Tunnetut, tuntemattomiksi tiedetyt ja tuntemattomat seikat orgaanisen hiilen sitomisesta maaperään

Transkriptio

1 1 Katsaus Stockmann ym. (2013) Agriculture, Ecosystems and Envinronment 164: Tunnetut, tuntemattomiksi tiedetyt ja tuntemattomat seikat orgaanisen hiilen sitomisesta maaperään Avainsanat: Hiilen sidonta maaperään, maan hiilivarastot, maaperän hiilen mallintaminen Tiivistelmä Maaperä sisältää maailmanlaajuisesti noin Gt (1 gigatonni = 1 miljardia tonnia) orgaanista hiiltä, ja se on suurin maanpäällisen orgaanisen hiilen varasto. Pienet muutokset maaperän orgaanisen hiilen määrässä voisivat vaikuttaa merkittävästi ilmakehän hiilipitoisuuteen. Maaperän orgaanisen hiilen virrat vaihtelevat monien mahdollisten ympäristöön ja ihmisen toimintaan liittyvien tekijöiden vaikutuksesta. Tutkijat ympäri maailmaa pohtivat seuraavanlaisia kysymyksiä: Mikä on maan orgaanisen hiilen keskimääräinen nettomuutos ympäristöolosuhteiden tai maanhoidon käytäntöjen seurauksena?, Miten orgaanisen hiilen sitomista maaperään voidaan tehostaa, jotta ilmakehän hiilidioksidimäärää saadaan vähennettyä? ja Turvataanko näin maaperän laatu?. Nämä kysymykset ovat kauaskantoisia, koska maailman maaperäresurssien ylläpitäminen ja parantaminen on välttämätöntä, jotta kasvavalle väestömäärälle voidaan tarjota riittävästi elintarvikkeita ja kuitua. Uusia haasteita asettaa ilmastonmuutos ja siitä mahdollisesti aiheutuva elintarvikepula. Tässä katsauksessa keskitytään siihen, kuinka paljon hiiltä on varastoitunut maaperään maailmanlaajuisesti sekä mahdollisuuksiin sitoa hiiltä maaperään. Samalla tarkastellaan hyväksi todettuja menetelmiä ja malleja, joiden avulla hiilivarastoja ja -virtoja määritetään ja arvioidaan. Tämän tiedon ja teknologian pohjalta tehdään päätökset maaperäresurssien suojelemisesta. 1. Johdanto Ilmakehään vapautuu vuosittain ihmisen toiminnan kautta noin 8,7 Gt (1 gigatonni = 1 miljardia tonnia) hiiltä (C) maailmanlaajuisesti (Denman ym., 2007; Lal, 2008a,b). Lisäys ilmakehässä on kuitenkin ollut luokkaa 3,8 Gt C v -1 (kasvuvauhti vuonna 2005, Denman ym.ym., 2007), mikä korostaa biosfääristen hiilivarastojen säätelykapasiteetin merkitystä (Le Quéré ym., 2009). Tässä yhteydessä maan orgaanista hiiltä (engl. soil organic carbon, SOC) ja sen mahdollisuuksia muodostua "hallituksi" ilmakehän hiilidioksidinieluksi on tarkasteltu laajalti tieteellisessä kirjallisuudessa (esim. Kirschbaum, 2000; Post ja Kwon, 2000; Guo ja Gifford, 2002; Lal, 2004a,b, 2008a,b; Post ym., 2004, 2009; Smith, 2008; Chabbi ja Rumpel, 2009; Luo ym., 2010b). Tässä katsauksessa orgaanista alkuperää olevasta maaperän hiilestä käytetään lyhennettä SOC. Termiä maan orgaaninen aines (engl. soil organic matter, SOM) käytetään myös usein kirjallisuudessa ja sen katsotaan yleisesti sisältävän noin 58 % SOC:ia (eli alkuainetta C). SOM on eri aineiden seos, johon sisältyy orgaanisia hiukkasaineita, humusta ja puuhiiltä, sekä elävien mikrobien biomassaa ja kasvien hienoja juuria. Määriteltäessä maaperän hiilivaraston hyvää hallintaa, joka johtaa tehokkaampaan hiilen sitoutumiseen maahan (soil carbon sequestration, SCS), on otettava huomioon useita laajakantoisia seikkoja maaperä- ja kasvijärjestelmän potentiaalista sitoa orgaanista hiiltä. Hiilen sitoutumisen maaperään on oltava riittävän pitkäaikaista (vaatimus yleensä 100 vuotta), jotta sitä voidaan pitää pysyvänä lisäyksenä maatalouden viljelyjärjestelmissä. SCS edellyttää maaperän hiilen lisääntymistä tiettynä ajanjaksona lähtötilaan verrattuna, ja sitä että hiilen lisäys on peräisin ilmakehän hiilidioksidista (CO 2 ). Tämän perusteella voidaan muotoilla seuraavat kysymykset:

2 Mikä on hiilen maahan sitoutumisen yleinen tarkoitus? Mitä lisäarvoa on orgaanisen aineksen lisäämisellä maaperään mahdollisen hiilen sitomisen lisäksi? Kuinka pitkään lisäyksen on kestettävä, jotta se voidaan katsoa SCS:ksi? Kumpi on näin ollen tärkeämpää, pitkäkestoinen SCS vai maaperän toimintakyky? Ovatko nämä roolit olennaisesti erottamattomat? 1.2. Miten tuemme tiedeyhteisönä hiilen sitomista maaperään? Miten poliittiset päättäjät / viljelijät / maanomistajat saadaan ymmärtämään hyödyt hiilen sitomisesta maaperään (eli SCS:n potentiaali ilmastonmuutoksen torjumisessa, SCS kestävän maatalouden perustana) ja miten löydetään asianmukaiset vastaukset SCS:n mittausta, mallinnusta, seurantaa ja pysyvyyttä ja/tai maanhoidon neuvontaa koskeviin kysymyksiin? Onko tarpeen parantaa SOM:n dynamiikan malleja, jotta voidaan i) paremmin havainnollistaa tietämystä maaperäekosysteemin toiminnasta ja ii) avustaa maanomistajia/viljelijöitä viljelymenetelmiä koskevissa päätöksissä? Voidaanko kumpaakin kysymykseen vastata saman mallin perusteella? Tässä artikkelissa luodaan katsaus tämänhetkiseen maaperän hiilen tutkimukseen ja nostetaan esiin useita keskeisiä tutkimusalueita. 2. Maaperä orgaanisen hiilen terrestrinen varasto Maailmanlaajuisesti maaperään on varastoitunut hiiltä toiseksi eniten meren jälkeen ( Gt). Maaalueiden bioottinen hiilivarasto on ~560 Gt orgaanista hiiltä (kuva 1), kun taas maaperän hiilivarasto on yli nelinkertainen. Maailman maaperän orgaanisen hiilivaraston kokoa on eri tavoin arvioitu tärkeimpien biomien (kasvillisuusvyöhykkeiden) osalta (katso taulukko 1). Esimerkiksi noin Gt orgaanista hiiltä on varastoitunut maaperän ylimpään kolmen metrin kerrokseen, ja siitä 54 % eli Gt orgaanista hiiltä on varastoitunut ylimpään metrin kerrokseen, ja noin 615 Gt ylimpään 20 cm:in kerrokseen (Jobbágy ja Jackson, 2000; Guo ja Gifford, 2002). Näitä lukuja voi verrata siihen, että ihmistoiminnan kautta ilmakehään vapautuu vuosittain ~9 Gt uutta hiiltä, joka on peräisin fossiilisista hiililähteistä (hiili, öljy ja kaasu) ja ekosysteemien pilaantumisesta. Tästä seuraa siis muun muassa, se että jo 10 %:n muutos SOC-varastossa vastaa ihmistoiminnasta 30 vuoden aikana aiheutuvia päästöjä ja saattaisi vaikuttaa dramaattisesti ilmakehän hiilidioksidipitoisuuteen (Kirschbaum, 2000). Vaihtoehtoisesti lämpötilan noususta aiheutuvat pienet lisäykset maaperän hiilen hapettumisnopeuksissa voivat johtaa ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden kasvuun (Davidson ja Janssens, 2006).

3 3 Kuva 1. Hiilen vuotuinen kokonaisvirta gigatonneissa (miljardia tonnia) biologisesti aktiivisimpien varastojen läpi (syvään mereen ja litosfäärin verrattuna). Luonnollista vuotuista uuden hiilen tuloa biosfääriin vulkaanisen toiminnan ja kallioperän rapautumisen kautta tasapainottaa pitkällä aikavälillä hiilen hautautuminen valtamerien sedimentteihin. Ihmistoiminnasta aiheutuva vuotuinen uuden hiilen tulo ilmakehän varastoon (keskiarvo 40:n viime vuoden ajalta) aiheutuu maan raivauksesta (1-2 Gt vuodessa) ja fossiilisten polttoaineiden lähteistä (8,7 Gt hiiltä vuodessa vuonna 2008 (Le Quéré ym., 2009)). Maanpäällisten ja meren CO 2 -nielujen keskimääräiset ottonopeudet olivat 2,6 ja 2,2 Gt C v -1 vuosina , (Denman ym., 2007). Ellei toisin mainita, arviot on otettu soveltuvin osin julkaisuista Beer ym. (2010), Denman ym. (2007) ja Volk (2008). Yleensä kasvintuotanto ja biomassan allokointitavat vaikuttavat voimakkaasti hiilen suhteelliseen jakautumiseen maan eri syvyyksille (Jobbágy ja Jackson, 2000). Mitä syvemmällä hiili on maaperässä, sitä vanhempaa varastoitunut SOC todennäköisesti on. Esimerkiksi Trumbore (2009) olettaa, että tiheydeltään pienten hiiliyhdisteiden ja mikrobien fosfolipidihappojen ikä kasvaa, mitä syvemmälle maaperään mennään. Fontaine ym. (2007) esittivät, että SOC:n keskimääräisten viipymäajat pitenevät jopa vuoteen yli 20 cm:n syvyydellä maassa. Keskimääräisten viipymäaikojen piteneminen heijastelee vähäisempää mikrobitoimintaa ja SOC:n kiertoa syvällä maassa. Tätä käsitteellistä mallia tukee se, että sekä juurten biomassa että suhteellinen juuristotiheys alenevat maaperän syvyyden kasvaessa (Jobbágy ja Jackson, 2000), ja että organo-mineraalisten kompleksien pitoisuudet kasvavat maan syvyyden kasvaessa (Fontaine ym., 2007).

4 4 Taulukko 1. Arviot maailman maaperän SOC-nielujen kapasiteetista tärkeimpien biomien (kasvillisuusvyöhykkeiden) osalta. Biomi SOC:n varastoituminen (Gt C) maaperän eri syvyyksillä 0 1 m 0 2 m 0 3 m Viite Trooppiset alueet Batjes (1996) a Muut alueet Maailmanlaajuinen arvio Boreaalinen metsä Jobbágy ja Jackson (2000) b Viljelysmaa Aavikot Sklerofyyttiset pensaikot Lauhkean vyöhykkeen lehtimetsä Lauhkean vyöhykkeen ikivihreä metsä Lauhkean vyöhykkeen ruohomaa Trooppinen lehtimetsä Trooppiset ikivihreät metsät Trooppinen ruohomaa/savanni Tundra Maailmanlaajuinen arvio Boreaalinen metsä 338 IGBP (Carter ja Scholes, 2000) Viljelysmaa 165 Aavikot ja puoliaavikot 159 Kosteikot N.A. Lauhkean vyöhykkeen metsä 153 Lauhkean vyöhykkeen ruohomaa/pensaikko 176 Trooppinen metsä 213 Trooppinen ruohomaa/savanni 247 Tundra 115 Maailmanlaajuinen arvio 1567 Boreaalinen metsä 471 WBGU (1988) Viljelysmaa 128 Aavikot ja puoliaavikot 191 Kosteikot 225 Lauhkean vyöhykkeen metsä 100 Lauhkean vyöhykkeen ruohomaa/pensaikko 295 Trooppinen metsä 216 Trooppinen ruohomaa/savanni 264 Tundra 121 Maailmanlaajuinen arvio 2011 a Arvioiden perustana on maaprofiilia b Arvioiden perustana on maaprofiilia 2.1. Ilmaston ja ekosysteemin olosuhteiden vaikutukset SOC-varastoihin Ilmasto-olosuhteet Maailmanlaajuisesti maaperän orgaanisen hiilen varastot yleensä lisääntyvät vuotuisen keskilämpötilan laskiessa (Post ym., 1982). Viileän/kylmän, kostean ilmaston alueilla luonteenomaisia ovat runsaasti hiiltä sisältävät maat (Hobbie ym., 2000); esimerkiksi pohjoisen pallonpuoliskon arktisiin ja boreaalisiin

5 5 ekosysteemeihin on varastoitunut noin Gt hiiltä, mikä vastaa suurta osaa koko maailman maaperään varastoituneesta hiilestä (Tarnocai ym., 2009). Ilmakehän lisääntyneet kasvihuonekaasupitoisuudet nopeuttavat ilmaston lämpenemistä, joka voi puolestaan muuttaa nettoperustuotantoa (net primary productivity, NPP), maahan päätyvän orgaanisen aineksen koostumusta ja maaperän mikrobitoiminnan vilkkautta, jotka ovat kaikki tärkeitä maan orgaanisen hiilen virtojen edistäjiä. Tämä saattaa vapauttaa lisää CO 2 :ta joistakin maalajeista. Kirschbaum (2000) toteaa, että maapallon lämpeneminen todennäköisesti vähentää maan orgaanista hiiltä stimuloimalla hajotusnopeutta ja toisaalta samanaikaisesti lisää maan orgaanista hiiltä tehostuneen NPP:n ansiosta, mikä johtuu kasvaneista CO 2 -pitoisuuksista. Näin maan orgaanisen hiilen varastojen nettomuutos arvioidaan vähäiseksi lähivuosisatoina. Toisaalta Sitch ym. (2008) esittävät, että joissakin tapauksissa maaperä saattaa olla suhteellisesti voimakkaampi CO 2 :n lähde tulevaisuudessa, kun lämpötila nousee Ekosysteemin olosuhteet ja maankäytön muutokset Viljelysmaat sisältävät tyypillisesti noin 1-3 % SOC:ia, kun taas nurmi- ja metsämaat sisältävät yleensä enemmän (Jenkins, 1988). Guo ja Gifford (2002) korostivat maankäytön muutosten vaikutusta maan hiilivarastoihin. Heidän 74 julkaisusta laatimassaan meta-analyysissa todettiin, että hiilivarastoja vähensivät maankäytön muutokset laidunmaasta istutusmetsäksi (-10 %), luonnonvaraisesta metsästä istutusmetsäksi (-13 %), luonnonvaraisesta metsästä viljelymaaksi (-42 %) ja laidunmaasta viljelymaaksi (-59 %), kun taas hiilivarastojen kokonaismäärää lisäsivät muutokset luonnonvaraisesta metsästä laidunmaaksi (8 %), viljelymaasta laidunmaaksi (19 %), viljelymaasta istutusmetsäksi (18 %) ja viljelymaasta sekundaarimetsäksi (53 %). Yhteenvetona voidaan todeta, että maankäytön muutos viljelysmaasta laidunmaaksi tai viljelysmaasta pysyväksi metsäksi lisää maahan eniten orgaanista hiiltä. Post ja Kwon (2000) esimerkiksi arvioivat SOC:n keskimääräisen kertymisnopeuden olevan laidunmailla 0,33 t C ha -1 v -1 ja metsämailla 0,34 t C ha -1 v -1. Lähes kaikkien muiden maankäyttötapojen muuttaminen moni- tai yksipuoliseksi viljelykseksi aiheuttaa SOC:n häviöitä. Maan muokkauksen ja monimuotoisuuden vaikutukset ovat selvästi tärkeitä tutkimuksen kohteita. Maahan tulevan orgaanisen aineksen määrä, laatu ja ajankohta vaihtelevat eliöyhteisön sisällä lajikoostumuksen mukaan (eli typensitojien suhteellisen runsauden mukaan) sekä kun elioyhteisön rakenne muuttuu voimakkaasti (esim. viljelysmaa, ruohomaa, pensaikko, metsämaa, metsä). Muutokset voivat edelleen johtua joko maanhoidosta tai luonnollisesta vaihtelusta maaperän paikallisissa olosuhteissa (esim. Binkley ja Menyailo, 2005; Hart ym., 2005). Vuorovaikutus voi olla monimutkaista ja vaihdella ajan myötä. Tuore tutkimus SOC:n pitkäaikaisesta ( ) dynamiikasta maankäytön muutoksen jälkeen Jaavalla Indonesiassa (Minasny ym., 2011) osoitti, että primäärimetsän muuttamisesta istutusmetsäksi ja viljelysmaaksi aiheutuneen lähes 40 vuoden laskun jälkeen SOC:n kokonaismäärä kääntyi kasvuun noin vuodesta 1970 alkaen. Tämä muutos laskusta kasvuun on todennäköisesti seurausta ihmisen toimista, joilla on lisätty kasvintuotantoa lannoituksella ja muilla maanhoitotavoilla ( vihreä vallankumous ). SOC:n kokonaismäärä Jaavalla osoitti nettokertymisnopeutta 0,2-0,3 t C ha -1 v -1 ylimmässä 10 cm:n maakerroksessa vuosina

6 Ympäristöolosuhteet ja hajoaminen SOM on peräisin kasvien sisältämän orgaanisen aineksen mikrobiologisesta hajotuksesta. Orgaanista ainesta tulee maahan joko suoraan kasvinjäänteinä tai välillisesti eläinten jäänteinä. Hajotus rikkoo ehjät kasvin- ja eläinjäänteet aluksi pääosin alkuperäisestä materiaalista koostuviksi pienemmiksi partikkeleiksi. Hajotettavan orgaaninen aineksen kierrettyä moneen kertaan maan mikro-organismien läpi ja tuotettua hajotuksen välituotteita, alkuperäisistä kasvin- tai eläinjäänteistä syntyy lopulta erittäin stabiilia, mustanruskeaa ainetta, jota kutsutaan humukseksi. Maailmanlaajuisesti maan orgaanisen aineksen keskimääräisenä kiertonopeutena pidetään 27:ää vuotta (Jenkins, 1988). Nykyisin katsotaan yleisesti, että SOM:n hajoamista ohjaavat enemmän biologiset ja ympäristöolosuhteet kuin maahan tulevien orgaanisten aineiden molekyylirakenteet (Schmidt ym., 2011). SOM:ia kuvataan siis eri hajotusasteilla olevien aineiden jatkumoksi, jonka kemiallinen koostumus on riippuvainen kunkin alueen olosuhteiden ja biologisten rajoitusten vuorovaikutuksesta. Karike toimii heterotrofista mikrobitoimintaa ylläpitävänä hiilen lähteenä, ja mitä helpommin hajoavaa hiili on, sitä nopeammin mikrobiyhdyskunta voi kasvaa (Agren ja Bosatta, 1996). Hajoaminen palauttaa ilmakehään suurimman osan karikkeena maaperän pintaan lisätystä hiilestä, sillä vain hyvin pieni osa siitä muuttuu humukseksi. Kosteus ja lämpötila vaikuttavat mikrobien toimintaan ja kontrolloivat vahvasti karikkeen hajoamisnopeutta, johon vaikuttavat myös karikkeen laatu (hajoavuus) ja maan mikrobiyhteisön koostumus (Meentemeyer, 1978; Melillo ym., 1982; Parton ym., 2007). Kosteus ja lämpötila vaikuttavat voimakkaasti myös humuksen hajoamiseen. Tiedeyhteisössä käydään paraikaa tärkeää keskustelua eri fraktioiden (esim. karike vs. humus) ja orgaanisen aineksen erilaisten varastojen (esim. labiili vs. stabiili) mineralisaation lämpötilaherkkyydestä. Tällä hetkellä useimmissa hajoamismalleissa sovelletaan samanlaista hajotusnopeuden ja lämpötilan suhdetta (eli samaa Q 10 -arvoa) kaikkiin SOM-varastoihin. Toisaalta kemian teorian mukaan orgaanisen aineksen vaikeasti hajoavien muotojen pitäisi olla herkempiä lämpötilalle kuin labiilien muotojen. Kirjallisuudessa tulokset vaihtelevat suuresti (Giardina ja Ryan, 2000; Fang ym., 2005; Craine ym., 2010) Biologiset prosessit, jotka vaikuttavat SOC:n hajoamiseen Aktivoivat vaikutukset (engl. priming effects) Orgaanisen aineksen lisäyksen aiheuttamista hajotusta aktivoivista vaikutuksista tehtiin ensimmäiset havainnot yli 50 vuotta sitten (Bingeman ym., 1953). Kirjallisuuskatsauksessaan Kuzyakov ym. (2000) määrittelivät tällaisen hajotuksen aktivoinnin olevan SOM:n kierron voimakkaita lyhyen aikavälin muutoksia, joiden aiheuttajana ovat maaperän verrattain maltilliset käsittelyt. Lisätyn hiilen (tai typen) aktivoivat vaikutukset SOM:n mineralisaation nopeuksiin ovat nykyisin hyvin dokumentoituja (esim. Kuzyakov ym., 2000; Fontaine ym., 2003; Sayer ym., 2007), ja ne voivat olla joko positiivisia (kuten lisääntynyt hiilen ja typen mineralisaatio) tai negatiivisia (kuten immobilisaatio). Puhdistettujen, labiilien C- substraattien, kuten glukoosin (Dilly ja Zyakun, 2008), fruktoosin ja oksaalihapon (Hamer ja Marschner, 2005) tai selluloosan (Fontaine, et ai. 2007) lisääminen yleensä stimuloi SOM:n mineralisaatiota. Aktivoivan vaikutuksen selityksiin kuuluu kometabolia labiilin tai tuoreen hiilen lisääminen stimuloi mikroorganismien sarjan kasvua, mikä puolestaan johtaa mikrobien entsyymituotannon kasvuun (Kuzyakov ym., 2000; Hamer ja Marschner, 2005). Fontaine ym. (2003) olettivat, että maankäytön ja viljelymenetelmien

7 7 muutokset, jotka lisäävät tuoreen hiilen leviämistä syvälle maahan, saattaisivat stimuloida maahan muinoin hautautuneen hiilen mineralisaatiota. Esimerkiksi matalajuurisisten nurmikasvien vaihto syväjuurisiin nurmikasveihin saattaa yleisesti vähentää SOC:a, koska syvälle hautautunut hiili voi vapautua. Toisaalta, voisiko hiilen suurempi allokoituminen kasvin maanalaisiin osiin kuitenkin olla tätä mahdollista vaikutusta tärkeämpi? Nähtäväksi jää, noudattavatko kaikki maan mikro-organismit samoja lainalaisuuksia vai vaikuttavatko mahdolliset erot luontaisissa ominaisuuksissa mikrobien monimuotoisuuteen ja SOC:n sitomiseen (Chabbi ja Rumpel, 2009). Aktivoivien vaikutusten määrällinen mittaaminen (kvantifiointi) kenttäolosuhteissa on haastavaa. Isotooppien käyttö merkkiaineina on suosittu lähestymistapa ja sopii hyvin pienimuotoisiin laboratoriokokeisiin, mutta sitä on vaikea soveltaa kentällä. Laboratorio-oloissa aktivoivat vaikutukset ovat yleensä lyhytaikaisia ja vähäisiä. Aktivoivan vaikutuksen kadottua maan aineenvaihdunta palautuu yleensä nopeasti ennalleen. Viljelyjärjestelmissä, joissa SOC kertyy nopeimmin (eli jotkin nurmet, jossa suuri osa nettoperustuotannosta (NPP) on maan alla), aktivoivilla vaikutuksilla voi olla merkitystä SOC:n kokonaismäärään. Aktivoivien vaikutusten todellista merkitystä SOC:lle maailmanlaajuisessa tai edes ekosysteemin mittakaavassa ei ole vielä arvioitu. Vaikuttaa todennäköiseltä, että tulevaisuudessakin aktivoivia vaikutuksia voidaan pitää merkittävämpinä lyhyen aikavälin vaikutuksissa kuten ravinteiden käyttökelpoisuuden sekä CO 2 :n ja muiden kasvihuonekaasujen (KHK) ilmakehään tapahtuvien emissioiden lyhytaikaisissa muutoksissa kuin pitkän aikavälin hiilen sidonnassa Biodiversiteetti Lisääntynyt kasvien monimuotoisuus voi lisätä SOC:ia (esim. Tilman ym., 2006). Vaikka eräät tutkimukset tukevatkin tätä käsitystä (ks. kohta edellä), sen vaikutus on helpompaa osoittaa keinotekoisissa kuin luonnollisissa oloissa. Monissa karikkeen hajoamistutkimuksissa vertaillaan yksittäisten kasvilajien ja joskus lehtikarikeseosten vaikutuksia hajoamiseen (eli Melillo ym., 1982; O Connell, 1986; Chapman ym., 1988; Briones ja Ineson, 1996; Hobbie, 1996; McTiernan ym., 1997; Xiang ja Bauhus, 2007). Yksittäisten kasvilajien vaikutus maan mikrobitoimintaan ja ravinteiden kiertoon johtuu suureksi osaksi maahan palautuvan orgaanisen aineksen laadusta ja määrästä (Galicia ja García-Oliva, 2004; Binkley and Menyailo, 2005). Typpeä sitovien bakteerien isäntäkasvit (kuten palkokasvit) tai mykoritsalliset (sienijuurelliset) juuristot usein tehostavat ravinteiden ottoa ja tarjoavat C-substraateille reitin suoraan mikrobeihin ja maahan (Hobbie, 1992). Jos mikrobit lisäävät typpeä (N) maahan, tämä todennäköisesti lisää maan hiilivarastoja vaikuttamalla hajoamisprosesseihin. Kaye ym. (2000) ja Resh ym. (2002) osoittivat tutkimuksissaan, että typpeä sitovat puut lisäsivät maan typen saatavuutta sekä SOC:n sidontapotentiaalia verrattuina eukalyptuslajeihin. Lisäksi typpeä sitovilla lajeilla oli taipumus lisätä enemmän tuoretta hiiltä maahan, ja hajotus suosi tuoretta hiiltä hiilen vanhempiin muotoihin verrattuna Juuret ja juurieritteet Juurista maahan tulevan orgaanisen aineksen koostumus on monenlaista vaihdellen helposti hajoavista substraateista, kuten liukenevista sokereista, amino- ja orgaanisista hapoista, juurien kierrosta syntyviin substraatteihin, jotka tarvitsevat hajotakseen enemmän energiaa. On yleisesti oletettu, että helposti hajoavat kasvien eritteitä hajottavat lähes yksinomaan bakteerit (ks. katsaukset, Jones, 1998), kun taas

8 8 sienillä on tärkeä tehtävä vaikeasti hajoavien orgaanisten aineiden, kuten ligniinin, selluloosan ja hemiselluloosan, hajoamisessa (Boer ym., 2005). Kirjallisuudessa vallitsee erilaisia näkemyksiä juurien maahan tuottamien aineiden merkityksestä maaperän hiilivarastoille ja -virroille luultavasti siksi, että juurien maahan tuottamien aineiden määriä ja kemiallista luonnetta ei voida tietää tarkalleen (verrattuna lehdistä maahan tulevaan hiilimäärään). Jotkin tutkimukset viittaavat siihen, että juurista maahan siirtyvän hiilen määrä vastaa 5-33 % päivittäisestä valon avulla tapahtuvasta assimilaatiosta (Jones ym., 2009). Eritteet jaetaan kahteen luokkaan: passiivisesta diffuusiosta syntyvät eritteet, joihin kasvi ei voi vaikuttaa, ja toiminnallisesti merkitykselliset eritteet, joiden tihkumista kasvit voivat ainakin jossain määrin säädellä (ks. katsaukset, Jones ym., 2004; Paterson ym., 2007). On kuitenkin myös ehdotettu, että juurieritteet aiheuttavat osaltaan SOC-varastojen kulumista lisäämällä ritsosfäärissä tapahtuvaa aktivoivaa vaikutusta. On näyttöä siitä, että SOC:n hajoamisen kokonaisnopeudet voivat kasvaa odottamattoman paljon (jopa viisinkertaisiksi) juurieritteiden vaikutuksesta (ks. esim. Sanderman et ai. 2010). Juurien hiili näyttää olevan stabiloitunut voimakkaammin hajotusta vastaan kuin versojen hiili (ks. Rasse ym., 2005). Vain pieni osa tästä vaikuttaa johtuvan juurisolukkojen kemiallisesti heikommasta hajoavuudesta versoihin verrattuna. Juurten toiminta saattaa tehostaa muita suojamekanismeja SOM:n hajotusta vastaan. Näitä ovat fysikaalis-kemiallinen suoja juurieritteiden hajotusta vastaan, varsinkin syvissä maannoshorisonteissa, sekä mikrometrimittakaavan fysikaalinen suoja, kun sienijuurien ja juurikarvojen toiminta vie juurien hiiltä hyvin pieniin huokosiin ja maamuruihin (aggregaatteihin). Tällä saattaa olla merkitystä hiilen varastoinnille, sille sen mukaisesti kannattaisi suosia sellaista viljelykiertoa, viljelyjärjestelmiä ja kasvilajeja, jotka allokoivat runsaasti hiiltä maan alle. Paljon tutkimusta on vielä tehtävä, jotta voidaan määrittää ja ennustaa juurien kasvusta ja kierrosta aiheutuvien hyötyjen ja haittojen tasapaino Kemialliset ja fysikaaliset prosessit, jotka vaikuttavat SOC:n hajoamiseen SOC voi olla suojassa hajotukselta maaperän matriisissa niin fysikaalisten (tai fysikaalis-kemiallisten) stabilointiprosessien kuin luontaisen heikon kemiallisen hajoavuuden ansiosta. Hajoamista on kuvattu keskeiseksi tai jopa pullonkaulan muodostavaksi prosessiksi hiilen ja ravinteiden kierrossa (Attiwill ja Adams, 1993). Hajoavan materiaalin kemiallinen koostumus, varsinkin sellaiset ominaisuudet kuin C:N-suhde ja ligniinipitoisuus, määrää ratkaisevasti hajoamisen nopeutta (Meentemeyer, 1978; Melillo ym., 1982). Yleensä karikkeen hajoamisnopeuden katsotaan olevan negatiivisessa vuorosuhteessa C:N-suhteeseen, ligniinipitoisuuteen ja ligniini:typpi-suhteeseen, ja positiivisessa vuorosuhteessa typpipitoisuuksiin (Melillo ym., 1982, 1989). Silti karikkeen dynamiikka näyttää eroavan SOM:n dynamiikasta. SOM:n mineralisaatio etenee paljon hitaammin kuin sen raakaaineena olleiden kasvi- ja eläinjätteiden hajotus. Koska viimeksi mainitut sisältävät suuria biologista alkuperää olevia polymeerisia molekyylejä, kuten proteiineja, hiilihydraatteja, selluloosaa, entsyymit voivat tarttua niihin erinomaisen helposti niiden suhteellisen yksinkertaisten ja säännöllisesti toistuvien kemiallisten rakenteiden vuoksi. Sen sijaan SOM:lla ei tällaista yksinkertaista rakennetta ole, ja se on erittäin epäedullinen substraatti entsymaattiselle mineralisaatiolle (Kemmitt et ai. 2008). Amelungin ym. (2008) yhteenvedon mukaan viimeaikainen stabiili-isotoopeilla tehty tutkimus on osoittanut, että SOM:n viipymäaika ei korreloi sen kemiallisen koostumuksen kanssa. Tästä seuraa, että

9 9 vaikka suhteellinen kemiallinen monimutkaisuus auttaakin selittämään karikkeen nopeaa hajoamista ja lisätyn orgaanisen aineksen hajoamista (esim. vuodenaikojen ja vuosien kuluessa), se ei riitä selittämään SOM:n hajoamista pitkällä aikavälillä (vuosikymmenet, vuosisadat). Mineralisaatio on usein suorassa yhteydessä SOM:iin maaperän mikrobiyhdyskuntien sekä molekyylien koon, ominaisaktiivisuuden tai koostumuksen kautta (Marschner ja Kalbitz, 2003; Fontaine ja Bardot, 2005). Viimeaikainen hieman kiistanalainen hypoteesi asettaa kyseenalaiseksi tämän tavanomaisen näkemyksen ja esittää, että humukseksi muuttuneen SOM:n mineralisaationopeus on riippumaton maaperän mikrobiyhdyskunnan koosta, rakenteesta ja aktiivisuudesta. Fumigaatiokokeiden havaintojen perusteella Kemmitt ym.ym. (2008) väittivät, että mikrobiologisten prosessien sijaan SOM-mineralisaation nopeutta rajoittavaa vaihetta ohjaavat abioottiset prosessit, joita kutsutaan sääteleväksi portiksi (engl. regulatory port). Säätelevän portin hypoteesin mukaisiin prosesseihin kuuluvat muun muassa diffuusio, desorptio maan pinnoista, hapettuminen ja solunulkoisten entsyymien stabiloituminen Lisätutkimuksia tarvitaan, jotta voitaisiin paremmin ymmärtää abioottisten ja mikrobiologisten prosessien merkitys SOM:n mineralisaatiolle maailman mittakaavassa. Säätelevän portin hypoteesi saattaisi viitata siihen, että hiilivarastojen hallinta riippuu abioottisista hiilen suojamekanismeista ja ihmisten mahdollisuuksista vaikuttaa niihin. SOM:n adsorptio/desorptio näyttää vaikealta hallita maaperässä, mutta maanhoito ja maankäyttö vaikuttavat voimakkaasti maaperän rakenteeseen. Säätelevän portin teoria ei toki ole vielä yleisesti hyväksytty (Kuzyakov ym., 2009). Orgaanisen aineksen kaksi pääasiallista fysikaalis-kemiallista stabilointiprosessia ovat (i) suojautuminen aggregaattien sisälle, jolloin maaperän mikrobien pääsy orgaanisiin yhdisteihin estyy spatiaalisesti ja O 2 :n saatavuus vähenee, ja (ii) vuorovaikutukset maan epäorgaanisten pintojen ja metalli-ionien kanssa (katso yksityiskohtia esim. Six ym., 2004; Von Lützow ym., 2006). Nämä näkökohdat ovat tärkeitä, koska molempia voidaan käyttää, kun arvioidaan a priori rajoitteita joidenkin maalajien hiilisidonnan potentiaaliin (epäorgaanisten pintojen pintaominaisuuksien kautta, kuten funktionaaliset ryhmät ja varaus) sekä maaperän aggregoitumiskykyyn ja stabiiliuteen (joihin vaikuttaa maan hiukkasten kokojakauma). On huomattava, että SOM:n lisäyksellä on positiivisia vaikutuksia sekä maan aggregoitumiseen että läsnä olevan pintavarauksen määrään. Kleber ja Johnson (2010) tarkastelivat yksityiskohtaisesti käynnissä olevaa pohdintaa SOM:n koostumusta määräävistä kemiallisista ja fysikaalisista prosesseista, ja niistä on yhteenveto alla: Luonnehtiiko kemiallisilla uutoilla (emäs/happo) määritetty SOM:n liukoisuus riittävästi vaikeasti hajoavaa SOM:a? Perinteisissä kemiallisissa uuttomenetelmissä jää uuttumattomia jäännöksiä, joiden oletetaan olevan hajotustakestäviä tai vaikeasti hajoavia niiden monimutkaisten polymeeristen makromolekyylirakenteiden takia. Tämän havainnon perusteella kehitettiin "humus-käsite", jonka mukaan hajotusprosessit tuottavat kiertoajoiltaan erilaisia humusaineita, kuten fulvohapot (vuosikymmeniä/vuosisatoja), humiinit ja humushapot (vuosituhansia) (Schlesinger, 1977). Tällainen aineen luonteeseen liittyvä kemiallinen stabiilius voidaan kuitenkin kyseenalaistaa, sillä ainakin jotkin uutetut humusaineet ovat ennemminkin uuttomenetelmän tuottamia aineita kuin todellisia SOM:n komponentteja (Piccolo, 2002). Nopeasti kehittyvät analyysitekniikat, kuten ydinmagneettisen resonanssin spektroskopia (NMR) ja synkrotronipohjainen hienorakenteen röntgenspektroskopia, eivät tarjoa selvää näyttöä erillisten humusmolekyylien olemassaolosta käsittelemättömässä maaperässä (Lehmann ym., 2008b). Gleixner ym. (1999) sovelsivat Curie-pisteen pyrolyysi-kaasukromatografiaa kytkettynä on-line massaspektrometriaan

10 10 (Py-GC/MS) ja isotooppisuhteen massaspektrometriaan (Py-GC IRMS) ja osoittivat, että makromolekyylien sijasta molekyylipainoltaan kevyemmät aineet (proteiinit tai peptidit) säilyvät todennäköisemmin maaperässä hajoamis- ja humifikaatioprosessien aikana. Lisäksi oletus aromaattisen hiilen suuresta osuudesta humus-aineissa on kyseenalaistettu (Gleixner et ai. 2002). Nämä uudet havainnot tukevat käsitystä, että mikrobit toimivat ensisijaisina aktiivisina SOM:n stabiloijina ja että maaperään jää prekursoriaineiden sijasta hiiltä, joka on rakennettu uusiksi mikrobiperäisiksi molekyyleiksi (ks. Chabbi ja Rumpel, 2009) Ohjaako hajoamisnopeuksia ja humifikaatio reittejä koskeva tieto SOM:n erottelua maaperän toiminnan kannalta ja käsitteellistämistä SOM-dynamiikan prosessimalleissa? Eloton SOM jaetaan nyt tavanomaisesti kolmeen hiilivarastoon: (1) aktiivinen varasto, jonka kiertoaika on vuosia (juurieritteet, tuoreen kasvikarikkeen nopeasti hajoavat osat), (2) keskinopea tai hidas varasto, jonka kiertoaika on vuosikymmeniä, ja (3) passiivinen varasto, jonka kiertoaika on vuosisadoista vuosituhansiin (kemiallisilla tai fysikaalisilla mekanismeilla stabiloitunut orgaaninen aines) (Trumbore, 1997, 2009), mukaan lukien pyrolyysissä muodostunut puuhiili. Puuhiiltä lukuunottamatta näyttö passiivisen varaston luonteesta nojautuu enimmäkseen radiohiiliajoitukseen ja C 3 -kasvijäänteiden mitä c3 tarkoittaa havaitsemiseen SOM:ssa sellaisilla mailla, joilla on viljelty C 4 -kasveja vuosisatojen ajan tai pidempään. Tämän passiivisen tai inertin varaston suuruus voi tulla selvästi aliarvioiduksi, mikäli puuhiiltä ei määritetä erikseen (Lehmann ym., 2008a). Todisteena passiivisen varaston olemassaoloa vastaan on se, että merkittävät orgaaniset aineet (esim. ligniini, selluloosa ja hemiselluloosa, lipidit ja proteiinit) voivat hajota kokonaan optimaalisissa olosuhteissa (esim. riittävä hapensaanti), vaikka joidenkin orgaanisten aineiden hajoaminen saattaa kestää kauemmin kuin toisten (esim. puu > lehdet). Vaikka ympäristöstä johtuvat rajoitteet auttavatkin selittämään epätäydellistä hajoamista, on olemassa todisteita, että vuorovaikutukset maan epäorgaanisten pintojen kanssa auttavat stabiloimaan hajonneita kasvinjäänteitä ja/tai mikrobien ja sienien jäänteitä Kuvaako Wershawin (2004) molekyyliaggregaattimalli SOM:n fysikaalista luonnetta paremmin kuin humuspolymeerimalli? Molekylaarisen aggregaattimallin peruslähtökohtana on se, että SOM koostuu maan eliöstön osittain hajonneista tuotteista (eli kasvipolymeereista). Luonnollinen orgaaninen aine koostuu siis erilaisten hajoamistuotteiden molekyyliaggregaateista (molekyylifragmentit ovat luonteeltaan amfifiilisia eli ne ovat sekä vesi- että rasvaliukoisia), joita pitävät koossa entrooppiset vuorovaikutukset ja/tai ei-kovalenttiset sidokset. Malli ei tarjoa mitään rakenteellista syytä hajoamista estävälle luontaiselle stabiiliudelle Yhdessä nämä kysymykset viittaavat uuteen näkemykseen orgaanisen aineksen hajoamisprosesseista ja hajotuksenkestävyydestä Viime aikoina SOM:n tutkimuksessa usein käytetty käsite "heikko hajoavuus" (jota on käytetty joko suorana tai korvaavana mekanismina SOM:n malleissa) on kyseenalaistettu, koska sen katsotaan ainoastaan ilmaisevan käsitystä siitä, että molekyyleillä on luontainen kyky vastustaa hajoamista, ja koska sen

11 11 katsotaan olevan toiminnallisesti määritelty ominaisuus, joka kuvastaa joidenkin SOM:ien pitkää viipymäaikaa (Kleber, 2010). Hajoamista on ehkä asianmukaisempaa pitää logistisena ongelmana (Kleber, 2010), jossa keskeisiä tekijöitä ovat (i) mikrobien ekologia; (Ii) entsyymikinetiikka (iii) ympäristötekijät ja (iv) maamatriisin suojaava vaikutus. SOM:n hajotusta rajoittavien tekijöiden tarkastelu logistiselta kannalta on yhteensopivaa järjestelmien tarkasteluun käytettävien lähestymistapojen kanssa - eli edellä kohdissa i-iv määritelty rakenne määrittää toimintoja ainakin osittain ja todennäköisesti sisältää (mahdollisesti) ymmärrettäviä takaisinkytkennän mekanismeja. Näihin toimintoihin voisi sisältyä maaperän aggregoitumisen asteen, ravinteiden kierron ja tautien tukahduttamisen kaltaisia ominaisuuksia. Tällä hetkellä on epäselvää, vaikuttaako muuttunut käsitys SOM:n koostumuksesta SOM:n prosessi-orientoituneisiin malleihin, jotka rakennettiin käyttämällä vanhempia käsitteitä humifikaatiosta ja hajoamisesta. Niihin voi olla tarpeen sisällyttää edellä kohdissa 2.4.2, ja tarkasteltuja stabilisaation käsitteitä (kuten on yritetty tehdä Malamoudin ym. (2009) Struc-C-mallissaym.). Jäljelle jää kysymys siitä, parantaisiko tämä muutos SOM:n dynamiikan mallintamista. 3. Maaperän hiilen mittaus varastot ja virrat 3.1. SOC-varastot Kuten yllä on kuvattu, SOM koostuu monimutkaisesta seoksesta (osittain) hajonneita aineita (eli orgaanisia molekyylejä, kuten polysakkaridit, ligniini, alifaattiset biopolymeerit, tanniinit, lipidit, proteiinit ja aminosokerit), jotka ovat peräisin kasvikarikkeesta sekä eläinten ja mikrobien biomassasta (Totsche et ai. 2010). Se edustaa myös erilaisia mikrobien toimintaan liittyviä varastoja (Krull et ai., 2003; Trumbore, 2009). Nämä varastot jaotellaan biologisen stabiiliuden mukaan (labiili, stabiili, refraktorinen ja inertti), hajoamisnopeuden mukaan (nopea-aktiivinen, hidas-keskinkertainen ja erittäin hidas / passiivinen / inertti) sekä kiertoajan mukaan (lyhyt, pitkä, hyvin pitkä). Tämä jako oli sekä lähtöisin SOC-fraktioinnin menetelmistä että johti niihin (taulukko 2). Taulukko 2. Tieteellisessä kirjallisuudessa havaittuja (maan) orgaanisen hiilen muotoja (taulukko mukailtu Baldockiin (2007) perustuvan Victorian Government -raportin 2010 kappaleesta 2). Muoto Koostumus Varastoluokka Maanpinnan kasvijäännökset Maan pinnalle jäänyt kasviaines, Hajoamisaika on päivistä vuosiin kuten lehtikarike ja viljojen/ laidunkasvien kasviaines Hautautuneet kasvijäännökset Vähintään 2 mm:n kokoinen maaperässä oleva kasviaines Nopea (eli labiili) varasto Hajoamisaika on päivistä vuosiin Orgaaninen hiukkasaines (POC) Kooltaan alle 2 mm ja yli 50 µm puolihajonnut orgaaninen aines Nopea (eli labiili) varasto Hajoamisaika on päivistä vuosiin Humus Resistentti orgaaninen hiili (ROC) Hyvin pitkälle hajonnut orgaaninen aines, joka on pienempää kuin 50 µm ja yhdistynyt maaperän hiukkasiin Puuhiili tai hiiltyneet materiaalit, joita syntyy orgaanisen aineksen palaessa (kestävät biologista hajoamista) Hidas (tai stabiili) varasto Hajoamisaika on vuosista vuosikymmeniin Passiivinen (tai vaikeasti hajoava) varasto Hajoamisaika on vuosikymmenistä tuhansiin vuosiin

12 SOC:n mittaus Tiedeyhteisö on tehnyt huomattavasti työtä SOC-määrän mittaamiseksi erilaisilla tekniikoilla, jotka sisältävät niin ex situ- kuin in situ -menetelmiä (taulukko 3) (ks. Chatterjee ym., 2009, joka antaa yleiskuvan näistä tekniikoista). Kuivapolton kaltaisia ex situ -menetelmiä on kauan pidetty standardimenetelminä. Terrestristen järjestelmien käyttö hiilen sidontaohjelmiin, vaatii kuitenkin tarkkaa ja kustannustehokasta SOC:n mittausta, jotta voidaan todentaa ja seurata SOC-varastoja. Maatila- tai maisemayksikkömittakaavassa on kehitetty tehokkaita näytteenottomenetelmiä, jotka mahdollistavat "vähimmän" tarvittavan rinnakkaisnäytteiden määrän määrittelyn, mikä puolestaan alentaa näytteiden käsittely- ja mittauskustannuksia laboratoriossa.tämän ohella on kehitetty myös analyyttisiä in situ -menetelmiä, kuten lähi-infrapuna- (NIR) ja keski-infrapuna- (MIR) spektroskopia. Yhdessä nämä näytteenotto- ja analyysimenetelmät ovat huomattavan kustannustehokkaita verrattuna perinteisiin menetelmiin (Janik ym., 2007). SOC-dynamiikan mallintaminen voi silti edellyttää hyvin määriteltyjä mitattavissa olevia hiilifraktioita. Seuraavissa osioissa on yhteenveto näitä fraktioita koskevasta nykytiedosta. Taulukko 3. Tekniikat SOC-pitoisuuden määrittämiseksi (Chatterjee ym., 2009). Ex situ menetelmät Märkäpoltto eli SOC:n hapettaminen happoliuoksella, kuten Walkley- Black menetelmässä Kuivapoltto eli hehkutuskevennys, kuten muhveliuunissa, ja automatisoidussa CN (S) -analysaattorissa, kuten vario EL tai vario max In situ -menetelmät Infrapunatekniikat, kuten MIR ja NIR Laseravusteinen erittelyspektroskopia (LIBS) Joustamaton neutronisironta Kaukokartoitus SOC-fraktiointi SOM:n fraktiointiin käytettyjä erottelumenetelmiä on esitetty taulukossa 4. Niihin kuuluu niin fysikaalisia (koko, tiheys, aggregaatio) kuin kemiallisia (liukoisuus, minerologia) erottelumenetelmiä. Orgaanisen aineksen fraktiointiin on kehitetty parhaita käytäntöjä, jotka sisältävät sekä fysikaalisia että kemiallisia fraktiointimenetelmiä (katso esim. menetelmä, jota ehdottavat Sohi ym., 2001; Six ym., 2002; Zimmermann et ai. 2007a (Kuva 2)). Nämä uudemmat käytännöt ovat erittäin lupaavia, vaikka ne eivät täysin katakaan käsityksiä stabiloitumisesta epäorgaanisilla pinnoilla tai aggregaattien antamasta suojasta. Lisäksi on kehitteillä kustannustehokkaita in situ -menetelmiä. Esimerkiksi osittaisen pienimmän neliösumman (PLS) avulla kalibroitu MIR on osoittautunut varsin lupaavaksi menetelmäksi maaperän hiilifraktioiden ennustamiseen (orgaanisen hiilen kokonaismäärä, hiukkasmuotoinen orgaaninen hiili, kestävä hiili (puuhiili)) (Janik ym., 2007; Zimmermann ym., 2007a; Calderón ym., 2011) ja spektrikirjastoja kehitetään parhaillaan hiilifraktioiden ennustamiseen MIR-tekniikoilla.

13 13 Taulukko 4. SOC-fraktioinnin menetelmät (ks. esim. Von Lützow ym., 2007). Fysikaalinen fraktiointi Maa-aggregaattien fraktiointi Makroaggregaatit (> 250 µm) /märkäseulonta/liettäminen/dispersio (ultraääni) DOC (liuennut orgaaninen aines)/alle 0,45 µm liuoksessa Partikkelikokojen fraktiointi Saven kokoiset, lietteen kokoiset ja hiekan kokoiset hiukkaset Tiheysfraktiointi Raskas fraktio (organomineraaliset yhdistelmät) Kevyt fraktio POM (orgaaninen hiukkasaines) Erotettu käyttämällä nesteitä, joilla on tietty tiheys (väliltä 1,6 ja 2,0 g cm -3 ) Kemiallinen fraktiointi Kemialliset uutteet Hydrolyysi Hapettaminen Käytetään erottamaan humusaineet humushapoiksi, fulvohapoiksi ja humiiniksi, emäs- ja happoliuoksiin liukenevuuden perusteella, joista yleisimpiä ovat NaOH ja Na 4 P 2 O 7 Mikrobibiomassa C / esim. fumigaatio kloroformilla Käytetään erottamaan hiilihydraattien/ proteiinimolekyylien jne. hydrolyyttisia sidoksia / esimerkiksi HF erottamaan mineraali-om-liittymiä / tai HCl, jotta voidaan kvantifioida se SOC:n osuus, joka liittyy proteiineihin, aminohappoihin tai aminosokereihin Käytetään poistamaan labiileja/aktiivisia SOM:n fraktioita (eli kasvien jäänteitä) / yleisimpiä aineita ovat H 2 O 2, NaOCl ja KM n O 4 Kuva 2. Yhdistetty märkäseulonta- ja tiheysfraktiointi -menetelmä (lainaus: Zimmermann et ai., 2007a, käytetään luvalla). Lyhenteet: liuennut orgaaninen aines (DOC), partikkelimainen orgaaninen aines (POM), hiekka ja stabiilit aggregaatit (S + A), liete- ja savihiukkaset (s + c) ja hapettumista kestävä hiili (rsoc).

14 SOC:n ja maan rakenteen kuvantaminen in situ Fysikaaliseen suojaukseen on pitkään viitattu hiilen stabiloinnin keskeisenä mekanismina (Adu ja Oades, 1978) ja nykyinen tietämys maaperän rakenteen ja hiilen dynamiikan välisestä suhteesta perustuu paljolti tekniikoihin, joissa maata häiritään fysikaalisesti (Young ym., 2008). Läpäisyelektronimikroskopiassa näytteiden valmistusmenetelmiä voidaan mukauttaa savihiukkasten ja SOM:n rakenteen säilyttämiseksi nano- ja mikrometrin kokoluokan aggregaateissa (Chenu ja Plate, 2006). On olemassa tekniikoita, joilla maaperästä voi ottaa sellaisia kaksiulotteisia ohutleikkeitä, joissa mikrobit ovat säilyneet in situ ja jotka tarjoavat tietoja mikrobien ja huokosten suhteellisesta sijainnista (Nunan ym., 2003). Maan ominaisuuksien anisotropian ja epäpysyvyyden vuoksi kaksiulotteiset kuvat antavat kuitenkin yksinään puutteellisen käsityksen asiasta. Tämä pätee erityisesti eliöiden tarvitsemien ainevirtojen kuljetusprosessien ymmärtämiseen, johon tarvitaan kolmiulotteista tietoa huokosten topologiasta (Werth et ai. 2010). Vasta äskettäin on saatu käyttöön standardoituja menetelmiä, joilla voidaan suoraan kuvantaa maaperän kolmiulotteista rakennetta, hiiltä ja mikro-organismeja sekä sitä kuinka monimutkainen elinympäristö maaperä todellisuudessa on (O'Donnell et ai. 2007). Röntgenmikrotomografiaa on hyödynnetty maaperän kuvantamiseen usean vuosikymmenen ajan, ja menetelmä on yhä helpommin käytettävissä maaperätieteessä (Peth ym., 2008). Mikrotomografia tuottaa korkean resoluution kolmiulotteisia kuvia rikkomatta maan rakennetta. SOM:n välillisiä vaikutuksia maamikrobien elinympäristön kolmiulotteisiin ominaisuuksiin on mitattu tomografiaa käyttäen useissa tutkimuksissa (Feeney ym., 2006; Deurer ym., 2009; Papadopoulos ym., 2009). Kussakin tapauksessa on havaittu, että SOM:lla on erittäin suuri vaikutus maaperän fysikaaliseen rakenteeseen, mistä seuraa suurempi rakenteellinen järjestys ja siten lisääntynyt maan huokoisuus. Huomattavaa edistystä on kuitenkin vielä tapahduttava, jotta voidaan tutkia, mitä seurauksia havaitulla rakenteella on maaperän toimintaan. Tämä edellyttää myös kehittyneempiä mallintamistapoja Hiilivirrat ja niiden mittaus Maaperään tulevat hiilivirrat kytkeytyvät suoraan sekä maaperässä säilyneisiin hiilivarastoihin että maaperän hiilen ulosvirtauksiin (SCE). Juurieritteet, joiden tuottoa fotosynteesi ruokkii, sekä maan pinnalla ja sen alla olevan karikkeen hajoaminen tuottavat hiiltä maahan. Yhdessä natiivin SOM:n hajoamisen ja juurihengityksen kanssa myös nämä tekijät vaikuttavat voimakkaasti maahengitykseen ja SCE:hen (Luyssaert ym., 2007). Maahengitys määritellään yleensä CO 2 :n vapautumiseksi maasta ilmakehään (1) juurien (juuret tai autotrofinen hengitys) ja (2) kariketta ja maan orgaanista ainesta hajottavien mikro- ja makro-organismien (heterotrofinen hengitys) (Högberg ym., 2005) yhteisvaikutuksesta. Juurieritteet hajoavat enimmäkseen melko nopeasti, kun sitä vastoin lehtien ja juurien karike on vaikeammin hajoavaa. SOM katsotaan puolestaan vaikeimmin hajoavaksi osittain siksi, että siinä on materiaaleja, jotka ovat jo mikrobien käsittelemiä (humus). Jokainen komponentti palauttaa hiiltä ilmakehään keskimäärin erilaisen ajan kuluessa: nopea hiilen kierto liittyy usein juurien/ritsosfääriin hengitykseen (päivistä kuukausiin), kun taas karikkeen hiilen hajoaminen on hitaampaa (kuukausista vuosiin) ja luontaisen (natiivin) SOM:n hajoaminen (vuosikymmenistä vuosisatoihin) vaikuttaa puolestaan olevan hitainta (Kuzyakov ja Larionova, 2005;

15 15 Cisneros-Dozal ym., 2006). SOM:n suhteellisen hitaalla kiertonopeudella heterotrofisen hengityksen kautta on merkittäviä vaikutuksia SOM:n pitkäaikaiseen varastoitumiseen. Hiilen stabiili-isotooppia 13 C käytetään eri tavoin maan hiilen dynamiikan tutkimiseen: Pulssileimausta käytetään fotosynteesissä äskettäin sidotun hiilen virran jäljittämiseen kasvi-mikrobi-maa-jatkumon läpi (Högberg ym., 2008), kun taas SOM:n isotooppianalyysi sellaisista käsitellyistä ekosysteemeistä, joissa on siirrytty C 3 -kasveista C 4 -kasveihin (kuten trooppisista metsistä viljelymaaksi tai ruohomaaksi), puolestaan antaa tietoa maaperän hiilikierrosta maankäytön muutosten jälkeisten vuosien tai vuosikymmenien ajalta (Balesdent et ai. 1987; Ehleringer ym., 2000; Trumbore, 2000). Heterotrofisten ja autotrofisten hengityslähteiden erottaminen käyttäen luonnollisiin isotooppisuhteisiin (engl. natural abundancy) perustuvaa menetelmää 13 C-isotoopilla on erittäin lupaavaa (Millard ym., 2010). Myös radiohiiltä 14 C käytetään arvioitaessa maaperän varastojen ja maaperän ulosvirtausten sisältämän hiilen alkuperää (Trumbore, 2000, 2009). Hiilitaseeseen perustuvia lähestymistapoja voidaan myös käyttää yhden tai useamman varaston tai virran arviointiin (esim. Giardina and Ryan, 2002). Näistä maahengitystä yleensä seurataan in situ, käyttäen CO 2 :n ulosvirtauksen mittaukseen maan pinnalta infrapunakaasuanalysaattoriin (IRGA) kytkettyjä dynaamisia tai staattisia kammiomenetelmiä (Luo ja Zhou, 2006). Maahengityksen komponentit voidaan edelleen erottaa (Hanson et ai., 2000; Högberg ym., 2005; Kuzyakov, 2006) käyttämällä menetelmiä, jotka on jaettu karkeasti neljään luokkaan: (1) fysikaalisesti hajonneiden komponenttien hengityksen mittaaminen (mukaan lukien juuret, lehtien karike ja SOM); (2) elävien juurien poistaminen maaperän monoliiteistä kaivamalla; (3) sellaisten haitattomien stabiilien tai radioaktiivisten isotooppien käyttö menetelmissä, jotka perustuvat elävistä juurista ja SOM:sta peräisin olevan CO 2 :n erilaisiin isotooppisiin sormenjälkiin ja (4) puun rungon kuoriminen metsäekosysteemeissä, mihin liittyy se, että fotosynteettinen hiilivirta juuriin ja niihin liittyneisiin mikro-organismeihin äkillisesti lakkaa ilman että mikroilmastoon vaikutetaan ainakaan aluksi (Högberg ym., 2005). (kappale 4 jätetty pois) 5. Käytännön toimenpiteet, joilla edistetään hiilen sitomista maaperään SOC on saanut yhä enemmän huomiota, sillä sen avulla voidaan mahdollisesti vähentää merkittävästi (ihmisten aiheuttamia) kasvihuonekaasupäästöjä (Wander ja Nissen, 2004). Maailmanlaajuisessa mittakaavassa tähän vaikuttavat seuraavat seikat: Maan hiilivaraston suuri koko muihin biologisesti aktiivisiin varastoihin verrattuna (Paustian ym., 2000); Orgaanisen hiilen arvioitu häviö maaperän varastosta ihmisperäisistä vaikutuksista johtuen viime vuosisadan kuluessa. Esimerkiksi maailmanlaajuisesti on menetetty noin Gt hiiltä maaperän hoitomenetelmien ja eroosion takia (Paustian ym., 2000; Lal, 2004b); Huomattava vuotuinen hiilivirta maan varaston läpi verrattuna ihmisen aiheuttamiin vuotuisiin päästöihin; ja Ihmisten erilaisten maanhoitotoimenpiteiden kohteena olevan maaperän kokonaispinta-ala. Pyrkimyksiä lisätä SOC-varastoa on retorisesti nimitetty hiilen sitomiseksi maaperään (engl. soil carbon sequestration eli SCS, Paustian ym., 2000). Bernoux ym. esittävät (2006), että SCS:n määränä tarkastelun

16 16 kohteena olevalle maatalousekosysteemille, määriteltyyn vertailuajankohtaan verrattuna, olisi pidettävä kaikkien kyseisen alueen kasvihuonekaasujen C-CO 2 -ekvivalenttina tai CO 2 -ekvivalenttina ilmaistua tietyn ajanjakson aikaista nettotasetta, joka on laskettu ottamalla huomioon paitsi kaikki päästölähteet maaperän-kasvien-ilmakehän rajapinnalla myös kaikki epäsuorat kaasuvuot (bensiini, enteeriset päästöt ja niin edelleen). SCS:aa kuvataan siten pitkäaikaiseksi tai pysyväksi (eli 100 vuotta) CO 2 :n poistumiseksi ilmakehästä maaperään. SCS:llä voi olla potentiaalia korvata fossiilisten polttoaineiden päästöjä 0,4-1,2 Gt C yr -1, mikä vastaa 5-15 % kaikista maailman päästöistä (Lal, 2004a; Powlson ym., 2010). Termi SCS tarkoittaa siis ilmakehän CO 2 :n hiilen lukitsemista maaperään. Tämän voi saada aikaan joko erittäin pitkäikäisen hiilen (esim. puuhiilen) kertyminen maahan tai viipymäajoiltaan erilaisten hiilivarastojen suhteellisten määrien muuttuminen. Kaikki SOC:n lisääntymät eivät ole todellisia hiilen nettosiirtymiä ilmakehästä maahan. Eräät johtuvat yksinkertaisesti hiilen liikkumisesta yhdestä terrestrisestä hiilivarastosta toiseen, ilman mitään positiivista tai negatiivista vaikutusta ilmastonmuutokseen (ks. esim. pohdintaa lannoituksen käytöstä, Janzen ym., 1998; Schlesinger, 1999; Viaud ym., 2010, tai luomuviljelystä, Leifeld ja Führer, 2010). SOM:n hyödyt maaperän terveydelle, kasvien kasvulle ja tuotannolle tunnetaan ja liittyvät sen keskeiseen rooliin terrestristen ekosysteemien toiminnassa ja viljavuudessa (Janzen, 2006). Sparling ym. (2006) esittivät hiljattain, että SOC:ia lisäävien viljelytoimenpiteiden ympäristönsuojelullinen hyöty voisi olla jopa kertainen verrattuna tuottavuuden nousuun (sadon lisääntymiseen). Tämä on esimerkki SCS:n win-win-eduista (ks. esim. Smith ym., 2007, IPCC-raportin luku 8.8). Samalla tavoin Post ja Kwon (2000) raportoivat jopa 50 % SOC-hävikkkejä viljelysmaan ylimmästä 20 cm:n kerroksesta vuotta kestäneen viljelyn aikana. Siirtyminen suorakylvöön eli muokkaamatta viljelyyn (NT farming) voi siis tarjota suunnattomia etuja. SCS riippuu kuitenkin monista eri tekijöistä, kuten maan sisältämä hiilestä, maalajista, ilmastosta ja maanhoidon menetelmistä (Smith ym., 2007). Lisäksi SCS:n tehostamisen toteutettavuus ei riipu pelkästään näistä luonnollisista tekijöistä vaan lisäksi myös paikallisista sosiaalisista ja taloudellisista olosuhteista, kuten työvoimakustannuksista ja riittävästä elintarviketuotannosta, muutamana esimerkkinä. On olemassa jonkin verran teoreettista perustaa sille, että potentiaalisen SOCnielun koko saattaisi olla yhtä suuri kuin aikaisempien maanhoitotoimien takia hävinneen hiilen määrä. Tämä on luultavasti liian optimistinen arvio, ja Lal (2004a) esitti, että hiilinielun kapasiteetti viljelysmaissa ja kasvukunnoltaan heikentyneissä maissa saattaa olla ehkä vain % tuosta historiallisesta hiilihävikistä, koska on otettava huomioon maan eroosion ja muiden sen kaltaisten prosessien aiheuttamat mineraalimaan pysyvät hävikit. Osa eroosion kautta hävinneestä hiilestä voi silti päätyä haudatuksi terrestrisessä sedimentaatiossa, enimmillään jopa 1 Gt C v -1 (ks. Stallard, 1998; Quinton ym., 2010). IPPC:n viimeisin raportti (Smith ym., 2007) antaa ymmärtää, että maailmanlaajuisesti viljelysmaiden vuotuinen sidontapotentiaali on 1,4-2,9 Gt CO 2 -ekvivalenttia ja että viljelysmaat saavuttaisi hiilellä kyllästetyn tilan vuoden kuluttua. Sen sijaan Chatterjee ja Lal (2009) esittivät äskettäisessä julkaisussaan viljelysmaiden hiilensitomispotentiaaliksi enimmillään 6 Gt CO 2 -ekvivalenttia vuodessa vuoteen 2030 mennessä. Taulukko 7 esittää yhteenvetona eri biomien (kasvillisuusvyöhykkeiden) potentiaalisia SOC-sitomisnopeuksia, kun käytössä ovat parhaat viljelykäytännöt, ja taulukko 8 puolestaan kokoaa todellisia mitattuja SOC-sitomisnopeuksia. Esimerkiksi useimmat metadata-analyysit (taulukko 8) viittaavat siihen, että jos NT-viljely otetaan käyttöön, pintamaassa tapahtuu hieman SOC:n kokonaismäärän kasvua verrattuna kyntöön perustuvaan maanmuokkaukseen (engl. full-inversion-tillage, FIT), ja että tämä lisäys kasvaa ajan mittaan ( Angers ja Eriksen-Hamel, 2008; Luo ym., 2010a; Virto ym., 2012). Kun otetaan huomioon koko maaprofiili, NT-viljelyllä näyttää kuitenkin olevan vain vähän vaikutusta SOC-varastoihin (Luo ym., 2010a). Virto ym. (2012) havaitsivat, että osa NT-viljelyyn siirtymisen vaikutuksesta (enimmillään 30 %) voi johtua eroista sadoissa ja maahan päätyvän hiilen määrissä. Kuten taulukosta 8 nähdään, on