Skleníkové plyny v půdě

Globální cyklus uhlíku

Hlavní rezervoáry uhlíku na Zemi jsou atmosféra, oceán, půda a litosféra (obrázek tab. I). Pro cyklus uhlíku (obrázek 1) je charakteristický významný přenos mezi suchozemskými ekosystémy a oceány na jedné straně a atmosférou na straně druhé. Uhlík v suchozemských ekosystémech je nahromaděn v opadu a jiných zbytcích rostlin a živočichů, v biomase mikroorganizmů, a hlavně v půdě. Největším zásobníkem uhlíku na Zemi je litosféra. Množství uhlíku v zemské kůře ve formě prvku se odhaduje na 20 milionů Pg, což je o několik řádů víc než v ostatních rezervoárech dohromady. Přesto je to jen asi čtvrtina veškerého uhlíku – tři čtvrtiny jsou vázány v uhličitanech. Ve srovnání s jinými toky uhlíku v globálním systému je však přenos mezi litosférou a ostatními složkami prostředí poměrně malý. S klimatem a jeho změnami souvisí hlavně obsah a forma uhlíku v atmosféře a toky uhlíkatých plynů do atmosféry a z atmosféry.

Uhlík v půdě a jeho zdroje

Klimatu a koloběhu uhlíku věnoval Vesmír poměrně dost místa (viz rámeček 1 ). Připomeňme si přesto základní údaje o uhlíku v půdách. Půdy obsahují celkově obrovské množství organického uhlíku (1100–2400 Pg) i uhlíku vázaného v anorganických látkách, zejména v uhličitanech (zhruba 700 Pg). Bez ohledu na rozdíly v odhadech jde o množství přesahující množství uhlíku v biomase rostlin a živočichů i v atmosféře dohromady. V povrchových vrstvách minerálních půd (které například u nás tvoří naprostou většinu) je přibližně několik hmotnostních procent organických látek a s hloubkou jich většinou ubývá. Mnohem víc organických látek obsahují organické půdy vznikající obvykle na stanovištích zaplavovaných nebo zaplavených (např. na rašeliništích). Tam se odumřelé části rostlin dostávají do prostředí málo prokysličeného až zcela bezkyslíkatého, a organická hmota oxiduje jen pomalu.

Primárním zdrojem půdní organické hmoty jsou různé části rostlin včetně kořenů a metabolity. Je to zřejmé v přirozených ekosystémech, ale i při pěstování plodin zbývá po sklizni desetina až třetina nadzemních částí a téměř celá biomasa kořenů. Tyto zbytky se pak stávají substrátem pro půdní mikroorganizmy. Menší množství organických látek se do půdy dostává spadem a splachem. Dalším primárním zdrojem organických látek jsou autotrofní mikroorganizmy, jejichž význam je klíčový na počátku vzniku půdy a v začátcích biologické sukcese.

Hlavním sekundárním zdrojem organické hmoty jsou živočichové. Někteří také hrají důležitou úlohu v přemisťování rostlinných zbytků a dalších částic v půdě (například žížaly, mravenci nebo termiti). Množství organických látek každoročně vstupujících do půdy je různé, závisí mimo jiné na klimatických podmínkách a na vegetaci. Zatímco přísun v nadzemních částech rostlin je znám vcelku dobře, o kořenových exsudátech a odumřelých kořenech se toho mnoho neví. Odhaduje se, že se takto do půdy dostává asi 20–40 % uhlíku fixovaného fotosyntézou.

Uhlíku z půd ubývá činností mikroorganizmů.

V zemědělských ekosystémech se úbytek organické hmoty vyrovnává organickými hnojivy – chlévským hnojem, komposty, zbytky rostlin apod. Příznivě působí také pěstování rostlin s velkým množstvím posklizňových zbytků bohatých na dusík, například jetelovin. Nadměrný rozklad organické hmoty v půdě lze zpomalit nebo vhodně usměrnit celkovým snížením počtu kultivačních operací.

Rozklad organických látek a tvorba humusu

Rychlost degradace organických látek je různá. Nejsnadněji se rozkládají jednodušší cukry a škrob, hůře bílkoviny, ještě obtížněji hemicelulózy a celulóza, velmi těžko tuky a vosky a nejobtížněji lignin. Obecně lze rozklad organických látek v půdě vyjádřit jako enzymatickou oxidaci:

—(C, H) + 2O₂ → CO₂ + 2H₂O + energie.

Tento sumární vztah samozřejmě nezahrnuje jednotlivé reakce, jichž je velké množství a jež se liší podle organické látky podléhající rozkladu. Kupříkladu bílkoviny se rozkládají na aminokyseliny, a ty dále podléhají rozkladu, jehož konečným produktem jsou ionty NH₄⁺, NO₃^– a SO₄^2–. Složité polymery jsou většinou nejprve rozloženy mimobuněčnými enzymy mikrobiálního, živočišného i rostlinného původu. Další rozklad probíhá v buňkách mikroorganizmů, a to odlišně za kyslíkatých a bezkyslíkatých podmínek (obrázek 2). V dobře provzdušněné půdě se většina kyslíku spotřebuje enzymatickou oxidací dle uvedeného vztahu. Bez přístupu kyslíku je rozklad zpomalen a kromě oxidu uhličitého se hromadí různé jednodušší organické sloučeniny.

Přibližně polovina až čtyři pětiny organického uhlíku se během prvního roku rozkladu mineralizují a uvolňují ve formě CO₂, několik procent je vázáno v biomase půdních organizmů a zbytek tvoří různé organické látky, částečně přeměněné na humus (obrázek 3).

V organických látkách je vázáno velké množství energie. Při jejich rozkladu se většina této energie uvolní ve formě tepla a jen malá část je využita organizmy (podle osvědčené zahradnické praxe se pařeniště plní vrstvou koňského hnoje, která se překryje půdou pro výsadbu rostlin, a na takto „vytápěném“ podloží se pěstuje rychlená zelenina).

Při rozkladu organických látek v půdě nedojde k jejich stoprocentní mineralizaci, mnoho meziproduktů je v půdním prostředí ihned znovu využito. Částečnému rozkladu nicméně nakonec podléhají i odolné organické látky typu ligninu. Rozkladné produkty, fenoly a chinony, se nejprve vyskytují ve formě monomerů, které působením enzymů polymerují a tvoří polyfenoly a polychinony. Tyto vysokomolekulární látky reagují s aminosloučeninami, a tak vznikají humusové látky dosti odolné vůči rozkladu. Humus se tedy vytváří resyntézou a polymerací v průběhu rozkladných procesů biomasy.

Humusové látky jsou amorfní, vysokomolekulární a mají tmavou barvu. Jejich molekulová hmotnost se pohybuje od několika stovek do několika set tisíc. Charakteristickým znakem humifikace je obohacení dusíkem: zatímco rostlinné zbytky mají průměrný poměr C : N kolem 40 : 1 (bobovité rostliny 10 : 1–30 : 1, sláma 100 : 1, smrkové dřevo až 600 : 1), v humusových látkách je poměr zhruba 10 : 1–12 : 1. Dusík takto vázaný je nepřístupný jako živina, ale přeměnou humusových látek může být uvolněn. Biomasa mikroorganizmů má poměr C : N mezi 5 : 1 až 10 : 1. Nižší poměr znamená víc dusíkatých látek (bílkovin) a je charakteristický pro bakterie, vyšší poměr je typický pro mikromycety (mikroskopické houby).

Poměr C : N v rostlinné biomase je důležitý z hlediska průběhu a rychlosti rozkladu. Půdní mikroorganizmy vyžadují pro tvorbu biomasy vyrovnanou výživu a určitý poměr živin. Je-li hypotetický průměrný poměr C : N v biomase mikroorganizmů např. 8 : 1, musí mikroorganizmy na každý gram dusíku zabudovat do biomasy 8 gramů uhlíku. Jen asi třetina přijatého uhlíku je ale využita v biosyntéze, zbývající dvě třetiny jsou prodýchány a uvolněny ve formě CO₂. Proto musí mít mikroorganizmy k dispozici asi 24krát více C než N (čili poměr C : N v jejich „potravě“ by měl být přibližně 24 : 1).

Vedle humusu vzniká při rozkladu a humifikaci oxid uhličitý. Podle hmotnosti je dokonce hlavním produktem. Relativní obohacování humusových látek o dusík zároveň znamená relativní ochuzování o uhlík (uvolněný hlavně jako CO₂). Oxid uhličitý je klíčovou sloučeninou koloběhu uhlíku v biosféře (obrázek 4). Nejprve je odčerpán fotysyntézou z atmosféry a fixován v biomase. Odtud se buď vrací zpět do atmosféry, nebo se dočasně (byť na dlouhou dobu) váže v humusu. Ten se však posléze také rozkládá a vzniklý CO₂ doplňuje zásobu uhlíku v atmosféře. Z 1 hektaru půdy se denně uvolňuje do atmosféry průměrně 25–30, maximálně až 100 kg CO₂ (čili asi 6–25 kg uhlíku – rozdíly mezi ekosystémy jsou značné). Pro lepší představu: Čtvereční metr půdy „vydechuje“ až 5 litrů CO₂ denně. Malé množství CO₂ v půdě reaguje za vzniku H₂CO₃ a uhličitanů a může se z půdy vymývat.

V některých suchozemských ekosystémech je mineralizace organických látek zpomalena, organická hmota se zde hromadí. Typickým příkladem jsou mokřady a jiné ekosystémy s nedostatkem kyslíku. Kromě CO₂ mohou při rozkladu organických látek bez přístupu kyslíku vznikat i další uhlíkaté plyny, zejména metan a sirouhlík. V koloběhu uhlíku jsou tyto látky v menšině. Metan však hraje důležitou úlohu v atmosféře jako jeden z hlavních skleníkových plynů. Na jeho vyšší koncentraci v atmosféře se podílejí jak přirozené procesy, tak lidská činnost (obrázek 5). Přirozeným způsobem se tvoří v bezkyslíkatých půdách a sedimentech, v trávicím traktu živočichů ap. Emise související s lidskou činností jsou několikanásobně vyšší. Největší podíl připadá na rýžová pole, spalování biomasy a fosilních paliv a na trávicí trakty hospodářských zvířat. Významné jsou také emise ze skládek odpadů a z odpadních vod.

Mikroorganizmy – hlavní hybatelé cyklu uhlíku

Půdní organická hmota a odumřelá biomasa jsou zdrojem energie a uhlíku pro mikroorganizmy (bakterie, mikromycety, archea). Pokud se do půdy dostane rozložitelná organická hmota, velmi rychle se zvýší produkce CO₂ a klesne koncentrace O₂ v okolí. Část uvolňovaného uhlíku je zabudována do biomasy mikroorganizmů, zatímco část organické hmoty slouží jako zdroj energie pro růst. Mikromycety jsou nejefektivnější – využijí 30–40 % metabolizovaného uhlíku na tvorbu biomasy, aerobní bakterie v průměru 5–20 % a anaerobní mikroorganizmy pouze 2–5 %. Aby si mikroorganizmy zajistily své potřeby a mohly tvořit novou biomasu, musejí zpracovat velké množství organických látek. Přitom se uvolní mnoho koncových plynných metabolitů, tedy hlavně CO₂, ale i CH₄. V půdě ovšem vedle mikroorganizmů žijí i půdní živočichové a jsou zde kořeny rostlin. Jejich dýchání významně přispívá k tvorbě a emisím CO₂ z půd (obrázek tab. II).

Uhlík uvolněný jako CO₂ byl však nejdříve z atmosféry odčerpán fotosyntézou, zabudován do biomasy, a teprve potom uvolněn zpět do atmosféry. V mnoha suchozemských ekosystémech dlouhodobě převládá tok uhlíku z atmosféry do půdy (hromadí se půdní organická hmota). Tak vlastně ze zvětralých hornin vzniká půda. Teprve člověk zvrátil dlouhodobou tendenci hromadění organické hmoty. Obděláváním půdy „otevřel“ cyklus uhlíku tak, že intenzivně využívané půdy mohou být čistým zdrojem skleníkových plynů. Z půdy se více uhlíku uvolňuje, než se ho do ní ukládá. Problém je hlavně v disproporci časových měřítek. Ukládání probíhalo po tisíciletí, uvolňování je záležitostí roků či desetiletí. Stejný princip známe i u fosilních paliv – utvářela se postupně a dlouho, vytěžena a spálena jsou velmi rychle. Zvýšené uvolňování uhlíku lidskou činností je příčinou současných změn v globální bilanci uhlíku.

Mikroorganizmy nezískávají energii pouze dýcháním (oxidací organických látek). Využívají více metabolických variant, které umožňují rozklad organických látek při nedostatku kyslíku nebo při jeho úplné absenci. Místo O₂ slouží jako akceptory elektronů NO₃^–, Mn^IV nebo Fe^III. V silně redukčním prostředí dlouho zaplavených půd, sedimentů či trávicího traktu některých živočichů se mohou uplatnit také metanogenní mikroorganizmy. Jako zdroj elektronů využívají H₂, CO nebo jiné donory a redukují CO₂ na metan:

CO₂ + 4H₂ → CH₄ + 2H₂O.

Jinou variantou metanogeneze je fermentace metylovaných sloučenin nebo acetátu za vzniku metanu a CO₂:

CH₃COOH › CH₄ + CO₂.

Taxonomicky patří metanogeny ke skupině archeí a jsou extrémofilní. Žijí v podmínkách, kde by mnoho jiných mikroorganizmů přežít nedokázalo – při nízkém i vysokém pH, při vysoké teplotě, vysokém osmotickém tlaku ap. Tuto klasickou představu poněkud narušují nejnovější poznatky o rozšíření metanogenních archeí v prostředí. Ukazuje se, že extrémofilové žijí v mnoha půdách, a ve většině z nich byla prokázána nebo se předpokládá metanogeneze. Jak je to možné? Dnes bezpečně víme, že i v půdách dobře provzdušněných existují mikroprostředí, v nichž prosperují zdánlivě exotická metanogenní archea vyžadující striktně bezkyslíkaté prostředí. Musíme tedy poněkud poopravit tradiční představu o jejich výskytu, a hlavně o jejich významu a funkci v půdě.

CO₂ a CH₄ se v půdě nejen tvoří, ale i spotřebovávají. Oxid uhličitý samozřejmě potřebují zelené rostliny a mnohé fotosyntetizující mikroorganizmy (sinice a některé bakterie). Metabolizují ho i další mikroorganizmy:

1. chemolitoautotrofové (např. nitrifikační, sirné a železité bakterie, které fixují uhlík z CO₂ do biomasy a potřebnou energii získávají z anorganických látek);

2. anammox bakterie (získávají energii z oxidace amoniaku bez přístupu kyslíku a fixují CO₂ stejně jako předchozí skupina; viz Vesmír 86, 357, 2007/6);

3. heterotrofní bakterie při heterotrofní fixaci CO₂ za účelem biosyntézy a tvorby biomasy;

4. homoacetogenní bakterie (striktně anaerobní bakterie tvořící acetát) a

5. metanogenní archea (některé metanogenní mikroorganizmy využívající jako akceptor elektronů CO₂).

Metan se odbourává v troposféře chemickou reakcí s hydroxylovými radikály:

CH₄ + ·OH → ·CH₃ + H₂O

a ve vyšší stratosféře reakcí s řadou jiných radikálů (·OH, ·Cl a excitovaným atomárním kyslíkem). Metan spotřebovávají také metanotrofní bakterie hojné v půdách. Vedle aerobní oxidace metanu prováděné specializovanou skupinou bakterií a také nitrifikačními bakteriemi byla nedávno zjištěna i anaerobní oxidace metanu – původně v mořských sedimentech, a posléze i v jiném prostředí.

Celková bilance uhlíku a uhlík v atmosféře

Přirozenými procesy, ale zejména vlivem lidských aktivit se za posledních asi 250 let významně změnil obsah uhlíku v atmosféře. Ze skleníkových plynů se to týká hlavně CO₂ a CH₄. Koncentrace CO₂ se zvýšila z 280 ppmv na současných asi 380 ppmv. Odhaduje se, že z 80 % se na tom podílí spalování fosilních paliv a biomasy, výroba cementu a další průmyslová výroba a z 20 % změny ve využití půdy včetně odlesňování.

Koncentrace CH₄ za stejné období stoupla z původních 0,72 ppmv na současných asi 1,78 ppmv. Na zvýšení se zcela jistě podílejí těžba a využívání fosilních paliv, skládky odpadů, ale také zemědělství, zejména chov dobytka a pěstování rýže. Podíl jednotlivých aktivit ovšem zůstává nejistý. Veškeré antropogenní emise CO₂ dnes činí asi 8–9 Pg uhlíku za rok, avšak nárůst CO₂ v atmosféře odpovídá množství pouze 3,2–3,5 Pg uhlíku. Zbytek, vlastně víc než polovina emitovaného CO₂, se ukládá v suchozemských a vodních ekosystémech a většina uhlíku skončí v oceánech jako uhličitany a hydrogenuhličitany. Tak se příroda snaží napravovat příliš aktivního člověka. Bohužel jí síly nestačí a koncentrace skleníkových plynů v atmosféře stále rostou.

Články o koloběhu uhlíkatých plynů a globálním oteplování

Následující bibliografie začíná rokem 2001. Seznam starších materiálů najdete u článku M. Kutílka (Vesmír 80, 153, 2001/3).

Boháček I.: Spustil únik uhlovodíků globální oteplení? Vesmír 83, 455, 2004/8

Bruthans J.: Země jako ledová koule, Vesmír 81, 254, 2002/5

Cílek V.: Nový problém: globální cyklus dusíku, Vesmír 86, 362, 2007/6

Cílek V.: Ovlivňuje produkce aerosolů v E vropě sílu afrického monzunu? Vesmír 82, 129, 2003/3

Cílek V.: Záhada paleocenního uhlíku, Vesmír 86, 760, 2007/12

Crutzen P. J.: Člověk, ozon, klima, Vesmír 86, 78, 2007/2

Jungwirth P.: Aerosoly a chemie atmosféry, Vesmír 82, 196, 2003/4

Nátr L.: Rostliny produkují metan, Vesmír 85, 197, 2006/4

Plhák F.: Dusíkatá výživa rostlin a oxid uhličitý v atmosféře, Vesmír 83, 227, 2004/4

Pretel J.: Klima na Zemi se mění, Vesmír 85, 421, 2006/7

Sutlovičová K., Kotecký V.: Český uhlík, Vesmír 85, 485, 2006/8

Svoboda J., Svobodová J.: Reálné cesty snižování emisí oxidu uhličitého, Vesmír 86, 655, 2007/10

Wallace J. M., Christy J.: Pravda o globálním oteplování, Vesmír 80, 265, 2001/5

Výskyt uhlíku na Zemi

Uhlík se na Zemi vyskytuje ve formě 7 izotopů, z nichž dva jsou stabilní (¹²C a ¹³C) a ostatní radioaktivní (¹⁰C, ¹¹C, ¹⁴C, ¹⁵C a ¹⁶C), s poločasem rozpadu od 0,74 s (¹⁶C) do 5726 let (¹⁴C). Kromě stabilních izotopů má větší význam pouze uhlík ¹⁴C. 99 % uhlíku v prostředí tvoří izotop ¹²C a přibližně 1,01–1,14 % izotop ¹³C. Nejběžnější obsah izotopu ¹³C je 1,11 %, a proto má normální uhlík atomovou hmotnost 12,011. Oxid uhličitý v ovzduší obsahuje kromě izotopů ¹²C a ¹³C i malé množství izotopu ¹⁴C, který se nepřetržitě tvoří v horních vrstvách atmosféry. Vlivem kosmického záření tu reagují protony s dusíkem ¹⁴N. Rostliny přijímají oxid uhličitý z atmosféry, a tak se izotop ¹⁴C dostává do potravního řetězce a do biomasy. Živé rostliny a živí živočichové proto obsahují kolem 1,2 · 10^–10 % radioaktivního uhlíku ¹⁴C. Po smrti se dynamická výměna izotopů uhlíku zastaví a obsah ¹⁴C v odumřelé biomase exponenciálně klesá. Tento jev je základem metody určování stáří biologických materiálů. Praktická hranice metody je asi 50 000–70 000 let – za tuto dobu klesne obsah ¹⁴C pod 0,2 % původní hodnoty, a tím pod mez spolehlivé stanovitelnosti.

Pro detailní studium cyklu a přeměn uhlíku se využívá frakcionace izotopů uhlíku ¹³C a ¹²C. Při fyzikálních, chemických a biologických procesech často hraje roli atomová či molekulová hmotnost zúčastněných molekul. Výsledkem je posun v izotopovém složení sloučenin, respektive relativní obohacení nebo ochuzení o izotop uhlíku ¹³C. Existuje mnoho výjimek, ale obecně jsou organické materiály ochuzeny o ¹³C (průměrně –25 ‰) oproti atmosférickému CO₂ (–7 ‰) a anorganickým uhličitanům (0 ‰). K ochuzení dochází při fotosyntetické fixaci CO₂ nebo u chemotrofních autotrofů při využití CO₂ pro tvorbu biomasy. Proto větší ochuzení o ¹³C poměrně spolehlivě indikuje biologický původ.

Uhlík se vyskytuje jako volný prvek ve dvou formách, jako grafit a diamant. Údaje o celkovém průměrném výskytu uhlíku v horninách se velmi liší, ale typické odhady jsou kolem 180 ppm C. Grafit neboli tuha je v přírodě poměrně rozšířený nerost. Vyskytuje se v přeměněných sedimentovaných horninách typu krystalických břidlic a rul, ve formě krystalů do velikosti až 6 mm. Grafitické horniny obsahují kolem 45–60 %, výjimečně až 95 % uhlíku. Přírodní grafit má mnohostranné použití – při výrobě oceli, jako žáruvzdorný materiál ve slévárnách, jako mazivo, na brzdová obložení, tužky a další výrobky. Světová produkce přírodního grafitu je kolem 450 000 t · rok^–1. Srovnatelně velké množství grafitu se vyrábí uměle, zejména v USA a Evropě. Využívá se k tomu metoda žíhání koksu bez přístupu vzduchu. Mikroskopické krystalky grafitu vytvářejí amorfní uhlík, hlavní součást uhlí.

Diamant je druhá základní forma uhlíku (Vesmír 81, 83, 2002/2; 83, 87, 2002/2; 83, 90, 2002/2). Nachází se ve vulkanických horninách (kimberlitech), v sedimentech a na mořských terasách. Současná největší naleziště jsou na Sibiři, v Tanzanii, Austrálii, Jihoafrické republice a dalších jihoafrických a středoafrických státech. Světová produkce přírodního diamantu dosahuje 10 t · rok^–1. Větší a průhledné diamanty jsou nejcennější drahokamy, které se brousí do briliantů. Nevzhledné a neprůhledné diamanty (kterých je většina) a také diamanty syntetické se používají v technice, zejména k broušení, řezání a vrtání.

Uhlík je v přírodě často vázaný ve sloučeninách – v ropě (uhlovodících), uhličitanech, v oxidu uhličitém, metanu ap. Uhličitany jsou nestálé, obyčejně druhotné nerosty. V přírodě se vyskytují zejména uhličitany dvojmocných kovů (Ca, Mg, Fe, Mn, Cu aj.). Významným horninotvorným nerostem je vedle křemene a živců kalcit (uhličitan vápenatý, CaCO₃) tvořící celé vápencové masivy. Další uhličitany jsou např. siderit (FeCO₃), magnezit (MgCO₃), dolomit (CaMg(CO₃)₂), aragonit (CaCO₃), malachit (CuCO₃.Cu(OH)₂) a rodochrozit (MnCO₃). Podobně jako jiné nerosty obsahují i uhličitany obvykle příměsi jiných prvků.