FRACCIONAMIENTO QUÍMICO DEL CARBONO

ORGÁNICO EN SUELOS NO CARBONATADOS

DE LA ALPUJARRA GRANADINA

Trabajo Fin de Máster

Conservación, Gestión y Restauración de la Biodiversidad

Verónica Loayza De la Torre

Septiembre 2012

Tutor: Manuel Sierra Aragón

Departamento de Edafología y Química Agrícola

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A los que de su vida hicieron un

sueño, y de ese sueño, una realidad...

"La tierra es suficiente para todos pero no para la voracidad de los consumidores "

Gandhi

Quiero expresar un profundo agradecimiento a Manolo, a Francisco Martín Peinado, a Ana y al

personal del Departamento de Edafología de la Universidad de Granada, por su inmensa ayuda

y apoyo incondicional en el desarrollo y finalización de este trabajo, el mismo que se lo dedico con

cariño a mi familia y a mi querido país.

Este trabajo fin de máster ha sido financiado gracias al apoyo del Gobierno Nacional de la

República del Ecuador a través del Programa de Becas de la Secretaría Nacional de Educación

Superior, Ciencia, Tecnología e Innovación (SENESCYT).

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INDICE

1. INTRODUCCIÓN 4

1.1. Suelo 4

1.2. La materia orgánica del suelo 4

1.3. Uso y manejo del suelo 4

1.4.Densidad aparente 6

1.5. Relación C/N 7

1.6. El ciclo del carbono 8

1.7.Los suelos como sumideros de carbono 8

1.8.La estabilización de la materia orgánica 13

2. OBJETIVOS 14

2.1. Objetivo general 14

2.1. Objetivos Específicos 14

3. MATERIALES Y MÉTODOS 15

3.1. Localización de la zona de estudio 15

3.2. Caracterización de la zona de estudio 15

3.3. Selección y toma de las muestras en campo 26

3.4. Tratamiento de las muestras 27

3.5. Análisis de datos 29

4. RESULTADOS Y DISCUSIÓN 29

4.1. Contenido de carbono y nitrógeno en los suelos 29

4.2. Fraccionamiento químico del carbono en el suelo 37

5. CONCLUSIONES 45

6. BIBLIOGRAFÍA 47

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FRACCIONAMIENTO QUÍMICO DEL CARBONO ORGÁNICO EN SUELOS NO

CARBONATADOS DE LA ALPUJARRA GRANADINA

1. INTRODUCCIÓN

1.1. El suelo

Un suelo, es el resultado de la acción combinada de un conjunto de factores formadores como son el clima, el material parental o roca madre, el relieve, los organismos vivos y el tiempo. Es uno de los ecosistemas más complejos de la naturaleza, es una mezcla de material animal, vegetal y mineral, que cubre el núcleo rocoso del globo terrestre a profundidades diversas, siendo uno de los cuatro elementos primarios de la vida junto con la luz, el aire y el agua. (USDA, 1977).

La protección del suelo constituye un objetivo prioritario en las políticas medioambientales en numerosos países y organizaciones internacionales (COM, 2006). La importancia de la protección del suelo como componente esencial del desarrollo sostenible está plenamente reconocida. Su degradación o mejora tiene un impacto fundamental en otros campos, como es la de la protección de las aguas superficiales y subterráneas, la salud humana, el cambio climático, la protección de la naturaleza, la biodiversidad y la seguridad alimentaria. En el año 2006, la Comisión Europea aprobó la Estrategia Temática para la Protección del Suelo (COM (2006) 231) y propuso una Directiva Marco para su protección (COM (2006) 232). En ella, el suelo es identificado como un recurso no renovable, un sistema muy dinámico que ejerce numerosas funciones, afectando a los sectores ambiental, económico, social y cultural (Nieto, 2011).

1.2. La materia orgánica del suelo Stevenson (1994), define la materia orgánica del suelo como la mezcla compleja de compuestos derivados de plantas y microorganismos. La materia orgánica de los suelos procede de la descomposición de restos de seres vivos, principalmente de biomasa vegetal, seguida de biomasa microbiana, restos, deyecciones y secreciones animales. A nivel de elementos químicos, los componentes orgánicos de los tejidos están formados principalmente por hidrógeno, carbono y oxígeno, que constituyen del orden del 90%, seguidos de nitrógeno, azufre, fósforo, potasio, calcio, magnesio y una serie de microelementos (Fuentes, 1983). Todos ellos se encuentran integrados en estructuras químicas conformando biomoléculas como los hidratos de carbono, ligninas y proteínas, entre otros (Nieto, 2011).

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En la descomposición de la materia orgánica intervienen numerosos microorganismos a través de dos procesos distintos: la humificación y la mineralización. En la humificación, la materia orgánica fresca se transforma en humus, un componente orgánico relativamente estable que persiste en el suelo durante muchos años, especialmente cuando forma uniones con la fracción mineral del suelo. El humus supone entre el 60 y el 80% de la materia orgánica del suelo (Porta et al., 2003) y está compuesto por un 50-58 % de carbono y un 4 a 5 % de nitrógeno (Robert et al., 2004). Por otro lado, la mineralización transforma los compuestos orgánicos en inorgánicos, generalmente minerales solubles o gaseosos que pueden ser liberados a la atmósfera, como por ejemplo el carbono en forma de CO2 (Paustian et al., 2000; Porta et al., 2003). La mineralización tiene gran importancia en el ciclo de nutrientes de las plantas, ya que se acepta que la nutrición requiere la mineralización y la liberación de nutrientes como paso previo a su absorción por las raíces de las plantas (Marschner, 1995). La materia orgánica del suelo es un indicador clave de la calidad del suelo, tanto en sus funciones agrícolas como en sus funciones ambientales, entre ellas la captura de carbono y calidad del aire. La materia orgánica del suelo es el principal determinante de su actividad biológica. La cantidad, la diversidad y la actividad de la fauna del suelo y de los microorganismos están directamente relacionadas con la materia orgánica. La materia orgánica y la actividad biológica que ésta genera tienen gran influencia sobre las propiedades químicas y físicas de los suelos (Robert, 2004). La agregación y la estabilidad de la estructura del suelo aumentan con el contenido de materia orgánica. Estas a su vez, incrementan la tasa de infiltración y la capacidad de agua disponible en el suelo así como la resistencia contra la erosión hídrica y eólica. La materia orgánica del suelo también mejora la dinámica y la biodisponibilidad de los principales nutrientes de las plantas (FAO, 2000). Los principales parámetros que determinan la evolución de la materia orgánica se pueden agrupar en factores climáticos, edáficos y de uso y manejo del suelo (Paustian et al., 2000; Lal, 2004; Dawson y Smith, 2007). Los factores climáticos o ambientales que más influyen en la cantidad de carbono de los suelos son la temperatura y la humedad, debido a su influencia sobre la eficacia relativa de los microorganismos y por lo tanto a la velocidad de mineralización de la materia orgánica. En general, en los climas húmedos aumenta la productividad (mayor generación de biomasa) pero las pérdidas de carbono asociadas al incremento de la mineralización por altas temperaturas es mayor (Coleman y Jenkinson, 1996; Angers et al., 1997; Jobbágy y Jackson, 2000; Davidson y Janssens, 2006). Según Romanyá, J et al., 2000, del análisis comparativo del carbono entre suelos forestales y agrícolas de España se determinó que "los suelos de clima semiáridos presentan una mayor resistencia a la pérdida de carbono y una menor resiliencia que los suelos de climas más húmedos. Este hecho hace pensar que los suelos semiáridos pueden estar cerca de los umbrales de degradación y que por lo tanto su gestión debería evitar las pérdidas de materia orgánica".

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En ecosistemas áridos y subhúmedos, la precipitación limita la producción pero también disminuye la descomposición, resultando en mayores incrementos en el carbono orgánico del suelo (Jobbágy y Jackson, 2000). Por su parte, Franzluebbers (2002), señaló que climas secos y cálidos acumulan menos cantidad de carbono orgánico que climas fríos y húmedos. A largo plazo, la productividad puede verse incrementada en zonas cálidas y sin déficit de agua, por lo que también aumentan las entradas de carbono al suelo (Smith et al., 2005). Los factores edáficos que tienen mayor influencia sobre la evolución del carbono orgánico son la textura, la estructura, el pH y Eh (Hassink,1997; Caravaca et al.,1999; Six et al., 2002; Ingram y Fernandes, 2001). El pH incide sobre el carbono orgánico debido a que este factor disminuye las tasas de descomposición en condiciones de acidez (Leifeld et al., 2008); en tanto que la estructura y la textura de los suelos afectan a la estabilización del carbono orgánico de diferentes formas, bien mediante la formación de agregados, la vinculación física con las partículas de arcilla y limo o por la transformación a compuestos de carbono resistentes a la degradación bioquímica (Elliott, 1986; Caravaca et al., 1999; Six et al., 2002; Rovira y Vallejo, 2007). En muchos trabajos realizados se indica que los suelos con texturas arcillosas retienen más carbono orgánico que los arenosos, dado a que las texturas arcillosas tienden a retenerlo con mayor rapidez y acumularlo por más tiempo. La presencia de carbonatos también juega un papel importante debido a que bloquea la mineralización de la materia orgánica al estabilizar los agregados (Fernández-Ugalde et al., 2009; Nieto, 2011). La cantidad de carbono varía con el balance de las entradas de materia orgánica al suelo y las pérdidas producidas en forma de carbono orgánico disuelto, CO2 o por erosión (Angers et al., 1997; Paustian et al., 1997; Dawson y Smith, 2007). Las entradas están determinadas principalmente por el uso del suelo: los bosques, con mayor productividad, son los sistemas que generan las mayores entradas de carbono al suelo (Smith, 2008; Nieto, 2011). 1.3. Uso y manejo del suelo La dinámica del carbono está influenciada por el manejo del suelo (Paustian et al., 1997; Freibauer et al., 2004; Lal, 2004; Chivenge et al., 2007). Gran importancia posee el uso y el

manejo sobre el contenido y almacenamiento de carbono orgánico del suelo. Una parte de la investigación actual sobre fijación de carbono se está dirigiendo a investigar la dinámica del carbono orgánico en los suelos y, en especial, a identificar los componentes de la materia orgánica en el suelo (IPPC, 2000). El descenso en la restitución de restos vegetales y la eliminación de los residuos orgánicos (generalmente mediante su quema) son algunos de los factores que determinan el nivel actual de carbono en los suelos agrícolas (Ingram y Fernandes, 2001; Freibauer et al., 2004). A estas prácticas hay que sumarle los efectos del laboreo, ya que ambos aceleran los procesos erosivos y disminuyen la calidad del suelo. Incluso con la adición de restos de

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cultivo, los pases de labor aumentan la mineralización al situar dichos residuos en condiciones más favorables para su descomposición (Angers et al., 1997). Jarecki y Lal (2003), destacan la destrucción de la estructura como el proceso inicial en la pérdida de carbono orgánico ya que la estructura del suelo protege el contenido de materia orgánica a diferencia de la textura, y la estructura se ve modificada fuertemente por el manejo del suelo (Nieto, 2011). El pase de labor rompe los agregados y las partículas quedan dispersas sobre la superficie del suelo, de forma que las partículas más finas se encajan entre los poros, sellando el suelo (Parra et al., 2003), dando lugar a una reducción de la infiltración del suelo, contribuyendo a un incremento en la erosión del mismo, que conduce a una pérdida de materia orgánica del suelo. Las prácticas de manejo que mantienen altos contenidos de materia orgánica en superficie constituyen el mejor remedio para afrontar la falta de estabilidad estructural y prevenir procesos erosivos (Franzluebbers, 2002; Francia et al., 2006; Ramos et al., 2012). La estructura superficial influye además en las condiciones de enraizamiento, la velocidad con la que se infiltra el agua, la escorrentía y la resistencia del suelo a la erosión (Lal, 2004). La presencia de carbono orgánico y nitrógeno procedente de los restos vegetales incorporados al suelo favorece la aparición de agregados (Bonde et al., 1992; Caravaca et al., 1999), los cuales a su vez disminuyen los procesos de mineralización (Scott y Cole, 1996; Hassink, 1997; Balesdent et al., 2000; Arrouays et al., 2006). 1.4. Densidad aparente La densidad aparente es un indicador del estado estructural del suelo y se define como la masa de suelo seco por unidad de volumen (Blake y Hartge, 1986). Es uno de los parámetros físicos que mejor permite evaluar la calidad del suelo debido a su influencia sobre otras propiedades (USDA-NRCS, 2008). Respecto al contenido de carbono orgánico en el suelo, la densidad aparente modifica este, ya que el tamaño de los poros, su distribución y conectividad condicionan los procesos biológicos por lo tanto la mineralización de la materia orgánica (Brussaard y Van Faassen, 1994; Celik, 2005). 1.5. Relación carbono/nitrógeno

La relación entre el contenido de carbono orgánico y el de nitrógeno (C/N) determina la tasa a la cual se descompone la materia orgánica del suelo y por tanto la disponibilidad de nitrógeno para las plantas (Porta et al, 2003). La relación C/N puede ser usada para explicar la calidad del resto vegetal que se añade al suelo con respecto a los ratios de movimiento (Dawson y Smith, 2007; Tejeda et al., 2009). La importancia en el estudio de la estabilidad de la materia orgánica radica en que a partir de su oxidación se produce el paso de la forma orgánica a la inorgánica, lo que implica la formación de CO2 que es emitido a la atmósfera, lo que lo define Lundergard (1927) como “respiración del suelo”.

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El CO2 emitido por el suelo es debido en su mayor parte por las raíces de las plantas y los organismos del suelo, y en menor cuantía por la oxidación química de compuestos carbonados. La tasa de emisión de CO2 a la atmósfera depende del gradiente de concentración atmósfera/suelo y de propiedades del suelo como tamaño de poro, temperatura del aire y velocidad del viento en la superficie del suelo. Raich y Portter (1995)

estiman a escala global una tasa de respiración del suelo total 77 Pg C año-1

.

La respiración del suelo supera a la red de productores primarios terrestres, que es capaz de fijar 56.4 Pg C año

-1 (Field et al., 1998), por lo que Cox et al. (2000) consideran que

bajo las condiciones actuales la biosfera actúa como un sumidero de carbono (red de productores primarios, terrestres y marinos) 104.9 Pg C año

-1 (Field et al, 1998) pero que,

debido al forzamiento climático, se convertirá en fuente de carbono a partir de mediados del siglo XXI.

1.6. El ciclo del carbono El carbono fluye a través de cinco compartimentos, intercambiándose en diferentes cantidades y con distintos tiempos de residencia (Nieto, 2011). Los océanos son los sistemas que contienen las mayores cantidades de carbono con un valor estimado de 38400 Pg C año

-1 y un incremento anual de 2,3 Pg C año

-1. El siguiente

compartimiento, el geológico, comprende los combustibles fósiles y se estima en 4130 Pg C año

-1, el tercer compartimento es el edáfico y se estima en 2500 Pg C año

-1

considerando un metro de profundidad. Este compartimento está compuesto por el carbono orgánico (1550 Pg C año

-1) e inorgánico (950 Pg C año

-1) del suelo, este último formado

por carbono elemental y/o minerales como la calcita, la dolomía o el yeso. El cuarto compartimento es la atmósfera con un incremento anual de 3,5 Pg C año

-1 (0,46% año

-1),

alcanza los 760 Pg C año-1

. El último y el más pequeño es el compartimento biótico con 560 Pg C año

-1. Estas cifras revelan la importancia del suelo en el ciclo global del carbono,

ya que contiene este elemento tres veces más que la atmósfera y hasta cuatro veces más que la vegetación (Nieto, 2011). El CO2 es un gas de mucha importancia desde el punto de vista del calentamiento global, debido al volumen producido todos los años, con un aumento en su concentración y por el tiempo de residencia en la atmósfera (Mora, 2001). El CO2 es responsable del 50% del calentamiento global a través de la absorción de la radiación térmica emitida por la superficie de la tierra (Veldkamp, 1993). Los océanos, las plantas y el suelo intercambian CO2 con la atmósfera. Cualquier desequilibrio entre los flujos de entrada y salida se refleja en un cambio en la concentración del CO2 en la atmósfera. La absorción de CO2 atmosférico por las plantas (120 Pg año

-1 , siendo una gigatonelada (Pg) de carbono = 1 000 millones de toneladas) a

1 Pg = 1015 g

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través de la fotosíntesis esta en equilibrio con la respiración de las plantas y el suelo (aproximadamente 60 Gt año

-1 cada uno) (Bolin y Sukumar 2000).

Los suelos juegan un papel fundamental en el ciclo del carbono debido a que su fijación es de 3.3 veces mayor que el atmosférico y 4.5 veces mayor que el biológico (Lal, 2004).

1.7. Los suelos como sumideros de carbono

En el pasado, el desarrollo de la agricultura fue la principal causa del incremento de la concentración de CO2 en la atmósfera, pero hoy día, los mayores contribuyentes son la combustión de los combustibles fósiles por parte de la industria y el transporte (6,5 Pg año

-1). Los principales factores que actúan sobre la evolución de la materia

orgánica conciernen a la vegetación: ingreso de residuos, composición de las plantas, factores climáticos: condiciones de temperatura y humedad; y las propiedades del suelo: textura, contenido y mineralogía de la arcilla y acidez (FAO, 2002).

Otros factores relacionados con la fertilización del suelo (nitrógeno, fósforo o azufre) o con el riego, tienen efecto sobre la producción de las plantas y por lo tanto sobre el contenido de materia orgánica. La tasa de mineralización de la materia orgánica del suelo depende sobre todo de la temperatura y de la disponibilidad de oxígeno, drenaje, el uso de la tierra, los sistemas de cultivo, el manejo del suelo y de los cultivos (Lal et al., 1995). En un tipo de suelo dado, expuesto a prácticas constantes, se alcanza un casi-equilibrio o situación estable de la materia orgánica del suelo después de 30 a 50 años (Greenland, 1995).

En el contexto del combate del calentamiento global y del Protocolo de Kyoto, un punto importante es cómo crear en los suelos agrícolas de todo el mundo un sumidero de carbono bien cuantificado. Tal captura de carbono será relevante para los artículos 3.3 y 3.4 del Protocolo y también tendrá efectos positivos adicionales para la agricultura, el ambiente y la biodiversidad (IPPC, 2000).

El incremento en la atmósfera de los llamados gases de invernadero (GHG) y el consecuente cambio climático tendrán efectos importantes en el siglo XXI. Para lo cual, deben ser desarrolladas nuevas estrategias y políticas apropiadas para el manejo de la agricultura y los bosques. Una opción se basa en la captura de carbono en los suelos o en las biomasas terrestres, sobre todo en las tierras usadas para la agricultura o la forestación. A partir del Protocolo de Kyoto esto se conoce como Uso de la Tierra, Cambio en el Uso de la Tierra y Forestación (LULUCF) y concierne los artículos 1.3 y 1.4 del Protocolo (IPPC, 2000).

Las plantas fijan carbono a través del proceso de fotosíntesis realizado por las hojas y otras partes verdes, que capturan el CO2 de la atmósfera, producen carbohidratos, liberan oxígeno y dejan carbono que se utiliza para formar la biomasa de la planta. En este sentido, los bosques y plantaciones tropicales, las practicas agroforestales y en general aquellas actividades que lleven a la ampliación de una cobertura vegetal permanente, pueden cumplir la función de sumideros de carbono (Cuellar et al, 1999).

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El carbono en el suelo se encuentra en forma orgánica e inorgánica; la forma orgánica representa la mayor reserva en interacción con la atmósfera y se estima en cerca de 1.500 Pg de C año

-1 a un metro de profundidad y cerca de 2.456 Pg de C año

-1 a dos metros de

profundidad. El carbono inorgánico representa cerca de 1. 700 Pg C año

-1 pero es capturado en formas

más estables tales como el carbonato de calcio (Robert, 2004). La vegetación (650 Pg C año

-1) y la atmósfera (750 Pg C año

-1) almacenan considerablemente menos

cantidades de carbono que los suelos. Esta es la razón por la cual los cambios en estos depósitos, pueden tener un impacto en el equilibrio global (Kanninen, 2001). Los contenidos de carbono en el suelo dependen de los principales factores a largo plazo relacionados con la formación del suelo, pero pueden ser fuertemente modificados y degradados por los cambios en el uso, el manejo del suelo y de los cultivos, así como también, esto puede mejorar en forma importante el tiempo de residencia y almacenamiento del nuevo carbono en el suelo. El carbono orgánico presente en los suelos naturales representa un balance dinámico entre la absorción de material vegetal muerto y la pérdida por descomposición (mineralización). En condiciones aeróbicas del suelo, gran parte del carbono que ingresa al mismo es lábil y solo una pequeña fracción (1%) del que ingresa (55 Pg C año

-1) se acumula en la fracción

húmica estable (0,4 Pg C año-1

) (Robert, 2004). En los cultivos, no sólo se limita la producción de biomasa a la cosecha, sino que se controlan mediante los manejos del suelo las salidas (recolección, gestión de rastrojos) y las pérdidas (erosión, mineralización) de carbono orgánico (Paustian et al., 2000; Jarecki y Lal., 2003; Chivenge et al.,2007; Castro et al; 2008). En el área mediterránea por ejemplo, (Álvarez et al.; 2007), observaron que el carbono en el suelo podía disminuir hasta le 50% en olivar frente a áreas de vegetación natural cercanas al cultivo. En los últimos años, avances conceptuales y metodológicos sugieren un concepto clave sobre el carbono orgánico en el suelo, entre ellos Parton et al. (1994), indican que existen tipos o fracciones de carbono en el suelo con diferentes tasas de recambio (1.5 a más de 1000 años) entre ellas tenemos: carbono orgánico activo, carbono orgánico lento y carbono orgánico pasivo. Los diferentes reservorios de carbono que existen en el suelo tienen distintos tiempos de residencia dependiendo de su composición bioquímica. Por ejemplo, la lignina es más estable que la celulosa y su tiempo de residencia son décadas o a más de 1.000 años (fracción estable). También hay alguna conexión con su composición, pero principalmente con el tipo de protección o el tipo de uniones químicas (Puget et al. 1995; Balesdent et al. 2000). Los suelos representan una reserva de carbono cuantitativamente relevante a escala global. Así pues, en los ecosistemas naturales, la reserva de carbono orgánico en el suelo vendrá determinada en primer lugar a partir de los procesos de descomposición. La reserva de carbono de un suelo es el resultado del balance entre las entradas y las pérdidas,

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derivadas de los procesos de humificación y generalización, respectivamente. Los flujos entre el carbono orgánico del suelo y la atmósfera son importantes y pueden ser positivos bajo la forma de captura o negativos como emisión de CO2. El secuestro de carbono se define como el proceso por el cual el CO2 de la atmósfera se convierte en formas de carbono almacenadas fundamentalmente en el suelo y la biomasa, quedando así inmovilizado respecto a la circulación biogeoquímica durante largos periodos de tiempo (Almendros, 2004). Ciertas estimaciones sugieren que el conjunto de los suelos del planeta representan el principal reservorio de carbono, alcanzando probablemente de 1.500 a 2.000 Pg de carbono orgánico. Un reservorio de esta naturaleza representaría más del doble del carbono de la biomasa vegetal (alrededor de 560 Pg) o de la atmósfera (750 Pg). De aquí, que incluso pequeños cambios en las tasas de secuestro de carbono en los suelos por unidad de área, puede tener un impacto muy significativo en el balance global de carbono a nivel terrestre. En este balance debería considerarse también que otros 800 a 1.000 Pg representarían el carbono en forma de carbonatos (Buringh, 1984). Asumiendo la posibilidad de controlar el proceso de secuestro edáfico de carbono por medio de prácticas adecuadas de manejo de los suelos, podría considerarse que extensas zonas semiáridas degradadas o desertificadas en todo el planeta, pueden representar un potencial real para secuestrar grandes cantidades de carbono atmosférico (Batjes,1996; Glenn et al., 1993; Almendros, 2004)

En general, el secuestro de carbono en el suelo no tiene lugar con la misma intensidad en los distintos compartimentos del ecosistema. Su eficacia es máxima bajo condiciones (climáticas, geológicas y biológicas) (Rodríguez, 2001).

La toma de acción para la captura de carbono bajo el Protocolo de Kyoto u otros tratados posteriores no solo estimularán cambios importantes en el manejo del suelo sino que también, por medio de un incremento en el contenido de materia orgánica tendrá efectos significativos directos en sus propiedades y un impacto positivo sobre las cualidades ambientales o agrícolas y sobre la biodiversidad. Las consecuencias incluirán una mayor fertilidad del suelo y productividad de la tierra para la producción de alimentos y para la seguridad alimentaria. Esta herramienta económica también hará que las prácticas agrícolas sean más sostenibles y ayudará a prevenir o mitigar la degradación de los recursos de la tierra (IPPC, 2000).

El Protocolo de Kyoto reconoce que las emisiones netas de carbono pueden ser reducidas ya sea disminuyendo la tasa a la cual se emiten a la atmósfera los gases de invernadero o incrementando la tasa por la cual esos gases son retirados de la atmósfera gracias a los sumideros. Los suelos agrícolas están entre los mayores depósitos de carbono del planeta y tienen potencial para expandir el secuestro de carbono y de esta manera mitigar la creciente concentración atmosférica de CO2. Dentro del contexto del Protocolo de Kyoto y las subsiguientes discusiones de la Conferencia de las Partes (COP), hay un cierto número de características que hacen que el secuestro de carbono en las tierras agrícolas y

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forestales pueda ofrecer posibilidades de estrategias atractivas de modo de mitigar el incremento en la atmósfera de las concentraciones de gases de invernadero (IPPC, 2000).

El Artículo 3.4 del protocolo de Kyoto parece permitir la expansión de los sumideros creados por la intervención humana. Los recientes acuerdos post-Kyoto consideran los sumideros en los países y reconocen el potencial fundamental de la agricultura, de las tierras de pastoreo y de los suelos forestales para capturar carbono y la necesidad de conceder créditos nacionales para favorecer la formación de sumideros de carbono en los suelos agrícolas (IPPC, 2000).

La Sociedad Americana de la Ciencia del Suelo (2001), resalta el enorme potencial de los suelos en el secuestro de carbono con la ventaja añadida del incremento de la productividad del suelo, de especial importancia en áreas con suelos degradados. Cabe destacar que la mayor parte de los estudios sobre fijación de carbono se están realizando en ambientes templado-húmedos (Heal et al., 1997) o tropicales. Por el contrario, son pocos los trabajos que estudian el papel del suelo como sumidero de carbono en la zona mediterránea, (Hontoria et al,. 2004). Estudios sobre la materia orgánica, se basan muchos de ellos, en la posibilidad del secuestro de carbono en los suelos, evaluando la estabilidad de la materia orgánica, el tiempo de residencia del carbono y de la capacidad de los suelos como sumideros de carbono a través del manejo, uso adecuado y sostenible de los suelos. 1.8. Estabilización de la materia orgánica El ciclo global del carbono depende en gran medida de la estabilidad de la materia orgánica en el suelo, que condiciona su tiempo de residencia en el mismo (Schlesinger, 1991; Lal, 2001). A partir de los trabajos de autores como Bouwman (1990), Eswaran et al., (1995), Lal (1995, 1999, 2001), son numerosos los trabajos como los de Bajtes (1996) con el objetivo de inventariar la capacidad de secuestrar carbono de los suelos en distintas partes del mundo, así como los que intentan esclarecer los mecanismos de estabilización de la materia orgánica en el suelo (Torn et al., 1997; Mahieu et al., 1999; Baldock y Skjemstad, 2000; Hedges et al., 2000; Amelung et al., 2002; Gleixner et al., 2002; Kaiser et al., 2002; Eusterhues et al., 2003; Kiem y Kögel-Knabner, 2003; Ludwing et al., 2003; Kleber et al., 2004; Knicker, 2004; Lorenz et al., 2006; Helfrich, et al., 2007; von Lützow et al., 2007; Lorenz et al., 2008; Hirotsugu y Tokuchi, 2010), que Sollins et al., 1996 resume en tres los mecanismos de estabilización de la materia orgánica: recalcitrancia intrínseca de la materia orgánica, inaccesibilidad espacial e interacciones con superficies activas y complejación metálica. 1.8.1. Mecanismos de estabilización de la materia orgánica En cuanto a estos tres mecanismos, Krull et al. (2003) concluye que la adsorción por superficies activas y la agregación pueden retrasar los procesos de mineralización de la materia orgánica, pero que es la recalcitrancia de las moléculas la que es capaz de retenerla durante largos periodos en el suelo. En tanto que Von Lützow et al. (2006)

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consideran que la estructura química de las moléculas orgánicas por si sola no es suficiente para justificar el tiempo de permanencia y la velocidad de alteración de la materia orgánica; siendo la estabilización de la materia orgánica mediante la limitación espacial del acceso a microorganismos y enzimas y las interacciones con superficies activas las que mayor influencia tiene en la persistencia de la materia orgánica a largo plazo. El principal proceso de mineralización de la materia orgánica es la oxidación por mecanismos abióticos o biocatalizados por diversos procesos metabólicos. La materia orgánica tiene su origen en condiciones muy fuertemente reductoras, como son las fotosintéticas con un Eh del orden de los -600 mV, por lo que es siempre inestable en condiciones oxidantes (Chesworth, 2002) pudiendo actuar como agentes oxidantes gran cantidad de aceptores de electrones (O2, óxidos de Fe (III), Mn (IV), nitratos, óxidos de Mn (III), sulfatos, etc.). Por ello desde muy pronto se establecieron métodos de determinación de la materia orgánica por rutas oxidativas, como la combustión o la oxidación con dicromato potásico (Walkley y Black, 1934), que más o menos modificado sigue siendo utilizado hoy en día pese a críticas como las de Bowmann (1998) que demuestra que éste método no permite un conocimiento claro y completo del contenido de carbono, pues hay formas muy recalcitrantes que no las oxida y, por otra parte, contabiliza como carbono todas las formas reductoras presentes en el suelo. Otros métodos oxidativos han utilizado peróxido de hidrógeno, hipoclorito y permanganato potásico (Tirol; Ladha, 2004). Los métodos oxidantes están basados en la idea de imitar los procesos de que manera natural se dan en el suelo, enriqueciendo el suelo en compuestos orgánicos más estables. El uso de peroxidisulfato de sodio (Na2S2O8) ha sido empleado con éxito como oxidante de la materia orgánica en sedimentos, sin afectar a los minerales de la arcilla ni a los óxidos de hierro (Meire y Menegatti, 1997; Menegatti et al., 1999). Los cambios en la composición

de la materia orgánica con este tratamiento dan lugar a un residuo enriquecido en compuestos alifáticos de cadena larga que se asocian con formas más recalcitrantes (Lorenz et al., 2007). La recalcitrancia de la materia orgánica, no sólo depende de la naturaleza química de los compuestos orgánicos que la forman, sino que existe también una estabilización física de la misma. Así, el tratamiento del suelo con ácido fluorhídrico (HF) provoca la disolución de los silicatos, minerales principales de la arcilla, liberando la fracción orgánica estabilizada por la mineral. Eusterhues et al., (2003), encuentra una correlación negativa entre la actividad del carbono catorce C

14 y el carbono liberado tras el tratamiento con HF del suelo,

lo que indica una gran estabilidad de los compuestos orgánicos asociados a la fracción mineral. No obstante, otros autores como Gélinas et al., (2001), indican que cantidades importantes de compuestos orgánicos lábiles pueden ser liberados por la disolución de los silicatos, pese a que de forma natural estos compuestos están estabilizados y asociados a la fracción mineral. El uso de otros ácidos, como el ácido clorhídrico (HCl) permite calcular el carbono orgánico recalcitrante que queda en el residuo tras la hidrólisis con HCl 6 molar (6M) (Paul et al., 2006). Este método presenta el inconveniente de que aportes recientes de compuestos alquilos de cadena larga, ceras, ligninas y compuestos aromáticos pueden resistir la hidrólisis ácida con HCl (Paul et al., 2006).

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2. Objetivos 2.1. Objetivo General Evaluar el contenido de carbono orgánico total y su fraccionamiento químico en suelos naturales y en suelos intervenidos por el hombre para determinar, de acuerdo al tipo de vegetación/uso del suelo, cuales de ellos, presenta el mayor potencial como sumideros de carbono. 2.2. Objetivos Específicos

2.2.1. Calcular el contenido de carbono orgánico total, carbono soluble en HF 10% (carbono asociado a la fracción mineral), fracción no oxidable con Na2S2O8 y carbón recalcitrante (resistente al HCl 6M), en suelos con diferente tipo de vegetación/uso en tres zonas de estudio localizadas sobre suelos no carbonatados de la Alpujarra Granadina.

2.2.2. Evaluar las diferencias que presentan el contenido en carbono orgánico en función de la profundidad del suelo y el tipo de vegetación/uso del suelo en cada zona de estudi

3. MATERIALES Y MÉTODOS 3.1. Localización de la zona de estudio

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3.2. Caracterización de la zona de estudio Sierra Nevada es el relieve montañoso más importante de la Cordillera Bética que es una cadena de plegamiento de edad alpina, es decir, formada en tiempo geológicos relativamente recientes, situada en el sur de la Península Ibérica. Su longitud supera 90 km y su anchura 35 km. Sierra Nevada tiene una estructura geológica de domo anticlinal de trazado E-W, parcialmente desmantelado por la erosión, en la que se distinguen tres conjuntos apilados o superpuestos, que de abajo a arriba consta de una parte central, parte intermedia y parte exterior. Este estudio se localiza en la parte central que corresponde a los materiales pertenecientes del Complejo Nevado-Filábride, el cual es un conjunto geológico constituido por rocas metamórficas antiguas (del Paleozoico y más antiguas, con más de 250 Ma (millones de años)). Correspondiente al denominado núcleo de Sierra Nevada. Consta, a su vez, de dos unidades superpuestas tectónicamente, una inferior denominada Veleta y otra superior llamada Mulhacén (Martín et al., 2008). 3.2.1. Geología 3.2.1.1. Complejo Nevado-Filábride: Está formado por rocas metamórficas procedentes de la transformación de antiguas rocas ígneas y sedimentarias. Las rocas sedimentarias sufren esta transformación cuando por procesos geológicos, acaban enterradas a grandes profundidades en el interior de la corteza terrestre y son sometidas a presiones y temperaturas elevadas. Se distinguen dos unidades: a) Unidad Veleta: Está constituida por micaesquistos oscuros y cuarcitas, que alcanzan varios miles de metros de espesor. Dichos micaesquistos y cuarcitas proceden de la transformación de antiguas rocas sedimentarias, arcillas y areniscas respectivamente, que han sufrido metamorfismo de grado bajo (baja temperatura y baja presión). El color oscuro se debe a la presencia en ellas de restos de materia orgánica transformada en grafito. La edad de las rocas originales es bastante imprecisa, aunque probablemente sea Precámbrico/Paleozoico; es decir, tienen más de 250 Ma. El metamorfismo que presenta es muy antiguo (Martín et al., 2008). b) Unidad Mulhacén: En la Unidad Mulhacén hay una sucesión de rocas metamórficas con micaesquistos y cuarcitas oscuros en la base, micaesquistos y cuarcitas claros por encima y, arriba del todo mármoles. El espesor del conjunto supera el millar de metros. Al igual que en la Unidad Veleta, los micaesquistos y las cuarcitas derivan de arcillas y areniscas. Los mármoles son el resultado de la transformación metamórfica de rocas carbonatadas o calcáreas (calizas y dolomías). Como en la Unidad Veleta, la edad de las rocas originales supera los 250 Ma. En la Unidad Mulhacén se reconocen dos fases de metamorfismo relativamente reciente desde un punto de vista geológico (metamorfismo alpino), una

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primera de alta presión y temperatura baja-intermedia (transformación que se produce cuando las rocas están enterradas a grandes profundidades) y otra posterior de baja presión y temperatura baja intermedia, que se produce cuando las rocas se desentierran y acercan a la superficie de la corteza terrestre. Intercaladas entre los micaesquistos, cuarcitas y mármoles de la Unidad Mulhácen se encuentran también antiguas rocas ígneas: peridotitas, gabros y granitos, metamorfizadas y transformadas en mayor o menor medida respectivamente a metaperidotitas, serpentinitas, eclogitas, anfibolitas y gneises. Las peridotitas son rocas ígneas ultrabásicas (es decir extremadamente pobres en sílice) que se generan en la capa superior del manto terrestre y que en grandes dislocaciones tectónicas, son arrastradas hacia zonas más superficiales. Los gabros son rocas ígneas intrusivas, de composición básica (pobres en sílice). Los granitos son rocas ígneas, ricas en sílice (Martín et al., 2008). 3.2.1.2. Mineralizaciones Dentro del Complejo Nevado-Filábride, en la Unidad Veleta, las mineralizaciones son de sulfuros, como pirita (sulfuro de hierro) y sulfosales como calcopirita (sulfuro doble de cobre y hierro), arsenopirita (sulfuro doble de hierro y arsénico), etc. Se encuentran en filones (rellenando fracturas) y son de origen hidrotermal de baja temperatura, es decir, precipitados a partir de sales en disolución en aguas termales con temperaturas no muy elevadas (Martín et al., 2008). En la Unidad del Mulhacén, las mineralizaciones que se encuentran son todas de hierro y están ligadas a los mármoles y micaesquistos más altos en la secuencia geológica. Sidertita (carnonato de hierro) y goethita (hidróxido de hierro), resultante de la alteración de la primera, son las menas (minerales que contienen los elementos de interés) en los yacimientos ligados a mármoles. Los más conocidos son el de Alquife (en el Marquesado) y el del Conjuro (en la Alpujarra Granadina). La cantidad de mineral extraído ha sido notable, sobre todo en el de Alquife, y el del hierro que se embarcaba en Almería (Martín et al., 2008). 3.2.1.3. Historia Geológica

En Sierra Nevada se encuentran actualmente superpuestos conjuntos de materiales de procedencia dispar y con una historia geológica compleja. Las arcillas y areniscas de la Unidad Veleta se acumularon, durante el Precámbrico y el Paleozoico (hace más de 250 Ma), en una cuenca marina cuya situación original es desconocida.

En otra cuenca marina, de posición también desconocida, se formaron las arcillas y areniscas, coronadas por calizas y dolomías, de la Unidad Mulhacén. Sobre las rocas de la Unidad Mulhacén y otras similares se depositaron, durante el Triásico (entre 250 y 210 Ma), las arcillas, areniscas y carbonatos del Complejo Alpujárride (Martín et al., 2008).

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3.2.2. Relieve

La geomorfología de una región depende de su historia geológica y de su historia climática, sin que los efectos de ambas se puedan realmente llegar a separar. Los procesos de levantamiento en Sierra Nevada no solo han dado lugar a las formaciones de conglomerados sino que han contribuido también al modelado del relieve del macizo (Martín et al., 2008).

Se distinguen cuatro unidades de paisaje: Zona norte o dominio de los mantos Nevado-Filábrides, la zona suroeste o dominio del manto de Lújar, la zona sureste o dominio del manto de Murtas y el dominio del neógeno-cuaternario.

La zona del presente estudio, corresponde a la zona norte o dominio de los mantos Nevado-Filábrides, la cual ocupa las mayores cotas (entre 2940 y los 500 m) donde afloran los materiales esquistosos y cuarcíticos, con morfología en granes lomas de dirección norte-sur, entre los que discurren una red fluvial de baja densidad debido a la poca erodibilidad de estos materiales. La orientación de las laderas es tanto este como oeste, si bien al tratarse de grandes lomas convexas, buena parte de ellas están orientadas al sur, y por tanto con una elevada exposición a las radiaciones solares. Los cursos fluviales principales de este dominio son los ríos Lanjarón, Poqueira, Chico y Trévelez que recogen agua del deshielo y deben la mayor parte de su caudal a la coalescencia de los arroyos que nacen en las cumbres de Sierra Nevada. Existe un cierto control estructural en la situación de las pendientes, y cauces, estos últimos aprovechan las zonas de mayor debilidad como son los contactos entre unidades y zonas de fracturación, para establecerse (Delgado et al.,1993).

3.2.3. Clima

El clima de la zona viene condicionado en gran medida por el relieve. La mayor parte de la zona se encuadra dentro del clima mediterráneo, que se caracteriza por veranos secos y cálidos e inviernos fríos con precipitaciones no muy abundantes y de distribución irregular, por lo que su hidrología responde a un régimen de precipitaciones escasas e irregulares con una marcada estacionalidad, presentando en general caudales bajos, aunque con grandes crecidas y largos periodos secos.

A escala anual, el área mediterránea de la Península Ibérica se ve sometida a un déficit hídrico natural ya que la relación entre evapotranspiración y precipitación anual es siempre muy alta (Ruiz y Sánchez, 1990).

Las precipitaciones importantes se producen en otoño, en invierno y en la primera mitad de la primavera, habiendo sequía casi completa en los meses de verano. Al tratarse en su mayor parte de una zona de montaña, una proporción de las precipitaciones cae en forma de nieve, creciendo ésta con la altura. A partir de los 2.500 m. de cota, el porcentaje de nieve es del al menos 75 (Delgado et al.,1993).

De acuerdo con los datos de Delgado et al.,1982; Delgado y Ortega,1985 y Delgado et al., 1988, existe una relación directa entre la cota y la precipitación, de forma que la precipitación crece entre 33 y 34 mm. por cada 100 m, de aumento en la altitud. Sin embargo, los valores de precipitación son muy variables de unos puntos a otros, lo que

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puede deberse a la existencia de microclimas o a un régimen de vientos con dinámica cambiante entre las distintas zonas ya que el viento afecta incluso a la recogida de agua por los pluviómetros y totalímetros. (Delgado et al.,1993).

Las temperaturas tienen una distribución diametralmente opuesta, produciéndose los máximos en la época estival y los mínimos en invierno. Capel (1981), considera a la aridez estival como el "rasgo más característico y especialmente mediterráneo" de este tipo de climas. Al ascender las temperaturas disminuyen y hay más días de helada. Los 2400 m son el límite, aproximado de la media de 0ºC en los meses de invierno (Delgado et al., 1985; Delgado et al.,1993).

Al igual que la precipitación, la temperatura varía de unos lugares a otros de forma irregular como consecuencia de los microclimas.

Capel (1981), clasifica al clima reinante en la zona media-baja como continental mediterráneo. Por encima de los 2.000 m, habría que hablar de una variante de alta montaña (Delgado et al.,1993).

Según la clasificación agroclimática de Papadakis (1980) en las estaciones Órgiva y Lanjarón el régimen térmico de ambas es Marítimo Cálido: el de humedad, Mediterráneo Húmedo y el tipo climático, Mediterráneo Marítimo. La estación de Soportújar tiene un régimen térmico templado cálido, un régimen de humedad mediterráneo húmedo y un tipo climático Mediterráneo Templado.

Es importante reseñar la gran influencia que sobre el clima general de la zona tienen los vientos que penetran desde el mediterráneo siguiendo el curso del río Guadalfeo y que condicionan la suavización de las temperaturas y un cierto grado de humedad ambiental (Delgado et al.,1993).

Respecto a los regímenes de temperatura que se dan en los suelos investigados tienen una variación correlativa a las diferencias de cota; así los suelos de Órgiva y Lanjarón corresponden al régimen térmico y los de Soportújar y Sierra de Lújar al mésico (Delgado et al., 1993)

3.2.3.1. Pisos bioclimáticos

La zona de estudio se ubica en el piso mesomediterráneo (temperatura media anual de 13 ºC a 17 ºC).

Se sitúa entre los 800 m. y los 1.500 a 1.600 m. Entre las especies que se localizan en este piso como en el termomediterráneo, se identifican principalmente a la Retama sphaerocarpa, Cistus clusii, Chronathus biflorus, Macrochloa tenacissima, Rosmarinus officinalis, entre otras (Delgado et al.,1993).

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3.2.4. Vegetación y Cultivos

La vegetación original de las cuencas ibéricas mediterráneas se encuentra reducida a pequeñas zonas o relictos, muy modificados a lo largo de los siglos, siendo en su mayor parte etapas de sustitución, con grandes zonas deforestadas por explotación con fines económicos, el fuego o el sobrepastoreo .(Aguilar et al., 2008)

La vegetación potencial es en gran medida consecuencia del clima y por ende de la altitud. Desde las orillas del Mediterráneo hasta las zonas más altas de Sierra Nevada, aparece una variedad de pisos bioclimáticos (Delgado et al., 1993)

El área de estudio según Rivas Martínez (1977), se encuadra en la Provincia Corológica Bética, dentro de la región mediterránea y el área de estudio comprende al sector Nevadense. Este sector es el más extendido y está situado en los materiales ácidos del complejo Nevado-Filábride, coincidiendo su límite con los materiales carbonatados de los Mantos Alpujárrides. Se localiza entre las cotas de 1.200 y 2.900 m. El factor dominante en las cotas superiores es el corto período vegetativo, como consecuencia de la presencia de la nieve (Delgado et al.,1993).

Lo más característico de este sector es su riqueza en especies vegetales, muchas de ellas endémicas o disyunciones ártico-alpinas e ibero norteafricanas; también son frecuentes los elementos eurosiberianos. Entre los taxones acondicionados hay que señalar a: Viola crasiuscula, Leontodon beri, Erigeron frigidus, Redesa complicata, Artemisia granatensis, etc (Delgado et al.,1993).

La vegetación en general la constituyen las siguientes comunidades: encinares, robledales, es, vegetación de ribera, pinares autóctonos, pinares de repoblación, matorral de degradación del encinar termomediterráneo, retamar y tomillar mesomediterráneo sobre caliza, jarales y cantuesales mesomediterráneos sobre sílice (Aguilar et al., 2008).

La vegetación principal identificada en la zona de estudio presenta las siguientes características:

3.2.4.1. Encinares

Constituyen la vegetación clímax o máximo biológico estable de la mayor parte del territorio situado por debajo de los 2000 metros de altitud. Se trata de una formación vegetal adaptada a unas condiciones climáticas de invierno relativamente frío y veranos calurosos, y lo que es más importante, son capaces de soportar en gran medida la sequía estival típica de los climas mediterráneos. Esto es posible gracias al desarrollo de una serie de adaptaciones tales como el pequeño tamaño de sus hojas que son duras y coriáceas. Las plantas que acompañan a la encina presentan unas determinadas características morfológicas, como son la dureza y rigidez de las hojas que se enrollan sobre sí mismas para proteger sus estomas contra una excesiva evapotranspiración. Otras veces estas pequeñas hojas llegan a desaparecer surgiendo entonces plantas áfilas de tallos verdes y clorófilos que realizan la función de hojas, como ocurre por ejemplo en el caso de la

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retama. A esta perfecta adecuación del bosque esclerófilo al clima mediterráneo que ha contribuido a que la encina domine uno de los ecosistemas más extendidos, no sólo en Sierra Nevada sino en toda la provincia, se suma el carácter colonizador de esta especie arbórea y su enorme plasticidad ecológica. Esto le permite instalarse en cotas superiores a los 2000 metros en algunas ocasiones, ser indiferente al sustrato y al tipo de suelo, además de ser una especie en expansión, dada su capacidad de recuperación sobre aquellos lugares que le fueron sustraídos a favor de los cultivos y que hoy han dejado de cultivarse. Además es activa colonizadora de otros ecosistemas en regresión que pierden su territorio en favor de la encina (Aguilar et al., 2008)

La fisonomía típica del bosque esclerófilo mediterráneo en su óptimo, es el de una formación densa de talla mediana, cuyo estrato arbóreo está constituido casi exclusivamente por la encina. Este estrato arbóreo de Quercus rotundifolia alcanza 4 y 5 metros de altura y en él las copas llegan a contactar creando en su interior un microclima nemoral más húmedo y umbrío que contrasta con las condiciones externas de fuerte insolación y xericidad. El sotobosque es rico en arbustos, algunas plantas vivaces, plantas lianoides trepadoras, y un estrato herbáceo de escasa densidad (Aguilar et al., 2008)

Desgraciadamente lo que pudieron ser grandes extensiones forestales han quedado hoy reducidas a pequeños restos, al transformarse los encinares en el transcurso de los siglos en cultivos, dehesas, o bosquetes aclarados para la obtención de madera(Aguilar et al., 2008)

Aunque el aspecto general de todos los encinares es muy similar, los botánicos han distinguido tres tipos diferentes a través del estudio de la composición florística de los mismos. Esta diferenciación atiende fundamentalmente al piso bioclimático y a la naturaleza del sustrato (Aguilar et al., 2008)

Por debajo de los 1000 metros y en lugares soleados existe en la cara sur de Sierra Nevada una pequeña zona cuya vegetación potencial correspondería al dominio de los encinares termófilos, pero estos bosques han desaparecido por completo dando lugar a la ocupación del suelo por matorrales seriales (Aguilar et al., 2008)

3.2.4.2. Encinares silicícolas nevadenses

También son los bosques de encinas la vegetación potencial de la mayor parte del territorio correspondiente a los pisos meso y supramediterráneo silíceos de Sierra Nevada. La asociación Adenocarpo decorticantis-Quercetum-rotundifoliae engloba los encinares de ambos pisos bioclimáticos, ya que todos los autores coinciden en señalar la dificultad o imposibilidad de conocer la composición natural de estos bosques cuyas especies debieron ser primitivamente diferentes en cada uno de los pisos, tal como ocurre en el caso de los encinares basófilos. Esta dificultad se debe a dos causas fundamentales. De una parte, en opinión de Martínez et al., (1986), estas formaciones vegetales han sido las más castigadas por el hombre, siendo sustituidas por los cultivos o siendo sometidas a intensas y masivas talas. Esto ha dado lugar a que actualmente aparezcan fragmentos discontinuos que ocupan las laderas más inclinadas y menos productivas, e incluso que en estos casos se trate más bien de piornales, matorrales o pastizales con encinas, que ocupan terrenos adehesados destinados a la ganadería ovina. Por otra parte Losa et al., (1986) señalan que los suelos extremadamente pobres procedentes de la descomposición de los esquistos y

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cuarcitas, son responsables de una pobreza de especies bastante grande si lo comparamos con el número de especies presentes en los encinares sobre sustrato básico (Aguilar et al., 2008)

Este encinar es más frecuente en el piso supramediterráneo, siendo característicos los bosquetes en recuperación sobre laderas inclinadas y suelos poco profundos compuestos por encinas o chaparros acompañadas por enebros (Juniperus oxycedrus). El hecho de que estos bosquetes se encuentren muy aclarados contribuye a que las plantas heliófilas tengan una gran presencia en ellos, destacando en claros y linderos el rompesallos (Adenocarpus decorticantis) que alternan con las jaras (Cistus laurifolius) (Aguilar et al., 2008)

3.2.4.3. Robledales

Estos bosques caducifolios o más exactamente marcescentes constituyen formaciones vegetales de carácter meramente relicto, por más que resulten muy interesantes desde el punto de vista ecológico y paisajístico en Sierra Nevada. Los robledales nevadenses están presididos por el roble melojo (Quercus pyrenaica), y fueron agrupados por Martínez Parras y Molero Mesa en 1983 dentro de la asociación Adenocarpo decorticantis-Quercetum pyrenaicae, ya que Adenocarpus decorticans acompaña a Quercus pyrenaica situándose en los claros y linderos del bosque. Estos bosques tienen su origen en etapas de condiciones climáticas muy distintas a las que dominan hoy en Sierra Nevada. Probablemente llegaron durante el Cuaternario coincidiendo con un período de clima lluvioso en el cual se produjo el máximo avance de los caducifolios, constituyendo pues ecosistemas heredados que se refugian actualmente en pequeñas zonas de condiciones microclimáticas muy particulares.

Se sitúan exclusivamente en el piso supramediterráneo sobre sustrato ácido, alternando con las encinas silicícolas en una banda altitudinal que va desde los 1100-1500 m hasta 1800-1900 m. En las Alpujarras los más extensos se sitúan en los montes de Cáñar y Soportújar, Pórtugos y Busquístar.

Su presencia contrasta con las condiciones climáticas reinantes actualmente en el piso supramediterráneo de Sierra Nevada, y especialmente con la xericidad estival, ya que estos bosques propios de climas al menos subhúmedos requieren una precipitación anual del orden de los 600 mm, de los cuales 150 mm corresponden al período vegetativo, además de unas temperaturas medias que oscilan entre los 8 a 13 ºC (Aguilar et al., 2008).

En razón de esta particular ecología hoy están limitados a zonas reducidas con particularidades microclimáticas excepcionales, especialmente en lo que a humedad ambiental se refiere.

Cabe reseñar por último que al igual que sucedía con la sustitución del quejigo a favor de la encina, sucede sobre sustrato silíceo con el roble, que va reduciendo su dominio dado que tras la tala de estos árboles la encina coloniza los suelos con bastante facilidad (Aguilar et al., 2008)

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3.2.4.4. Castañares

El castaño (Castanea sativa) es una de las especies arbóreas introducidas por el hombre, que sin ser autóctona ha tomado carta de naturaleza en múltiples puntos de las cuencas de los ríos Adra y Guadalfeo. Tanto en los municipios de la Alpujarra como en el valle del Genil y puntualmente en el Marquesado del Zenete tiene una importante representación, coincidiendo siempre con terrenos silíceos y barrancos frescos.

Forman parte de los bosques caducifolios que se alinean junto a los cauces de los ríos y barrancos acompañando a álamos, sauces, fresnos, nogales, etc., así como de las laderas abancaladas dedicadas a los cultivos de regadío instalados por los mudéjares a finales del s. XV, y los moriscos años más tarde. En estas laderas, los castaños estaban mezclados con una gran variedad de árboles frutales, nogales, almeces, azofaifos, y sobre todo gran cantidad de moráceas. Quizás en el proceso de regresión que hasta nuestros días han sufrido el conjunto de estos cultivos arbóreos, el castaño es el que ha conseguido un mayor grado de pervivencia, encontrando hoy su mayor área de expansión en la Alpujarra granadina (Aguilar et al., 2008)

La presencia del castaño entre las dehesas o los bosques de robles de la vertiente septentrional y en las zonas de cultivos en regadío, se explica por la propia ecología de esta especie que se desarrolla hasta los 1500 m de altitud sobre sustratos no calizos (Aguilar et al., 2008)

Actualmente el proceso de abandono de los cultivos, y por tanto de las prácticas de regadío, pueden producir en algunas zonas, como en el barranco del Poqueira o el de Trevélez, una pérdida de humedad en los suelos que ya hoy está afectando al mantenimiento de estos árboles en las exposiciones de solana y en zonas alejadas de los cursos de agua (Aguilar et al., 2008)

3.2.4.5. Pinares autóctonos

No obstante, a pesar de su representación superficial muy escasa, constituyen un importante testimonio para conocer la constitución de los bosques de coníferas que se instalaron tras el final de las glaciaciones cuaternarias. Más tarde el clima se fue suavizando y estas comunidades forestales fueron sustituidas por otros bosques propios de climas menos fríos como los encinares, quedando relegadas a la parte superior del piso supramediterráneo y al oromediterráneo donde no es posible el desarrollo de los planifolios. Pero la drástica reducción de su territorio en la actualidad se debe a una fuerte deforestación que los ha hecho casi desaparecer en su estado natural (Aguilar et al., 2008).

3.2.4.6. Matorral Serial

En la actualidad se asiste a un proceso diferente de matorralización de extensas áreas que se deriva del abandono de terrenos agrícolas cuyos suelos están siendo colonizados por diferentes especies herbáceas y de matorral. (Aguilar et al., 2008).

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Al igual que ocurre en las formaciones clímax, los matorrales pueden diferenciarse en función del piso altitudinal que ocupen y de la naturaleza del sustrato.

En el piso termomediterráneo que ocupa una escasísima extensión en la parte más baja de la ladera meridional, y sustituyendo a los encinares ricos en elementos térmicos que han desaparecido en su totalidad, se pueden distinguir cuatro comunidades de matorral que se engloban bajo la clave, matorral de degradación del encinar termófilo (Aguilar et al., 2008).

Espartales y romerales-tomillares son las comunidades más abundantes. En el espartal dominan una serie de gramíneas vivaces como el esparto (Stipa tenacíssima), y Stipa parviflora en los lugares más áridos. En los matorrales heliófilos calizos de romeros y tomillos son muy abundantes las aulagas (Ulex parviflorus), los romeros (Rosmarinus officinalis), las jaras (Cistus clusii). Como especies de carácter térmico destacan una serie de tomillos como (Thymus baetico; Thymbra capitata; etc.) (Aguilar et al., 2008).

Los retamales, que se asientan sobres suelos forestales más profundos, constituyen restos de poca importancia. En cuanto a los pastizales alcanzan muy poca extensión además de ser poco aprovechables para el ganado por la elevada proporción de gramíneas cespitosas duras (Aguilar et al., 2008).

En el piso mesomediterráneo basófilo, la propia encina en estado arbustivo suele constituir la primera etapa de sucesión del bosque de encinas. Esta vegetación de estructura densa y espinosa se reduce a los bordes del encinar, y puede contribuir a mejorar las condiciones ambientales favoreciendo la recuperación forestal (Aguilar et al., 2008).

Los retamales en este piso tienen una gran presencia en el territorio. Se trata de formaciones más o menos abiertas cuyas especies más características son la retama de bolas (Retama sphaerocarpa), y la hiniesta (Genista cinerea subsp. speciosa). Cuando la densidad de estas leguminosas es grande es porque los suelos son aún profundos.

El matorral claro o tomillar es la etapa más extendida. Este matorral heliófilo, muy frecuente sobre suelos erosionados, proporciona al suelo una cubierta vegetal muy pobre. Sus especies más abundantes son la aulaga (Ulex parviflorus), el romero (Rosmarinus officinalis), las jarillas (Cistus clusii), etc. Como especies típicas destacan la salvia (Salvia lavandulifolia), y sobre todo el alhucemón (Lavandula lanata). Conviviendo con esta comunidad, pero ocupando suelos menos pedregosos y delgados, aparecen algunos espartales de atochas (Stipa tenacíssima) (Aguilar et al., 2008).

En los claros de las formaciones anteriores se dan unos pastizales de bajo nivel nutritivo que evolucionan hacia pastos más ricos por la nitrificación que supone el pastoreo. Estas características del pastizal son comunes a las del piso supramediterráneo (Aguilar et al., 2008).

3.2.4.7. Pinares de repoblación

Se extienden ampliamente por toda la superficie del área de estudio formando parte fundamental de la vegetación actual, y siendo en muchas ocasiones el único bosque presente en amplias zonas de la Sierra.

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Las tareas de repoblación parten de una grave situación de deforestación derivada de la fuerte presión ejercida por el hombre sobre terrenos que no admiten otro destino racional que el silvícola, de modo que los bosques quedaron reducidos a pequeñas manchas ubicadas en suelos de ínfima calidad y protegidos por lo inaccesible de su localización.

El régimen irregular de las precipitaciones, unido a un sistema de pendientes que superan el 20% en más del 90% de las ocasiones, convierte a los cursos de agua en auténticos torrentes, resultando así que los fenómenos erosivos son particularmente intensos. En estas circunstancias la cubierta vegetal se muestra absolutamente imprescindible, siendo capaz por si sola de hacer descender la pérdida del suelo a una sexta parte en relación con lo que sucedería sobre terreno raso (Aguilar et al., 2008).

Es frecuente también encontrar importantes áreas de bosque natural mezclado con resinosas, dado que ha sido frecuente la práctica de intercalar pinos entre encinas, robles o pinos naturales con objeto de conseguir una masa más densa (Aguilar et al., 2008).

3.2.5. Suelos

De acuerdo al mapa de suelos correspondiente a la hoja de Lanjarón (1042) escala 1:100.000 del Proyecto LUCDEME, año 1993. Publicado por el Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación y realizado por el Departamento de Edafología y Química Agrícolas y la Facultad de Farmacia de la Universidad de Granada, se distinguen para la zona de estudio los siguientes tipos de suelos: Regosoles eútricos, Phaeozems háplicos y Cambisoles eútricos.

3.2.5.1. Regosoles eútricos

Suelos de textura arenosa-franca o franco-arenosa, responden a un perfil A-C en el que el horizonte superficial es muy somero (< 20 cm). y el horizonte C, se compone de roca disgregada. El horizonte A presenta colores litocrómicos pardo grisáceos y bajo contenido de materia orgánica (< 1%). La saturación de bases del 50%, al menos entre los 20 y 50 cm, desde la superficie y no son calcáreos (contienen menos del 5% de carbonato cálcico). En general el empleo de estos suelos es el pastoreo ocasional y en algunos casos cultivos de secano, muchos de ellos abandonados o con un rendimiento muy bajo. En general, la pendiente oscila entre el 40% y 70 %, con superficies excesivamente pedregosas y muy rocosas. El material principal está compuesto por cuarcitas y micasquistos grafitosos con feldespatos, cloritoide, biotita y granate.

3.2.5.2. Phaeozems háplicos

El sustrato o material original de los suelos, se corresponde con materiales de los mantos del Mulhacén y Veleta, que forman derrubios de ladera.

Suelos que presentan un epipedón superficial móllico, tiene un perfil Ah, AC o Bw, C que pueden alcanzar 60-65 cm de profundidad.

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3.2.5.3. Cambisoles eútricos

Suelos con horizonte A ócrico y grado de saturación en bases del 50% o más, al menos entre 20 y 50 cm, desde la superficie y que no tienen propiedades vérticas ni son cálcareos, ni presentan colores rojos en Bw, ni propiedades hidromórficas o ferrálicas y carecen de permafrost.

Son suelos abundantes a cotas bajas y medias, procedentes de la degradación de Phaeozem háplicos y dedicados al cultivo en su casi totalidad, a excepción de algunos que se encuentran bajo matorrales o pequeños bosques en regeneración, pero que se trata de antiguas zonas de cultivo hoy abandonadas. Los materiales originales están constituidos por una mezcla de litologías silícicas derrubiadas y movilizadas por acción antrópica. La pendiente general varía entre 25 y 50%.

3.3. Selección y toma de las muestras en campo

Las muestras fueron seleccionadas en función de dos factores en estudio: tipo de vegetación/uso del suelo y profundidad, referido el uso del suelo a su estado natural o antropizado. Las muestras fueron tomadas en zonas adyacentes al tipo de vegetación/uso del suelo para reducir la variabilidad espacial. En la selección de las muestras en estudio no se consideró la clasificación taxonómica de los suelos.

Las muestras fueron tomadas de suelos no carbonatados de la zona de la Alpujarra en la vertiente sur de Sierra Nevada, en la Provincia de Granada-España, correspondientes a la zona de estudio 9, 11 y 12 del " Informe final de evaluación sistemática de las acciones de repoblación forestal para la lucha contra la desertificación aplicadas en las cuencas del Adra y Guadalfeo", realizado en el año 2009, por el Departamento de Edafología y Química Agrícola de la Universidad de Granada, y con la participación del personal del IFAPA de Granada y de la Estación Experimental del Zaidín, CSIC.

De las zonas 9, 11 y 12, evaluados en el estudio en mención, para la presente investigación se muestrearon perfiles de suelos codificados: 9S1, 9S2, 9C1, 9C2, 11S1, 11S2, 12S1 y 12S2.

Las muestras de suelo seleccionadas provienen de cuatro diferentes tipos de vegetación/uso del suelo siendo éstas: repoblación con pino, bosque natural (encinar y castañar), matorral y cultivo (anuales y perennes).

Las muestras en campo fueron tomadas sistemáticamente a tres profundidades: 0-5 cm, 5-10 cm y de 10-30 cm. Una vez embolsadas y etiquetadas se trasladaron al laboratorio del Departamento de Edafología y Química Agrícola de la Facultad de Ciencias, en donde se secaron a temperatura ambiente. En total se evaluaron 36 muestras de suelos.

En tabla 1, se presenta la ubicación geográfica de las muestras seleccionadas y el tipo de vegetación/ uso del suelo al que corresponden.

26

Tabla 1. Ubicación geográfica de muestras de suelo y principales características

Fuente: Aguilar et al., 2009. Informe final de evaluación sistemática de las acciones de repoblación forestal para la lucha contra la desertificación aplicadas en las cuencas del Adra y Guadalfeo. Año: 2009

Muestra Tipo de vegetación/uso

del suelo

Coordenadas Altitud (m)

Pendiente (%)

Origen

X (UTM) Y (UTM)

9 C1 Pinar 480958 4090985 1553 40 % Pinar de repoblación (Repoblación de Pinus pinaster con algún Pinus nigra y Pinus

sylvestris)

9 C2 Encinar 480376 4089690 1260 35% Encinar (Adenocarpo decorticantis-Quercetum

rotundifoliae)

9 S1 Matorral 481030 4091016 1325 17 % Retamo shaerocarpae, Adenocarpetum decorticantis

9 S2 Cultivo 481035 4091016 1374 20 % Sin vegetación/ preparación de la siembra/se aprecia paso de maquinaria

11 C1 Pinar 476273 4090765 1389 40% Pinar de repoblación/ Encinar (Adenocarpo decorticantis-Quercetum rotundifoliae)/

Lastonar (Dactylo hispanicae-Festucetum hispanicae)

11 C2 Encinar 476275 4090765 1419 35 % (Adenocarpo decorticantis-Quercetum rotundifoliae)

11 S1 Matorral 476364 4090447 1436 40 % Lastonar (Dactylo hispanicae- Festucetum hispanicae)

11 S2 Cultivo 476394 4090477 1466 25% Sin vegetación/ preparación de la siembra/se aprecia paso de maquinaria

12 C1 Castañar 475048 4091179 1452 40 % (Quercus pirenaica- Castanea sativa)

12 C2 Pinar 474998 4091464 1482 38 % Pinar de repoblación (Pinus pinaster y Pinus nigra)

12 S1 Matorral 475211 4092014 1460 40 % Matorral-pastizal vivaz piocolonizador en cultivo abandonado (mezcla de

Artemisio glutinosae-Santolinetum rosmarinifoliae y

Dactylo hispanicae-Festucetum scariosae)

12 S2 Almendro 475102 4089641 1383 20% (Prunus dulcis)

27

3.4. Tratamiento de las muestras

3.4.1. Análisis de Laboratorio

Las muestras secadas al aire, posteriormente se molieron en un mortero de ágata y se tamizaron (2 mm de luz de malla) para conseguir tierra fina, de la que se extrajo una alícuota que fue pulverizada por medio de un molino de bolas. Todos los análisis de laboratorio se realizaron con la fracción de tierra finamente molida.

3.4.2. Variables en estudio

3.4.2.1. Fraccionamiento del carbono orgánico del suelo

De la tierra fina obtenida, se extrajo una alícuota que fue pulverizada por medio de un molino de bolas, para ser utilizada en el fraccionamiento del carbono orgánico del suelo a través del analizador elemental marca LECO

®, modelo TruSpec

® CN de combustión seca a

950 ºC.

3.4.2.2. Carbono asociado a la fracción mineral

Las muestras fueron desmineralizadas añadiendo 10 ml de ácido fluorhídrico (HF) al 10 % a 1 g de suelo pulverizado (Schmidt et al., 2005). La suspensión se agitó a mano por 30 segundos para dejarla reaccionar durante 15 horas a temperatura ambiente. El sobrenadante fue eliminado mediante centrifugación (5 min a 3.000 r.p.m.

1) repitiendo el

tratamiento con HF dos veces. El material no disuelto fue lavado 6 veces con agua destilada, que se centrifugará y decantará para eliminar el HF sobrante.

3.4.2.3. Carbono recalcitrante

Para la determinación de la fracción recalcitrante se colocó 1 g de suelo pulverizado en un tubo de plástico de 50 ml y se le añadió 25 ml de ácido clorhídrico (HCl) 6M, se agitó a mano durante 30 segundos y luego se dejó reposar a temperatura ambiente durante 16 horas, el sobrenadante fue eliminado por centrifugado y decantado (5 min a 3.000 r.p.m.**) y, posteriormente lavado 6 veces con agua destilada, al igual que en el método anterior.

3.4.2.4. Carbono oxidable

La oxidación del carbono orgánico del suelo se logró por el tratamiento con peroxidisulfato de sodio (Na2S2O8). Se colocó 0.5 g de suelo pulverizado, a este se le añadió 250 ml de agua destilada, 20 g de Na2S2O8 y 22 g de NaHCO3 dejándolo reaccionar durante dos días a 80 °C.

Tras la oxidación del carbono orgánico las muestras fueron centrifugadas (5 min a 3.000 r.p.m.), decantadas y lavadas dos veces con agua destilada.

r.p.m= revolución por minuto

28

Finalmente, los residuos de cada tratamiento fueron secados durante tres días a 40°C e inmediatamente pesados hasta obtener una peso constante.

3.4.2.5. Densidad aparente

Las muestras para determinar la densidad aparente del suelo fueron extraídas mediante cilindros de acero de volumen conocido, y posteriormente secadas en una estufa a 105° C durante 48 horas; al cabo de este tiempo se dejaron enfriar y luego fueron pesadas. El cociente entre el peso seco de las muestras y el volumen del cilindro es la densidad aparente del suelo.

La densidad aparente del suelo, es necesaria para la determinación de los pools de carbono (Mg de C ha

-1), que se calculan multiplicando el porcentaje de carbono por la

densidad aparente (g cm-3

) y por la profundidad del horizonte (cm).

3.5. Análisis de Datos

Los tratamientos estadísticos de los datos se realizaron mediante el software SPSS 15.0 (SPSS Inc., Chicago, USA) para Windows. Las poblaciones de datos fueron sometidas al test de normalidad de Kolmogorov-Smirnov. Antes de realizar las pruebas estadísticas paramétricas, se realizaron las transformaciones necesarias de los datos para el cumplimiento de este test, así como del test de Leven para chequear la homocedasticidad. En aquellos casos en los que se violaba algún requisito, los datos fueron transformados logarítmicamente, previa realización de los análisis de la varianza de una o dos vías (ANOVA) y subconjuntos homogéneos mediante el método de Tukey (asumiendo normalidad, homogeneidad de varianza, aleatoriedad e independencia de los datos). Todos estos análisis fueron realizados con un nivel de confianza del 95 %.

4. RESULTADOS Y DISCUSIÓN

4.1. Contenido en carbono y nitrógeno en los suelos

La agrupación de los datos en cada uno de los puntos considerados en función de los usos y las profundidades establecidas en este trabajo, y detalladas previamente en el capítulo de materiales y métodos, presentan un grado de significación p>0.05 (n=3) para la prueba de normalidad de Kolmogorov-Smirnov; por lo que se considera la normalidad de las poblaciones de datos, lo que permitirá el uso de pruebas estadísticas paramétricas para la identificación de similitudes y diferencias estadísticas entre ellas.

En tabla 2, se presenta el resultado del test ANOVA realizado para los valores de carbono orgánico total, nitrógeno y relación carbono/nitrógeno. Se efectuaron las transformaciones de datos necesarias para cumplir con los requerimientos del estadístico de Leven (p>0.05) para la homogeneidad de la varianza.

29

Tabla 2. Análisis de ANOVA y grupos homogéneos según el método de Tukey para datos de carbono orgánico (%), nitrógeno (%) y C/N en los tres puntos muestreados y para los cuatro tipos de

vegetación/usos considerados en función de la profundidad. (n=3. P<0.05).

N C/N C N C/N C N C/N C

9C1 (Pino) (%) (%) 11C1 (Pino) (%) (%) 12C2 (Pino) (%) (%)

0-5 0,104a 18a 1,85a 0,217a 15a 3,36a 0,862a 13a 1,13a

5-10 0,084b 16a 1,39b 0,149b 12b 1,75b 0,680b 11b 0,72b

10-30 0,076b 15a 1,14c 0,138b 10c 1,47c 0,687b 11b 0,71b

9C2 (Encina) 11C2 (Encina) 12C1 (Castaño)

0-5 0,417a 13a 5,27a 0,404a 14a 5,79a 0,301a 13a 3,89a

5-10 0,119b 11a 1,34b 0,107b 13a 1,40b 0,123b 11ab 1,41b

10-30 0,114b 11b 1,21b 0,095b 12a 1,11c 0,104b 10b 1,05c

9S1 (Matorral) 11S1 (Matorral) 12S1 (Matorral)

0-5 0,337a 13ab 4,40a 0,340a 10a 3,43a 0,317a 11a 3,43a

5-10 0,151b 14a 2,03b 0,180b 10a 1,78b 0,120b 9ab 1,11b

10-30 0,140b 12b 1,71c 0,186b 11a 1,97b 0,084c 8b 0,71c

9S2 (Cultivo) 11S2 (Cultivo) 12S2 (Almendro)

0-5 0,122a 12a 1,39a 0,507a 12a 0,63a 0,096a 11a 1,03a

5-10 0,118a 11a 1,35b 0,439a 11b 0,48a 0,091a 10a 0,92ab

10-30 0,040b 13a 0,51c 0,411a 11b 0,43a 0,074a 10a 0,72b

Según los datos presentados en la tabla 2, se observa a grandes rasgos como tendencia general que en los cuatro tipos de vegetación/uso del suelo, las concentraciones de N, C y relación C/N , disminuyen a medida que la profundidad aumenta. El contenido en carbono orgánico disminuye significativamente su porcentaje a partir de los 5 cm en los suelos naturales, mientras que en los suelos cultivados la distribución es más uniforme.

En los bosques naturales se suelen encontrar horizontes O, de espesor variable, que se forman a partir de los aportes de hojas, ramas y troncos muertos, en diversos grados de biodegradación. Este horizonte O, incluso puede dividirse en distintos horizontes según el

grado de alteración del resto vegetal. Así, en los suelos muestreados con sustrato arbóreo, se aprecia un horizonte O, más superficial con restos vegetales poco alterados y claramente identificables, y subyacente a éste, un horizonte generalmente más delgado, de color muy oscuro, constituido por restos vegetales muy transformados, no identificables, pero que no parece integrarse con la fracción mineral, por lo que han de incluirse en el horizonte O y no considerarlos como parte del A (Foto 1).

Este mecanismo principal de aporte de materia orgánica al suelo, origina un patrón de distribución del carbono orgánico característico, con valores altos en los primeros centímetros, con espesor variable dependiendo de la edad del bosque, condiciones climáticas y edafoclimáticas, tipo de vegetación, etc., seguido de una disminución acusada (Figura 1).

30

Foto 1. Suelo de Encinar (9C2).

En tanto que, en los suelos de matorral no existe el horizonte O tan desarrollado descrito en los suelos de bosque natural (encinar y castañar) y de repoblación con pino. No obstante, el patrón de distribución es semejante al anteriormente descrito. En este caso, el aporte de materia orgánica al suelo es debido, por un lado al aporte de restos vegetales en superficie y por otro, principalmente, por el aporte de las raíces en la parte superior del suelo (Foto 2), lo que se denomina humus rizógeno.

Foto 2. Perfiles de los puntos pinar 9C1 (izquierda) y matorral 9S1 (derecha)

En la figura 1 podemos apreciar los patrones de distribución del carbono orgánico en los suelos analizados. Podemos apreciar como en los suelos de matorral y bosque natural el carbono orgánico es desciende de manera más brusca entre los dos primeros niveles para hacerse más homogéneo a partir de los 5 cm. En cambio, los suelos de pinar este descenso entre los niveles de 0-5 y 5-10 es mucho más moderado que en el caso de los suelos con vegetación natural, sobre todo en el caso los pinares 9 y 12, posiblemente debido a la más lenta integración de los restos vegetales al suelo por su alto contenido en lignina que los hacen más resistentes a la alteración biológica.

Horizonte O1

Horizonte O2

Horizonte Ah

31

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5

% Cp

rof.

(c

m)

pinar 9

pinar 11

pinar 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

1 2 3 4 5 6

% C

pro

f. (

cm

)

encinar 9

encinar 11

castañal 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0,5 1,5 2,5 3,5 4,5

% C

pro

f. (

cm

)

matorral 9

matorral 11

matorral 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0 0,5 1 1,5

% C

pro

f. (

cm

)

cultivo 9

cultivo 11

almendro 12

Figura 1. Patrones de distribución del carbono orgánico en función de la profundidad en los puntos

muestreados y los usos considerados.

En los suelos cultivados, el análisis del patrón de distribución del carbono orgánico a lo largo del perfil se complica en función del manejo. El aporte de materia orgánica a estos suelos viene fundamentalmente por dos vías, por los residuos de las cosechas anteriores y por la aplicación de enmiendas orgánicas. Con el laboreo se incorporan los restos vegetales al suelo, favoreciendo la mineralización y la humificación. Si por el contrario, los restos vegetales se dejan en la superficie o se entierran cuando ya se han secado demasiado, la degradación será mucho más lenta. En este caso, no ha sido posible acceder a la información necesaria respecto al manejo actual y/o pasado de estos suelos cultivados, por lo que para efecto de este estudio sólo se puede aventurar teorías sobre el patrón de distribución del carbono orgánico en estos suelos.

En el punto 12S2, cultivado con almendro (Foto 3), este se encuentra roturado a poca profundidad, lo que presume la intención de controlar la vegetación adventicia. Esta roturación superficial, de carácter vertical, es decir sin volteo, hace que el aporte de restos vegetales al suelo sea escaso, lo que justifica el bajo contenido en carbono orgánico del suelo, y por otro lado la distribución de carbono es más homogénea; si bien existen diferencias significativas entre el nivel más superficial y el más profundo.

32

En el caso de los puntos 9C2 y 11C2, los patrones de distribución de carbono orgánico son diferentes, con valores significativamente mayores en los primeros 10 cm a favor del punto 9, si bien de 10-30 cm el valor es muy parecido. Este hecho diferencial puede asumirse posiblemente por la diferencia de cultivos utilizados y el diferente manejo.

Foto 3. Vista panorámica de los puntos de almendro 12S2 y cultivo 9S2

En cuanto al contenido en nitrógeno, al igual que el carbono orgánico desciende con la profundidad y en este estudio, el descenso es significativo a partir de los 5 cm de profundidad en los suelos con vegetación natural, tanto arbórea como monte bajo (Figura 2).

En el caso del pinar, si bien el análisis estadístico muestra diferencias entre el nivel superior y el inferior, gráficamente podemos comprobar que el grado de estratificación es evidentemente menor, salvo en el caso del pinar 12C2. En los suelos agrícolas, la distribución del nitrógeno es más homogénea a lo largo del perfil, sin que existan apenas diferencias significativas en función de la profundidad.

33

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1

% Np

rof.

(c

m)

pinar 9

pinar 11

pinar 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6

% N

pro

f. (

cm

)

encinar 9

encinar 11

castañal 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1

% N

pro

f. (

cm

)

matorral 9

matorral 11

matorral 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

0 0,5 1 1,5

% N

pro

f. (

cm

)

cultivo 9

cultivo 11

almendro 12

Figura 2. Patrones de distribución del nitrógeno en función de la profundidad en los puntos muestreados y los usos del suelo considerados.

Las plantas extraen del suelo mayor cantidad de nitrógeno que de cualquier otro sitio. El nitrógeno del epipedón se encuentra mayoritariamente en forma orgánica, más del 90% según Kelley y Stevenson (1996), requiriendo su mineralización para poder ser absorbido por las plantas y desempeñar su función nutricional.

Con la mineralización de la materia orgánica, se libera el nitrógeno en forma inorgánica, que es tomado por la planta y con ello, disminuye la concentración en el suelo. Esto justifica la disminución del contenido en nitrógeno en función de la profundidad, ya que la materia orgánica allí está más alterada por anteriores procesos intensos de mineralización, que cuando estaban en niveles más superficiales.

La mayor degradación de esta materia orgánica hace que disminuya el contenido en carbono y nitrógeno, si bien lo hacen de manera desigual ya que la relación C/N tiende a disminuir en profundidad. De manera tradicional, se ha usado la relación C/N como indicativo del grado de humificación de la materia orgánica, considerando una materia orgánica menos evolucionada a aquella que presenta un valor de C/N más elevado.

34

La relación C/N disminuye en profundidad en la mayoría de los tipos de vegetación/uso del suelo en estudio; si bien la significación de este descenso no siempre es estadísticamente significativa.

Con el objeto de comparar la cantidad de carbono orgánico almacenado en los suelos en función del tipo de vegetación/uso, se evaluó un el pool de carbono a 30 cm de profundidad (Mg ha

-1).

En la figura 3, se observa como los valores del pool de carbono varían significativamente en función del tipo de vegetación/ uso del suelo, en cada una de las tres zonas de estudio, pero además, un mismo tipo de vegetación/uso, puede presentar valores muy distintos en función de la zona, condicionado por las características climáticas, pendiente, microrelieve, propiedades del suelo, etc. Estas diferencias se minimizan dentro de cada una de las zonas de estudio, ya que la distancia entre los puntos muestreados es escasa y se buscan puntos de muestreos con características lo más parecidas posibles entre si, que permitan la comparación de los resultados.

0

10

20

30

40

50

60

70

9C1 (pino) 9C2

(encina)

9S1

(matorral)

9S2

(cultivo)

11C1 (pino) 11C2

(encina)

11S1

(matorral)

11S2

(cultivo)

12C1

(castaño)

12C2 (pino) 12S1

(matorral)

12S2

(almendro)

po

ol C

30

cm

Figura 3. Valores medios del pool de carbono (Mg de C ha-1

) para los 30 cm de profundidad

muestreados en cada punto analizado.

En cuanto a la influencia en la cantidad de carbono orgánico contenido en los suelos en función del tipo de vegetación/uso del suelo, en la figura 3, se muestra una comparación entre los diferentes tipos de vegetación/uso del suelo, los pools de carbono a 30 cm de profundidad; en donde, se puede apreciar como los suelos dedicados al cultivo, tanto de tipo anual como perenne, son los que menor contenido en carbono presentan.

A continuación, en tabla 3, se observa que el pinar junto con los del suelo, tanto anuales como perennes, presentan el menor pool de carbono; en tanto que los suelos con

35

vegetación natural (matorral y bosque natural) presentan un mayor contenido en carbono orgánico.

Tabla 3. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C en 30 cm de profundidad (Mg de C ha

-1) para los usos considerados. (p<0.05).

Uso n Pool C30

cultivo 6 21,7a

almendro 3 22,4a

pino 9 39,2ab

castaño 3 50,7b

matorral 9 56,5b

encinar 6 59,6b

Al analizar los datos en cada una de las zonas de estudio, se observa en tabla 4, que el patrón se repite, siendo el tipo de vegetación/uso del suelo con cultivo, el que presenta el menor contenido en carbono orgánico, seguido del pinar y finalmente de los suelos con vegetación natural. La principal diferencia con respecto al patrón general, es la diferencia estadísticamente significativa que existe entre los suelos con pinar y los suelos naturales, que definitivamente los sitúa en una posición intermedia entre los suelos naturales y los cultivados.

En definitiva, pese a que la forestación de los suelos tiende a incrementar el contenido en carbono orgánico de los suelos (Paul et al., 2002; Lal, 2004; Arai y Tokuchi, 2010); en este estudio, se determinó que la cantidad fijada no llega a ser tan grande como la que fija el suelo con la vegetación natural, como se observa a continuación en tabla 4. Por tanto, la recuperación de los suelos de la zona, debería en primer lugar ir precedida de una revegetación del suelo con las especies de bajo porte propias de la zona y a partir de ahí se podría plantear una reforestación con especies de crecimiento más rápido como el pino, con una densidad tal, que permita el mantenimiento de un sotobosque apreciable junto con el desarrollo de otras espacies climáticas de crecimiento más lento como la encina.

Tabla 4. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C en 30 cm de profundidad (Mg de C ha-1)para los usos considerados en cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S2 (cultivo) 27,1a 11S2 (cultivo) 16,3a 12S2 (almendro) 22,4a

9C1 (pino) 37,8b 11C1 (pino) 56,6b 12C2 (pino) 23,2a

9C2 (encinar) 53,4c 11C2 (encinar) 65,9c 12S1 (matorral) 39,3b

9S1 (matorral) 64,3d 11S1 (matorral) 66,0c 12C1 (castaño) 50,7c

36

4.2. Fraccionamiento químico del carbono en el suelo

4.2.1. Carbono asociado a la fracción mineral. Carbono soluble en HF

El porcentaje de carbono soluble en ácido fluorhídrico respecto al carbono orgánico total, presenta un patrón de distribución con una tendencia general a aumentar en profundidad, si bien existen claras excepciones como las muestras 9S1 (matorral) o 9C2 (cultivo) (Figura 4).

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

10 15 20 25

C Soluble en HF (Relativo)

pro

f. (

cm

)

pinar 9

pinar 11

pinar 12-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

10 15 20 25 30

C Soluble en HF (Relativo)

pro

f. (

cm

)

encinar 9

encinar 11

castañal 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

10 15 20 25

C Soluble en HF (Relativo)

pro

f. (

cm

)

matorral 9

matorral 11

matorral 12 -30

-25

-20

-15

-10

-5

0

25 30 35 40 45

C Soluble en HF (Relativo)

pro

f. (

cm

)

cultivo 9

cultivo 11

almendro 12

Figura 4. Patrones de distribución del carbono soluble en HF relativo al carbono total (%) en función de la profundidad en los puntos muestreados y los usos considerados.

En ocasiones, el valor del pool de carbono soluble en HF disminuye en el nivel de 5-10 cm

para volver a aumentar en el nivel de 10-30 cm, como es el caso de las muestras de pinar 9C1 y 11C1, encinar 9C2 y en almendro 12S2. En cualquier caso, como se muestra en la tabla 5, en general, las diferencias en función de la profundidad en el porcentaje relativo del carbono soluble en HF tienen una baja significación estadística.

Este patrón general coincide con el patrón reportado por autores como Dai y Johnson (1999), Eusterhues et al. (2003) y Lorentz et al. (2006) que encuentran valores relativos

más elevados en los niveles más profundos.

37

El HF ataca a la sílice de los silicatos formando complejos solubles, lo que permite la extracción de materia orgánica adsorbida por la fracción mineral más o menos estabilizada en forma de complejos organominerales (Gélinas et al., 2001). La solubilización de los silicatos por el HF libera la materia orgánica estabilizada ocluida en el interior de los agregados eliminando el papel protector de la fracción mineral y libera la materia orgánica a la solución, dejando sólo la fracción insoluble (Schmidt y Gleixner, 2005; Lorentz et al.,

2006).

Tabla 5. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) del carbono soluble en HF expresado en gramos de carbono por cien gramos de suelo (%) y en porcentaje relativo al carbono total (relativo) (%).

9C1 (Pino) (%) (Relativo) 11C1 (Pino) (%) (Relativo) 12C2 (Pino) (%) (Relativo)

0-5 0,27a 14,8a 0,59a 17,8a 0,15a 15,4a

5-10 0,15b 10,6a 0,29b 16,8a 0,12a 16,6a

10-30 0,16b 14,1a 0,29b 19,5a 0,15a 20,6a

9C2 (Encina) 11C2 (Encina) 12C1 (Castaño)

0-5 1,11a 21,0ab 1,40a 24,1a 0,68a 17,5a

5-10 0,16b 12,0a 0,36b 26,0a 0,25b 18,1a

10-30 0,35b 29,1b 028b 25,6a 0,25b 23,9a

9S1 (Matorral) 11S1 (Matorral) 12S1 (Matorral)

0-5 0,92a 20,9a 0,37a 11,0a 0,57a 16,7a

5-10 0,46b 22,9a 0,33a 18,7b 0,23b 20,9ab

10-30 0,25c 14,7a 0,37a 19,0b 0,17b 24,1b

9S2 (Cultivo) 11S2 (Cultivo) 12S2 (Almendro)

0-5 0,47a 33,5a 0,17a 27,1a 0,31a 30,0a

5-10 0,40b 29,7ab 0,16a 32,5ab 0,17b 18,7b

10-30 0,13c 26,1b 0,19a 43,4b 0,22c 31,2a

C soluble (HF) C soluble (HF) C soluble (HF)

El menor porcentaje de carbono soluble en HF relativo en el epipedón respecto al nivel más profundo pone de manifiesto que la estabilización física, bien por la formación de complejos organominerales, o bien por la oclusión en el interior de los agregados, es un mecanismo que alcanza una mayor relevancia conforme aumenta la profundidad favoreciendo la interacción organomineral al ir aumentando el grado de humificación de la materia orgánica, que se pone de manifiesto por la disminución de la relación C/N.

Si comparamos por usos el pool de carbono soluble en HF en cada uno de los puntos considerados (Tabla 6) podemos apreciar como los valores más bajos coinciden con los suelos de pinar o bien con los destinados al cultivo anual o perenne. Por consiguiente los valores mayores están registrados en los suelos naturales, tanto de naturaleza boscosa como de monte bajo. Estos resultados son lógicos ya que vienen condicionados por la cantidad total de carbono de cada uno de los suelos.

38

Tabla 6. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C soluble en HF en 30 cm de profundidad (Mg de C ha

-1) para los usos considerados en cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9C1 (pino) 5,1a 11S2 (cultivo) 5,8a 12C2 (pino) 4,1a

9S2 (cultivo) 8,2b 11C1 (pino) 10,3b 12S2 (almendro) 6,1b

9C2 (encinar) 117c 11S1 (matorral) 10,7b 12S1 (matorral) 7,7c

9S1 (matorral) 12,2c 11C2 (encinar) 16,3c 12C1 (castaño) 10,0d

En cambio, si consideramos los pools de carbono relativos en función del pool total de carbono (Tabla 7), podemos observar como la asociación con la fracción mineral estabiliza un porcentaje importante del carbono fijado en los suelos de uso agrícola, con porcentajes que van del 27.4% al 35.8% respecto del carbono total. Por otro lado, los valores más bajos se encuentran en los suelos de pinar, con valores que oscilan entre el 13.5% al 18.2%, mientras que los suelos con vegetación natural se sitúan en una posición intermedia.

Tabla 7. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C soluble en HF en 30 cm de profundidad (%) relativo al pool de carbono total en 30 cm de profundidad para los usos considerados en

cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9C1 (pino) 13,5a 11S1 (matorral) 16,2a 12C2 (pino) 17,6a

9S1 (matorral) 18,9b 11C1 (pino) 18,2a 12S1 (matorral) 19,7a

9C2 (encinar) 21,9b 11C2 (encinar) 24,7b 12C1 (castaño) 19,8a

9S2 (cultivo) 30,0c 11S2 (cultivo) 35,8c 12S2 (almendro) 27,4b

4.2.2. Carbono no oxidable. Carbono resistente al Na2S2O8

El porcentaje de carbono no oxidable relativo al carbono total del suelo, presenta un patrón claro de distribución a lo largo del perfil, aumentando con la profundidad de manera significativa en los doce suelos analizados, independientemente del uso y de la zona de estudio (Figura 5). Este patrón de comportamiento está de acuerdo con los obtenidos por Eusterhues et al. (2003) y Lorentz et al. (2006).

39

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

15 25 35 45 55

C no oxidable (Relativo)p

rof.

(cm

)

pinar 9

pinar 11

pinar 12 -30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5 15 25 35 45

C no oxidable (Relativo)

pro

f. (

cm

)

encinar 9

encinar 11

castañal 12

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5 15 25 35 45

C no oxidable (Relativo)

pro

f. (

cm

)

matorral 9

matorral 11

matorral 12 -30

-25

-20

-15

-10

-5

0

30 40 50 60

C no oxidable (Relativo)

pro

f. (

cm

)

cultivo 9

cultivo 11

almendro 12

Figura 5. Patrones de distribución del carbono no oxidable relativo al carbono total (%) en función de la profundidad en los puntos muestreados y los usos considerados.

Eusterhues et al., (2003) y Lorentz et al., (2006), comparan las concentraciones obtenidas de carbono no oxidable y carbono asociados a la fracción mineral, obteniendo valores muy inferiores de los primeros respecto de los segundos, concluyendo que sólo una pequeña parte del carbono estabilizado por la fracción mineral es además resistente a la oxidación.

Sin embargo, los resultados obtenidos en este estudio, son contradictorios a los reportados por estos autores, con valores superiores en el caso del carbono no oxidable frente al asociado a la fracción mineral, lo que pone de manifiesto una mayor recalcitrancia química de la materia orgánica en los suelos estudiados , siendo ésta un mecanismo importante de la estabilización de la materia orgánica (Tablas 7 y 8).

40

Tabla 8. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) del carbono no oxidable expresado en g de carbono por cien gramos de suelo (%) y en porcentaje relativo al carbono total (relativo) (%).

9C1 (Pino) (%) (Relativo) 11C1 (Pino) (%) (Relativo) 12C2 (Pino) (%) (Relativo)

0-5 0,50ab 27,1a 0,54a 16,1a 0,38a 34,0a

5-10 0,44a 32,1a 0,51a 26,2b 0,28b 38,5b

10-30 0,58b 51,0b 0,53a 36,1c 0,37a 51,2c

9C2 (Encina) 11C2 (Encina) 12C1 (Castaño)

0-5 0,60a 12,5a 0,45a 7,7a 0,45a 11,5a

5-10 0,50b 37,3b 0,35b 25,1b 0,33b 23,7b

10-30 0,66a 49,8c 0,34b 30,4c 0,32b 30,8c

9S1 (Matorral) 11S1 (Matorral) 12S1 (Matorral)

0-5 0,44a 9,9a 0,45ab 13,0a 0,40a 11,7a

5-10 0,35a 17,5b 0,38a 21,7b 0,33b 30,1b

10-30 0,77b 44,7c 0,61b 31,0c 0,34b 47,4c

9S2 (Cultivo) 11S2 (Cultivo) 12S2 (Almendro)

0-5 0,60a 43,2a 0,28a 45,0a 0,33a 32,5a

5-10 0,67a 47,3b 0,25a 50,1b 0,38a 42,2b

10-30 0,26b 50,2b 0,26a 61,5c 0,34a 47,7b

C no oxidable C no oxidable C no oxidable

Comparando los pools de carbono no oxidable entre los distintos usos en cada uno de las zonas analizadas, se puede observar como los valores más altos corresponden a los suelos con bosque natural y matorral, y por ende los menores se localizan en los suelos cultivados y repoblados con pinar (Tabla 8). Al igual en el caso anterior, con el pool de carbono soluble en HF, estos valores vienen influenciados por el pool total de carbono, alcanzando valores mayores lo que mayor contenido de carbono total presentan.

Tabla 9. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C no oxidable en 30 cm de profundidad (Mg de C ha

-1) para los usos considerados en cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S2 (cultivo) 12,7a 11S2 (cultivo) 8,78a 12S2 (almendro) 9,3a

9C1 (pino) 14,7b 11C2 (encinar) 10,7a 12C2 (pino) 10,1ab

9C2 (encinar) 15,6b 11C1 (pino) 15,1b 12S1 (matorral) 10,1ab

9S1 (matorral) 16,2b 11S1 (matorral) 15,2b 12C1 (castaño) 10,3b

En cambio, si se compara los pool relativos de carbono no oxidable respecto de pool de carbono total en los suelos analizados en las tres zonas estudiadas, se observa como la situación se invierte radicalmente (Tabla 10). En este caso, son los cultivos los que mayor valor de pool de carbono no oxidable relativo presentan, seguidos de los pinares, y diferenciándose ambos de manera significativa respecto de los suelos con vegetación natural.

41

Tabla 10. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C no oxidable en 30 cm de profundidad (%) relativo al pool de carbono total en 30 cm de profundidad para los usos considerados en

cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S1 (matorral) 25,2a 11C2 (encinar) 16,2a 12S1 (matorral) 26,6a

9C2 (encinar) 29,3b 11S1 (matorral) 23,0b 12C1 (castaño) 27,9a

9C1 (pino) 38,9c 11C1 (pino) 26,7c 12S2 (almendro) 41,7b

9S2 (cultivo) 46,7d 11S2 (cultivo) 53,9d 12C2 (pino) 42,2b

Estas diferencias pueden deberse a la distinta naturaleza y composición química de los restos vegetales aportados al suelo. En el caso del pino queda bien patente esta diferencia, con un horizonte O de varios centímetros conformado por acículas, con un elevado contenido en ligninas y derivados (25-30% en madera y 15% en hoja (Kononova, 1967) que tradicionalmente se han considerado las moléculas más difíciles de degradar por los organismos del suelo, si bien esta recalcitrancia ha sido puesta en duda por algunos autores (Stevenson y Cole, 1979; Marschner et al., 2008). No obstante, dada las condiciones climáticas en la zona, con una pluviometría moderada y una variación térmica interestacional elevada, hace que la actividad biológica se modere, lo que retrasa el ataque de los restos vegetales que se acumulan superficialmente, y más en aquellos casos donde la composición química de estos restos hace que sean más difícilmente degradable, como ocurre en el caso de los pinares de un manera significativa.

En cambio, si se compara los pool relativos de carbono no oxidable respecto de pool de carbono total en los suelos analizados en las tres zonas estudiadas, se observa como la situación se invierte radicalmente (Tabla 10). En este caso, son los cultivos los que mayor valor de pool de carbono no oxidable relativo presentan, seguidos de los pinares, y diferenciándose ambos de manera significativa respecto de los suelos con vegetación natural.

Tabla 10. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C no oxidable en 30 cm de profundidad (%) relativo al pool de carbono total en 30 cm de profundidad para los usos considerados en

cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S2 (cultivo) 12,7a 11S2 (cultivo) 8,78a 12S2 (almendro) 9,3a

9C1 (pino) 14,7b 11C2 (encinar) 10,7a 12C2 (pino) 10,1ab

9C2 (encinar) 15,6b 11C1 (pino) 15,1b 12S1 (matorral) 10,1ab

9S1 (matorral) 16,2b 11S1 (matorral) 15,2b 12C1 (castaño) 10,3b

Estas diferencias pueden deberse a la distinta naturaleza y composición química de los restos vegetales aportados al suelo. En el caso del pino queda bien patente esta diferencia, con un horizonte O de varios centímetros conformado por acículas, con un elevado

42

contenido en ligninas y derivados (25-30% en madera y 15% en hoja (Kononova, 1967) que tradicionalmente se han considerado las moléculas más difíciles de degradar por los organismos del suelo, si bien esta recalcitrancia ha sido puesta en duda por algunos autores (Stevenson y Cole, 1979; Marschner et al., 2008). No obstante, dada las condiciones climáticas en la zona, con una pluviometría moderada y una variación térmica interestacional elevada, hace que la actividad biológica se modere, lo que retrasa el ataque de los restos vegetales que se acumulan superficialmente, y más en aquellos casos donde la composición química de estos restos hace que sean más difícilmente degradable, como ocurre en el caso de los pinares de un manera significativa.

Por otro lado, en el caso de los cultivos, podemos suponer que dada la mayor mineralización que sufren los suelos agrícolas por la roturación, el grado de oxidación de la materia orgánica es mayor. Esta oxidación ya sufrida en el suelo puede dar lugar a compuestos que exijan un potencial Redox mayor para continuar esa degradación oxidativa, ya que en los suelos cultivados es donde registramos un mayor pool de carbono relativo asociado a la fracción mineral (Tabla 10).

4.2.3. Carbono recalcitrante. Carbono resistente al HCl

El contenido en carbono recalcitrante o no hidrolizable por el HCl, disminuye en valor absoluto (gramos de C recalcitrante/100g de suelo) de manera significativa en profundidad (Tabla 11). En cambio los valores relativos al contenido en carbono total muestran un patrón general de aumento en función de la profundidad, sin que en mucho casos estas diferentes sean significativas, y con algunas excepciones como son los puntos 11C1 (pinar), 12C1 (castaño) y 11S2 (cultivo).

Tabla 11. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) del carbono recalcitrante no expresado en g de carbono por cien gramos de suelo (%) y en porcentaje relativo al carbono total (relativo) (%).

9C1 (Pino) 11C1 (Pino) 12C2 (Pino)

0-5 1,50a 81,0a 2,64a 79,1a 0,99a 88,9a

5-10 0,97b 69,9b 1,33b 76,1a 0,64b 89,3ab

10-30 1,06b 93,3c 1,12c 76,1a 0,67b 93,1b

9C2 (Encina) 11C2 (Encina) 12C1 (Castaño)

0-5 3,85a 73,0a 4,28a 73,8a 2,80a 72,0a

5-10 1,01b 75,3a 0,95b 68,0a 0,97b 69,3a

10-30 0,98b 80,8b 0,88b 80,1a 0,73c 69,5a

9S1 (Matorral) 11S1 (Matorral) 12S1 (Matorral)

0-5 3,52a 79,9a 2,87a 83,7a 0,62c 77,1a

5-10 1,68b 82,8a 1,49b 83,3a 0,92b 82,7ab

10-30 1,40c 81,6b 1,71c 86,8a 2,65a 87,5b

9S2 (Cultivo) 11S2 (Cultivo) 12S2 (Almendro)

0-5 0,97a 69,5a 0,41a 66,9a 0,70a 67,8a

5-10 0,95a 70,6ab 0,31a 64,1a 0,60b 70,0a

10-30 0,37b 72,5b 0,27a 62,8a 0,51c 70,8a

C recalcitrante C recalcitrante C recalcitrante

Los valores obtenidos son superiores a los valores medios reportados por Paul et al., (2006), que da un valor medio de 48% de carbono no hidrolizable por HCl respecto del

43

carbono total para suelos agrícolas, e igual sucede con los suelos forestales para los que reporta un valor medio de 55%.

Como en las fracciones anteriores, los pools de carbono recalcitrante en función del uso son menores en los cultivos, seguidos de los pinares y finalmente de los suelos con vegetación natural (Tabla 12).

Tabla 12. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C recalcitrante en 30 cm de profundidad (Mg de C ha

-1) para los usos considerados en cada una de las zonas. (n=3. p<0.05)..

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S2 (cultivo) 19,2a 11S2 (cultivo) 10,4a 12S2 (almendro) 15,3a

9C1 (pino) 31,65b 11C1 (pino) 43,7b 12C2 (pino) 21,0b

9C2 (encinar) 40,5c 11C2 (encinar) 49,1c 12S1 (matorral) 31,9c

9S1 (matorral) 52,2d 11S1 (matorral) 56,1d 12C1 (castaño) 35,8d

En cambio, en cuanto a los porcentajes relativos del pool de carbono recalcitrante (Tabla

13), podemos apreciar como los suelos cultivados presentan además del menor contenido en carbono total, el menor contenido relativo de carbono recalcitrante, lo que pone de manifiesto que este tipo de vegetación/uso del suelo, no sólo es el que menos carbono es capaz de fijar sino que además es el de peor calidad en cuanto a su estabilidad y durabilidad en el suelo.

Tabla 13. Análisis ANOVA y subconjuntos homogéneos (Tukey) de pool de C recalcitrante en 30 cm de profundidad (%) relativo al pool de carbono total en 30 cm de profundidad para los usos considerados en

cada una de las zonas. (n=3. p<0.05).

9 11 12

Uso Pool C30 Uso Pool C30 Uso Pool C30

9S2 (cultivo) 70,8a 11S2 (cultivo) 63,9a 12S2 (almendro) 68,8a

9C2 (encinar) 76,0b 11C2 (encinar) 74,6b 12C1 (castaño) 70,6a

9S1 (matorral) 81,2c 11C1 (pino) 77,3b 12S1 (matorral) 81,2b

9C1 (pino) 83,7c 11S1 (matorral) 85,0c 12C2 (pino) 90,8c

Lo contrario ocurre con los suelos de pinar, que pese a no ser los de mayor contenido en carbono total, la recalcitrancia de su materia orgánica es muy elevada, lo que los hace muy eficientes en cuanto a la cantidad de carbono secuestrado, debido probablemente a la composición química de los restos vegetales que se aportan superficialmente a estos suelos.

En cuanto a los suelos naturales, los encinares y castañares evaluados tienen un pool de carbono recalcitrante significativamente mayor, pero menor que en los suelos de pinar o matorral. No obstante, los suelos con bosques naturales junto con los de matorral, son los que mayor cantidad de carbono total presentan, por lo que su papel como sumideros de carbono es significativo.

44

Finalmente, los suelos de matorral son los que mayor cantidad de carbono fijan y de manera más estable, lo que los hace los mejores desde el punto de vista de la fijación de carbono en los suelos. Esto redunda en la idea anteriormente comentada respecto a la recuperación de suelos, en la que previamente a la reforestación es mejor pensar en una revegetación con especies naturales de la zona, sin descartar una posterior reforestación con especies de crecimiento rápido como el pino, con una densidad tal, que mantenga un sotobosque apreciable y permita el desarrollo de otras especies arbóreas propias de la zona.

5. CONCLUSIONES

5.1. La capacidad de fijación de carbono orgánico, expresado como pool de carbono orgánico en suelos con vegetación natural, tanto boscosa como matorral, es significativamente superior a la de los suelos repoblados con pino y de uso agrícola, siendo éstos últimos los que menor capacidad de fijación de carbono presentan.

En cuanto a su distribución en profundidad, los contenidos de carbono orgánico van disminuyendo, con diferencias significativas entre los primeros 5 cm y el resto del perfil. Estas diferencias están más marcadas en los suelos con vegetación natural, siendo más suaves en el caso del pinar, por la mayor dificultad para la degradación biológica de la pinaza, que ralentiza su incorporación al suelo.

5.2. El porcentaje relativo de carbono orgánico soluble en HF tiende a aumentar en profundidad, sin que existan en muchos casos diferencias significativas entre los niveles estudiados. El mayor grado de humificación, puesto de manifiesto con la disminución de la relación C/N en profundidad, puede justificar junto con las condiciones de un edafoclima contrastado, el favorecimiento de la interacción organomineral.

Este mecanismo se da con menor intensidad en los suelos de pinar, probablemente debido al menor grado de humificación de la materia orgánica dada la naturaleza química de los restos vegetales aportados al suelo por este tipo de vegetación.

5.3. El carbono no oxidable relativo aumenta de manera significativa en profundidad para los cuatro usos considerados El mayor pool relativo se da en los suelos de pinar debido poniendo de manifiesto la recalcitrancia química de los restos vegetales aportados por el pino.

El mayor contenido en carbono no oxidable frente al asociado a la fracción mineral pone de manifiesto la influencia de la vegetación y del edafoclima en la prevalencia de los distintos mecanismos de fijación de la materia orgánica en el suelo.

5.4. La distribución del carbono recalcitrante relativo en función de la profundidad tiende a aumentar, sin grandes diferecias entre los niveles considerados. En cuanto a los porcentajes relativos del pool de carbono, los suelos cultivados presentan el menor

45

contenido, lo que pone de manifiesto que este tipo de vegetación/uso del suelo es el menos eficiente desde el punto de vista del secuestro de carbono, tanto en cantidad como en estabilidad. En cambio, el pinar es el que mayor pool de carbono recalcitrante relativo presentan, lo que pone de manifiesto su potencial como sumideros de carbono.

5.5. Los suelos de matorral son los que mayor cantidad de carbono fijan y de manera más

estable, lo que los hace los mejores desde el punto de vista de la fijación de carbono en los suelos. Por lo que desde el punto de vista de la recuperación de suelos deforestados, sería mejor realizar una revegetación con especies naturales de la zona, y posteriormente una reforestación especies de crecimiento rápido como el pino, con una densidad tal, que mantenga un sotobosque apreciable y permita el desarrollo de otras especies arbóreas propias de la zona de más lento crecimiento.

46

6. BIBLIOGRAFÍA

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