Waiting
Login processing...

Trial ends in Request Full Access Tell Your Colleague About Jove
JoVE Journal Environment
Click here for the English version

Environment

Overvågning af pedogen uorganisk kulstofakkumulering på grund af forvitring af ændrede silikatmineraler i landbrugsjord.

Published: June 4, 2021 doi: 10.3791/61996
Automatic Translation
*1, *1, 1, 1
1School of Engineering, University of Guelph
* These authors contributed equally

Summary

Den her beskrevne verifikationsmetode kan tilpasses til overvågning af pedogen uorganisk kulstofbinding i forskellige landbrugsjorder, der er ændret med alkaliske jordmetalsikatholdige sten, såsom wollastonit, basalt og olivin. Denne type validering er afgørende for kulstof kredit-programmer, som kan gavne landmænd, der afsondrer kulstof i deres områder.

Abstract

Denne undersøgelse har til formål at påvise en systematisk procedure for overvågning af uorganisk kulstof forårsaget af øget forvitring af comminuted klipper i landbrugsjord. Til dette formål indsamles kernejordprøverne, der er udtaget i forskellig dybde (herunder 0-15 cm, 15-30 cm og 30-60 cm profiler) fra et landbrugsfelt, hvis muld er allerede blevet beriget med et alkalisk jordmetalsikat indeholdende mineral (såsom wollastonit). Efter transport til laboratoriet lufttørres og sigtes jordprøverne. Derefter bestemmes prøvernes uorganiske kulstofindhold ved hjælp af en volumetrisk metode kaldet kalcimetri. De repræsentative resultater, der præsenteres heri, viste fem foldede intervaller af uorganisk kulstofindhold i jorden ændret med Ca-silikat sammenlignet med kontroljord. Denne kompositoriske ændring blev ledsaget af mere end 1 enhed pH-stigning i den ændrede jord, hvilket indebærer høj opløsning af silikatet. Mineralogiske og morfologiske analyser samt elementær sammensætning bekræfter yderligere stigningen i det uorganiske kulstofindhold i silikat-modificeret jord. De prøveudtagnings- og analysemetoder, der præsenteres i denne undersøgelse, kan anvendes af forskere og fagfolk, der ønsker at spore pedogen uorganiske kulstofforandringer i jord og undergrunde, herunder ændringer med andre egnede silikatsten som basalt og olivin. Disse metoder kan også udnyttes som redskaber til at verificere jord uorganisk kulstofbinding af private og statslige enheder til at certificere og tildele kulstofkreditter.

Introduction

CO2 er en stor drivhusgas , og koncentrationen i atmosfæren stiger konstant. Det præindustrielle globale gennemsnit af CO2 var omkring 315 dele pr. million (ppm), og fra april 2020 steg koncentrationen af atmosfærisk CO2 til over 416 ppm, hvilket forårsagede global opvarmning1. Derfor er det afgørende at reducere koncentrationen af denne varme-fældefangst drivhusgas i atmosfæren. Socolow2 har foreslået, at for at stabilisere koncentrationen af atmosfærisk CO2 til 500 ppm i 2070, ni'stabilisering kiler' vil være påkrævet, hvor hver stabilisering kile er en individuel afbødning tilgang, dimensioneret til at opnå 3,67 GT CO 2 eq om året i emissionsreduktion.

CO2-opsamling og -lagring (CCS) er den vigtigste teknologi til at reducere CO2 fra atmosfæren, som anbefalet af Mission Innovation-initiativet, der blev lanceret på FN's klimakonference 20153. For at fange atmosfærisk CO2er de tre vigtigste tilgængelige lagringsmuligheder havlagring, geologisk lagring og mineralcarbonering4. Med fokus på mineralcarbonering lagres CO2 ved at omdanne alkaliske jordmetaller, hovedsagelig calcium- og magnesiumrige silikater, til termodynamisk stabile karbonater for geologiske tidsrammer (over millioner af år)5. F.eks. har olivin, pyroxen og serpentingruppemineraler potentiale til at undergå mineralkulering6; under normale forhold er disse reaktioner imidlertid begrænset af langsom reaktion kinetik. For at fremskynde processen under omgivende forhold kan fint komminerede (knuste/sleben) former af disse silikater derfor anvendes på landbrugsjord, en proces, der kaldes jordbaseret forstærket forvitring7. Jord er en naturlig vask til opbevaring af CO2, i øjeblikket er et reservoir for 2500 Gt kulstof, som er tre gange den atmosfæriske reservoir (800 Gt kulstof)8. Pedogenprocesser i jord og undergrund regulerer atmosfærisk CO2 med to store naturlige veje, nemlig cyklussen for organisk materiale og forvitring af alkaliske jordmetalmineraler, der påvirker henholdsvis organiske og uorganiske kulstofpuljer9.

Det anslås , at næsten 1,1 GT atmosfærisk CO2 mineraliseres gennem kemisk stenforvitringårligt 10. Silikatsten , der er rige på calcium og magnesium (f.eks . basalt), betragtes som de primære råmaterialer til forbedret vejrlig9,11,12. Når knuste silikatholdige mineraler påføres landbrugsarealer, begynder de at reagere med CO2 opløst i jord porewater og afsluttes med mineraludfældning af stabile karbonater11,13. Olivine14,15, wollastonit (CaSiO3)13, dolerit og basalt16 er blandt mineraler, der har vist kulstofbindingspotentiale gennem forbedret forvitring i tidligere undersøgelser. På trods af den større tilgængelighed og dermed muligvis større CO2-bindingskapacitet af magnesiumsiliater er der bekymring for deres anvendelse til forbedret forvitring i afgrøder på grund af deres potentielle miljøpåvirkning som følge af Cr og Ni-udvaskning og den mulige tilstedeværelse af asbestiforme partikler11,15,17,18. Som et calciumbærende silikat fremhæves wollastonit heri som en førsteklasses kandidat til denne proces på grund af dens høje reaktivitet, enkle kemiske struktur, der er miljømæssigt godartet samt letter produktionen af karbonater på grund af den svagere binding af Caioner til sin silicamatrix12,19,20,21. Wollastonite, der udvindes i Kingston, Ontario, Canada, og er i øjeblikket kommercialiseret af canadiske Wollastonite til landbrugs-applikationer, indeholder ikke forhøjede niveauer af farlige metaller. Den verdensomspændende wollastonit reserver skønnes at være over 100 Mt, med Kina, Indien, USA, Mexico, Canada og Finland som den øverste produktive lande22.

Øget forvitring af silikatmineraler regnes for at fremme jordens sundhed, navnlig stigning i høstudbyttet og forbedring af plantevæksten , hvilket fører til en potentiel reduktion i anvendelsen af kunstgødning , hvilket yderligere kan bidrage til reduktion af drivhusgasemissionerne11,18,19. Tidligere undersøgelser har rapporteret, at anvendelsen af Ca-rige silikatmineraler på jord leverer grundsætning til neutralisering af surhedsgraden i jordmediet, hvilket favoriserer afgrødeproduktionen23,24,25. Dette hæmmer også mobilisering af giftige metaller, modtagelige for sure forhold, og øget forvitring kan være nyttig til retardering af erosion gennem jord organisk materialeforøgelse11.

Ligninger 1-3 viser, hvordan pedogen kulstofbinding som uorganiske karbonater er mulig ved at ændre jord med wollastonit. Ambient CO2 kommer ind i jorden gennem regnvand eller produceres i jorden ved mikrobiel aktivitet, der nedværdiger organiske forbindelser. Når kulsyre er i kontakt med jordens porevand, dannes den, som dissocierer for at danne bicarbonat og proton (Equation 1). I nærværelse af planter frigives rodeksudater, såsom citronsyre og malesyre, som også giver protoner i systemet. Disse protoner letter opløsningen af wollastonit i jorden ved at frigive Ca ioner og efterlade amorfe silica (Equation 2). De frigivne Ca ioner reagerer i sidste ende med bicarbonat på udfældet som karbonater (krystallinsk calcite eller andre sorter, afhængigt af geokemiske forhold) (Equation 3). Dette dannede calciumcarbonat bliver en del af jordens uorganiske kulstof (SIC) fraktion26.

Omgivende CO 2-solvation:

2CO2(g) + 2H2O(l) ↔ 2H2CO3(aq) ↔ 2HCO3- + 2H+ (1)

Opløsning af Wollastonit (H+ fra dissociation af kulsyre og rodeksudser):

CaSiO3(er) + 2 H+ → Ca2+ + H2O(l) + SiO2(er) (2)

Pedogen uorganisk karbonatudfældning:

Ca2+ + 2 HCO3- → CaCO3(er)↓ + H 2O(l) + CO2(g) (3)

I vores seneste arbejde, øget vejrlig gennem anvendelse af wollastonite til landbrugsjord, som en kalksten-alternativ ændring, er blevet fundet effektiv til CaCO3 nedbør i muld, både på laboratorie-og markskalaer, og over korte (par måneder) og lange (3 år) vilkår. I markundersøgelserne har kemiske og mineralogiske vurderinger vist, at SIC-indholdet stiger proportionalt med wollastonitanvendelsesdrømning (ton hektar-1)13. I laboratorieundersøgelser viste den mineralogiske analyse tilstedeværelsen af pedogencarbonat på grund af kulstofbinding19. Pedogen karbonatdannelse i jorden afhænger af flere faktorer, især: topografi, klima, overfladevegetation, jordbiotiske processer og jordfysikomiske egenskaber27. Vores tidligere undersøgelse23 bestemte planternes rolle (en bælgfrugt (grøn bønne) og en ikke-bælgfrugt (majs)) på wollastonit vejrlig og uorganisk karbonatdannelse i jorden. Vores igangværende forskning i pedogen kulstofdannelse og migration i jord og undergrund omfatter undersøgelse af skæbne jordcarbonater i landbrugsjord, først dannet i muld på grund af mineralsk vejr på forskellige dybder og over tid. Ifølge Zamanian et al.27findes den naturligt forekommende pedogencarbonathorisont længere fra overfladen, da hastigheden af lokal nedbør stiger, med toppen af denne horisont, der almindeligvis vises mellem et par centimeter til 300 cm under overfladen. Andre omgivende og jordbundsparametre, såsom jordvandbalance, sæsondynamik, det oprindelige karbonatindhold i modermateriale, jord fysiske egenskaber, påvirker også dybden af denne forekomst27. Det er således af betydning at udtage prøver af jord til en tilstrækkelig dybde ved alle muligheder for at opnå en nøjagtig forståelse af sic's oprindelige og trinvise niveauer som følge af øget forvitring af silikater.

På markskalaen er en vigtig begrænsning brugen af lave anvendelseshastigheder for silikatjordsændringer. Da der er begrænset viden om effekten af mange silikater (såsom wollastonit og olivin) på jord- og plantesundhed, undgår kommercielle producenter at teste højere anvendelsesrater, der kan resultere i betydelig kulstofbinding. Som følge af sådanne lave anvendelsesrater samt det store areal af afgrødefelter er en forskningsudfordring, der almindeligvis står over for, at bestemme ændringer i SIC, når værdierne er relativt lave, og at genvinde og isolere silikatkornene og vejrprodukterne fra jorden for at studere morfologiske og mineralogiske ændringer. I vores tidligere arbejde rapporterede vi om, hvordan fysisk fraktionering af den wollastonit-ændrede jord (ved hjælp af sigte) muliggjorde en bedre forståelse af forvitringsprocessen, især dannelsen og akkumuleringen af pedogencarbonater28. Derfor blev det højere indhold af wollastonit- og forvitringsprodukter påvist i den finere del af jorden, som gav rimeligt høje værdier under analyserne, hvilket sikrede mere præcise og pålidelige resultater. Resultaterne fremhæver vigtigheden af at anvende fysisk fraktionering gennem sigte eller andre adskillelsesmidler til pålidelig vurdering af den afsondrede kulstofakkumulering i silikat-ændret jord. Graden af fraktionering kan dog variere fra jord til jord og fra silikat til silikat, så det bør undersøges yderligere.

Nøjagtig måling af SIC er afgørende for at etablere en standard og videnskabelig procedure, der kan vedtages af forskellige forskere interesseret i at analysere udviklingen af SIC og (og organisk kulstof) over tid og dybde af jorden. En sådan metode gør det muligt for landbrugerne at kræve CO2-kredit som følge af SIC-dannelse i deres markjord. I følgende protokol beskrives i detaljer: 1) en jordprøvetagningsmetode, der skal anvendes som følge af jordsilikatændring, og som tegner sig for den statistiske betydning af de analyserede jordbundsdata; (2) en jordfraktioneringsmetode, der forbedrer nøjagtigheden af kvantificering af ændringer i den uorganiske karbonatpulje for pedogen som følge af øget silikatforvitring, og 3) de beregningstrin, der anvendes til at bestemme SIC-bindingshastigheden som følge af ændring af jordsiloat. Med henblik på denne demonstration antages wollastonit, der stammer fra canadisk Wollastonit, at være silikatmineralet, der påføres landbrugsjord, og landbrugsjorden anses for at svare til den, der findes i det sydlige Ontarios landbrugsjord.

Proceduren for ændring af landbrugsjorden med wollastonit (f.eks. fastsættelse af mængden af wollastonit, der skal anvendes pr. hektar, og metoden til spredning over jorden) blev beskrevet i vores tidligere undersøgelse13. Studieområdet i vores tidligere og nuværende arbejde er rektangulære grunde; Den direkte stikprøvemetode er derfor egnet til sådanne undersøgelser. Dette er en almindeligt anvendt metode på grund af dens lave omkostninger, reducerede tidskrav og evne til at skabe tilstrækkelig statistisk usikkerhed. På samme måde kan der også anvendes zone- eller netprøvetagningsmetoder afhængigt af de forskellige feltbetingelser og den ønskede statistiske signifikans. Nøjagtigheden i jordprøvetagningen er afgørende for at mindske den statistiske usikkerhed som følge af stikprøvefordomme. Når statistikker anvendes, at opnå mindre end 95% tillid (dvs. p < 0,05) betragtes ikke som "statistisk signifikant." For visse jordbundsundersøgelser kan konfidensniveauet dog lempes til 90 % (dvs. p < 0,10) på grund af antallet af ukontrollerede (dvs. naturligt varierende) parametre i marken, som påvirker målingernes generelle præcision. I denne protokol indsamles to sæt prøver for at undersøge SIC-indholdet og andre kemiske, mineralske og morfologiske egenskaber af jorden i hele dens lodrette profil.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Protocol

1. Jordprøvetagningsmetode og kerneindsamling

  1. Del det kortlagte og et afgrænset landbrugsareal af interesse i forskellige grunde baseret på arealhøjden, det historiske høstudbytte og/eller arealforvaltningsstrategien. Bestem udjævningen af hvert observationsområde ved hjælp af en GPS-modtager, klassificere afgrødeudbyttet på grundlag af historiske bedriftsregistre (under gennemsnittet, gennemsnittet, over gennemsnittet) og den arealforvaltningsstrategi, der anvendes for hvert område (eventuelle typer jordforsendelser). Placer flagene ved grænserne for hvert område for at lette efterfølgende prøveudtagning.
    BEMÆRK: Figur 1 viser, hvor det rektangulære område, der undersøges, er opdelt i fire observationsområder (A, B, C, D). Et sådant eksperimentelt design og information vil være nyttigt for at kontrollere den statistiske betydning af de analyserede data. Desuden kan det være hensigtsmæssigt for uregelmæssige landbrugsarealer og være praktisk at tilpasse prøveudtagningen efter en parameter, der skønnes nødvendig, fra orienteringen af afgrøderækker til terrænretningen, afstrømningen, den dominerende vind, solstien osv. Disse fire plots blev overvejet for at lette et felt filme kampagne.
  2. Brug den instruerede stikprøvemetode til at indsamle kerner på tværs af hvert område. Underopdeling af hvert område efter et gittermønster i 25 underområder (figur 2). Indsamling af 25 kerner er over det traditionelt minimale anbefale antal kerner (15-20).

​Figure 1
Figur 1: Repræsentation af de observationsområder, der anvendes til indsamling af prøver (hvert område repræsenterer et areal på 5 m × 10 m (i alt fire x 50 m2). Sorte flag afgrænser hver områdegrænse for at lette prøvetagning, og hvide flag markerer steder til dyb prøvetagning. Klik her for at se en større version af dette tal.

Figure 2
Figur 2: Underafsnit for hvert observationsområde til indsamling af kerneprøver (hvert underafsnit repræsenterer et areal på 1 m x 2 m) baseret på en direkte stikprøvemetode. Klik her for at se en større version af dette tal. 

  1. Indsamle kerneprøver fra tilfældige punkter inden for hvert underområde, en pr. underplot. Brug en jordsonde eller en jordkerneprøvetager til at indsamle jordkernen ned til tre dybdezoner på 0-15 cm, 15-30 cm og 30-60 cm for at tage højde for SIC-variationen med dybde på grund af silikatjordændring.
    BEMÆRK: Afhængigt af jordtypen og den anvendte sonde/prøvetager kan det være nødvendigt med en anden prøvetager for at udtage prøven på 30-60 cm.
  2. Brug en snegl (eller en prøvetager, der kan udtages på samme måde) til at indsamle dybe jordprøver fra stederne med hvidt flag i figur 1ned til yderligere tre dybdezoner på 60-100 cm, 100-175 cm og 175-250 cm. Disse prøver tegner sig for jordkarakteriseringsvariationen inden for disse dybder samt evaluerer sic-niveauet på baggrundsniveau i det undersøgte areal ned til den øvre dybde af den naturligt forekommende pedogencarbonathorisont.
    BEMÆRK: Baseret på de lokale egenskaber på stedet (f.eks. grundvandsbundstabellen) kan den dybeste zone ændres forskellige steder.
  3. Transport af jordprøverne i spande, en for hver stikprøvedybde ved hvert område. Hånd-blend jorden i hver spand grundigt. Placer den bærbare fugttester i den blandede jordprøve. Vent, indtil fugtindholdet rettes på et stabilt punkt på enhedens måler. Tryk på holderknappen, og registrer værdien som realtidsfugtigheden af blandet jord.
  4. Opbevar de sammensatte prøver i forseglede poser. Label poser korrekt med oplysninger om parceller (A, B, C eller D), jorddybden (0-15 cm, 15-30 cm, 30-60 cm, 60-100 cm, 100-175cm, 175-250 cm), og dato for prøveudtagning.

2. Jordfraktionering forud for kemisk analyse

  1. Lufttørre jordprøverne så hurtigt som muligt efter prøveudtagning for at minimere oxidationen af jordkul. Til dette skal jordprøverne anbringes i papkasser (2,5" x 3" x 3") og kasserne anbringes i et tørreskab ved 50 °C i 24-48 timer, indtil jorden er tør. De lufttørrede prøver opbevares i prøveposerne indtil videre.
  2. Før jordfraktionering skal jordprøverne køres gennem en 2 mm sigte for at fjerne store fragmenter af sten og planterester.
  3. Løvjorden ovntørres ved at anbringe prøverne i en dæmperovn, der holdes på 105 ± 2 °C i mindst 15 timer.
  4. Ved jordfraktionering anbringes 1 kg af den ovntørrede prøve på sigteshakens øverste net bestående af forskellige maskestørrelser (710 til 50 μm). Ryst sigtene ved 60 omdrejninger i minuttet i 15 minutter. Panfraktioner < 50 μm anvendes helst til analyser, da dette er den pedogeniske karbonatberigede jordfraktion.
    BEMÆRK: Andre jordfraktioner kan også testes for at give yderligere data til verifikation af SIC-akkumulering på grund af forbedret forvitring af ændrede silikater.

3. Bestemmelse af uorganisk kulstofbinding i Pedogen

  1. For at bestemme jordprøvernes uorganiske kulstofindhold ved hjælp af calcimetrianalyse anbringes 5 g af en sigtet jordprøve i en passende Erlenmeyer-kolbe. Prøven suspenderes i 20 mL ultrapure vand. Tilsæt 7 mL 4 M HCl til et lille fladbundet glas reagensglas, og placer derefter dette rør oprejst inde i kolben ved hjælp af en pincet.
  2. Kolben fastgøres forsigtigt til kalcimeteret ved at anbringe gummiproppen. Burettevandstanden på calcimeteret skulle tidligere have været justeret efter behov, og emner og CaCO3-standarder skulle have været kørt på calcimeteret efter behov.
  3. Kolben rystes, og syrerøret væltes, indtil vandstanden i burette når en konstant værdi, og der ikke observeres boblende i opløsningen (det tager ca. 5 min.
  4. Indholdet af caco3-ækvivalent(CaCO3(eqv)i stikprøven (g,CaCO3(eqv)·( kg,jord)-1) baseret på den mængdeændring, der er observeret i burette, og kalibreringsværdierne for blindprøven og CaCO3 ved hjælp af den relevante kalcimetriformel. SIC-indholdet opnås ved at konvertere g,CaCO3(eqv)· (kg,jord) -1 værdi i kg,CO2· (ton,jord) -1 eller kg, C· (ton,jord) - Hvad er der?
    1. Indholdet af CaCO3(eqv) i prøven beregnes ved hjælp af følgende formel:
      Equation 1(4)
      hvor:
      w (CaCO3(eqv)) = kulsyreindholdet i den ovntørrede jord
      m1 = massen af prøveportionen
      m2 = gennemsnitsmassen af calciumcarbonatstandarderne
      V1 = mængden af kuldioxid, der frembringes ved prøveemdelens reaktion
      V2 = den gennemsnitlige mængde kuldioxid, der frembringes ved calciumcarbonatstandarderne
      V3 = volumenændringen i blindprøvebestemmelserne
      w (H2O) = vandindholdet i den tørrede prøve
      BEMÆRK: Trin 3.1 til 3.4 udføres på basis af en standardprotokol29.
  5. Til måling af massefylde (BD) jord ((ton,jord)·m−3)anbringes en tilstrækkelig stor del af den ovntørrede jordprøve i en beholder med et kendt volumen. Prøven vejes med en skala. Forholdet mellem den tørrede vægt og prøvemængden betragtes som BD.
    BEMÆRK: De alternative enheder til beregning af "uforstyrret bulktæthed" introduceres i diskussionen.
  6. Areal SIC (kg,CO2·( hektar)−1) ved hjælp af følgende formel:
    Equation 2(5)
    hvor:
    A = overfladearealet
    DT = dybdetykkelse
  7. Det samlede SIC (SIC 0-60 cm, kg,CO2·( hektar)−1) for hvert område ved hjælp af de areal-SIC-værdier, der er opnået for hver dybde, som følger:
    SICOmråde A = SIC0-60 cm = SIC0-15 cm + SIC15-30 cm + SIC30-60 cm (6)
  8. Det samlede AREAL SIC (SIC 0-60 cm, kg,CO2·( hektar)−1) for hvert område (A, B, C, D), der undersøges, og opnå det gennemsnitlige gennemsnit som følger:
    Equation 3(7)
  9. Divider den gennemsnitlige areal SIC (kg,CO2·( 7ved anvendelseshastigheden for silikatmineral/sten, der anvendes til jordforstødningen ((ton, silikat)· hektar)−1).
    BEMÆRK: Dette vil give mængden af pedogen uorganisk kulstof, der er afsondret i form af kg CO2 pr. ton silikat ( kg, CO2·( ton, silikat)−1). Hvis der foretages en flerårig undersøgelse, eller der foretages en kontrolgruppe uden silikatændring, skal dette trin ændres for at tage højde for den samlede binding og total ændring over en mere langsigtet eller år-til-år-værdi eller netto pedogen kulstofbinding.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Representative Results

SIC-indholdet i jord kan bestemmes ved hjælp af forskellige metoder, herunder en automatiseret kulstofanalysator eller et kalcimeter. Den automatiserede kulstofanalysator til total bestemmelse af jord kulstof måler CO2-trykket, der er opbygget i et lukket fartøj30. I forkalkning måles det udviklede volumen af CO2, der frigives efter forsuring, typisk ved tilsætning af koncentreret HCl-syre, af den karbonatholdige prøve. Calcimetrimetoden er forholdsvis enkel og involverer enkle kemiske procedurer, der således er velegnede til hurtig analyse af mange feltprøver med høj præcision (dvs. reproducerbare værdier) og tilstrækkelig nøjagtighed (dvs. værdier tæt på det nøjagtige karbonatindhold). I den anviste stikprøvemetode, der anvendes i denne undersøgelse, blandes prøverne fra hvert område grundigt og tørres derefter for at opnå en homogen repræsentativ jordprøve, inden de analyserer sic-indholdet. Kalcimeteranalysen udføres i tre eksemplarer for hver prøve.

Jordprøvernes elementære sammensætning kan bestemmes enten ved bølgelængdedispersiv røntgen-fluorescensspektroskopi (WDXRF) eller ved induktivt koblet plasmamassespektrometri (ICP-MS). For sidstnævntes vedkommende skal jordprøverne være syreholdig inden analysen. Mineralsammensætningen bestemmes bedst af pulver røntgen Diffraktion (XRD). Det resulterende diffraktogram giver kvalitative oplysninger om tilstedeværelsen af krystallinske mineralfaser, som kan kvantificeres via Rietveld-raffinementsteknikken, bedst hjulpet med brug af en intern standard. Den elementære og mineralogiske sammensætning kan bruges til at udlede den dybde, som silikater og forvitringsprodukter har nået ved prøvetagningstidspunktet. Derfor kan de bekræfte transporten fra muld til undergrund, hvor karbonater kan opbevares på lang sigt. Morfologien af jordpartikler kan studeres ved en scanningselektronmikroskopi (SEM) og kan kombineres med energispredningsspektroskopi (EDS) for semiktakta kvantitativ elementær mikroanalyse. Morfologiske analyser kan bruges til at identificere resterende silikater, forvitringsprodukter og få en mekanistisk forståelse af forvitringsfænomenerne (såsom opløsning af overflader, nyligt udfældede krystaller og dannelse af amorfe materialer). Mineralogiske og elementære mikroanalyseresultater kan også anvendes til yderligere at verificere kalkometriresultaterne. Tilstedeværelsen af akkumulerede karbonatfaser, såsom calcit (CaCO3), kan være tydelig i diffraktogrammer og kan findes ved kompositorisk signatur blandt jordpartikler.

Tabel 1 viser et typisk datasæt for en wollastonit ændret jord (indsamlet fra 0-15 cm og ikke-sieved) sammenlignet med en ubehandlet jord, hvad angår jordens pH- værdi, kalcimetriresultaterne og calciumionkoncentrationen opnået ved hjælp af mikrobølgefordøjelse efterfulgt af ICP-MS. PH-spørgsmålet for den wollastonit ændrede jord er højere med 1,15 enheder sammenlignet med styringen, og CaCO3(eqv) indholdet er næsten fem gange større end styringen. Calciumkoncentrationen i den wollastonit-ændrede jord er også højere, med næsten syv gange. Alene kan ICP-MS ikke skelne mellem, hvilket calciummineral, såsom wollastonit eller calcit, der hovedsagelig bidrager til disse calciumkoncentrationer. Alligevel forventes det, at forskellen i calciumkoncentrationen vil være større end karbonatforskellen, da den ændrede jord vil have både mere wollastonit og flere karbonater end kontroljorden. WDXRF- og XRD-analyse af disse prøver kan bidrage til yderligere at afklare de vigtigste oxider og mineralfaser, der er til stede i prøverne.

CaCO3(eqv)-indholdet (calcimeterresultater) over en lodret profil (0-15, 15-30 og 30-60 cm) er vist i tabel 2. Det højeste indhold (af ikke-sievede prøver) var derfor 10,13 g,CaCO3(eqv)· (kg,jord) -1, opdaget i 0-15 cm dybdezone. Prøverne på 15-30 cm viste den laveste mængde CaCO3(eqv). CaCO3(eqv) indholdet steg igen i 30-60 cm zone. Resultaterne fra to dybe profilprøver tyder også på det meget højere indhold af karbonater i dybere lag (60-100 cm profil). Baseret på resultaterne af lavvandede og dybe prøver er det underforstået, at der er to zoner beriget med karbonater. Den første er dybdezonen på 0-15 cm, der er repræsentativ for forvitringsprodukter på grund af wollastonitapplikation, i betragtning af den betydelige stigning i forhold til kontrollen. Den anden zone omfatter dybere prøver, der starter ved omkring 30 cm og stiger i vid udstrækning ned til 1 m. Da dybere prøver generelt er tegn på jordens modermaterialer, kan det udledes, at karbonater i denne zone er af geologisk oprindelse. Tabel 2 viser også en sammenligning af den ikke-sievede og sigteprøve (panfraktion) for at undersøge fraktioneringens indvirkning på karbonatindholdet. Baseret på dette er karbonatindholdet lidt højere i panfraktionen, hvilket indebærer mulighed for akkumulering af karbonater i mindre partikler efter aftale med vores tidligere undersøgelse28.

De forskellige oxider, der findes i jorden, kan bestemmes af WDXRF, som eksemplificeret i tabel 3 for bekæmpelse af jordbunden. Silica (SiO2)er den vigtigste oxid til stede, som er den primære bestanddel af sandjord, og denne prøves tekstur omfatter 11 g/kg grus, 551 g/kg sand, 295 g/kg silt og 155 g/kg ler. Jordens ca-indhold (2,59 wt%) opnået ved WDXRF er større end den, der bestemmes af ICP-MS (0,96 wt%). Dette skyldes, at WDXRF-resultatet normaliseres til 100 wt%, hvilket lidt oppuster værdier, da der ikke tages højde for ikke-påviselige komponenter som organiske stoffer. Desuden blev den fordøjelsesmetode, der blev anvendt til at forberede prøver til ICP-MS, sandsynligvis ikke fuldstændigt opløste alle jordmineraler, så ICP-MS-værdierne undervurderes en smule. Anvendelsen af WDXRF kombineret med ICP-MS gør det derfor muligt at anslå en øvre og en nedre grænse for den sande Ca-koncentration (og Mg).-koncentration. Således kan de bruges til at overvåge transport af silikater og forvitringsprodukter, herunder karbonater, som en funktion af dybde.

XRD-mønsteret for en wollastonit-ændret jord er beskrevet i figur 3. De vigtigste toppe til stede er kvarts (SiO2) ved 26,65°, og albit (NaAlSi3O8)ved 28,07°, som er fremherskende mineraler i sandjord31. De ekstra toppe af wollastonit og calcite er også til stede som følge af wollastonit tilsætning og calcite dannelse. Calcite er identificeret ved en hovedtop ved 29,40° 2θ og en mindre top ved 39,40°. Den høje kalcimeteraflæsning for ændret jord skyldes dannelsen af calcit, i det mindste delvis som amorfe karbonater, der også kan dannes under omgivende forhold32. WDXRF og XRD kan også hjælpe med karakteriseringen af den anvendte wollastonit. Den nominelle elementære sammensætning af wollastonit, der anvendes i denne undersøgelse, stammer fra canadiske Wollastonit's Ontario mine, omfatter 26% silicium (55% SiO2), 18% calcium (26% CaO), 4,0% magnesium (9% MgO), 1,8% svovl, 0,11% nitrogen, 0,10% P2O5, 0,10% K2O, 11 ppm kobber og 1,1 ppm zink. De vigtigste mineralfaser, der er til stede i denne wollastonit, som bestemt ved XRD-analyse, omfatter wollastonit, diopside (CaMgSi2O6) og kvarts (SiO2).

Figur 4a viser SEM-billeder af den wollastonit ændrede jord efter en periode med flere ugers forvitring. Den fine nåleformede wollastonit er mærkbar i den ændrede jordprøve, der er til stede sammen med andre større jordpartikler. Et nærmere kig på disse wollastonitpartikler (Figur 4b) hjælper med at få et dybere indblik i de morfologiske ændringer, der sker på overfladen. Mikroanalysen af wollastonitoverfladen er mulig ved at opnå en elementær kortlægning af prøven (Figur 4c-f). EDS-spektret i det kortlagte område afslører dets semikantitativke kemiske profil i figur 4g. De elementære kort viser tydeligt Si og Ca som hovedkomponenterne i wollastonit. Mg er ikke en vigtig bestanddel af wollastonit, som det fremgår af fravær af Mg-signal fra de nåleformede partikler, men det er til stede i mindre mængder i andre jordpartikler, som kan omfatte diopsidepartikler. C-kortet skelner ikke mellem det karbonat, der dannes på wollastonitoverfladen, og det organiske stof, der allerede findes i jorden, og det domineres også af kulstofsignal, der kommer fra kulstofbåndet under prøven. Figur 5 viser spot EDS-analyse af de mindre fragmenter ved 40000x, spredt i jordprøven og vist i figur 4b (ved 2.000x) markeret i den gule cirkel. Spot EDS analyse på to forskellige punkter viser, at dette fragment er rig på C og O, hvilket tyder på, at det består primært af organisk materiale, som matcher den amorfe partikelmorfologi. Derudover, ved at se på Ca: Si forholdet, SEM-EDS analyse kan potentielt bruges til at identificere tegn på wollastonit vejrlig i jorden, såsom udvaskning af Ca fra wollastonit eller skæbne dannede karbonater i jorden.

Ved hjælp af kalcimeteraflæsningen af jorden, der er ændret med wollastonit, kan den pedogeniske uorganiske kulstofbindingshastighed beregnes ved hjælp af de trin, der er beskrevet i protokollens afsnit 3. Med henblik herpå skal forskellen mellem kalcimeteraflæsning for analyseret prøve og den tilsvarende kontrol beregnes for interessedybden. Derefter anvendes en faktor på 0,44 på forskellen for at konvertere CaCO3(eqv) til CO2. For de dybdeprøver på 0,15 cm, der er vist i tabel 2, fradrag af kontrolanordningens kalcimeteraflæsning (2,51 g,CaCO3(eqv)·( kg,jord)-1) fra 0-15 cm dybdeaflæsning (10,13 g,CaCO3(eqv)·( -1) resulterer i en nettomængde på 3,35 kg,CO2· (ton,jord) - Jeg afsondrede på denne dybde. Kun i betragtning af jordtykkelsen på 0,15 m og en forstyrret BD på 1,01 tons. (m-3) målt i laboratoriet, kan Areal SIC derefter beregnes ved hjælp af Equation 5. Baseret på forholdet mellem uforstyrret og forstyrret BD og den usikkerhed, der findes i rapportering BD på grund af klimatiske og arealanvendelse faktorer, har vi anslået uforstyrret BD af vores 0-15 cm lag til at være 1,386 ± 0,23 ton. (m-3). I betragtning af den usikkerhed, der var til stede i calcimeteraflæsningen, fastslog vi, at den kumulative usikkerhed ved beregnet SICArealved hjælp af en gaussisk ligning for normalt fordelt fejlmetode skulle ± 39%. Derfor anslår vi den afsondrede CO2 i 0-15 cm lag af vores felt til at være 6,96 ± 2,71 ton, CO2· (hektar) −1. Ved hjælp af lignende procedure kan Areal SIC på 15-30 cm og 30-60 cm lag også beregnes (for dette felt var kontrolværdier ikke tilgængelige for at demonstrere denne beregning). Sammenfattende værdierne for den fulde 0-60 cm profil, den anslåede afsondret kulstof kunne bestemmes i undersøgelsesområdet.

Figure 3
Figur 3: XRD-diffraktogram, der viser de mineralogiske faser, der findes i en wollastonit-ændret jord (W: wollastonit, Q: kvarts, A: albite, C: calcit). Diffraktogram bestemt af kommerciel røntgen diffraktion og analysi software. Diffraktometeret opererede med Cu Kα-stråling ved 45 kV og 40 mA, og diffraktionsmønstrene blev indsamlet over et 28-interval på 5-70°. Klik her for at se en større version af dette tal.

Figure 4
Figur 4: SEM-EDS-analyse. b)et nærmere billede af de forvitrede wollastonitkorn, der forelå i jorden ved 2000x- og 50 μm-skalaen (c-f) EDS elementær kortlægning af Si, C, Ca og Mg til stede i det område, der visualiseres i figur 4b ved 2.000x og 50 μm skala; g) EDS-spektrum og semikantitativ elementær sammensætning af det område, der visualiseres i panel b. SEM-EDS-data blev indsamlet ved hjælp af scanningselektronmikroskop, som var udstyret med energispredningsspektroskopi, der anvendes til elementær sammensætningsanalyse af udvalgte områder og pletter med et excitationsvolumen ved 20 kV. Forud for SEM-EDS analyse, prøverne blev monteret på kulstof tape og sputter-belagt med guld. Klik her for at se en større version af dette tal.

Figure 5
Figur 5: SEM-billede af omkranset partikel vist i figur 4b ved 40.000x og 2,5 μm skala samt EDS-spektrum og semikantitativ elementær sammensætning af to pletter markeret på SEM-billedet. Klik her for at se en større version af dette tal.

prøve pHa Måling af calcimeter (g,CaCO3(eqv)/kg,jord) Ca-koncentration fra ICP-MS (mg,Ca/kg,jord)b
Kontrol (ingen ændring) 6.42 ± 0,05 4.5 ± 0,5 9566,6 ± 86,8
Wollastonit ændret jord 7.57 ± 0,04 21,9 ± 0,1 66044.1 ± 534,6
a Prøvernes pH-enhed blev bestemt ved hjælp af et 1:5-forhold mellem jord og 0,01M CaCl2-opløsning efterfulgt af 30 minutters omrystning og 1 time afregningstid, før der blev taget pH-måling af det klare supernatant (Pansu og Gautheyrou, 2006).
b Prøverne blev mikrobølge fordøjet i koncentreret HNO3 forud for ICP-MS-analyse; brugen af HF anbefales ofte til fordøjelse af jord og silikater, men undgås her for at reducere sikkerhedsrisikoen ved analysen (HF er et meget giftigt kemikalie, der kræver ekstrem pleje og passende håndtering).

Tabel 1: Sammenligning mellem den ubehandlede bekæmpelse af jordbunden og den wollastonit ændrede jord baseret på kemiske analyser (pH, kalcimetri og ICP-MS).

prøve SIC-indhold (g,CaCO3(eqv)/(kg,jord))
Dybdezone på 0-15 cm (panfraktion) 12.33 ± 3.53
Dybdezone på 0-15 cm 10.13 ± 2.68
Kontrolværdi af dybdezone på 0-15 cm 2.51 ± 0,50
Dybdezone på 15-30 cm 4.23 ± 1.00
Dybdezone på 30-60 cm 9.20 ± 0,09
Dyb profil 1 (0-30 cm) 4.41 ± 0,06
Dyb profil 1 (30-60 cm) 1.56 ± 0,03
Dyb profil 1 (60-100 cm) 32.32 ± 1.36
Dyb profil 2 (0-30 cm) 4.56 ± 0,62
Dyb profil 2 (30-60 cm) 18.43 ± 0,41
Dyb profil 2 (60-100 cm) 131,54 ± 1,89
Prøver af dybdezone på 0-15 cm blev indsamlet ved hjælp af en sondeprøvetager. Prøver af dybdezoner på 15-30 cm og 30-60 cm blev indsamlet ved hjælp af en Dakota sondeprøvetager. Dybe profilprøver blev indsamlet ved hjælp af en udvidet sneglprøvetager.

Tabel 2: CaCO3(eqv)-indholdet i forskellige dybder af jorden baseret på kalcimetriresultaterne.

Oxider i jorden Wt%
SiO2 65.19
Al2O3 14.76
Fe2O3 6.20
CaO 3.62
K2O 2.98
P2O5 2.11
MgO 1.69
Na2O 1.45
TiO2 1.25
SÅ3 0.37
MnO 0.16
Bao 0.11
ZrO2 0.10

Tabel 3: WDXRF-data om sammensætningen af de forskellige oxider, der findes i kontroljorden. Dobbeltprøver i løs pulverform blev analyseret i 20 minutter ved hjælp af standardløs Omniam-metode, under helium og ved 1 kW effekt, og koncentrationerne blev beregnet som oxider.  Den gennemsnitlige sum før normalisering var 69,8 wt%, med balancen er porøsitet og målbart lyselementer (H, C, O, N). De gennemsnitlige koncentrationer af de påviste oxider i mængder på over 0,10 wt% blev udvalgt og normaliseret til 100%.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Discussion

Da det normalt er vanskeligt at indsamle prøver fra befrugtede landbrugsarealer, foreslås det, at der indsamles prøver før næringsstofanvendelse. Det er også tilrådeligt at undgå at indsamle prøver fra frosne marker. Prøveudtagningsdybden kan variere i forskellige områder afhængigt af, hvor let prøveudtagningen er over den lodrette profil, og vandspejlets dybde. Den valgte jordprøvetagningsanordning afhænger af jordstrukturen og dybden afinteressen 33. Selv om det er mere bekvemt at bruge håndsonder/snegle i tilfælde af overfladiske prøver, anbefales normalt en mere avanceret version (f.eks. udvidelig snegl) til genvinding af undergrundsprøver33. I overvægten af stramme ler eller cementeret sand kan der opstå visse vanskeligheder under udvindingskernerne på grund af friktion og torquing af prøvetageren33. Et spørgsmål i forbindelse med uorganiske kulstofkontrolkampagner er valget af passende interval til sporing af anvendelsen af kulstof i jord, da det kan variere over lange intervaller (f.eks. 5 til 10 år)34. Selv om der ikke er nogen foreskrevet frekvens for genudtagning, menes de moderat lange intervaller (f.eks. årligt eller hvert andet år) at øge chancen for pålidelig sporing af SIC-ændringer35.

Der er også et par udfordringer, der komplicerer målingen af det uorganiske kulstof ved hjælp af forskellige analyser. For det første angår den mulige langsomme opløsning af karbonatarter under calcimetrianalyse, især når der er indespærring af karbonater inde i partikelaggregater eller endda inden for de oprindelige silikatpartikler; Dette reducerer den sure opløsnings kontakt, bremser eller endog hæmmer opløsningen af karbonater og den deraf følgende afgasning af CO2 under kalcimetrianalysen. Den anden vanskelighed, der kan opstå, er under mineralogiske analyser, med hensyn til påvisning af forvitrings-/bindingsprodukter og på grund af jordens heterogenitet, som hæmmer XRD- og SEM-EDS-analyser, i det mindste ved at gøre det vanskeligere at opnå afgørende resultater36. Fraktioneringsproceduren viste sig at være gavnlig i vores tidligere arbejde28 for koncentration af pedogencarbonater og resterende silikater i en enkelt jordfraktion (panfraktion), hvilket gjorde det muligt at foretage mere præcise kemiske, mineralske og morfologiske analyser. Andre undersøgelser har vist , at akkumuleret organisk kulstof er mere tilbøjelige til at blive lagret i fin partikelsammenlægning af landbrugsjord37,38, svarende til den partikel , der analyseres i figur 5. Desuden fører det højere overfladeareal af fine silikatstenpartikler til en højere forvitringshastighed sammenlignet med den grovere fraktion15. Fraktionering kan dog variere fra jord til jord og kan endda ikke være påkrævet for jord, der indeholder store mængder karbonater og silikater. Desuden bør dens behov eller fordel kontrolleres yderligere for forskellige jordtyper og forskellige silikatændringer end dem, der blev brugt i vores tidligere arbejde.

Vi har demonstreret metoder til påvisning og analyse af SIC på grund af anvendelsen af wollastonit på landbrugsjord i den aktuelle undersøgelse. Selv om disse teknikker kunne anvendes til at undersøge SIC i jorden ændret med andre forbedrede vejrlige kandidater, såsom basalt og olivin, mineral valg kan have forskellige virkninger på jorden, som bør overvejes i løbet af analysen. For eksempel kan forvitringsprocessen tage længere tid for nogle mineraler sammenlignet med andre. Dette kan skyldes forskellig opløsning af flere mineraler, der konkluderer i forskellige mineraliseringshastigheder i korte og lange termer. Det andet spørgsmål vedrører forekomsten af udfældede karbonater i forhold til jordens lodrette profil, som kan variere afhængigt af silikatmineralegenskaberne og de deraf følgende geokemiske sammenfrydninger af jorden, herunder eller ikke øjeblikkelig udfældning af karbonat i den lave jord. Derfor kan ændring af jord med nogle typer silikater give betydelig pedogen karbonatdannelse i dybere lag i modsætning til den lave ophobning af karbonater på grund af forvitring af wollastonit opdaget i vores undersøgte felter. Kerneprøvetagerne har i vid udstrækning været anvendt til udvinding af uforstyrrede prøver og måling af uforstyrret BD i marken39. Da BD er en funktion af flere klimatiske parametre og praksisindstillinger, og det kan variere både rumligt og tidsmæssigt, kræves der et rimeligt antal replikater for at give et acceptabelt interval af BD-usikkerhed i undersøgelsesområdet39. Dette er især nødvendigt for at afhjælpe store usikkerheder iSIC's beregnede skøn, f ±.eks.

Termogravimetrisk analyse (TGA) kan også anvendes til at bestemme calciumcarbonatindholdet i jorden ved at måle massetabet i temperaturområdet 500−800 °C, som er nedbrydningstemperaturområdet for CaCO340. Automatiserede kulstofanalysator- eller TGA-metoder er velegnede til analyse af jordprøver fra mindre begrænsede områder, såsom et poteksperiment, da disse metoder kun kræver 20 milligram jordprøve til analyser. Derfor anses kalcimetriresultaterne for at være mere præcise og nøjagtige i betragtning af den større analyserede masse af prøven (10 g mod 20 mg), de opnåede tre eksemplarer og brugen af rent calciumcarbonat som metodestandard. Flere detaljer og eksempler kan findes i Haque et al.36. På grund af sammenforekomsten af geologiske og atmosfærisk drevne pedogencarbonater i jorden er det af betydning at skelne mellem forskellige kilder. Stabile isotopsignaturer (δ13C) og radiogene (14C) kulstofsignaturer samt isotopiske iltsignaturer betragtes som det robuste værktøj til identifikation af kulstofkilden i jorden16,41,42,43. En sådan analyse kan yderligere verificere bindingen af atmosfærisk CO2 i undersøgelser, der har til formål at overvåge skæbnen for pedogencarbonat i jord.

Mens konventionelle CO2-detektionsmetoder (f.eks. massemåling) er egnede til lokale CO2-markeder, er der behov for mere systematiske metoder, når det drejer sig om verifikationsmål på regulerede markeder35. Den her beskrevne verifikationsmetode kan tilpasses til overvågning af pedogen uorganisk kulstofbinding i forskellige landbrugsjorder, der er ændret med alkaliske jordmetalsikatholdige sten, såsom wollastonit, basalt og olivin. Denne type validering er afgørende for kulstof kredit-programmer, som kan gavne landmænd, der afsondrer kulstof i deres områder.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Disclosures

Forfatterne har ingen interessekonflikt.

Acknowledgments

Dette arbejde blev støttet af en Food from Thought Kommercialisering Grant, som er finansieret af Canada First Research Excellence Fund. Canadiske Wollastonite ydede industriel finansiel støtte som en del af dette tilskud.

Materials

Name Company Catalog Number Comments
Analytical scale Sartorius Quintix 224-S1 Four decimals.
Calcimeter Eijkelkamp Model 08.53 To determine the wt% CaCO3-equivalent in the sample.
Drying cabinet/muffle furnace Thermo Scientific F48055-60 50°C or 103 ± 2°C.
HCl Fisher Scientific A144S-500 Reagent grade (36.5%-38.0%).
HNO3 Fisher Scientific T003090500 Trace metal analysis grade (69.0%-70.0%)
Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer (ICP-MS) PerkinElmer NexION To determine the concentration of Ca in the microwave-digested soil.
Microwave digester PerkinElmer Titan To digest soils in concentrated HNO3.
pH meter Oakton 700 Calibrated with standard solutions before each set of measurements; temperature corrected to 25 °C.
Scanning Electron Microscope -Energy Dispersive Spectroscope (SEM-EDS) Oxford X-Max20 SSD To determine the morphology of soil particulates.
Sieve shaker Retsch AS-200 For soil fractionation.
Soil auger sampler Eijkelkamp 01-16 Depths down to 700 cm.
Soil Dakota probe sampler JMC PN139 Depths down to 100 cm.
Soil probe sampler JMC PN031 Depths down to 30 cm.
Soil moisture meter Extech MO750 Measure moisture content up to 50%
Wavelength Dispersive X-ray Fluorescence spectroscope (WDXRF) Malvern Panalytical Zetium To characterize elemental composition of soil.
X-ray Diffraction analyzer (XRD) Panalytical Empyrean To characterize mineralogicalbproperties of soil.

DOWNLOAD MATERIALS LIST

References

  1. NOAA. Trends in atmospheric carbon dioxide. NOAA. , Available from: https://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/ (2020).
  2. Socolow, R. Wedges reaffirmed. Bulletin of the Atomic Scientists. 2011 (9), (2011).
  3. Mission Innovation. Joint launch statement. Mission Innovation. , Mission Innovation Countries. Paris. (2015).
  4. Lackner, K. S., Brennan, S. Envisioning carbon capture and storage: Expanded possibilities due to air capture, leakage insurance, and C-14 monitoring. Climatic Change. 96 (3), 357-378 (2009).
  5. Lackner, K. S. A guide to CO2 sequestration. Science. 300 (5626), 1677-1678 (2003).
  6. Kwon, S., Fan, M., DaCosta, H. F. M., Russell, A. G. Factors affecting the direct mineralization of CO2 with olivine. Journal of Environmental Sciences. 23 (8), 1233-1239 (2011).
  7. Hartmann, J., et al. Enhanced chemical weathering as a geoengineering strategy to reduce atmospheric carbon dioxide, supply nutrients, and mitigate ocean acidification. Reviews of Geophysics. 51 (2), 113-149 (2013).
  8. Batjes, N. H. Total carbon and nitrogen in the soils of the world. European Journal of Soil Science. 47 (2), 151-163 (1996).
  9. Haque, F., Chiang, Y. W., Santos, R. M. Alkaline mineral soil amendment: A climate change stabilization wedge. Energies. 12 (12), 2299 (2019).
  10. Strefler, J., Amann, T., Bauer, N., Kriegler, E., Hartmann, J. Potential and costs of carbon dioxide removal by enhanced weathering of rocks. Environmental Research Letters. 13 (3), 34010 (2018).
  11. Beerling, D. J., et al. Farming with crops and rocks to address global climate, food and soil security. Nature Plants. 4 (3), 138-147 (2018).
  12. Lefebvre, D., et al. Assessing the potential of soil carbonation and enhanced weathering through Life Cycle Assessment: A case study for Sao Paulo State, Brazil. Journal of Cleaner Production. 233, 468-481 (2019).
  13. Haque, F., Santos, R. M., Chiang, Y. W. CO2 sequestration by wollastonite-amended agricultural soils-An Ontario field study. International Journal of Greenhouse Gas Control. 97, 103017 (2020).
  14. Ten Berge, H. F. M., et al. Olivine weathering in soil, and its effects on growth and nutrient uptake in ryegrass (Lolium perenne L.): a pot experiment. PloS One. 7 (8), 42098 (2012).
  15. Amann, T., et al. Enhanced weathering and related element fluxes-A cropland mesocosm approach. Biogeosciences. 17 (1), 103-119 (2020).
  16. Manning, D. A. C., Renforth, P., Lopez-Capel, E., Robertson, S., Ghazireh, N. Carbonate precipitation in artificial soils produced from basaltic quarry fines and composts: An opportunity for passive carbon sequestration. International Journal of Greenhouse Gas Control. 17, 309-317 (2013).
  17. Frazell, J., Elkins, R., O'Geen, A. T., Reynolds, R., Meyers, J. Facts about serpentine rock and soil containing asbestos in California. ANR Publication: University of California. , 8399 (2009).
  18. Kelland, M. E., et al. Increased yield and CO2 sequestration potential with the C4 cereal Sorghum bicolor cultivated in basaltic rock dust-amended agricultural soil. Global Change Biology. 26 (6), 3658-3676 (2020).
  19. Haque, F., Santos, R. M., Chiang, Y. W. Optimizing inorganic carbon sequestration and crop yield with wollastonite soil amendment in a microplot study. Frontiers in Plant Science. 11, 1012 (2020).
  20. Palandri, J. L., Kharaka, Y. K. A compilation of rate parameters of water-mineral interaction kinetics for application to geochemical modeling. National Energy Technology Laboratory-United States Department of Energy. , Menlo Park, California. USGS Open File report 2004-1068 (2004).
  21. Schott, J., et al. Formation, growth and transformation of leached layers during silicate minerals dissolution: The example of wollastonite. Geochimica et Cosmochimica Acta. 98, 259-281 (2012).
  22. Brioche, A. S. Mineral commodity summaries-Wollastonite. US Geological Survey. , (2018).
  23. Haque, F., Santos, R. M., Dutta, A., Thimmanagari, M., Chiang, Y. W. Co-benefits of wollastonite weathering in agriculture: CO2 sequestration and promoted plant growth. ACS Omega. 4 (1), 1425-1433 (2019).
  24. Li, Y., Both, A. -J., Wyenandt, C. A., Durner, E. F., Heckman, J. R. Applying Wollastonite to Soil to Adjust pH and Suppress Powdery Mildew on Pumpkin. HortTechnology. 29 (6), 811-820 (2019).
  25. Mao, P., et al. Phosphate addition diminishes the efficacy of wollastonite in decreasing Cd uptake by rice (Oryza sativa L.) in paddy soil. Science of the Total Environment. 687, 441-450 (2019).
  26. Hangx, S. J. T., Spiers, C. J. Coastal spreading of olivine to control atmospheric CO2 concentrations: A critical analysis of viability. International Journal of Greenhouse Gas Control. 3 (6), 757-767 (2009).
  27. Zamanian, K., Pustovoytov, K., Kuzyakov, Y. Pedogenic carbonates: Forms and formation processes. Earth-Science Reviews. 157, 1-17 (2016).
  28. Dudhaiya, A., Haque, F., Fantucci, H., Santos, R. M. Characterization of physically fractionated wollastonite-amended agricultural soils. Minerals. 9 (10), 635 (2019).
  29. Calcimeter manual. Eijlelkamp Soil & Water. , Available from: https://www.eijkelkamp.com/download.php?file=M0853e_Calcimeter_b21b.pdf (2020).
  30. ASTM. ASTM D4373 - Standard test method for rapid determination of carbonate content of soils. American Society of Testing of Materials. , (2014).
  31. Schönenberger, J., Momose, T., Wagner, B., Leong, W. H., Tarnawski, V. R. Canadian field soils I. Mineral composition by XRD/XRF measurements. International Journal of Thermophysics. 33 (2), 342-362 (2012).
  32. Versteegh, E. A. A., Black, S., Hodson, M. E. Carbon isotope fractionation between amorphous calcium carbonate and calcite in earthworm-produced calcium carbonate. Applied Geochemistry. 78, 351-356 (2017).
  33. Soil Sampling. LSADPROC-300-R4. EPA. , Available from: https://www.epa.gov/sites/production/files/2015-06/documents/Soil-Sampling.pdf (2020).
  34. Smith, P., et al. How to measure, report and verify soil carbon change to realize the potential of soil carbon sequestration for atmospheric greenhouse gas removal. Global Change Biology. 26 (1), 219-241 (2020).
  35. Donovan, P. Measuring soil carbon change: A flexible, practical, local method. , Retrieved on January 19, https://soilcarboncoalition.org/measuring-soil-carbon-change-flexible-practical-local-method/ (2021).
  36. Haque, F., Santos, R. M., Chiang, Y. W. Using nondestructive techniques in mineral carbonation for understanding reaction fundamentals. Powder Technology. 357, 134-148 (2019).
  37. Han, X., et al. Understanding soil carbon sequestration following the afforestation of former arable land by physical fractionation. Catena. 150, 317-327 (2017).
  38. Jagadamma, S., Lal, R. Distribution of organic carbon in physical fractions of soils as affected by agricultural management. Biology and Fertility of Soils. 46 (6), 543-554 (2010).
  39. Walter, K., Don, A., Tiemeyer, B., Freibauer, A. Determining soil bulk density for carbon stock calculations: a systematic method comparison. Soil Science Society of America Journal. 80 (3), 579-591 (2016).
  40. Huijgen, W. J. J., Witkamp, G. -J., Comans, R. N. J. Mechanisms of aqueous wollastonite carbonation as a possible CO2 sequestration process. Chemical Engineering Science. 61 (13), 4242-4251 (2006).
  41. Bughio, M. A., et al. Neoformation of pedogenic carbonates by irrigation and fertilization and their contribution to carbon sequestration in soil. Geoderma. 262, 12-19 (2016).
  42. Carmi, I., Kronfeld, J., Moinester, M. Sequestration of atmospheric carbon dioxide as inorganic carbon in the unsaturated zone under semi-arid forests. Catena. 173, 93-98 (2019).
  43. Washbourne, C. L., Lopez-Capel, E., Renforth, P., Ascough, P. L., Manning, D. A. C. Rapid removal of atmospheric CO2 by urban soils. Environmental Science and Technology. 49 (9), 5434-5440 (2015).

Tags

Miljøvidenskab Problem 172 pedogencarbonater forbedret forvitring kulstofopsamling og -lagring jordprøvetagning kalcimetri uorganisk kulstof
Overvågning af pedogen uorganisk kulstofakkumulering på grund af forvitring af ændrede silikatmineraler i landbrugsjord.
Play Video
PDF DOI DOWNLOAD MATERIALS LIST

Cite this Article

Khalidy, R., Haque, F., Chiang, Y.… More

Khalidy, R., Haque, F., Chiang, Y. W., Santos, R. M. Monitoring Pedogenic Inorganic Carbon Accumulation Due to Weathering of Amended Silicate Minerals in Agricultural Soils.. J. Vis. Exp. (172), e61996, doi:10.3791/61996 (2021).

Less
Copy Citation Download Citation Reprints and Permissions
View Video

Get cutting-edge science videos from JoVE sent straight to your inbox every month.

Waiting X
Simple Hit Counter