Summary

Bruk av jordtetthetsfraksjonering for å skille forskjellige jordkarbonbassenger

Published: December 16, 2022
doi:

Summary

Jordtetthetsfraksjonering separerer jordorganisk materiale i forskjellige bassenger med forskjellige stabiliseringsmekanismer, kjemikalier og omsetningstider. Natriumpolytungstatlige løsninger med spesifikke tettheter tillater separasjon av fritt partikkelformet organisk materiale og mineralassosiert organisk materiale, noe som resulterer i fraksjoner av organisk materiale som er egnet til å beskrive jordens respons på ledelse og klimaendringer.

Abstract

Jordorganisk materiale (SOM) er en komplisert blanding av forskjellige forbindelser som spenner over området fra frie, delvis nedbrutte plantekomponenter til mer mikrobielt endrede forbindelser som holdes i jordaggregatene til høyt bearbeidede mikrobielle biprodukter med sterke assosiasjoner til reaktive jordmineraler. Jordforskere har slitt med å finne måter å skille jord i fraksjoner som er lett målbare og nyttige for jordkarbon (C) modellering. Fraksjonering av jord basert på tetthet blir i økende grad brukt, og det er enkelt å utføre og gir C-bassenger basert på graden av assosiasjon mellom SOM og forskjellige mineraler; Dermed kan jordtetthetsfraksjonering bidra til å karakterisere SOM og identifisere SOM-stabiliseringsmekanismer. Imidlertid varierer de rapporterte jordtetthetsfraksjoneringsprotokollene betydelig, noe som gjør resultatene fra forskjellige studier og økosystemer vanskelig å sammenligne. Her beskriver vi en robust tetthetsfraksjoneringsprosedyre som separerer partikler og mineralassosiert organisk materiale og forklarer fordelene og ulempene ved å skille jord i to, tre eller flere tetthetsfraksjoner. Slike fraksjoner varierer ofte i deres kjemiske og mineralske sammensetning, omsetningstid og grad av mikrobiell behandling, samt graden av mineralstabilisering.

Introduction

Jord er det største lageret av terrestrisk karbon (C), som inneholder oppover 1,500 Pg C i topp 1 m og nesten dobbelt så mye i dypere nivåer globalt, noe som betyr at jord inneholder mer C enn plantebiomasse og atmosfæren kombinert1. Organisk materiale i jord (SOM) beholder vann og jordnæringsstoffer og er avgjørende for planteproduktiviteten og funksjonen til det terrestriske økosystemet. Til tross for global anerkjennelse av betydningen av tilstrekkelige SOM-bestander for jordhelse og landbruksproduktivitet, har jord C-bestandene blitt betydelig utarmet på grunn av ikke-bærekraftig skog- og landbruksforvaltning, landskapsendringer og klimaoppvarming 2,3. Økt interesse for å gjenopprette jordhelsen og i å bruke jord C-retensjon som en sentral aktør i naturlige klimaløsninger har ført til innsats for å forstå faktorene som styrer jord C-sekvestrering og stabilisering i ulike miljøer 4,5.

Jordorganisk materiale (SOM) er en komplisert blanding av forskjellige forbindelser som spenner over området fra frie, delvis nedbrutte plantekomponenter til mer mikrobielt endrede forbindelser som holdes i jordaggregatene (definert her som et materiale dannet ved kombinasjonen av separate enheter eller gjenstander) til høyt bearbeidede mikrobielle biprodukter med sterke assosiasjoner med reaktive jordmineraler6 . I tilfeller der det er upraktisk å identifisere hele pakken av individuelle forbindelser i SOM, fokuserer etterforskere ofte på å identifisere et mindre antall funksjonelle bassenger av C som eksisterer som fysiske realiteter og som varierer etter omsetningshastigheter, generell kjemisk sammensetning og graden av stabilisering med jordens mineralkomponenter1, 7. For at bassengene skal kunne tolkes og modelleres kritisk, er det avgjørende at de adskilte bassengene er små i antall, er direkte målbare og ikke bare teoretiske, og viser klare forskjeller i sammensetning og reaktivitet8.

Mange forskjellige teknikker, både kjemiske og fysiske, har blitt brukt til å isolere meningsfulle bassenger av jord C, og disse er godt oppsummert av von Lützow et al.9 og Poeplau et al.10. Kjemiske ekstraksjonsteknikker tar sikte på å isolere spesifikke bassenger, for eksempel C assosiert med enten dårlig krystallinsk eller krystallinsk Fe og Al11. Organiske løsningsmidler har blitt brukt til å trekke ut spesifikke forbindelser som lipider12, og enten hydrolysen eller oksidasjonen av SOM har blitt brukt som et mål på et labilt basseng på C13,14. Ingen av disse ekstraksjonsmetodene kategoriserer imidlertid alle C-bassengene i målbare eller modellerbare fraksjoner. Den fysiske fraksjoneringen av jord kategoriserer all jord C i bassenger basert på størrelse og antar at nedbrytning av planteavfall resulterer i fragmentering og stadig mindre partikler. Selv om størrelse alene ikke kan skille fritt planteavfall fra mineralassosiert SOM15, er kvantifisering av disse to bassengene avgjørende for forståelsen av jord C-stabilisering på grunn av vanlige romlige, fysiske og biogeokjemiske forskjeller i dannelse og omsetning16.

Fraksjoneringen av jord C basert på tetthet blir i økende grad brukt, og den er enkel å utføre og identifiserer forskjellige bassenger av C basert på graden av tilknytning til forskjellige mineraler17,18,19; Dermed kan jordtetthetsfraksjonering bidra til å belyse ulike stabiliseringsmekanismer for jord C. Det primære kravet for at jord skal fraksjoneres er evnen til å spre de organiske og mineralske partiklene fullt ut. Når det er spredt, flyter nedbrutt organisk materiale som er relativt fri for mineraler i løsninger lettere enn ~ 1,85 g / cm 3, mens mineraler vanligvis faller i området 2-4,5 g / cm 3, selv om jernoksider kan ha tettheter opp til 5,3 g / cm3. Den lette eller frie partikkelfraksjonen har en tendens til å ha kortere omsetningstid (med mindre det er betydelig forurensning av trekull) og har vist seg å være svært mottakelig for dyrking og andre forstyrrelser. Den tunge (>1,85 g/cm3) eller mineralassosierte fraksjonen har ofte lengre omsetningstid på grunn av motstanden mot mikrobielt mediert nedbrytning som oppnås når organiske molekyler binder seg til reaktive mineraloverflater. Imidlertid kan den tunge fraksjonen mette (dvs. nå en øvre grense for mineralkomplekseringskapasitet), mens lysfraksjonen teoretisk kan akkumuleres nesten på ubestemt tid. Forståelsen av den fysiske fordelingen av organisk materiale i bassenger av mineralassosiert versus partikkelformig organisk materiale bidrar dermed til å belyse hvilke økosystemer som kan forvaltes for effektiv karbonbinding og hvordan ulike systemer vil reagere på klimaendringer og skiftende mønstre av menneskeskapteforstyrrelser20.

Mens bruken av tetthetsfraksjonering ved hjelp av løsninger av natriumpolytungstat ved forskjellige tettheter har økt sterkt i det siste tiåret, varierer teknikkene og protokollene betydelig, noe som gjør resultatene fra forskjellige studier og forskjellige økosystemer vanskelig å sammenligne. Selv om en tetthet på 1,85 g/cm3 har vist seg å gjenvinne den største mengden fritt lysfraksjon med minimal inkludering av mineralassosiert organisk materiale (MAOM)17, har mange studier brukt tettheter fra 1,65-2,0 g/cm3. Mens de fleste studier har fraksjonert jord i bare to bassenger (en lett brøkdel og en tung fraksjon, heretter LF og HF), har andre studier brukt flere tettheter for ytterligere å avgrense den tunge fraksjonen i bassenger som avviker med mineralene de er assosiert med, det relative forholdet mellom mineraler og organisk belegg, eller graden av aggregering (f.eks. Sollins et al.17, Sollins et al.18, Hatton et al.21, Lajtha et al.22, Yeasmin et al.23, Wagai et al.24, Volk et al.25). I tillegg har mer komplekse fraksjoneringsprosedyrer blitt foreslått som kombinerer både størrelse og tetthetsseparasjon, noe som resulterer i et større antall bassenger (f.eks. Yonekura et al.26, Virto et al.27, Moni et al.15, Poeplau et al.10), men også mer rom for feil, både i metodikken og i forhold til bassengstørrelsen. Videre har forfattere også brukt sonikering ved varierte intensiteter og tider i et forsøk på å spre aggregater og MAOM fra mineraloverflater28,29,30.

Her beskriver vi en robust tetthetsfraksjoneringsprosedyre som først identifiserer to unike bassenger av jordkarbon (LF og HF, eller POM og MAOM), og vi tilbyr både teknikkene og argumentene for å ytterligere skille HF-bassenget i ytterligere fraksjoner som varierer basert på deres mineralogi, grad av organisk belegg eller aggregering. Fraksjonene som er identifisert her har vist seg å variere med hensyn til kjemisk sammensetning, omsetningstid, grad av mikrobiell prosessering og grad av mineralstabilisering18,19.

Følgende fremgangsmåte separerer bulkjord i partikler organisk materiale (POM) og mineralassosiert organisk materiale (MAOM) ved å blande en kjent mengde jord i en løsning med en bestemt tetthet. Effektiviteten av prosedyren måles ved kombinert utvinning av jordmasse og karbon i forhold til den opprinnelige jordprøvemassen og C-innholdet. En tett løsning oppnås ved å oppløse natriumpolytungstate (SPT) i avionisert vann. Jorden blandes først med den tette SPT-løsningen og omrøres for å blande og spre jordaggregatene grundig. Sentrifugering brukes deretter til å skille jordmaterialene som enten flyter (lysfraksjon) eller synker (tung fraksjon) i løsningen. Blandings-, isolasjons-, gjenvinnings- og vasketrinnene gjentas flere ganger for å sikre separasjon av de lette og tunge fraksjonene, sammen med fjerning av SPT fra materialet. Til slutt blir jordfraksjonene tørket, veid og analysert for C-innhold. Det fraksjonerte materialet kan brukes til senere prosedyrer og analyser.

Protocol

1. Lage stamløsninger av natriumpolytungstate (SPT) FORSIKTIG: SPT er irriterende og er skadelig ved svelging eller innånding. Det er giftig for vannlevende organismer; unngå utslipp i miljøet. For å lage 1 liter SPT-oppløsning med en tetthet på 1,85 g /cm3, oppløs 1,051 g krystallisert SPT i ca. 600 ml deionisert destillert (DDI) vann. Rør oppløsningen til SPT er fullstendig oppløst, ca. i 15 minutter, og bring deretter oppløsningsvolumet til …

Representative Results

Jordtetthetsfraksjonering er ideell for å undersøke hvordan jord varierer i deres partikkelformige og mineralassosierte organiske materialeinnhold. Separering av SOC i disse to distinkte bassengene gir en mulighet til å belyse endringene i jord C-innhold og stabiliseringsdynamikk som ellers kan være uklare når man observerer trender i bulkjord C-innhold. Den videre separasjonen av det tunge materialet (tetthet >1,85 g / cm3) gir ytterligere innsikt i endringene og trendene i jord C-stabilisering, men øke…

Discussion

Gjennom jordtetthetsfraksjoneringsprotokollen er det noen spesifikke prosedyrer som må overvåkes nøye for å redusere feil i separasjon og analyse av jordfraksjonene. Et kritisk trinn i jordtetthetsfraksjoneringsprosedyren er å gjentatte ganger verifisere tettheten til SPT-løsningen. Fuktighet i jordprøven vil ofte fortynne SPT-løsningen, og dermed redusere tettheten til SPT. Derfor må forskeren alltid sørge for at fullstendig separasjon av de lette og tunge løsningene er oppnådd etter sentrifugering. Hvis fra…

Disclosures

The authors have nothing to disclose.

Acknowledgements

For dette arbeidet ble støtte gitt av National Science Foundation Grants DEB-1257032 til KL og DEB-1440409 til HJ Andrews Long Term Ecological Research program.

Materials

Aspirator/vacuum tubing 1/4 x 1/2" Kimble 10847-216
Conical polypropylene centrifuge tube, 250mL Thermo Scientific 376814
Conical rubber gasket for filtering flasks DWK Life Sciences 292020001
Double flat ended stainless steel spatula/scraper Fisher Scientific 14-373-25A
Glass fiber filter, grade GF/F, 110 mm Whatman WHA1825110
Glass mason jar, 16 oz Ball Corporation 500 ml beaker or glass weigh dish are also suitable 
Polypropylene conical bottle adapter, 250mL Beckman Coulter 369385
Porcelain buchner funnel, 90mm FisherBrand FB966F
Reciprocating shaker, 2-speed Eberbach E6000.00
Sidearm flask, 1000mL VWR 89000-386
Sodium Polytungstate, crystalline Sometu SPT-0 or SPT-1, see Discussion for SPT choice Shipping via FedEx from Germany
Swinging bucket centrifuge  Beckman Coulter 3362020

References

  1. Jackson, R. B., et al. The ecology of soil carbon: Pools, vulnerabilities, and biotic and abiotic controls. Annual Review of Ecology, Evolution, and Systematics. 48, 419-445 (2017).
  2. Crowther, T. W., et al. Quantifying global soil carbon losses in response to warming. Nature. 540 (7631), 104-108 (2016).
  3. Deng, L., Zhu, G., Tang, Z., Shangguan, Z. Global patterns of the effects of land-use changes on soil carbon stocks. Global Ecology and Conservation. 5, 127-138 (2016).
  4. Griscom, B. W., et al. Natural climate solutions. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 114 (44), 11645-11650 (2017).
  5. Fargione, J. E., et al. Natural climate solutions for the United States. Science Advances. 4 (11), (2018).
  6. Kögel-Knabner, I., Rumpel, C. Advances in molecular approaches for understanding soil organic matter composition, origin, and turnover: A historical overview. Advances in Agronomy. 149, 1-48 (2018).
  7. Schmidt, M. W. I., et al. Persistence of soil organic matter as an ecosystem property. Nature. 478 (7367), 49-56 (2011).
  8. Billings, S. A., et al. Soil organic carbon is not just for soil scientists: Measurement recommendations for diverse practitioners. Ecological Applications. 31 (3), 02290 (2021).
  9. von Lützow, M., et al. SOM fractionation methods: Relevance to functional pools and to stabilization mechanisms. Soil Biology and Biochemistry. 39 (9), 2183-2207 (2007).
  10. Poeplau, C., et al. Isolating organic carbon fractions with varying turnover rates in temperate agricultural soils – A comprehensive method comparison. Soil Biology and Biochemistry. 125, 10-26 (2018).
  11. Heckman, K., Lawrence, C. R., Harden, J. W. A sequential selective dissolution method to quantify storage and stability of organic carbon associated with Al and Fe hydroxide phases. Geoderma. 312, 24-35 (2018).
  12. Frostegård, &. #. 1. 9. 7. ;., Tunlid, A., Bååth, E. Microbial biomass measured as total lipid phosphate in soils of different organic content. Journal of Microbiological Methods. 14 (3), 151-163 (1991).
  13. Plante, A. F., Conant, R. T., Paul, E. A., Paustian, K., Six, J. Acid hydrolysis of easily dispersed and microaggregate-derived silt- and clay-sized fractions to isolate resistant soil organic matter. European Journal of Soil Science. 57 (4), 456-467 (2006).
  14. Eusterhues, K., Rumpel, C., Kögel-Knabner, I. Stabilization of soil organic matter isolated via oxidative degradation. Organic Geochemistry. 36 (11), 1567-1575 (2005).
  15. Moni, C., Derrien, D., Hatton, P. -. J., Zeller, B., Kleber, M. Density fractions versus size separates: does physical fractionation isolate functional soil compartments. Biogeosciences. 9 (12), 5181-5197 (2012).
  16. Lavallee, J. M., Soong, J. L., Cotrufo, M. F. Conceptualizing soil organic matter into particulate and mineral-associated forms to address global change in the 21st century. Global Change Biology. 26 (1), 261-273 (2020).
  17. Sollins, P., et al. Organic C and N stabilization in a forest soil: Evidence from sequential density fractionation. Soil Biology and Biochemistry. 38 (11), 3313-3324 (2006).
  18. Sollins, P., et al. Sequential density fractionation across soils of contrasting mineralogy: evidence for both microbial- and mineral-controlled soil organic matter stabilization. Biogeochemistry. 96 (1-3), 209-231 (2009).
  19. Crow, S. E., Swanston, C. W., Lajtha, K., Brooks, J. R., Keirstead, H. Density fractionation of forest soils: methodological questions and interpretation of incubation results and turnover time in an ecosystem context. Biogeochemistry. 85 (1), 69-90 (2007).
  20. Cotrufo, M. F., Ranalli, M. G., Haddix, M. L., Six, J., Lugato, E. Soil carbon storage informed by particulate and mineral-associated organic matter. Nature Geoscience. 12 (12), 989-994 (2019).
  21. Hatton, P. -. J., et al. Transfer of litter-derived N to soil mineral-organic associations: Evidence from decadal 15N tracer experiments. Organic Geochemistry. 42 (12), 1489-1501 (2012).
  22. Lajtha, K., et al. Changes to particulate versus mineral-associated soil carbon after 50 years of litter manipulation in forest and prairie experimental ecosystems. Biogeochemistry. 119 (1-3), 341-360 (2014).
  23. Yeasmin, S., Singh, B., Johnston, C. T., Sparks, D. L. Organic carbon characteristics in density fractions of soils with contrasting mineralogies. Geochimica et Cosmochimica Acta. 218, 215-236 (2017).
  24. Wagai, R., Kajiura, M., Asano, M., Hiradate, S. Nature of soil organo-mineral assemblage examined by sequential density fractionation with and without sonication: Is allophanic soil different. Geoderma. 241-242, 295-305 (2015).
  25. Volk, M., Bassin, S., Lehmann, M. F., Johnson, M. G., Andersen, C. P. 13C isotopic signature and C concentration of soil density fractions illustrate reduced C allocation to subalpine grassland soil under high atmospheric N deposition. Soil Biology and Biochemistry. 125, 178-184 (2018).
  26. Yonekura, Y., et al. Soil organic matter dynamics in density and particle-size fractions following destruction of tropical rainforest and the subsequent establishment of Imperata grassland in Indonesian Borneo using stable carbon isotopes. Plant and Soil. 372 (1-2), 683-699 (2013).
  27. Virto, I., Moni, C., Swanston, C., Chenu, C. Turnover of intra- and extra-aggregate organic matter at the silt-size scale. Geoderma. 156 (1-2), 1-10 (2010).
  28. Poeplau, C., et al. Reproducibility of a soil organic carbon fractionation method to derive RothC carbon pools. European Journal of Soil Science. 64 (6), 735-746 (2013).
  29. Cerli, C., Celi, L., Kalbitz, K., Guggenberger, G., Kaiser, K. Separation of light and heavy organic matter fractions in soil – Testing for proper density cut-off and dispersion level. Geoderma. 170, 403-416 (2012).
  30. Kaiser, K., Guggenberger, G. Distribution of hydrous aluminium and iron over density fractions depends on organic matter load and ultrasonic dispersion. Geoderma. 140 (1-2), 140-146 (2007).
  31. Helbling, E., Pierson, D., Lajtha, K. Sources of soil carbon loss during soil density fractionation: Laboratory loss or seasonally variable soluble pools. Geoderma. 382, 114776 (2021).
  32. Nelson, D. W., Sommers, L. E., Sparks, D. L., Page, A. L., Helmke, P. A., Loeppert, R. H. Total carbon, organic carbon, and organic matter. Methods of Soil Analysis: Part 3 Chemical Methods. , 539-579 (2015).
  33. Pierson, D., et al. Mineral stabilization of soil carbon is suppressed by live roots, outweighing influences from litter quality or quantity. Biogeochemistry. 154 (3), 433-449 (2021).
  34. Kramer, M. G., Lajtha, K., Thomas, G., Sollins, P. Contamination effects on soil density fractions from high N or C content sodium polytungstate. Biogeochemistry. 92 (1-2), 177-181 (2009).
  35. Throop, H. L., Lajtha, K., Kramer, M. Density fractionation and 13C reveal changes in soil carbon following woody encroachment in a desert ecosystem. Biogeochemistry. 112 (1-3), 409-422 (2013).
  36. Amelung, W., Zech, W. Minimisation of organic matter disruption during particle-size fractionation of grassland epipedons. Geoderma. 92 (1-2), 73-85 (1999).
  37. Kaiser, M., Asefaw Berhe, A. How does sonication affect the mineral and organic constituents of soil aggregates?-A review. Journal of Plant Nutrition and Soil Science. 177 (4), 479-495 (2014).

Play Video

Cite This Article
Pierson, D., Lajtha, K., Peter-Contesse, H., Mayedo, A. Utilizing Soil Density Fractionation to Separate Distinct Soil Carbon Pools. J. Vis. Exp. (190), e64759, doi:10.3791/64759 (2022).

View Video