Transportvorgänge

• Biologische Kohlenstoffpumpe: Im lichtdurchfluteten oberen Wasserbereich wächst Phytoplankton und baut durch Photosynthese Kohlenstoff aus Kohlendioxid in seine Biomasse ein. Nach Absterben sinken die mikroskopischen Algen in tiefere Wasserschichten ab. Auf dem Weg in die Tiefe (oder schon vorher) werden sie von anderen Organismen gefressen und verdaut. Dabei wird der Kohlenstoff der Biomasse als Kohlendioxid wieder freigesetzt. Der Anteil, der nicht gefressen wird, sinkt zum Meeresgrund, wo der Kohlenstoff deponiert wird. Dieser Mechanismus gilt nicht nur für Plankton. Größere absinkende marine Organismen transportieren ebenfalls Kohlenstoff in Form von Meeresschnee langfristig auf den Grund der Ozeane. Meeresschnee enthält heute auch einen Anteil an Mikroplastik. In geologischen Zeiträumen wird der auf den Meeresboden abgesunkene Kohlenstoff durch Oxidation mineralisiert und zu carbonathaltigem Sedimentgestein umgewandelt.

• Physikalische Kohlenstoffpumpe: CO₂ löst sich physikalisch (zunächst chemisch unverändert) im Meerwasser. Hauptsächlich durch den Vorgang der thermohalinen Zirkulation an den Polen der Erde wird das gelöste Kohlenstoffdioxid in die Tiefsee verbracht, wo es sich mit der Zeit anreichert.

Die Ozeane nahmen im Zeitraum von 1994 bis 2007 insgesamt 34Gt Kohlenstoff auf, das entspricht 31 % der menschengemachten Kohlenstoffdioxidemissionen in diesem Zeitraum. Der Preis dafür war eine Versauerung der Meere mit Absinken des pH-Wertes um 0,1. Die Leistung der Ozeane als Kohlenstoffsenke ist über die letzten 200 Jahre konstant, die Aufnahmekapazität nicht erschöpft.

Dies könnte sich jedoch ändern, wenn die thermohaline Zirkulation zusammenbricht oder die Versauerung der Ozeane ein Ausmaß annimmt, das es den marinen Organismen unmöglich macht, weiterhin Kohlenstoff in organisches oder anorganisches Material einzulagern. Beides sind klassische Kippelemente im Erdklimasystem.

Chemie des gelösten Kohlendioxids und der Versauerung

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):

${\displaystyle \mathrm {{CO_{2} \atop 1\,\%}{+3\ H_{2}O\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\ \atop \ }{H_{2}CO_{3} \atop 0\,\%}{+2\ H_{2}O\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\ \atop \ }{HCO_{3}^{-} \atop 94\,\%}{+H_{2}O+H_{3}O^{+}\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\ \atop \ }{CO_{3}^{2-} \atop 5\,\%}{+2\ H_{3}O^{+} \atop \ }} }$

Wenn die CO₂-Konzentration der Atmosphäre geringfügig steigt, nimmt die Hydrosphäre vermehrt Kohlenstoffdioxid auf, um das relative Gleichgewicht wiederherzustellen. Größere Änderungen von Konzentrationen ändern aber die Gleichgewichtslage, wenn die Grenzen der Aufnahmekapazitäten erreicht werden. Änderungen der Bedingungen ändern ebenfalls die Gleichgewichtslage, etwa wenn die Aufnahmekapazitätsgrenze von CO₂ im Wasser sinkt. Eine globale Erwärmung etwa verschiebt das Gleichgewicht nach links.

Sedimentation

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

Diagenese ist die langfristige Verfestigung loser Sedimente durch chemische, physikalische und biotische Umwandlungen. Dabei wird zum Beispiel aus den Kalkskeletten 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

Gesteinsmetamorphose 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:

${\displaystyle \mathrm {CaCO_{3}+SiO_{2}\longrightarrow CaSiO_{3}+CO_{2}\uparrow } }$

Calcit wird zu Calciumsilicat (Wollastonit)

${\displaystyle \mathrm {3\ CaMg(CO_{3})_{2}+4\ SiO_{2}+H_{2}O\longrightarrow Mg_{3}Si_{4}O_{10}(OH)_{2}+3\ CaCO_{3}+3\ CO_{2}\uparrow } }$

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.

Mechanische Verwitterung

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

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

• Calcitverwitterung: (Siehe auch: Karst, Doline, Höhle)

${\displaystyle \mathrm {CaCO_{3}+H_{2}O+CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}} }$

• Dolomitverwitterung:

${\displaystyle \mathrm {CaMg(CO_{3})_{2}+2\ H_{2}O+2\ CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+Mg(HCO_{3})_{2}} }$

• Silikatverwitterung:

${\displaystyle \mathrm {CaSiO_{3}+H_{2}O+2\ CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+SiO_{2}} }$

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:

${\displaystyle \mathrm {CaCO_{3}+H_{2}SO_{4}\longrightarrow CaSO_{4}+H_{2}O+CO_{2}\uparrow } }$

Ausfällung

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

${\displaystyle \mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}\longrightarrow CaCO_{3}\downarrow +H_{2}O+CO_{2}\uparrow } }$.

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.

Historische Betrachtung

Während des Paläozänen-Eozänen Temperaturmaximums vor 56 Millionen Jahren, kam es durch Vulkanismus zu atmosphärischen CO₂-Konzentrationen von über 2000 ppm. Innerhalb einiger tausend Jahre erhöhte sich die Durchschnittstemperatur der Atmosphäre um 5 Grad. Aus der Analyse von Bohrungen im antarktischen Eis ergibt sich jedoch, dass die globale Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration der Atmosphäre mindestens in den letzten 650.000 Jahren nie 300 ppm überschritten hat. Während der Eiszeiten war sie mit 180 ppm niedriger als während der Warmzeiten. Seit Beginn der Industrialisierung stieg die Konzentration stark. Etwa ein Drittel des atmosphärischen CO₂-Anstiegs der letzten 150 Jahre ist auf Entwaldung zurückzuführen. Die blaue Kurve in der Grafik rechts ergibt sich aus kontinuierlichen Messungen der Global-Atmosphere-Watch-Station (GAW-Station) Mauna Loa auf Hawaii seit 1958. Sie wird Keeling-Kurve genannt. Aus diesen Messungen ergeben sich jährliche Anstiege des CO₂-Gehalts der Atmosphäre entsprechend mehreren Gigatonnen Kohlenstoff (Gt C). Die im Folgenden aufgeführten anthropogenen Emissionen sind insgesamt etwas mehr als doppelt so hoch. Ein Teil wird von den durch CO₂ versauernden Ozeanen aufgenommen, ein Teil von durch CO₂ üppiger wachsenden Landpflanzen.

Aktuelle Entwicklung und Quellen der Treibhausgasemission

Eine Übersicht über die Quellen der Treibhausgas (THG)–Emission findet sich im

Seit Beginn des 21. Jahrhunderts wuchs der globale Ausstoß von CO₂ kontinuierlich im Vergleich zu den 30 zurückliegenden Jahren. Hauptverursacher waren die Länder China und Indien. Von 2017 auf 2019 stieg die globale, vom Menschen verursachte CO₂-Emission um 1,9 % auf 37,9 GtCO₂. An den gesamten THG−Emissionen hat CO₂ den größten Anteil. Daneben spielen Methan, Lachgas und die halogenierten Kohlenwasserstoffe eine wichtige Rolle. Die THG-Emissionen erhöhten sich in der Zeit von 1990 bis 2015 von 32,8 auf 49,1 Gt CO₂-Äquivalente pro Jahr. Die THG-Emission pro Person wuchs global von 5,7 t CO₂-Äquivalente pro Person und Jahr in 2000 auf 6,7 t CO₂-Äquivalente pro Person und Jahr. In Deutschland ging die CO₂-Emission von 2017 auf 2018 um 4,5 % zurück.

Erhöhung der Durchschnittstemperaturen in der Atmosphäre

Im Bereich der Naturwissenschaften besteht weitgehender Konsens, dass der derzeitige Anstieg der Durchschnittstemperaturen auf die direkte oder indirekte menschengemachte Emission von kohlenstoffhaltigen Treibhausgasen zurückzuführen ist. Indirekt gelangte CO₂ durch die Entwaldung der letzten 150 Jahre in die Atmosphäre. Sie ist zu einem Drittel an der globalen Erwärmung beteiligt. Durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe gelangt Kohlenstoff direkt in Form von CO₂ in die Erdatmosphäre. Insgesamt „produzierte“ die Menschheit an der Schwelle zum 21. Jahrhundert etwa 8,7 Gt C je Jahr. Das labile Gleichgewicht wird gestört. Die Folge ist die globale Erwärmung, wozu maßgeblich der wachsende Anteil des Treibhausgases CO₂ in der Erdatmosphäre beiträgt.

Auswirkungen auf die Photosynthese

Für die Photosynthese der Landpflanzen wäre eine Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration in der Atmosphäre von 1000 ppm optimal (derzeit 400ppm siehe 2.1). Von daher wäre eine Steigerung der Photosyntheserate bei steigenden CO₂-Gehalten der Atmosphäre vorstellbar. Diese fällt allerdings unterschiedlich aus. Die verschiedenen Pflanzenarten können im Wesentlichen in zwei Gruppen des Fotosythesestoffwechsels gegliedert werden: Die C3-Pflanzen und die C4-Pflanzen. Zu den ersteren gehören Kulturarten wie Weizen, Reis, Zuckerrübe und Kartoffel. Sie profitieren deutlich von einer Kohlendioxiddüngung. Bei C4-Pflanzen (Amaranth, Mais, Zuckerrohr) ist dies kaum der Fall. Die C3-Pflanzen haben jedoch das Problem, dass das für die Carboxylierung verantwortliche Enzym (RuBisCO) temperaturabhängig reagiert. Infolge ansteigender Temperaturen verringert sich die Carboxylierungsrate der Rubisco.

Neben der Änderung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre und den steigenden Temperaturen müssen die Landpflanzen auch mit mehr Trockenstress zurechtkommen.

Betrachtet man die Photosynthese der marinen Ökosysteme, so steht zu befürchten, dass deren Leistung zurückgeht. Ursachen sind die Erhöhung der Wassertemperaturen und das Absinken des pH-Wertes. Phytoplankton produziert weniger Material und reduziert die Wirkung der biologischen Kohlenstoffpumpe.

Versauerung der Meere

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). In den letzten 200 Jahren ist ungefähr die Hälfte des durch Verbrennung von fossilem Kohlenstoff freigesetzten Kohlendioxids (525 Gt CO₂) von den Meeren aufgenommen worden. Der pH-Wert ist dabei um 0,1 gefallen. Eine zunehmende Versauerung der Ozeane bedroht eine Vielzahl von Meeresorganismen – angefangen von mikroskopischen Algen über Muscheln bis hin zu den Korallenriffen. Kalkbildende Arten, besonders jene, die die Kalkart Aragonit produzieren, werden durch die Versauerung gefährdet. Aragonit löst sich besonders leicht in saurem Wasser. Die Versauerung könnte den Kohlenstofftransport von den oberen Schichten in die Tiefsee vermindern. Die Versauerung könnte sich zu einem der Kippelemente im Erdklimasystem entwickeln.

Technische Lösungen

Unter dem Begriff Climate Engineering werden willkürliche Eingriffe in das Erdsystem zusammengefasst, die das Ziel haben, die Durchschnittstemperaturen zu senken.

Soweit diese den Kohlenstoffkreislauf betreffen, spricht man auch von Negativen Emissionstechnologien.

Diese verfolgen alle das Ziel, Kohlendioxid langfristig dem Kreislauf zu entziehen. Beispiele sind Düngung der Ozeane mit Eisen zur Steigerung der CO₂−Aufnahme, Versenkung von CO₂ in der Tiefsee oder Deponierung in Lagerstätten an Land (Carbon dioxide Capture and Storage CCS).

Der Weltklimarat sieht für diese Techniken noch weiteren Forschungsbedarf.

Aufforstung

Aufforstung kann eine wirksame Maßnahme sein, um dem Anstieg des CO₂ Gehalts der Atmosphäre entgegenzuwirken. Bislang ging man davon aus, die negativen Auswirkungen von vorausgegangener Entwaldung umkehren zu können. Modellierungen zeigen allerdings, dass der Effekt noch höher ist. Höhere Temperatur und CO₂ Gehalt stärken das Potential zur Kohlenstoffspeicherung durch Wiederaufforstung.

Entscheidend wird sein, wann bei einer forstlichen Neuanlage die Kohlenstoffspeicherung mengenmäßig einsetzt. Einen starken Einfluss auf die Kohlenstoffspeicherung einer Aufforstungsfläche haben Faktoren wie Sonneneinstrahlung und Feuchte. Die Strahlungsintensität wird vor allem durch den Breitengrad bestimmt, auf dem die Fläche liegt. So kann man in den ersten 20 Jahren in borealen Zonen Kohlenstoffspeicherleistungen von 0,6 bis 1,4 Tonnen Kohlenstoff pro Jahr und Hektar erwarten. In den gemäßigten Zonen sind es 0,4 bis 8,6 tC/a*ha und in den Tropen 2,1 bis 27 tC/a*ha. Für Deutschland ist ein Wert von 2,8 tC/a*ha für 20-jährige Kulturen anzunehmen. Über alle Baumarten gemittelt steigt die Speicherleistung nach Untersuchungen des Karl-Gayer-Instituts bis zum Alter von 60 Jahren in Deutschland auf ein Maximum von 6,4tC/a*ha. Bei älteren Bäumen sinkt sie wieder. Generell ist festzustellen, dass die Kohlenstoffspeicherleistung von Aufforstungsflächen sehr stark von den Rahmenbedingungen abhängt und erheblichen Schwankungen unterworfen ist. Besonders bei vorheriger Nutzung der Fläche als Grünland ist mit starken Kohlenstoffverlusten im Boden nach der Aufforstung zu rechnen. Ein entsprechendes Beispiel in Kanada ergab eine negative C-Gesamtbilanz der ersten 20 Jahre. Nach Angaben der Bayerischen Landesanstalt für Wald und Forstwirtschaft (LWF) steigt die Fähigkeit der Bäume Kohlenstoff zu binden mit dem Alter kontinuierlich immer weiter an. Diese Erkenntnis gilt für alle untersuchten Baumarten. Bei der Betrachtung der Einzelbäume hatten diejenigen mit dem größten Stammdurchmesser die höchste C-Speicherleistung. Bei der Betrachtung von Beständen waren es diejenigen mit dem größten Holzvorrat.

Nachhaltige Wald- und Holznutzung

Schließt man sich dem Standpunkt der Bayerischen Landesanstalt für Wald und Forstwirtschaft an und geht davon aus, dass die Fähigkeit der Bäume, Kohlenstoff zu speichern mit dem Alter beständig zunimmt, dann wäre es aus Sicht des Klimaschutzes am besten, man würde sie gar nicht bewirtschaften. Sie würden dann stetig weiter der Atmosphäre Kohlenstoff entziehen und für Jahrhunderte festlegen.

Diese isolierte Betrachtung ist allerdings ein fiktives Szenario. Nachfrage an Holzprodukten besteht weiterhin. Sie würde schnell aus nicht nachhaltig bewirtschafteten Wäldern gedeckt werden oder man würde auf andere, weniger umweltfreundliche Materialien ausweichen.

Die Bewirtschaftung des Waldes mit dem Ziel der Erzeugung langlebiger Holzprodukte (Bauholz, Möbel) gilt daher als umweltfreundlich.

Dies gilt insbesondere im Falle einer sogenannten Kaskadennutzung, also einer mehrfachen Nutzung über einen möglichst langen Zeitraum. Nach einem oder mehrmaligem Recycling stünde am Ende der Kaskade dann die energetische Nutzung.

Die Nutzung von Holz für Papier und Zellstoff entspricht nicht diesen Kriterien. Jährlich werden in Deutschland 9,3 Millionen m³ Holz für die Papier- und Zellstoffindustrie verbraucht. Dies deckt aber nicht den Bedarf. Zusätzlich wird Zellstoff aus China und Südamerika importiert. Der Papier- und Zellstoffverbrauch pro Person und Jahr in Deutschland liegt bei 100 kg. Brasilien ist für Deutschland das bedeutendste Importland mit 850.000 Tonnen Zellstoff in 2009. Dort wächst ein Eukalyptus in Monokultur in 8 Jahren zur Hiebreife.

Die Beurteilung der Frage, ob eine energetische Nutzung von Holz nachhaltig und aus dem Aspekt des Klimaschutzes sinnvoll ist, hängt sehr stark von den Rahmenbedingungen ab. Für den Fall, dass das Material aus Durchforstungen oder Ernterückständen besteht, so trifft das sicher zu. Die Herstellung von Brennmaterial aus Rundholz ist eher nicht sinnvoll.

Neben den Zielen der Biodiversität, des Schutzes von Boden und Wasser, neben sozialen und wirtschaftlichen Funktionen hat die europäische Forstpolitik das Ziel der Kohlenstoffspeicherung als vorrangig für den Waldbau erkannt.

Nachhaltige Landwirtschaft

Der Boden (Pedosphäre) ist ein großer Kohlenstoffspeicher. Durch verschiedene Prozesse in der Landwirtschaft wurde in der Vergangenheit dem Boden Kohlenstoff entzogen und in die Atmosphäre entlassen. Die problematischsten Vorgänge waren Entwaldung, Trockenlegung, Mineraldüngung, Kalkung, Bodenerosion, Umwandlung von Grünland in Ackerland. Der Boden hat durchaus das Potential, wieder Kohlenstoff aufzunehmen und langfristig zu halten. Hierzu müssen die Bewirtschaftungsmethoden geändert und angepasst werden. Neben der Korrektur der traditionellen Bewirtschaftungsweise können Einbringung von organischem Material (Gründüngung, Mist, Erntereste), schonende Bodenbearbeitung (Grubbern statt Pflügen), Verzicht auf Bodenbearbeitung in Trockenphasen und kontinuierliche Bodenbedeckung hilfreich sein. Empfohlen wird auch die Verwendung mehrjähriger Kulturen und die Anlage von Hecken und Feldgehölzen. Unter dem Stichwort Carbon Farming wird geprüft, ob der Aufbau des Kohlenstoffgehalts landwirtschaftlicher Böden quantifiziert und finanziell honoriert werden kann.