El sitio experimental Guilin Karst está ubicado en el área del monzón subtropical y es un típico pico- depresión de racimos. La temperatura media anual es de 18,8 °C, la precipitación media anual es de 1915,2 mm y las precipitaciones se distribuyen de manera desigual. La lluvia total de abril a agosto representa el 70,32% de la lluvia anual y la lluvia de septiembre a marzo representa el 29,68% de la lluvia anual. Los estratos kársticos que constituyen la depresión de Fengcong en el sitio son la Formación Rongxian del Devónico Superior (D3r), y la composición de la roca principal es piedra caliza granular brillante de barro, densa, pura, de espesor medio, densa, de color gris claro a blanco. Los estratos cuaternarios del sitio son principalmente materiales residuales, principalmente suelos de color marrón grisáceo, marrón y calcáreo pardo. La capa de suelo en la parte superior de la montaña es más delgada, la capa de suelo en la ladera es más gruesa, hasta 1 ~ 1,5 m, la capa de suelo en la depresión es de hasta 5 ~ 6 m y la tasa de cobertura del suelo es de aproximadamente 30 . La textura del suelo de la pendiente medida por el método del hidrómetro simple se muestra en la Tabla 3-11.
Tabla 3-11 Texturas del suelo en diferentes niveles de pendientes en el sitio de prueba de Guilin Karst (wB/)
El sitio está cubierto de comunidades de arbustos secundarios, de 2 ~ 2,5 m de altura, espinoso, coriáceo, de hojas pequeñas, amante del calcio, tolerante a la sequía. Las principales especies de árboles incluyen el alcanfor, la hierba del bosque de Guangxi, la acacia amarilla, la piracanta, la pimienta de hoja de bambú, la consuelda, el mármol, el arce de roca, la palma de acantilado, el crotón, la nandina, el bambú moso, el arándano, el espárrago, la consuelda de Guilin, el pelo de cogollo y el bambú. Cobertura 60 ~ 80.
Con el fin de revelar la relación entre las actividades microbianas del suelo y el funcionamiento de los ecosistemas kársticos, además del monitoreo dinámico de la temperatura y las precipitaciones, también se seleccionaron para el monitoreo el índice de metabolismo microbiano del suelo y el índice de intensidad del desarrollo kárstico. Los indicadores metabólicos de los microorganismos del suelo incluyen: perfil del suelo, concentración de CO2, respiración del suelo, carbono de la biomasa microbiana del suelo y carbono orgánico soluble en agua del suelo; el indicador de intensidad del desarrollo kárstico es la tasa de disolución de las rocas carbonatadas bajo el suelo; El método de monitoreo:
Perfil del suelo Concentración de CO2: use un dispositivo de recolección de CO2 del suelo hecho por usted mismo (He Shiyi, 1997) para monitorear, usando una bomba de vacío Gastec y un tubo de ensayo de CO2 hecho a medida producido por el fabricante japonés. Empresa Gestec. El período de observación es una vez al mes.
Respiración del suelo: Determinación de la tasa de respiración del suelo mediante el método de absorción de álcalis (AL Page et al., 1991
Carbono de la biomasa microbiana del suelo y carbono orgánico soluble en agua del suelo: base mensual); a 0 ~ Se tomaron muestras de suelo a profundidades de 20-50 cm y 20-50 cm y se mantuvieron frescas en el refrigerador. La biomasa microbiana del suelo se extrajo mediante cultivo de fumigación con cloroformo (Vance E D et al., 1987). Analizador de carbono orgánico soluble en agua del suelo y carbono orgánico total (Lu Rukun, 1999);
Tasa de disolución de rocas carbonatadas: utilice piezas de prueba de disolución estándar para observar la tasa de disolución de las rocas.
(1) Dinámica mensual del carbono de la biomasa microbiana del suelo
Los microorganismos del suelo son un componente importante de los ecosistemas terrestres. Durante sus actividades vitales, absorbe continuamente carbono del medio ambiente y libera diferentes formas de componentes de carbono al mundo exterior. Por lo tanto, los microorganismos regulan el ciclo del carbono y el suministro de nutrientes biodisponibles en el ambiente del suelo, los cuales están estrechamente relacionados con la productividad primaria de los ecosistemas terrestres (Jen Kissons et al., 1992; Zak D R et al., 1990 en estudios previos). Se ha prestado atención a los efectos de los tipos de ecosistemas terrestres (bosques y pastizales), las prácticas agrícolas (Salinas-García J R et al., 1997) y los patrones de gestión sobre la biomasa microbiana del suelo. Sin embargo, las observaciones ecológicas de los microorganismos del suelo en los sistemas dinámicos kársticos y el papel impulsor de sus metabolitos CO2 y DOC (carbono orgánico disuelto) en los ecosistemas kársticos no han recibido suficiente atención.
A juzgar por los cambios mensuales en el carbono de la biomasa microbiana (tomando como ejemplo el carbono de la biomasa microbiana del suelo a una profundidad de 0 a 20 cm en el paso) (Figura 3-29), la dinámica de la biomasa microbiana del suelo Hubo una correlación negativa significativa, es decir, el carbono de la biomasa microbiana del suelo fue más bajo en el verano caluroso (304 mg/kg) y más alto en el invierno frío (116544). No parece haber una correspondencia clara entre el carbono de la biomasa microbiana y la lluvia.
Una comprensión correcta de este fenómeno profundizará la comprensión de los mecanismos del desarrollo kárstico impulsado biológicamente en ambientes edáficos.
Figura 3-29 La relación entre la dinámica del carbono de la biomasa microbiana del suelo a 0 ~ 20 cm en el paso del sitio de pruebas de Guilin Karst y la temperatura y las precipitaciones.
I. Características básicas de los microorganismos del suelo
Los microorganismos del suelo son componentes extremadamente activos en el ambiente del suelo. Aunque su contenido es de sólo 65.438 0 ~ 4 de carbono orgánico del suelo, los microorganismos del suelo tienen capacidades reproductivas extremadamente altas y ciclos de vida extremadamente cortos. En buenas condiciones, el ciclo de vida de las bacterias es de sólo 20 a 30 minutos y los hongos pueden renovarse en unas pocas horas. Los microorganismos muertos son la mejor fuente de nutrientes para los nuevos microorganismos. También es el más fácil de descomponer en el producto final CO2 (Marumoto Riko T, 1984). Por lo tanto, hay razones para creer que las bajas microbianas son una de las fuentes importantes de CO2 producido por la respiración del suelo. Entre los factores que afectan los cambios dinámicos de la biomasa microbiana del suelo, la temperatura es el factor principal (Grisi B, 1998), y la alternancia de sequedad y humedad del suelo es una fuerza impulsora importante para acelerar la tasa de circulación de la biomasa microbiana del suelo (McGill W B et al., 1986; Ross D J, 1987), porque la mayoría de los microorganismos del suelo no pueden adaptarse a la baja humedad del suelo (Reid D S, 1980). Por lo tanto, se puede considerar que los microorganismos del suelo son el "motor de energía continuamente actualizado" de la circulación de materiales en el entorno del suelo. "Renovación continua" significa que el ciclo de vida de los microorganismos del suelo es extremadamente corto y los microorganismos viejos son reemplazados constantemente por nuevos microorganismos. "Impulso de energía" significa que los microorganismos son la fuerza impulsora directa de la descomposición de la materia orgánica (incluidos los propios microorganismos); en el entorno del suelo para producir productos metabólicos. Las comunidades microbianas vivas cambian constantemente.
II. La comprensión del carbono de la biomasa microbiana del suelo es menor en verano y mayor en invierno.
Aunque la temperatura es baja y las precipitaciones son escasas en invierno, la baja evaporación puede mantener alta la humedad del suelo. Al mismo tiempo, la frecuencia de alternancia entre suelo seco y húmedo también es muy pequeña, lo que reduce la humedad. tasa de rotación de la biomasa microbiana del suelo y prolonga el período de rotación, biomasa microbiana acumulada del suelo. En segundo lugar, en otoño e invierno, el aumento de la hojarasca y el aporte de materia orgánica fresca pueden estimular un aumento de la biomasa microbiana. La tecnología de etiquetado con 14C reveló que la descomposición de los residuos vegetales en el suelo se transfiere primero a los microorganismos (Van Gestel et al., 1993).
(2) La relación entre el carbono de la biomasa microbiana del suelo y la respiración del suelo y el carbono orgánico disuelto.
Ⅰ. Dinámica mensual de la respiración del suelo
La respiración del suelo se refiere a la intensidad de las entidades biológicas y metabólicas del suelo que absorben oxígeno y liberan CO2 durante el proceso metabólico. Tiene dos fuentes. Fuentes biológicas: microorganismos del suelo, raíces de plantas del suelo, respiración de los protozoos del suelo, oxidación química del carbono orgánico en el ambiente del suelo. Entre estas fuentes, la respiración de los microorganismos del suelo es la principal (Zheng Hongyuan, 1996), por lo que la intensidad de la respiración del suelo puede reflejar la descomposición de la materia orgánica en el suelo y el estado de los nutrientes disponibles en el suelo. Durante mucho tiempo se ha considerado como un indicador de la actividad total de los microorganismos del suelo y también es uno de los indicadores para evaluar la fertilidad del suelo (Li, 2000). En el ecosistema del suelo de las zonas kársticas, el CO2 producido por la respiración del suelo y su migración en el suelo no sólo está estrechamente relacionado con el ciclo global del carbono (Tenglai, 1999; Wallace S B et al., 1991), sino que en las zonas kársticas puede producirse cerca del suelo. La generación de altas concentraciones de CO2 promueve el desarrollo kárstico (Liu Zaihua, 2000; Cao Jianhua et al., 1999).
Figura 3-30 La relación entre la concentración de CO2 en 20 cm, la respiración del suelo y la tasa de emisión, las precipitaciones y la temperatura bajo el canal de prueba del karst de Guilin.
La dinámica temporal de las emisiones de la respiración del suelo se puede dividir en tres etapas diferentes (Figura 3-30): ① De marzo al 1 de agosto, con el aumento de la temperatura y las precipitaciones, la intensidad de la respiración del suelo aumentó de 4 Los 103,56 mg CO2/m2·h del 6 de julio aumentaron gradualmente hasta los 229,52 mg CO2/m2·h el 1 de julio. Desde otra perspectiva, a medida que aumentan la temperatura y las precipitaciones, se estimula la actividad biológica del suelo, lo que da como resultado una mayor respiración del suelo.
②En agosto, aunque la temperatura se mantuvo en un nivel alto, la intensidad de la respiración del suelo fluctuó, especialmente en septiembre, que fue de 1,81,94 mg CO2/m2·h, y descendió a 1,34,35 mg CO2/m2·h el 25 de septiembre. Aumentó a 158,61 mg CO2/m2·h el 26 de octubre de 65438. Este gran fenómeno de rebote está relacionado con la distribución desigual de las precipitaciones: antes del 25 de septiembre, las precipitaciones en enero fueron de sólo 3,9 mm, mientras que las precipitaciones del 26 de septiembre al 26 de junio de 2010 fueron de 259,4 mm. Después de octubre, a medida que baja la temperatura, las precipitaciones son menores, pero la distribución es generalmente uniforme, la respiración del suelo continúa disminuyendo y la tendencia a la baja continúa hasta febrero. El valor más alto de la tasa de emisión de respiración del suelo apareció el 1 de julio, que fue de 229,52 mg de CO2/m2·h, y el valor más bajo apareció el 22 de febrero, que fue de 41,05 mg de CO2/m2·h. De los resultados del análisis anterior, el suelo. La respiración está correlacionada positivamente con la temperatura promedio mensual y la precipitación mensual, y la relación entre la respiración del suelo y la temperatura es aún más obvia (Figura 3-31).
Figura 3-31 La relación entre la tasa de respiración del suelo y la meteorología en el sitio de prueba de Guilin Karst
II. La relación entre la respiración del suelo y la presión parcial de CO2 del perfil del suelo
Respiración del suelo Existe una correlación positiva obvia entre las emisiones y la presión parcial de CO2 del perfil del suelo, con un coeficiente de correlación de r=0,74 (Figura 3-32). De lo anterior se puede ver que la respiración del suelo es un indicador de respuesta integral del CO2 producido por las emisiones metabólicas microbianas del suelo, la respiración de las raíces de la vegetación, la respiración de los animales del suelo y la oxidación del carbono orgánico del suelo en un área. Por tanto, la respiración del suelo puede utilizarse para indicar la intensidad de la actividad biológica regional. El karst es el más activo en el entorno del suelo y está estrechamente relacionado con la presión parcial de CO2 en el entorno del suelo. Esto crea un puente entre el funcionamiento de los ecosistemas kársticos y la actividad biológica.
Figura 3-32 Análisis de correlación entre la respiración del suelo y la concentración de CO2 del perfil del suelo (CC=74.97SR 4190.8, r2=0.5476).
(3) Dinámica mensual del DOC del suelo
El carbono orgánico soluble en agua en el ambiente del suelo no es solo un producto metabólico de la descomposición microbiana de la materia orgánica, sino también una fuente importante de energía para el crecimiento microbiano (Kalbitz K et al., 2000). Según estudios previos, la actividad microbiana aumenta con la temperatura por encima de 10°C, alcanzando el nivel más alto entre 25 y 35°C (Paul E A et al., 1989). Además, la actividad microbiana está estrechamente relacionada con la humedad del suelo. A medida que aumenta el potencial hídrico del suelo, la actividad microbiana se debilita. Cuando el contenido de agua del suelo es equivalente a la capacidad hídrica del campo, la actividad microbiana es más fuerte. En general, los hongos suelen ser más capaces de adaptarse a condiciones de temperatura más bajas que las bacterias, y los hongos se distribuyen principalmente en suelos poco profundos debido a sus propiedades aeróbicas; al mismo tiempo, los hongos son más capaces de tolerar el alto potencial hídrico del suelo que las bacterias (Salinas; -García J R et al., 1997). Entre las contribuciones al carbono orgánico soluble en agua, las bacterias aportan principalmente componentes volátiles y los hongos aportan principalmente componentes no volátiles (AD McLaren et al., 1984). Como se puede ver en la Figura 3-33, los cambios en el carbono orgánico soluble en agua del suelo tienen tres etapas diferentes:
1) De marzo a julio, los cambios en el carbono orgánico soluble en agua del suelo están relacionados con la liberación de CO2 por la respiración del suelo. La tasa mantiene una tendencia ascendente constante.
2) Agosto-junio 165438 En octubre, la temperatura se mantiene en un nivel alto, pero las precipitaciones son escasas y el suelo se seca fácilmente. La mayoría de los microorganismos no toleran el secado del suelo y la actividad de los microorganismos del suelo. se debilita enormemente. Como resultado, se produce una disminución de la respiración del suelo y del carbono orgánico soluble en agua del suelo. Cabe señalar aquí que del 27 de septiembre al 26 de octubre de 2010, 259 mm de lluvia estimularon la proliferación de microorganismos, la tasa de respiración del suelo se recuperó y el carbono orgánico soluble en agua mostró el valor más bajo de todo el año. La posible razón de este fenómeno es que el efecto de lixiviación del agua de lluvia después del secado prolongado del suelo es más fuerte que la velocidad a la que el metabolismo microbiano produce carbono orgánico soluble en agua.
Figura 3-33 La relación entre el carbono de la biomasa microbiana del suelo, el DOC y la respiración del suelo
3) Del 11 de junio al febrero del año siguiente, a medida que la temperatura disminuye, la actividad microbiana gradualmente Al mismo tiempo, la tasa de respiración del suelo siguió disminuyendo y el carbono orgánico soluble en agua aumentó.
Existen muchos factores que afectan a la existencia y migración del carbono orgánico soluble en agua del suelo. Kalbitz K et al. (2000) resumieron los factores que afectan la formación, migración y evolución del DOC en 23 tipos en su artículo resumido "Kinematic Control of Dissolved Organic Matter in Soil: A Review". Incluyendo: aporte de hojarasca, contenido de materia orgánica del suelo, relación C:N de la materia orgánica del suelo, el tipo de comunidad forestal que crece en él, el papel de las comunidades de hongos en las comunidades microbianas, hierro, óxidos de aluminio, hidróxidos y minerales arcillosos en el contenido del suelo. , pH del suelo, saturación de bases, sulfatos, fosfatos, cationes polivalentes, temperatura, alternancia seco-húmedo, condiciones hidrológicas, alternancia hielo-deshielo (deshielo), etc. El libro cree que para un ecosistema relativamente estable, los principales factores que afectan la dinámica del carbono orgánico soluble en agua del suelo son:
1) Temperatura: si nos fijamos únicamente en los resultados, la relación entre el agua del suelo -Carbón orgánico soluble y relaciones de temperatura tienen el efecto contrario. Primero, el contenido de DOC es mayor en condiciones más frías (Park H C et al., 2000; He Z L et al. 1994; segundo, el contenido de DOC en invierno es mayor que en verano (Ross D J et al., 1981; Darva M); et al., 1991; Tip et al., 1999). Este fenómeno opuesto se comprende mejor si se considera el proceso de lixiviación y dilución de la lluvia. Dado que el contenido de DOC del suelo superficial es mayor que el del suelo inferior, se puede considerar que la actividad microbiana es alta, lo que favorece la producción de DOC. Por tanto, el autor cree que la aparición de DOC en el suelo es directamente proporcional a la temperatura, a menos que el suministro de energía orgánica sea insuficiente y se vea afectado por las condiciones hidrológicas.
2) Humedad del suelo: las frecuentes alternancias de humedad y humedad son la fuerza impulsora del aumento del contenido de DOC en el suelo (Haynes R J et al., 1991; Lundquist E J et al., 1999). siguiente: La sequía provoca una disminución de la actividad microbiana y la capacidad de descomposición, porque los microorganismos no pueden tolerar el secado del suelo, lo que resulta en una gran cantidad de bajas de microorganismos del suelo, los metabolitos microbianos pueden acumularse en el suelo y la asimilación microbiana de DOC en el suelo también se reduce. Todos estos son propicios para la producción de altas concentraciones de DOC cuando el suelo vuelve a estar húmedo. Por lo tanto, el alto contenido de DOC en el suelo a menudo puede medirse al comienzo de fuertes lluvias (Easthouse K B et al., 1992). Sin embargo, cuando las precipitaciones son demasiado intensas, el efecto físico de lixiviación y dilución del cuerpo de agua es más fuerte que la capacidad de los microorganismos para producir DOC, lo que conducirá a una disminución en la concentración de DOC.
3) Composición y cambios de las comunidades microbianas: En las comunidades microbianas del suelo, Guggenberger et al (1994) y Mooller et al (1999) creen que en comparación con otras comunidades microbianas, las comunidades fúngicas juegan un papel importante. en la producción de DOC juega un papel más importante. Por un lado, los hongos no suelen degradarse por completo durante el proceso de descomposición de la materia orgánica, es decir, producen una gran cantidad de compuestos orgánicos de pequeño peso molecular, lo que hace que el suelo sea más susceptible a las bajas temperaturas y a la mayor humedad del suelo que las bacterias. Esta es también una de las razones por las que el contenido de DOC en el suelo aumenta en invierno.
(4) La relación intrínseca entre el carbono de la biomasa microbiana del suelo, la respiración del suelo y el carbono orgánico del suelo.
Se considera que los microorganismos del suelo viven en el suelo, y la biomasa con un volumen inferior a 5×103μm3 forma parte de la materia orgánica viva del suelo (Jian Jinsen D S et al., 1981). Los microorganismos del suelo son "motores de energía en constante renovación" que impulsan la migración de carbono en el suelo. A medida que cambia el medio ambiente, las comunidades microbianas del suelo continúan cambiando de viejas a nuevas, descomponiendo sustancias y organismos externos, absorbiendo y asimilando nutrientes inorgánicos, sintetizando sus propias sustancias y liberando sus metabolitos al mundo exterior, dando fertilidad y productividad al suelo. En otras palabras, los microorganismos del suelo tienen procesos de crecimiento, asimilación y extinción y descomposición al mismo tiempo. Este es el recambio de biomasa microbiana al que la comunidad académica presta cada vez más atención. En general, el período de rotación se prolonga a bajas temperaturas y viceversa a altas temperaturas. Se estima que el ciclo de renovación del carbono de la biomasa microbiana del suelo es de 0,82a en los bosques boreales, 0,6a en los bosques templados y 0,14a en los bosques tropicales.
Es de 0,64a para pastizales templados y de 0,34a para sabanas tropicales (Smith J L et al., 1991).
Al mismo tiempo, el suministro de energía orgánica es un factor importante que restringe el crecimiento y la actividad de la biomasa microbiana del suelo. Los microorganismos heterótrofos son microorganismos dominantes que viven en el ambiente del suelo y requieren una gran cantidad de energía para mantener sus actividades vitales. Según la estimación de He (1997), la biomasa total de los microorganismos del suelo terrestre (medida como carbono de la biomasa microbiana) es 6×1015 gC, y el período de renovación promedio del carbono de la biomasa microbiana del suelo terrestre es 0,42a, por lo que la renovación anual del carbono orgánico a través de los microorganismos es 1,43 × 106544. Estos datos superan la cantidad total de carbono orgánico que ingresa al suelo en forma de hojarasca cada año (3,7×1016gC). Las fuentes de energía más rápidas para los microorganismos del suelo son los microorganismos muertos y dañados, el carbono orgánico soluble en agua (DOC) y los exudados de las raíces de las plantas. Esta es también la razón por la cual la biomasa microbiana en suelos rizosféricos es significativamente mayor que en suelos no rizosféricos (Eiland F et al., 1994).
El CO2 liberado por la respiración del suelo es el producto final de la mayoría de los procesos bioquímicos del suelo. En el entorno del suelo donde crecen las plantas, las emisiones de la respiración del suelo constan principalmente de tres partes: ① respiración de las raíces de las plantas; ② respiración microbiana del suelo rizosférico; ③ respiración microbiana no rizosférica; Según la investigación de Kelting D L et al (1998), sus tasas de contribución a la respiración del suelo son 32, 20 y 48 respectivamente. El CO2 producido por la respiración del suelo se puede utilizar como indicador de la mineralización del carbono orgánico del suelo y de la actividad microbiana del suelo. En vista de los resultados y análisis del monitoreo anteriores, existe una correlación negativa entre las emisiones de la respiración del suelo y el carbono de la biomasa microbiana del suelo (Figura 3-34). En comparación con la respiración del suelo, los factores responsables de la generación, aparición y migración del DOC del suelo son cada vez más complejos. Sin embargo, a juzgar por los resultados de la investigación del sitio experimental Guilin Karst, las características dinámicas mensuales del DOC se pueden dividir en dos. períodos: de marzo a septiembre durante el período lluvioso cálido, el DOC del suelo y la respiración del suelo tuvieron la misma tendencia cambiante durante el otoño e invierno de baja temperatura y los períodos lluviosos más secos de octubre a febrero del año siguiente, el DOC y la respiración del suelo tuvieron; tendencias cambiantes opuestas. Por lo tanto, a partir del análisis estadístico a lo largo del año, la correlación entre el COD del suelo y el carbono de la biomasa microbiana del suelo es pobre (Figura 3-35a). Si el análisis de correlación se realiza en dos períodos de tiempo diferentes, la correlación negativa es obvia (Figura 3-35b).
La relación entre el CO2 y el COD, los principales factores que impulsan el desarrollo kárstico en el entorno del suelo, y el carbono de la biomasa microbiana del suelo se ha verificado mediante datos de mediciones de campo.
Figura 3-34 La relación entre la respiración del suelo, el DOC del suelo y el carbono de la biomasa microbiana del suelo
Figura 3-35 El DOC del suelo y la biomasa microbiana del suelo en el período de lluvias cálidas y bajas temperaturas y Periodo de escasas precipitaciones Análisis de correlación de carbono.
3.2.4.2 El impacto de las diferentes etapas de la evolución de la comunidad vegetal en la zona de la superficie kárstica sobre el ciclo del agua (experimento de campo comparativo en el área de restauración de la vegetación de la depresión del cúmulo de picos en Nongla, Guangxi)
Nongla es un grupo de picos kársticos en Guangxi. Uno de los ejemplos exitosos de construcción ecológica en tierras bajas. Se seleccionaron dos comunidades vegetales diferentes de 40 y 20 años para compararlas y se monitorearon los cambios dinámicos de sus manantiales superficiales. El área del manantial Landingtang está cubierta de comunidades de copas de árboles, con una tasa de cobertura vegetal de 95. El agua estuvo cortada durante 31 días desde abril de 2006 a mayo de 2002. El área del manantial Dongwang está cubierta de comunidades de arbustos, con una tasa de cobertura vegetal de 95; 65. El agua se detuvo dos veces, 42d y 124d (Figura 3-36). Además, la concentración de Ca2 del manantial Lanindangtang es mayor que la del manantial Dongwang (Figura 3-37 y Figura 3-38), lo que indica que el cierre de montañas y la forestación y restauración de comunidades vegetales no solo mejoran la capacidad de almacenamiento de la zona de la superficie kárstica. para la circulación del agua, pero también contribuyen a mejorar la intensidad del desarrollo kárstico.
Simulación del impacto de diferentes coberturas vegetales en el ciclo del carbono de 3.2.4.3 ecosistema kárstico
En el ecosistema kárstico, el karst y la pedogénesis son un par de procesos geológicos superficiales complementarios. Basándose en la relación entre el suelo y el desarrollo del ecosistema en el entorno kárstico, Pan Genxing et al. estudiaron la distribución y las características de transferencia de carbono de los depósitos de carbono del suelo en el sitio experimental de la aldea Yaji en Guilin. Demostraron que el desarrollo de la vegetación dotaba al carbón activado. componente en el sistema kárstico, impulsando así el desarrollo del funcionamiento del ecosistema kárstico, acelerando la disolución de las rocas carbonatadas y el ciclo del carbono del sistema (Pan Genxing et al., 1999).
Los resultados de la investigación de Kelting D L et al. (1998) mostraron que cuando habitan plantas superiores, la respiración de las raíces y la respiración microbiana del suelo de la rizosfera desempeñan un papel importante en las emisiones de CO2 procedentes de la respiración del suelo (Zhang Fusuo et al., 1995). Con el hábitat de las plantas superiores y la evolución de los ecosistemas, las características del ciclo del carbono del suelo en los ecosistemas kársticos han cambiado de la siguiente manera:
① La entrada de hojarasca repone continuamente la materia orgánica en el suelo; ② la vitalidad de las raíces de las plantas; Aumenta el suministro de carbono orgánico activo del suelo; (3) Las raíces de las plantas forman un ambiente de rizosfera y estimulan las actividades microbianas de la rizosfera, formando así un microambiente del ciclo del carbono de la rizosfera dominado por microbios.
Figura 3-36 Comparación de cambios dinámicos en los niveles de agua en el manantial Nonglalan Diantang y el manantial Dongwang
Figura 3-37 Cambios dinámicos en las características de concentración del manantial Dongwang y el manantial Lanindangtang
Figura 3-38 Características de variación dinámica de la concentración de calcio en los manantiales Dongwang y Lanindangtang
El estudio de la transferencia de carbono del suelo bajo la cubierta vegetal se basa en la guía de la teoría científica del sistema terrestre, que combina los aspectos geológicos y procesos biológicos en la superficie terrestre y procesos kársticos combinados con transferencia sistemática de carbono (Yuan Daoxian, 1999). Con este fin, diseñamos tres dispositivos de prueba de simulación de caja de crecimiento simples para el sistema vegetación-suelo-roca carbonatada (Lámina ⅰ-1).
El cuerpo principal del dispositivo de prueba de simulación de caja de crecimiento es una caja de columna de suelo cilíndrica con un diámetro de 50 cm y una altura de 60 cm hecha de una placa de plástico de polipropileno de 5 mm de espesor. Hay una salida de agua con un diámetro. de 2 cm en el fondo de la caja para drenaje de "aguas subterráneas". Utilice acero triangular de 0,3 mm de espesor como soporte de base.
La piedra caliza probada es la piedra caliza de la Formación Rongxian (D3r) en el condado de Ying, un suburbio de Guilin. Se rompe en partículas con un tamaño de partícula de 2 a 6 cm y se extiende hasta un espesor de 10 cm. el fondo de la caja. El suelo fue tomado del río Fuhe, ciudad de Yanshan, ciudad de Guilin, y desarrollado en la capa de suelo A sobre la Formación Dongganling (D2d). Se vertió tierra en cantidades iguales en tres cajas de tierra hasta un espesor de 45 cm.
Bojes (boxes de árboles): Las plantas leñosas analizadas fueron bojes maduros de nuestro jardín. Las raíces del boj son abundantes y largas, distribuidas por toda la columna del suelo.
Caja de suelo de Ophiopogon japonicus (caja de paja): la hierba de prueba es Ophiopogon japonicus, y el sistema de raíces de Ophiopogon japonicus se concentra en el suelo a una profundidad de 5 ~ 10 cm;
Caja de suelo (caja de tierra): Sin cubierta vegetal.
Se instalaron dispositivos caseros de recolección de CO2 (He Shiyi et al., 1997) a tres profundidades diferentes (10 cm, 20 cm y 45 cm) en la columna de suelo. Al mismo tiempo, el agua descargada desde la salida de agua en el fondo de la caja se recolecta para análisis químico.
Indicadores y métodos de monitoreo: Las emisiones de CO2 de la respiración del suelo se miden utilizando el método de absorción de álcalis (Li, 2000) la concentración de CO2 en el perfil del suelo se monitorea mediante bombas de CO2 Gestec y tubos de ensayo de CO2 producidos por Gestec Corporation de; Japón. El valor del pH del cuerpo de agua fue calculado por Cole Parmer; una caja de prueba de concentración de iones de calcio; una prueba de alcalinidad producida por Merck de Alemania; un termómetro para medir la temperatura y un pluviómetro para monitorear las precipitaciones diarias.
Una vez instalado el dispositivo experimental, se coloca en el jardín del Instituto de Investigación Karst para recibir lluvia y luz naturales. El estudio de observación y comparativo tuvo una duración de 74 días (3 de abril al 16 de junio). La temperatura y las precipitaciones durante el experimento se muestran en la Figura 3-39.
Figura 3-39 Temperatura y precipitaciones promedio diarias durante el período de prueba
Características hidroquímicas del drenaje del sistema suelo-carbonato bajo diferentes coberturas vegetales (1)
En Según observaciones de campo, los cambios dinámicos del agua de manantial kárstico son un proceso complejo afectado por una variedad de factores naturales. En este experimento de simulación (Figura 3-40), los cambios dinámicos del agua kárstica en los tres sistemas tienen patrones de fluctuación similares, lo que es consistente con la relación dinámica entre temperatura y lluvia. Sin embargo, existen diferencias significativas en la intensidad de la descarga de agua kárstica de diferentes sistemas. Las concentraciones promedio en el cofre del árbol, el cofre de pasto y el cofre del suelo fueron 4,64 mmol/L, 2,69 mmol/L y 2,61 mmol/L respectivamente. Durante todo el período de prueba, la precipitación fue de 638,1 mm y el agua kárstica se descargó 8 veces. El volumen total de drenaje fue de 110,6 L en la caja de árboles, 70,92 L en la caja de césped y 67,56 L en la caja de suelo.
Por lo tanto, la descarga total de agua kárstica es: 522,95 mmol de la caja de árbol, 206,04 mmol de la caja de pasto y 196,23 mmol de la caja de suelo.
Figura 3-40 Comparación de concentraciones en el drenaje de cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo
El valor del pH del drenaje kárstico refleja los metabolitos de la actividad biológica del suelo DOC y CO2 que se disuelven en agua para producir ácido carbónico y resultados combinados de la lixiviación del suelo de rocas carbonatadas. Como se puede ver en la Figura 3-41, independientemente de la influencia de las condiciones climáticas, el valor de pH del cofre del árbol siempre es menor que el de los sistemas de caja de paja y caja de tierra. Durante el experimento de simulación, el valor de pH promedio de la caja de árbol fue 7,13; el valor de pH promedio de la caja de paja fue 7,36 y el valor de pH promedio de la caja de suelo fue 7,39. Es decir, el valor de pH de la caja del árbol es 0,23 unidades menor que el de la caja de paja y 0,26 unidades menor que el de la caja de tierra.
Figura 3-41 Dinámica del valor del pH del drenaje kárstico debajo de cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo
La Figura 3-42 muestra los cambios dinámicos de la concentración de Ca2 del drenaje kárstico en el sistema de prueba . Se puede observar que la concentración promedio de Ca2 en el agua de descarga de diferentes sistemas es de 111.36 mg/L en caja de árbol, 116.07 mg/L en caja de pasto y 114.265438 en caja de suelo. Esto muestra que los diferentes tratamientos de las plantas no tienen un impacto significativo en la concentración de Ca2 en el drenaje kárstico. Sin embargo, el volumen total de drenaje fue de 26,2 L, 10,5 L y 10,8 L respectivamente. El volumen total de descarga de calcio calculado por los diferentes sistemas fue: 304,03 mmol en la caja de árbol; 188,25 mmol en la caja de paja; caja de suelo. La excreción de Ca2 debajo de la caja de árbol fue 1,784 veces mayor que la de la caja de paja y 1,827 veces la de la caja de suelo. Al mismo tiempo, la emisión total de cajas de árboles es 153,82 mayor que la de las cajas de césped y 166,45 mayor que la de las cajas de suelo. La principal fuente de bicarbonato es el producto de las actividades biológicas y la interacción agua-roca. Por lo tanto, se puede considerar que a medida que aumenta la intensidad de las actividades biológicas, el aumento en la concentración de bicarbonato conducirá a un aumento correspondiente en la excreción de iones calcio. Es decir, con el fortalecimiento de los efectos biológicos, los metabolitos producidos hacen que el valor del pH del agua kárstica disminuya y el bicarbonato aumente, lo que promueve la interacción agua-roca y la liberación de diferentes formas de calcio en el suelo y, en última instancia, contribuye a el aumento de la disolución de la piedra caliza.
Figura 3-42 Comparación de concentraciones de Ca2 en aguas subterráneas en cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo.
(2) Respiración del suelo y perfil del suelo Concentración de CO2
El CO2 en el entorno del suelo es una de las fuentes importantes de agua kárstica y también es la razón por la que el agua kárstica es corrosiva. Como se puede ver en la Figura 3-43, existen diferencias significativas en las concentraciones de CO2 bajo diferentes tratamientos de plantas en el sistema, aunque todos muestran fluctuaciones con la temperatura y las precipitaciones. Sin embargo, durante todo el experimento, la concentración de CO2 en el suelo en la caja del árbol fue mayor que en la caja de césped y en la caja del suelo. Tomando como ejemplo la concentración de CO2 a una profundidad de 20 cm bajo el suelo, la concentración promedio de CO2 durante el experimento fue: 14389×10 -6 en la caja del árbol, 8222×10 -6 en la caja de césped y 5800×10 -6 en la caja del suelo. En comparación con el suelo desnudo, Ophiopogon japonicus aumentó la concentración de CO2 bajo el suelo en 465.438±0,76, mientras que el boj la aumentó en 65.438±0,04. A juzgar por la tasa de respiración del suelo que emite CO2 (Figura 3-44), la tasa de respiración del suelo de las cajas de árboles es mucho más alta que la de las cajas de pasto y de las cajas de suelo. Durante la prueba, la tasa promedio de CO2 liberado por la respiración del suelo en la caja del árbol fue 365.438 00,83 MGC/m2·h, la de la caja de pasto fue 65.438 065.438 04,64 MGC/m2·h, y la de la caja de suelo fue 65.438 065.438 02,72 MGC /m2·h.. Según la tasa de emisión promedio de la respiración del suelo, se pueden calcular las emisiones de carbono de la caja de árbol, de la caja de pasto y de la caja de suelo durante el experimento: la caja de árbol es de 104,438 gC, la caja de pasto es de 104,438 gC. 38,519 gC y la caja de suelo es 37,875 gC (Figura 3-45). La fórmula de cálculo es:
Ecosistema kárstico en el suroeste de China bajo las limitaciones de las condiciones geológicas
Donde: W - la cantidad de carbono emitido por CO2 durante el experimento v - la tasa promedio; de la respiración del suelo ;S - el área de apertura de la caja de puesta a tierra t - la duración del experimento;
Figura 3-43 Comparación dinámica de la concentración de CO2 a 20 cm bajo el suelo de cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo.
Figura 3-44 Relación dinámica de las tasas de emisión de CO2 en cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo.
(3) Utilizar tecnología de rastreo de isótopos estables de carbono para estimar la disolución de rocas carbonatadas.
Se han logrado muchos resultados utilizando isótopos estables de carbono e isótopos radiactivos (Ineson Petal) para estudiar la migración de carbono en el entorno del suelo. , 1996; Kelleck et al. , 1998; Bernoux M et al. , 1998; Hesieh Yuch-Ping, 1996; , 2000), también se ha explorado el uso de isótopos estables de carbono para comprender y captar las características estructurales y las reglas operativas de los sistemas dinámicos kársticos (Liu Zaihua et al., 1997; Pan Genxin et al., 1997). Este artículo recolectó CO2-C liberado por la respiración del suelo y -C liberado por el agua subterránea, y midió sus isótopos estables de carbono para estimar la contribución de los efectos biológicos a la disolución del suelo. La Tabla 3-12 proporciona los valores de isótopos estables de carbono de CO2-C emitido por el suelo y -C emitido por las aguas subterráneas el 15 y 18 de mayo.
Figura 3-45 Comparación de las emisiones de CO2-C de cajas de árboles, cajas de césped y cajas de tierra durante el experimento.
Tabla 3-12 CO2-C liberado por la respiración del suelo y valores de isótopos estables del agua subterránea en cajas de árboles, cajas de césped y cajas de suelo
El CO2 liberado por la respiración del suelo proviene principalmente del suelo La respiración microbiana y las raíces de las plantas respiran. Como se puede ver en la Tabla 3-12, el valor del isótopo CO2-C es mayor, lo que indica la fuente de disolución de la roca carbonatada (el valor δ13C del CaCO3 es 0,5‰ (PDB)). encendedor de caja de árbol. Si se utiliza el valor δ13 C del CO2-C emitido por la respiración del suelo como valor isotópico de las fuentes biológicas en las aguas subterráneas, las tasas de contribución biológica de diferentes sistemas en las aguas subterráneas se pueden obtener mediante la siguiente fórmula:
China bajo las limitaciones de las condiciones geológicas Ecosistema Karst del Suroeste
Los resultados obtenidos se muestran en la Tabla 3-13.
Tabla 3-13 Estimación de la proporción de fuentes biológicas y la cantidad de carbonato disuelto en el agua subterránea
Los resultados del rastreo de isótopos estables de carbono muestran que la proporción de fuentes de medios y fuentes biológicas descargadas del agua subterránea es mayor que la del carbono Fuente de disolución de la roca salina. En comparación con las cajas de suelo, la mejora de las funciones biológicas de las cajas de árboles y de césped no trajo una mayor proporción de fuentes biológicas, pero sí una mayor cantidad de rocas carbonatadas disueltas.
El valor del isótopo de carbono CO2-C emitido por la respiración del suelo el 18 de mayo fue más ligero que el del 15 de mayo, lo que indica que los efectos biológicos se intensificaron. Es razonable inferir que una mayor cantidad de CO2 biogénico se disuelve en el agua y actúa sobre las rocas carbonatadas. El valor de isótopos de carbono del agua subterránea el 18 de mayo es mayor que el del 15 de mayo, lo que parece significar que con el aumento de los efectos biológicos, aumenta el número de fuentes biológicas en el agua subterránea y, al mismo tiempo, contribuye la disolución de las rocas carbonatadas. más al agua subterránea. Se necesitan más datos para confirmarlo.
Los resultados de este experimento muestran que debido al aumento de raíces de las plantas:
1) Aumento de la concentración de CO2 en el perfil del suelo. En comparación con la acción microbiana simple del suelo (caja de suelo 5800 × 10-6), la caja de árbol (14389 × 10-6) aumentó en 140,08 y la caja de césped (8220,08).
2) La tasa de liberación de CO2 por la respiración del suelo aumenta. En comparación con la caja de suelo (112,72 mgc/m2·h), la caja de árbol (310,83 mgc/m2·h) aumentó en 175,75 y la caja de pasto (16544).
3) La concentración en el agua subterránea aumentó en comparación con la caja de suelo (2,61 mmol/L), la caja de árbol (4,64 mmol/L) aumentó en 77,78 y la caja de césped (2,69 mmol/L) aumentó. en 3,07;
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4) Con el aumento de las emisiones de Ca2 de las aguas subterráneas, en comparación con la caja del suelo (196,23 mmol, 176,01 mmol), la caja de los árboles (522,95 mmol, 206,04 mmol) aumentó en 166,45 y 72,73 respectivamente.
5) Reducir el valor del pH del agua subterránea. La caja de árbol (7.13) es 0.26 unidades más baja que la caja de suelo (7.39), y la caja de césped (7.36) es 0.03 unidades más baja.
6) Aumentar la cantidad de piedra caliza disuelta debajo del suelo.
Según los resultados del rastreo de isótopos estables de CO2-C liberados por el agua subterránea y la respiración del suelo, la cantidad disuelta de roca carbonatada en la caja del árbol es 21,875 g, la cantidad en la caja de pasto es 9,571 g y la cantidad en la caja del suelo es 6,748 g..
Los resultados experimentales muestran que el crecimiento de las plantas promueve la actividad biológica del suelo, lo que a su vez afecta la disolución de la piedra caliza debajo del suelo y la eliminación del carbono del sistema. Finalmente, su contribución es acelerar el ciclo del carbono del sistema suelo-piedra caliza, amplificar los efectos de fuente de carbono y sumidero de carbono, y respaldar aún más que el sistema dinámico kárstico superficial es una transferencia de carbono entre el sistema suelo-biológico impulsada por la dinámica externa clima-agua. y sistemas de control del karst basados en bicicletas.