Kohlenstoffkreislauf

Übersicht

Kohlenstoffaustausch zwischen Atmosphäre, Landvegetation und Ozean in GtC pro Jahr sowie die Reservoire in GtC (Gigatonnen = Milliarden t; 1 t C entspricht 3,67 t CO2). Die grünen Pfeile und Werte zeigen die natürlichen Austausche und die blauen Werte die natürlichen Reservoire vor 1750. Die roten Pfeile und Werte zeigen die anthropogenen Flüsse in den 1990er Jahren, die roten Werte bei den Reservoiren die anthropogenen Veränderungen seit Beginn der Industrialisierung.

Der durch menschliche Aktivitäten in die Atmosphäre emittierte Kohlenstoff tritt in einen komplizierten natürlichen Kreislauf ein. Neben der Atmosphäre sind der Ozean und die Landbiosphäre die wichtigsten Kohlenstoffspeicher, die mit der Atmosphäre in einem aktiven Austausch stehen. Die Landvegetation enthält etwa drei Mal so viel Kohlenstoff wie die Atmosphäre, der Ozean etwa 50 Mal so viel.

Der natürliche Kreislauf

Das atmosphärische CO₂ wird relativ schnell mit dem Ozean und den Land-Ökosystemen ausgetauscht. Das Verhältnis zwischen der Aufnahme von atmosphärischem CO₂ und der Abgabe an die Atmosphäre durch diese beiden Reservoire bestimmt allgemein das Tempo der Zu- oder Abnahme von Kohlendioxid in der Atmosphäre. Landvegetation und Ozean sind für atmosphärisches Kohlendioxid sowohl Quellen wie Senken. Die Fähigkeit des Ozeans und der Ökosysteme auf dem Land, als Netto-Senken zu wirken, entscheidet darüber, wie viel von dem anthropogen emittierten Kohlendioxid in der Atmosphäre verbleibt. Während der letzten 10 000 Jahre vor 1750 war der Austausch zwischen Atmosphäre und Land sowie Atmosphäre und Ozean relativ ausgeglichen. Die natürlichen Austauschmengen betrugen zwischen Atmosphäre und Land 120 GtC/Jahr und zwischen Atmosphäre und Ozean 90 GtC/Jahr. Das wesentlich größere, allerdings auch sehr langsam reagierende Reservoir des Ozeans steuert den atmosphärischen CO₂-Gehalt der Atmosphäre über Zeiträume von Jahrhunderten und Jahrtausenden nachhaltiger als das Landreservoir.

Die anthropogene Störung

Durch anthropogene Emissionen sind die Austauschprozesse zwischen den drei Reservoiren merklich verändert worden. Dabei tauscht der Ozean von dem anthropogen emittierten Kohlenstoff etwa das Zehnfache der Menge mit der Atmosphäre aus, die zwischen Land und Atmosphäre ausgetauscht wird. Beide Reservoire sind z.Zt. eine Netto-Senke von anthropogenem Kohlenstoff. Die anthropogenen Störungen des natürlichen C0₂-Kreislaufs resultieren aus zwei Haupt-Quellen: 1. aus der Verbrennung fossiler Energie-Träger und 2. aus Veränderungen der Landnutzung, vor allem der Entwaldung. Von den anthropogenen Emissionen sind etwa 45% in der Atmosphäre verblieben, 30% hat der Ozean aufgenommen, den Rest die Landvegetation. Der Kohlenstoff-Gehalt der Atmosphäre hat durch anthropogene Emissionen seit Beginn der Industrialisierung um 165 GtC oder 38,2% zugenommen. Die Landvegetation hat einen Verlust von 39 GtC (101-140) aufzuweisen, obwohl sie in jüngster Zeit zu einer Nettosenke geworden ist. Der Kohlenstoffgehalt des Ozeans hat sich um 118 GtC erhöht.

Mit Beginn des neuen Jahrhunderts haben sich die Anteile zu Lasten der Atmosphäre verschoben. Die Emission aus fossilen Energien ist zwischen 2000 und 2005 von 6,4 auf 7,2 GtC pro Jahr gestiegen und die jährliche atmosphärische Zunahme von 3,2 auf 4,1 GtC.

Atmosphäre-Ozean

Die ozeanische Deckschicht

Der ozeanische Kohlenstoffkreislauf. Physikalische und chemische Prozesse sind rot, biologische Prozesse grün dargestellt.

Die gesamte im Ozean gelöste Menge an CO₂ ist 50 Mal größer als der atmosphärische Kohlendioxid-Gehalt und 20 Mal größer als das an Land (Vegetation und Böden) gespeicherte Kohlendioxid. Der Ozen tauscht CO₂ mit der Atmosphäre aus und fungiert bei einer steigenden CO₂-Konzentration in der Atmosphäre über längere Zeiträume als wichtigte CO₂-Senke. Der CO₂-Austausch mit der Atmosphäre findet über die ozeanische Deckschicht statt, die je nach Region zwischen 50-100 m und mehr dick ist und durch die Thermokline abgegrenzt wird, und erfolgt durch Gas-Austausch. Er wird hauptsächlich durch die Differenz im CO₂-Partialdruck zwischen Ozean und Atmosphäre angetrieben. D.h. bei niedrigerem atmosphärischen CO₂-Druck gast der Ozean Kohlenstoff 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 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). 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 u.a. 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 ^oC steigt der Partialdruck von CO₂ in der ozeanischen Deckschicht über einen längeren Zeiraum (Jahrhunderte) um 7-10 ppm. Je nach Szenario kann bis zum Ende des Jahrhunderts durch diesen Effekt die Gesamtaufnahme von CO₂ um 9–14% geringer ausfallen.

Es gibt im Ozean drei Arten von Kohlenstoff: 1. gelöster anorganischer Kohlenstoff (dissolved inorganic carbon = DIC), 2. gelöster organischer Kohhlenstoff (dissolved organic carbon = DOC) und 3. partikular organischer Kohlenstoff (particulate organic carbon = POC). Die überwiegende Mehrheit ist davon gelöster anorganischer, gefolgt vom gelösten organischen Kohlenstoff. DIC, DOC und POC stehen im Verhältnis 2000:38:1. Der gelöste anorganische Kohlenstoff liegt im Ozean überwiegend, d.h. zu 91%, als Hydrogenkarbonat (HCO₃^-) vor, daneben zu 8% als Karbonat (CO₃^2-) und zu 1% als physikalisch gelöstes CO₂. D. h. CO₂ wird bei der Aufnahme aus der Atmosphäre fast vollständig in andere Verbindungen umgewandelt. Das unterscheidet das Kohlendioxid im Ozean grundlegend von dem in der Atmopshäre, wo es keine chemischen Reaktionen eingeht. Im Meer dagegen reagiert CO₂ mit Wassser und Karbonat zu Hydrogenkarbonat (CO₂ + CO₃^2- + H₂O = 2 HCO₃^-).

Durch diese Reaktion mit Kohlendioxid wird im Meer die Karbonat-Konzentration (CO₃^2-) 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 anthropognenen Kohlendioxids bereits um 10% abgenommen. Dadurch verbleibt ein zunehmender Anteil des aufgenommenen Kohlendioxids in seiner ursprünglichen Form im Wasser, und die Möglichkeit des Oberflächenwassers, weiteres Kolendioxid aus der Atmosphäre aufzunehmen, verringert sich. Nach Modellrechnungen würde bei einem Anstieg der athmosphärischen CO₂-Konzentration auf 750 ppm allein durch diesen Effekt die Aufnahmekapazität des Ozeans um 10% zurückgehen. Eine weitere Bedeutung des Karbonats liegt darin, dass es von etlichen Meeresorganismen gebraucht wird, die für ihre Schalen oder Skelettstrukturen Kalk (Kalziumkarbonat, CaCO₃) bilden.

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 und salzreichem Waser besonders gut löslich ist, wird der Transport von atmosphärischem Kohlendioxid in den tieferen Ozean vor allem durch die Bildung von kaltem Wasser mit hohem Salzgehalt und 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. 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, die im nördlichen Atlantik bei 5 km und im nördlichen Pazifik bei 1 km Tiefe liegt. Der Abwärtstransport von festen organischem Mateial führt ebenfalls zu einer Reduktion im Oberflächen-DIC und wird manchmal als "Karbonat-Pumpe" bezeichnet, manchmal aber auch als Teil der biologischen Pumpe verstanden.

Modellberechnungen lassen vermuten, dass die biologische Pumpe tendenziell der Verringerung der Aufnahme durch die physikalische Pumpe entgegenwirkt. 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. 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.

Siehe auch

• Kohlendioxid
• Kohlendioxid-Konzentration