Kohlenstoff im Ozean
Der Kohlenstoff im Ozean bildet einen eigenen Kreislauf, der Teil des gesamten Kohlenstoffkreislaufs ist, und sich mit dem Terrestrischen Kohlenstoffkreislauf und dem Kohlendioxid in der Atmosphäre austauscht. Der Austausch mit der Atmosphäre beeinflusst stark deren Kohlendioxid-Konzentration.
Die ozeanische Deckschicht
Die gesamte im Ozean gelöste Menge an Kohlenstoff ist etwa 50 Mal größer als jene in der Atmosphäre und 20 Mal größer als der an Land (Vegetation und Böden) gespeicherte Kohlenstoff. Der Ozean tauscht Kohlendioxid (CO2) mit der Atmosphäre aus und fungiert bei einer steigenden CO2-Konzentration in der Atmosphäre über längere Zeiträume als wichtige CO2-Senke. Der CO2-Austausch mit der Atmosphäre findet über die ozeanische Deckschicht statt, die je nach Region zwischen 50 und mehreren 100 m dick ist. Er wird hauptsächlich durch die Differenz im CO2-Partialdruck zwischen Ozean und Atmosphäre angetrieben. Bei niedrigerem atmosphärischem CO2-Druck gast der Ozean Kohlenstoff (in Form von CO2) in die Atmosphäre aus, bei höherem CO2-Druck in der Atmosphäre wird Kohlendioxid im Oberflächenwasser des Ozeans gelöst. Der Austausch umfasst gegenwärtig über 90 Gt C[1] pro Jahr, wobei durch die anthropogene Störung des atmosphärischen Kohlendioxidgehalts 2,2 Gt C mehr vom Ozean aufgenommen als abgegeben werden (bezogen auf die 1990er Jahre).[2] Der Austausch ist regional sehr unterschiedlich. Es gibt Gebiete mit warmem oder aufsteigendem Wasser (vor allem in den Tropen), in denen von Natur aus der Ozean eine Quelle, und andere wie die Ozeane in höheren Breiten, in denen kaltes und salzreiches Wasser absinkt und der Ozean eine Senke ist.
Die für den Austausch zwischen Atmosphäre und Ozean entscheidenden Eigenschaften von Kohlendioxid sind seine leichte Löslichkeit und seine chemische Reaktivität im Wasser. Die Löslichkeit ist bestimmt durch Temperatur, Salzgehalt, Luftdruck, windabhängige Durchmischung und anderen Faktoren, wobei die Temperatur den größten Einfluss besitzt. Wasser mit höherer Temperatur kann weniger Kohlenstoff aufnehmen als Wasser mit geringerer Temperatur. Bei einer Temperaturerhöhung von 1 °C steigt der Partialdruck von CO2 in der ozeanischen Deckschicht über einen längeren Zeitraum (Jahrhunderte) um 7-10 ppm.[3] Je nach Szenario kann bis zum Ende des Jahrhunderts durch diesen Effekt die Gesamtaufnahme von CO2 um 9–14 % geringer ausfallen.[4]
Chemischer Puffer
Man unterscheidet im Ozean drei Typen von Kohlenstoffverbindungen:
- gelösten anorganischen Kohlenstoff (dissolved inorganic carbon; DIC),
- gelösten organischen Kohlenstoff (dissolved organic carbon; DOC), und
- partikulären organischen Kohlenstoff (particulate organic carbon = POC).
Die überwiegende Mehrheit ist davon gelöster anorganischer, gefolgt von gelöstem organischen Kohlenstoff. DIC, DOC und POC stehen etwa im Verhältnis 2000:38:1.[5] Der gelöste anorganische Kohlenstoff liegt im Ozean überwiegend, d.h. zu 91 %, als Hydrogenkarbonat (HCO3-) vor, daneben zu 8 % als Karbonat (CO32-) und zu 1 % als physikalisch gelöstes CO2. CO2 wird bei der Aufnahme aus der Atmosphäre also fast vollständig in andere Verbindungen umgewandelt. Das unterscheidet das Kohlendioxid im Ozean grundlegend von dem in der Atmosphäre, wo es keine chemischen Reaktionen eingeht. Im Meer dagegen reagiert CO2 mit Wasser und Karbonat zu Hydrogenkarbonat (CO2 + CO32- + H2O = 2 HCO3-).
Durch diese Reaktion mit Kohlendioxid wird im Meer die Karbonat-Konzentration (CO32-) verringert und die von Hydrogenkarbonat (HCO3-) erhöht. Die Konzentration von Karbonat, das in geringen Mengen aus der Verwitterung an Land über die Flüsse nachgeliefert wird, ist daher eine kritische Größe für die CO2-Aufnahmekapazität des Ozeans. Da ein steigender CO2-Gehalt der Atmosphäre auch die Aufnahme von Kohlendioxid im Ozean erhöht, wird bei den chemischen Lösungsvorgängen auch mehr Karbonat verbraucht, und es steht zunehmend weniger Karbonat für die chemische Reaktion mit Kohlendioxid zur Verfügung. Seit Beginn der Industrialisierung hat die Karbonatkonzentration durch die Aufnahme des anthropogenen Kohlendioxids bereits um 10 % abgenommen.[4] Dadurch verbleibt ein zunehmender Anteil des aufgenommenen Kohlendioxids in seiner ursprünglichen Form im Wasser, und die Möglichkeit des Oberflächenwassers, weiteres Kohlendioxid aus der Atmosphäre aufzunehmen, verringert sich. Nach Modellrechnungen würde bei einem Anstieg der atmosphärischen CO2-Konzentration auf 750 ppm allein durch diesen Effekt die Aufnahmekapazität des Ozeans um 10 % zurückgehen.[4] Eine weitere Bedeutung des Karbonats liegt darin, dass es von etlichen Meeresorganismen gebraucht wird, die für ihre Schalen oder Skelettstrukturen Kalk (Kalziumkarbonat, CaCO3) bilden.
Biologischer Puffer
Das in der ozeanischen Deckschicht gelöste atmosphärische Kohlendioxid wird aber nicht nur chemisch verwandelt, sondern auch durch die Photosynthese des Phytoplanktons gebunden. Der Kohlenstoff wird dabei in Form von Kohlendioxid oder Hydrogenkarbonat aufgenommen. Das verringert den Partialdruck von CO2 in der oberen Wasserschicht und fördert damit die Aufnahme von Kohlendioxid aus der Atmosphäre. Die Bruttoprimärproduktion durch das ozeanische Phytoplankton wird auf 103 Gt C pro Jahr geschätzt, die Veratmung (autotrophe Respiration) auf 58 Gt C und die Nettoprimärproduktion entsprechend auf 45 Gt C pro Jahr. Der daraus resultierende und im Phytoplankton gebundene organische Kohlenstoff wird vom Zooplankton konsumiert, wobei durch heterotrophe Respiration 34 Gt C pro Jahr wieder frei gesetzt werden. Der Rest wird direkt oder indirekt zu Abfall (Detritus).
Der tiefe Ozean
Unterhalb der ozeanischen Deckschicht nimmt die Konzentration des gelösten anorganischen Kohlenstoffs deutlich zu. Die Ursache liegt in zwei fundamentalen Prozessen im Innern des Ozeans: der "physikalischen Pumpe" und der "biologischen Pumpe". Bei der physikalischen Pumpe wird CO2 durch absinkende Wassermassen in die Tiefe verfrachtet, bei der biologischen Pumpe durch das Absinken von organischen Substanzen, in denen Kohlenstoff gebunden ist.
Die physikalische Pumpe
Die Wirkung der physikalischen Pumpe hängt u.a. von der thermohalinen Zirkulation ab. Da CO2 in kaltem Waser besonders gut löslich ist, wird der Transport von atmosphärischem Kohlendioxid in den tieferen Ozean vor allem durch die Bildung von kaltem Wasser mit hoher Dichte im Nordatlantik und dem Gebiet des Antarktischen Zirkumpolarstroms kontrolliert. Mit dem Absinken großer Wassermassen in die Tiefe und ihrer weiteren Ausbreitung über große Entfernungen, z.T. über alle Ozeane, wird das CO2 effektiv und über lange Zeiträume von Jahrzehnten bis Jahrhunderten dem Austausch mit der Atmosphäre entzogen. Das heißt aber auch, dass eine Störung des innerozeanischen Kohlenstoff-Gleichgewichts durch zusätzliche CO2-Aufnahme aus der Atmosphäre erst über Zeiträume von bis zu 1000 Jahren, der Umwälzzeit des Ozeans durch die thermohaline Zirkulation, wieder ausgeglichen werden kann. Die langen Austauschzeiten sind vor allem darin begründet, dass sich erstens die Wassermassen der ozeanischen Tiefenströmungen nur sehr langsam bewegen und zweitens in großen Teilen des Ozeans eine wärmere und leichtere Deckschicht das Aufsteigen von Tiefenwasser verhindert.
Durch den globalen Klimawandel wird auch das Oberflächenwasser des Ozeans erwärmt, und es bilden sich weniger kalte Wassermassen, die in die Tiefe absinken könnten. Dadurch wird der Transport von Kohlenstoff in den tieferen Ozean durch die "physikalische Pumpe" reduziert. Durch den kombinierten Effekt von 1. der zunehmenden chemischen Sättigung des Oberflächenwassers und 2. der zunehmenden Schichtung der Wassersäule werden zwei wichtige negative Rückkopplungen im Kohlenstoff-Klima-System geschwächt und damit die Rate der Aufnahme von anthropogenem Kohlenstoff durch den Ozean reduziert. Die Größenordnung ist entscheidend davon abhängig, wie die ozeanische Zirkulation und die chemische Mischung auf den klimatischen Antrieb reagieren.
Die biologische Pumpe
Das durch die Photosynthese erzeugte organische Material sinkt als Gewebepartikel (particulate organic carbon = POC) in größere Tiefe und wird dort remineralisiert, d.h. in seine Bestandteile aufgelöst. Dieser Abwärtsfluss von organischem Kohlenstoff aus dem oberen Ozean, der etwa 25% des Kohlenstoffs, der im oberen Ozean durch Photosynthese gebunden wird, ausmacht, wird als "biologische Pumpe" bezeichnet und wird gegenwärtig auf etwa 11 Gt C pro Jahr geschätzt. Nur ein minimaler Teil sinkt in das Sediment ab, hauptsächlich im Küstenbereich. Der restliche organische Kohlenstoff wird im tiefen Ozean durch Zersetzung in gelösten anorganischen Kohlenstoff (DIC) zurückverwandelt, der durch aufsteigendes Wasser wieder an die Oberfläche gelangt. Insgesamt sorgt die biologische Pumpe dafür, dass die atmosphärische CO2-Konzentration 150-200 ppm unter dem Wert liegt, der ohne das ozeanische Phytoplankton herrschen würde.
Die Karbonat-Gegenpumpe
Zusätzlich zu diesen Vorgängen bilden einige Phytoplankton- und Zooplanktonarten Kalzium(CaCO3)-Schalen, die in tiefere Schichten sinken, wo Teile davon aufgelöst werden. Die Auflösung geschieht erst in Tiefen, in denen keine Karbonatsättigung mehr vorliegt, d.h. unterhalb der sogenannten Lysokline (wo eine durch den hohen Druck verursachte starke Änderung der Löslichkeit besteht), die im nördlichen Atlantik bei 5 km und im nördlichen Pazifik bei 1 km Tiefe liegt. Der Abwärtstransport von festem organischem Material führt zwar ebenfalls zu einer Reduktion im Oberflächen-DIC, allerdings handelt es sich um Karbonat, welches der Oberfläche entzogen wird. Aufgrund der oben erläuterten Reaktion zwischen Karbonat und CO2 verschiebt sich so das Gleichgewicht des Puffersystems hin zu mehr CO2. Obwohl also Kohlenstoff in die Tiefe sinkt, steigert dieser Vorgang paradoxerweise den CO2-Gehalt der Atmosphäre. Dieser Mechanismus wird manchmal als "Karbonat-Pumpe" bezeichnet, manchmal aber auch als Teil der biologischen Pumpe verstanden.
Zusammenfassung
Seit Beginn der Industrialisierung hat die Menge des gelösten anorganischen Kohlenstoffs (DIC) im Ozean um 118 Gt C zugenommen, von denen allerdings nur 18 Gt C im oberen und 100 Gt C im tieferen Ozean zu finden sind. Zum Vergleich: die Zunahme der Atmosphäre im selben Zeitraum betrug 165 Gt C (vgl. Kohlenstoffkreislauf). Insgesamt befindet sich jedoch mehr als die Hälfte des anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean noch in den oberen 400 m. Der Anteil der Ozeanischen Aufnahme von CO2 an der gesamten anthropogenen Emission hat sich in jüngster Zeit wahrscheinlich von 42% auf 37% verringert.[6]
Die folgende Mechanismen werden in Zukunft wahrscheinlich dafür sorgen, dass die Aufnahme von anthropogenem Kohlendioxid aus der Atmosphäre durch den Ozean geringer wird:
- die Erwärmung des Ozeans
- die Abschwächung des chemischen Puffers
- die Abschwächung der physikalischen Pumpe
Vor allem durch biologische Prozesse kann die Aufnahme von anthropogenem Kohlendioxid gesteigert werden, und zwar durch:
- eine Stärkung des biologischen Puffers
- eine Intensivierung der biologischen Pumpe
Nach Modellberechnungen sorgt die biologische Pumpe tendenziell dafür, dass die Verringerung der CO2-Aufnahme durch die physikalische Pumpe abgeschwächt wird. Wenn die biologische Pumpe auch im 21. Jahrhundert das anthropogene CO2 effektiv absorbieren soll, müsste ihre Effizienz allerdings gesteigert werden, z.B. durch höhere Nährstoffzufuhr oder -ausnutzung. Ob die Nährstoffzufuhr in den Ozean allerdings zukünftig genügend zunehmen wird, ist unklar. Einerseits ist eine weitere Steigerung durch die Nutzung von Stickstoffdünger in der Landwirtschaft, der durch Flüsse ins Meer gespült wird, möglich. Andererseits wird angenommen, dass in einem wärmeren Klima der Eintrag von Staub, der Eisen-, Zink- und andere Partikel enthält, in den Ozean abnehmen wird.[7] Die wahrscheinlich höhere Effizienz der biologischen Pumpe wird jedoch zu gering sein, um der CO2-Emission in den kommenden Jahrzehnten und der Abschwächung der physikalischen Pumpe und der chemischen Umwandlung wirksam entgegenzuwirken. Man kann insgesamt davon ausgehen, dass die Kohlenstoff-Senke des Ozeans sich abschwächen wird, was dazu führt, dass ein größerer Teil der anthropogenen Kohlendioxid-Emissionen in der Atmosphäre verbleiben wird.
Einzelnachweise
- ↑ Gt C/Jahr = Gigatonnen Kohlenstoff pro Jahr; 1 Gigatonne = 1 Milliarde Tonnen
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.3.2.2.1
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.3.4.3 - ppm (Teile pro Million) ist das Verhältnis der Anzahl von Treibhausgasmolekülen zur Gesamtzahl der Moleküle in trockener Luft.
- ↑ 4,0 4,1 4,2 Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere - zu warm, zu hoch, zu sauer, Sondergutachten, Berlin, S. 68 bis 70
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.3.4.1
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 5.4.2.2
- ↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.3.4.4
Weblinks
Literatur
- Liebezeit, G. (2011): Meereschemie und globaler Klimawandel, in: José L. Lozán et al. (Hrsg.): Warnsignal Klima: Die Meere - Änderungen und Risiken. Wissenschaftliche Auswertungen, Hamburg, 3236
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