Kohlenstoffzyklus

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Unter Kohlenstoffzyklus oder Kohlenstoffkreislauf versteht man das System der chemischen Umwandlungen kohlenstoffhaltiger Verbindungen in den globalen Systemen Lithosphäre, Hydrosphäre, Erdatmosphäre und Biosphäre sowie den Austausch dieser Verbindungen zwischen diesen Erdsphären. Die Kenntnis dieses Kreislaufs einschließlich seiner Teilprozesse ermöglicht es unter anderem, die Eingriffe des Menschen in das Klima und damit ihre Auswirkungen auf die globale Erwärmung abzuschätzen und angemessen zu reagieren.

Systembetrachtung[Bearbeiten]

Diagramm des Kohlenstoffkreislaufs: Die schwarzen Zahlen zeigen an, wie viele Milliarden Tonnen oder Giga-Tonnen Kohlenstoff (Gt C) in den verschiedenen Reservoiren vorhanden sind; die violetten Zahlen geben an, wie viel Kohlenstoff zwischen den einzelnen Speichern pro Jahr (Gt/a C) ausgetauscht wird.

Das System „Erde“ wird als geschlossenes System betrachtet. Zufuhr von Kohlenstoff beispielsweise durch Meteorite oder kernchemische Vorgänge und Verlust von Kohlenstoff beispielsweise durch Raumfahrt werden dabei außer Acht gelassen. Auf der Makroebene des Systems „Erde“ ist der Gesamtkohlenstoffgehalt konstant. Jedes der vier Teilsysteme ist durch Speicher-Kapazität, Verweildauer, Zufluss und Abfluss (Flussrate) und Speicherformen des Kohlenstoffs charakterisiert.

Kohlenstoffspeicher[Bearbeiten]

Die globale Kohlenstoffmenge beträgt 75 Millionen Gt.

Atmosphäre[Bearbeiten]

In der Atmosphäre befanden sich nach IPCC 2007 765 Gt C.[1] Der Kohlenstoffgehalt der Atmosphäre wächst jährlich um ca. 3 Gt. Wichtigste Kohlenstoffverbindung ist das Kohlenstoffdioxid (CO2). Seine Konzentration beträgt 390 ml/m³ (entspricht ppmv), was einer Menge von etwa 800 Gt C entspricht. Das sind rund 0,001 % des globalen Gesamt-Kohlenstoffes. Die Atmosphäre und die Biosphäre sind die kleinsten Kohlenstoffspeicher. Der Kohlenstoffgehalt der Atmosphäre reagiert also auf Änderung der Flussraten besonders empfindlich. Auf Grund biochemischer Vorgänge weist die Atmosphäre jedoch die höchsten Kohlenstoff-Flussraten auf und ist damit Bestandteil der kurzfristigen Kreisläufe.

Neben Kohlenstoffdioxid kommen noch Spurengase und Verunreinigungen in der Atmosphäre vor:

    Volumenkonzentration
in ppm
Verweilzeit Zunahme
in % pro Jahr
Kohlenstoffdioxid CO2 390 5–200 a 1) 0,4
Methan CH4 1,75 12 a 1,5
Kohlenstoffmonoxid CO 0,05–0,2 60–180 d  
Fluorchlorkohlenwasserstoffe FCKW 10−3 70–100 a  
Tetrachlorkohlenstoff CCl4 10−4  ?  
flüchtige Kohlenwasserstoffe        
Rußpartikel        

a = Jahre, d = Tage

1) Für CO2 kann keine eindeutige Verweilzeit angegeben werden, da verschiedene, z. T. stark von den Randbedingungen abhängige Senkenprozesse eine Rolle spielen IPCC, S.  38 bzw. S. 18 der PDF-Datei.

Hydrosphäre[Bearbeiten]

Zur Hydrosphäre werden alle Gewässer sowie die Polkappen, Eisschilde und Gletscher gezählt (Kryosphäre). Die Hydrosphäre enthält 38.000 Gt C in Form von gelöstem CO2, Hydrogencarbonat- und Carbonationen. Dies entspricht 0,045 % des globalen Kohlenstoffgehaltes. Dazu kommen noch Spuren von gelöstem Methan und organischen Schwebstoffen.

Das im Eis eingeschlossene Kohlenstoffdioxid nimmt nicht an den schnellen Austauschprozessen mit der Atmosphäre teil.

Lithosphäre[Bearbeiten]

Die Lithosphäre umfasst die äußeren festen Gesteinsschichten der Erde. Mit 99,95 % Anteil am globalen Gesamtkohlenstoff stellt die Lithosphäre den größten Kohlenstoffspeicher dar. Allerdings sind die Flussraten gering. Sie ist damit Bestandteil der langfristigen Kohlenstoffkreisläufe.

Carbonate: Calcit CaCO3 und Dolomit CaMg(CO3)2 60.000.000 Gt C
Kerogen (fossile organische Stoffe, beispielsweise in Ölschiefer) 15.000.000 Gt C
Gashydrate 10.000 Gt C

Gashydrate sind unter „normalen“ Bedingungen gasförmige Stoffe, an deren Molekülen mit schwachen Bindungskräften in regelmäßiger Anordnung Wassermoleküle angelagert sind. Die Anlagerung der Wassermoleküle geschieht unter bestimmten Bedingungen: Lösung in Wasser, niedrige Temperatur, hoher Druck. Die so entstandenen Hydrate sind meistens Festkörper. Für den Kohlenstoffkreislauf sind besonders Methanhydrate wichtig. Die Methanmoleküle sind bei ihnen in Hohlräumen des Kristallgitters eingeschlossen (siehe Klathrat). Sie finden sich im Meeressediment und im Permafrost-Boden. Das Methan der Methanhydrate entsteht durch anaerobe mikrobielle Zersetzung organischer Stoffe. Bei Übersättigung des Wassers mit Methan und bei Temperaturen knapp über dem Gefrierpunkt sowie bei hohem Druck (im Meer ab 500 m Tiefe) bilden sich die Methanhydrate. Durch Änderung der Druck- und Temperaturverhältnisse können größere Mengen an Methan kurzfristig frei werden und in die Atmosphäre gelangen.

Das aus den Lagerstätten ausgasende Methan kann unter anoxischen Bedingungen von chemoautotrophen Archaeen genutzt werden: Obligat anaerobe, methanoxidiernde Methanosarcinales bilden Essigsäure (Ethansäure) aus Methan:

\mathrm{2 \ CH_4 + 2 \ H_2O \longrightarrow CH_3COOH + 4 \ H_2}

Diese Ethansäure wird von dem Bakterium Desulfosarcina (in einer Symbiose mit den genannten Methanosarcinales) zur Energiegewinnung in der so genannten Sulfatatmung genutzt:

\mathrm{CH_3COOH + SO_4^{2-} \longrightarrow 2 \ HCO_3^- + H_2S}

Man schätzt, dass durch diese Symbiose 300 Millionen Tonnen Methan jährlich verbraucht werden, das sind mehr als 80 % des durch Archaeen im Sediment erzeugten Methans.
Unter oxischen Bedingungen kann Methan durch aerobe, methanoxidierende Bakterien vollständig mit elementarem Sauerstoff (O2) zu Kohlenstoffdioxid und Wasser oxidiert werden:

\mathrm{CH_4 + 2 \ O_2 \longrightarrow CO_2 + 2 \ H_2O}

Biosphäre[Bearbeiten]

Kohlenstoff ist im Universum und auf der Erde ein relativ seltenes Element (Prozent-Angaben bedeuten Atomzahlenverhältnisse):

  • Häufigste Elemente im Universum: Wasserstoff (92,7 %) und Helium (7,2 %), (Kohlenstoff dagegen nur 0,008 %)
  • Häufigste Elemente der Erdkruste: Sauerstoff 49 %, Eisen 19 %, Silicium 14 %, Magnesium 12,5 % (Kohlenstoff dagegen nur 0,099 %)
  • Häufigste Elemente im menschlichen Körper: Wasserstoff (60,6 %), Sauerstoff (25,7 %) und Kohlenstoff (10,7 %)

Eine Entwicklung von Leben auf Kohlenstoffbasis ist deshalb nur möglich, wenn sich die Lebewesen die globalen Kohlenstoffkreisläufe zu Nutze machen und selbst wieder einen geschlossenen Kohlenstoffkreislauf erzeugen.

Speicherformen des Kohlenstoffs in der Biosphäre sind zum einen organische Stoffe, zum anderen Carbonate (in der Regel Calciumcarbonat CaCO3). Besondere Bedeutung haben die Baustoffe für Skelette, so Aussenskelette aus organischen Stoffen: Chitin bei Arthropoden (Krebse, Spinnentiere, Insekten), Aussenskelette aus Carbonaten bei Mollusken, Foraminiferen und Coccolithophoridae, Innenskelette aus Carbonaten bei Korallen, diese bilden jährlich im Durchschnitt 640 Millionen Tonnen Riffkalk.

Terrestrische Ökosysteme enthalten 800 Gt C, marine 3 Gt C in der Biosphäre, was insgesamt einem Anteil von 0,001 % am globalen Gesamtkohlenstoff entspricht. Damit gehört die Biosphäre wie die Atmosphäre zu den kleinsten Kohlenstoffspeichern, ist aber Motor der kurzfristigen Kreisläufe.

Pedosphäre[Bearbeiten]

Im Boden befinden sich geschätzte 1100 bis 1600 Petagramm Kohlenstoff. Dies ist doppelt so viel wie sich in lebenden Pflanzen (560 Petagramm) und in der Atmosphäre (750 Petagramm) befindet. [2]

Vorgänge innerhalb der Systeme[Bearbeiten]

Atmosphäre[Bearbeiten]

Innerhalb der Atmosphäre finden vorwiegend physikalische Transportvorgänge statt. Da durch Wind eine beständige Durchmischung stattfindet, ist die CO2-Konzentration in den unteren Schichten der Atmosphäre überall gleich.

Nur an Orten, die über längere Zeit hinweg vor Wind geschützt sind, kann sich CO2 am Boden ansammeln. Beispiel: Kohlenstoffdioxidseen in Bergwerken oder in Höhlen, die in vulkanisch aktiven Gebieten liegen.

Methan wird im Laufe der Zeit zu CO2 (und Wasser) oxidiert.

Hydrosphäre[Bearbeiten]

Transportvorgänge[Bearbeiten]

  • Physikalische Kohlenstoffpumpe: Im Meer findet durch absinkende Wassermassen ein kurzfristiger Transport von 33 Gt C pro Jahr in große Tiefen der Ozeane statt.
  • Biologische Kohlenstoffpumpe: Absinkende marine Organismen transportieren langfristig 11 Gt C pro Jahr auf den Grund der Ozeane.
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Chemische Reaktionen und Gleichgewichte[Bearbeiten]

Zwischen den verschiedenen Formen des anorganischen Kohlenstoffs besteht ein chemisches Gleichgewicht (die Prozentangaben gelten für die Bedingungen T = 10 °C, pH = 8, Salzgehalt 34,3 ‰ – so wie sie zum Beispiel in weiten Bereichen der Ozeane herrschen):

\mathrm{CO_2  + 3 \ H_2O \atop 1\, \%}
{\overrightarrow{\longleftarrow}H_2CO_3 + 2 \ H_2O \atop 0\, \%}
{\overrightarrow{\longleftarrow}HCO_3^{-} + H_2O + H_3O^+ \atop 94\, \%}
{\overrightarrow{\longleftarrow}CO_3^{2-} + 2 \ H_3O^+ \atop 5\, \%}

Änderungen der Bedingungen und der Konzentrationen ändern auch die Gleichgewichtslage. So würde eine Erhöhung der CO2-Konzentration der Atmosphäre das Gleichgewicht nach rechts verschieben, die Hydrosphäre würde also vermehrt Kohlenstoffdioxid aufnehmen. Andererseits würde eine globale Erwärmung das Gleichgewicht nach links verschieben.

Lithosphäre[Bearbeiten]

Sedimentation[Bearbeiten]

Bei der Sedimentation sinken schwerlösliche anorganische und organische Stoffe langsam zu Boden. Die Sinkgeschwindigkeit hängt von der Teilchengröße und der Dichte des Wassers ab und kann in ungestörtem Wasser sehr niedrig sein. Im Kohlenstoffkreislauf spielt die Sedimentation der Kalkskelette der Coccolithophoridae eine große Rolle.

Diagenese[Bearbeiten]

Diagenese ist die langfristige Verfestigung loser Sedimente durch biologische, chemische und physikalische Umwandlungen. Dabei wird zum Beispiel aus den Kalk-Skeletten der Mikroorganismen Kalkgestein. Organische Ablagerungen werden unter bestimmten Bedingungen, wie sie in sauerstoffarmen, warmen Flachmeeren herrschen, stufenweise in anorganische oder andere organische Stoffe umgewandelt. Es entstehen Kerogene (zum Beispiel in Ölschiefer), Teerstoffe (Bitumen), Kohle, Graphit und Erdöl sowie Methan. Die Diageneserate beträgt 0,2 Gt C pro Jahr.

Metamorphose[Bearbeiten]

Metamorphose ist die langfristige Umwandlung von festem Gestein auf Grund von erhöhtem Druck und erhöhter Temperatur: Durch Subduktion von Sedimenten des Meeresbodens werden Druck und Temperatur erhöht. An der Grenzfläche von Kalk- und Silicatsedimenten (Sand) finden folgende chemische Umwandlungen statt:

\mathrm{CaCO_3 + SiO_2 \longrightarrow CaSiO_3 + CO_2 \uparrow}
Calcit wird zu Calciumsilicat (Wollastonit)
\mathrm{3 \ CaMg(CO_3)_2 + 4 \ SiO_2 + H_2O \longrightarrow Mg_3Si_4O_{10}(OH)_2 + 3 \ CaCO_3 + 3 \ CO_2 \uparrow}
Dolomit wird zu Speckstein beziehungsweise Talk

Das hierbei freiwerdende CO2 löst sich im flüssigen Magma und wird dann bei einem Vulkanausbruch frei oder entweicht gleich über Klüfte oder Vulkane.
Durch tektonische Veränderungen werden die entstandenen Silicate an die Oberfläche transportiert und der Verwitterung ausgesetzt.

Biosphäre[Bearbeiten]

Innerhalb der Biosphäre findet ein Kohlenstoff-Fluss statt von den organische Stoffe erzeugenden autotrophen Organismen zu den organische Stoffe verbrauchenden heterotrophen Organismen. Durch Wind und Tiere wird organisches Material verfrachtet. Ein geschlossener Kreislauf ist erst durch die Vermittlung von Atmosphäre und Hydrosphäre möglich.

Kohlenstoff-Teilkreisläufe[Bearbeiten]

Ein Speicher ist sowohl Quelle als auch Senke für Kohlenstoff-Flüsse.

Zwischen den Kohlenstoff-Speichern erfolgt ein ständiger Austausch durch chemische, physikalische, geologische und biologische Prozesse.

Langfristiger anorganischer Kreislauf[Bearbeiten]

Hierbei handelt es sich um geochemische Prozesse, die in einem Zeitraum von mehreren tausend bis Milliarden Jahren ablaufen können.

Mechanische Verwitterung[Bearbeiten]

Durch thermische Spannungen (Beispiel Frostsprengung), Druck (Beispiel Gletscher) sowie durch Wind- und Wassererosion können große Gesteinsblöcke in immer kleinere Portionen zerteilt werden. Durch Fließgewässer wird dieses zerkleinerte Material verfrachtet und in den Mündungsgebieten wieder abgelagert. Diese Sedimente können wieder durch Subduktion der Metamorphose unterworfen werden.

Chemische Verwitterung[Bearbeiten]

Verwitterung von Kalk- und Silikatgestein entzieht durch Vermittlung von Wasser der Atmosphäre CO2. Das dabei entstehende Hydrogencarbonat ist löslich und verbleibt in der Hydrosphäre.

\mathrm{CaCO_3 + H_2O + CO_2 \longrightarrow Ca(HCO_3)_2}
  • Dolomitverwitterung:
\mathrm{CaMg(CO_3)_2 + 2 \ H_2O + 2 \ CO_2 \longrightarrow Ca(HCO_3)_2 + Mg(HCO_3)_2}
  • Silikatverwitterung:
\mathrm{CaSiO_3 + H_2O + 2 \ CO_2 \longrightarrow Ca(HCO_3)_2 + SiO_2}

Durch Subduktion gelangt SiO2 (Quarzsand) und CaCO3 (Kalk) unter die Erdkruste. Dort werden sie durch die Hitze verschmolzen und reagieren zu Silikat und CO2 welche dann wiederum durch Vulkane an die Erdoberfläche gelangen. Dieser Kreislauf wird Carbonat-Silicat-Zyklus genannt. Es wird mehr CO2 gebunden, als ausgestoßen wird, so dass der CO2-Gehalt der Atmosphäre vermindert wird.

Erfolgt die Verwitterung von Kalkgestein durch andere Säuren, zum Beispiel Schwefelsäure, die aus von Vulkanen abgegebenem Schwefelwasserstoff und Schwefeldioxid durch Oxidation und Reaktion mit Wasser entstehen kann, wird CO2 an die Atmosphäre abgegeben:

\mathrm{CaCO_3 +  H_2SO_4 \longrightarrow CaSO_4 + H_2O + CO_2 \uparrow}

Ausfällung[Bearbeiten]

Aus einer gesättigten Calciumhydrogencarbonat-Lösung wird durch Erhöhung des pH-Werts Calcit ausgefällt, wobei CO2 frei wird:

\mathrm{Ca(HCO_3)_2 \longrightarrow CaCO_3 \downarrow + H_2O + CO_2 \uparrow}.

Diese Reaktion wird insbesondere durch eine Erhöhung des pH-Werts (basisch) infolge CO2-Verbrauchs (autotrophe Organismen!) und durch hohe Wasserverdunstung verstärkt. (Siehe auch: Stalaktit, Stalagmit, Sinterterrasse)

Organismen wie Muscheln, Schnecken und Einzeller führen ebenfalls eine Calcitausfällung durch, um damit Skelette, Gehäuse und Schalen aufzubauen. Besondere Bedeutung haben dabei marine Kleinorganismen (Foraminiferen und Coccolithophoriden), deren Außenskelette nach Absterben der Organismen sedimentieren und so Kalksedimente bilden, und Korallen, die Korallenstöcke aus Calciumcarbonat aufbauen. Über Korallenriffen ist die CO2-Konzentration deutlich erhöht. Alle Riffe der Erde (285.000 km²) fällen Schätzungen zufolge 0,64 Gt Calciumcarbonat pro Jahr aus. Dabei werden über 0,28 Gt CO2 freigesetzt. Davon wird allerdings nur ein Teil an die Atmosphäre abgegeben (siehe dazu auch: Klimageschichte!).

Der Kreislauf wird auf zwei Wegen wieder geschlossen:

  1. Durch Metamorphose (siehe oben) wird wieder CO2 an die Atmosphäre abgegeben und
  2. durch tektonische Veränderungen werden Korallenstöcke, Sedimentgesteine und Silicatgesteine an die Oberfläche verfrachtet und damit der Verwitterung ausgesetzt.
Langfristiger geochemischer Kohlenstoffkreislauf
  Vorgang Flussraten in GtC pro Jahr
1 Diffusion von CO2 91,7
2 Diffusion von CO2 90
3 Ausfällung von Calcit  
4 Verwitterung von Calcit 0,2
5, 9 Verwitterung von Calcit und Silicat, dafür benötigtes CO2 0,2
6 Metamorphose 0,2
7 Vulkanismus 0,1
8 Verwitterung von Silicat  

Langfristiger organischer Kreislauf[Bearbeiten]

langfristiger biogeochemischer Kohlenstoffkreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse, die zwar zunächst rasch ablaufen, aber mit langfristigen geologischen Prozessen gekoppelt sind. Dabei wird sedimentiertes, organisches Material unter anoxischen Bedingungen nicht mehr vollständig abgebaut. Nur ein geringer Teil wird durch anaerobe Bakterien in CO2 verwandelt. Durch Überschichtung mit weiteren Sedimentdecken und Absinken in größere Tiefen erhöhen sich Druck und Temperatur. Dadurch werden die organischen Biomoleküle unter Luftabschluss in Kerogen (u. a.: Kohlenwasserstoffe) oder Kohlenstoff (Kohle) umgewandelt.

  • Erdöl: Aus dem Kerogen der Gesteine (Erdölmuttergesteine) kann durch weitere Umwandlung Erdöl entstehen. Durch Wanderung („Migration“) entstehen daraus Erdöllagerstätten. Die ältesten Erdöllagerstätten sind vermutlich 3 Milliarden Jahre alt. Hauptentstehungszeit des Erdöls war vor 500 bis 1000 Millionen Jahren. Es entstand in lagunenartigen, warmen Flachmeeren aus herabsinkenden toten Pflanzen und Tieren. Durch Risse und Spalten im Gestein können die gasförmigen Kohlenwasserstoffe, vor allem Methan (CH4), an die Erdoberfläche treten. Im Meer können Bakterien dieses Gas als Energiequelle nutzen, indem sie es zu CO2 oxidieren:
\mathrm{CH_4 + 2 \ O_2 \longrightarrow CO_2 + 2 \ H_2O}

An die Oberfläche tretendes Erdöl verliert die leicht flüchtigen Verbindungen und verfestigt zu zähflüssigem Asphalt, Erdpech oder Erdwachs (siehe: Asphaltsee!).

  • Kohle: Kohlelagerstätten entstanden aus den Waldmooren der Karbonzeit vor etwa 350 bis 290 Millionen Jahren. Wird durch tektonische Vorgänge Kohle an die Erdoberfläche verfrachtet, kann sie durch Bakterien zu CO2 oxidiert werden.
  Vorgang Flussrate in Gt C pro Jahr
1 Diffusion und Photosynthese  
2 Sedimentation  
3 Diagenese  
4 Ausgasung  
5 bakterieller Abbau  
6 bakterielle Methanoxidation  

Kurzfristiger organischer Kreislauf[Bearbeiten]

kurzfristiger biochemischer Kohlenstoffkreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse der Assimilation und Dissimilation, die rasch ablaufen und jahreszeitlichen Schwankungen unterliegen können.

  • Durch die Photosynthese von Pflanzen, Algen und Bakterien werden aus CO2 mithilfe der Lichtenergie organische Stoffe hergestellt.
  • Durch die Zellatmung wird aus diesen Stoffen Kohlenstoff mithilfe von Sauerstoff wieder zu CO2 oxidiert. Viele Organismen betreiben unter Sauerstoffmangel Gärung, wobei die organischen Stoffe zu CO2 mineralisiert werden oder unvollständig zu anderen organischen Stoffen wie Methan abgebaut werden.
Kohlenstoffkreislauf im Wald (Olympic-Nationalpark, USA)
  Vorgang Flussrate in Gt C pro Jahr
1 Photosynthese der Landpflanzen 120
2 Atmung der Landpflanzen 60
2 Atmung der Tiere und Destruenten 55
3 Nettoprimärproduktion der Landpflanzen 60
4 Detritus 1
1 Photosynthese der marinen Primärproduzenten 103
2 Atmung der marinen Primärproduzenten 92
3 Atmung der marinen Konsumenten und Destruenten  
5 Detritus  
6 Diffusion  
  • Im Nordatlantik treten Schwärme von Salpen (Salpa asperia) auf, die sich auf eine Fläche von bis zu 100.000 Quadratkilometer verteilen können. Sie ernähren sich von Phytoplankton, das seinen Kohlenstoffbedarf aus der Atmosphäre deckt. Die Salpen scheiden die Abfallstoffe als Kügelchen aus, die mit einer Geschwindigkeit von 1000 Metern pro Tag auf den Grund des Meeres absinken und damit den fixierten atmosphärischen Kohlenstoff sedimentieren. Es wird geschätzt, dass pro Schwarm auf diese Weise mehrere tausend Tonnen Kohlenstoff pro Tag der Atmosphäre entzogen werden.[3]

Eingriffe des Menschen in den Kohlenstoffkreislauf[Bearbeiten]

Ursachen der Erhöhung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration der Atmosphäre[Bearbeiten]

Aus der Analyse von Bohrungen im antarktischen Eis ergibt sich, dass die globale Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration der Atmosphäre mindestens in den letzten 650.000 Jahren nie 300 ppm überschritten hat.[4] Während der Eiszeiten war sie mit 180 ppm niedriger als während der Warmzeiten. Mit Beginn der Industrialisierung stieg die Konzentration exponentiell an. (Die rote Kurve ergibt sich aus kontinuierlichen Messungen der GAW-Station Mauna Loa auf Hawaii seit 1958.)

Anstieg der CO2-Volumenkonzentration [ppm] in der Atmosphäre und der durchschnittlichen Oberflächentemperatur
Weltweite CO2-Emissionen nach Energieträger

Aus diesen Messungen ergibt sich zurzeit ein Anstieg des CO2-Gehalts der Atmosphäre entsprechend 3,2 Gt C pro Jahr, der zur globalen Erwärmung beiträgt.

Durch die Verbrennung fossiler kohlenstoffhaltiger Brennstoffe (Erdöl, Erdgas, Kohle) und durch die Zementherstellung entsteht Kohlenstoffdioxid entsprechend 7,1 Gt C pro Jahr (Werte für 1980er Jahre).[5] Mittlerweile sind die jährlichen CO2-Emissionen auf etwa 10 Gt gestiegen. Von den 7,1 Gt C nahmen die Meere 2 ± 1 Gt C pro Jahr auf, da die erhöhte CO2-Konzentration der Atmosphäre das Diffusionsgleichgewicht auf die Seite des gelösten Kohlenstoffs verschiebt. Die durch dieselben Effekte verstärkte Photosynthese der Landpflanzen entzieht der Atmosphäre 1,5 ± 0.7 Gt C pro Jahr, so dass 3,2 Gt C in der Atmosphäre verbleiben und zu einem Anstieg der CO2-Konzentration führen (3,2 Gt C entsprechen etwa einem Anstieg der CO2-Konzentration um 1,5 ppm, der Wert liegt derzeit bei 3 bis 4 ppm).

Die Verbrennung rezenter kohlenstoffhaltiger Brennstoffe (Rapsöl, Holz, Brandrodung) sollte als Eingriff in den kurzfristigen biochemischen Kreislauf nicht zur Erhöhung beitragen.

Bei der Zementherstellung reagiert Calciumcarbonat mit Ton (Aluminiumsilicat) zu einem Calciumsilicat. Dabei wird Kohlenstoffdioxid frei. Davon wird nur ein Teil beim Abbinden durch Bildung von Calciumcarbonat wieder der Luft entzogen.

Der früher verwendete Kalkmörtel stellte einen geschlossenen CO2-Kreislauf dar: Das beim Brennen entstandene CO2 wurde beim Aushärten wieder gebunden.

Auch bei der Glasherstellung wird Kohlenstoffdioxid frei:

\mathrm{Na_2CO_3 + SiO_2 \longrightarrow Na_2SiO_3 + CO_2 \uparrow}
Natriumcarbonat reagiert mit Siliciumdioxid (Sand) zu Natriumsilicat.

Schätzungen zu neuen möglichen Kohlenstoff-Senken[Bearbeiten]

Aufforstung[Bearbeiten]

Aufforstung und besseres Management (Erosionskontrolle, Auswahl der Arten, Nutzungsänderungen bei Plantagen, Umwandlung von Feldern in Weideland und andere Maßnahmen) erhöhen die Effektivität des CO2-Verbrauchs durch die Photosynthese der Kulturpflanzen. Hierdurch ergibt sich ein Verbrauch von 1,202 bis 1,589 Gt C pro Jahr. (Die Spannweite der Schätzung ergibt sich aus der Unsicherheit in der Schätzung des Effektes neu aufgeforsteter Wälder, der mit 0,197 bis 0,584 Gt C pro Jahr zu Buche schlägt.) Dem steht allerdings eine Freisetzung von 1,788 Gt C pro Jahr durch Brandrodung gegenüber.[6] Die Rolle der Ozeane im globalen Kohlenstoffkreislauf, insbesondere in ihrer Funktion als Kohlenstoffsenke, wurde u. a. 1990–2002 im internationalen Forschungsprojekt JGOFS untersucht.

Nachhaltige Holznutzung[Bearbeiten]

Durch eine nachhaltige Holznutzung kann der Anstieg der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre und damit der Treibhauseffekt abgemildert werden. Durch die Holznutzung in einem nachhaltig bewirtschafteten Wald wird der im Holz gespeicherte Kohlenstoff über einen langen Zeitraum der Atmosphäre entzogen. Ohne Holznutzung, zum Beispiel in einem Natur- oder Urwald, wird der gespeicherte Kohlenstoff durch Zersetzung der Bäume wieder als Kohlenstoffdioxid an die Atmosphäre abgegeben. Der Wald in Deutschland speichert Kohlenstoff entsprechend rund 8 % der jährlichen Kohlenstoffdioxid-Emissionen. Somit kann durch vermehrten Holzeinsatz, zum Beispiel im Bauwesen oder im Möbelbau, langfristig Kohlenstoff aus der Atmosphäre gespeichert werden. Ein Schreibtisch aus Holz speichert etwa 23 kg Kohlenstoff entsprechend etwa 83 kg Kohlenstoffdioxid. Eine Gartenbank aus einheimischem Holz etwa die Hälfte.[7] Zum Vergleich: 83 kg Kohlenstoffdioxid entsprechen der Menge, die im Mittel ein deutscher Personenkraftwagen ausstößt, um eine Strecke von rund 520 km zurückzulegen. Nach der Nutzungsdauer kann das Holz durch Recycling weiterhin als Kohlenstoffspeicher gehalten werden, oder die gespeicherte Energie kann durch Verbrennung genutzt werden, wobei genauso viel Kohlenstoffdioxid entsteht, wie zuvor durch dessen Bildung der Atmosphäre entzogen wurde.

Folgen[Bearbeiten]

Auswirkungen auf die Photosynthese[Bearbeiten]

Für die Photosynthese der Landpflanzen wäre eine Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration von 1 ‰ optimal. Die Steigerung der Photosyntheserate fällt allerdings geringer aus als erwartet, da das für die Carboxylierung verantwortliche Enzym (Rubisco) temperaturabhängig reagiert. Infolge ansteigender Temperaturen verringert sich die Carboxylierungsrate der Rubisco. Dies gilt für die C3-Photosynthese. Vorausgesetzt, die Oxidationsrate der organischen Substanz erhöht sich gemäß dem thermochemischen Grundsatz bei einem Temperaturanstieg, kommt es zu einer dynamischen positiven Rückkopplung beider Prozesse mit dem Ergebnis schneller steigender atmosphärischer CO2-Gehalte: steigende CO2-Gehalte der Atmosphäre – Temperaturanstieg – Erhöhung der Oxydationsrate bei geringerer bzw. nicht adäquat ansteigender Carboxylierungsrate – steigende CO2-Gehalte der Atmosphäre. Diese Dynamik verlangsamt sich, wenn sich Carboxylierungsrate und Oxydationsrate mehr und mehr annähern. Fällt die Oxydationsrate unter die Carboxylierungsrate, sinken atmosphärischer CO2-Gehalt und Temperatur. Die Rubisco reagiert auf fallende Temperaturen mit höheren Carboxylierungsraten. Auch hier ergibt sich wieder eine positive Rückkopplung mit dann schneller sinkenden Temperaturen und CO2-Gehalten. Die Ursache der Dynamiken ist in der temperaturabhängigen Bifunktionalität der Rubisco zu finden. Für die gegenwärtige Situation des Klimawandels ist daraus folgender Schluss zu ziehen: Hat die anthropogen bedingte Dynamik steigender Temperatur- und CO2-Gehalte der Atmosphäre erst einmal „Fahrt“ aufgenommen, wird sich eine Eigendynamik entwickeln, die von Menschenhand nicht mehr zu stoppen sein wird.

Störung der Kreisläufe[Bearbeiten]

Die Erhöhung der Kohlenstoffdioxidkonzentration in der Atmosphäre führt zu einer vermehrten Lösung von CO2 im Meerwasser. Durch die Bildung von Kohlensäure wird der pH-Wert des Wassers erniedrigt (saurer). Dadurch wird die biogene und abiogene Ausfällung von Kalk behindert. Als Folge müsste die Menge des Phytoplanktons abnehmen und die Photosyntheserate sinken.

Durch die Erniedrigung des pH-Wertes von Regen und Wasser müsste die Verwitterung von Kalkgestein und damit der Verbrauch von CO2 ansteigen. Da geochemische Flussraten sehr gering sind, spielt dieser Effekt kurzfristig keine Rolle.

Bedeutung für den Klimawandel[Bearbeiten]

Ohne Eingriffe des Menschen hat sich im Laufe der Erdentwicklung ein relativ stabiles Fließgleichgewicht eingestellt. Jeder Teilnehmer des Kreislaufs gibt Kohlenstoff ab und nimmt welchen auf, ohne dass es dabei zu wesentlichen Änderungen der Verteilung des Kohlenstoffes kommt.

Durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe gelangt Kohlenstoff, der über Jahrtausende hinweg eingelagert worden ist, in Form von CO2 in die Erdatmosphäre. Insgesamt „produzierte“ die Menschheit an der Schwelle zum 21. Jahrhundert etwa 8,7 Gt C pro Jahr.[8] Das labile Gleichgewicht wird gestört. Die Folge ist die globale Erwärmung, wozu maßgeblich der wachsende Anteil des Treibhausgases CO2 in der Erdatmosphäre beiträgt.

Um dem entgegenzuwirken, wird versucht, Verfahren zu entwickeln, den überschüssigen Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu entziehen und in das Reservoir der Sedimente einzulagern (CO2-Sequestrierung).

Siehe auch: Folgen der globalen Erwärmung

Probleme technischer Lösungen[Bearbeiten]

Zurzeit werden Lösungen des CO2-Problems diskutiert, die zwar technisch bereits realisierbar, aber nicht beherrschbar und in den ökologischen Folgeschäden nicht abschätzbar sind:

  • Verflüssigen von CO2 und Einbringen in unterirdische, gasdichte Speicher wie nicht abbauwürdige Kohleflöze, abgebaute Salzlagerstätten, tiefe wasserführende Gesteinsschichten und erschöpfte Öl- und Gasfelder. Letzteres wird bereits bei „Sleipner“, einer Gas- und Ölbohrinsel des norwegischen Unternehmens Statoil angewandt, wo wöchentlich anfallende 20.000 t CO2 in die ausgebeuteten Lagerstätten zurückgepumpt werden. Diese Methode gilt als relativ sicher, weil die Sandschichten der Lagerstätte Erdöl und Erdgas über Jahrmillionen hinweg gehalten haben.
  • Verklappen von gefrorenem CO2 (so genanntes Trockeneis) im Meer. Während des Absinkens löst sich das Trockeneis auf, wodurch die CO2-Konzentration erhöht und der pH-Wert des Wassers erniedrigt wird, was zu lokalen Vergiftungen der Organismen führt.
  • Verflüssigen und Injizieren in das Meer in 600 m Tiefe. Dort sollten sich Gashydrate bilden, die auf Grund ihrer höheren Dichte zu Boden sinken müssten. Tests ergaben, dass sich zwar die Gashydrate bilden, diese aber wieder an die Oberfläche stiegen.
  • Verflüssigen und Injizieren in die Tiefsee unterhalb 3.000 m. Hier müsste das CO2 flüssig bleiben und in Senken große Kohlenstoffdioxidseen bilden. Tests ergaben, dass das CO2 nicht flüssig blieb, sondern großvolumige Gashydrate bildete, die wieder aufsteigen konnten. Da die Bildung der Gashydrate die Konzentration des Salzgehaltes des umgebenden Wassers durch das Ausfrieren von Süßwassereis erhöht, würden hier alle Organismen geschädigt werden. Außerdem war das CO2 in dieser Tiefe nicht beherrschbar: Es nahm unerwartet ein großes Volumen ein und konnte nicht in Senken gesammelt werden, da kleinste Strömungen die CO2-Tropfen verteilten. Diese Version wird von der Regierung der USA favorisiert. Ein Großversuch im Sommer 2002 vor den Küsten Hawaiis und Norwegens wurde durch den massiven Widerstand der Einwohner und verschiedener Umweltgruppen vorerst gestoppt.

Anmerkungen[Bearbeiten]

Die Zahlenangaben sind Schätzungen und können je nach verwendeter Literatur stark schwanken. Nicht immer ist klar, was unter den jeweiligen Kohlenstoff-Flüssen zusammengefasst wird. Nicht immer sind die Angaben vollständig. Dadurch entstehen Probleme wie zum Beispiel in der Kohlenstoffbilanz der terrestrischen Biosphäre: Dem Zufluss von 120 Gt C pro Jahr durch die Assimilation steht ein Abfluss von nur insgesamt 116 Gt C pro Jahr durch Dissimilation und Detritus-Bildung gegenüber. Damit fehlen in der Bilanz 4 Gt C pro Jahr.

Abkürzungen[Bearbeiten]

Siehe auch[Bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten]

  • Praxis der Naturwissenschaften. In: Biologie in der Schule. Heft 3/53, 15. April 2004. Aulis Verlag Deubner, Köln Leipzig.

Quellenangaben im Vergleich[Bearbeiten]

Kohlenstoff-Reservoir der Atmosphäre (CO2)[Bearbeiten]

Die Quellenangaben schwanken zwischen 700 und 755 Gt C:

Quelle [9][10][11] [12][13] [14] [15] [16]
Größenangabe 700 Gt C 720 Gt C 735 Gt C 750 Gt C 755 Gt C

Weblinks[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Intergovernmental Panel on Climate Change: Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF; 2,2 MB), 2007.
  2. Charles W. Rice: Storing Carbon in Soil: Why and How?. In: American Geological Institute. Geotimes. 15. Januar 2002. Abgerufen am 8. Juni 2012.
  3. (Autor: o. A.:) Bestattungshelfer für Kohlenstoff. In: Spektrum der Wissenschaft. September 2006, Heft 9, S. 12 f. Nach einem Artikel in: Deep Sea Research. Bd. 53, S. 804 (Abstrakt).
  4. Gavin Schmidt: 650,000 years of greenhouse gas concentrations. RealClimate.org, 2005.
  5. F. Joos, J. L. Sarmiento: Der Anstieg des atmosphärischen Kohlendioxids. In: Phys. Bl. Bd. 51, 1995, S. 407, Abb. 2.
  6. Science. Vol. 288, Mai 2000.
  7. Wichtige Schritte zum Klimaschutz: Wald – Holz – Klima. Holzabsatzfonds, Bonn 2009.
  8. Corinne Le Quéré, Glen Peters et al: Global carbon budget 2012 (PDF; 2,6 MB) In: global carbon project. Tyndall Centre for Climate Change Research. 2. Dezember 2012. Abgerufen am 7. April 2013.
  9. George M. Woodwell: Das Kohlendioxidproblem. In: Spektrum der Wissenschaft. Erst-Edition, 1978. S. 17.
  10. Roger Revelle: Weltklima: Wärmer und feuchter durch Kohlendioxid. In: Spektrum der Wissenschaft. Oktober 1982, Heft 10, S. 19.
  11. Dieter Heinrich et al.: dtv-Atlas zur Ökologie. 1990, ISBN 3-423-03228-6. S. 62.
  12. Robert A. Berner et al.: Simulation des geochemischen Kohlenstoffkreislaufes. In: Spektrum der Wissenschaft. Mai 1985, Heft 5, S. 56.
  13. E. R. Lucius et al.: Der globale Kohlenstoffkreislauf als System. In: Praxis der Naturwissenschaften – Biologie in der Schule. 53. Jahrgang, April 2004, Heft 3. S. 7.
  14. Richard A. Houghton und George M. Woodwell: Globale Veränderung des Klimas. In: Spektrum der Wissenschaft. Juni 1985, Heft 6, S. 109.
  15. Helmut Grimm: Gefährdung der Biosphäre. In: Unterricht Biologie. 15. Jahrgang 1991, Heft 162, S. 5.
  16. Malte Faber et al.: Wirtschaftliche Aspekte des Kohlendioxid-Problems. In: Spektrum der Wissenschaft. Juli 1993, Heft 7, S. 31.