Natürlicher Kohlenstoffkreislauf

Abb.1: Austausch von CO₂zwischen den geologischen und den oberflächennahen Speichern

Kohlenstoffverbindungen wie Kohlendioxid oder Methan kommen auf der Erde in verschiedenen Speichern wie Atmosphäre, Biosphäre, Hydrosphäre, Pedosphäre und Lithosphäre vor. Zwischen diesen Speichern werden sie durch Stoffflüsse ausgetauscht und nehmen dabei und durch Prozesse in den Speichern selbst unterschiedliche Formen an. Der größte Kohlenstoffspeicher wird mit über 90% des gesamten irdischen Kohlenstoffvorkommens im Erdkern angenommen. Für das Klima und das Leben auf der Erde ist jedoch im Wesentlichen nur der Kohlenstoff in den oberflächennahen Speichern Ozean, Landbiosphäre und Atmosphäre von Bedeutung. Neben Kohlendioxid (CO₂) ist auch die Kohlenstoffverbindung Methan (CH₄) ein wichtiges Treibhausgas. Der Methankreislauf mit seinen Quellen und Senken, z.B. der chemischen Reaktion mit dem Hydroxyl-Radikal OH als der mit Abstand wichtigsten Senke, unterscheidet sich jedoch von dem Kohlenstoffkreislauf unter Beteiligung von CO₂ grundlegend.

Der langfristige Kohlenstoffkreislauf

Abb.2: Austausch von CO₂zwischen den geologischen und den oberflächennahen Speichern

Die Austauschprozesse zwischen den unterschiedlichen Reservoiren bilden den Kohlenstoffkreislauf. Dieser Kreislauf ist im Hinblick auf die Geschwindigkeit der Austauschprozesse zweigeteilt. Er läuft zwischen den geologischen und den oberflächennahen Speichern sehr langsam auf Zeitskalen von Zehntausenden oder Millionen von Jahren ab, zwischen Atmosphäre, Biosphäre und Ozean dagegen auf Zeitskalen von Tagen und Jahren bis zu Jahrzehnten und Jahrtausenden. Aus den geologischen Speichern gelangt Kohlenstoff im Wesentlichen durch vulkanische Emissionen und Verwitterung in die klimarelevanten Oberflächenspeicher (Abb. 1). Dabei werden durch Vulkanismus gegenwärtig 44 Mio. t C pro Jahr emittiert, durch menschliche Aktivitäten dagegen zum Vergleich fast 11 Milliarden t C pro Jahr freigesetzt. Durch Vulkanismus gelangt Kohlenstoff direkt in die Atmosphäre. Durch Verwitterung von Kalkgestein an der Oberfläche der Kontinente wird Kohlenstoff letztlich ins Meer transportiert und dort in Sedimenten gespeichert (Abb. 2). Ein Teil des in marinen Sedimenten gespeicherten Kohlenstoffs wird durch plattentektonische Prozesse in die Lithosphäre und damit in den geologischen Speicher zurückgeführt.

Der kurzfristige Kohlenstoffkreislauf

Bei den oberflächennahen Reservoiren enthalten Landbiosphäre und Böden etwa vier Mal so viel Kohlenstoff wie die Atmosphäre, der Ozean sogar über vierzig Mal so viel. Gemittelt über das Jahrzehnt 2011-2020 enthält die Atmosphäre 875 GtC, die Vegetation auf dem Land 450 GtC, die Böden einschließlich der Permafrostböden 3100 GtC und der Ozean 37.700 GtC.

Abb.3: Die ozeanische anthropogene Kohlenstoffsenke als Mittel des Jahrzehnts 2011-2020 in kg C/m²/Jahr. Grüne bis blaue Farben zeigen CO₂-Flüsse von der Atmosphäre in den Ozean, gelbe bis rote Farben vom Ozean in die Atmosphäre.

Der Austausch zwischen Atmosphäre und Landbiosphäre geschieht durch die Prozesse von Photosynthese, Veratmung und Verrottung. Bei der Photosynthese nehmen Pflanzen CO₂ auf und bauen daraus Biomasse auf. Teilweise wird durch autotrophe Respiration (Veratmung lebender Pflanzen) Kohlendioxid wieder an die Atmosphäre abgegeben. Ein anderer Teil wird durch heterotrophe Respiration beim Abbau abgestorbener Biomasse durch Organismen der Atmosphäre zugeführt. Nur ein geringer Teil des Kohlenstoffs wird über längere Zeit im Boden gespeichert. Ein höherer CO₂-Gehalt der Atmosphäre kann zu einem verstärktem Pflanzenwachstum führen und damit auch zu einer erhöhten Aufnahme von Kohlendioxid aus der Atmosphäre.

An dem Austausch von Kohlenstoff zwischen den Reservoiren Atmosphäre und Ozean sind sehr unterschiedliche Prozesse beteiligt. Die ozeanische Aufnahme von Kohlenstoff läuft über zwei Wege:

1. über die Luft-Wasser-Grenze in die ozeanische Deckschicht,
2. über den Transport in das Innere des Ozeans, wo der Kohlenstoff über Jahrzehnte bis Jahrtausende gespeichert wird.

Der Austausch wird im ersten Fall hauptsächlich durch den Unterschied zwischen dem Kohlenstoffgehalt des Ozeans und der Atmosphäre angetrieben. Ist der atmosphärische CO₂-Druck niedriger als der des Ozeans, 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.

In Abhängigkeit von der Temperatur und anderen Faktoren ist CO₂ im Wasser leicht löslich und besitzt im Gegensatz zur Atmosphäre im Ozean eine hohe chemische Reaktivität. Dadurch wird CO₂ bis auf einen geringen Rest fast vollständig in andere Kohlenstoffverbindungen wie Hydrogenkarbonat und Karbonat umgewandelt. Ein Teil des gelösten Kohlendioxids wird in der lichtdurchfluteten oberen Deckschicht des Ozeans durch die Photosynthese des Phytoplanktons und die Bildung von Kalkschalen gebunden. Physische Prozesse wie Tiefenströmungen kontrollieren dann das Ausmaß, bis zu welchem die unterschiedlichen Kohlenstoffverbindungen von der Deckschicht in den tiefen Ozean transportiert werden. Dabei wird das kohlenstoffreiche Wasser durch älteres und kühleres Auftriebswasser mit geringerem CO₂-Gehalt ersetzt, das über Jahrhunderte von der Atmosphäre isoliert war und zusätzliches Kohlendioxid an der Ozeanoberfläche aufnehmen kann. Die großräumige Ozeanzirkulation transportiert den Kohlenstoff in größere Tiefen und in andere Ozeanregionen, wo er für Jahrhunderte von der Atmosphäre isoliert ist. Regional spielen dabei die Meridionale Umwälzzirkulation im Nordatlantik (AMOC) und die Tiefenzirkulation im Südlichen Ozean die wichtigste Rolle. Abb. 3 zeigt, dass sich hier die wichtigsten Senken für atmosphärisches CO₂ befinden. Dagegen sind die tropischen Ozeane aufgrund ihrer hohen Temperaturen Quellen für atmosphärisches Kohlendioxid.

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Kontakt: Dieter Kasang