Globale Stoffkreisläufe

Globale Stoffkreisläufe
Treibhausgas CO2
Pools (nach (Sommer, 1998) :
Atmosphäre
<0,05
CO2
700
<57
5
71
74
57
Biomasse
2
Biomasse
830
51
DIC/DOC
560 30
48
Hydrosphäre
Pedosphäre
perm. Sprungschicht
Humus
3000
20
3
DIC / DOC
38000
2000
0,02
fossile Brennstoffe
Kalk
5 000
40 000 000
Lithosphäre
Poolgrößen = 1015gC
Flußgrößen = 1015gC/Jahr
was sind Quellen, was sind Senken?
Senken:
Löslichkeitspumpe im Meer:
Temperatursensitiv: Löslichkeit von CO2 sinkt mit
Temperaturerhöhung (Ausgasen)
Biologische Pumpe:
Photosynthese von photoautotrophen Algen:
CO2+6H2O+Lichtenergie=C6H12O6+6O2
(nährstofflimitiert, klimasensitiv)
aber auch Chemosynthese
Karbonatsedimentation
Riffe
Biol. Produktivität
Quellen:
Vulkanismus
Verbrennung von fossilen Brennstoffen
Remineralisation
Verwitterung (Verkarstung)
biol. „Veratmen“
Meeresströmungen
(Auftrieb, Tiefenwasserzirkulation)
Veränderlichkeit des Kohlenstoffkreislaufes durch die Zeit:
Seit dem Präkambrium:
Eine erste Atmosphäre entsteht nach dem Abkühlen. Vermutlich besteht die erste Atmosphäre
aus denselben Gasen, die noch heute bei Vulkanausbrüchen entstehen: Wasserstoff,
Salzsäuregas, Kohlendioxid, Kohlenmonoxid, Stickstoffgas.
Freier Sauerstoff war nur in Spuren vorhanden, was ein heutiges Leben auf der Erde
unmöglich machen würde.
Abbildung: Entwicklung der Sedimentite in der Erdgeschichte (Stanley, 1998)
100%
Siliziklastische Gesteine
25%
Karbonate
Kieselschiefer
Evaporite
4
3
2
Archaikum
1
Phanerozoikum
Proterozoikum
Abbildung: Vorkommen von Stromatolithen in der Erdgeschichte (Stanley, 1998)
konische Stromatolithen
20
Mehrfaches des heutigen Wertes
10
0
70
alle Stromatolithen
60
50
40
30
20
10
0
3,0
2,5
1,65 1,35 1,05
2,2
2,0
1,0
Milliarden Jahre vor heute
0,6 0,5
0,54
0,0
Seit dem Kambrium:
Schwankungen der globalen klimatischen Situation (plattentektonische Gründe) führt zu
Erhöhung des CO2 in der Atmosphäre z. B. im Mesozoikum (1150ppm im Jura) aber auch zur
Reduktionen des CO2 durch Pflanzenwachstum zum Beispiel im Karbon. Subduktion an
Plattenrändern kann auch zu Verlust von Kohlenstoff aus dem C-Kreislauf führen, wird aber
Mittelozeanischen Rücken vermutlich dem Kreislauf wieder zugeführt. Das ergibt eine
vermutlich über geologische Zeiträume eine ausgeglichene Bilanz.
Glazial/Interglazial:
Die Eiszeitzyklen führen zu rythmischer Erwärmung und Abkühlung der Erde (siehe
Sauerstoffisotopenverteilung). Durch die Abkühlung der Ozeane in den Eiszeiten kommt es
zur Erhöhung der Löslichkeit von CO2 in den Ozeanen, was vermutlich die Hauptursache für
die Reduktion der Atmosphärischen CO2-Konzentrationen in Glazialen (siehe Abb. Atm. CO2)
ist. Ein weiterer relevanter Prozess könnte die Erhöhung der ozeanischen Produktivität in
Glazialen (biol. Pumpe) sein.
δ18O (G.ruber, äquat. Atlantik)
Abbildung: Veränderlichkeit der Insolation und die Reaktion der Wassertemperatur im
Quartär (aus:(Struck et al., 1993))
-2,00
-1,75
-1,50
-1,25
-1,00
-0,75
-0,50
-0,25
0,00
Insolation 65ºN (W/m2)
0,25
48.000
46.000
44.000
42.000
40.000
38.000
36.000
0
50
100
150
200
250
Alter (Jahrtausende vor heute)
300
350
Abbildung: Atmosphärischer CO2-Haushalt in den letzten 225000 Jahren (Jouzel et al., 1993)
heute
300
Kaltzeit
Warmzeit
Kaltzeit
Warmzeit
CO2 (ppm)
280
260
240
220
200
180
0
25
50
75
100
125
150
175
200
225
250
Alter (Jahrtausend vor heute)
Menschlicher Einfluß:
Durch die Industrialisation Anfang des 19. Jhd. wurden vermehrt fossile Energieträger
eingestzt (Kohle, Erdöl, Gas). Das hat zur Folge gehabt, dass die CO2-Konzentration in der
Atmosphäre von 285 ppm auf nunmehr 375 ppm angestiegen ist. Circa 5x1015gC a-1 ist der
Zuwachs in der Atmosphäre (derzeit 700x1015gC). Die mögliche Folge dieser menschlichen
Einflußnahme ist ein Globale Klimakatastrophe mit den bekannten Szenarien:
Meeresspiegelanstieg, globale Erwärmung, häufigere Stürme etc.
Sichtbarere Effekt der Verbrennung von fossilem Kohlenstoff ist der sog. „Suess-Effect“:
Isotopisch leichter fossiler Kohlenstoff wird dem Kreislauf zugeführt, was z. B. zur
Abreicherung der Kohlenstoffisotopensignatur proportional zur CO2-Emission in Korallen
geführt hat (Abb.)
Abbildung: δ13C-Verteilung in Korallen aus dem pazifischen Ozean (bei Australien) seit AD
1650 (http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/).
δ13C-Verteilung in Korallen seit AD 1650
0,6
Beginn des Verbrennens
von fossilem Kohlenstoff
0,4
0,2
0,0
-0,2
-0,4
δ13C
-0,6
δ13C
"Suess-effect"
-0,8
-1,0
-1,2
-1,4
-1,6
-1,8
-2,0
-2,2
1 650
1 700
1 750
1 800
1 850
Jahre des Herrn
1 900
1 950
2 000
Stickstoffkreislauf und Phosphorkreislauf:
Ähnlich wie beim Kohlenstoff , da durch die biologische Produktion
mit Kohlenstoff und Phosphor verknüpft: organische Materie im Meer
besteht in einem recht stabilen Verhältnis aus den Elementen C/N/P
(sog. „Redfield-Verhältnis“: C:N:P = 106:16:1)
Stickstoff:
Unterschiede zu Kohlenstoffkreislauf:
Keine Karbonatsedimentation oder Riffbildung
Bedeutet: nur geringe Schwankungen über geologische
Zeiträume.
riesiger atmosphärischer Pool
limitierend für die Produktion im Ozean
die verschiedenen Oxydationstufen des Stickstoffs (NH4+, NO3-,
N2) machen das Element Stickstoff für weitere Prozesse wichtig:
z. B. N2-Fixierung, Denitrifikation).
Phosphor:
Unterschiede zum Kohlenstoffkreislauf:
Keine Karbonatsedimentation oder Riffbildung, aber
Phosphoritlagerstätten.
kommt in der Atmosphäre nicht als Gas vor
wird nur gelöst (PO4) oder partikulär (adsorbiert, organogen oder
mineralisch) transportiert.
Falls Überschuß (Abbildung) zum gelösten Stickstoffpool
vorhanden kann es zur biol. Stickstoffixierung aus dem
atmosphärischen Pool kommen
Redox-sensitiv=bildet leicht mit Eisen mineralische
Verbindungen (Apatit, Kalzium Phosphat)
Abbildung: schematische Darstellung der biologischen Produktion im Pelagial.
"Neue Produktion" =
Wassertiefe durchm. Schicht (m) x
Nährstoffkonzentration (mol NO3/m3)
x 6,6 (=C/N-Redfield) = molC m-2 Jahr-1
50x3x6,6=990molC m-2
(entspricht 82,5gC m-2)
0
3
Zunahme
0
Winternitratkonzentration
Lichtintensität
20
Biomasse
durchmischte
Schicht
40
thermische
Sprungschicht
60
Akkumulation von
remineralisierten Nährstoffen
80
Winterdurchmischte
Schicht
Sedimentation
200
NO3
Literatur:
Jouzel J., Barkov N. I., Barnola J. M., Bender M., Chapellaz J., Genthon C., Kotlyakov V. M.,
Lipenkov V., Lorius C., Petit J. R., Raynaud D., Raisbeck G., Ritz C., Sowers T.,
Stievenard M., Yiou F., and Yiou P. (1993) Extending the Vostok ice-core record of
paleoclimate to the penultimate glacial period. Nature 364, 407-412.
Sommer U. (1998) Biologische Meereskunde. Springer.
Stanley S. M. (1998) Earth System History. Freeman.
Struck U., Sarnthein M., Westerhausen L., Barbola J. M., and Raynaud D. (1993) Oceanatmosphere carbon exchange: impact of the "biological pump" in the Atlantic
equatorial upwelling belt over the last 330,000 years. Paleo. Paleo. Paleo. 103, 41-56.