos. Figure 5. Relation between specific surface of the clay and silt particles (< 50 µm) of the soils and the percentage of clay and silt particles of soils.

Relación entre las tasas de mineralización, textura de suelo, materia orgánica y déficit de saturación de C

Las tasas de mineralización de C de los suelos fluctuaron entre 0,2 y 4,2 mg C 100 g-1 suelo día-1 (Figura 6a-6c) y las de N entre 0,3 y 6,0 mg N 100 g-1 suelo día-1 (Figura 6d-6f). Las tasas de mineralización de C y N fueron inversamente proporcionales al DSC. En promedio el DSC estimado a partir de Hassink y Whitmore (1997) fue menos correlacionado (R2 = 0,69; P<0,05) que el DSC estimado en este estudio (R2=0,83; P<0,01). Las tasas de mineralización de C y N fueron estrechamente relacionadas con los contenidos de MOS (R2 = 0,83; P<0,01), sin embargo, no hubo relación con los porcentaje de arcilla y limo de los suelos. Las tasas de mineralización de residuo de trébol después de 30 días de incubación, para C variaron entre 1,1 y 1,9 mg C 100 g-1 suelo día-1 (Figura 7a-7c) y para N entre 0,03 y 0,07 mg N 100 g-1 suelo día-1 (Figura 7d-7f). Pese a los altos coeficientes de determinación encontrados para los suelos incubados sin residuos, no se estableció ninguna relación entre las tasas de mineralización de C y N de los residuos de trébol y los parámetros del suelo.

Figura 6. Relación entre las tasas de mineralización de C (0-30 días) y (a) el déficit de saturación de carbono (DSC) estimado en este estudio (R2 = 0,81; P < 0,01) y como Hassink y Whitmore (1997) ( R2 = 0,68; P < 0,05); (b) el C-orgánico del suelo (R2 = 0,81; P < 0,01) y (c) el porcentaje de arcilla y limo de los suelos (R2 = 0, no significativo). Y entre las tasas de mineralización de N (0-30 días) y (d) el DSC en este estudio (R2 = 0,85; P < 0,01) y como Hassink y Whitmore (1997), (R2 = 0,69; P < 0,05); (e) el C-orgánico del suelo (R2 = 0,87; P < 0,01) y (f) el porcentaje de arcilla y limo de los suelos (R2 = 0, no significativo). Figure 6. Relation between C mineralization rate (0-30 days) and (a) carbon saturation deficit as estimated in this study (R2 = 0.81; P < 0.01) and by Hassink and Whitmore (1997) ) ( R2 = 0.68; P < 0.05); (b) soil organic C (R2 = 0.81; P < 0.01); (c) percentage of clay and silt particles (R2 = 0, not significatant); and the N mineralization rate (0- 30 days) and (d) carbon saturation deficit as estimated in this study (R2 = 0.85; P < 0.01) and by Hassink and Whitmore (1997) (R2 = 0.69; P < 0.05) and; (e) soil organic C (R2 = 0.87; P < 0.01) and (f) the percentage of clay and silt particles(R2 = 0, no significative).

Figura 7. Relación entre las tasas de mineralización de C para los residuos de trébol (0-30 días) y (a) el déficit de saturación de carbono (DSC) estimado en este estudio y como Hassink y Whitmore (1997); (b) el C-orgánico del suelo y (c) el porcentaje de arcilla y limo de los suelos. Y entre las tasas de mineralización de N (0-30 días) y (d) el DSC; (e) el C-orgánico del suelo y (f) el porcentaje de arcilla y limo de los suelos. Ninguna relación fue significativa a ningún nivel P de confianza. Figure 7. Relation between C mineralization rate for the clover residues (0-30 days) and (a) the carbon saturation deficit as estimated in this study and by Hassink y Whitmore (1997); (b) soil organic C; (c) percentage of clay and silt particles; and the N mineralization rate (0- 30 days) and (d) the carbon saturation deficit; (e) soil organic C and (f) the percentage of clay and silt particles. No relation was significant at any P level.

DISCUSIÓN

El C asociado a las fracciones de arcilla y limo constituyó más del 80 % de la materia orgánica del suelo. El enriquecimiento de C en las fracciones de arcilla y limo de los suelos disminuyó a medida que el porcentaje de estas fracciones aumentó. Los datos fueron ajustados a un modelo potencial cuyo R2 fue superior a 0,85. La disminución de C en las fracciones finas ya había sido descrita por Christensen (1992). La observación de que los micro agregados del suelo, en suelos de texturas finas, presentan un arreglo masivo en comparación con aquellos de texturas gruesas en que se presentan más libres, lleva a pensar que el área por unidad de peso de arcilla y limo en suelos arcillosos es menor, y que por lo tanto, menos C puede ser adsorbido en estas fracciones (Hassink et al., 1997).

Nuestros resultados indicaron que no hubo ninguna relación entre la superficie especifica de la partículas de arcilla y limo y sus contenidos de C, sin embargo, la superficie específica aumentó a medida que el porcentaje de arcilla y limo fue mayor en los suelos. Esto fue explicado por un aumento en la proporción de arcilla en la fracción de arcilla y limo, y porque la utilización de líquidos polares pudo haber medido la superficie al interior de las intercapas (Carter et al., 1986). Efectivamente, Besoaín et al. (1984) midió la mineralogía de las arcillas de los suelos examinados aquí, y encontró que las arcillas del tipo 2:1 dominaron sobre las del tipo 1:1 cuando los porcentajes de arcilla aumentaron en los suelos. Otros investigadores también han observado el mismo fenómeno (Ben-Dor y Banin, 1995; Petersen et al., 1996). El hecho de no haber encontrado una relación entre la superficie específica y el C en las fracciones de arcilla y limo pudo ser explicado por un efecto de dilución de la MOS sobre un mayor contenido de arcilla y limo en suelos arcillosos. Este efecto supone que el aporte de materia orgánica tanto en suelos arcillosos como en suelos arenosos ha sido el mismo y que la MOS se distribuye homogéneamente en la matriz mineral. La hipótesis de la superficie específica debe ser examinada con el uso de líquidos no polares, lo que permitiría solamente la medición de la superficie en las caras externas de los minerales (Carter et al., 1986). Sea cual fuere la explicación de una menor concentración de C en las partículas finas de suelos arcillosos, las tasas de mineralización de C y N de los suelos fueron estrechamente relacionadas con el grado de saturación de C (déficit de saturación de C) y con el nivel de MOS.

La relación entre las tasas de mineralización y el DSC fue aún mejor cuando el DSC fue estimado a partir de un ajuste potencial (curvilíneo) más que de la línea recta propuesta por Hassink y Whitmore (1997). Nuestros resultados apoyan la idea de que la mineralización en el suelo depende del grado de saturación de C más que del contenido de arcilla y limo de los suelos. Sin embargo, el C-orgánico total del suelo explicó en un 84 % la variación en las tasas de mineralización. Esto coincidió con una alta correlación entre el DSC y el contenido de C del suelo (datos no mostrados). Hassink (1996) no encontró ninguna relación entre el 14C que permaneció en las partículas < 20 µm después de 53 días de incubación y el C-total del suelo, pero sí con el DSC, señalando que este parámetro fue un mejor índice para predecir la mineralización. Por otra parte ninguna relación fue establecida entre las tasas de mineralización de los residuos de trébol con el DSC, C-total ó textura del suelo. Primero los residuos deben ser metabolizados por la biomasa microbiana y luego deben ser estabilizados por los coloides minerales. Scott et al. (1996) en incubaciones de laboratorio no encontraron diferencias en la descomposición de residuos aplicados a suelos de diferente textura, argumentando que la estabilización de C es un proceso importante en el largo plazo (> 91 días). Sin embargo, en residuos marcados con 14C este efecto sería notorio en incubaciones de corta duración (< 53 días) (Hassink, 1996). El descubrimiento de que la mineralización de C y N del suelo disminuye a medida que el suelo presenta un mayor DSC, se fundamenta en que la adsorción de humus dependería de la probabilidad de encontrar un espacio disponible en la superficie de las arcillas y limo, y también de encontrar un espacio vacío en los sitios de adsorción de grandes moléculas orgánicas (McLaren y Peterson, 1965).

Existe probablemente un continuo desde una MOS no protegida hasta una completamente protegida. De hecho los materiales que están adsorbidos, recubriendo las capas exteriores, son más jóvenes y menos protegidos que la MOS asociada a las capas interiores de arcilla y limo (Skjemstad et al., 1993; Buyanovski et al., 1994). La MOS que excede a la monocapa exterior de la superficie cubierta, parece ser retenida por una superficie secundaria de adsorción (Hughes y Simpsom, 1978). También se ha sugerido que la MOS puede formar diferentes capas alrededor de las partículas de arcilla, limo y los agregados del suelo. Theng et al. (1986) observaron que la MOS puede ser incorporada en el espacio interlamelar de la capas de arcilla. La acumulación de MOS no sólo depende del contenido y tipo de arcilla y de la naturaleza del material que se incorpora (Matus et al., 1998), sino también de la cantidad y frecuencia de los aportes al suelo. Es bien conocido que en suelos con un mismo aporte de residuos orgánicos (constante en calidad y cantidad), la MOS se acumula hasta alcanzar un equilibrio. El equilibrio se logra cuando la tasa de mineralización iguala a la tasa de incorporación (Jenkinson, 1988; Matus y Rodríguez, 1994).

En suelos arcillosos, la acumulación de MOS alcanzaría un nivel superior al de suelos arenosos, debido a que sus tasas de mineralización son inferiores a la de suelos arenosos (Ladd et al., 1981, 1985; Amato y Ladd, 1992; Skjemstad et al., 1993). Otros autores, sin embargo, han señalado que la textura del suelo no afecta las tasas de descomposición (Gregorich, 1991; Scott et al., 1996). Suponiendo que la tasa de mineralización fuese inferior a la tasa de incorporación, la MOS se acumularía y la mineralización sería proporcional al déficit de saturación, mientras no se alcance el equilibrio. Desde este punto de vista, la máxima retención de C del suelo se lograría cuando la tasa de mineralización iguale a la tasa de incorporación, en cuyo caso la mineralización no dependería de la textura ni del contenido de materia orgánica del suelo. También puede ocurrir que suelos de distinta textura presenten igual grado de saturación (con respecto al equilibrio) y que las tasas de mineralización sean similares. Esto explicaría las controversias encontradas en la literatura para suelos de distinta textura y a similares tasas de mineralización.

La acumulación de materia orgánica depende del aporte de material orgánico y de la textura del suelo hasta que un equilibrio es alcanzado. El equilibrio se logra cuando la tasa de incorporación iguala a la tasa de mineralización, momento en el cual las tasas de mineralización no dependerían de la textura del suelo ni del contenido de materia orgánica. Por el contrario, si la tasa de mineralización es inferior a la tasa de incorporación, es probable que la tasa de mineralización sea proporcional al déficit de saturación de C, i.e., la diferencia entre el contenido de C en equilibrio y C real presente en las partículas de arcilla y limo.

CONCLUSIONES

1) La hipótesis de una menor concentración de C por una disminución en la superficie específica en las partículas de arcilla y limo de suelos arcillosos no fue probada en este estudio. Una explicación alternativa es suponer que en los suelos sometidos al mismo aporte de residuos orgánicos, la MOS se diluye en un mayor contenido de arcilla y limo en suelos de texturas finas.

2) Las tasas de mineralización de C y N fueron estrechamente relacionadas al grado de saturación de C en las partículas de arcilla y limo y al contenido de C-orgánico del suelo. Sin embargo, las tasas de mineralización no fueron relacionadas al contenido de arcilla y limo de los suelos. La idea de que la mineralización del suelo depende del grado de saturación, más que del contenido de MOS y textura del suelo fue parcialmente probada aquí. Probablemente los suelos seleccionados en este estudio no fueron lo más adecuados para mostrar resultados concluyentes, ya que el C-orgánico total del suelo fue correlacionado con el grado de saturación de C.

3) La acumulación de MOS estaría directamente vinculada con la textura del suelo y por la cantidad (calidad constante) del material orgánico aportado al suelo. La máxima retención de MOS se lograría cuando la tasa de incorporación iguala a la tasa de mineralización (equilibrio). En equilibrio, la tasa de mineralización del suelo no se vería afectada ni por la textura ni por el nivel de MOS.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen el financiamiento otorgado por la Dirección de Investigación de la Universidad de Talca (DIUT) para la realización de este trabajo y a los árbitros que mejoraron la calidad del manuscrito

LITERATURA CITADA

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Francisco J. Matus2 y Christian R. Maire G.2 2Universidad de Talca, Facultad de Ciencias Agrarias, Casilla 747, Talca, Chile.