Waiting
Login processing...

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

Environment

Overvåking av peogen uorganisk karbonakkumulering på grunn av forvitring av endrede silikatmineraler i landbruksjord.

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

Verifikasjonsmetoden beskrevet her er tilpasningsdyktig for overvåking av pedogene uorganiske karbonfangst i ulike landbruksjord endret med alkaliske jordmetallsilikatholdige bergarter, som wollastonitt, basalt og olivin. Denne typen validering er avgjørende for karbonkredittprogrammer, noe som kan være til nytte for bønder som beslaglegger karbon på sine felt.

Abstract

Den nåværende studien tar sikte på å demonstrere en systematisk prosedyre for overvåking av uorganisk karbon indusert ved økt forvitring av komminuterte bergarter i landbruksjord. Til dette formål samles kjernejordprøvene som er tatt på forskjellig dybde (inkludert 0-15 cm, 15-30 cm og 30-60 cm profiler) fra et landbruksfelt, hvor jordjordet allerede er beriket med et alkalisk jordmetallsilikat som inneholder mineral (som wollastonite). Etter transport til laboratoriet blir jordprøvene lufttørket og siktet. Deretter bestemmes det uorganiske karboninnholdet i prøvene av en volumetrisk metode kalt kalsmetri. De representative resultatene som ble presentert her, viste fem brettede økninger av uorganisk karboninnhold i jorda endret med Ca-silikatet sammenlignet med kontrolljord. Denne komposisjonsendringen ble ledsaget av mer enn 1 enhet pH-økning i de endrede jordene, noe som innebærer høy oppløsning av silikat. Mineralogiske og morfologiske analyser, samt elementær sammensetning, bekrefter ytterligere økningen i det uorganiske karboninnholdet i silikat-endrede jordarter. Prøvetakings- og analysemetodene som presenteres i denne studien kan vedtas av forskere og fagfolk som ønsker å spore pedogene uorganiske karbonendringer i jord og undergrunner, inkludert de som er endret med andre egnede silikatbergarter som basalt og olivin. Disse metodene kan også utnyttes som verktøy for å verifisere jord uorganisk karbonfangst av private og statlige enheter for å sertifisere og tildele karbonkreditter.

Introduction

CO2 er en stor drivhusgass (GHG), og konsentrasjonen i atmosfæren øker kontinuerlig. Preindustriell global gjennomsnittlig CO2 var om lag 315 deler per million (ppm), og fra april 2020 økte den atmosfæriske CO2-konsentrasjonen til over 416 ppm, og forårsaket dermed global oppvarming1. Derfor er det viktig å redusere konsentrasjonen av denne varmefangende GHG i atmosfæren. Socolow2 har antydet at for å stabilisere konsentrasjonen av atmosfærisk CO2 til 500 ppm innen 2070, vil det være nødvendig med ni "stabiliseringskiler", der hver stabiliseringskikke er en individuell reduksjonstilnærming, tilpasset for å oppnå 3,67 Gt CO2 eq per år i utslippsreduksjon.

Karbonfangst og -lagring (CCS) er hovedteknologien for å redusere CO2 fra atmosfæren, som anbefalt av Mission Innovation-initiativet, lansert på FNs klimakonferanse 20153. For å fange atmosfærisk CO2,er de tre viktigste lagringsalternativene som er tilgjengelige havlagring, geologisk lagring og mineralkarbonering4. Med fokus på mineralkarbonering lagres CO2 ved å omdanne alkaliske jordmetaller, hovedsakelig kalsium- og magnesiumrike silikater, til termodynamisk stabile karbonater for geologiske tidsrammer (over millioner av år)5. For eksempel har olivin, pyroksen og serpentingruppemineraler potensial til å gjennomgå mineralkarbonering6; Under normale forhold er imidlertid disse reaksjonene begrenset av langsom reaksjonskinetikk. Derfor, for å øke hastigheten på prosessen under omgivelsesforhold, kan fint komminuterte (knuste / fresede) former for disse silikatene brukes på landbruksjord, en prosess referert til som terrestrisk forbedret forvitring7. Jord er en naturlig vask for å lagre CO2, for tiden å være et reservoar for 2500 Gt karbon, som er tre ganger det atmosfæriske reservoaret (800 Gt karbon)8. Pedogene prosesser i jord og undergrunn regulerer atmosfærisk CO2 av to store naturlige veier, nemlig organisk materiale syklus og forvitring av alkaliske jordmetallmineraler, som påvirker organiske og uorganiske karbonbassenger, henholdsvis9.

Det er anslått at nesten 1,1 Gt atmosfærisk CO2 mineraliseres gjennom kjemisk steinforvitring årlig10. Silikatbergarter rik på kalsium og magnesium (f.eks. basalt) regnes som de primære råstoffene for forbedret forvitring9,11,12. Når knuste silikatholdige mineraler påføres landbruksfelt, begynner de å reagere med CO2 oppløst i jordporer, og konkluderer med mineralutfellingen av stabile karbonater11,13. Olivine14,15, wollastonite (CaSiO3)13, doleritt og basalt16 er blant mineraler som har vist karbonfangstpotensial gjennom forbedret forvitring i tidligere studier. Til tross for større tilgjengelighet, og dermed muligens større CO2-fangstkapasitet, av magnesiumsilikater, er det bekymringer for deres søknad om forbedret forvitring i avlinger på grunn av deres potensielle miljøpåvirkning som følge av Cr og Ni utvasking og mulig tilstedeværelse av asbestiformpartikler11,15,17,18. Som en kalsiumbærende silikat fremheves wollastonitt som en ypperlig kandidat for denne prosessen på grunn av sin høye reaktivitet, enkle kjemiske struktur, som er miljømessig godartet, samt letter produksjonen av karbonater på grunn av svakere binding av Ca-ioner til silikamatrisen12,19,20,21. Wollastonite som utvinnes i Kingston, Ontario, Canada, og er for tiden kommersialisert av kanadisk Wollastonite for landbruksapplikasjoner, inneholder ikke forhøyede nivåer av farlige metaller. De verdensomspennende wollastonittreservene er anslått til å være over 100 Mt, med Kina, India, USA, Mexico, Canada og Finland som de beste produktive landene22.

Forbedret forvitring av silikatmineral regnes for å fremme jordhelse, spesielt økning av avlinger og forbedring av plantevekst, noe som fører til potensiell reduksjon i anvendelsen av syntetisk gjødsel, noe som ytterligere kan bidra tilklimagassutslippsreduksjon 11,18,19. Tidligere studier har rapportert at anvendelsen av Ca-rike silikatmineraler til jord gir grunnleggende for å nøytralisere surhet i jordmediet, favoriserer avlingsproduksjon23,24,25. Dette hindrer også giftig metallmobilisering, utsatt for sure forhold, og forbedret forvitring kan være nyttig for tilbakestående erosjon gjennom jord organisk materiale økning11.

Ligninger 1-3 viser hvordan peogen karbonfangst som uorganiske karbonater er mulig ved å endre jord med wollastonitt. Ambient CO2 kommer inn i jorda gjennom regnvann eller produseres i jord ved mikrobiell aktivitet som forringer organiske forbindelser. Når den er i kontakt med jordporer, dannes karbonsyre, som dissosierer for å danne bikarbonat og proton (ligning 1). I nærvær av planter frigjøres roteksudater, som sitronsyre og malesyre, som også gir protoner i systemet. Disse protonene letter oppløsningen av wollastonitt i jorda gjennom å frigjøre Ca-ioner og etterlate amorf silika (ligning 2). De utgitte Ca-ionene reagerer til slutt med bikarbonat for å utfelle som karbonater (krystallinsk kalsitt eller andre varianter, avhengig av geokjemiske forhold) (Formel 3). Dette dannet kalsiumkarbonat blir en del av jorda uorganisk karbon (SIC)brøkdel 26.

Omgivende CO2-oppløsning:

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

Wollastonittoppløsning (H+ fra dissosiasjon av karbonsyre og roteksudater):

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

Peogen uorganisk karbonatutfelling:

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

I vårt nylige arbeid har forbedret forvitring gjennom anvendelsen av wollastonite til landbruksjord, som en kalkstein-alternativ endring, blitt funnet effektiv for CaCO3 nedbør i jordjord, både på laboratorie- og feltskalaer, og over korte (få måneder) og lange (3 år) vilkår. I feltstudiene har kjemiske og mineralogiske vurderinger avdekket at SIC-innholdet øker proporsjonalt med wollastonittapplikasjonsdosering (tonn·hektar-1)13. I laboratoriestudier viste den mineralogiske analysen tilstedeværelsen av peogent karbonat på grunn av karbonfangst19. Pedogene karbonatdannelse i jord avhenger av flere faktorer, spesielt: topografi, klima, overflatevegetasjon, jordbiotiske prosesser og jordfysikokjemiske egenskaper27. Vår forrige studie23 bestemte plantens rolle (en bælgplante (grønn bønne) og en ikke-bælgplante (mais)) på wollastonitt forvitring og uorganisk karbonatdannelse i jord. Vår pågående forskning på peogen karbondannelse og migrasjon i jord og undergrunner inkluderer å undersøke skjebnen til jordkarbonater i landbruksjord, først dannet i jordsmonn på grunn av mineralforvitring på ulike dybder og over tid. Ifølge Zamanian et al.27finnes den naturlig forekommende peogene karbonathorisonten lenger fra overflaten når hastigheten på lokal nedbør øker, med toppen av denne horisonten som vanligvis vises mellom noen få centimeter til 300 cm under overflaten. Andre omgivelses- og jordparametere, for eksempel jordvannbalanse, sesongdynamikk, det opprinnelige karbonatinnholdet i foreldremateriale, jord fysiske egenskaper, påvirker også dybden av denne forekomsten27. Dermed er det av betydning å prøve jord til en tilstrekkelig dybde i det hele tatt muligheter til å oppnå en nøyaktig forståelse av originalen og de inkrementelle nivåene av SIC som følge av forbedret forvitring av silikater.

På feltskalaen er en viktig begrensning bruk av lave søknadshastigheter for silikatjordendringer. Siden det er begrenset kunnskap om effekten av mange silikater (som wollastonitt og olivin) på jord- og plantehelse, unngår kommersielle produsenter å teste høyere applikasjonshastigheter som kan føre til betydelig karbonfangst. Som et resultat av så lave applikasjonsrater, så vel som det store området av avlingsfelt, er en forskningsutfordring som vanligvis står overfor å bestemme endringer i SIC når verdiene er relativt lave, og å gjenopprette og isolere silikatkorn og forvitringsprodukter fra jorda for å studere morfologiske og mineralogiske endringer. I vårt tidligere arbeid rapporterte vi om hvordan fysisk fraksjonering av den wollastonit-endrede jorda (ved hjelp av sikting) gjorde det mulig å få en bedre forståelse av forvitringsprosessen, spesielt dannelsen og akkumuleringen av pedogene karbonater28. Følgelig ble det høyere innholdet av wollastonitt og forvitringsprodukter påvist i den finere brøkdelen av jord, noe som ga rimelig høye verdier under analyser, noe som sikrer mer presise og pålitelige resultater. Funnene fremhever viktigheten av å bruke fysisk fraksjonering, gjennom sikting eller andre segregeringsmidler, for pålitelig estimering av den beslaglagte karbonakkumuleringen i silikat-endrede jordarter. Graden av fraksjonering kan imidlertid variere fra jord til jord og fra silikat til silikat, så det bør undersøkes videre.

Nøyaktig måling av SIC er avgjørende for å etablere en standard og vitenskapelig prosedyre som kan vedtas av ulike forskere som er interessert i å analysere utviklingen av SIC og (og organisk karbon) over tid og dybde av jorda. En slik metodikk gjør det mulig for bønder å kreve karbonkreditt som følge av SIC-dannelse i sine feltjord. Følgende protokoll beskriver i detalj: (1) en jordprøvetakingsmetode som skal brukes etter jordsilikatendring, som står for den statistiske betydningen av de analyserte jorddataene; (2) en jordfraksjoneringsmetode som forbedrer nøyaktigheten av kvantifiseringsendringer i peogen uorganisk karbonatbasseng som følge av forbedret silikatforvitring, og (3) beregningstrinnene som brukes til å bestemme SIC-fangstraten som følge av jordsilikatendring. I forbindelse med denne demonstrasjonen antas wollastonitt, hentet fra kanadisk Wollastonite, å være silikatmineralet som brukes på landbruksjord, og landbruksjordene anses å være lik de som finnes i Sør-Ontarios jordbruksområder.

Prosedyren som innebærer å endre jordbruksjord med wollastonitt (f.eks. bestemme mengden wollastonitt som skal brukes per hektar, og metoden for å spre den over jorda) ble beskrevet i vår forrige studie13. Studieområdet i vårt tidligere og nåværende arbeid er rektangulære tomter; Derfor er den direkte tilfeldige prøvetakingsmetoden egnet for slike studier. Dette er en vanlig metode på grunn av lave kostnader, redusert tidskrav og evne til å gi tilstrekkelig statistisk usikkerhet. På samme måte, avhengig av de ulike feltforholdene og nivået av statistisk signifikans, kan også sonerings- eller nettprøvetakingsmetoder brukes. Nøyaktighet i jordprøvetaking er avgjørende for å redusere statistisk usikkerhet som følge av prøvetakingsbias. Når statistikk brukes, anses det ikke som "statistisk signifikant å oppnå mindre enn 95% tillit (dvs. p < 0,05). For enkelte jordstudier kan imidlertid konfidensnivået slappe av til 90% (dvs. p < 0,10) på grunn av antall ukontrollerte (dvs. naturlig varierende) parametere i feltforholdene som påvirker den generelle presisjonen av målinger. I denne protokollen samles to sett med prøver for å undersøke SIC-innhold og andre kjemiske, mineralske og morfologiske egenskaper av jorda gjennom sin vertikale profil.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Protocol

1. Jordprøvetakingsmetode og kjernesamling

  1. Del det kartlagte og avgrensede jordbruksarealet i ulike tomter basert på landhøyde, historisk avlingsutbytte og/eller arealforvaltningsstrategi. Bestem utjevning av hver tomt ved hjelp av en GPS-mottaker, kltimer avlingsutbyttet basert på historiske gårdsposter (under gjennomsnittet, gjennomsnittet, over gjennomsnittet) og arealstyringsstrategien som brukes for hver tomt (typer jordendringer som eventuelt brukes). Plasser flaggene ved grensene for hvert plott for å lette etterfølgende prøvetaking.
    MERK: Figur 1 viser den delen av det rektangulære området som studeres i fire tomter (A, B, C, D). En slik eksperimentell design og informasjon vil være nyttig for å sjekke den statistiske betydningen av de analyserte dataene. Videre kan det være hensiktsmessig for uregelmessige jordbruksområder og være praktisk for å justere prøvetaking i henhold til en parameter som anses nødvendig, fra orientering av avlingerader til terrengretning, avrenning, dominerende vind, solsti, etc. Disse fire plottene ble vurdert for å lette en feltfilmkampanje.
  2. Bruk den rettede tilfeldige prøvetakingsmetoden for å samle kjerner på tvers av hver tomt. Del opp hvert plott etter et rutenettmønster i 25 deltegninger (Figur 2). Innsamling av 25 kjerner er over det tradisjonelt minste anbefalte antallet kjerner (15-20).

​Figure 1
Figur 1: Representasjon av tomtene som brukes til prøvetaking (hver tomt representerer et areal på 5 m × 10 m (totalt fire x 50 m2). Svarte flagg avgrenser hver tegnegrense for å lette prøvetakingen, og hvite flagg markerer plasseringer for dyp prøvetaking. Klikk her for å se en større versjon av denne figuren.

Figure 2
Figur 2: Delseksjon av hver tomt for innsamling av kjerneprøver (hver underdel representerer et areal på 1 m x 2 m), basert på rettet tilfeldig prøvetakingsmetode. Klikk her for å se en større versjon av denne figuren. 

  1. Samle kjerneprøver fra tilfeldige punkter innenfor hver underplott, en per underplott. Bruk en jordsonde eller en jordkjerneprøve for å samle jordkjernen ned til tre dybdesoner på 0-15 cm, 15-30 cm og 30-60 cm for å gjøre rede for SIC-varianten med dybde på grunn av silikatjordendring.
    MERK: Avhengig av hvilken type jord og proben/sampleren som brukes, kan det være nødvendig med en annen prøvetaker for å samle prøven på 30-60 cm.
  2. Bruk en uttrekkbar snøskrue (eller tilsvarende kapabel prøvetaker) til å samle dype jordprøver fra de hvite flaggstedene i figur 1, ned til ytterligere tre dybdesoner på 60-100 cm, 100-175 cm og 175-250 cm. Disse prøvene tar høyde for jordkarakteriseringsvariasjonen innenfor disse dypene, samt evaluerer bakgrunn SIC-nivå i det undersøkte landområdet, ned til den øvre dybden av den naturlig forekommende pedogene karbonathorisonten.
    MERK: Basert på de lokale egenskapene på stedet (f.eks. dybde på grunnvannsbordet), kan den dypeste sonen endres på forskjellige steder.
  3. Transport jordprøvene i bøtter, en for hver prøvedybde på hver tomt. Bland jordene grundig i hver bøtte. Plasser den bærbare fuktighetstesteren i den blandede jordprøven. Vent til fuktighetsinnholdet fikser på et stabilt punkt på måleren på enheten. Trykk på holderknappen og registrer verdien som fuktighetsinnhold i sanntid av blandet jord.
  4. Oppbevar komposittprøvene i forseglede poser. Etikettposer riktig med informasjon om tomtene (A, B, C eller D), jorddybden (0-15 cm, 15-30 cm, 30-60 cm, 60-100 cm, 100-175 cm, 175-250 cm) og dato for prøvetaking.

2. Jordfraksjonering før kjemisk analyse

  1. Lufttørk jordprøvene så snart som mulig etter prøvetaking for å minimere oksidasjon av jordkarbon. For dette, plasser jordprøvene i pappesker (2,5 " x 3 " x 3") og legg boksene i et tørkeskap ved 50 °C i 24-48 timer, til jorda er tørr. Oppbevar de lufttørkede prøvene i prøveposer inntil videre analyse.
  2. Før jordfraksjonering, kjør jordprøvene gjennom en 2 mm sikt for å fjerne store fragmenter av bergarter og planterester.
  3. Ovnstørk de siktede jordene ved å plassere prøvene i en muffelovn som vedlikeholdes ved 105 ± 2 °C i minst 15 timer.
  4. For jordfraksjonering, plasser 1 kg av den ovnstørkede prøven på toppnettet på sil shaker bestående av forskjellige maskestørrelser (710 til 50 μm). Rist silene ved 60 o/min i 15 minutter. Panfraksjoner <50 μm brukes fortrinnsvis til analyser, da dette er den pedogene karbonatberikede jordfraksjonen.
    MERK: Andre jordfraksjoner kan også testes for å gi ytterligere data for verifisering av SIC-akkumulering på grunn av forbedret forvitring av endrede silikater.

3. Peogen uorganisk karbonfangstbestemmelse

  1. For å bestemme det uorganiske karboninnholdet i jordprøver ved hjelp av kalsmetrianalyse, plasser 5 g av en siktet jordprøve i en passende Erlenmeyer-kolbe. Suspender prøven i 20 ml ultrarent vann. Tilsett 7 ml 4 M HCl i et lite flatbunnet glassrør, og plasser deretter dette røret oppreist inne i kolben ved hjelp av et par pinsett.
  2. Fest kolben forsiktig til kalsitmeteret ved å feste gummiproppen. Burettevannsnivåene på kalsymeteret burde vært justert etter behov, og blanke og CaCO3-standarder burde ha blitt kjørt en gang på kalorimåleren etter behov.
  3. Rist kolben, og bank dermed over syrerøret, til vannstanden i burette når en konstant verdi, og ingen boblende observeres i løsningen (dette tar ca. 5 min).
  4. Beregn caco3-ekvivalent (CaCO3(eqv)) innholdet i utvalget (g,CaCO3(eqv)·( kg,jord)-1) basert på volumendringen som er observert i burettet, og de tomme og CaCO3-kalibreringsverdiene, ved hjelp av riktig kalsmetriformel. SIC-innhold oppnås ved å konvertere g,CaCO3(eqv)· (kg,jord) -1 verdi i kg,CO2· (tonn,jord) -1 eller kg,C· (tonn,jord) -1.
    1. Beregn CaCO3(eqv)-innholdet i eksemplet ved hjelp av formelen nedenfor:
      Equation 1(4)
      hvor:
      w (CaCO3(eqv)) = karbonatinnholdet i den ovnstørkede jorda
      m1 = massen av testdelen
      m2 = gjennomsnittsmassen av kalsiumkarbonatstandardene
      V1 = volumet av karbondioksid produsert av reaksjonen av testdelen
      V2 = gjennomsnittlig volum karbondioksid produsert av kalsiumkarbonatstandardene
      V3 = volumendringen i de tomme bestemmelsene
      w(H2O) = vanninnholdet i den tørkede prøven
      MERK: trinn 3.1 til 3.4 utføres basert på en standardprotokoll29.
  5. For måling av bulktetthet (BD) jord ((tonn,jord)·m−3), legg en tilstrekkelig stor aliquot av den ovnstørkede jordprøven i en beholder med kjent volum. Vei prøven ved hjelp av en vekt. Forholdet mellom tørket vekt og volumet av prøven betraktes som BD.
    MERK: De alternative enhetene for beregning av "uforstyrret bulktetthet" introduseres i diskusjonen.
  6. Beregn Areal SIC (kg,CO2·( hektar)−1) ved hjelp av følgende formel:
    Equation 2(5)
    hvor:
    A = overflatearealet
    DT = dybdetykkelse
  7. Beregn total SIC (SN 0-60 cm, kg, CO2·( hektar)−1) for hver tomt, ved hjelp av areal SIC-verdiene oppnådd for hver dybde, som følger:
    SICPlot A = SIC0-60 cm = SIC0-15 cm + SIC15-30 cm + SIC30-60 cm (6)
  8. Tilsett total areal SIC (SIC 0-60 cm, kg, CO2·( hektar)−1) innhold for hver tomt (A, B, C, D) undersøkt, og oppnå gjennomsnittlig gjennomsnitt som følger:
    Equation 3(7)
  9. Del middelverdien areal SIC (kg,CO2·( hektar)−1) hentet fra Eq. 7 ved bruk av silikatmineral/bergart som brukes til jordforståingen ((tonn, silikat)·( hektar)−1).
    MERK: Dette vil gi mengden peogen uorganisk karbon som er beslaglagt i form av kg CO2 per tonn silikat påført (kg, CO2·( tonn, silikat)−1). Hvis en flerårig undersøkelse er gjort, eller en kontrollplott uten silikatendring er til stede, må dette trinnet endres for å ta høyde for total beslagleggelse og total endring over en langsiktig, eller år-over-år verdier, eller netto pedogen karbonfangst.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Representative Results

SIC-innholdet av jord kan bestemmes ved hjelp av ulike metoder, inkludert en automatisert karbonanalysator eller et kalorimåler. Den automatiserte karbonanalysatoren for total karbonbestemmelse av jord måler CO2-trykket som er bygget opp i et lukket fartøy30. I forkalkning måles det utviklede volumet av CO2 utgitt etter forsuring, vanligvis ved tilsetning av konsentrert HCl-syre, av den karbonatholdige prøven. Kalsmetrimetoden er relativt enkel, med enkle kjemiske prosedyrer, og er dermed egnet for å analysere mange feltprøver raskt med høy presisjon (dvs. reproduserbare verdier) og tilstrekkelig nøyaktighet (dvs. verdier nær det nøyaktige karbonatinnholdet). I den rettede tilfeldige prøvetakingsmetoden som brukes i denne studien, blir prøvene fra hver tomt grundig håndb blandedet, deretter tørket for å få en homogen representativ jordprøve før analysen av SIC-innholdet. Calcimeter-analysen utføres i triplikater for hver prøve.

Den elementære sammensetningen av jordprøver kan bestemmes enten av Wavelength Dispersive X-ray Fluorescence spektroskopi (WDXRF) eller av Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (ICP-MS). I tilfelle av sistnevnte må jordprøver være syrefordøyd før analyse. Mineralsammensetningen bestemmes best av røntgendiffraksjon av pulver (XRD). Det resulterende diffractogrammet gir kvalitativ informasjon om tilstedeværelsen av krystallinske mineralfaser, som kan kvantifiseres via Rietveld-raffinementsteknikken, best hjulpet til bruk av en intern standard. Den elementære og mineralogiske sammensetningen kan brukes til å utlede dybden som silikater og forvitringsprodukter har nådd på prøvetidspunktet. Derfor kan de bekrefte transporten fra jordjord mot undergrunn, hvor karbonater kan lagres på lang sikt. Morfologien til jordpartikler kan studeres ved hjelp av en skanning elektronmikroskopi (SEM) og kan kombineres med energidispergeringsspektroskopi (EDS) for semi-kvantitativ elementær mikroanalyse. Morfologisk analyse kan brukes til å identifisere gjenværende silikater, forvitrede produkter og få en mekanistisk forståelse av de forvitrende fenomenene (som oppløsning av overflater, nylig utfelte krystaller og dannelse av amorfe materialer). Mineralogiske og elementære mikroanalyseresultater kan også brukes til å verifisere kalsmetriresultatene ytterligere. Tilstedeværelsen av akkumulerte karbonatfaser, som kalsitt (CaCO3), kan være tydelig i diffraktokogrammer og kan bli funnet ved komposisjonssignatur blant jordpartikler.

Tabell 1 viser et typisk sett med data for en wollastonitt-endret jord (samlet fra 0-15 cm og uhemmet) sammenlignet med en kontroll ubehandlet jord, når det gjelder jordpH, kalsmetriresultatene og kalsiumionkonsentrasjonen oppnådd ved hjelp av mikrobølgefordøyelse etterfulgt av ICP-MS. pH i den wollastonit-endrede jorda er høyere med 1,15 enheter sammenlignet med kontrollen, og CaCO3(eqv)-innholdet er nesten fem ganger større enn kontrollen. Kalsiumkonsentrasjonen i den wollastonitt-endrede jorda er også høyere, med nesten syv ganger. Alene kan ikke ICP-MS skille mellom hvilket kalsiummineral, som wollastonitt eller kalsitt, som hovedsakelig bidrar til disse kalsiumkonsentrasjonene. Likevel forventes det at kalsiumkonsentrasjonsforskjellen vil være mer signifikant enn karbonatforskjellen siden den endrede jorda vil ha både mer wollastonitt og flere karbonater enn kontrolljorden. WDXRF- og XRD-analyse av disse prøvene kan bidra til å klargjøre de viktigste oksider og mineralfaser som finnes i prøvene ytterligere.

CaCO3(eqv)-innholdet (calcimeterresultater) over en vertikal profil (0-15, 15-30 og 30-60 cm) er vist i tabell 2. Følgelig var det høyeste innholdet (av usievede prøver) 10,13 g,CaCO3(eqv)· (kg,jord) -1, oppdaget i 0-15 cm dybdesone. Prøvene på 15-30 cm viste den laveste mengden CaCO3(eqv). CaCO3(eqv)-innholdet økte igjen i 30-60 cm sone. Resultatene fra to dype profilprøver antyder også det mye høyere innholdet av karbonater i dypere lag (60-100 cm profil). Basert på resultatene av grunne og dype prøver, er det antydet at det er to soner beriket i karbonater. Den første er dybdesonen på 0-15 cm, representativ for forvitringsprodukter på grunn av wollastonittapplikasjon, gitt den betydelige økningen i forhold til kontrollen. Den andre sonen inkluderer dypere prøver, som starter på rundt 30 cm og øker i stor grad ned til 1 m. Siden dypere prøver generelt indikerer jords foreldrematerialer, kan det utledes at karbonater i denne sonen er av geologisk opprinnelse. Tabell 2 viser også en sammenligning av den uberørte og siktede prøven (panfraksjon) for å undersøke virkningen av fraksjonering på karbonatinnholdet. Basert på dette er karbonatinnholdet litt høyere i pannefraksjonen, noe som innebærer mulighet for akkumulering av karbonater i mindre partikler, i samsvar med vår forrige studie28.

De ulike oksider som finnes i jorda kan bestemmes av WDXRF, som eksemplifisert i tabell 3 for kontrolljorden. Silika (SiO2) er hovedoksidet tilstede, som er den primære komponenten av sandaktig loamjord, og tekstur av denne prøven inkluderer 11 g / kg grus, 551 g / kg sand, 295 g / kg silt og 155 g / kg leire. Ca innholdet av jorda (2,59 wt%) WDXRF er større enn det som bestemmes av ICP-MS (0,96 wt %). Dette er fordi WDXRF-resultatet normaliseres til 100 wt%, noe som litt oppblåser verdier som ikke-påvisbare komponenter som organiske stoffer ikke er gjort rede for. Videre ble fordøyelsesmetoden som brukes til å forberede prøver for ICP-MS sannsynligvis ikke fullstendig oppløst alle jordmineraler, så ICP-MS-verdier er litt undervurdert. Derfor tillater bruken av WDXRF kombinert med ICP-MS å estimere en øvre og en nedre grense på den sanne Ca (og Mg) konsentrasjonen. Dermed kan de brukes til å overvåke transport av silikater og forvitringsprodukter, inkludert karbonater, som en funksjon av dybde.

XRD-mønsteret av en wollastonitt-endret jord er presentert i figur 3. De viktigste toppene som er til stede er kvarts (SiO2) ved 26,65°, og albitt (NaAlSi3O8) ved 28,07°, som er dominerende mineraler i sandholdige loamyjordarter 31. De ekstra toppene av wollastonitt og kalsitt er også til stede som følge av wollastonitttilskudd og kalsittdannelse. Kalsitten er identifisert med en hovedtopp på 29,40° 2θ, og en mindre topp på 39,40°. Den høye kalcimeteravlesningen for endret jord skyldes dannelsen av kalsitt, i det minste delvis som amorfe karbonater som også kan dannes under omgivelsesforhold32. WDXRF og XRD kan også hjelpe til med karakteriseringen av wollastonitten som brukes. Den nominelle elementære sammensetningen av wollastonitten som brukes i denne studien, hentet fra kanadiske Wollastonites Ontario-gruve, inkluderer 26% silisium (55% SiO2), 18% kalsium (26% CaO), 4.0% magnesium (9% MgO), 1.8% svovel, 0.11% nitrogen, 0.10% P2O5,0.10% K2O, 11 ppm kobber og 1.1 ppm kobber, og 1.1 ppm kobber, og 1.1 ppm. De viktigste mineralfasene som finnes i denne wollastonitten, som bestemt av XRD-analyse, inkluderer wollastonitt, diopside (CaMgSi2O6) og kvarts (SiO2).

Figur 4a viser SEM-bilder av den wollastonit-endrede jorda etter en periode på flere uker med forvitring. Den fine nålformede wollastonitten er merkbar i den endrede jordprøven, tilstede sammen med andre større jordpartikler. En nærmere titt på disse wollastonittpartiklene (figur 4b) bidrar til å få et dypere innblikk i de morfologiske endringene som skjer på overflaten. Mikroanalysen av wollastonittoverflaten er mulig ved å oppnå en elementær kartlegging av prøven (Figur 4c-f). EDS-spekteret i det kartlagte området avslører sin semi-kvantitative kjemiske profil i figur 4g. Elementkartene viser tydelig Si og Ca som hovedkomponentene i wollastonitt. Mg er ikke en viktig del av wollastonitt, som det fremgår av fravær av Mg-signal fra nålformede partikler, men det er tilstede i mindre mengder i andre jordpartikler, som kan omfatte diopsidepartikler. C-kartet skiller ikke mellom karbonatet som dannes på wollastonittoverflaten og det organiske stoffet som allerede er tilstede i jorda, og det domineres også av karbonsignal som kommer fra karbonbåndet under prøven. Figur 5 viser spot EDS-analyse på de mindre fragmentene, ved 40000x, spredt i jordprøven og vist i figur 4b (ved 2000x) merket innenfor den gule sirkelen. Spot EDS-analyse på to forskjellige punkter indikerer at dette fragmentet er rikt på C og O, noe som tyder på at det hovedsakelig består av organisk materiale, som samsvarer med den amorfe partikkelmorfologien. I tillegg, ved å se på Ca: Si-forholdet, kan SEM-EDS-analyse potensielt brukes til å identifisere tegn på wollastonittforvitring i jord, for eksempel utvasking av Ca fra wollastonitten eller skjebnen til de dannede karbonatene i jorda.

Ved hjelp av kalsimeteravlesningen av jorda endret med wollastonitt, kan den pedogene uorganiske karbonfangstraten beregnes ved hjelp av trinnene som er beskrevet i paragraf 3 i protokollen. Til dette formål bør forskjellen på kalorimåling for analysert prøve og tilsvarende kontroll beregnes for dybden av interesse. Deretter brukes en faktor på 0,44 på forskjellen for å konvertere CaCO3 (eqv) til CO2. Ved dybdeprøvene på 0-15 cm som presenteres i tabell 2, trekkes kaloriavlesningen av kontrollen (2,51 g,CaCO3(eqv)·( kg,jord)-1) fra 0-15 cm dybdeavlesning (10,13 g, CaCO3(eqv)·( kg,jord)-1), resulterer i en netto mengde på 3,35 kg, CO2· (tonn,jord) -1 beslaglagt på denne dybden. Tatt i betraktning bare jordtykkelsen på 0,15 m, og en forstyrret BD på 1,01 tonn· (m-3) målt i laboratoriet, kan Areal SIC beregnes ved hjelp av ligning 5. Basert på forholdet mellom uforstyrret og forstyrret BD og usikkerheten som eksisterer i rapporteringen av BD på grunn av klimatiske og arealbruksfaktorer, har vi estimert uforstyrret BD på vårt 0-15 cm lag til å være 1,386 ± 0,23 tonn· (m-3). Tatt i betraktning usikkerheten som er tilstede i kaloriavlesning, bestemte vi den kumulative usikkerheten om beregnede SICAreal, ved hjelp av en gaussisk ligning for normalt distribuert feilmetode, for å være ± 39%. Følgelig anslår vi at det beslaglagte CO2 i 0-15 cm-laget av vårt felt er 6,96 ± 2,71 tonn, CO2· (hektar) −1. Ved hjelp av lignende prosedyre kan Areal SIC på 15-30 cm og 30-60 cm lag også beregnes (for dette feltet var kontrollverdier ikke tilgjengelige for å demonstrere denne beregningen). Oppsummering av verdiene for hele 0-60 cm profilen, kan estimert beslaglagt karbon bestemmes i studieområdet.

Figure 3
Figur 3: XRD diffractogram som viser de mineralogiske fasene som finnes i en wollastonitt-endret jord (W: wollastonitt, Q: kvarts, A: albitt, C: kalsitt). Diffraksjonogram bestemt av kommersiell røntgendiffraksjon og analysi programvare. Difétokometeret opererte med Cu Kα-stråling ved 45 kV og 40 mA, og diffraksjonsmønstrene ble samlet inn over et 2θ-område på 5-70°. Klikk her for å se en større versjon av denne figuren.

Figure 4
Figur 4: SEM-EDS-analyse. (a) SEM-bilde av en wollastonitt-endret jord ved 250x og 400 μm skala; (b) nærmere utsikt over de forvitrede wollastonittkornene som er tilstede i jorda ved 2000x og 50 μm skala; (c-f) EDS elementær kartlegging av Si, C, Ca og Mg til stede i området visualisert i figur 4b ved 2000x og 50 μm skala; (g) EDS-spektrum og semi-kvantitativ elementær sammensetning av området visualisert i panel b. SEM-EDS-data ble samlet inn ved hjelp av skanningselektronmikroskop, som var utstyrt med energidispergeringsspektroskopi som brukes til elementær sammensetningsanalyse av utvalgte områder og flekker med eksitasjonsvolum ved 20 kV. Før SEM-EDS-analysen ble prøvene montert på karbonbånd og sputterbelagt med gull. Klikk her for å se en større versjon av denne figuren.

Figure 5
Figur 5: SEM-bilde av omkranset svevestøv vist i figur 4b ved 40 000x- og 2,5 μm-skala, og EDS-spektrum og semi-kvantitativ elementsammensetning av to flekker merket på SEM-bildet. Klikk her for å se en større versjon av denne figuren.

eksempel pHa Beregningsmålermåling (g,CaCO3(eqv)/kg,jord) Ca konsentrasjon fra ICP-MS (mg, Ca / kg, jord)b
Kontroll (ingen endring) 6.42 ± 0,05 4.5 ± 0,5 9566,6 ± 86,8
Wollastonite endret jord 7,57 ± 0,04 21.9 ± 0.1 66044.1 ± 534,6
a pH i prøvene ble bestemt ved hjelp av et 1:5-forhold mellom jord og 0,01 M CaCl2-løsning, etterfulgt av 30 min risting og 1 t sedimenteringstid før du tar pH-målingen av det klare supernatantet (Pansu og Gautheyrou, 2006).
b Prøvene ble mikrobølge fordøyd i konsentrert HNO3 før ICP-MS-analyse; Bruk av HF anbefales ofte for å fordøye jord og silikater, men unngås her for å redusere sikkerhetsrisikoen ved analysen (HF er et svært giftig kjemikalie som krever ekstrem forsiktighet og passende håndtering).

Tabell 1: Sammenligning mellom ubehandlet kontrolljord og wollastonit endret jord basert på kjemiske analyser (pH, kalsmetri og ICP-MS).

eksempel SIC-innhold (g,CaCO3(eqv)/(kg,jord))
Dybdesone på 0-15 cm (pannefraksjon) 12.33 ± 3.53
Dybdesone på 0-15 cm 10.13 ± 2.68
Kontrollverdi for dybdesone på 0-15 cm 2.51 ± 0,50
Dybdesone på 15-30 cm 4.23 ± 1.00
Dybdesone på 30-60 cm 9.20 ± 0.09
Dyp profil 1 (0-30 cm) 4.41 ± 0,06
Dyp profil 1 (30-60 cm) 1,56 ± 0,03
Dyp profil 1 (60-100 cm) 32.32 ± 1.36
Dyp profil 2 (0-30 cm) 4.56 ± 0,62
Dyp profil 2 (30-60 cm) 18.43 ± 0,41
Dyp profil 2 (60-100 cm) 131,54 ± 1,89
Prøver av dybdesone på 0-15 cm ble samlet inn ved hjelp av en sondeprøve. Prøver av dybdesoner på 15-30 cm og 30-60 cm ble samlet inn ved hjelp av en Dakota-sondeprøve. Dype profilprøver ble samlet inn ved hjelp av en utvidet naverprøve.

Tabell 2: CaCO3(eqv)-innholdet i forskjellige dybder av jorda basert på kalsmetriresultatene.

Oksider i jord 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
ÅrO2 0.10

Tabell 3: WDXRF-data om sammensetningen av de ulike oksider som finnes i kontrolljorden. Dupliserte prøver, i løs pulverform, ble analysert i 20 minutter ved hjelp av standardløs Omniam-metode, under helium og ved 1 kW effekt, og konsentrasjoner ble beregnet som oksider.  Den gjennomsnittlige summen før normalisering var 69,8 wt%, med balansen porøsitet og uoppdagelige lyselementer (H, C, O, N). Gjennomsnittlig konsentrasjon av de påviste oksider tilstede i mengder større enn 0,10 wt% ble valgt og normalisert til 100%.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Discussion

Gitt at innsamling av prøver fra befruktede landbruksfelt vanligvis er vanskelig, foreslås det at prøver skal samles før næringsapplikasjon. Det anbefales også å unngå å samle prøver fra frosne felt. Prøvetakingsdybden kan variere i forskjellige områder avhengig av hvor enkelt prøvetakingen er over den vertikale profilen, og dybden på vannbordet. Den valgte jordprøveenheten er avhengig av jordstrukturen og dybden av interesse33. Selv om det er mer praktisk å bruke håndsonder/snøskruer når det gjelder grunne prøver, anbefales vanligvis en mer avansert versjon (f.eks. uttrekkbar snøskrue) for å gjenopprette undergrunnsprøver33. I overvekt av tette leire eller sementert sand kan det oppstå noen vanskeligheter under utvinningskjernene på grunn av friksjon og torquing av sampleren33. Et problem for uorganiske karbonverifiseringskampanjer er valget av passende intervall for sporing av opptak av karbon i jord, da det kan være variabelt over lange intervaller (f.eks. 5 til 10 år)34. Selv om det ikke er foreskrevet frekvens for re-sampling, antas de moderat lange intervallene (f.eks. årlig eller toårig) å øke sjansen for pålitelig sporing av SIC-endringer35.

Det er også noen utfordringer som kompliserer måling av uorganisk karbon ved hjelp av ulike analyser. Først gjelder mulig langsom oppløsning av karbonatarter under kalsmetrianalyse, spesielt når det er entrapment av karbonater inne i partikkelaggregater, eller til og med innenfor de opprinnelige silikatpartiklene; Dette reduserer kontakten til den sure løsningen, bremser eller til og med hindrer oppløsningen av karbonater og den resulterende avgassingen av CO2 under kalorianalyse. Den andre vanskeligheten som kan oppstå er under mineralogisk analyse, når det gjelder påvisning av forvitrings- / fangstprodukter, og på grunn av jordens heterogenitet, noe som hemmer XRD- og SEM-EDS-analyser, i det minste ved å gjøre det vanskeligere å nå avgjørende resultater36. Fraksjoneringsprosedyren ble funnet å være gunstig i vårt tidligere arbeid28 for å konsentrere de peogene karbonatene og restsilikatene i en enkelt jordfraksjon (panfraksjon), slik at mer presise kjemiske, mineralske og morfologiske analyser kan gjøres. Andre studier har indikert at akkumulert organisk karbon er mer sannsynlig å bli lagret i fin partikkelaggregasjon av landbruksjord37,38, lik partikkelen analysert i figur 5. Videre fører det høyere overflatearealet av fine silikatsteinspartikler til en høyere forvitringshastighet sammenlignet med den groverefraksjonen 15. Fraksjonering kan imidlertid variere fra jord til jord og kan til og med ikke være nødvendig for jord som inneholder store mengder karbonater og silikater. Også behovet eller fordelen bør verifiseres ytterligere for forskjellige jordtyper og ulike silikatendringer enn de som ble brukt i vårt tidligere arbeid.

Vi har demonstrert metoder for å oppdage og analysere SIC på grunn av anvendelse av wollastonitt til landbruksjord i den nåværende studien. Selv om disse teknikkene kan brukes til å undersøke SIC i jorda endret med andre forbedrede forvitringskandidater, som basalt og olivin, kan det valgte mineralet ha forskjellige effekter på jorda, som bør vurderes under analysen. For eksempel kan forvitringsprosessen ta lengre tid for noen mineraler sammenlignet med andre. Dette skyldes ulik oppløsningsrate for flere mineraler, og konkluderer i forskjellige mineraliseringshastigheter på kort og lang sikt. Det andre problemet er knyttet til forekomst av utfelte karbonater over jordens vertikale profil, som kan variere basert på silikatmineralegenskapene og resulterende geokjemiske kondsjoner av jorda, induktiv eller ikke å umiddelbar karbonat nedbør i den grunne jorda. Følgelig kan endring av jord med noen typer silikater gi betydelig peogen karbonatdannelse i dypere lag, i motsetning til den grunne opphopningen av karbonater på grunn av forvitring av wollastonitt som er oppdaget i våre studerte felt. Kjerneprøver har blitt mye brukt til å trekke ut uforstyrrede prøver og måle uforstyrret BD i feltet39. Siden BD er en funksjon av flere klimatiske parametere og praksisinnstillinger, og det kan variere både romlig og timelig, er det nødvendig med et rimelig antall replikeringer for å gi et akseptabelt utvalg av BD-usikkerhet i studieområdet39. Dette er spesielt nødvendig for å møte store usikkerheter i SICareal beregnede estimater, for eksempel verdien fastsatt i den nåværende studien (dvs. ± 39%).

Termogravimetrisk analyse (TGA) kan også brukes til å bestemme kalsiumkarbonatinnholdet i jorda ved å måle massetapet i temperaturområdet 500-800 °C, som er nedbrytningstemperaturområdet for CaCO340. Automatisert karbonanalysator eller TGA-metoder er egnet for å analysere jordprøver fra mindre begrensede områder, for eksempel et potteeksperiment, siden disse metodene bare krever 20 milligram jordprøve for analyser. Derfor for landbruksstudier anses kalsmetriresultatene mer presise og nøyaktige gitt den større massen av prøve analysert (10 g versus 20 milligram), de triplikatavlesningene som er oppnådd, og bruk av rent kalsiumkarbonat som metodestandard. Flere detaljer og eksempler finner du i Haque et al.36. På grunn av forekomsten av geologiske og atmosfæriske peogene karbonater i jord, er det viktig å skille mellom ulike kilder. Stabile isotopiske (δ13C) og radiogene (14C) karbonsignaturer, samt isotopiske oksygensignaturer, regnes som de robuste verktøyene for å identifisere karbonkilden i jord16,41,42,43. Slike analyser kan ytterligere verifisere sequestration av atmosfærisk CO2 i studier som tar sikte på å overvåke skjebnen til pedogene karbonat i jord.

Mens konvensjonelle karbondeteksjonsmetoder (f.eks. massemåling) er egnet for lokale karbonmarkeder, er det nødvendig med mer systematiske metoder når det gjelder verifikasjonsmål i regulerte markeder35. Verifikasjonsmetoden beskrevet her er tilpasningsdyktig for overvåking av pedogene uorganiske karbonfangst i ulike landbruksjord endret med alkaliske jordmetallsilikatholdige bergarter, som wollastonitt, basalt og olivin. Denne typen validering er avgjørende for karbonkredittprogrammer, noe som kan være til nytte for bønder som beslaglegger karbon på sine felt.

Subscription Required. Please recommend JoVE to your librarian.

Disclosures

Forfatterne har ingen interessekonflikt.

Acknowledgments

Dette arbeidet ble støttet av en Food from Thought Commercialization Grant, som er finansiert fra Canada First Research Excellence Fund. Kanadiske Wollastonite ga industriell økonomisk støtte som en del av dette tilskuddet.

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

Miljøvitenskap utgave 172 peogene karbonater forbedret forvitring karbonfangst og -lagring jordprøvetaking kalsmetri uorganisk karbon
Overvåking av peogen uorganisk karbonakkumulering på grunn av forvitring av endrede silikatmineraler i landbruksjord.
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