6.1.Ozeanographie 1

Ausbildungsseminar Wetter und Klima
Ozeanographie I
Der Kohlenstoffkreislauf im Ozean
Benjamin Siegert
27.11.2009
1
Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung
1.1 Die Ozeane der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.2 Formen des im Ozean vorkommenden Kohlenstoffs . . . . . . . .
3
3
4
2 Die drei Kohlenstoffpumpen
2.1 Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump . . . . . .
2.1.1 Prinzip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.1.2 Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean . . .
2.1.3 Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediäre
Wassermassen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2 Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump . . . . .
2.3 Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO3 counter pump . . .
4
5
5
6
9
10
12
3 Die Versauerung der Meere
13
3.1 Der Prozess der Versauerung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
3.2 Auswirkungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
4 Zusammenfassung und Ausblick
2
16
1
Einleitung
1.1
Die Ozeane der Erde
Die Ozeane bedecken insgesamt ca. 71% der Erdoberfläche und beinhalten dabei
eine Wassermenge von rund 1, 3·1018 m3 , was 96,5% der gesamten Wassermenge
unseres Planeten ausmacht. Die durchschnittliche Meerestiefe beträgt 3800 m.
Nachfolgend sind die fünf Weltmeere ihrer Fläche nach aufgelistet.
• Pazifischer Ozean 169, 2 · 106 km2
• Atlantischer Ozean 106, 2 · 106 km2
• Indischer Ozean 74, 9 · 106 km2
• Südlicher Ozean 20, 327 · 106 km2
• Arktischer Ozean 14, 09 · 106 km2
Arctic Ocean
Atlantic
Ocean
Pacific
Ocean
Pacific
Ocean
Indian Ocean
Southern Ocean
Abbildung 1: Die Lage der fünf Weltmeere.
Die beiden Halbkugeln sind nicht im gleichen Verhältnis mit Wasser bedeckt;
39% der nördlichen Hemisphäre sind Landmasse, während die südliche Hemisphäre
zu rund 81% mit Wasser bedeckt ist. Wegen seiner Größe spielt der Ozean eine
wichtige Rolle im globalen Kreislauf von Kohlenstoff und dessen Speicherung.
Ein paar physikalische Eigenschaften von Meerwasser (im globalen Durchschnitt):
• Salinität 3,5%
• Gefrierpunkt −1, 9◦ C
• Dichte an der Oberfläche 1025 g/ml, in der Tiefe bis zu 1050 g/ml
• Schallgeschwindigkeit 1500 m/s
3
1.2
Formen des im Ozean vorkommenden Kohlenstoffs
Im Meerwasser vorkommender Kohlenstoff wird in vier Gruppen eingeteilt: DIC,
DOC, POC und PIC. Als DIC (Dissolved Inorganic Carbon) wird im Meerwasser
gelöster inorganischer Kohlenstoff bezeichnet. Die Vertreter dieser Gruppe sind
Kohlendioxid CO2 , Kohlensäure H2 CO3 , Bicarbonation HCO3− und Carbonation CO32− . Den größten Teil davon macht HCO3− mit ca. 91% aus; 8% des
DIC liegen in Form von CO32− vor und CO2 und H2 CO3 zusammen machen
nur 1% des gelösten inorganischen Kohlenstoffs aus. Gelöste organische Kohlenstoffmoleküle werden durch DOC (Dissolved Inorganic Carbon) klassifiziert. In
POC (Particulate Organic Carbon) werden organische Gewebepartikel zusammengefasst. Die Grenze zwischen DOC und POC ist oft fließend, in den meisten
Fällen wird sie bei 0, 45 µm Teilchendurchmesser gezogen. Das im Meerwasser
vorkommende Calciumcarbonat CaCO3 fällt in die Gruppe des PIC (Particulate
Inorganic Carbon) und liegt z.B. in Form von Kalzitpanzern vor. Das Verhältnis
zwischen DIC, DOC und POC liegt bei ungefähr 2000:38:1.
2
Die drei Kohlenstoffpumpen
Der Ozean fungiert als gewaltige CO2 -Senke im globalen Kohlenstoffkreislauf,
so nimmt er pro Jahr netto ca. 2, 2 GtC auf. Die Aufnahme von CO2 findet
über die ozeanische Deckschicht statt und wird angetrieben durch die Partialdruckdifferenz ∆pCO2 zwischen Ozean und Atmosphäre:
∆pCO2 = pCO2,W − pCO2,A
(1)
Der Fluss durch die Wasseroberfläche ist gegeben durch:
F = k(v) · s(T, S) · ∆pCO2
(2)
Dabei bezeichnet s(T, S) die Löslichkeit von CO2 im Wasser, die von der Salinität S und vor allem von der Temperatur T abhängt: Wärmeres Wasser kann
weniger CO2 aufnehmen als kälteres Wasser. k(v) ist die Gasaustauschgeschwindigkeit und hängt unter anderem von der Windgeschwindigkeit ab.
Der Ozean kann aber mehr CO2 aufnehmen, als durch die Löslichkeit allein
möglich wäre, denn CO2 reagiert, anders als Sauerstoff zum Beispiel, mit Wasser:
CO2 + H2 O
CO2 + H2 O +
CO32−
→ H + + HCO3− → 2H + + CO32−
→
HCO3−
+
+H +
CO32−
→
2HCO3−
(3)
(4)
Durch diesen chemischen Puffervorgang nimmt netto die Konzentration von
HCO3− zu und die von CO32− ab; das CO2 wird praktisch komplett in andere
chemische Verbindungen umgewandelt.
Die typische Zeit, in der das Oberflächenwasser chemisches Gleichgewicht mit
der atmosphärischen CO2 -Konzen- tration erreicht, beträgt ein Jahr. Die Aufnahme von atmosphärischem CO2 hängt daher stark mit der Geschwindigkeit
des vertikalen Abtransports von CO2 -reichem Wasser in die Tiefe zusammen.
4
Biological and physical pumps of carbon dioxide
CO2
CO2
anorganic
Cooling
Sedimentation
Carbonate
Upwelling
dissolved
organic
anorganic
particulate
Deepwater circulation
Carbonate
CaCO3
organic
carbon
Abbildung 2: Darstellung der drei Kohlenstoffpumpen.
2.1
2.1.1
Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump
Prinzip
Die physikalische Kohlenstoffpumpe, auch Löslichkeitspumpe genannt, beruht
auf der thermohalinen Zirkulation im Ozean und der Abhängigkeit der Löslichkeit
von CO2 von der Temperatur. In Schichten gleicher potentieller Dichte (Isopyknen) wird kohlenstoffreiches Wasser in das Ozeaninnere befördert, wobei geneigte
und dicke Isopyknen vorteilhaft für dessen Abwärtstransport sind. Die potentielle Dichte (hier dimensionslos) ist definiert durch:
σΘ =
ρ(S, Θ)
− 1000
1 kg m−3
(5)
Hier ist Θ die potentielle Temperatur. Während in den tropischen und subtropischen Meeren die Ausgasung von CO2 in die Atmosphäre überwiegt, nehmen
vor allem im Atlantik und im Gebiet des Antarktischen Zirkumpolarstroms die
kalten, dichten Wassermassen viel CO2 aus der Atmosphäre auf und transportieren es in die Tiefe und in Richtung Äquator. Durch die langsame Umwälzung
des Ozeans, die auf einer Zeitskala von bis zu 1000 Jahren geschieht, wird dem
aufgenommenen Kohlenstoff zwar zum einen für lange Zeit der Kontakt mit der
Atmosphäre verhindert. Gleichzeitig bedeutet dies aber, dass eine kurzfristige
Störung des Kohlenstoffgleichgewichts, wie etwa durch die vermehrte Emission
von CO2 seit Beginn der Industrialisierung, auch nur auf derselben großen Zeitskala wieder ausgeglichen werden kann.
Eine Erwärmung der Meere durch den globalen Klimawandel würde zum
einen die Löslichkeit von CO2 im Wasser reduzieren. Zum anderen würde sich
5
Abbildung 3: (a) Revellefaktor als Funktion des atmosphärischen Partialdrucks
von CO2 . (b) Globale Verteilung des Revellefaktors im Oberflächenwasser.
die Zirkulation verlangsamen, weil sich weniger kalte Wassermassen bilden, die
ins Ozeaninnere absteigen und die Dichteschichtung des Ozeans zunimmt. In
diesem Zusammenhang spricht man auch von einem “bottleneck”-Effekt für die
physikalische Kohlenstoffpumpe. Ausserdem wirkt sich das Aufnehmen von CO2
selbst auf die Aufnahmekapazität des Meerwassers aus. Ein Maß dafür ist der
sogenannte Revellefaktor:
R=
∆[CO2 ]/[CO2 ]
∆[DIC]/[DIC]
(6)
Der Revellefaktor ist bestimmt durch den Quotienten aus dem Anteil des neu
im Meerwasser aufgenommenen CO2 und der prozentualen Änderung des DIC
nach Wiedereinstellung des chemischen Gleichgewichts. Je kleiner der Revellefaktor, desto größer ist die Pufferkapazität des Wassers. Im heutigen Ozean
variiert der Revellefaktor zwischen 8 und 13, die Abweichungen resultieren
hauptsächlich aus lokalen Änderungen im Partialdruck des CO2 in der Atmosphäre und Änderungen der totalen Alkalinität (siehe Abschnitt Versauerung
der Meere).
Abbildung 3a zeigt, wie sich eine Steigerung des Partialdrucks von CO2 auf
den Revellefaktor auswirkt. Mit steigender atmosphärischer CO2 Konzentration ist also auch unweigerlich eine Zunahme des Revellefaktors und damit ein
Rückgang der Pufferkapazität des Ozeans für CO2 verbunden. In Abbildung
3b ist die geographische Verteilung des Revellefaktors im Oberflächenwasser
dargestellt. Hier sieht man deutlich, dass in den Meeren in den hohen Breitengraden der Revellefaktor höher liegt als in den tropischen und subtropischen
Meeren. Diese Meere können wegen ihrer höheren Wassertemperatur weniger
CO2 aufnehmen.
2.1.2
Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean
In den 90er Jahren wurden zwei internationale ozeanographische Großprojekte durchgeführt, um unter anderem Salzgehalte, Kohlenstoffkonzentrationen,
6
Temperaturen und die Wechselwirkung zwischen Ozean und globalem Klima zu
erforschen: WOCE (World Ocean Circulation Experiment), an dem 30 Länder
beteiligt waren, und JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study).
Abbildung 4: Forschungsstationen des WOCE Projekts.
An beiden waren auch deutsche Institute wie die DFG und das Bundesministerium für Bildung und Forschung und einige Universitäten beteiligt. Aus
den umfassenden Daten dieser Projekte, die an 9618 Messstationen auf insgesamt 95 Forschungsfahrten aufgenommen wurden, konnten nach fünfjähriger
Auswertung Informationen über die Verteilung des anthropogenen Kohlenstoffs
in den Ozeanen gewonnen werden, was so in der Vergangenheit bisher noch
nicht möglich war. Zu anthropogenem Kohlenstoff, dessen Anteil am DIC durch
Radiokohlenstoffdatierung ermittelt wird, zählen unter anderem Emissionen aus
der Verbrennung von fossilen Brennstoffen und der Zementherstellung.
Abbildung 5: Anthropogener Kohlenstoff in den Ozeanen.
Laut der Ergebnisse dieser Projekte hat der Ozean im Anthropozän (Zeitalter seit Beginn der Industrialisierung) 118 ± 19 GtC (1 GtC = 3, 7 Gt CO2 )
aufgenommen, was ca. 48% der gesamten durch den Menschen verursachten
7
Menge an CO2 entspricht. In der südlichen Hemisphäre sind aufgrund der
größeren Ozeanfläche rund 60% des gesamten in den Meeren gespeicherten anthropogenen Kohlenstoffs zu finden, alleine 40% zwischen 50◦ und 14◦ südlicher
Breite. Auffallend ist der, verglichen mit seiner Fläche, hohe Anteil des Nordatlantiks (15% der Gesamtozeanfläche) von 23% des anthropogenen Kohlenstoffs.
Die langsame Umwälzgeschwindigkeit des Ozeans spiegelt die Tatsache wieder,
dass 30% in Tiefen bis 200 m und fast 50% in den oberen 400 m zu finden
sind; die durchschnittliche Tiefe, bei der die Konzentration des Kohlenstoffs
5 µmol/kg unterschreitet, liegt bei ca. 1000 m Tiefe.
In Abbildung 6A sieht man, wie sich der anthropogene Kohlenstoff auf die
σΘ = 26, 0 Schicht verteilt. 20% davon sind in Schichten von σΘ = 26, 0 oder
weniger. In den Gebieten, in denen die Isopyknen die Oberfläche durchschneiden
(“outcrops”), findet man die höchsten Konzentrationen. Die outcrops sind durch
dicke Linien am Rand farbiger Flächen gekennzeichnet. Abbildung 6B zeigt
die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs in der σΘ = 27, 3 Schicht, welche
durchschnittlich in einer Tiefe von 900 m liegt.
Abbildung 6: Verteilung von anthropogenem CO2 in den Isopyknen:
σΘ = 26, 0 (A) und σΘ = 27, 3 (B).
8
2.1.3
Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediäre Wassermassen
• AAIW (Antarctic Intermediate Water)
• SAMW (Sub-Antarctic Mode Water)
• NPIW (North Pacific Intermediate Water):
• NIOIW (Northern Indian Ocean Intermediate Water)
• NADW (North Atlantic Deep Water)
Das Antarktische Intermediäre Wasser bildet sich zwischen 45◦ und 55◦
südlicher Breite durch aufsteigendes zirkumpolares Tiefenwasser. Nördlich der
Subantarktischen Front bildet sich das SAMW. Beide Wassermassen nehmen
große Mengen an CO2 auf während sie an der Obefläche sind, hauptsächlich
wegen der hohen Windgeschwindigkeiten in diesen Gebieten, was die Durchmischung fördert und ihrer niedrigen Anfangskonzentration an CO2 . Beide fließen
nordwärts in mittlere Tiefen und nehmen große Mengen an CO2 mit sich,
schätzungsweiseüber 20 GtC. Zu sehen sind sie in Abbildung 7 als die Flächen,
die sich jeweils von der linken oberen Ecke aus bis fast in äquatoriale mittlere
Tiefen erstrecken.
Das Nordpazifische Intermediäre Wasser ist in Abbildung 7B als die Wassermasse im rechten oberen Eck zu erkennen. Wegen der vielen intermediären
Wassermassen im Nordpazifik ist es schwer einen bestimmten CO2 Anteil einer jeweiligen Wassermasse zuzuordnen, was man auch daran sieht, dass auch
unterhalb der Grenzen dieser Wassermasse, anders als bei AAIW und SAMW,
noch große Mengen an anthropogem CO2 gefunden werden. Das NPIW führt
rund 3, 2 GtC mit sich.
Die im Indischen Ozean vorgefundenen intermediären Wassermassen enthalten viel Wasser aus dem Roten Meer und dem Persischen Golf, wo hohe Verdunstung dichtes Wasser mit hohem Salzgehalt bewirkt, das hohe Mengen an
anthropogenem CO2 enthält und im Indischen Ozean in mittlere Tiefen absinkt.
Diese führen knapp 3 GtC und sind in Abbildung 7C in der rechten Hälfte zu
sehen.
Das Nordatlantische Tiefenwasser ist die einzige Wassermasse in größerer
Tiefe, die große Mengen an CO2 mit sich führt. Nur 7% des gesamten anthropogenen Kohlenstoffs finden sich tiefer als 1500 m. Wie in Abbildung 7A zu
erkennen ist, hat die südliche Hälfte des NADW eine kleinere CO2 Konzentration. Das liegt daran, dass sie einer geringeren Menge CO2 ausgesetzt war, als
sie noch an der Oberfläche war und sich bereits mit angrenzenden Wassermassen
am Meeresgrund durchmischt hat. Das NADW führt ca. 6, 8 GtC mit sich.
Antarktischem Tiefenwasser wird nur wenig anthropogenes CO2 zugeordnet,
außerdem hatte man aus dieser Region nur begrenzte Daten zur Verfügung.
Gründe für die geringen CO2 Anteile in dieser Wassermasse sind ihr hoher
Revellefaktor und der begrenzte Kontakt mit der Atmosphäre unter anderem
wegen des Meereises, als es noch an der Oberfläche war.
9
Abbildung 7: Kohlenstoffprofile dreier Ozeane: (A) Atlantik, (B) Pazifik und
(C) Indik. Schwarze Linien deuten die Isopyknen an, grau umrandete Gebiete
stellen die intermediären Wassermassen dar.
2.2
Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump
Ein weiterer wichtiger Mechanismus für den vertikalen Transport von Kohlenstoff ist die organische Kohlenstoffpumpe. Sie basiert auf dem Zusammenspiel
von Absinken und Remineraliseren von POC auf den Meeresgrund und dessen
Zersetzung durch Bakterien und Mikroorganismen und hängt stark von Sonneneinstrahlung und dem Nährstoffangebot ab.
In der euphotischen Zone lebendes Phytoplankton bindet das im Meerwasser gelöste CO2 durch Photosynthese entweder in Form von CO2 oder HCO3− ,
was wiederum den Partialdruck von CO2 in der Deckschicht vermindert und so
den chemischen Puffervorgang entlastet bzw. die weitere Aufnahme von CO2
aus der Atmosphäre fördert. Die geschätzte jährliche Bruttoprimärproduktion
10
von POC durch das Phytoplankton beträgt 103 GtC und die - durch Subtraktion der durch autotrophe Respiration gebildeten CO2 Menge - jährliche
Nettoprimärproduktion 45 GtC. Abzüglich der Menge an CO2 , die durch heterotrophe Respiration des Zooplanktons. das sich vom Phytoplankton ernährt,
freigesetzt wird, bleiben 11 GtC, die die biologische Pumpe jährlich in tiefere
Wasserschichten befördert.
Das gesunkene POC wird entweder durch Mikroorganismen remineralisiert,
d.h. wieder in seine anorganischen Bestandteile zerlegt, oder lagert sich, wenn es
den Meeresgrund erreicht hat, in der Sedimentschicht an. Die Remineralisierung
erfolgt dabei hauptsächlich in Tiefen bis zu 1000 m. Aufsteigendes Wasser kann
den dabei entstandenen DIC und Nährstoffe wieder in seichtere Wassermassen
bringen, was einerseits zu Ausgasen von CO2 führt, andererseits aber wiederum
die Produktion von Biomasse fördert.
Abbildung 8: (A) Vor Industrialisierung mit 280 ppm CO2 , errechnet aus
Löslichkeitskoeffizienten von CO2 in Wasser, ohne organische Pumpe.
(B) Gleiche Rechnung wie (A), nur mit 360 ppm CO2 . ⇒ (B)-(A) zeigt Menge
an DIC anthropogenen Ursprungs.
(C) Aus gemessenen Daten von DIC im Pazifischen Ozean. ⇒ (C)-(B) spiegelt
den Beitrag der organischen Pumpe zum DIC Haushalt wider.
Abbildung 8 verdeutlicht den Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpe
zum Kohlenstoffkreislauf. Kurve A zeigt die aus Löslichkeitskoeffizienten errechnete Verteilung von DIC im Ozean. Dabei wurde von einem atmosphärischen
11
CO2 Partialdruck von 280 ppm ausgegangen, weshalb diese Kurve eine mögliches
Kohlenstoffprofil vor der Industrialisierung zeigt. Die Berechnung der Kurve B
erfolgte auf die selbe Art und Weise, nur diente ein atmosphärischer Partialdruck von 360 ppm, so wie er heutzutage ungefähr vorliegt, als Grundlage.
Biologische Prozesse zur CO2 Speicherung wurden bei beiden Kurven nicht mit
eingerechnet. Die Differenz von B und A zeigt deshalb die Menge anthropogenen
Kohlenstoffs, der im Ozean gespeichert ist. Kurve C basiert auf im pazifischen
Ozean gemessenen DIC-Werten. Deswegen spiegelt die Differenz aus C und B
den Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpe zum DIC Haushalt des Ozeans
wieder. Ohne organische Kohlenstoffpumpe würde heute der atmosphärische
Partialdruck von CO2 schätzungsweise um 150-200 ppm höher liegen.
2.3
Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO3 counter
pump
Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe wirkt den anderen beiden Pumpen entgegen,
weil sie im Gegensatz zu diesen eigentlich eine Freisetzung von CO2 in die
Atmosphäre bewirkt. Sie beruht auf der Bildung von Calciumcarbonat durch
Phytoplankton, die dieses für die Bildung ihrer Kalzitpanzer verwenden:
Ca2+ + 2HCO3−
2+
Ca
+
CO32−
→ CaCO3 + H2 O + CO2
(7)
→ CaCO3
(8)
Dabei wird zum einen CO2 freigesetzt und zum anderen verringert sich die
Konzentration an Carbonationen, die eine wichtige Rolle im chemischen Puffersystem spielen, da sie mit CO2 und Wasser zu HCO3− reagieren (siehe Gleichung 4). Man hält die Calciumcarbonat-Gegenpumpe als einen wichtigen Faktor für das Alkalinitätsprofil des Ozeans. Die (Carbonat-) Alkalinität ist wie
folgt definiert:
AC = [HCO3− ] + 2[CO32− ] + [OH − ] − [H3 O+ ]
(9)
und ist ein Maß für das Säurebindungsvermögen einer Flüssigkeit. Wird in der
Deckschicht CaCO3 produziert, vermindert sich dort folglich die Alkalinität.
Die kalkbildenden Organismen sinken nach ihrem Tod ab und unterhalb des
Carbonat-Sättigungshorizonts wird das CaCO3 wieder gelöst, wodurch dort die
Alkalinität steigt. In ihrer Stärke ist die Calciumcarbonat-Gegenpumpe nur rund
ein Zehntel so groß wie die physikalische und die biologische Kohlenstoffpumpe;
so moduliert sie nur die Kohlenstoffaufnahme im Ozean.
12
Abbildung 9: Änderung des pH-Werts der Meere, abhängig vom atmosphärischen Partialdruck von CO2 .
3
3.1
Die Versauerung der Meere
Der Prozess der Versauerung
Die Versauerung der Meere, die sich in einem sinkenden pH-Wert des Meerwassers äussert, ist eine der Hauptfolgen der menschlichen CO2 -Emissionen.
Meerwasser ist mit einem mittleren globalen pH-Wert von 8,1 leicht basisch.
Durch die Aufnahme von CO2 steigt, wie in folgenden Gleichungen beschrieben,
die Konzentration der H3 O+ -Ionen:
CO2 + H2 O
CO2 + H2 O +
CO32−
→ H + + HCO3− → 2H + + CO32−
→
HCO3−
+
+H +
CO32−
→
2HCO3−
(10)
(11)
Dadurch sinkt der pH-Wert des Wassers. So ist seit Beginn der Industrialisierung
die Konzentration der H3 O+ -Ionen um rund 30% gestiegen, was sich in einer
Abnahme des pH-Werts um 0,1 Einheiten äussert. Bis zum Ende dieses Jahrhunderts wird ein weiteres Sinken des pH-Werts um 0,2 bis 0,4 Einheiten vorhergesagt.
Abbildung 9 veranschaulicht, wie sich ein weiteres Steigen der CO2 -Konzentration
in der Atmosphäre auf den pH-Wert auswirkt. Das Worst-Case-Szenario, das
davon ausgeht, dass der größte Teil aller fossilen Brennstoffe verbraucht wird,
sagt ein Sinken um 0,7 Einheiten voraus, was eine so starke Versauerung bedeuten würde wie sie unsere Erde seit 300 Millionen Jahren nicht erlebt hat. Um
auf natürlichem Wege bei einer so starken Versauerung wieder auf das vorindustrielle Niveau zu gelangen würde mehrere zehntausend Jahre dauern.
13
Abbildung 10: Veränderung des pH-Wertes bei doppelter CO2 -Konzentration in
der Atmosphäre.
In Abbildung 10 wird die Verschiebung des Gleichgewichts der drei Formen des DIC untereinander bei einer Verdopplung der atmosphärischen CO2 Konzentration gezeigt, insbesondere wird deutlich wie sich dieses zu Lasten des
Carbonations bewegt. Diese Abnahme ist eine weitere Konsequenz der Aufnahme von CO2 durch das Meer. So ist die CO32− -Konzentration seit der Industrialisierung bereits um 10% zurückgegangen. Die Konzentration der Carbonationen bestimmt, ob Calciumcarbonat ausfällt oder gelöst wird, so führt eine
Abnahme der CO32− -Konzentration zu einem Rückgang des Sättigungsgrades
des Meerwassers für CaCO3 . Die Sättigung hängt stark vom Druck ab, weswegen tiefere Wasserschichten im Allgemeinen untersättigt sind in Bezug auf Calciumcarbonat.
3.2
Auswirkungen
Die Versauerung der Meere hat durch das Steigen des Sättigungshorizonts für
Calciumcarbonat weitreichende Konsequenzen vor allem für kalkbildendes Plankton und Korallen. CaCO3 liegt im Ozean in zwei Formen vor: in Calcit, der
stabilen Form, und Aragonit, der metastabilen Form, was heißt, dass Aragonit leichter löslich ist als Calcit. In Abbildung 11 ist die Konzentration von
CO32− abhängig vom atmosphärischen CO2 -Gehalt aufgetragen. Die verschiedenen Kurven stellen dabei verschiedene Modelle zur Berechnung dar. Dabei sagt
ein Großteil der Modelle voraus, dass bei einem Anstieg der CO2 -Konzentration
in der Atmosphäre auf 600 ppm das Oberflächenwasser des Südlichen Ozeans
untersättigt sein wird in Bezug auf Aragonit, was eine Bedrohung für Lebensfor14
Abbildung 11: Sättigungshorizonte für Calcit und Aragonit im Südlichen Ozean
in Abhängigkeit vom atmosphärischen CO2 -Gehalt.
men darstellt, die Aragonitpanzer produzieren. In den polaren Meeren werden ab
450 ppm große Teile der Wasserflächen untersättigt sein. Darüber hinaus zeigt
ein Großteil aller Korallen bei einem CO2 -Gehalt von 700 ppm einen Rückgang
der Kalkbildung um bis zu 56%; bei 560 ppm wird sie bereits um ein Drittel
zurückgegangen sein.
Die Auswirkungen eines sauereren Ozeans auf die Photosynthese von Phytoplankton ist gegenwärtig noch nicht genau verstanden, man geht aber von einer
Steigerung der biologischen Produktionsrate bei steigendem atmosphärischen
CO2 -Gehalts aus.
Die Versauerung hat außerdem noch Auswirkungen auf andere Prozesse: Die
chemische Pufferkapazität des Ozeans wird durch ein Sinken des pH-Werts vermindert und das Steigen des Sättigungshorizonts bewirkt, dass weniger CaCO3
gebildet wird. Die Bildung von Calciumcarbonat führt ja bekanntlich zu einer Freisetzung von CO2 , sodass dieser Effekt sogar eine vermehrte Aufnahme
von CO2 durch den Ozean bedeuten könnte. Das Ausmaß dieses Effekts wird
aber nur auf 10-20 ppm bis zum Ende dieses Jahrhunderts geschätzt. Andererseits stellt CaCO3 als Panzer bei kalkbildenden Organismen einen Ballast bei
deren Abwärtstransport im Ozean dar, sodass sich verminderte Kalkproduktion
negativ auf ihre Sinkgeschwindigkeit und damit auf die Effizienz der organischen Pumpe auswirkt. Deshalb sind Auswirkungen der Versauerung auf den
Nettofluss von CO2 von der Atmosphäre in den Ozean noch ziemlich unsicher.
Sicher ist nur, dass die Versauerung der Meere nur durch eine drastische Begrenzung der anthropogenen CO2 -Emissionen in Schach gehalten werden kann.
15
Abbildung 12: Globale, jährliche Kohlenstoffbilanz. Braune Linie: Gesamte anthropogene Emissionen. Differenz braune Linie und blaue Linie: terrestrische
Aufnahme.
4
Zusammenfassung und Ausblick
Der Ozean ist ein wichtiger Faktor in der Unschädlichmachung anthropogenen Kohlenstoffs in der Atmosphäre. So hat er seit Beginn der Industrialisierung rund 48% des durch Verbrennung fossiler Brennstoffe und Zementherstellung entstandenen Kohlenstoffs aufgenommen und die atmosphärische CO2 Konzentration würde um rund 55 ppm größer ausfallen. In Abbildung 12 wird
der jährliche Anteil der Atmosphäre, Biosphäre und Hydrosphäre am Kohlenstoffhaushalt der Erde anschaulich dargestellt.
Der ozeanische Anteil an der Aufnahme hat sich aber durch die verschiedenen Rückkopplungsprozesse wahrscheinlich bereits auf 37% verringert und wird
in Zukunft auch noch weiter sinken, sodass der Anteil des luftübertragenen
Kohlenstoffs zunehmen wird. Dafür sorgen die Erwärmung des Ozeans, wodurch
die Löslichkeit von CO2 im Ozean sinkt; die damit einhergehende zunehmende
Dichteschichtung des Wassers, die dazu führt, dass die thermohaline Zirkulation
und damit die physikalische Pumpe geschwächt wird und das Abschwächen des
chemischen Puffers, das durch steigenden Revellefaktor, sinkenden pH-Wert und
Änderungen in der ionischen Zusammensetzung des Meerwassers bewirkt wird.
Modellrechnungen sagen eine Abschwächung der Aufnahmekapazität von 5-16%
voraus. Auch die großen Zeitskalen stehen einer schnellen Reäquiliebrierung im
Wege; so geht man bei der physikalischen Pumpe von hunderten bis tausenden
von Jahren, bei der organsichen Pumpe von mehreren zehntausend Jahren bis
zu einer Wiedereinstellung des Kohlenstoffgleichgewichts aus. Jedoch sind die
16
Auswirkungen eines Klimawandels auf die organische Kohlenstoffpumpe ziemlich ungewiss, man geht aber davon aus, dass eine eventuelle Stärkung der organischen Pumpe durch einerseits höhere CO2 -Gehalte, was sich ja positiv auf
die Photosynthese auswirkt und andererseits durch ein Abschwächen der Zirkulation (geringere Zirkulation bedeutet auch weniger aufsteigendes Wasser, das
das Absinken von POC bremst) die Schwächung der physikalischen Pumpe nicht
aufwiegen kann. Modellrechnungen sagen eine Zunahme des luftübertragenen
Kohlenstoffs von 4 bis 44% voraus.
17
18
Erwärmung, Zirkulation, Nährstoffvorrat, Strahlung, atm. CO2 , pH
Erwärmung, atm. CO2 , pH
atm. CO2 , Zirkulation
Erwärmung, atm. CO2 , Zirkulation
pH, Zirkulation
atm. CO2 , Erwärmung
Biol. Prod. von organischem
Kohlenstoff, Änderungen in den
biol. Pumpen
Biol. Prod. von CaCO3
Speicherung im Ozean
Änderungen der chemischen Parameter
Lösung von CaCO3 Sedimenten
Erosion von Silikaten
-
-
+
-
+/-
+/-
mittel
hoch
mittel
hoch
klein
mittel
Rückkopplung, Stärke
100
40
5-10
5-10
0,001-1
0,001-10
Reäquilibrierungsskala [kyr]
Tabelle 1: Auflistung der Rückkopplungen zwischen Klimawandel und ozeanischen Prozessen im Kohlenstoffkreislauf
Faktoren
Prozess
≥ 66%
≥ 99%
≥ 99%
≥ 99%
≥ 66%
≥ 66%
WSK
Literatur
[1] Wikipedia - Ozean
[2] Wikipedia - solubility pump
[3] IPCC - Climate change 2007
[4] McGillis et al. - Direct covariance air-sea CO2 fluxes
[5] Siegenthaler, Sarmiento - Atmospheric carbon dioxide and the ocean
[6] Raven, Falkowski - Oceanic sinks for atmospheric CO2
[7] Sabine et al. - The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2
[8] Lettre pigb-pmrc France du Changement global No 21 - Ocean acidification
and its consequence
[9] Nature Vol. 425, p.365 - Anthropogenic carbon and ocean pH
[10] http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel - Versauerung der Meere
[11] http://wiki.bildungsserver.de/klimawandel - Kohlenstoff im Ozean
19