Kohlenstoffzyklus

Schneller Kohlenstoffkreislauf, der die Bewegung von Kohlenstoff zwischen Land, Atmosphäre und Ozeanen in Milliarden Tonnen (Gigatonnen) pro Jahr zeigt. Die gelben Zahlen sind natürliche Flüsse, die roten sind Beiträge des Menschen, die weißen sind gespeicherter Kohlenstoff. Die Auswirkungen des langsamen Kohlenstoffkreislaufs, wie vulkanische und tektonische Aktivitäten, sind nicht berücksichtigt. ⓘ

Der Kohlenstoffkreislauf ist der biogeochemische Kreislauf, durch den Kohlenstoff zwischen der Biosphäre, Pedosphäre, Geosphäre, Hydrosphäre und Atmosphäre der Erde ausgetauscht wird. Kohlenstoff ist der Hauptbestandteil biologischer Verbindungen sowie ein Hauptbestandteil vieler Mineralien, wie z. B. Kalkstein. Zusammen mit dem Stickstoffkreislauf und dem Wasserkreislauf umfasst der Kohlenstoffkreislauf eine Abfolge von Ereignissen, die entscheidend dafür sind, dass die Erde Leben erhalten kann. Er beschreibt die Bewegung von Kohlenstoff, der in der gesamten Biosphäre recycelt und wiederverwendet wird, sowie die langfristigen Prozesse der Kohlenstoffbindung in und der Freisetzung aus Kohlenstoffsenken. Kohlenstoffsenken an Land und im Meer nehmen derzeit jeweils etwa ein Viertel der anthropogenen Kohlenstoffemissionen pro Jahr auf. ⓘ

Der Mensch hat den biologischen Kohlenstoffkreislauf über viele Jahrhunderte hinweg gestört, indem er die Landnutzung veränderte und darüber hinaus in jüngster Zeit in großem Maßstab fossilen Kohlenstoff aus der Geosphäre abbaute (Kohle, Erdöl- und Gasförderung sowie Zementherstellung). Der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre war bis 2020 um fast 52 % gegenüber dem vorindustriellen Niveau gestiegen, was zu einer stärkeren Erwärmung der Atmosphäre und der Erdoberfläche durch die Sonne führte. Das erhöhte Kohlendioxid hat auch den Säuregehalt der Ozeanoberfläche um etwa 30 % erhöht, was auf gelöstes Kohlendioxid, Kohlensäure und andere Verbindungen zurückzuführen ist und die Meereschemie grundlegend verändert. Der größte Teil des fossilen Kohlenstoffs wurde erst im letzten halben Jahrhundert entnommen, und die Raten steigen weiterhin rapide an und tragen zum vom Menschen verursachten Klimawandel bei. Die schwerwiegendsten Folgen für den Kohlenstoffkreislauf und die Biosphäre, die die menschliche Zivilisation erst ermöglicht, werden sich aufgrund der enormen, aber begrenzten Trägheit des Erdsystems erst noch entfalten. Die Wiederherstellung des Gleichgewichts in diesem natürlichen System ist eine internationale Priorität, die sowohl im Pariser Klimaabkommen als auch im Ziel 13 für nachhaltige Entwicklung beschrieben ist. ⓘ

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. ⓘ

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 %) ⓘ

Die wichtigsten Komponenten

Detail der anthropogenen Kohlenstoffflüsse mit der kumulativen Masse in Gigatonnen während der Jahre 1850-2018 (links) und dem jährlichen Massendurchschnitt während 2009-2018 (rechts). ⓘ

Der Kohlenstoffkreislauf wurde erstmals von Antoine Lavoisier und Joseph Priestley beschrieben und von Humphry Davy populär gemacht. Der globale Kohlenstoffkreislauf wird heute in der Regel in die folgenden großen Kohlenstoffreservoirs unterteilt, die durch Austauschwege miteinander verbunden sind:

• Die Atmosphäre
• Die terrestrische Biosphäre
• Der Ozean, einschließlich des gelösten anorganischen Kohlenstoffs und der lebenden und nicht lebenden Meeresbiota
• Die Sedimente, einschließlich fossiler Brennstoffe, Süßwassersysteme und unbelebtes organisches Material.
• Das Erdinnere (Erdmantel und Erdkruste). Diese Kohlenstoffspeicher stehen durch geologische Prozesse in Wechselwirkung mit den anderen Komponenten. ⓘ

Der Kohlenstoffaustausch zwischen den Reservoiren ist das Ergebnis verschiedener chemischer, physikalischer, geologischer und biologischer Prozesse. Der Ozean enthält den größten aktiven Kohlenstoffspeicher in der Nähe der Erdoberfläche. Die natürlichen Kohlenstoffflüsse zwischen der Atmosphäre, dem Ozean, den terrestrischen Ökosystemen und den Sedimenten sind ziemlich ausgeglichen, so dass der Kohlenstoffgehalt ohne menschlichen Einfluss in etwa stabil wäre. ⓘ

Atmosphäre

Computermodell, das ein Jahr im Leben des atmosphärischen Kohlendioxids zeigt und wie es sich um den Globus bewegt  ⓘ

Der Kohlenstoff in der Erdatmosphäre kommt in zwei Hauptformen vor: Kohlendioxid und Methan. Diese beiden Gase absorbieren und speichern Wärme in der Atmosphäre und sind teilweise für den Treibhauseffekt verantwortlich. Methan hat im Vergleich zu Kohlendioxid einen größeren Treibhauseffekt pro Volumen, kommt aber in viel geringeren Konzentrationen vor und ist kurzlebiger als Kohlendioxid, so dass Kohlendioxid das wichtigere Treibhausgas von beiden ist. ⓘ

Kohlendioxid wird hauptsächlich durch die Photosynthese aus der Atmosphäre entfernt und gelangt in die terrestrische und ozeanische Biosphäre. Kohlendioxid löst sich auch direkt aus der Atmosphäre in Gewässern (Ozean, Seen usw.) und löst sich auch in Niederschlägen, wenn Regentropfen durch die Atmosphäre fallen. In Wasser gelöst, reagiert Kohlendioxid mit Wassermolekülen und bildet Kohlensäure, die zur Versauerung der Ozeane beiträgt. Durch Verwitterung kann es dann von Gesteinen aufgenommen werden. Außerdem kann es andere Oberflächen, mit denen es in Berührung kommt, versauern lassen oder in den Ozean gespült werden. ⓘ

CO₂-Konzentrationen in den letzten 800.000 Jahren, gemessen an Eisbohrkernen (blau/grün) und direkt (schwarz) ⓘ

Durch menschliche Aktivitäten in den letzten zwei Jahrhunderten hat sich die Kohlenstoffmenge in der Atmosphäre bis zum Jahr 2020 um fast 50 % erhöht, hauptsächlich in Form von Kohlendioxid, und zwar sowohl durch die Veränderung der Fähigkeit der Ökosysteme, Kohlendioxid aus der Atmosphäre zu extrahieren, als auch durch direkte Emission, z. B. durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe und die Herstellung von Beton. ⓘ

In ferner Zukunft (in 2 bis 3 Milliarden Jahren) wird die Geschwindigkeit, mit der Kohlendioxid über den Karbonat-Silikat-Zyklus in den Boden aufgenommen wird, aufgrund der zu erwartenden Veränderungen der Sonne im Zuge ihrer Alterung wahrscheinlich zunehmen. Die erwartete höhere Leuchtkraft der Sonne wird wahrscheinlich die Verwitterung der Oberfläche beschleunigen. Dies wird schließlich dazu führen, dass der größte Teil des Kohlendioxids in der Atmosphäre in Form von Karbonat in der Erdkruste verbleibt. Sobald die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre unter etwa 50 Teile pro Million sinkt (die Toleranzen variieren je nach Art), wird die C₃-Photosynthese nicht mehr möglich sein. Dies wird für 600 Millionen Jahre ab der Gegenwart vorhergesagt, obwohl die Modelle variieren. ⓘ

Wenn die Ozeane auf der Erde in etwa 1,1 Milliarden Jahren verdampfen, wird die Plattentektonik höchstwahrscheinlich zum Stillstand kommen, da kein Wasser mehr für die Schmierung der Platten vorhanden ist. Da es keine Vulkane mehr gibt, die Kohlendioxid ausstoßen, wird der Kohlenstoffkreislauf in 1 bis 2 Milliarden Jahren enden. ⓘ

Terrestrische Biosphäre

Die Menge an Kohlenstoff, die in den verschiedenen terrestrischen Ökosystemen der Erde gespeichert ist, in Gigatonnen. ⓘ

Die terrestrische Biosphäre umfasst den organischen Kohlenstoff in allen lebenden und toten Landlebewesen sowie den in den Böden gespeicherten Kohlenstoff. Etwa 500 Gigatonnen Kohlenstoff sind oberirdisch in Pflanzen und anderen lebenden Organismen gespeichert, während der Boden etwa 1.500 Gigatonnen Kohlenstoff enthält. Der meiste Kohlenstoff in der terrestrischen Biosphäre ist organischer Kohlenstoff, während etwa ein Drittel des Bodenkohlenstoffs in anorganischen Formen wie Kalziumkarbonat gespeichert ist. Organischer Kohlenstoff ist ein Hauptbestandteil aller auf der Erde lebenden Organismen. Autotrophe Organismen entnehmen ihn in Form von Kohlendioxid aus der Luft und wandeln ihn in organischen Kohlenstoff um, während Heterotrophe Organismen den Kohlenstoff durch den Verzehr anderer Organismen aufnehmen. ⓘ

Da die Kohlenstoffaufnahme in der terrestrischen Biosphäre von biotischen Faktoren abhängig ist, folgt sie einem tages- und jahreszeitlichen Zyklus. Bei CO₂-Messungen zeigt sich dieses Merkmal in der Keeling-Kurve. Sie ist auf der Nordhalbkugel am stärksten ausgeprägt, da diese Hemisphäre über mehr Landmasse verfügt als die Südhalbkugel und somit den Ökosystemen mehr Raum zur Aufnahme und Abgabe von Kohlenstoff bietet. ⓘ

Ein tragbares Bodenatmungssystem zur Messung des CO₂-Flusses im Boden. ⓘ

Kohlenstoff verlässt die terrestrische Biosphäre auf verschiedene Weise und in unterschiedlichen Zeiträumen. Durch die Verbrennung oder Veratmung von organischem Kohlenstoff wird er schnell in die Atmosphäre freigesetzt. Er kann auch über Flüsse in den Ozean gelangen oder in Form von inertem Kohlenstoff in den Böden gespeichert bleiben. Der im Boden gespeicherte Kohlenstoff kann dort bis zu Tausende von Jahren verbleiben, bevor er durch Erosion in die Flüsse gespült oder durch die Bodenatmung in die Atmosphäre freigesetzt wird. Zwischen 1989 und 2008 nahm die Bodenatmung um etwa 0,1 % pro Jahr zu. Im Jahr 2008 belief sich die durch die Bodenatmung freigesetzte Gesamtmenge an CO₂ auf etwa 98 Milliarden Tonnen, das ist etwa dreimal so viel Kohlenstoff, wie der Mensch derzeit jedes Jahr durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe in die Atmosphäre abgibt (dies stellt keinen Nettotransfer von Kohlenstoff aus dem Boden in die Atmosphäre dar, da die Atmung weitgehend durch die Zufuhr von Kohlenstoff in den Boden ausgeglichen wird). Es gibt einige plausible Erklärungen für diesen Trend, aber die wahrscheinlichste Erklärung ist, dass die steigenden Temperaturen die Zersetzungsrate der organischen Bodensubstanz erhöht haben, was den CO₂-Fluss verstärkt hat. Die Dauer der Kohlenstoffspeicherung im Boden hängt von den lokalen klimatischen Bedingungen ab und ändert sich daher im Zuge des Klimawandels. ⓘ

Größe der wichtigsten Kohlenstoffpools auf der Erde (Schätzungen für das Jahr 2000)

Pool	Menge (Gigatonnen) ⓘ
Atmosphäre	720
Ozean (insgesamt)	38,400
Anorganisch gesamt	37,400
Organisch gesamt	1,000
Oberflächenschicht	670
Tiefe Schicht	36,730
Lithosphäre
Sedimentäre Karbonate	> 60,000,000
Kerogene	15,000,000
Terrestrische Biosphäre (insgesamt)	2,000
Lebende Biomasse	600 – 1,000
Tote Biomasse	1,200
Aquatische Biosphäre	1 – 2
Fossile Brennstoffe (gesamt)	4,130
Kohle	3,510
Öl	230
Gas	140
Sonstige (Torf)	250

Ozean

Der Ozean kann konzeptionell unterteilt werden in eine Oberflächenschicht, in der das Wasser häufig (täglich bis jährlich) mit der Atmosphäre in Kontakt kommt, und eine Tiefenschicht unterhalb der typischen Mischschichttiefe von einigen hundert Metern oder weniger, in der die Zeit zwischen aufeinanderfolgenden Kontakten Jahrhunderte betragen kann. Der gelöste anorganische Kohlenstoff (DIC) in der Oberflächenschicht wird schnell mit der Atmosphäre ausgetauscht, um das Gleichgewicht aufrechtzuerhalten. Zum Teil, weil die DIC-Konzentration etwa 15 % höher ist, vor allem aber wegen des größeren Volumens, enthält die Tiefsee viel mehr Kohlenstoff - sie ist der größte Pool an aktiv zirkulierendem Kohlenstoff in der Welt und enthält 50-mal mehr als die Atmosphäre -, aber die Zeitspanne bis zum Erreichen des Gleichgewichts mit der Atmosphäre beträgt Hunderte von Jahren: Der Austausch von Kohlenstoff zwischen den beiden Schichten, angetrieben durch die thermohaline Zirkulation, ist langsam. ⓘ

Kohlenstoff gelangt hauptsächlich durch die Auflösung von atmosphärischem Kohlendioxid in den Ozean, von dem ein kleiner Teil in Karbonat umgewandelt wird. Er kann auch durch Flüsse als gelöster organischer Kohlenstoff in den Ozean gelangen. Er wird von den Organismen durch Photosynthese in organischen Kohlenstoff umgewandelt und kann entweder über die Nahrungskette ausgetauscht werden oder in den tieferen, kohlenstoffreicheren Schichten des Ozeans als abgestorbenes Weichteilgewebe oder in Muscheln als Kalziumkarbonat ausgefällt werden. In dieser Schicht zirkuliert es über lange Zeiträume, bevor es entweder als Sediment abgelagert wird oder schließlich durch die thermohaline Zirkulation wieder in die Oberflächengewässer gelangt. Die Ozeane sind basisch (~pH 8,2), daher verschiebt die CO₂-Versauerung den pH-Wert des Ozeans in Richtung neutral. ⓘ

Die ozeanische Absorption von CO₂ ist eine der wichtigsten Formen der Kohlenstoffbindung, die den vom Menschen verursachten Anstieg des Kohlendioxids in der Atmosphäre begrenzt. Dieser Prozess wird jedoch durch eine Reihe von Faktoren begrenzt. Durch die CO₂-Absorption wird das Wasser saurer, was die Biosysteme der Ozeane beeinträchtigt. Der prognostizierte Anstieg des Säuregehalts der Ozeane könnte die biologische Ausfällung von Kalziumkarbonaten verlangsamen und damit die Fähigkeit des Ozeans, CO₂ zu absorbieren, verringern. ⓘ

Geosphäre

Diagramm mit den relativen Größen (in Gigatonnen) der wichtigsten Kohlenstoffspeicher auf der Erde. Zum Vergleich sind die kumulativen Veränderungen (bis zum Jahr 2014) durch Landnutzung und Emissionen von fossilem Kohlenstoff angegeben. ⓘ

Die geologische Komponente des Kohlenstoffkreislaufs arbeitet im Vergleich zu den anderen Teilen des globalen Kohlenstoffkreislaufs langsam. Sie ist eine der wichtigsten Determinanten für die Menge des Kohlenstoffs in der Atmosphäre und damit für die globalen Temperaturen. ⓘ

Der größte Teil des Kohlenstoffs der Erde ist inert in der Lithosphäre der Erde gespeichert. Ein großer Teil des im Erdmantel gespeicherten Kohlenstoffs wurde dort bei der Entstehung der Erde eingelagert. Ein Teil des Kohlenstoffs wurde in Form von organischem Kohlenstoff aus der Biosphäre abgelagert. Etwa 80 % des in der Geosphäre gespeicherten Kohlenstoffs besteht aus Kalkstein und seinen Derivaten, die durch die Sedimentation von Kalziumkarbonat aus den Schalen von Meeresorganismen entstehen. Die restlichen 20 % sind als Kerogene gespeichert, die durch die Sedimentation und das Eingraben von terrestrischen Organismen unter großer Hitze und hohem Druck entstehen. Der in der Geosphäre gespeicherte organische Kohlenstoff kann dort Millionen von Jahren verbleiben. ⓘ

Kohlenstoff kann die Geosphäre auf verschiedene Weise verlassen. Kohlendioxid wird bei der Metamorphose von Karbonatgesteinen freigesetzt, wenn diese in den Erdmantel abtauchen. Dieses Kohlendioxid kann durch Vulkane und Hotspots in die Atmosphäre und den Ozean gelangen. Es kann auch vom Menschen durch die direkte Gewinnung von Kerogenen in Form von fossilen Brennstoffen entzogen werden. Nach der Gewinnung werden fossile Brennstoffe verbrannt, um Energie freizusetzen und den in ihnen gespeicherten Kohlenstoff in die Atmosphäre zu entlassen. ⓘ

Terrestrischer Kohlenstoff im Wasserkreislauf

Wohin der terrestrische Kohlenstoff fließt, wenn Wasser fließt  ⓘ

In der Abbildung rechts:  ⓘ

1. Atmosphärische Partikel wirken als Wolkenkondensationskerne und fördern die Wolkenbildung.
2. Regentropfen absorbieren organischen und anorganischen Kohlenstoff durch Partikelspülung und Adsorption von organischen Dämpfen, während sie zur Erde fallen.
3. Bei Verbrennungen und Vulkanausbrüchen entstehen stark kondensierte polyzyklische aromatische Moleküle (d. h. schwarzer Kohlenstoff), die zusammen mit Treibhausgasen wie CO₂ in die Atmosphäre zurückgeführt werden.
4. Landpflanzen binden atmosphärisches CO₂ durch Photosynthese und geben einen Teil davon durch Atmung wieder an die Atmosphäre ab. Lignin und Zellulose machen bis zu 80 % des organischen Kohlenstoffs in Wäldern und 60 % in Weiden aus.
5. Der organische Kohlenstoff aus Streu und Wurzeln vermischt sich mit Sedimentmaterial zu organischen Böden, in denen pflanzlicher und petrogener organischer Kohlenstoff sowohl gespeichert als auch durch mikrobielle und pilzliche Aktivität umgewandelt wird.
6. Wasser absorbiert von Pflanzen und abgesetzten Aerosolen stammenden gelösten organischen Kohlenstoff (DOC) und gelösten anorganischen Kohlenstoff (DIC), wenn es über die Baumkronen (d.h. Durchfluss) und entlang der Pflanzenstämme (d.h. Stammfluss) fließt. Biogeochemische Umwandlungen finden statt, wenn das Wasser in die Bodenlösung und in Grundwasserreservoirs eindringt, und der Überlandabfluss erfolgt, wenn die Böden vollständig gesättigt sind oder die Niederschläge schneller als die Sättigung in die Böden gelangen.
7. Organischer Kohlenstoff aus der terrestrischen Biosphäre und der In-situ-Primärproduktion wird von mikrobiellen Gemeinschaften in Flüssen und Bächen zusammen mit dem physikalischen Abbau (d. h. der Photooxidation) abgebaut, was zu einem CO₂-Fluss aus Flüssen in die Atmosphäre führt, der in der gleichen Größenordnung liegt wie die jährlich von der terrestrischen Biosphäre gebundene Kohlenstoffmenge. Von der Erde stammende Makromoleküle wie Lignin und Ruß werden in kleinere Bestandteile und Monomere zerlegt und schließlich in CO₂, Stoffwechselzwischenprodukte oder Biomasse umgewandelt.
8. Seen, Stauseen und Überschwemmungsgebiete speichern in der Regel große Mengen an organischem Kohlenstoff und Sedimenten, weisen aber auch eine Nettoheterotrophie in der Wassersäule auf, was zu einem Nettofluss von CO₂ in die Atmosphäre führt, der etwa um eine Größenordnung geringer ist als in Flüssen. Auch die Methanproduktion ist in den anoxischen Sedimenten von Überschwemmungsgebieten, Seen und Stauseen in der Regel hoch.
9. Die Primärproduktion ist in der Regel in Flussabflüssen aufgrund des Exports von Nährstoffen aus Flüssen erhöht. Dennoch sind Ästuargewässer weltweit eine Quelle von CO₂ für die Atmosphäre.
10. Küstensümpfe speichern und exportieren blauen Kohlenstoff. Es wird angenommen, dass Sümpfe und Feuchtgebiete weltweit einen ähnlichen CO₂-Fluss in die Atmosphäre haben wie Flüsse.
11. Kontinentalschelfe und der offene Ozean nehmen in der Regel CO₂ aus der Atmosphäre auf.
12. Die biologische Pumpe des Meeres speichert einen kleinen, aber bedeutenden Teil des absorbierten CO₂ als organischen Kohlenstoff in den Meeressedimenten (siehe nächster Abschnitt). ⓘ

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

Die biologische Pumpe des Meeres

Fluss des Kohlenstoffs durch den offenen Ozean ⓘ

Die biologische Pumpe des Meeres ist die biologisch angetriebene Bindung von Kohlenstoff aus der Atmosphäre und dem Landabfluss in das Innere des Ozeans und in die Sedimente des Meeresbodens. Die biologische Pumpe ist nicht das Ergebnis eines einzelnen Prozesses, sondern vielmehr die Summe einer Reihe von Prozessen, von denen jeder die biologische Pumpe beeinflussen kann. Durch die Pumpe werden jedes Jahr etwa 11 Milliarden Tonnen Kohlenstoff in das Innere des Ozeans transportiert. Ein Ozean ohne die biologische Pumpe würde dazu führen, dass der CO₂-Gehalt in der Atmosphäre um etwa 400 ppm höher wäre als heute. ⓘ

Der meiste Kohlenstoff, der in organischen und anorganischen biologischen Stoffen enthalten ist, wird an der Meeresoberfläche gebildet, wo er dann auf den Meeresboden sinken kann. Die Tiefsee erhält den Großteil ihrer Nährstoffe aus der oberen Wassersäule, wenn sie in Form von Meeresschnee nach unten sinken. Dieser besteht aus toten oder sterbenden Tieren und Mikroben, Fäkalien, Sand und anderen anorganischen Stoffen. ⓘ

Die biologische Pumpe ist für die Umwandlung von gelöstem anorganischem Kohlenstoff (DIC) in organische Biomasse verantwortlich und pumpt diesen in partikulärer oder gelöster Form in die Tiefsee. Anorganische Nährstoffe und Kohlendioxid werden während der Photosynthese vom Phytoplankton gebunden, das sowohl gelöste organische Stoffe (DOM) freisetzt als auch von pflanzenfressendem Zooplankton verzehrt wird. Größeres Zooplankton - wie Copepoden - stößt fäkale Pellets aus, die wieder verzehrt werden können und sinken oder sich mit anderem organischen Detritus zu größeren, schneller sinkenden Aggregaten sammeln. DOM wird teilweise von Bakterien verzehrt und veratmet; das verbleibende hitzebeständige DOM wird in die Tiefsee transportiert und dort vermischt. DOM und Aggregate, die in die Tiefsee exportiert werden, werden verbraucht und veratmet, wodurch organischer Kohlenstoff in das riesige DIC-Reservoir der Tiefsee zurückgeführt wird. ⓘ

Eine einzelne Phytoplanktonzelle hat eine Sinkgeschwindigkeit von etwa einem Meter pro Tag. Da die durchschnittliche Tiefe des Ozeans etwa vier Kilometer beträgt, kann es über zehn Jahre dauern, bis diese Zellen den Meeresboden erreichen. Durch Prozesse wie die Koagulation und die Ausscheidung der Fäkalien von Raubtieren bilden diese Zellen jedoch Aggregate. Die Sinkgeschwindigkeit dieser Aggregate ist um Größenordnungen höher als die der einzelnen Zellen, so dass sie ihre Reise in die Tiefe in wenigen Tagen abschließen. ⓘ

Etwa 1 % der Partikel, die den Oberflächenozean verlassen, erreichen den Meeresboden und werden verzehrt, veratmet oder in den Sedimenten vergraben. Der Nettoeffekt dieser Prozesse besteht darin, dass Kohlenstoff in organischer Form von der Oberfläche entfernt und in größeren Tiefen wieder in DIC umgewandelt wird, wodurch ein DIC-Gefälle von der Oberfläche zur Tiefe aufrechterhalten wird. Durch die thermohaline Zirkulation wird DIC aus der Tiefsee innerhalb von Jahrtausenden in die Atmosphäre zurückgeführt. Der in den Sedimenten vergrabene Kohlenstoff kann in den Erdmantel subduziert und als Teil des langsamen Kohlenstoffkreislaufs über Millionen von Jahren gespeichert werden (siehe nächster Abschnitt). ⓘ

Schnelle und langsame Zyklen

Der langsame Kohlenstoffkreislauf funktioniert über die Gesteine
Der schnelle Kohlenstoffkreislauf findet in der Biosphäre statt, siehe Diagramm am Anfang des Artikels ↑ ⓘ

Es gibt einen schnellen und einen langsamen Kohlenstoffkreislauf. Der schnelle Zyklus findet in der Biosphäre statt, der langsame Zyklus in den Gesteinen. Der schnelle oder biologische Zyklus kann innerhalb von Jahren abgeschlossen werden, wobei der Kohlenstoff von der Atmosphäre in die Biosphäre und dann wieder in die Atmosphäre gelangt. Der langsame oder geologische Zyklus kann Millionen von Jahren in Anspruch nehmen, wobei der Kohlenstoff durch die Erdkruste zwischen Gestein, Boden, Ozean und Atmosphäre bewegt wird. ⓘ

Der schnelle Kohlenstoffkreislauf umfasst relativ kurzfristige biogeochemische Prozesse zwischen der Umwelt und lebenden Organismen in der Biosphäre (siehe Diagramm am Anfang des Artikels). Er umfasst die Bewegungen von Kohlenstoff zwischen der Atmosphäre und den terrestrischen und marinen Ökosystemen sowie den Böden und den Sedimenten des Meeresbodens. Der schnelle Zyklus umfasst jährliche Zyklen der Photosynthese und dekadische Zyklen des vegetativen Wachstums und der Zersetzung. Die Reaktionen des schnellen Kohlenstoffkreislaufs auf menschliche Aktivitäten werden viele der unmittelbaren Auswirkungen des Klimawandels bestimmen. ⓘ

Der langsame Kohlenstoffkreislauf umfasst mittel- bis langfristige geochemische Prozesse, die zum Gesteinskreislauf gehören (siehe Diagramm rechts). Der Austausch zwischen dem Ozean und der Atmosphäre kann Jahrhunderte dauern, und die Verwitterung von Gestein kann Millionen von Jahren in Anspruch nehmen. Der Kohlenstoff im Ozean schlägt sich auf dem Meeresboden nieder, wo er Sedimentgestein bilden und in den Erdmantel gelangen kann. Gebirgsbildungsprozesse führen dazu, dass dieser geologische Kohlenstoff wieder an die Erdoberfläche gelangt. Dort verwittert das Gestein und der Kohlenstoff wird durch Entgasung in die Atmosphäre und durch Flüsse in die Ozeane zurückgeführt. Anderer geologischer Kohlenstoff kehrt durch die hydrothermale Emission von Kalziumionen in den Ozean zurück. In einem bestimmten Jahr bewegen sich zwischen 10 und 100 Millionen Tonnen Kohlenstoff in diesem langsamen Kreislauf. Dazu gehören auch Vulkane, die geologischen Kohlenstoff in Form von Kohlendioxid direkt in die Atmosphäre abgeben. Dies ist jedoch weniger als ein Prozent des Kohlendioxids, das durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe in die Atmosphäre gelangt. ⓘ

Tiefer Kohlenstoffkreislauf

Bewegung der ozeanischen Platten - die Kohlenstoffverbindungen tragen - durch den Erdmantel ⓘ

Obwohl der Kohlenstoffkreislauf in der Tiefe nicht so gut erforscht ist wie die Bewegung des Kohlenstoffs durch die Atmosphäre, die terrestrische Biosphäre, den Ozean und die Geosphäre, ist er dennoch ein wichtiger Prozess. Der tiefe Kohlenstoffkreislauf ist eng mit der Bewegung von Kohlenstoff an der Erdoberfläche und in der Atmosphäre verbunden. Gäbe es diesen Prozess nicht, würde der Kohlenstoff in der Atmosphäre verbleiben, wo er sich über lange Zeiträume hinweg auf extrem hohe Werte anreichern würde. Indem er die Rückkehr des Kohlenstoffs in die Erde ermöglicht, spielt der tiefe Kohlenstoffkreislauf eine entscheidende Rolle bei der Aufrechterhaltung der für die Existenz von Leben notwendigen Bedingungen auf der Erde. ⓘ

Darüber hinaus ist dieser Prozess auch allein aufgrund der enormen Mengen an Kohlenstoff, die er durch den Planeten transportiert, von Bedeutung. Die Untersuchung der Zusammensetzung von Basaltmagma und die Messung des Kohlendioxidausstoßes aus Vulkanen zeigen, dass die Menge an Kohlenstoff im Erdmantel um das Tausendfache größer ist als die an der Erdoberfläche. Es ist offensichtlich äußerst schwierig, nach unten zu bohren und die Kohlenstoffprozesse in der Tiefe der Erde zu beobachten, da sich der untere Erdmantel und der Erdkern von 660 bis 2 891 km bzw. 2 891 bis 6 371 km tief in die Erde erstrecken. Dementsprechend ist nicht viel über die Rolle des Kohlenstoffs in der tiefen Erde bekannt. Nichtsdestotrotz gibt es eine Reihe von Belegen - viele davon stammen aus Laborsimulationen der Bedingungen in der Tiefe der Erde -, die auf Mechanismen für die Bewegung des Elements in den unteren Erdmantel sowie auf die Formen hinweisen, die Kohlenstoff bei den extremen Temperaturen und Drücken in dieser Schicht annimmt. Darüber hinaus haben Techniken wie die Seismologie zu einem besseren Verständnis des möglichen Vorhandenseins von Kohlenstoff im Erdkern geführt. ⓘ

Kohlenstoff im unteren Erdmantel

Kohlenstoffausgasung durch verschiedene Prozesse  ⓘ

Kohlenstoff gelangt hauptsächlich in Form von karbonatreichen Sedimenten auf tektonischen Platten der Meereskruste in den Erdmantel, die den Kohlenstoff bei der Subduktion in den Erdmantel ziehen. Über die Kohlenstoffzirkulation im Erdmantel, insbesondere in der Tiefe, ist nicht viel bekannt, aber viele Studien haben versucht, unser Verständnis für die Bewegung und die Formen des Elements in dieser Region zu erweitern. So zeigte eine Studie aus dem Jahr 2011, dass der Kohlenstoffkreislauf bis in den unteren Erdmantel reicht. Die Studie analysierte seltene, sehr tiefe Diamanten an einer Fundstelle in Juina, Brasilien, und stellte fest, dass die Zusammensetzung einiger Einschlüsse in den Diamanten dem erwarteten Ergebnis von Basaltschmelze und Kristallisation bei niedrigeren Temperaturen und Drücken im Erdmantel entsprach. Die Ergebnisse der Untersuchung deuten darauf hin, dass Teile der basaltischen ozeanischen Lithosphäre als Haupttransportmechanismus für Kohlenstoff in das tiefe Erdinnere fungieren. Diese subduzierten Karbonate können mit Silikaten des unteren Erdmantels in Wechselwirkung treten und schließlich super-tiefe Diamanten wie den gefundenen bilden. ⓘ

Karbonate, die in den unteren Erdmantel hinabsteigen, können jedoch nicht nur Diamanten bilden, sondern auch ein anderes Schicksal erleiden. Im Jahr 2011 wurden Karbonate einer Umgebung ausgesetzt, die derjenigen in 1800 km Tiefe im unteren Erdmantel entspricht. Dies führte zur Bildung von Magnesit, Siderit und zahlreichen Graphitarten. Andere Experimente - sowie petrologische Beobachtungen - stützen diese Behauptung und weisen darauf hin, dass Magnesit tatsächlich die stabilste Karbonatphase in den meisten Teilen des Erdmantels ist. Dies ist weitgehend auf seine höhere Schmelztemperatur zurückzuführen. Daraus schließen die Wissenschaftler, dass Karbonate beim Abstieg in den Erdmantel reduziert werden, bevor sie in der Tiefe durch Umgebungen mit geringer Sauerstoffflüchtigkeit stabilisiert werden. Magnesium, Eisen und andere metallische Verbindungen wirken während dieses Prozesses als Puffer. Das Vorhandensein reduzierter, elementarer Formen von Kohlenstoff wie Graphit deutet darauf hin, dass Kohlenstoffverbindungen beim Abstieg in den Erdmantel reduziert werden. ⓘ

Kohlenstoff ist tetraedrisch an Sauerstoff gebunden ⓘ

Polymorphismus verändert die Stabilität von Karbonatverbindungen in verschiedenen Tiefen des Erdmantels. Laborsimulationen und Berechnungen der Dichtefunktionaltheorie legen nahe, dass tetraedrisch koordinierte Karbonate in Tiefen nahe der Kern-Mantel-Grenze am stabilsten sind. Eine Studie aus dem Jahr 2015 weist darauf hin, dass der hohe Druck im unteren Erdmantel dazu führt, dass Kohlenstoffbindungen von sp₂- zu sp₃-hybridisierten Orbitalen übergehen, was dazu führt, dass Kohlenstoff tetraedrisch an Sauerstoff gebunden ist. Trigonale CO₃-Gruppen können keine polymerisierbaren Netzwerke bilden, während tetraedrisches CO₄ dazu in der Lage ist, was eine Erhöhung der Koordinationszahl des Kohlenstoffs und damit drastische Veränderungen der Eigenschaften von Karbonatverbindungen im unteren Erdmantel bedeutet. Vorläufige theoretische Studien deuten beispielsweise darauf hin, dass hoher Druck die Viskosität von Karbonatschmelzen erhöht; die geringere Beweglichkeit der Schmelzen infolge der erhöhten Viskosität führt zu großen Ablagerungen von Kohlenstoff tief im Erdmantel. ⓘ

Dementsprechend kann der Kohlenstoff über lange Zeiträume im unteren Mantel verbleiben, aber große Konzentrationen von Kohlenstoff finden häufig ihren Weg zurück in die Lithosphäre. Dieser Prozess, der als Kohlenstoffausgasung bezeichnet wird, ist das Ergebnis einer Dekompressionsschmelze des kohlenstoffhaltigen Mantels sowie von Mantelplumes, die Kohlenstoffverbindungen in Richtung Kruste tragen. Der Kohlenstoff wird beim Aufstieg zu den vulkanischen Hotspots oxidiert, wo er dann als CO₂ freigesetzt wird. Dies geschieht, damit das Kohlenstoffatom dem Oxidationszustand der Basalte entspricht, die in solchen Gebieten ausbrechen. ⓘ

Erkenntnisse über den Kohlenstoff im Kern lassen sich durch die Analyse von Scherwellengeschwindigkeiten gewinnen ⓘ

Kohlenstoff im Erdkern

Obwohl das Vorhandensein von Kohlenstoff im Erdkern nur sehr begrenzt bekannt ist, deuten neuere Studien darauf hin, dass in dieser Region große Mengen an Kohlenstoff gespeichert sein könnten. Scherwellen (S-Wellen), die sich durch den inneren Kern bewegen, laufen mit etwa fünfzig Prozent der Geschwindigkeit, die für die meisten eisenhaltigen Legierungen erwartet wird. Da man davon ausgeht, dass die Zusammensetzung des Kerns eine Legierung aus kristallinem Eisen und einer geringen Menge Nickel ist, deutet diese seismische Anomalie auf das Vorhandensein von leichten Elementen, einschließlich Kohlenstoff, im Kern hin. Studien, bei denen die Bedingungen im Erdkern mit Hilfe von Diamant-Ambosszellen nachgebildet wurden, zeigen, dass Eisenkarbid (Fe₇C₃) der Wellengeschwindigkeit und Dichte des Erdkerns entspricht. Daher könnte das Eisenkarbidmodell als Beweis dafür dienen, dass der Kern bis zu 67 % des Kohlenstoffs der Erde enthält. In einer weiteren Studie wurde festgestellt, dass sich unter den Druck- und Temperaturbedingungen im Erdinneren Kohlenstoff in Eisen auflöst und eine stabile Phase mit der gleichen Fe₇C₃-Zusammensetzung bildet - wenn auch mit einer anderen Struktur als der zuvor genannten. Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Menge des möglicherweise im Erdkern gespeicherten Kohlenstoffs zwar nicht bekannt ist, neuere Studien jedoch darauf hindeuten, dass das Vorhandensein von Eisenkarbiden einige der geophysikalischen Beobachtungen erklären kann. ⓘ

Der Einfluss des Menschen auf den Kohlenstoffkreislauf

Kohlendioxid-Emissionen und -Verteilung

Die CO₂-Emissionen wurden durch verschiedene Quellen verursacht, die nacheinander ansteigen (Global Carbon Project).

Die Aufteilung der CO₂-Emissionen zeigt, dass die meisten Emissionen durch Kohlenstoffsenken absorbiert werden, einschließlich Pflanzenwachstum, Bodenaufnahme und Meeresaufnahme (Global Carbon Project) ⓘ

Schematische Darstellung der Gesamtstörung des globalen Kohlenstoffkreislaufs durch anthropogene Aktivitäten, gemittelt von 2010 bis 2019. ⓘ

Seit der industriellen Revolution und insbesondere seit dem Ende des Zweiten Weltkriegs hat der Mensch den globalen Kohlenstoffkreislauf erheblich gestört, indem er massive Mengen an Kohlenstoff aus der Geosphäre umverteilt hat. Der Mensch hat auch die natürlichen Funktionen der terrestrischen Biosphäre durch Veränderungen der Vegetation und anderer Landnutzungsformen weiter verändert. Von Menschenhand geschaffene (synthetische) Kohlenstoffverbindungen wurden entwickelt und massenhaft hergestellt, die in der Luft, im Wasser und in den Sedimenten über Jahrzehnte bis Jahrtausende als Schadstoffe verbleiben werden. Der Klimawandel verstärkt und erzwingt weitere indirekte menschliche Veränderungen des Kohlenstoffkreislaufs als Folge verschiedener positiver und negativer Rückkopplungen. ⓘ

Änderungen der Landnutzung

Seit der Erfindung der Landwirtschaft hat der Mensch den Kohlenstoffkreislauf über Jahrhunderte hinweg direkt und allmählich beeinflusst, indem er die Mischung der Vegetation in der terrestrischen Biosphäre veränderte. In den letzten Jahrhunderten haben direkte und indirekte, vom Menschen verursachte Veränderungen der Landnutzung und der Bodenbedeckung (LUCC) zu einem Verlust der biologischen Vielfalt geführt, der die Widerstandsfähigkeit der Ökosysteme gegenüber Umweltbelastungen und ihre Fähigkeit, Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu entfernen, beeinträchtigt. Auf direktere Weise führt dies häufig zur Freisetzung von Kohlenstoff aus terrestrischen Ökosystemen in die Atmosphäre. ⓘ

Durch die Abholzung zu landwirtschaftlichen Zwecken werden Wälder, die große Mengen an Kohlenstoff speichern, abgeholzt und durch landwirtschaftliche oder städtische Flächen ersetzt. Beide Arten von Ersatzflächen speichern vergleichsweise geringe Mengen an Kohlenstoff, so dass unter dem Strich mehr Kohlenstoff in der Atmosphäre verbleibt. Die Auswirkungen auf die Atmosphäre und den gesamten Kohlenstoffkreislauf können jedoch absichtlich und/oder auf natürliche Weise durch Wiederaufforstung rückgängig gemacht werden. ⓘ

Auswirkungen von Pflanzenfressern auf den Kohlenstoffkreislauf

Eine größere Population von Pflanzenfressern kann die Menge des von einem Ökosystem produzierten Kohlendioxids verändern und damit den Kohlenstoffkreislauf insgesamt beeinträchtigen. Große mobile Pflanzenfresser sind in der Lage, durch selektive Fütterung, Zertrampeln und Abfälle die Zusammensetzung eines Ökosystems sowohl über als auch unter der Erde zu verändern, wodurch die Pflanzenproduktion verringert wird. Die selektive Fütterung hochwertiger Pflanzen verringert die oberirdische Pflanzenzusammensetzung, während das Zertrampeln zu einer Bodenverdichtung führt, die eine höhere Schüttdichte des Bodens und weniger Sauerstoff im Boden zur Folge hat. Die Auswirkungen, die große Pflanzenfresser auf das Ökosystem haben, deuten auf ihre Bedeutung für den Kohlenstoffkreislauf hin, denn mit Hilfe natürlicher Störungen können größere Pflanzenfresserpopulationen eine Kohlenstoffsenke in eine Quelle verwandeln. Der boreale Wald ist ein Paradebeispiel dafür, wie sich eine erhöhte Pflanzenfresserpopulation negativ auf ein Ökosystem auswirken kann. Erhöhte Pflanzenfresserpopulationen haben erhebliche negative Auswirkungen auf das Ökosystem, so dass sie sogar als invasive Arten bezeichnet werden können. ⓘ

Fossiler Kohlenstoffabbau

Die größte und eine der am schnellsten wachsenden Auswirkungen des Menschen auf den Kohlenstoffkreislauf und die Biosphäre ist die Gewinnung und Verbrennung fossiler Brennstoffe, durch die Kohlenstoff direkt aus der Geosphäre in die Atmosphäre gelangt. Kohlendioxid wird auch bei der Kalzinierung von Kalkstein zur Klinkerherstellung erzeugt und freigesetzt. Klinker ist ein industrielles Vorprodukt von Zement. ⓘ

Bis zum Jahr 2020 werden insgesamt etwa 450 Gigatonnen fossiler Kohlenstoff entnommen, eine Menge, die in etwa dem Kohlenstoffgehalt der gesamten lebenden terrestrischen Biomasse der Erde entspricht. Die jüngsten Raten der weltweiten Emissionen direkt in die Atmosphäre übersteigen die Aufnahme durch die Vegetation und die Ozeane. Es wurde erwartet und beobachtet, dass diese Senken innerhalb von etwa einem Jahrhundert etwa die Hälfte des zusätzlichen atmosphärischen Kohlenstoffs aufnehmen würden. Dennoch haben Senken wie der Ozean sich entwickelnde Sättigungseigenschaften, und ein erheblicher Anteil (20-35 %, basierend auf gekoppelten Modellen) des hinzugefügten Kohlenstoffs wird voraussichtlich für Jahrhunderte bis Jahrtausende in der Atmosphäre verbleiben. Die Gewinnung von fossilem Kohlenstoff, die zu einem Anstieg der Treibhausgase in der Atmosphäre führt, wird daher vom IPCC sowie von Atmosphären- und Ozeanforschern als eine langfristige Verpflichtung der Gesellschaft beschrieben, in einem sich verändernden Klima und letztlich in einer wärmeren Welt zu leben. ⓘ

Vom Menschen hergestellte Chemikalien

Kleinere Mengen vom Menschen hergestellter Petrochemikalien, die fossilen Kohlenstoff enthalten, können unerwartete und übergroße Auswirkungen auf den biologischen Kohlenstoffkreislauf haben. Dies liegt zum Teil daran, dass sie vom Menschen absichtlich so hergestellt wurden, dass sie sich nur langsam zersetzen, was ihre unnatürliche Persistenz und Anreicherung in der Biosphäre ermöglicht. In vielen Fällen sind auch die Wege, die sie durch den Kohlenstoffkreislauf nehmen, noch nicht gut charakterisiert oder verstanden. ⓘ

Der Weg, über den Kunststoffe in die Weltmeere gelangen. ⓘ

Kunststoffe

Im Jahr 2018 wurden weltweit fast 400 Millionen Tonnen Kunststoff hergestellt, mit jährlichen Wachstumsraten von annähernd 10 %, und insgesamt wurden seit 1950 über 6 Gigatonnen produziert. Ein typischer erster Schritt bei der Zersetzung von Kunststoffen ist die Fragmentierung, die ihre weite Verbreitung durch Luft- und Wasserströmungen ermöglicht. Tiere nehmen Mikroplastik und Nanokunststoffe leicht durch Verschlucken und Einatmen auf, was mit dem Risiko der Bioakkumulation einhergeht. Biologisch abbaubare Kunststoffe, die auf Mülldeponien gelagert werden, erzeugen Methan und Kohlendioxid, die in die Atmosphäre gelangen, wenn sie nicht aufgefangen werden. Bei einer umfassenden Überprüfung der wissenschaftlichen Erkenntnisse im Jahr 2019 wurden keine größeren Folgen für die menschliche Gesellschaft auf dem derzeitigen Niveau festgestellt, es wird jedoch mit erheblichen Risiken innerhalb des nächsten Jahrhunderts gerechnet. Eine Studie aus dem Jahr 2019 zeigt, dass bei der Zersetzung von Kunststoffen durch Sonneneinstrahlung sowohl Kohlendioxid als auch andere Treibhausgase freigesetzt werden. Biokunststoffe mit einem natürlicheren und schnelleren Kohlenstoffkreislauf wurden als Alternative zu anderen erdölbasierten Einwegkunststoffen entwickelt. ⓘ

Halokohlenstoffe

Halogenkohlenwasserstoffe sind weniger verbreitete Verbindungen, die für verschiedene Zwecke in der Industrie entwickelt wurden, zum Beispiel als Lösungs- und Kühlmittel. Dennoch ist der Aufbau relativ geringer Konzentrationen (Teile pro Billion) von Fluorchlorkohlenwasserstoff-, Fluorkohlenwasserstoff- und Perfluorkohlenwasserstoffgasen in der Atmosphäre für etwa 10 % des gesamten direkten Strahlungsantriebs durch alle langlebigen Treibhausgase (Jahr 2019) verantwortlich, einschließlich des Antriebs durch die viel größeren Konzentrationen von Kohlendioxid und Methan. Fluorchlorkohlenwasserstoffe verursachen auch den Abbau der Ozonschicht in der Stratosphäre. Im Rahmen des Montrealer Protokolls und des Kyoto-Protokolls laufen internationale Bemühungen, die rasche Zunahme der industriellen Herstellung und Verwendung dieser umweltschädlichen Gase zu kontrollieren. Für einige Anwendungen wurden unschädlichere Alternativen wie Fluorkohlenwasserstoffe entwickelt, die schrittweise eingeführt werden. ⓘ

Rückkopplungen zwischen Klima und Kohlenstoffkreislauf und Zustandsvariablen
wie in einem stilisierten Modell dargestellt

Der an Land in der Vegetation und in den Böden gespeicherte Kohlenstoff wird in einem einzigen Bestand ct zusammengefasst. Der Kohlenstoff in der Mischungsschicht des Ozeans, cm, ist der einzige explizit modellierte Kohlenstoffvorrat im Ozean; zur Abschätzung der Rückkopplungen des Kohlenstoffkreislaufs wird jedoch auch der gesamte Ozeankohlenstoff berechnet. ⓘ

Rückkopplungen durch den Klimawandel

Die derzeitigen Tendenzen des Klimawandels führen zu höheren Temperaturen und einem höheren Säuregehalt der Ozeane, wodurch sich die marinen Ökosysteme verändern. Außerdem verändern saurer Regen und verschmutzte Abwässer aus Landwirtschaft und Industrie die chemische Zusammensetzung des Ozeans. Solche Veränderungen können dramatische Auswirkungen auf hochsensible Ökosysteme wie Korallenriffe haben, wodurch die Fähigkeit des Ozeans, Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu absorbieren, auf regionaler Ebene eingeschränkt wird und die biologische Vielfalt der Ozeane weltweit abnimmt. ⓘ

Der Austausch von Kohlenstoff zwischen der Atmosphäre und anderen Komponenten des Erdsystems, der als Kohlenstoffkreislauf bezeichnet wird, stellt derzeit eine wichtige negative (dämpfende) Rückkopplung auf die Auswirkungen der anthropogenen Kohlenstoffemissionen auf den Klimawandel dar. Die Kohlenstoffsenken an Land und in den Ozeanen nehmen derzeit jedes Jahr etwa ein Viertel der anthropogenen Kohlenstoffemissionen auf. ⓘ

Es wird erwartet, dass sich diese Rückkopplungen in Zukunft abschwächen und die Auswirkungen der anthropogenen Kohlenstoffemissionen auf den Klimawandel verstärken werden. Das Ausmaß, in dem sie sich abschwächen werden, ist jedoch höchst ungewiss, da Erdsystemmodelle selbst bei identischen atmosphärischen Konzentrationen oder Emissionsszenarien eine große Bandbreite der Kohlenstoffaufnahme an Land und im Meer vorhersagen. Die Methanemissionen in der Arktis, die indirekt durch die vom Menschen verursachte globale Erwärmung verursacht werden, wirken sich ebenfalls auf den Kohlenstoffkreislauf aus und tragen zur weiteren Erwärmung bei. ⓘ

Galerie

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  Epiphyten auf elektrischen Leitungen. Diese Art von Pflanzen entnimmt der Atmosphäre sowohl CO₂ als auch Wasser zum Leben und Wachsen.

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  CO₂ in der Erdatmosphäre, wenn die Hälfte der Emissionen zur globalen Erwärmung nicht absorbiert wird.
  (NASA-Computersimulation). ⓘ

Kohlenstoffspeicher

Die globale Kohlenstoffmenge beträgt 75 Millionen Gt. ⓘ

Atmosphäre

In der Atmosphäre befanden sich mit Stand 2017 ca. 850 Gt Kohlenstoff. 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. Aufgrund biochemischer Vorgänge weist die Atmosphäre jedoch die höchsten Kohlenstoff-Flussraten auf und ist damit Bestandteil der kurzfristigen Kreisläufe. ⓘ

Die mengenmäßig dominierende Kohlenstoffverbindung (und Abbauprodukt weiterer Spurengase) ist das Kohlenstoffdioxid (CO₂). Da durch die Verbrennung fossiler Energieträger seit Beginn der Industrialisierung den Stoffflüssen in der Umwelt zuvor langfristig gebundener Kohlenstoff als CO₂ hinzugefügt wird, steigt die Konzentration von Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre. Sie betrug im Jahr 2017 406 ml/m³ (entspricht ppmv); ein Anstieg von ca. 130 Parts per million (ppm) gegenüber dem vorindustriellen Wert von knapp 280 ppm. ⓘ

Insgesamt wurden seit Beginn der Industrialisierung ca. 635 Gt Kohlenstoff (entspricht ca. 2300 Gt CO₂) durch fossile Energieträger freigesetzt, von denen etwa knapp die Hälfte in der Atmosphäre verblieb und jeweils gut ein Viertel von Ozeanen und Landökosystemen aufgenommen wurde (Stand 2019). ⓘ

Weitere kohlenstoffhaltige Gase in der Atmosphäre sind Methan mit 1,7 ppm, das Kohlenmonoxid mit 50-200 ppb und die halogenierten Kohlenwasserstoffe mit ca. 0,7 ppb. ⓘ

Hydrosphäre

Der Begriff der Hydrosphäre wurde in der Geschichte unterschiedlich verwendet und definiert. Teilweise verstand man darunter die Gesamtheit allen irdischen Wassers in allen Aggregatszuständen. Für den Kohlenstoffkreislauf ist nur das flüssige Wasser der Erdoberfläche relevant. Denn hier finden die Flüsse kohlenstoffhaltiger Gase und anderer Materialien statt. Modernere Definitionen von Hydrosphäre beschränken sich daher auf diesen Bereich. Nach dieser Definition enthält die Hydrosphäre 38.000 Gigatonnen Kohlenstoff. Die Polkappen, Eisschilde und Gletscher werden als Kryosphäre bezeichnet. In ihnen ist fossiles Kohlendioxid enthalten, das nicht am Kreislauf teilnimmt. Grundwasser wird zur Lithosphäre gerechnet, das Wasser im Erdboden zur Pedosphäre. Gasförmiges Wasser, also der Wasserdampf ist das wirksamste Treibhausgas und sorgt für den natürlichen Treibhauseffekt. Es gehört zur Atmosphäre. ⓘ

Lithosphäre

Die Lithosphäre umfasst die äußeren festen Gesteinsschichten der Erde und stellt mit 99,95 % des globalen Gesamtkohlenstoffs den größten Kohlenstoffspeicher dar. Aufgrund der geringen Flussraten ist die Lithosphäre Bestandteil der langfristigen Kohlenstoffkreisläufe. ⓘ

Erscheinungsformen von Kohlenstoff (C) in der Lithosphäre	Menge in Gigatonnen C ⓘ
anorganischer C in Sedimenten und daraus entstandenen Carbonatgesteinen: Calcit CaCO3 und Dolomit CaMg(CO3)2	60.000.000
organischer C als Kerogen (fossile organische Stoffe, beispielsweise in Ölschiefer)	15.000.000
organischer C als Gashydrate	10.000
organischer C als fossile Brennstoffe Kohle, Erdöl, Erdgas	4.100
elementarer C in Form von Diamant und Graphit	zu vernachlässigen

Gashydrate sind Komplexe aus Wasser und Gas ohne feste chemische Verbindung. Wasser hat aufgrund der Wasserstoffbrückenbindung eine Art Gitterstruktur. Diese bietet Hohlräume oder Zwischenräume für andere Moleküle. Verschiedene Gase können diese Räume besetzen und mit dem Wasser einen räumlichen Komplex, das Gashydrat bilden. Natürliche Gashydrate bilden sich vor allem aus Methan, Kohlendioxid und Schwefelwasserstoff. Methanhydrate kommen auf dem Meeresboden oder in Lockersedimenten vor in einer Tiefe von 440 Meter bis 650 Meter. Nur in diesem Bereich sind die Temperatur- und Druckverhältnisse zu ihrer Bildung geeignet. Dort haben die Gashydrate dann eine feste Konsistenz. ⓘ

Biosphäre

Der Begriff Biosphäre bezeichnet die Gesamtheit aller auf der Erde existierenden Lebewesen und den Raum in dem sie vorkommen. ⓘ

Das Leben auf der Erde basiert auf der Verwendung des Elements Kohlenstoff. Im Laufe der Evolution haben die Lebewesen die Fähigkeit erworben, daraus eine große Zahl unterschiedlicher Verbindungen und Produkte herzustellen. Sie machen sich die globalen Kohlenstoffkreisläufe zu Nutze, einzelne können sogar elementaren Kohlenstoff herstellen. ⓘ

Speicherformen des Kohlenstoffs in der Biosphäre sind vor allem organische Stoffe. 90 % der Biomasse besteht aus Polysacchariden. In der Reihenfolge der Häufigkeit sind dies Cellulose, Lignin und Chitin. Sie haben Strukturaufgaben bei Pflanzen, Pilzen und Gleiderfüßern (hier als Außenskelette). ⓘ

Anorganische Kohlenstoffverbindungen haben nur einen geringen Anteil, beispielsweise Carbonate (in der Regel Calciumcarbonat CaCO₃). Sie dienen als Baustoff für Außenskelette bei Mollusken, Foraminiferen und Coccolithophoridae, Innenskelette aus Carbonaten bei Korallen. ⓘ

Auf die Landlebewesen entfallen 700 GtC, auf die marinen Lebensformen 3 GtC. Insgesamt speichert die Biosphäre 703 GtC. Sie ist also ein kleiner Kohlenstoffspeicher. Wie bei der Atmosphäre sind jedoch die Kohlenstoff-Flüsse zu den anderen Systemen sehr lebhaft. ⓘ

Vorgänge innerhalb der Systeme

Atmosphäre

Innerhalb der Troposphäre (5 km Höhe an den Polen, 15 km am Äquator) finden intensive physikalische Transportvorgänge statt. Durch die vertikalen und horizontalen Luftbewegungen kommt es zu einer beständigen Durchmischung. Die CO₂-Konzentration in den unteren Schichten der Atmosphäre ist daher 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. ⓘ

Laut IPCC-Report 2007 betrugen die laufenden CO₂-Emissionen durch Verbrennung fossiler Energeiträger 1990 weltweit 6,4 Gigatonnen Kohlenstoff pro Jahr, die durch Änderung der Landnutzung 1,6 GtC/a. Gleichzeitig wurden 2,2 GtC in der Hydrosphäre (Ozeane) und 2,6 GtC an Land deponiert (Pedosphäre und Biosphäre zusammen). ⓘ

Durch diese lebhaften CO₂-Flüsse wird eine theoretische einmalige CO₂-Emission nach 30 Jahren zu 50 % wieder aus der Atmosphäre entfernt. Weitere 30 % verbleiben Jahrhunderte, die restlichen 20 % Jahrtausende in der Atmosphäre. ⓘ

Organische Spurenstoffe werden mit Zeitkonstanten von einem Tag bis zehn Jahren zu CO₂ (und Wasser) oxidiert. Dies betrifft vor allem Methan und die halogenierten Kohlenwasserstoffe. Der Abbau geschieht zum größten Teil durch das fotochemisch erzeugte freie Hydroxylradikal (OH). Es zerstört 3,7 GtC an Treibhausgasen pro Jahr. ⓘ

Hydrosphäre

In die Wasseransammlungen wie Meere oder Seen werden etwa 92 Gt Kohlenstoff pro Jahr eingelagert und 90 Gt wieder freigesetzt. ⓘ

Es ergibt sich also ein langfristiger Verbleib von ca. 2 GtC/a. ⓘ

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):

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

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. ⓘ

Lithosphäre

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:

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

Calcit wird zu Calciumsilicat (Wollastonit) ⓘ

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

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. ⓘ

Pedosphäre

Der größte Teil des organischen Pflanzenmaterials der Nettoprimärproduktion der Biosphäre wird durch Mikroorganismen wieder abgebaut. Der darin enthaltene Kohlenstoff gelangt als CO₂ wieder in die Atmosphäre. Neben dem mikrobiellen Abbau geschieht dies auch durch Brände oder Ernten. Von den 120 GtC/Jahr der Bruttoprimärproduktion gelangt lediglich der kleine Teil von 1 GtC/Jahr langfristig in den Boden, wo der Kohlenstoff z. B. in Mooren über Jahrtausende dem Kreislauf entzogen wird. Dieser Teil wird auch als Nettobiomproduktion bezeichnet. Trotz des geringen jährlichen Zuflusses ist die Pedosphäre nach der Lithosphäre der größte Kohlenstoffspeicher. ⓘ

Langfristiger anorganischer Kreislauf

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

Hierbei handelt es sich im Wesentlichen um Kohlenstoffflüsse, die mit der Lithosphäre im Zusammenhang stehen. ⓘ

Die hierfür ablaufenden Prozesse sind Sedimentation, Diagenese, Gesteinsmetamorphose, Verwitterung und Vulkanismus. ⓘ

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)

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

• Dolomitverwitterung:

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

• Silikatverwitterung:

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

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:

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

Ausfällung

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

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

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. ⓘ

Langfristiger anorganischer C-Kreislauf	Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr ⓘ
	1	Diffusion CO2 Atmosphäre → Hydrosphäre	90
	2	Diffusion CO2 Hydrosphäre → Atmosphäre	91,7
	3	Ausfällung von Calcit	nicht bekannt
	4	Verwitterung von Calcit	0,2
	5	Verwitterung von Calcit und Silicat, dafür benötigtes CO2	0,2
	6	Gesteinsmetamorphose	0,2
	7	Vulkanismus	0,1
	8	Verwitterung von Silicat	nicht bekannt

Kurzfristiger anorganischer Kreislauf

Nach einer Studie um Li Yu von der Lanzhou University kommt es in endorheischen Becken (stehende Gewässer ohne Ablauf) mit hoher Verdunstungsrate zur Abscheidung von anorganischem Kohlenstoff. Beispiele für solche endorheische Becken sind der Aralsee oder das Okavangodelta. Yu schätzt, dass auf diese Weise jährlich und weltweit ca. 0,152 Gt Kohlenstoff in der Lithosphäre festgelegt werden. ⓘ

Ein weiterer schnell ablaufender Prozess der Bildung von Karbonatgesteinen ist das Entstehen von Beachrock an tropischen Meeresküsten. Unter geeigneten Bedingungen kommt es innerhalb von Jahren oder sogar Monaten zur Gesteinsbildung mit Festlegung von Kohlenstoff. ⓘ

Langfristiger organischer Kreislauf

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:

$\mathrm {CH_{4}+2\ O_{2}\longrightarrow CO_{2}+2\ H_{2}O}$

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 359 bis 299 Millionen Jahren. Wird durch tektonische Vorgänge Kohle an die Erdoberfläche verfrachtet, kann sie durch Bakterien zu CO₂ oxidiert werden. ⓘ

Langfristiger organischer C-Kreislauf	Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr ⓘ
	1	Photosynthese - Bildung organischen Materials	120
	2	Sedimentation organischen Materials	60
	3	Diagenese - Umwandlung organischen Materials in fossilen C	nicht bekannt
	4	Ausgasung von Methan (Erdgas), Bildung von Methanhydrat
	5	Ausgasung von CO2
	6	Ausgasung von Methan aus Methanhydrat
	7	Summe aus 4+5+6	60

Kurzfristiger organischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse der Assimilation und Dissimilation. Kurzfristig bedeutet dabei etwa die Lebensspanne eines Menschen. Die Prozesse können rasch ablaufen und jahreszeitlichen Schwankungen unterliegen. So steigt während des Winters auf der Nordhalbkugel der CO₂-Gehalt der Atmosphäre an, weil die Pflanzen wegen des geringeren Lichteinfalls und der niedrigeren Temperaturen weniger Photosynthese betreiben. ⓘ

• Durch die Photosynthese von Pflanzen, Algen (Phytoplankton) und Bakterien werden aus CO₂ mithilfe der Lichtenergie organische Stoffe (C_org) 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 unvollständig zu anderen organischen Stoffen wie Methan abgebaut werden und teilweise zu CO₂ umgesetzt (mineralisiert) werden. ⓘ

Kurzfristiger organischer C-Kreislauf	Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr ⓘ
P=Pflanzen, T=Tiere
	1	Pflanzen an Land bilden Corg durch Photosynthese aus CO2	120
	1	Pflanzen im Wasser bilden Corg durch Photosynthese aus CO2	50
	2	Pflanzen und Tiere an Land atmen CO2 aus, die Körper werden mit Sauerstoff zu CO2 abgebaut	60
	2	Pflanzen und Tiere im Wasser atmen CO2 aus	40
	3	Tiere fressen Pflanzen	nicht bekannt
	4	Corg wird im Boden unter Sauerstoffausschluss zu fossilem C	nicht bekannt
	5	Abgestorbene Tiere u. Pflanzen sinken in die Tiefsee und werden langfristig zu Kalksedimenten o. Erdöl	10
	6	Gasaustausch zwischen Ozean u. Atmosphäre	ca. 91

Eingriffe des Menschen in den Kohlenstoffkreislauf

Erhöhung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration der Atmosphäre

Historische Betrachtung

Anstieg der CO₂-Volumenkonzentration [ppm] in der Atmosphäre und der durchschnittlichen Oberflächentemperatur ⓘ

Weltweite CO₂-Emissionen aus der Nutzung fossiler Brennstoffe, Zementproduktion und Abfackelung ⓘ

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 GtCO₂-Äquivalente pro Person und Jahr in 2000 auf 6,7 GtCO₂-Äquivalente pro Person und Jahr. In Deutschland ging die CO₂-Emission von 2017 auf 2018 um 4,5 % zurück. ⓘ

Folgen der Eingriffe des Menschen in den Kohlenstoffkreislauf

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. ⓘ

Schätzungen zu neuen möglichen Kohlenstoff-Senken

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. ⓘ