1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Почвоведение
  4. № 6, 2021

Почвоведение, 2021, № 6, стр. 686-700

Изотопный состав углерода и химическая структура органического вещества типичного чернозема в условиях контрастного землепользования

З. С. Артемьева a, *, Н. Н. Данченко a, Э. П. Зазовская b, Ю. Г. Колягин c, Н. П. Кириллова d, Б. М. Когут 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 Химический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова
119991 Москва, Ленинские горы, 1, Россия

d Факультет почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова
119991 Москва, Ленинские горы, 1, Россия

* E-mail: artemyevazs@mail.ru

Поступила в редакцию 11.09.2020
После доработки 05.01.2021
Принята к публикации 11.01.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены данные по изотопному составу углерода и химической структуре разных пулов органического вещества (ОВ) типичного чернозема в контрастных вариантах землепользования (степь и длительный чистый пар). Прослежена последовательность разложения ОВ в почвах. Выявлено, что в целинных черноземах под степью при продвижении от свободного к агрегированному ОВ фиксируются изменения химической структуры, характерные для начальных стадий разложения: увеличивается степень ароматичности и гидрофобности ОВ, а также степень его микробиологической переработки. Продукты микробного разложения агрегированного ОВ адсорбируются на глинистых частицах илистой фракции. Они имеют выраженную алифатическую природу со значительным вкладом длинноцепочечных алкилов. ОВ ила характеризуется наибольшей степенью разложенности и максимальным вкладом полипептидов, что согласуется с наибольшей концентрацией 13C среди всех исследованных пулов ОВ. Химическая структура фракции остатка аналогична таковой илистой фракции, обогащена короткоцепочечными алкилами. Практически полное отсутствие поступления свежего органического материала в почву в течение длительного функционирования в режиме чистого пара вызывает резкое увеличение степени микробной переработки имеющегося в почве органического материала во всех исследованных пулах ОВ, что подтверждается “утяжелением” их изотопного состава. Уменьшается количество наиболее легкодоступных и энергетически привлекательных для микробного сообщества фрагментов органического материала (O-Alk), увеличивается степень его разложенности и гидрофобности. Увеличение доли ароматических фрагментов и степени ароматичности ОВ свидетельствует о селективном накоплении химически наиболее устойчивых ароматических соединений.

Ключевые слова: грануло-денсиметрическое фракционирование, δ13C, 13C ЯMR-спектроскопия, средний диаметр илистых частиц

ВВЕДЕНИЕ

Согласно современным представлениям, органическое вещество (ОВ) почвы представляет собой сложный гетерогенный континуум материалов и соединений, отличающихся по стабильности, скорости оборачиваемости и продолжительности существования [8]. Поступающее в почву ОВ локализуется в почвенной матрице в соответствии с преобладающим механизмом стабилизации, образуя разные пулы: свободное ОВ (ЛФСВ), локализуемое в межагрегатном поровом пространстве, агрегированное ОВ (ЛФАГР), локализуемое внутри агрегатов, и ОВ, прочно связанное с илистой фракцией и фракцией остатка [2, 13, 63]. Особенности количественного и качественного состава разных пулов ОВ отражают соотношение процессов образования и разложения ОВ и его взаимодействия с элементарными почвенными частицами и являются функцией всех факторов почвообразования [3].

В настоящее время при изучении ОВ почвы все более востребованы неразрушающие прямые аналитические методы, например, анализ стабильных изотопов С, твердотельная 13C ЯМР-спектроскопия. Принцип использования методов стабильных изотопов основан на том, что содержание тяжелых и легких изотопов (например, 13C и 12C соответственно) варьирует благодаря изотопной дискриминации тяжелого изотопа в соединениях ОВ при протекании биохимических и/или физических процессов [12]. Комбинация физического фракционирования ОВ почвы и естественной обогащенности тяжелым изотопом 13C дает возможность оценивать небольшие изменения запасов углерода в почве, которые могут быть значительными в долгосрочной перспективе, но не обнаруживаются с помощью традиционных методов [23, 32].

Растительные остатки, поступающие в почву, подвергаются биодеградации и стабилизации, следовательно, общий С почвы должен включать С разного времени пребывания в почве [33]. Во время фотосинтеза растения дискриминируют 13С, предпочитая более легкий изотоп 12С, то есть для растений соотношение 13С/12С меньше, чем в окружающей атмосфере. С другой стороны, биохимические молекулы/соединения (углеводы, лигнин, целлюлоза, липиды) могут иметь разные значения δ13C [53, 64], и дифференциальное накопление растительных биомолекул в почвенных фракциях разной плотности может изменять изотопный состав последних.

Так как дискретное ОВ представляет собой лабильный материал относительно недавнего происхождения, можно ожидать, что его изотопный состав (δ13C) будет близок к таковому текущей растительности [11, 29]. Тяжелая фракция, представляющая более старые, аморфные органические соединения, должна иметь повышенные значения δ13C [34].

ЯМР-спектроскопия широко используется для анализа химической структуры ОВ почвы в мировой практике. 13С ЯМР-спектроскопия в твердом состоянии с переносом поляризации (СР) и в условиях вращения под “магическим” углом (MAS) представляет собой мощный и наиболее доступный экспериментальный подход для сбора информации о структурных характеристиках природного ОВ и его изменении при биодеградации [10, 18, 20]. В России, несмотря на преимущества перед жидкофазной ЯМР-спектроскопией, работы, посвященные химической структуре ОВ разной локализации в почвенной матрице, единичны [5].

Обобщенные результаты работ ряда зарубежных авторов по 13C ЯМР-спектроскопии ОВ почвы позволили выделить преобладающие структурные фрагменты в ОВ разных фракций. При этом степень деградации ОВ при прохождении стадий разложения зависит от наличия защитных механизмов, способных повысить его биохимическую стабильность [21]. В ЛФСВ преобладают О-Alk структуры, химический состав соответствует высокому содержанию полисахаридов из свежих растительных остатков и микробной биомассы (например, целлюлозы, гемицеллюлозы, хитина, пептидогликана и др.). По мере утилизации этих лабильных структур селективно накапливаются ароматические (Aryl) и алкильные (Alk) фрагменты, инициируются процессы разложения лигнина (ЛФАГР), что в дальнейшем приводит к изменению химической структуры – уменьшению количества Aryl фрагментов. Это характерно для ОВ, ассоциированного с минеральной матрицей почвы (ил и остаток).

Сопряженное изучение химической структуры и изотопного состава пулов ОВ разной локализации в почвенной матрице расширит наши представления о процессах гумификации, гумусообразования и трансформации ОВ в почве. Позволит узнать механизмы физической стабилизации ОВ, обеспечивающей его пространственную недосягаемость микроорганизмам и ферментам, а также инактивирования редуцентов условиями влажности и газообмена, регулируемыми сложением почвы.

Цель работы – изучение изотопного состава и химической структуры пулов ОВ чернозема в условиях контрастного землепользования.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Объект исследования – типичный чернозем в условиях контрастных видов 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). Территория исследованных участков типична для Центрально-Черноземного региона. Климат умеренный. Среднегодовая температура составляет 4.8–5.3°С. Среднегодовое количество осадков равно 540 мм. Почвы – среднесуглинистый типичный чернозем [6], согласно международной классификации Haplic Chernozem [65] 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%, pH H2O 6.8–6.9. Образцы отбирали с каждого варианта опыта в трехкратной повторности.

Для выделения разных пулов ОВ применяли модифицированный вариант грануло-денсиметрического фракционирования, полная схема которого представлена ранее [2]. Модификация заключается в исключении плотности 2.0 г/см3 из схемы фракционирования, поскольку сопряженное исследование фракции 1.8–2.0 г/см3 в режиме построения карты распределения элементов с электронной микроскопией выявило практически полное преобладание частиц кварца, покрытых глинистыми минералами с единичными фитолитами [9]. С помощью бромоформ-этанольной смеси выделяли свободное (неагрегированное) ОВ (ЛФСВ), локализованное в межагрегатном пространстве почвы – легкие фракции (плотность <1.8 г/см3). Далее агрегаты разрушали с помощью ультразвукового озвучивания и выделяли илистую фракцию – ил (<1 мкм). После удаления илистых частиц из образца с помощью тяжелой бромоформ-этанольной смеси выделяли агрегированное ОВ (локализованное внутри микроагрегатов (ЛФАГР)) – легкие фракции (плотность <1.8 г/cм3). Все процедуры выделения выполняли в трехкратной повторности.

Схема позволяет выделить 4 пула ОВ: неагрегированное, свободное (ЛФСВ); агрегированное (ЛФАГР); ил и остаток.

Таблица 1.  

Распределение органических и органо-минеральных фракций (среднее (M) + стандартная ошибка (SE)) и критерий Стьюдента (t), определяющий степень различия между средними значениями параметров в типичном черноземе контрастных вариантов землепользования, %

Ценоз ЛФСВ ЛФАГР Ил Остаток
M + SE t M + SE t M + SE t M + SE t
Степь 0.48 ± 0.05 15.6 4.63 ± 0.78 8.29 18.40 + 0.46 7.07 76.49 ± 1.09 0.36
Пар 0.04 ± 0.02 1.32 ± 0.03 22.43 + 1.02 76.22 ± 0.99

Примечание. Критерий Стьюдента приведен для p < 0.05, жирный шрифт характеризует статистически значимые различия.

Содержание C и N в грануло-денсиметрических фракциях определяли методом каталитического сжигания на анализаторе ТОС Analyzer (Shimadzu, Japan). 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(‰):

$\delta {{X}_{{{\text{образец}}}}} = {\text{ [}}{{({{R}_{{{\text{образец}}}}}--{{R}_{{{\text{стандарт}}}}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{({{R}_{{{\text{образец}}}}}--{{R}_{{{\text{стандарт}}}}})} {{{R}_{{{\text{стандарт}}}}}}}} \right. \kern-0em} {{{R}_{{{\text{стандарт}}}}}}}] \times 1000,$
где Х – это элемент (С), а R – молярное соотношение изотопов в анализируемом образце и эталоне. В эталонах δ13С = 0. Образцы анализировали относительно референтного газа (CO2), откалиброванного по стандартам МАГАТЭ.

Твердотельные CP-MAS 13C-ЯМР спектры образцов регистрировали на спектрометре Bruker Avance-II 400 WB (США) на частоте 100.4 МГц с использованием 4 мм датчика. Образцы помещали в циркониевый ротор диаметром 4 мм и вращали под “магическим” углом с частотой 12 кГц. Для записи спектров использовали импульсную последовательность с линейным изменением амплитуды радиочастотного поля при переносе поляризации, линейным снижением мощности 1Н-канала от 100 до 70% и временем контакта 2 мс. Время задержки между импульсами 2 с. Шкала химических сдвигов построена относительно сигнала СН2-группы твердого адамантана (38, 48 м.д.), который использовали в качестве вторичного внешнего стандарта.

Выделили области, соответствующие следующим химическим типам С: алкильный Alk-C (0–47 м.д.), О-алкильный О-Alk-C (47–113 м.д.), ароматический Ar-C (113–160 м.д.) и карбоксильный и карбонильный (160–214 м.д.). Рассчитывали следующие показатели ОВ:

DI = Alk/ΣO-Alk – интегральный показатель разложенности/переработки [18, 20],

ARI = ΣAr/ΣAlk + O-Alk + ΣAr – степень ароматичности [42],

HI = ((Alk + Ar)/(О-Me + ∑O-Alk + Carboxyl + + Carbonyl + Phenolic)) – индекс гидрофобности [66].

Рассчитывали относительные вклады основных биомолекул в структуру стабильного ОВ исследованных пулов. Для расчета вклада углерода полипептидов в ОВ исследованных фракций использовали формулу из работы [46]:

${{{\text{C}}}_{{{\text{полипептидов}}}}} = {{R{{{({{\text{C}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{C}} {\text{N}}}} \right. \kern-0em} {\text{N}}})}}_{{{\text{полипептидов}}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{R{{{({{\text{C}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{C}} {\text{N}}}} \right. \kern-0em} {\text{N}}})}}_{{{\text{полипептидов}}}}}} {{{{({{\text{C}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{C}} {\text{N}}}} \right. \kern-0em} {\text{N}}})}}_{{{{{\text{почвы}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{\text{почвы}}} {{\text{фракции}}}}} \right. \kern-0em} {{\text{фракции}}}}}}}}}} \right. \kern-0em} {{{{({{\text{C}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\text{C}} {\text{N}}}} \right. \kern-0em} {\text{N}}})}}_{{{{{\text{почвы}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{\text{почвы}}} {{\text{фракции}}}}} \right. \kern-0em} {{\text{фракции}}}}}}}}}{\kern 1pt} ,$
где R – доля N в полипептидах от общего Nорг в почве, использовали среднюю величину интервала 85–90% [47], равную 87.5%. (C/N)полипептидов = = 3.125 – С/N для средневзвешенного аминокислотного состава HCl-гидролизата почв [52].

Средний диаметр илистых частиц определяли методом динамического светорассеивания на анализаторе NanoBrook Omni (Brookhaven Instruments Corporation, USA).

Статистическую обработку результатов выполняли с помощью статистического пакета Microsoft Excel 2010 (Microsoft Corporation, Redmond, WA, USA) и Origin Pro 8 (Origin Lab Corporation, Northampton, MA, USA). Уровень значимости p < 0.05.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Масса органических и органо-минеральных фракций. Функционирование типичного чернозема в режиме чистого пара в течение 52 лет вызвало резкие изменения в распределении органических и органо-минеральных фракций: количество ЛФСВ уменьшилось в 12 раз, ЛФАГР – в 3.5 раза, илистой фракции увеличилось в 1.2 раза на фоне отсутствия изменений содержания фракции остатка (табл. 1 ). Все различия статистически значимы. Подробное описание разных пулов ОВ при длительном функционировании в режиме чистого пара представлено ранее [7].

Распределение С и N. На рис. 1 представлена концентрация C и N, а также отношение C/N. Видно, что величина отношения C/N повсеместно больше в варианте пар. Это противоречит общепринятым представлениям об уменьшении C/N в более зрелом ОВ, которое предполагается в варианте пар из-за отсутствия поступления свежего ОВ в течение длительного времени (52 года) и может быть следствием различий в источниках и механизмах формирования ОВ в почвах радикально различающихся вариантов землепользования (степь и пар).

Рис. 1.

Величины концентрации C и N, а также величина отношения C/N в типичном черноземе контрастных вариантов землепользования.

Изотопный состава углерода. Анализ изотопного состава разных пулов ОВ почвы показал незначительные различия между значениями δ13C (рис. 2), что являются общим фактом [15, 38, 55]. Разница в степени обогащенности тяжелым изотопом С, как правило, связана с различиями состава пулов ОВ [38].

Рис. 2.

Величина δ13C в разных пулах ОВ и в почве в целом контрастных вариантов землепользования.

Величины δ13C для разных пулов ОВ в варианте степь (почва в целом) варьировали от –26.86 до –25.58, что свидетельствует о селективном сохранении некоторых биохимических соединений в отдельных пулах ОВ [36]. Видно, что области дискретного (ЛФ) и минерально-ассоциированного ОВ (ил и остаток) не перекрываются и разнесены далеко друг от друга. Это демонстрирует высокую степень гомогенности выделенных фракций по качественному составу.

Значения δ13C для дискретного ОВ укладывались в диапазон, характерный для биомассы наземных С3-растений (22–32‰), и близки к средним значениям δ13C (–27‰), но несколько превышают величину δ13С для почвы в целом (на 0.9–1.0‰). Дискретное ОВ (ЛФСВ и ЛФАГР) было обеднено 13C по сравнению с почвой в целом и фракциями большей плотности (>1.8 г/см3) (ил и остаток). Как правило, по мере увеличения степени ассоциации ОВ с минеральной матрицей почвы повышается степень его микробной переработки, что отражается в росте значения δ13C [17, 31, 32, 38, 49]. Однако аналитические данные показали, что ЛФАГР характеризуется меньшей величиной δ13C по сравнению с ЛФСВ: –26.86 против –26.77‰ соответственно. Это не согласуется с предполагаемой большей степенью микробной переработки органического материала ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ [17, 41].

Следует отметить, что данные по обогащенности 13С дискретного ОВ разной локализации в почвенной матрице противоречивы. Наряду со сведениями о более тяжелом изотопном составе ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ, встречаются и данные о его облегчении [17, 45, 56, 61]. Есть сведения о том, что ЛФСВ, хотя и состоит из хорошо узнаваемого растительного материала, имеет промежуточный химический состав и не всегда является самым свежим и неразложившимся материалом [57]. Предполагается, что “утяжеление” изотопного состава углерода ЛФСВ может происходить за счет селективного сохранения углей или устойчивых биомолекул, а также утилизации растительных или микробных липидов, которые обычно являются изотопно более легкими [14, 45, 53, 56].

Изотопный состав углерода ОВ, локализованного в органо-минеральных фракциях (ил и остаток), значительно отличается от такового дискретного ОВ. ОВ ила и остатка было обогащено 13C по сравнению с почвой в целом и дискретным ОВ. Это согласуется с литературными данными об “утяжелении” изотопного состава С по мере увеличении степени ассоциации с минеральной фазой почвы [15, 17, 30, 32, 34, 38, 49, 62]. Учитывая, что ОВ этих фракций имеет преимущественно микробное происхождение, большее содержание 13С в данных фракциях по сравнению с дискретным ОВ свидетельствует об увеличении степени дискриминации 13С по мере продвижения разложения ОВ [16, 34, 37].

Следует учитывать, что фракцию остатка можно рассматривать как очень гетерогенную по степени разлагаемости. Вероятно, она содержит оба компонента: с высокой скоростью оборота и co cтабильным ОВ [15]. Именно этим можно объяснить незначительное “облегчение” изотопного состава С по сравнению с илистой фракцией. При этом изотопный состав С илистой фракции в целом, показывая его обогащение 13С, отражает доминирование более старого ОВ относительно более молодого.

Значение δ13C для почвы в целом (–25.89‰) укладывается в диапазон, характерный для почв умеренного климата: от –24 до –29‰ [15]. Следует учитывать, что изотопный состав С в почве складывается из изотопного состава С органических материалов во всех пулах ОВ почвы с учетом их количественного вклада (массы). Фракция остатка наиболее представительная по массе, и изотопный состав ОВ в почве преимущественно будет определяться ее изотопным составом (рис. 3).

Рис. 3.

Долевое участие компонентов ОВ водоустойчивых структурных отдельностей в общей величине δ13С.

Влияние варианта землепользования на изотопный состав углерода. Анализ изотопного состава углерода ОВ почвы в целом (вариант пар) показал незначительные отличия по сравнению с вариантом степь (∆δ13C = 0.27‰): –25.7 против –25.9‰ соответственно. Аналитические данные идентичны полученным ранее (–25.6‰) [51].

Величины δ13C для разных пулов ОВ также демонстрируют незначительное, но последовательное увеличение относительно таковых варианта степь (рис. 2). При этом различия более выражены для дискретного ОВ (ЛФАГР), что еще раз подчеркивает его бόльшую чувствительность к изменению экологических условий по сравнению с фракциями с бóльшей степенью ассоциации с минеральной фазой (ил и остаток). Исключение отмечено лишь для ЛФСВ, здесь изотопный состав С оказался “легче” в варианте пар по сравнению с вариантом степь.

По-видимому, из-за отсутствия постоянного поступления свежего растительного материала в течение длительного времени изотопный состав С будет все больше смещаться в сторону “утяжеления” за счет субстратного эффекта, то есть истощения биохимических компонентов с легким составом, сопровождающимся изотопной дискриминацией в процессе жизненного цикла микроорганизмов [25, 44, 59]. В том числе анаплеротической повторной ассимиляция C из мертвого микробного материала на поздних стадиях разложения [34, 43]. Это согласуется с выводами Меничетти с соавт. [51], которые исследовали изменения изотопного состава (δ13C) в пяти европейских многолетних экспериментах с чистым паром, включая объект наших исследований. Авторы настаивают, что последовательное увеличение δ13C обусловлено потерями С, обедненного 13C, а возможные причины – это микробный метаболизм и субстратные эффекты [51].

Исследование химической структуры ОВ существенно дополнило данные по изотопному составу.

Свободное ОВ почвы (ЛФСВ) (ЛФ с плотностью <1.8 г/см3). Относительные доли разных типов С в ЛФСВ, полученные интегрированием спектров ЯМР (рис. 4), приведены в табл. 2. Максимальный вклад в общую интенсивность спектра ЛФСВ вносят O-Alk фрагменты (>34% общей интенсивности), что указывает на присутствие большого количества полисахаридов [24, 40]. Учитывая преимущественно растительное происхождение органического материла в данном пуле ОВ, можно предполагать, что присутствующие в нем углеводы в основном представлены целлюлозой, что согласуется с литературными данными [36].

Рис. 4.

Спектры твердофазной 13С ЯМР-спектроскопии, полученные для разных пулов ОВ (ЛФСВ, ЛФАГР, Ил, Остаток) в контрастных вариантах землепользования: вариант степь прорисован черным цветом; вариант пар – серым.

Таблица 2.  

Относительная интенсивность сигналов в 13С ЯМР спектрах, С/N, DI (Alk/ΣO-Alk) – степень разложенности ОВ, ARI (ΣAr/ΣAlk + O-Alk + ΣAr) – степень ароматичности ОВ, HI ((ALK +AR)/(О-Me + ΣO-Alk + + Carboxyl + Carbonyl + O-Ar)) – индекс гидрофобности свободного ОВ, а также количество липидов и пептидов, % общей интенсивности

Фракция Alk ΣO-Alk Ar О-Ar ΣAr COOH CHO DI ARI HI С/N Липиды Полипептиды
0–47 47–113 113–141 141–160 160–188 188–214
Степь
ЛФСВ 20.7 34.2 22.0 8.0 30.0 12.7 2.4 0.60 0.35 0.74 16.1 13.9 17.0
ЛФАГР 12.5 25.9 29.2 11.1 40.3 17.1 4.2 0.48 0.51 0.72 14.1 5.6 17.6
Ил 26.5 34.7 16.1 5.3 21.4 16.7 0.8 0.76 0.26 0.74 9.4 16.0 26.4
Остаток 19.0 32.3 21.7 7.8 29.4 17.4 1.9 0.59 0.36 0.68 9.9 10.4 21.6
Пар
ЛФСВ 18.2 32.4 24.9 10.5 35.4 11.7 2.2 0.56 0.41 0.76 21.3 13.1 12.9
ЛФАГР 9.4 13.3 45.5 12.6 58.2 15.4 3.8 0.71 0.72 1.22 20.4 4.5 12.4
Ил 21.4 25.5 25.7 8.3 33.9 18.4 0.7 0.84 0.42 0.89 9.35 12.7 22.0
Остаток 16.0 21.3 32.5 9.5 42.0 17.8 2.8 0.75 0.53 0.94 12.7 10.4 14.3

Второй по значимости вклад (30%) в общий интеграл вносят ароматические (ΣAr) фрагменты, главным образом, лигнинового происхождения.

Заметное долевое участие Alk-С (20.7%) в ЛФСВ указывает на обогащенность поступающего органического материала жирными кислотами, липидами и воскообразными растительными веществами, такими как кутин и суберин [24, 40].

Суммарный вклад С карбоксильных и карбонильных групп превышает 15%, что согласуется с литературными данными об их количестве в ЛФСВ [36, 48, 60].

Спектры ЯМР ЛФСВ в изученных почвах очень схожи со спектрами, полученными для подстилок и растительного материала [36, 60]. Растительное происхождение ЛФСВ также подтверждается данными электронно-микроскопического анализа, показавшими, что этот пул ОВ состоит преимущественно из грубых, неизмененных растительных остатков [4, 36]. Это предполагает, что присутствующие в нем углеводы в основном представлены целлюлозой [36].

Таким образом, ЛФСВ содержит относительно лабильные компоненты, такие как углеводы и соединения N [36, 60], что повышает восприимчивость ЛФСВ к микробной атаке. При отсутствии защитных механизмов это объясняет быстрое разложение данного пула ОВ в почве. Соответственно разложение ЛФСВ контролируется, главным образом, его химическим составом.

Спектры ЛФСВ варианта пар мало отличаются от таковых варианта степь. Величины колебаний в разных вариантах землепользования незначительны ~1.1 раза. Исключение отмечено лишь для полипептидов, вклад которых уменьшается в 1.3 раза, свидетельствуя о снижении микробной активности в данном пуле в условиях практически полного отсутствия поступления свежего ОВ и сопровождается заметным увеличением степени ароматичности органических материалов (в 1.2 раза) и менее значительным увеличением степени разложенности ОВ (в 1.1 раза). Снижение доли Alk фрагментов хорошо согласуется с уменьшением доли липидов в ЛФСВ в варианте пар.

В целом ЛФСВ варианта пар можно охарактеризовать как более окисленное, более ароматичное и гидрофобное по сравнению с таковым варианта степь. Отмеченный более “легкий” изотопный состав С ЛФСВ в варианте пар по сравнению с вариантом степь согласуется с данными 13С ЯМР-спектроскопии, которые свидетельствуют об уменьшении в варианте пар относительно варианта степь доли карбоксильных групп (обогащенных 13С): 11.7 против 12.7 соответственно. В то же время отмеченное уменьшение степени разложенности ЛФСВ в варианте пар по сравнению с вариантом степь сопровождается увеличением степени его гидрофобности. Можно предположить, что в ЛФСВ варианта пар селективно сохраняются наиболее трудноразлагаемые и гидрофобные компоненты растительного происхождения, имеющие более легкий изотопный состав С.

Агрегированное ОВ почвы (ЛФАГР) (ЛФ с плотностью <1.8 г/см3). Спектры ЛФАГР отличаются от таковых ЛФСВ, прежде всего, снижением вклада O-Alk фрагментов до 40% общей интенсивности (в 1.3 раза). В углеводной области спектра наиболее выражен пик ~74 м.д., что указывает на количественное доминирование полисахаридов в ЛФАГР, аналогично ЛФСВ. При этом количество ΣAr фрагментов увеличивается в 1.3 раза, что свидетельствует о более глубокой степени микробной переработки органического материала ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ и согласуется с данными электронной микроскопии [4, 36].

Интересно, что в ЛФАГР доля Alk-фрагментов, содержащихся в трудноразлагаемых липидах и восках, снижается в 1.6 раза по сравнению ЛФСВ, что противоречит литературным данным [37]. Мы предполагаем, что попадание в ЛФАГР твердого растительного материала определяется, во-первых, их размером: по-видимому, бόльшая часть липидов и восков ассоциирована с твердым растительным материалом крупного размера (>100 мкм), во-вторых, их гидрофобность (за счет обогащенности липидами и восками) может ограничивать колонизацию микробным сообществом. Однако хорошо выраженный пик ~30 м.д., обусловленный сигналами метиленовых групп длинноцепочечных алифатических соединений, указывает на присутствие в ЛФАГР воскообразных компонентов растительного и животного происхождения [46, 48].

Суммарный вклад карбоксильных и карбонильных групп при переходе от ЛФСВ к ЛФАГР увеличивается в 1.4 раза, что может быть следствием накопления в данном пуле ОВ продуктов окислительной деполимеризации лигнина, а также делигнификации клеточных стенок растительного материала [58]. Это сопровождается уменьшением в 1.2 раза доли метоксильных групп (О-Ме) (данные не приведены), основными носителями которых являются лигнины, так как деметоксилирование – один из механизмов превращений лигнина под действием энзимов базидомицетов.

Таким образом, в ЛФАГР фиксируются изменения химической структуры по сравнению с ЛФСВ, характерные для начальных стадий разложения ОВ, что подтверждается микроскопическими исследованиями. Это находит отражение в увеличении содержания ΣAr фрагментов и обусловлено селективной утилизацией О-Alk фрагментов [19]. На начальных стадиях разложения органических материалов, когда относительно свежая частица ОВ инкрустируется минеральными частицами, О-Alk в значительной степени минерализуются до СО2, а остаток утилизируется микроорганизмами и превращается в микробную биомассу и метаболиты, которые адсорбируются глинистыми минералами, покрывающими органическую частицу. Таким образом, микробная минерализация и ассимиляция обусловливают снижение содержания О-Alk-С в ЛФАГР. Уменьшение О-Alk-С и увеличение Aryl-C при переходе от ЛФСВ к ЛФАГР предполагают, что разложение органического материала в ЛФАГР продвинулось гораздо дальше, что согласуется с его большей стабильностью [37].

Выше отмечалось, что ЛФАГР характеризуется более “легким” изотопным составом С по сравнению с ЛФСВ. Наши аналитические данные подтверждают гипотезу о том, что “утяжеление” изотопного состава углерода ЛФСВ может происходить за счет селективного сохранения устойчивых биомолекул [14, 45, 56]. Учитывая, что в ЛФАГР доля Aryl-С повышается в 1.3 раза по сравнению с ЛФСВ, можно предполагать сохранение наиболее стойких лигниновых материалов, следовательно, “облегчение” изотопного состава углерода ЛФАГР при переходе от ЛФСВ [38]. По нашему мнению, это не единственная причина. Более “легкий” изотопный состав углерода ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ может быть следствием физической защиты ЛФАГР в микроагрегатах внутри структурных отдельностей почвы [54, 61].

Спектр ЛФАГР в значительно бóльшей степени отличается от такового варианта степь по сравнению с ЛФСВ. В первую очередь это выражается в значительном уменьшении доли O-Alk (почти в 2 раза) и Alk фрагментов (в 1.3 раза), а также резком увеличении суммарного вклада ΣAr фрагментов (в 1.4 раза), которые становятся преобладающими (более 58% общей интенсивности). Это сопровождается более заметным увеличением степени разложенности (в 1.5 раза) и ароматичности органических материалов (в 1.4 раза). И хорошо согласуется с фактором физической защиты ЛФАГР в составе неустойчивых в УЗ-поле микроагрегатов. В почве быстрое разложение фрагментов твердого органического материала, богатого углеводами, замедляется, когда оно защищено/покрыто минеральными частицами. По мере протекания процессов разложения, с уходом наиболее лабильных компонентов (углеводов и соединений N), степень ассоциации дискретного ОВ и минеральных частиц будет уменьшаться, физическая защита дискретного ОВ будет слабеть. В результате оно будет фрагментироваться, и размер частиц твердого органического материала будет уменьшаться. Как следствие, в дискретном ОВ меньшего размера (ЛФАГР) будут относительно накапливаться более химически устойчивые структуры (например, ароматические структуры лигнинового происхождения) [21]. Соответственно в ЛФАГР будет возрастать доля микробно переработанных органических материалов.

Очень резкое повышение гидрофобности ЛФАГР в варианте пар (в 1.7 раза) отрицательно отражается на его способности к адгезии.

Снижение доли полипептидов (в 1.4 раза) свидетельствует о резком уменьшении микробной активности в варианте пар.

Таким образом, агрегированное ОВ демонстрирует бóльшую чувствительность к варианту землепользования по сравнению со свободным ОВ.

ОВ илистой фракции (ил) (размер <1 мкм, плотность >1.8 г/см3). Илистая фракция визуально представляет собой ламеллярные частицы, уложенные параллельно друг другу по базальным плоскостям [9]. Материал органо-глинистых комплексов (<1 мкм) представляет физико-химически стабилизированный пул ОВ почвы [22, 27, 61].

Спектры ОВ ила отличаются от таковых ЛФАГР, прежде всего, увеличением вкладов Alk-C и О-Alk-С: в 2 и 1.3 раза соответственно. О-Alk фрагменты становятся преобладающими – почти 35% общей интенсивности. Это сопровождается резким уменьшением доли ΣAr фрагментов (почти в 1.9 раза) и незначительным увеличением суммарной доли карбоксильных и карбонильных групп (в 1.2 раза).

Резкое уменьшение доли Aryl-С и увеличение вклада О-Alk-С при переходе от ЛФАГР к фракции ила указывают на то, что ΣAr-структуры разлагаются микроорганизмами, и происходит превращение растительного производного О-Alk-С в микробный О-Alk-С [39]. Органические материалы, связанные с глиной, считаются потенциально лабильными из-за значительного количества углеводов в этой фракции [50]. А их преимущественно микробное происхождение во фракции ила увеличивает привлекательность для микробного сообщества. Наши аналитические данные подтверждают эту гипотезу. Наибольшие потери концентрации С и N зафиксированы именно во фракции ила: С (% во фракции): ЛФСВ (в 1.1раза) < < ЛФАГР (в 1.2 раза) < остаток (в 1.7 раза) ≤ ил (в 1.8 раза) и N (% во фракции): ЛФАГР (в 1.1 раза) < < ЛФСВ (в 1.3 раза) < остаток (в 1.3 раза) ≤ ил (в 1.8 раза).

Перечисленные структурные изменения свидетельствуют о алифатической природе С, ассоциированного с илом [28, 37, 50]. Увеличение доли Alk фрагментов обусловлено бόльшим содержанием полипептидов (26.4 против 17.6 соответственно). При этом в Alk фрагментах ОВ фракции ила преобладают длинноцепочечные структуры, являющиеся наиболее гидрофобной составляющей частью ОВ: интенсивность сигнала при 30 м.д. очень высока, а сигнал в более сильном поле (~20 м.д.), который дают короткоцепочечные структуры, намного слабее, но хорошо различим.

Резкое увеличение содержания Alk-С во фракции ила, а также доли полипептидов (в 1.5 раза), по-видимому, обусловлено присутствием продуктов жизнедеятельности и распада новосинтезированной микробной биомассы с высокий долей Alk фрагментов [18, 37, 47]. Данные электронной микроскопии показали, что обломки клеток (клеточные стенки и слизь), часто бывают непосредственно связаны с минеральными частицами [26, 35].

Степень разложенности ОВ ила по сравнению с ЛФАГР в 1.6 раза больше. Это свидетельствует, что разложение ОВ в почвах следует континууму от свежих и частично разложенных органических материалов в ЛФСВ и ЛФАГР, до значительно/полностью переработанных – в иле: степень ароматичности снижается в 2 раза, а степень гидрофобности ОВ увеличивается незначительно (0.74 против 0.72 соответственно).

ОВ фракции по сравнению с ЛФАГР более алифатично и менее ароматично и характеризуется большей степенью разложенности. Это подтверждается резким увеличением количества Alk и О-Alk на фоне уменьшения доли фенольных и ароматических структур. Доля продуктов микробного происхождения в составе ОВ ила намного больше таковой ЛФАГР: отмечено резкое увеличение доли полипептидов (в 1.5 раза).

Спектры ОВ ила варианта пар отличаются от варианта степь, прежде всего, резким увеличением вклада ΣAr фрагментов (в 1.6 раза) на фоне уменьшения доли Alk фрагментов (в 1.2 раза) и О-Alk (в 1.4 раза).

Следует отметить уменьшение количества пептидов в ОВ ила (в 1.2 раза), свидетельствующее о снижении микробной активности в условиях резкого недостатка энергетических и питательных ресурсов.

Степень разложенности ОВ в варианте пар по сравнению с вариантом степь повышается незначительно (в 1.1 раза) в отличие от степени ароматичности, которая увеличивается в 1.6 раза.

Резкое увеличение доли ΣAr фрагментов на фоне уменьшения доли О-Ме групп (в 1.3 раза) свидетельствует, что во фракции ила, аналогично ЛФАГР, варианта пар остаются более гидрофобные ароматические соединения. На это указывает увеличение в 1.2 раза индекса гидрофобности. Предполагая, что степень гидрофобности ОВ ила является определяющим фактором для агрегатообразования, можно ожидать, что размер илистых микроагрегатов в варианте пар будет меньше такового варианта степь. Действительно, аналитические данные выявили тенденцию к уменьшению величины среднего диаметра илистых микроагрегатов размером <1 мкм в варианте пар по сравнению с вариантом степь (434 против 417 нм, соответственно).

ОВ фракции остатка. В состав фракции остатка входит крупнозернистый минеральный компонент (преимущественно первичные минералы), устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты с незначительной примесью лигнино- и углеподобных веществ [9, 37].

Исходя из того, что органическая составляющая фракции остатка, как и ила, преимущественно представлена ОВ микроагрегатов илистых частиц (в данном случае, устойчивых в УЗ-поле), следует ожидать, что ОВ фракции остатка во многом будет аналогично фракции ила. Действительно, спектры ОВ остатка близки таковым илистой фракции, но имеют отличия.

В спектре ОВ остатка, как и во фракции ила, О-Alk количественно доминируют (32% общей интенсивности), хотя их доля меньше в 1.1 раза. Это сопровождается незначительным увеличением суммарного вклада карбоксильной и карбонильной групп (в 1.1 раза). Отличие спектра фракции остатка от ила состоит в увеличении доли ∑Ar-С (в 1.4 раза) на фоне снижения (в 1.4 раза) доли Alk-С, что согласуется с немногочисленными данными по химической структуре ОВ пылеватых и песчаных фракций [50].

Уменьшение количества Alk-С во фракции остатка по сравнению с илом связано с меньшим вкладом как липидов (в 1.5 раза), так и полипептидов (в 1.2 раза), что свидетельствует о снижении по сравнению с илом, доли ОВ микробного происхождения. Следует отметить, что Alk-С во фракции остатка не только количественно, но и качественно отличается от фракции ила. В спектре фракции ила интенсивность сигнала при 30 м.д. очень высока, а 20 м.д. проявляется лишь в виде плеча. Тогда как в спектре фракции остатка их интенсивности уже сопоставимы, что свидетельствует о меньшем вкладе длинноцепочечных компонентов (30 м.д.) и о меньшей степени гидрофобности ОВ остатка по сравнению с илом, что находит подтверждение в снижении индекса гидрофобности (в 1.1 раза).

Для спектра ОВ фракции остатка варианта пар отмечены аналогичные ОВ ила тенденции: резко повышается доля ∑Ar фрагментов (в 1.4 раза) на фоне снижения доли О-Alk (в 1.5 раза) и Alk (в 1.2 раза) фрагментов.

Степень разложенности ОВ в варианте пар по сравнению вариантом степь повышается почти в 1.3 раза на фоне более значительного увеличения степени ароматичности ОВ (в 1.4 раза). Это сопровождается ростом степени гидрофобности ОВ фракции остатка: в 1.4 раза по сравнению с таковой варианта степь.

Таким образом, можно утверждать, что ОВ фракции остатка по сравнению с илом имеет аналогичную хорошо выраженную алифатическую природу, но с меньшим преобладанием длинноцепочечных соединений. Как и во фракция ила оно менее алифатично и более ароматично, характеризуется меньшей степенью разложенности и гидрофобности. Доля продуктов микробного происхождения в составе фракции остатка меньше таковой фракции ила, что подтверждается сокращением доли полипептидов. По-видимому, отмеченные отличия ОВ фракции остатка от фракции ила обусловлены бόльшей степенью гетерогенности состава первого. В частности, присутствием в остатке фракции микроагрегатов плотностью 1.8–2.0 г/см3, которая, согласно схемам фракционирования, относится к легким фракциям [1, 37].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые проведенные сопряженные исследования изотопного состава и химической структуры пулов ОВ типичного чернозема позволили проследить последовательность разложения ОВ в почвах, которое следует континууму от свежих и частично разложенных растительных остатков в дискретном ОВ до значительно/полностью переработанных – в органо-минеральных фракциях.

Свободное ОВ (ЛФСВ) представлено в основном хорошо различимыми визуально фрагментами растительного материала, локализующимися в межагрегатном поровом пространстве макроагрегатов. Это наименее разложенное ОВ представлено грубыми, малоизмененными растительными остатками. В химическом составе доминируют О-Alk фрагменты (целлюлоза). Для ЛФСВ характерно наиболее широкое отношение C/N, что определяется растительным происхождением органического материла в его составе. Изотопный состав углерода, выраженный как δ13С, близок к таковому растительности.

Агрегированное ОВ (ЛФАГР) – продукт фрагментации и гумификации ЛФСВ. Для него характерна значительная степень деградации растительных остатков. В ЛФАГР по сравнению с ЛФСВ фиксируются изменения химической структуры, характерные для начальных стадий разложения ОВ: увеличивается вклад ароматических фрагментов, том числе фенолов, а также степень ароматичности и гидрофобности, уменьшается величина C/N. Его более “легкий” изотопный состав по сравнению с ЛФСВ обусловлен сохранением наиболее стойких лигниновых материалов, облегченных 13С, также его физической защитой в микроагрегатах внутри структурных отдельностей почвы.

Органо-глинистые комплексы (ил) – продукты микробного разложения ЛФАГР, которые, наряду с белковыми структурами, адсорбируются на глинистых частицах. ОВ фракции ила имеет выраженную алифатическую природу со значительным вкладом длинноцепочечных алкилов, характеризуется наибольшей степенью разложенности, что согласуется с наименьшей наблюдаемой величиной отношения C/N. Доля продуктов микробного происхождения намного больше таковой ЛФАГР, что подтверждается резким увеличением доли полипептидов. Изотопный состав С – наиболее “тяжелый” среди всех исследованных пулов ОВ.

Фракция остатка содержит устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты пылеватого и илистого размера (50–1 мкм) с незначительной примесью углеподобных веществ. Устойчивые микроагрегаты включают глинистые минералы, адсорбированные микробные метаболиты, а также микробную биомассу. Химическая структура фракции остатка сходна с фракцией ила, обогащена полиненасыщенными короткоцепочечными алкилами.

Устойчивые в УЗ-поле микроагрегаты пылеватого и илистого размера (50–1 мкм), наряду с углеподобными веществами, представляют наиболее стабильное (инертное) ОВ. Тем не менее, изотопный состав С фракции остатка несколько “легче” таковой фракции ил, по-видимому, за счет присутствия фракции плотностью 1.8–2.0 г/см3. Бóльшая степень гетерогенности состава фракции остатка по сравнению с фракцией ила обусловливает бóльшую величину отношения C/N.

При длительном функционировании почвы в режиме чистого пара происходят изменения изотопного состава и химической структуры ОВ. Практически полное отсутствие поступления свежего органического материала в почву вызывает резкое увеличение степени микробной переработки имеющегося в почве органического материала во всех исследованных пулах ОВ, что подтверждается “утяжелением” их изотопного состава С. Уменьшается количество наиболее легкодоступных и энергетически привлекательных для микробного сообщества фрагментов органического материала (О-Alk фрагментов). Это способствует селективному накоплению/сохранению химически наиболее устойчивых ароматических соединений. Увеличивается степень разложенности ОВ и его гидрофобность.

Список литературы

  1. Артемьева З.С. Органические и органо-глинистые комплексы агрогенно-деградированных почв. Автореф. дис. … докт. биол. наук. М., 2008. 48 с.

  2. Артемьева З.С. Органическое вещество и гранулометрическая система почвы. М.: ГЕОС, 2010. 240 с.

  3. 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.

  4. Артемьева З.С., Федотов Г.Н. Состав функциональных пулов легкоразлагаемого органического вещества автоморфных зонального ряда почв Центра Русской равнины // Вестник Моск. ун-та. Сер. 17. Почвоведение. 2013. № 4. С. 3–10.

  5. Дымов А.А. Почвы послерубочных, постпирогенных и постагрогенных лесных экосистем северо-востока Европейской части России. Автореф. дис. … докт. биол. наук. М., 2018. 48 с.

  6. Классификация и диагностика почв СССР. М.: Колос, 1977. 223 с.

  7. 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

  8. Семенов В.М., Когут Б.М. Почвенное органическое вещество. М.: ГЕОС, 2015.233 с.

  9. Федотов Г.Н., Артемьева З.С. Коллоидная составляющая грануло-денсиметрических фракций почв // Почвоведение. 2015. № 1. С. 61–70. https://doi.org/10.7868/S0032180X15010049

  10. Чуков С.Н., Лодыгин Е.Д., Абакумов Е.В. Использование 13С ЯМР-спектроскопии в исследовании органического вещества почв (обзор) // Почвоведение. 2018. № 8. С. 952–964. https://doi.org/10.1134/S0032180X18080026

  11. Accoe F., Beockx P., Van Cleemput O., Hofman G., Hui X., Bin H., Guanxion C. Characterization of soil organic matter fractions from grassland and cultivated soils via C content and δ13C signature // Rapid Commun. Mass. Spectrom. 2002. V. 16. P. 2157–2164. https://doi.org/10.1002/rcm.827

  12. Andreux F., Cerri C., Vose P.B., Vitorello V.A. Potential of stable isotope, 15N and 13C methods for determining input and turnover in soils // Nutrient cycling in terrestrial ecosystems. Field methods, application, and interpretation. London, 1990. P. 259–275.

  13. Artemyeva Z.S., Kogut B.M. The Effect of Tillage on Organic Carbon Stabilization in Microaggregates in Different Climatic Zones of European Russia // Agriculture. 2016. V. 6. P. 63. https://doi.org/10.3390/agriculture6040063

  14. Badeck F.W., Tcherkez G., Nogués S., Piel C., Ghashghaie J. Post-photosynthetic fractionation of stable carbon isotopes between plant organs – a widespread phenomenon // Rapid Commun. Mass Spectrom. 2005. V. 19. P. 1381–1391. https://doi.org/10.1002/rcm.1912

  15. Balesdent J., Mariotti A., Guillet B. Natural 13C abundance as a tracer for studies of soil organic matter dynamics // Soil Biol. Biochem. 1987. V. 19. P. 25–30. https://doi.org/10.1016/0038-0717(87)90120-9

  16. 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.

  17. 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

  18. Baldock J.A., Oades J.M., Vassallo A.M., Wilson M.A. Solid-state CP/MAS 13C NMR analysis of bacterial and fungal cultures isolated from a soil incubated with glucose // Austr. J. Soil Res. 1990. 28: 213–225. https://doi.org/10.1071/SR9900213

  19. Baldock J.A., Oades J.M., Waters A.G., Peng X., Vassallo A.M., Wilson M.A. Aspects of the chemical structure of soil organic materials as revealed by solid-state 13C NMR spectroscopy // Biogeochemistry. 1992. V. 16. P. 1–42. https://doi.org/10.1007/BF02402261

  20. Baldock J.A., Preston C.M. Chemistry of carbon decomposition processes in forests as revealed by solid-state carbon13 Nuclear Magnetic Resonance // Carbon Forms and Functions in Forest Soils. Madison, 1995. P. 89–117.

  21. 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

  22. Beare M.H., Mcneill S.J., Curtin D., Parfitt R.L., Jones H.S., Dodd M.B., Sharp J. Estimating the organic carbon stabilisation capacity and saturation deficit of soils: a New Zealand case study // Biogeochemistry. 2014. V. 120. P. 71–87. https://doi.org/10.1007/s10533-014-9982-1

  23. Bellarby J., Chenu C., Foereid B., Smith P., Wattenbach M., Zingore Sh., Smith J., Gottchalk P. Simulation of soil organic carbon response at forest cultivation sequences using 13C measurements // Org. Geochem. 2010. V. 41. P. 41–54.

  24. Boeni M., Bayer C., Dieckow J., Conceição P.C., Dick D.P., Knicker H., Macedo M.C.M. Organic matter composition in density fractions of Cerrado Ferrasols as revealed by CPMAS 13C NMR: influence of pastureland, cropland and integrated crop-livestock // Agric. Ecosyst. Environ. 2014. V. 190. P. 80–86. https://doi.org/10.1016/j.agee.2013.09.024

  25. Boström B. Achieving carbon isotope mass balance in northern forest soils, soil respiration and fungi. Orebro, 2008.

  26. Campbell R., Porter R. Low temperature scanning electron microscopy of microorganisms in soils // Soil Biol. Biochem. 1982. V. 14. P. 241–245. http://doi.org/16/0038-0717(82)90033-5

  27. Chenu C., Plante A.F. Clay-sized organo-mineral complexes in a cultivation chronosequence: revisiting the concept of the “organo-mineral complex” // Eur. J. Soil Sci. 2006. V. 57. P. 596–607. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.2006.00834.x

  28. Clemente J.S., Simpson A.J., Simpson M.J. Association of specific organic matter compounds in size fractions of soils under different environmental controls // Org. Geochem. 2011. V. 42. P. 1169–1180. https://doi.org/10.1016/j.orggeochem.2011.08.010

  29. Compton J.E., Boone R.D. Long-term impacts of agriculture on soil carbon and nitrogen in New England forests // Ecology. 2000. V. 81. P. 2314–2330. https://doi.org/10.1890/0012-9658(2000)081[2314: LTIOAO]2.0.CO,2

  30. Crow E.S., Sulzman E.W., Rugh W.D., Bowden R.D., Lajtha K. Isotopic analysis of respired CO2 during decomposition of separate soil organic matter pools // Soil Biol. Biochem. 2006. V. 38. P. 3279–3291. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2006.04.007

  31. 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. 2007. V. 85. P. 69–90. https://doi.org/10.1007/s10533-007-9100-8

  32. 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

  33. Dignac M.F., Bahri H., Rumpel C., Rasse D.P., Bardoux G., Balesdent J., Girarding C., Chenu C, Mariotti A. Carbon-13 natural abundance as a tool to study the dynamics of lignin monomers in soil: an appraisal at the Closeaux experimental field (France) // Geoderma. 2005. V. 128. P. 3–17. https://doi.org/10.1016/j.geoderma.2004.12.022

  34. Ehleringer J.R., Buchmann N., Flanagan L.B. Carbon isotope ratios in belowground carbon cycle processes // Ecol. Appl. 2000. V. 10. P. 412–422. https://doi.org/10.1890/1051-0761(2000)010[0412: CIRIBC]2.0.CO,2

  35. Foster R.C., Rovira A.D., Cook T.W. Ultrastructure of the Root Soil Interface. St. Paul, Minnesota: The American Phytopathological Society, 1983.

  36. 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

  37. Golchin A., Oades J.M., Skjemstad J.O., Clarke P. Soil structure and carbon cycling // Aust. J. Soil Res. 1994. V. 32. P. 1043–68. https://doi.org/10.1071/SR9941043

  38. 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

  39. Golchin A., Baldock J.A., Clarke P., Higashi T., Oades J.M. The effects of vegetation and burning on the chemical composition of soil organic matter of a volcanic ash soil as shown by C-13 NMR spectroscopy. 2. Density fractions // Geoderma. 1997. V. 76. P. 175–192. https://doi.org/10.1016/S0016-7061(96)00103-6

  40. González-Pérez M., Torrado P.V., Colnago L.A., Martin-Neto L., Otero X.L., Milori D.M., Gomes F.H. 13C NMR and FTIR spectroscopy characterization of humic acids in spodosols under tropical rain forest in southeastern Brazil // Geoderma. 2008. V. 146(3). P. 425–433. https://doi.org/10.1016/j.geoderma.2008.06.018

  41. Gregorich E.G., Drury, C.F., Ellert, B.H., Liang, B.C. Fertilization effects on physically protected light fraction organic matter // Soil Sci. Soc. Am. J. 1997. V. 61. P. 482–484. https://doi.org/10.2136/sssaj1997.03615995006100020016x

  42. Hatcher P.G., Schnitzer M., Dennis L.W., Maciel G.E. Aromaticity of humic substances in soils // Soil Sci. Soc. Am. J. 1981. V. 45. P. 1089–1094. https://doi.org/10.2136/sssaj1981.03615995004500060016x

  43. Helgason B.L., Gregorich E.G., Janzen H.H., Ellert B.H., Lorenz N., Dick R.P. Long-term microbial retention of residue C is site-specific and depends on residue placement // Soil Biol. Biochem. 2014. V. 68. P. 231–240. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2013.10.002

  44. Hobbie E., Colpaert J. Nitrogen availability and mycorrhizal colonization influence water use efficiency and carbon isotope patterns in Pinus sylvestris // New Phytol. 2004. V. 164. P. 515–525. https://doi.org/10.1111/j.1469-8137.2004.01187.x

  45. 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

  46. Knicker H. Solid state CPMAS 13C and 15N NMR spectroscopy in organic geochemistry and how spin dynamics can either aggravate or improve spectra interpretation // Org. Geochem. 2011. V. 42(8). P. 867–890. https://doi.org/10.1016/j.orggeochem.2011.06.019

  47. Kölbl A., Kögel-Knabner I. Content and composition of free and occluded particulate organic matter in a differently textured arable Cambisol as revealed by solid-state 13C NMR spectroscopy // J. Plant Nutr. Soil Sci. 2004. V. 167. P. 45–53. https://doi.org/10.1002/jpln.200321185

  48. Kögel-Knabner I. 13C and 15N NMR spectroscopy as a tool in soil organic matter studies. Geoderma. 1997. V. 80. P. 243–270. https://doi.org/10.1016/S0016-7061(97)00055-4

  49. 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

  50. Mahieu N., Powlson D.S., Randall E.W. Statistical analyses of published carbon-13 CPMAS NMR spectra of soil organic matter // Soil Sci. Soc. Am. J. 1999. V. 63. P. 307–319. https://doi.org/10.2136/sssaj1999.03615995006300020008x

  51. Menichetti L., Houot S., van Oort F., Kätterer T., Christensen B.T., Chenu C., Barré 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. V. 177. P. 811–821. https://doi.org/10.1007/s00442-014-3114-4

  52. Nelson P.N., Baldock J.A. Estimating the molecular composition of a diverse range of natural organic materials from solid-state 13C NMR and elemental analyses // Biogeochemistry. 2005. V. 72. P. 1–34. https://doi.org/10.1007/s10533-004-0076-3

  53. Park R., Epstein S. Carbon isotope fractionation during photosynthesis // Geochim. Cosmochim. Acta. 1960. V. 21. P. 110–26. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(60)80006-3

  54. Paul S., Veldkamp E., Flessa H. Soil organic carbon in density fractions of tropical soils under forest–pasture–secondary forest land-use changes // Eur. J. Soil Sci. 2008. V. 59. P. 359–371. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.2007.01010.x

  55. Preston C.M., Nault J.R., Trofymow J.A. Chemical changes during 6 years of decomposition of 11 litters in some Canadian forest sites. Part 2. 13C Abundance, solid-state 13C NMR spectroscopy and the meaning of “lignin” // Ecosystems. 2009. V. 12. P. 1078–1102 https://doi.org/10.1007/s10021-009-9267-z

  56. Rasmussen C., Torn M.S., Southard R.J. Mineral assemblage and aggregates control carbon dynamics in a California conifer forest // Soil Sci. Soc. Am. J. 2005. V. 69. P. 1711–1721. https://doi.org/10.2136/SSSAJ2005.0040

  57. Rovira P., Vallejo V.R. Physical protection and biochemical quality of organic matter in Mediterranean calcareous forest soils: a density fraction approach // Soil Biol. Biochem. 2003. V. 35. P. 245–261. https://doi.org/10.1016/S0038-0717(02)00257-2

  58. Ruiz-Dueñas F.J., Martínez Á.T. Microbial degradation of lignin: how a bulky recalcitrant polymer is efficiently recycled in nature and how we can take advantage of this // Microbial Biotechnology. 2009. V. 2(2). P. 164–177. https://doi.org/10.1111/j.1751-7915.2008.00078.x

  59. Šantručková H., Bird M.I., Lloyd J. Microbial processes and carbon-isotope fractionation in tropical and temperate grassland soils // Funct. Ecol. 2000. V. 14. P. 108–114. https://doi.org/10.1046/j.1365-2435.2000.00402.x

  60. Skjemstad J.O., Dalal R.C., Barron P.F. Spectroscopic investigations of cultivation effects on organic matter of Vertisols // Soil Sci. Soc. Am. J. 1986. V. 50. P. 354–359. https://doi.org/10.2136/sssaj1986.03615995005000020020x

  61. 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

  62. Six J., Guggenberger G., Paustian K., Haumaier L., Elliott E.T., Zech W. Sources and composition of soil organic matter fractions between and within soil aggregates // Eur. J. Soil Sci. 2001. V. 52. P. 607–618. https://doi.org/10.1046/j.1365-2389.2001.00406.x

  63. Six J., Paustian K. Aggregate-associated soil organic matter as an ecosystem property and a measurement tool // Soil Biol. Biochem. 2014. V. 68. P. A4–A9. https://doi.org/10.1016/j.soilbio.2013.06.014

  64. Smith B.N., Benedict C.R. Carbon isotope ratios of chemical constituents of Panicum maximum L. // Plant and Cell Physiology. 1974. V. 15. P. 949–951. https://doi.org/10.1093/oxfordjournals.pcp.a075085

  65. 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.

  66. Xu S., Silveira M.L., Ngatia L.W., Normand A.E., Sollenberger L.E., Reddy K.R. Carbon and nitrogen pools in aggregate size fractions as affected by sieving method and land use intensification // Geoderma. 2017. V. 305. P. 70–79. https://doi.org/10.1016/j.geoderma.2017.05.044

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Почвоведение

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал