Descomposicion DE LA MATERIA ORGANICA

MANEJO Y CONSERVACIÓN DE SUELOS
2010
Descomposición de la materia orgánica en suelos de la Región Andino Patagónica
Integrantes:
Juan Serwatowski
Alejandro Maggio
Introducción
La descomposición de los detritos orgánicos es una vía importante del flujo de energía y
del ciclo de la materia en los ecosistemas forestales, con consecuencia sobre la
producción primaria y secundaria (Swift et al 1979). La descomposición es el resultado
de numerosas y complejas interacciones entre las características y los organismos del
suelo (Swift et al 1979), el clima (principalmente temperatura y humedad; Seastdest et
al 1983) y las características físico-químicas del material vegetal (Meentemeyer 1978).
Los suelos de la Región Andino Patagónica Argentina
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Grafico 1_suelos
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Grafico 2_precipitaciones
Una de las características climáticas principales de la Región Andino Patagónica
Argentina es la existencia de un fuerte gradiente pluviométrico oeste-este que presenta
una disminución de 3.000 a 300 mm, en aproximadamente 50 km (Barros et al., 1979).
Dicha variación determinó la distribución del hielo durante las glaciaciones, generando
un paisaje dominado por diferentes geoformas, predominando la erosión glaciaria en el
oeste y la acumulación en el este (Martínez, 2003). Durante el Holoceno este paisaje fue
cubierto por depósitos piroclásticos provenientes de volcanes situados al oeste. Por
acción del viento ese material fue distribuido sobre el paisaje, formando un manto de
espesor variable según la exposición, pendiente y pluviometría de cada sitio (Colmet
Dâage et al., 1995; Irisarri & Mendía 1997). Estos depósitos piroclásticos post glaciales:
ceniza volcánica, lapilli, o bien depósitos de origen glacial contaminados con arena
volcánica, constituyen los materiales originarios de la mayoría de los suelos de la región
(Apcarian & Irisarri, 1993; Comet Dâage et al., 1995). La ceniza volcánica, una vez
meteorizada, originó suelos con alta fertilidad química y retención hídrica. El sector
oeste con mayores precipitaciones es dominado por Andisoles, caracterizados por la
presencia de aluminosilicatos amorfos (alófano e imogolita) y un alto contenido de
materia orgánica (Wada & Aomine, 1973; Warkentin & Maeda, 1980). Los Andisoles
están asociados a vegetación boscosa (bosque andino patagónico) y, en ciertas
situaciones, a arbustales (Comet Dâage et al., 1995).
Hacia el este, en el sector húmedo-subhúmedo, los suelos constituyen un área
transicional hacia los suelos con arcillas cristalinas (Molisoles), presentando sus
características volcánicas atenuadas (López, 1996). En general estos suelos ya no
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albergan vegetación boscosa, sino que se desarrolla vegetación de estepa herbácea,
estepa arbustiva y arbustales (Comet Dâage et al., 1995). Actualmente es en estas áreas,
mayoritariamente degradas por el sobrepastoreo, donde se promueve la implantación
con especies exóticas (Buduba, 2006). La especie utilizada masivamente es el pino
ponderosa (Pinus ponderosa Dougl. ex Laws.), pues se adapta y crece vigorosamente en
la región (Gonda & Cortés, 2001).
La materia orgánica (MO) se encuentra en los suelos formando parte de tres tipos de
compuestos: a) Formas muy condensadas de composiciones próximas al carbono
elemental (carbón vegetal, grafito, carbón de hulla); b) Residuos de plantas, animales y
microorganismos, alterados y resistentes, denominados humus y humatos y c) Residuos
orgánicos poco alterados de vegetales, animales y microorganismos (Jackson, 1976). La
determinación de la MO resulta fundamental para el conocimiento de la productividad
agrícola y forestal de los suelos (Labrador Moreno, 1996; Davel & Ortega, 2003;
Álvarez & Steinbach, 2006).
Determinación analítica de la materia orgánica
Existen diferentes técnicas analíticas para su determinación, dos de las cuales están muy
difundidas y son las que se utilizan en los laboratorios de la región: el método de
pérdida por ignición (Davies, 1974) y el método de combustión húmeda de WalkleyBlack (Walkley & Black, 1934)
.
Método de pérdida por ignición: se basa en determinar la pérdida de peso de una
muestra de suelo al someterla a una temperatura de 430 ºC en horno-mufla durante 24 h
(Davies, 1974). Con temperaturas de 430 ºC se lograría una completa oxidación de la
MO. Así este método permite la determinación de la MO total del suelo, incluyendo las
formas condensadas, humus, humatos y residuos orgánicos poco alterados (Davies,
1974). Otros estudios han determinado que aún a 600 ºC parte de las sustancias húmicas
permanecen resistentes a la oxidación. Sin embargo, temperaturas mayores a 500 ºC
pueden implicar importantes errores en la determinación por pérdidas de dióxido de
carbono de los carbonatos, agua estructural de los minerales de arcilla, oxidación del ión
ferroso, descomposición de sales hidratadas y óxidos (Rosell et al., 2001). El método de
pérdida por ignición resulta un método económico dado que no se utilizan reactivos
químicos y requiere pocas horas hombre para su realización.
Método de combustión húmeda de Walkley-Black: consiste en una oxidación con
dicromato de potasio en medio de ácido sulfúrico. La reacción toma el calor de la
disolución del ácido, lo que eleva la temperatura y logra la oxidación del carbono
orgánico. El dicromato residual es posteriormente titulado con una sal ferrosa (Carreira,
2005). El método de combustión húmeda determina sólo una parte del carbono
orgánico, discriminando las formas condensadas y excluyendo en un 90 a 95% el
carbono elemental (Jackson, 1976). Dado que la oxidación de la MO que se logra es
incompleta se utiliza un factor de corrección que puede variar de acuerdo al tipo de
suelo y al horizonte considerado (Rosell et al., 2001; Certini et al., 2002; De Vos et al.,
2007). El factor de corrección generalmente utilizado es 1,32 que se basa en la
suposición de que el 76% del carbono es oxidado (1/0,76=1,32) (Rosell et al., 2001).
Otro factor que se utiliza es para convertir la determinación de carbono orgánico en
valores de MO. Este factor también puede variar de acuerdo al tipo de suelo. En suelos
de Patagonia otros trabajos han considerado un factor 2 (Buduba, 2006), basado en la
suposición de que el carbono orgánico representa el 50% de la MO (Scheffer &
Schachtschabel, 1992). A su vez, distintos autores sugieren un factor cercano a 2 para
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horizontes superficiales (Carreira, 2005). Distintas interferencias pueden afectar la
cuantificación de MO por el método de Walkley-Black, por ejemplo, presencia de iones
cloruro o ferroso y óxidos de manganeso. A pesar de estas dificultades este método es
ampliamente utilizado porque requiere un equipamiento mínimo, puede adaptarse para
la manipulación de gran número de muestras y no es muy costoso (Rosell et al., 2001).
Contenido de materia orgánica según el gradiente pluviométrico
La formación de aluminosilicatos amorfos a partir de la alteración de materiales
volcánicos está asociada a precipitaciones superiores a 1.000 mm en el caso de la
imogolita y a precipitaciones superiores a 1.500 mm anuales en el caso del alófano.
Estos rangos pueden modificarse debido a variaciones microtopográficas (Colmet
Dâage et al., 1995). Los sitios de bosque de ciprés corresponden a sitios con altas
precipitaciones, mayores a 1.000 mm en la mayoría de los casos. Todos los sitios con
ciprés evidencian la presencia de aluminosilicatos amorfos, y a su vez, corresponden a
los sitios con mayor contenido de MO del suelo. La acumulación de MO es una de las
características principales de los suelos con presencia de alumino-silicatos amorfos. En
estos suelos la MO es muy estable, tanto por adsorción en la superficie de los alófanos,
como por protección física dentro de los microporos, que limita el ataque de enzimas y
microorganismos (Wada & Aomine, 1973; Warkentin & Maeda, 1980).
En el caso de vegetación de arbustal, con precipitaciones promedio de 810 mm anuales,
la presencia de aluminosilicatos amorfos es menos frecuente, presentando valores
intermedios de MO al comparar con los otros tipos de vegetación.
En los sitios con plantaciones de pino ponderosa y vegetación de estepa herbácea o
arbustiva, con precipitaciones siempre inferiores a 1.000 mm, practicamente no hay
presencia de aluminosilicatos amorfos y estos suelos coinciden con los valores más
bajos de MO.
Lupi et al. (2006) no hallaron cambios significativos en el carbono orgánico del suelo
ante el reemplazo de pastizales naturales por forestaciones con pino ponderosa en
Patagonia. Gobbi et al. (2002) destacan que cuando los pinos se instalan reemplazando a
la estepa, lo hacen sobre suelos de baja fertilidad y, por lo tanto, los cambios sobre el
mismo son escasos o nulos. Por el contrario, cuando las plantaciones de pinos se
instalan sobre suelos fértiles, reemplazando a cipresales o ñirantales, el efecto depende
de las condiciones de fertilidad del suelo (mayor efecto a mayor fertilidad), produciendo
un marcado empobrecimiento del suelo en MO, bases y nutrientes.
Indicadores de circulación de nutrientes
En general se considera que el nutriente que es más conservado por la vegetación es el
más limitante. Uno de los indicadores que se utiliza actualmente es la proficiencia de
reabsorción determinada a través de la concentración de nutrientes en hojas
senescentes. Sobre la base del análisis de numerosas especies leñosas de bosques
templados, se han propuesto valores límites que definen reabsorción completa o
incompleta. Tanto para especies perennes como deciduas se sugiere que valores < 0,7%
de N en hojas senescentes indican alta proficiencia en N. En el caso del P se distingue
entre especies perennes y deciduas, correspondiendo a especies altamente proficientes
valores < 0,04% y < 0,05% de P en hojas senescentes, respectivamente. Otro indicador
es la relación N/P en hojas verdes maduras: valores < 14 indican limitación de N, > 16
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limitación de P y entre 14 y 16 limitación de ambos nutrientes. Este indicador es
utilizado tanto para especies leñosas como herbáceas.
Por otra parte, la vegetación presenta mecanismos de conservación de N, de los cuales
los más importantes son: hojas de larga vida, bajos requerimientos del nutriente y
reabsorción previa a la senescencia. Estos mecanismos implican producción de
hojarasca con baja concentración de N y alta relación C/N, que disminuyen las tasas de
descomposición y mineralización. La hojarasca también puede presentar metabolitos
secundarios como lignina y taninos, difícilmente atacables o tóxicos para los
microorganismos, por lo que actualmente las relaciones lignina/N o fenoles/N son más
recomendadas que la relación C/N, como indicadores de la conexión entre calidad de
hojarasca y dinámica del N del suelo.
Tabla: Algunos indicadores de circulación de nutrientes en bosques andino patagónicos
Fuente: Mazzarino, MJ; Gobbi, M
Figura 1
Figura 2
Figura 1: Araucaria araucana. Conífera de hojas de larga vida, bajos requerimientos de nutrientes y alta
relación C/N y lignina/N en hojarasca.
Figura 2: Nothofagus pumilio (lenga). Latifoliada decidua de altos requerimientos de nutrientes, alta
reabsorción de n y baja relación C/N y lignina/N en hojarasca.
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Perfil de bosques de lenga (Nothofagus pumilio) a lo largo de un gradiente
altitudinal
Ciclos de nutrientes_bosques de Lenga
Grafico 6_Ciclo del N en Bosque basal de Lenga
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Grafico 7_Ciclo del P en Bosque basal de Lenga
Grafico 8_Ciclo del K en Bosque basal de Lenga
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Tasa de descomposición de hojas, ramas y troncos
Las tasas de descomposición y de liberación de nutrientes del leño fino, grueso y la
hojarasca tienen interés ecológico y silvicultural. Por un lado, son procesos asociados al
suministro de nutrientes al suelo y plantas y, por ello, su conocimiento puede facilitar la
comprensión de algunos aspectos del ciclo de la materia. Por el otro, permiten evaluar
consecuencias del manejo forestal, en tanto sus métodos de cosecha pueden contemplar
dejar, retirar o modificar las distintas fracciones orgánicas de la biomasa y necromasa,
afectando de esta manera almacenajes y flujos de materia orgánica y nutrientes en el
mantillo (Hyvönen et al. 2000).
A través de la determinación de la descomposición de hojas, ramas y troncos en rodales
maduros de Austrocedrus chilensis se encontró lo siguiente:
 La tasa de descomposición foliar fue de 0.27 año-1 con una vida media de 2.6 años.
Comparando con especies de la región de los bosques subantárticos, este valor es
similar a los de la especie perennifolia Nothofagus dombeyi (0.23ñ0.31 año-1;
Godeas 1988), pero inferior a las tasas de la especie caducifolia Nothofagus pumilio
en el norte de la Patagonia (0.47-0.79 año-1; Godeas et al. 1985) y en Tierra del
Fuego (0.56 año-1; Richter & Frangi 1992).
 Las ramas finas presentaron una tasa promedio de descomposición de 0.09 año-1,
con una vida media de 7.4 años.
 Las ramas gruesas tuvieron una tasa promedio de descomposición de 0.06 año-1 y
una vida media de 11.9 años.
 La tasa de descomposición de troncos fue de 0.013 año-1 y la vida media fue 53
años.
Liberación del mantillo foliar
En general, los mayores cambios en las concentraciones de nutrientes ocurren en los
primeros 120-180 días desde el inicio de las mediciones respectivas, sugiriendo que este
período corresponde a la fase I de la descomposición (Aber et al. 1990), con cambios
rápidos en las concentraciones de los elementos de la materia orgánica que se está
descomponiendo.
La liberación neta de elementos desde las hojas en descomposición da como resultado
que el P y K muestran los valores más altos y similares de k (tasa de descomposición)
de todos los nutrientes. Esta rápida liberación de P y K implica que sus tiempos de
residencia en la hojarasca se reducen a menos de la mitad con respecto a la materia seca.
Algunos autores concluyen que la pérdida de K y P está asociada con la pérdida de
materia seca a través de la descomposición (Lousier & Parkinson 1978).
El orden de movilidad de los elementos químicos en el mantillo foliar observado en
Austrocedrus chilensis fue K ≥ P > Mg > S > Ca > N, Fe, Al, Mn. Esta secuencia es
diferente para distintos tipos de bosques, al menos en parte debido al comportamiento
variable observado en algunos nutrientes. No obstante, la mayoría de las secuencias
reportadas en la literatura muestran que el K es habitualmente el nutriente más móvil y
que el Fe se encuentra entre los menos móviles (Lousier & Parkinson 1978).
Las tasas de descomposición muestran una relación directa con el tamaño del material
en descomposición y, consecuentemente, la velocidad de reposición de nutrientes al
suelo será mayor en los compartimentos de menor tamaño. Las diferencias ambientales
(microclimáticas y edáficas) y estructurales entre rodales maduros de distinta estructura
no influyen significativamente en tasas de descomposición del material foliar
homogéneo. El proceso de liberación neta de nutrientes mostró ser más variable que el
de descomposición de la materia orgánica.
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La retención del N en las hojas en descomposición debido a la falta de liberación neta
aparente se asocia con su baja concentración en las hojas senescentes, con una elevada
relación C:N y con la presencia de hojas longevas. Las hojas senescentes muestran una
capacidad de reabsorción completa del N. La elevada capacidad de reabsorción ocurre
en estos ecosistemas en que el potencial de mineralización de N del suelo es muy bajo
(15-80 mg/kg; Buamscha et al. 1998), tal como es de esperar para elevados cocientes
C:N (Vitousek et al. 1982; Adams & Attiwill 1986). La alta capacidad de reabsorción
de N foliar muestra también una alta conservación del nutriente en la planta. El N ha
sido considerado como el nutriente más limitante del crecimiento para los bosques de
suelos jóvenes y de altas latitudes (Tamm 1990; Aber et al. 1995; Vitousek &
Farrington 1997; Mazzarino et al. 1998). En caso de perturbación, estas condiciones
podrían causar una alta resistencia a las pérdidas de N, pero asimismo representan una
baja disponibilidad de N para el nuevo crecimiento (Mazzarino et al. 1998).
El P no parece ser limitante atendiendo a la rápida liberación del mismo durante la
descomposición, la cual resulta similar a la del muy móvil K y a la capacidad
incompleta de reabsorción en las hojas; más aún, la rápida liberación desde la hojarasca
puede constituir una fracción significativa del P en suelos arenosos volcánicos
(Buamscha et al. 1998).
El aumento del Ca y su menor tasa de liberación respecto de la descomposición de
materia seca puede llevar a un aumento de la concentración de Ca en la capa F del
mantillo. El comportamiento de los microelementos Fe y Al durante la descomposición
estaría relacionado con el pH superior a 6 que reduce su disponibilidad en el suelo y,
por ende, a un aumento del riesgo tóxico. La tendencia a la inmovilización de Mn
sugiere un comportamiento conservador de este micronutriente.
Las tasas de descomposición foliar encontradas están dentro del rango de las de
coníferas del hemisferio norte y fueron similares o menores a las de especies del género
Nothofagus, tanto perennes (Nothofagus dombeyi) como caducifolias (Nothofagus
pumilio) de América del Sur (Godeas et al. 1985; Godeas 1988; Richter & Frangi
1992). Las tasas de descomposición de detritos gruesos fueron similares o levemente
mayores a las de coníferas del hemisferio norte e inferiores a Nothofagus spp. en Tierra
del Fuego (Frangi et al. 1997).
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Bibliografía
La Manna, L; Buduba, C; Alonso, V; Davel, M; Puentes, C & Irisarri, J (2007).
Comparación de métodos analíticos para la determinación de materia orgánica en suelos
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Ecología Austral, Asociación Argentina de Ecología.
Barrera, M; Frangi, J; Ferrando, J & Goya, J (2004). Descomposición del mantillo y
liberación foliar neta de nutrientes de Austrocedrus chilensis (D. Don) Pic. Serm. et
Bizzarri en El Bolsón, Río Negro. Revista Ecología Austral 14:99-112, Asociación
Argentina de Ecología.
Mazzarino, MJ; Gobbi, M. Indicadores de Circulación de Nutrientes en Bosques
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www.medioambiente.gov.ar/.../File/7_suelos_1000.jpg
Cátedra Ecología Forestal. UNLP
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