Почвоведение, 2023, № 3, стр. 339-352
Изотопный состав углерода органического вещества водоустойчивых структурных отдельностей типичного чернозема в контрастных вариантах землепользования
З. С. Артемьева a, *, Э. П. Зазовская b, Е. С. Засухина c, Е. В. Цомаева a
a Почвенный институт им. В.В. Докучаева
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 2, Россия
b Институт географии РАН
119017 Москва, Старомонетный пер., 29, Россия
c Федеральный исследовательский центр “Информатика и управление” РАН
119333 Москва, ул. Вавилова, 44, корп. 2, Россия
* E-mail: artemyevazs@mail.ru
Поступила в редакцию 08.09.2022
После доработки 07.11.2022
Принята к публикации 08.11.2022
- EDN: HBLHJT
- DOI: 10.31857/S0032180X22601098
Аннотация
Представлены данные по изотопному составу углерода (С) разных пулов органического вещества (ОВ) в водоустойчивых структурных отдельностях (макро- и свободных микроагрегатах) типичного чернозема под степью и длительным чистым паром. Фракционирование 13C на отдельных этапах формирования пулов ОВ является относительно постоянным, независимо от уровня структурной организации. Это демонстрирует представленная концептуальная схема, позволяющая количественно оценить потоки C в системе агрегат/пул ОВ. Выявлено, что основные потоки C в пулах ОВ идут от свободного ОВ (ЛФСВ) к фракции остатка через микроагрегаты внутри водоустойчивых структурных отдельностей (мВСА), компонентами которых являются агрегированное ОВ (ЛФАГР) и илистая фракция (ил). С большой долей вероятности С перемещается из макроагрегатов (ВСАма) в свободные микроагрегаты (ВСАми). Бóльшая вероятность потока С во фракцию остатка из мВСА по сравнению с прямыми потоками С из ЛФАГР и ила свидетельствует в пользу гипотезы о том, что фракция остатка представлена в большей степени разрушенными частями/осколками разрушенных мВСА размером 50–1 мкм. Вне зависимости от размера в ВСА имеется лабильное ОВ в составе мВСА, наряду с ЛФСВ (только в макроагрегатах) и стабильное ОВ (фракция остатка). Лабильное ОВ (ЛФАГР и ил) внутри ВСАми характеризуется более легким изотопным составом С, следовательно, меньшей степенью микробиологической переработки по сравнению с таковым мВСА внутри ВСАма, что является следствием его лучшей физической защиты от микробных атак. Однако наиболее стабильный пул ОВ, сосредоточенный во фракции остатка внутри ВСАми обогащен 13С по сравнению с таковым в ВСАма. Учитывая, что фракция остатка определяет общий изотопный состав С в ВСА, ОВ свободных микроагрегатов в целом характеризуется бóльшей степенью микробиологической переработки по сравнению с таковым макроагрегатов. Свободные микроагрегаты – это части дезинтегрированных макроагрегатов.
ВВЕДЕНИЕ
Органическое вещество (ОВ) почвы является крупнейшим резервуаром органического углерода (С) на суше [31]. Стабилизация и дестабилизация ОВ в почве имеют решающее значение для глобального цикла C. В условиях современных климатических вызовов глубокое понимание механизмов стабилизации ОВ в почве может иметь ключевое значение для прогнозирования поведения C в почве и его обратной связи с климатом [45]. Под физической стабилизацией ОВ в почве понимают его защиту от минерализации, которая, в первую очередь, обеспечивается агрегатами. Положительное влияние агрегирования на аккумуляцию углерода в почве отмечается во многих работах [1, 22, 29, 37, 43, 44, 49, 53].
Анализ стабильных изотопов С (δ13C) является мощным инструментом для оценки оборота ОВ в почве, в том числе на разных иерархических уровнях организации почвенной массы [12, 16, 27, 32, 38], а также оценки степени его разложения [35]. ОВ почвы, в основном, происходит из тканей растений, которые имеют определенную изотопную сигнатуру, возникающую из-за различий в путях фотосинтетической ассимиляции С. Процессы разложения ОВ напрямую зависят от его локализации в почвенной матрице [3]. Соответственно, стабилизация C в разных пулах ОВ приводит к фракционированию 13C и, следовательно, к различным значениям δ13C. В качестве основных причин такого фракционирования рассматриваются микробный метаболизм (стабилизация органических материалов после прохождения одного или нескольких циклов микробной утилизации) и субстратные эффекты (предпочтительная стабилизация органических соединений с легким или тяжелым δ13C).
Связь обогащенности тяжелым изотопом 13C с методами физического фракционирования ОВ успешно использовалась некоторыми авторами для оценки количественных изменений содержания C в различных гранулометрических фракциях почвы [12, 17, 26, 27, 32, 38]. Однако ОВ почвы – очень сложная система, состоящая из разных фракций, характеризующихся различными физическими и химическими свойствами, устойчивостью к разложению микробиотой и временем оборота [31]. Поэтому для корректной оценки динамики ОВ необходимо различать фракции не только по размеру, но и функционально разные фракции ОВ почвы [6, 21]. Более того, Балесдент [15] прямо указывает на важность и необходимость исследования изотопного состава С для изучения природы пулов ОВ почвы. Это может быть достигнуто путем фракционирования ОВ по размеру и плотности [1, 19, 24].
Комбинация методов фракционирования ОВ с техникой естественной обогащенности тяжелым изотопом 13C предлагает информативный подход для изучения особенностей стабилизации углерода в почве, которые сложно обнаружить с помощью традиционных методологий [12, 21, 26, 32]. Изучение изотопного состава пулов ОВ, локализованных в структурных отдельностях разного размера, может способствовать более глубокому пониманию механизмов физической стабилизации ОВ.
Цель работы – изучение изотопного состава С пулов ОВ водоустойчивых структурных отдельностей (макро- и свободных микроагрегатов), выделенных из воздушно-сухих агрегатов (2–1 мм) типичного чернозема в условиях контрастного землепользования.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ
Объект исследования – типичный чернозем в условиях контрастных вариантов использования: степь (Центрально-Черноземный государственный биосферный заповедник “Стрелецкая степь” Курская область) и длительный (52 года) чистый бессменный пар без удобрений (Курский НИИ агропромышленного производства) (51°34′ N, 36°06′ E). Климат умеренный. Среднегодовая температура составляет 4.8–5.3°С. Среднегодовое количество осадков равно 540 мм. Почвы – среднесуглинистый типичный чернозем [7], согласно международной классификации Haplic Chernozem (Loamic, Pachic) [52] на лёссовых отложениях с содержанием ила (<1 мкм) 18.4–22.9%, пыли (50–1 мкм) 69–70%, песка (50–2000 мкм) 8–12%, Сорг 2.6–4.8%, ${\text{p}}{{{\text{H}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ 6.8–6.9. Образцы отбирали с каждого варианта опыта в трехкратной повторности.
После сухого просеивания всего почвенного образца получили следующие фракции: >10, 10–7, 7–5, 5–3, 3–2, 2–1, 1–0.5, 0.5–0.25, <0.25 мм. Далее мокрому просеиванию подвергали воздушно-сухие агрегаты размером 2–1 мм. Выбор агрегатов данного размера обусловлен их наибольшим вкладом в Собщ почвы [8].
Для выделения пулов ОВ применяли модифицированный вариант грануло-денсиметрического фракционирования, полная схема которого представлена ранее [11]. Схема позволяет выделить четыре пула ОВ: неагрегированное, свободное (ЛФСВ), агрегированное (ЛФАГР), ил и остаток.
Содержание углерода (C) и азота (N) в грануло-денсиметрических фракциях определяли методом каталитического сжигания на анализаторе ТОС Analyzer (Shimadzu, Япония). Все измерения выполняли в трехкратной повторности.
Измерение изотопного отношения тяжелого изотопа к легкому (13С/12С) проводили на комплексе оборудования, состоящем из элементного CHNS анализатора (vario Isotope Select Elementar, Германия) и изотопного масс-спектрометра (precision IRMS Elementar, Великобритания) в ЦКП “Лаборатория радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии” Института географии РАН.
Изотопный состав углерода ОВ выражали в тысячных долях отклонения от международного эталона (vPDB), δ (‰):
Статистическую обработку результатов проводили с использованием статистического пакета Microsoft Excel 2010 (Microsoft Corporation, США). Выбранный уровень значимости p < 0.05.
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Водоустойчивые структурные отдельности (макро- (2–1 мм) и свободные микроагрегаты (<0.25 мм)). Аналитические данные выявили практически полную однотипность компонентного состава водоустойчивых структурных отдельностей разного размера, выделенных из воздушно-сухих агрегатов размером 2–1 мм (степь) (рис. 1a). И в макро-, и в свободных микроагрегатах выделяются неустойчивые (мВСА) и устойчивые (остаток) в УЗ-поле микроагрегаты. Это согласуется с литературными данными об отсутствии значительных различий в составе водоустойчивых макро- и микроагрегатов [41].
Рис. 1.
Распределение компонентов в водоустойчивых макро- и свободных микроагрегатах (ВСА) (а) и содержание C в них (% в ВСА) (b) в типичном черноземе контрастных вариантов землепользования. Здесь и далее: ВСАма – макро- (2–1 мм) и ВСАми – свободные микроагрегаты (<0.25 мм); свободное ОВ (ЛФСВ) – легкая фракция (плотность <1.8 г/см3); агрегированное ОВ (ЛФАГР) – легкая фракция (плотность <1.8 г/см3); ил – илистая фракция (<1 мкм); ОВ фракции остатка (Ост); мВСА – микроагрегаты внутри водоустойчивых структурных отдельностей (ВСА), неустойчивые к воздействию ультразвука.
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F1.png)
Единственное, но очень важное различие – это ЛФСВ, которое присутствует лишь в макроагрегатах (1.1% на массу ВСАма), в свободных микроагрегатах обнаружены только его следы, что согласуется с литературными данными [10, 43]. Поэтому практически полное отсутствие свободного ОВ в ВСАми предполагает, преимущественно, лишь дальнейшее микробиологическое разложение ЛФАГР внутри мВСАми без возможности пополнения этого пула ОВ за счет ЛФСВ. Наряду с практически идентичным составом структурных отдельностей, вне зависимости от их размера это позволяет предполагать, что свободные микрогрегаты являются частями/осколками разрушенных макроагрегатов [10, 25, 27, 28, 36, 41, 42, 44].
Особое внимание следует обратить на неустойчивые микроагрегаты внутри структурных отдельностей (мВСА). Несмотря на то, что их доля, вне зависимости от варианта землепользования, составляет ~1/5 массы структурных отдельностей в целом, они стабилизируют бóльшую часть Собщ ВСА: 59–68 (степь) и 53–61% (пар) (рис. 1b), что согласуется с данными [38].
Изотопный состава углерода. В естественных условиях (степь) величина δ13C для ОВ, локализованного в ВСА разного размера была выше по сравнению с таковой для почвы в целом: –25.85 (ВСАма) и –25.77‰ (ВСАми) (рис. 2), что согласуется с литературными данными [27]. Это сопровождается увеличением степени обогащенности тяжелым изотопом 13C по мере уменьшения размера структурных отдельностей (рис. 3), что подтверждается данными [9, 16, 29, 32] и отражает отличие в долевом участии молодого растительного материала в агрегатах разного размера [29]. Следовательно, более тяжелая изотопная сигнатура ОВ свободных микроагрегатов указывает на бόльшую долю в них “старого” С. Все это, как будто, свидетельствует в пользу предположения, что ВСАми являются частями/осколками ВСАма и, следовательно, органические материалы в них должны быть переработаны в бóльшей степени. Однако это противоречит аналитическим данным по величине отношения C/N, которая, напротив, увеличивается по мере уменьшения размера структурных отдельностей: 11.0 против 10.7 (степь). Это кажущееся противоречие удалось прояснить, изучив изотопный состав С пулов ОВ структурных отдельностей.
Рис. 2.
Величина δ13C (‰) в водоустойчивых структурных отдельностях разного размера (макро- (ВСАма) и свободных микроагрегатах (ВСАми)) контрастных вариантов землепользования.
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F2.png)
Рис. 3.
Величина δ13C (‰) пулов ОВ в водоустойчивых макро- (ВСАма) и свободных микроагрегатах (ВСАми) контрастных вариантов землепользования.
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F3.png)
С одной стороны, выявлено незначительное облегчение изотопного состава С дискретного ОВ (ЛФСВ и ЛФАГР), наряду с ОВ ила в ВСАми по сравнению с ВСАма, что свидетельствует о большей физической защите ОВ в микроагрегатах и согласуется с общепринятым мнением об увеличении устойчивости структурных отдельностей по мере уменьшения их размера [22, 48]. В таком случае ОВ в свободных микроагрегатах должно быть менее подвержено изменениям по сравнению с таковым в макроагрегатах, в том числе за счет микробиологической дискриминации 13С. Следовательно, наблюдаемый более легкий изотопный состав С пулов ОВ в свободных микроагрегатах выглядит логичным. Это хорошо согласуется с увеличением величины отношения C : N в них по мере уменьшения размера структурных отдельностей: 14.2 против 13.8 (ЛФАГР), 9.5 против 9.2 (ил), а также с данными твердофазной 13С ЯМР-спектроскопии, которая выявила меньшую степень разложения указанных пулов ОВ в свободных микроагрегатах по сравнению с таковыми в макроагрегатах [4].
С другой стороны, изотопный состав C фракции остатка в ВСАми оказался тяжелее такового в макроагрегатах. По-видимому, это является следствием некоторых различий в качественном составе ОВ данной фракции на разных уровнях структурной организации почвы. Аналитические данные по 13С ЯМР-спектроскопии выявили во фракции остатка в ВСАми бόльшую долю карбоксильных групп (обогащенных 13С), наряду с меньшей долей алкильных фрагментов, в том числе липидов, обедненных 13C [4]. Это в совокупности с бόльшей степенью ароматичности ОВ фракции остатка в свободных микроагрегатах и, возможно, большей степенью его микробиологической переработки, и обусловливает более тяжелый изотопный состав С (то есть бόльшую долю старого С) во фракции остатка в свободных микроагрегатах по сравнению с таковым макроагрегатов.
При этом следует учитывать, что общий изотопный состав С структурных отдельностей, аналогично почве в целом, складывается из изотопных сигнатур органических материалов во всех пулах ОВ в почве/водоустойчивых структурных отдельностях с учетом их количественного вклада (массы) [3]. Соотвественно, общий изотопный состав С водоустойчивых структурных отдельностях будет определяться, преимущественно, фракцией остатка в силу ее подавляющего преобладания в почве/ВСА разного размера (рис. 4).
Рис. 4.
Долевое участие компонентов ОВ водоустойчивых структурных отдельностей в общем уровне накопления изотопа 13С (степь).
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F4.png)
Поэтому, несмотря на несколько облегченный изотопный состав дискретного ОВ и ОВ илистой фракции, локализованных в ВСАми по сравнению с таковыми в ВСАма, общая изотопная сигнатура свободных микроагрегатов будет более тяжелой по сравнению с таковой макроагрегатов именно за счет более тяжелой сигнатуры ОВ фракции остаток.
Влияние варианта землепользования на изотопную сигнатуру. Сравнительный анализ изотопной сигнатуры ОВ макро- и свободных микроагрегатов в варианте пар выявил тенденцию к ее утяжелению относительно таковой варианта степь, что согласуется с литературными данными об утяжелении изотопного состава С при переводе целинных почв в сельскохозяйственное использование [24].
Аналогично варианту степь, наблюдается тенденция к утяжелению изотопного состава С по мере уменьшения размера структурных отдельностей: ВСАма (–25.81‰) < ВСАми (–25.50‰).
Следует отметить, что величина обогащенности 13С ОВ оставшихся неразрушенными макроагрегатов в варианте пар очень близка к таковой варианта степь (–25.81 против –25.85‰ соответственно), что, по-видимому, является подтверждением гипотезы о высокой консервативности водоустойчивых макроагрегатов (2–1 мм) по сравнению со свободными микроагрегатами – несмотря на то, что они практически полностью исчезли из воздушно-сухих структурных отдельностей такого же размера [8].
Величины δ13C для разных пулов ОВ демонстрируют незначительное, но последовательное увеличение относительно таковых варианта степь. Исключение отмечено лишь для свободного ОВ (ЛФСВ) макроагрегатов, чья изотопная сигнатура оказалась легче в варианте пар по сравнению с таковой варианта степь.
Более легкий изотопный состав С свободного ОВ в ВСАма варианта пар по сравнению с таковым варианта степь согласуется с некоторыми данными 13С ЯМР-спектроскопии, которые свидетельствуют об уменьшении в варианте пар доли карбоксильных групп, обогащенных 13С, и об увеличении долевого участия алкильных соединений (обедненных 13С) [4]. Это в совокупности с резким увеличением степени гидрофобности ЛФСВ в ВСАма в варианте пар относительно варианта степь (более чем в 2 раза) дает основание предполагать, что в ЛФСВ макроагрегатов варианта пар селективно сохраняются наиболее трудно разлагаемые и гидрофобные фрагменты растительного происхождения (например, лигнина) с легким изотопным составом С [4].
Модель множественной линейной регрессии для прогнозирования величины соотношения 13С/12С (выраженном как δ13C). Изотопная сигнатура ОВ складывается из соотношения разнонаправленных процессов. С одной стороны, облегчения изотопного состава С остаточного субстрата за счет относительно более низких скоростей разложения биохимических компонентов растительного материала, имеющих легкий изотопный состав С (например, лигнина), и относительно быстрого разложения более тяжелых соединений (например, полисахаридов) [39]. С другой стороны, утяжеление изотопного состава С остаточного субстрата при прохождении микробных циклов утилизации ОВ при разложении ОВ [51].
Учитывая очевидную комплексность величины отношения 13C/12C, рассчитали модель множественной линейной регрессии для прогнозирования данного параметра в исследованных пулах ОВ, для чего воспользовались данными твердофазной 13С ЯМР-спектроскопии [3, 4].
Оказалось, что наилучшая модель (r = 0.91), в которой все параметры были значимыми (P < 0.05), включала долевое участие алкильных (ALK) и ароматических (AROM) фрагментов, карбоксильных групп (CARBOX) и степень разложения органического материала DI (ALK/∑O-ALK) (табл. 1).
Таблица 1.
Коэффициенты полиномиальной статистической модели 13C/12C (y): y = A0 + A1x1 + A2x2 + A3x3 + A4x4
Параметр | A | Value | SE | t-Value | Prob>|t| | Adj. R-Square |
A0 | –37.2339 | 1.7849 | –20.8600 | 0.0000 | 0.9048 | |
x1 (ALK) | A1 | 0.5077 | 0.1107 | 4.5875 | 0.0003 | |
x2 (CARBOX) | A2 | 0.3992 | 0.0303 | 13.1825 | 0.0000 | |
x3 (DI) | A3 | –13.0856 | 2.9259 | –4.4724 | 0.0003 | |
x4 (AROM) | A4 | 0.1098 | 0.0333 | 3.2996 | 0.0042 |
Модельные и аналитические данные (по величине δ13C) показали удовлетворительное соответствие ($R_{{adj}}^{2}$ = 0.92, P < 0.05) (рис. 5).
Рис. 5.
График корреляции аналитических и модельных данных по величине δ13С (δ13С = f(Alk, ΣAr, COOH, DI), n = 22, R2 = 0.92, P < 0.05).
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F5.png)
На наш взгляд, модель в большей степени отражает зависимость величины обогащенности тяжелым изотопом (12C/13C) от субстратного эффекта (то есть соотношения органического материала, обогащенного и обедненного тяжелым изотопом 13C), а влияние биологического фактора (микробной утилизации ОВ) не столь очевидно. Поэтому проанализировали возможные пути потоков С между пулами ОВ и классами структурных отдельностей.
Потоки углерода в системе структурных отдельностей разного размера. Пути потоков С в системе пул ОВ/класс структурных отдельностей определяли по методу, предложенному Гуниной и Кузяковым [26]. Метод основан на гипотезе, что пулы ОВ/классы структурных отдельностей с одинаковыми значениями δ13C более тесно связаны/ассоциированы, чем те, которые имеют отличающиеся значения δ13C, а также на хорошо установленном биологическом правиле, согласно которому органические материалы, прошедшие серию циклов микробной утилизации, в большей степени обогащены 13C по сравнению с менее переработанными.
Для анализа возможных путей образования ОВ расположили пулы ОВ, выделенные из структурных отдельностей разного размера, в схему, состоящую из двух линий: верхняя линия – для макроагрегатов (ВСАма), нижняя линия – для свободных микроагрегатов (ВСАми) (рис. 6). Каждая линия составлена из пулов ОВ, расположенных по возрастанию плотности. Такой порядок предполагает, что увеличение плотности приводит к усилению трансформации С растительного происхождения [46].
Рис. 6.
Концептуальная схема потоков углерода в системе разных пулов ОВ в структурных отдельностях разного размера. Стрелками показаны направления потоков углерода; их ширина отражает относительную вероятность потока углерода между пулами/структурными отдельностями, числа вдоль стрелок показывают относительную вероятность потока углерода. Мéньшие разности Δ13C соответствуют более высокой степени вероятности потока C.
![](/issues/pochved/2023/vol_2023/iss_3/Pochved2260109Artemeva/Pochved2260109Artemeva-F6.png)
Для стандартизации изотопного состава C в пулах ОВ рассчитали разницу (Δ13C) между значениями δ13C каждого пула ОВ/класса структурных отдельностей и δ13C почвы в целом (значения δ13C почвы в целом вычитали из δ13C пула). Различия в величине Δ13C отражают разную степень разложения ОВ каждого пула ОВ/класса структурных отдельностей по сравнению с общей массой ОВ почвы [26].
Соответственно, пул ОВ в начале стрелки рассматривается как источник С, а в конце – как его продукт. После этого Δ13C продукта вычитали из Δ13C источника для каждого пула ОВ/класса структурных отдельностей. Такой прием позволяет количественно оценить вероятность потока С.
Схема дает возможность сделать вывод, что направление потоков С внутри структурных отдельностей разного размера идет от дискретного ОВ (ЛФСВ и ЛФАГР) к минерально-ассоциированному (ил и остаток), то есть слева направо. Таким образом, отправной точкой потока C растительного происхождения в структурные отдельности является свободное ОВ ЛФСВ (с самой низкой Δ13C), а ил и остаток – это последние стадии трансформации ОВ (максимальные Δ13C).
Отчетливых различий в путях вероятной трансформации C на уровне макро- и свободных микроагрегатов не наблюдалось, что согласуется с выявленной ранее их весьма схожей химической структурой [4].
Вероятность прямого потока С от ЛФСВ в ЛФАГР очень высока – Δ13C (0.1–0.2), что свидетельствует о незначительной разнице в степени их микробиологической переработки. Далее поток С должен перетекать в илистую фракцию, однако величина Δ13C (1.4) предполагает весьма малую степень вероятности прямого потока из дискретного ОВ в ил. По нашему мнению, это только лишний раз подчеркивает существенные различия в происхождении ОВ данных пулов: преимущественно растительное для ЛФАГР и микробное – для ила. Соответственно, продукты микробного разложения ЛФАГР могут адсорбироваться на глинистых частицах (ил) лишь после их очень интенсивной микробной переработки [13, 20, 21, 24, 33 ].
Последний пул ОВ, куда направлен поток С – фракция остатка. Возможные источники поступления С в данный пул ОВ в структурных отдельностях разного размера располагаются в ряд по мере увеличения вероятности потока С: (ВСАма) ЛФСВ ≤ ил (0.8) < ЛФАГР (0.7) < мВСАма (0.5); (ВСАми) ЛФАГР (0.9) < ил (0.5) < мВСАми (0.3).
Вероятность потока С в структурные отдельности из разных пулов ОВ и неустойчивых микроагрегатов внутри ВСА увеличивается в следующем ряду: (ВСАма): ЛФСВ (0.9) < ЛФАГР (0.8) < ил (0.7) < < мВСАма (0.4) < остаток (0.1); (ВСАми): ЛФАГР (0.9) < < ил (0.5) < мВСАми (0.2) < остаток (0.1). Следует отметить, что такой порядок хорошо отражает количественный вклад разных пулов ОВ в общий изотопный состав С структурных отдельностей, продемонстрированный ранее.
Однако преобразования C могут происходить не только в пределах одного класса структурных отдельностей, но и между макро- и свободными микроагрегатами, а также между разными пулами ОВ.
Велика вероятность потока С из всех исследованных пулов ОВ и мВСАма макроагрегатов в соответствующие пулы и ВСАми свободных микроагрегатов: ЛФАГР = ил = мВСАма = остаток (0.1). Следует отметить очень высокую вероятность потока С из ЛФСВ макроагрегатов в ЛФАГР свободных микроагрегатов (0.1). Наряду с очень большой долей вероятности прямого потока С из макроагрегатов в свободные микроагрегаты (Δ13C = 0.1), это подтверждает гипотезу, что свободные микроагрегаты представляют собой осколки/фрагменты разрушенных макроагрегатов.
Существенно меньше вероятность потока С из ЛФАГР макроагрегатов в ил свободных микроагрегатов (1.3), вероятность потока из ЛФАГР свободных микроагрегатов в ил макроагрегатов еще менее вероятна (1.5).
При этом бóльшая вероятность потока С во фракцию остатка из неустойчивых микроагрегатов внутри структурных отдельностей (мВСА) по сравнению с прямыми потоками С из ЛФАГР и ил соответствующих структурных отдельностей (0.5 против 0.7–0.8 соответственно (ВСАма) и 0.3 против 0.5–0.9 соответственно (ВСАми)), свидетельствует в пользу гипотезы о том, что фракция остатка в большой степени представлена частями/осколками разрушенных неустойчивых микроагрегатов (мВСА).
Водоустойчивые макро- и свободные микроагрегаты. Проведенные исследования приводят к ряду гипотез относительно образования и строения структурных отдельностей разного размера и последующего накопления и оборота ОВ в почве, а также факторов, регулирующих их формирование и изменение под влиянием внешних условий.
Разложение твердых растительных остатков в почве зависит от их локализации в почвенной матрице: экологические условия для биодеградации должны существенно различаться для ОВ, локализованного в межагрегатном пространстве (ЛФСВ) и внутри структурных отдельностей (ЛФАГР). Проведенные исследования продемонстрировали, что иерархический уровень структурных отдельностей также имеет значение для процессов биодеградации ОВ.
Водоустойчивые макроагрегаты состоят из свободного ОВ (ЛФСВ), микроагрегатов (мВСА) и межагрегатной массы (остаток) (рис. 7).
В свою очередь, неустойчивые микроагрегаты внутри макроагрегатов (мВСА) состоят из органического ядра – агрегированного ОВ (ЛФАГР) и минеральной компоненты (ил), которая его (ядро) инкрустирует. Инкрустация дискретного ОВ минеральными частицами почвы возрастает благодаря постоянному микробиологическому разложению дискретного ОВ и образованию различных клеящих агентов белкового и липидного характера. Частичная деградация и фрагментация является обязательным условием для инкрустации твердых растительных остатков глинистыми частицами, так как только частично биологически переработанные и фрагментированные (до размера ≤100 мкм) частицы органического материала могут быть инкапсулированы глинистыми частицами (ЛФСВ → ЛФАГР) [11, 23, 25, 27, 50]. Еще одним обязательным условием является степень гидрофобности ОВ: чем она меньше, тем вероятность инкрустации ОВ глинистыми частицами и, в итоге, включения его в микроагрегат больше [11]. В противном случае фрагменты растительного материала будут продолжать функционировать как свободное ОВ (ЛФСВ), параллельно подвергаясь биодеградации/фрагментации до достижения ими размера и качества, обеспечивающих возможность его инкрустации минеральными частицами (ЛФАГР) и включения внутрь микроагрегата (мВСА) [11, 23].
Размеры такого рода микроагрегатов колеблются в пределах 50–250 мкм, они неустойчивы к ультразвуковому воздействию, однако обладают водоустойчивостью, поэтому их часто называют стабильными [22]. Конкретный размер мВСА в естественных условиях (степь) определяется исключительно ОВ. Внутри свободных микроагрегатов он в 1.7 раза, а количество в 1130 раз меньше по сравнению с таковыми в макроагрегатах. Плотность упаковки такого рода микроагрегатов внутри макроагрегатов в 1.7 раза меньше по сравнению с таковой внутри свободных микроагрегатов. Распределение мВСА в матрице ВСА, по-видимому, неравномерное [25, 30, 47].
В относительно замкнутом внутреннем пространстве мВСА экологические условия существенно отличаются от внешних. Близость в микрометровом масштабе субстрата (ОВ) и микроорганизмов, его разлагающих, стимулирует биодеградацию ОВ [18, 40], а наличие тесного контакта с минеральной матрицей (ил) обеспечивает возможность быстрой адсорбции новообразованных продуктов разложения ОВ [11]. Продукты метаболизма микробного сообщества ризосферы, колонизирующего свежее дискретное ОВ (ядро микроагрегата), поступающее из корневых и растительных остатков, выступают в качестве пропитки/клея, придавая микроагрегату стабильность.
Выявленные структурные изменения ОВ при переходе от свободного (ЛФСВ) к агрегированному (ЛФАГР) свидетельствуют об активной деполимеризации лигнина именно в агрегированном ОВ внутри микроагрегатов, то есть именно внутри микроагрегатов (мВСА) инициируется процесс активной трансформации вновь поступившего органического материала [11]. Это согласуется с литературными данными о селективном накоплении лигнина и продуктов типа лигнина, преимущественно, в агрегированном ОВ [23]. Интегральные показатели химической структуры свидетельствуют о бóльшей степени трансформации ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ: 0.56 против 0.49 (DI – индекс разложения ОВ), 0.50 против 0.35 (ARI – индекс ароматичности ОВ) и 0.81 против 0.61 (HI – индекс гидрофобности ОВ), соответственно) [4]. Это подтверждается и более тяжелой изотопной сигнатурой ЛФАГР по сравнению с таковой ЛФСВ (–26.62 против –26.78‰ соответственно).
Глинистые частицы (ил) – минеральный компонент микроагрегатов внутри макроагрегатов (мВСА) – обеспечивают физическую защиту ОВ [14], а также являются минеральной матрицей, на которую продукты микробного разложения ЛФАГР быстро адсорбируются и стабилизируются. Микроскопические исследования с применением техники USAXS продемонстрировали, что сохранение ОВ является результатом инкапсуляции свежего ОВ минералами в процессе формирования и эволюции микроагрегатов [34].
Следует отметить, что в современных моделях образования агрегатов неустойчивым (в УЗ-поле) микроагрегатам внутри структурных отдельностей (мВСА) придают особую важность [10, 20, 25, 27, 36, 41, 42]. Наши исследования полностью поддерживают эту точку зрения, более того, полагаем, что неустойчивые микроагрегаты (50–250 мкм), состоящие из ЛФАГР (ядро) и частиц глины (инкрустируют ядро), могут рассматриваться как центры агрегации почвенной массы [2, 11]. Основными аргументами в пользу этого предположения являются:
1) относительно небольшое внутреннее пространство микроагрегата обеспечивает близость микробного сообщества, источника ОВ и минеральной матрицы, на которую могут адсорбироваться продукты разложения ОВ;
2) максимально наблюдаемое обогащение органического ядра (ЛФАГР) микроагрегата продуктами деполимеризации лигнина предполагает высокую интенсивность процессов разложения ОВ, и соответственно высокую продуктивность адгезионных фрагментов/веществ;
3) максимально наблюдаемое обогащение минерального компонента микроагрегата (ил) полипептидами и липидами микробного происхождения, то есть максимальное наблюдаемое количество микробной биомассы и продуктов метаболизма, позволяет предполагать, что вероятность локализации биологически активных зон, так называемых “hotspots” микробиологической активности внутри микроагрегата, очень высока, если не максимальна;
4) неустойчивые микроагрегаты стабилизируют бóльшую часть С структурных отдельностей.
Следовательно, весьма вероятно, что “hotspots” структурообразующей активности (по аналогии с “hotspots” микробиологической активности) локализованы, в основном, именно внутри неустойчивых (крупных) микроагрегатов (мВСА). Это согласуется с мнением авторов [34], которые называют микроагрегаты внутри макроагрегатов инкубаторами.
Следуя концептуальной модели Гольчина с соавт. [25], в силу того, что разложение ОВ происходит внутри мВСА, по мере уменьшения в их ядре (ЛФАГР) привлекательного для микробиоты биологического материала, в нем будет накапливаться все более устойчивый к биодеградации органический материал, микробная активность будет замедляться, соответственно, будет снижаться выработка клеящих и стабилизирующих веществ; микроагрегаты будут терять стабильность [22]. В итоге это приведет к их дезинтеграции, при этом часть их останется в пуле крупных 50–250 мкм мВСА (рис. 7), и при условии неполной потери ими энергетически привлекательного гидрофильного органического материала, далее они смогут участвовать в новом цикле образования крупных мВСА [11].
Фрагменты разрушенных неустойчивых (в УЗ-поле) микроагрегатов (мВСА), практически утерявшие свое органическое ядро в процессе биологического разложения (преимущественно, пылеватого размера), пополнят пул мелких (устойчивых в УЗ-поле) микроагрегатов (остаток) внутри макроагрегатов. Поэтому можно предполагать, что устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты – это, преимущественно, минеральные “корки” разрушенных мВСА, пропитанные микробными продуктами [44].
Свободные микроагрегаты – это части дезинтегрированных макроагрегатов; оснований в пользу гипотезы их образования внутри макроагрегата, как специфического процесса, не обнаружили. Основными доводами в пользу этого являются: 1) практически одинаковый, исключая ЛФСВ, компонентный состав; 2) близкий количественный и качественный состав ОВ, включая химическую структуру; 3) очень высокая вероятность прямого потока С из макро- в свободные микроагрегаты; 4) одинаковый размер илистых частиц, инкрустирующих органическое ядро (~400 нм) мВСА; 5) бóльшая степень выраженности негативных изменений количества и качества ОВ в ВСАми в варианте пар, обусловленная высвобождением ОВ, ранее защищенного в составе ВСАма при их разрушении, и соответственно, увеличением его доступности для микробиоты. Таким образом, свободные микроагрегаты состоят из мВСА и межмикроагрегатной массы (фракция остатка), унаследованных от макроагрегатов.
Предельно низкое количества макроагрегатов (<0.3% массы воздушно-сухих агрегатов 2–1 мм) в варианте пар (в течение 52 лет), свидетельствующее об их практически полном разрушении [8], связываем с малыми размерами мВСА внутри макроагрегатов и количеством ОВ, стабилизированного в них (как в органическом ядре, так и в илистых частицах, инкрустирующих его), предельной степенью зрелости ОВ, его высокой гидрофобностью и увеличением доли минеральной матрицы, истощенной в ОВ [5]. Все это негативно сказывается на продуцировании связующих агентов микробиотой, что приводит к ослаблению связей внутри макроагрегатов и их стремительному разрушению. Теоретически в почве могут остаться только свободные микроагрегаты [25]. Однако фактически это вряд ли возможно, так как поступление свежего ОВ растительного происхождения, наряду с биологическим материалом, имеет место, хотя количественно совершенно неадекватное и спорадическое, за счет, в том числе, эолового заноса, а также зоохории.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Впервые проведенные исследования изотопного состава С пулов ОВ в водоустойчивых макро- и свободных микроагрегатах типичного чернозема позволили количественно оценить потоки C в системе агрегат/пул ОВ. Концептуальная схема демонстрирует, что основные потоки C в пулах ОВ идут от свободного ОВ (ЛФСВ) к фракции остатка через микроагрегаты внутри структурных отдельностей (мВСА). Выявлено, что фракционирование 13C на отдельных этапах формирования пулов ОВ является относительно постоянным, независимо от уровня структурной организации.
Свободное ОВ (ЛФСВ) – отправная точка потока C растительного происхождения в структурные отдельности, о чем свидетельствует его изотопная сигнатура, в наибольшей степени приближенная к таковой растительности.
Агрегированное ОВ (ЛФАГР) – продукт фрагментации/гумификации свободного ОВ почвы, один из двух основных компонентов мВСА. Для данного пула ОВ характерна значительная степень деградации и фрагментации растительных остатков, что является необходимым условием для преобразования ЛФСВ в ЛФАГР, поскольку только частично биологически переработанные и фрагментированные (до размера ≤100 мкм) частицы органического материала могут быть инкапсулированы глинистыми частицами. Бόльшая по сравнению с ЛФСВ степень микробиологической переработки органических материалов в ЛФАГР находит отражение в его более тяжелом изотопном составе С.
Органо-глинистые комплексы (ил) – это продукты микробного разложения ЛФАГР, которые, наряду с белковыми структурами, адсорбируются на глинистых частицах. Ил в наибольшей степени обогащен 13С среди всех исследованных пулов ОВ.
ЛФАГР и ил – это компоненты неустойчивых в УЗ-поле микроагрегатов (мВСА), образующихся внутри макроагрегатов одновременно с первичным капсулированием свежего ОВ. Размеры такого рода микроагрегатов колеблются в пределах 50–250 мкм, они неустойчивы к ультразвуковому воздействию, однако обладают водоустойчивостью.
Микроагрегаты внутри структурных отдельностей (мВСА) играют важнейшую роль в структурообразовании и стабилизации С в средне- и долгосрочной перспективе. Именно внутри мВСА инициируется процесс трансформации вновь поступившего органического материла, в частности, активной деполимеризации лигнина. Поэтому неустойчивые микроагрегаты (мВСА) можно рассматривать как центры агрегирования почвенной массы (“hotspots” структурообразующей активности).
Фракция остатка – это межмикроагрегатная масса, заполняющая внутренний объем макроагрегата между мВСА. Содержит устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты размером 50–1 мкм с незначительной примесью наиболее трудно разлагаемых гидрофобных фрагментов ОВ растительного происхождения, а также углеподобные вещества. Устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты – это части/осколки разрушенных неустойчивых (в УЗ-поле) микроагрегатов (мВСА), практически утерявших свое органическое ядро (ЛФАГР). Во фракции остатка накапливается наиболее стабильное (инертное) ОВ. Тем не менее, изотопная сигнатура фракции остаток несколько легче таковой илистой фракции, по-видимому, за счет присутствия трудноразлагаемых гидрофобных фрагментов ОВ растительного происхождения с легким изотопным составом.
Свободные микроагрегаты – это части дезинтегрированных макроагрегатов; оснований в пользу гипотезы их образования внутри макроагрегатов, как специфического процесса, не обнаружено. Таким образом, свободные микроагрегаты состоят из мВСА и межмикроагрегатной массы (фракция остатка), унаследованных от макроагрегатов.
И в макро-, и в свободных микроагрегатах имеется лабильное ОВ (в составе мВСА, наряду с ЛФСВ (только в макроагрегатах)) и стабильное ОВ (остаток). Компоненты мВСА внутри ВСАми в бóльшей степени физически защищены по сравнению с таковыми внутри ВСАма (более легкий изотопный состав), что, по-видимому, является следствием мéньшего размера мВСА внутри ВСАми. Однако наиболее стабильный пул ОВ, сосредоточенный во фракции остатка внутри ВСАми, характеризуется бόльшей степенью микробиологической переработки (обогащенность 13С) по сравнению с таковой в ВСАма. Учитывая, что фракция остатка определяет общий изотопный состав С в ВСА, общий изотопный состав С в свободных микроагрегатах (ВСАми) более тяжелый по сравнению с таковым макроагрегатов. Таким образом, снято противоречие между общепринятым мнением об увеличении устойчивости структурных отдельностей по мере уменьшения их размера (увеличение степени физической защиты ОВ) и хорошо установленным фактом увеличения степени обогащенности 13С по мере уменьшения размера структурных отдельностей (бóльшая степень микробиологической переработки ОВ).
Список литературы
Артемьева З.С. Органические и органо-глинистые комплексы агрогенно-деградированных почв. Автореф. дис. … докт. биол. н. М., 2008. 48 с.
Артемьева З.С. Органическое вещество и гранулометрическая система почвы. М.: ГЕОС, 2010. 240 с.
Артемьева З.С., Данченко Н.Н., Зазовская Э.П., Колягин Ю.Г., Кириллова Н.П., Когут Б.М. Изотопный состав углерода и химическая структура органического вещества типичного чернозема в условиях контрастного землепользования // Почвоведение. 2021. № 6. С. 686–700. https://doi.org/10.31857/S0032180X21060034
Артемьева З.С., Данченко Н.Н., Колягин Ю.Г., Кириллова Н.П., Цомаева Е.В., Когут Б.М. Химическая структура органического вещества водоустойчивых структурных отдельностей типичного чернозема в условиях контрастного землепользования: твердотельная CP-MAS 13C-ЯМР-спектроскопия // Почвоведение. 2022. № 6. С. 161–170. https://doi.org/10.31857/S0032180X2206003X
Артемьева З.С., Зазовская Э.П., Варламов Е.Б., Засухина Е.С., Цомаева Е.В., Когут Б.М. Органическое вещество водоустойчивых макро- и микроагрегатов типичного чернозема в контрастных вариантах землепользования // Агрохимия. 2022. № 10. С. 3–14. https://doi.org/10.31857/S0002188122100039
Артемьева З.С., Кириллова Н.П. Роль продуктов органо-минерального взаимодействия в структурообразовании и гумусообразовании основных типов почв Центра Русской равнины // Бюл. Почв. ин-та им. В. В. Докучаева. 2017. № 90. С. 73–95. https://doi.org/10.19047/0136-1694-2017-90-73-95
Классификация и диагностика почв СССР. М.: Колос, 1977. 223 с.
Когут Б.М., Артемьева З.С., Кириллова Н.П., Яшин М.А., Сошникова Е.И. Компонентный состав органического вещества воздушно-сухих и водоустойчивых макроагрегатов 2–1 мм типичного чернозема в условиях контрастного землепользования // Почвоведение. 2019. № 2. С. 161–170. https://doi.org/10.1134/S0032180X19020084
Angers D.A., Giroux M. Recently deposited organic matter in soil water-stable aggregates // Soil Sci. Soc. Am. J. 1996. V. 60. P. 1547–1551. https://doi.org/10.2136/sssaj1996.03615995006000050037x
Angers D.A., Recous S., Aita C. Fate of carbon and nitrogen in water-stable aggregates during decomposition of 13C 15N-labelled wheat straw in situ // Eur. J. Soil Sci. 1997. V. 48. P. 295–300. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.1997.tb00549.x
Artemyeva Z., Danchenko N., Kolyagin Yu., Kirillova N., Kogut B. Chemical structure of soil organic matter and its role in aggregate formation in Haplic Chernozem under the contrasting land use variants // Catena. 2021. V. 204. P. 105403. https://doi.org/10.1016/j.catena.2021.105403
Atere C.T., Gunina A., Zhu Z., Xiao M., Liu Sh., Kuzyakov Y., Chen L., Deng Y., Wu J., Ge T. Organic matter stabilization in aggregates and density fractions in paddy soil depending on long-term fertilization: Tracing of pathways by 13C natural abundance // Soil Biol. Biochem. 2020. V. 149. P. 107931. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2020.107931
Baisden W.T., Amundson R., Cook A.C., Brenner D.L. Turnover and storage of C and N in five density fractions from California annual grassland surface soils // Glob. Biogeochem. Cycles. 2002. V. 16. P. 117–132 https://doi.org/10.1029/2001GB001822
Baldock J.A., Skjemstad J.O. Role of the soil matrix and minerals in protecting natural organic materials against biological attack. Org. Geochem. 2000. V. 31. P. 697–710. https://doi.org/10.1016/S0146-6380(00)00049-8
Balesdent J. Soil organic matter dynamics and isotopic studies // Mineralogical Magazine. 1998. V. 62A. https://doi.org/10.1180/MINMAG.1998.62A.1.52
Balesdent J., Mariotti A. Measurement of soil organic matter turnover using 13C natural abundance // Mass Spectrometry of Soils. N.Y.: Marcel Dekker, 1996. P. 83–111.
Balesdent J., Besnard E., Arrouays D., Chenu C. The dynamics of carbon in particle-size fractions of soil in a forest-cultivation sequence // Plant and Soil. 1998. V. 201. P. 49–57. https://doi.org/10.1023/A:1004337314970
Chenu C., Stotzky G. Interactions between microorganisms and soil particles: An overview // Interactions between Soil Particles and Microorganisms – Impact on the Terrestrial Ecosystem. Chichester: John Wiley & Sons, 2002. P. 3–39.
Christensen B.T. Physical fractionation of soil and organic matter in primary particle size and density separates // Adv. Soil Sci. 1992. V. 20. P. 1–89. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-2930-8_1
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 // Biochem. 2007. V. 85. P. 69–90. https://doi.org/10.1007/s10533-007-9100-8
del Galdo I., Six J., Peressotti A., Cotrufo M.F. 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. 2003. V. 9. P. 1204–1213. https://doi.org/10.1046/j.1365-2486.2003.00657.x
Golchin A., Oades J.M., Skjemstad J.O., Clarke P. Study of free and occluded particulate organic matter in soils by solid state 13C CP/MAS NMR spectroscopy and scanning electron microscopy // Austral. J. Soil Res. 1994. V. 32. P. 285–309. https://doi.org/10.1071/SR9940285
Golchin A., Oades J.M., Skjemstad J.O., Clarke P. Soil structure and carbon cycling // Aust. J. Soil Res. 1994. V. 32. P. 1043–1068. https://doi.org/10.1071/SR9941043
Golchin A., Oades J.M., Skjemstad J.O., Clarke P. Structural and dynamic properties of soil organic matter as reflected by 13C natural abundance, pyrolysis mass spectrometry and solid-state 13C NMR spectroscopy in density fractions of an Oxisol under forest and pasture // Aust. J. Soil Res. 1995. V. 33. P. 59–76. https://doi.org/10.1071/SR9950059
Golchin A., Baldock J.A., Oades J.M. A model linking organic matter decomposition, chemistry, and aggregate dynamic // Soil Processes and the Carbon Cycle. Fl.: Boca Raton, 1998. P. 245–266.
Gunina A., Kuzyakov Y. Pathways of litter C by formation of aggregates and SOM density fractions: implications from 13C natural abundance // Soil Biol. Biochem. 2014. V. 71. P. 95–104. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2014.01.011
Jastrow J.D. Soil aggregate formation and the accrual of particulate and mineral associated organic matter // Soil Biol. Biochem. 1996. V. 28. P. 656–676. https://doi.org/10.1016/0038-0717(95)00159-X
Jastrow J.D., Miller R.M. Soil aggregate stabilization and carbon sequestration: feedbacks through organomineral associations // Soil Processes and the Carbon Cycle. Fl.: Boca Raton, 1998. P. 207–223.
John B., Yamashita T., Ludwig B., Flessa H. Storage of organic carbon in aggregate and density fractions of silty soils under different types of land use // Geoderma. 2005. V. 128. P. 63–79. https://doi.org/10.1016/j.geoderma.2004.12.013
Lehmann J., Kinyangi J., Solomon D. Organic matter stabilization in soil microaggregates: implications from spatial heterogeneity of organic carbon contents and carbon forms // Biogeochem. 2007. V. 85. P. 45–57. https://doi.org/10.1007/s10533-007-9105-3
Lehmann J., Kleber M. The contentious nature of soil organic matter // Nature. 2015. V. 528. P. 60–68. https://doi.org/10.1038/nature16069
Liu Y., Hu C., Hu W., Wang L., Li Z., Pan J., Chen F. Stable isotope fractionation provides information on carbon dynamics in soil aggregates subjected to different long-term fertilization practices // Soil Till. Res. 2018. V. 177. P. 54–60. https://doi.org/10.1016/j.still.2017.11.016
Llorente M., Glaser B., Turrión M.B. Anthropogenic disturbance of natural forest vegetation on calcareous soils alters soil organic matter composition and natural abundance of 13C and 15N in density fractions // Eur. J. Forest Res. 2010. V. 129. P. 1143–1153. https://doi.org/10.1007/s10342-010-0402-3
McCarthy J.F., Ilavsky J., Jastrow J.D., Mayer L.M., Perfect E., Zhuang J. Protection of organic carbon in soil microaggregates via restructuring of aggregate porosity and filling of pores with accumulating organic matter // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2008. V. 72. P. 4725–4744. https://doi.org/10.1016/j.gca.2008.06.015
Menichetti L., Houot S., van Oort F., Kätterer T., Christensen B.T., Chenu C., Barre P., Vasilyeva N.A., Ekblad A. Increase in soil stable carbon isotope ratio relates to loss of organic carbon: results from five long-term bare fallow experiments // Oecologia. 2014. https://doi.org/10.1007/s00442-014-3114-4
Oades J.M. Soil organic matter and structural stability: mechanisms and implications for management // Plant and Soil. 1984. V. 76. P. 319–337. https://doi.org/10.1007/ BF02205590
Oades J.M., Waters A.G. Aggregate hierarchy in soils // Aust. J. Soil Res. 1991. V. 29. P. 815–828. https://doi.org/10.1071/SR9910815
O’Brien S.L., Jastrow J.D. Physical and chemical protection in hierarchical soil aggregates regulates soil carbon and nitrogen recovery in restored perennial grasslands // Soil Biol. Biochem. 2013. V. 61. P. 1–13. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2013.01.031
O’Leary M.H. Carbon isotope fractionation in plants // Phytochemistry. 1981. V. 20. P. 552–567. https://doi.org/10.1016/0031-9422(81)85134-5
Pinheiro M., Garnier P., Beguet J., Martin-Laurent F., Vieuble-Gonod L. The millimetre-scale distribution of 2,4-D and its degraders drives the fate of 2,4-D at the soil core scale // Soil Biol. Biochem. 2015. V. 88. P. 90–100. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2015.05.008
Puget P., Chenu C., Balesdent J. Dynamics of soil organic matter associated with particle-size fractions of water-stable aggregates // Eur. J. Soil Sci. 2000. V. 51. P. 595–605. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.2000.00353.x
Six J., Elliot E.T., Paustian K., Doran J.W. Aggregation and soil organic matter accumulation in cultivated and native grassland soils // Soil Sci. Soc. Am. J. 1998. V. 62. P. 1367–1377. https://doi.org/10.2136/sssaj1998.03615995006200050032x
Six J., Conant R.T., Paul E.A., Paustian K. Stabilization mechanisms of soil organic matter: implications for c-saturation of soils // Plant Soil. 2002. V. 241. P. 155–176. https://doi.org/10.1023/A:1016125726789
Six J., Bossuyt H., Degryze S., Denef K. A history of research on the link between (micro)aggregates, soil biota, and soil organic matter dynamics // Soil Tillage Res. 2004. V. 79. P. 7–31. https://doi.org/10.1016/j.still.2004.03.008
Sollins P., Swanston C., Kramer M. Stabilization and destabilization of soil organic matter – a new focus // Biochem. 2007. V. 85. P. 1–7. https://doi.org/10.1007/s10533-007-9099-x
Sollins P., Kramer M., Swanston C., Lajtha K., Filley T., Aufdenkampe A., Wagai R., Bowden R. Sequential density fractionation across soils of contrasting mineralogy: evidence for both microbial- and mineral-controlled soil organic matter stabilization // Biochem. 2009. V. 96. P. 209–231. https://doi.org/10.1007/s10533-009-9359-z
Solomon D., Lehmann J., Harden J., Wang J., Kinyangi J., Heymann K., Karunakaran C., Lu Y., Wirick S., Jacobsen C. Micro- and nano-environments of carbon sequestration: Multi-element STXM-NEXAFS spectromicroscopy assessment of microbial carbon and mineral associations // Chem. Geol. 2012. V. 329. P. 53–73. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2012.02.002
Tisdall J.M. Formation of soil aggregates and accumulation of soil organic matter // Structure and Organic Matter Storage in Agricultural Soils. Fl.: Boca Raton, 1996. P. 57–96.
Tisdall J.M., Oades J.M. Organic matter and water-stable aggregates in soils // J. Soil Sci. 1982. V. 33. P. 141–163. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.1982.tb01755.x
Wagai R., Mayer L.M., Kitayama K. Nature of the “occluded” low-density fraction in soil organic matter studies: A critical review // Soil Sci. Plant Nutr. 2009. V. 55. P. 13–25.https://doi.org/10.1007/s10533-009-9359-z
Werth M., Kuzyakov Y. 13C fractionation at the root-microorganisms-soil interface: a review and outlook for partitioning studies // Soil Biol. Biochem. 2010. V. 42(9). P. 1372–1384. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2010.04.009
World reference base for soil resources 2014. A framework for international classification, correlation and communication, Word Soil Resource Report 106. FAO. Rome, 2014. 181 p.
Young I.M., Crawford J.W., Nunan N., Otten W., Spiers A. Microbial distribution in soils: physics and scaling // Adv. Agronomy. 2009. V. 100. P. 81–121. https://doi.org/10.1016/S0065-2113(08)00604-4
Дополнительные материалы отсутствуют.