Informe presentado como parte de los requisitos para optar al título de Ingeniero Agrónomo




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2.2 Pool de materia orgánica según tiempo de descomposición (turnover)



De acuerdo Von Lützow et al. (2007), la MOS está compuesta de varios pool funcionales, que están estabilizados por mecanismos específicos y poseen cierta tasa de descomposición. En términos generales se ha descrito en la MOS tres fracciones funcionales: una descomponible (activa), una intermedia o lenta y otra más estable, en función de su mineralización o tiempo de residencia en el suelo (McGill, 1996; Smith et al., 1997).

Puede considerarse como MOS lábil o pool activo, a aquella MOS con una tasa de descomposición < 10 años, y se considera representada por la biomasa microbiana y la fracción liviana obtenida por fraccionamiento por densidad (<1,6-2 g. cm-3, si se considera el contenido de Black carbon) (Von Lützow et al., 2007).

Los pool lento y pasivo corresponden a la MOS del suelo menos lábil y que es difícilmente atacada por la biomasa microbiana, estas constituyen aproximadamente el 82 % del C orgánico del suelo, prevalecen las interacciones físico-químicas entre la MOS y las arcilla y limo (< 50 µm). También en esta fracción se incluye un C refractario o inerte, producto de la combustión incompleta del material vegetal ( Krull et al., 2004).

Según Labrador (1996), estos pool intermedio o lento y pasivo, se consideran como MOS estable y corresponden a compuestos complejos, de alto peso molecular, cadenas largas, compuestos aromáticos, constituyendo sustancias húmicas y productos de descomposición, los cuales forman parte integral del suelo.

2.3 Saturación de los suelos con MOS



Últimamente se ha planteado que los suelos poseen una capacidad finita para acumular la MOS. Hassink (1997) propuso que cada suelo tiene un límite máximo de saturación de MOS en sus fracciones finas. Este mecanismo se planteó sólo para arcillas de origen cristalino, sin embargo dicha capacidad debe ser redefinida para suelos volcánicos, ya que tienen un rango mayor de acumulación de MOS (Matus et al., 2006).

Feller et al. (2001), también indicaron que la capacidad de saturación con C está directamente relacionada con el porcentaje de arcilla y limo, además de la actividad de la arcillas. Definen como arcilla de baja actividad a las del tipo 1:1 y de alta actividad a las del tipo 2:1. No obstante la saturación de C en arcillas no estructuradas, denominadas paracristalinas, como el alofán, la imogolita y otras, escaparían a esta observación.

Hassink, es reconocido como pionero en el tema porque en 1997 fue quien estableció una relación entre la textura del suelo y el C asociado a la fracción de arcilla y limo, no encontrando la misma correlación para el C y la fracción gruesa (>53 µm) del suelo. Apoyándose en diversas experiencias definió la capacidad de almacenar C del suelo o la capacidad del suelo de proteger físicamente la MOS, a aquella dada por la asociación del C a la fracción reactiva, es decir arcilla y limo, y sugiere que dicha capacidad sería limitada ( Hassink, 1997).

En 1997, Hassink y Whitmore, propusieron un modelo para simular la protección de la MOS sobre las partículas de arcilla y limo (Figura 2). En este modelo, X es la capacidad máxima limitada de protección de MOS, se señala que una fracción de X estaría ocupada con MOS. Así, la tasa a la cual la MOS es protegida será inversamente proporcional a la tasa de mineralización de C y N, e indicaría que las tasas de mineralización del suelo no dependen de la textura (limo y arcilla) ni del nivel de MOS, sino del déficit de saturación. Esto explicaría que suelos con similar déficit de saturación sometidos al mismo manejo, posean tasas de mineralización similares a pesar del amplio rango de textura. Luego, la máxima retención de MOS se lograría cuando la tasa de incorporación iguala a la tasa de mineralización, alcanzándose un estado de equilibrio. En equilibrio la tasa de mineralización no se vería afectada ni por la textura ni por el nivel de MOS (Hassink, 1995).


Figura 2. Modelo de protección de la MOS por Hassink y Whitmore (1997), X = capacidad de protección del suelo para proteger la MO (g C Kg-1),Ka = constante de protección, Kd = constante de desorción, POM= MO protegida, NOM = MO no protegida.

(Fuente: Hassink, 1997.)

El concepto de saturación con C de un suelo y el estado de equilibrio puede llevar a la confusión. Sin embargo, ambos conceptos son diferentes, ya que el equilibrio está en función del tiempo y la saturación está en función de los aportes (o entradas). El equilibrio puede ser alcanzado con un cierto nivel de aportes de MOS (Figura 3). Si estos aportes son incrementados, en algunos casos un nuevo nivel de equilibrio se podría alcanzar, siempre que no se haya llegado al nivel de saturación. De esta forma, cuando un suelo ha alcanzado el nivel de saturación, los nuevos aportes de C no aumentarán el reservorio de C del suelo. En este caso, los excedentes de MOS aplicada serán mineralizados aumentando el aporte de CO2 a la atmósfera. Por lo tanto, conocer el umbral de saturación de un suelo es de extrema importancia para no realizar aplicaciones excesivas, las que podrían provocar un daño al ambiente, transformando el suelo de reservorio de C a emisor de CO2.

Hassink (1996) definió el grado de saturación de C como déficit de saturación de C, es decir, la diferencia entre la máxima retención de C en las partículas de A+L y la cantidad real de C presente en estas fracciones.



Figura 3. Niveles de equilibrio de carbono en un suelo versus aportes de carbono.

(Fuente: Six et al.,2002).


Six et al. (2002) con la metodología de Hassink (1997), estudió la relación entre el contenido de C adsorbido a la fracción mineral y textura, encontrando una relación directa entre el contenido de arcilla y limo del suelo y la cantidad de C protegida por esta fracción, proponiendo un nivel de saturación para el C asociado a la arcilla y limo. Esta relación fue diferente según el uso del suelo (cultivos y pradera), tipo de arcilla y tamaño de la fracción arcilla y limo. Estos autores mostraron diferencias significativas en cuanto a la estabilización de C, con los distintos tipos de arcilla (1:1 y 2:1), siendo menor la estabilización en arcillas del tipo 1:1. Se considera que las características propias de estos minerales arcillosos, es decir su capacidad de intercambio de cationes y el área superficial específica como causantes de las diferencias. Por otra parte, la presencia de óxidos de Fe y Al, comunes en suelos dominados por arcillas del tipo 1:1, actuarían como floculantes, reduciendo aún más la superficie de adsorción disponible.

Alcanzar el estado de saturación del suelo con MOS no es un proceso sencillo, toda vez que son muchos los factores que inciden. Algunos son propios del suelo, como naturaleza de su fracción fina, contenido de la misma, y otros son propios del sistema de manejo en conjunto, como aportes y calidad de los residuos de MOS y factores climáticos.

En la siguiente figura se muestra el comportamiento de las incorporaciones sucesivas de materia orgánica al suelo y su consecuente acumulación de C, como lo vemos en la curva, hasta llegar a un punto de saturación de C en el suelo, en el cual los nuevos aportes de materia orgánica no incrementan el porcentaje de C en éste.



Figura 4. Relación entre aportes de carbono en (Mg C ha -1 año-1) y C orgánico total del suelo (%), presentados por Six et al., (2002). (Fuente: Six et al., 2002)

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