Ausbildungsseminar Wetter und Klima

Ozeanographie I

Der Kohlenstoffkreislauf im Ozean

Benjamin Siegert

27.11.2009

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Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung 31.1 Die Ozeane der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31.2 Formen des im Ozean vorkommenden Kohlenstoffs . . . . . . . . 4

2 Die drei Kohlenstoffpumpen 42.1 Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump . . . . . . 5

2.1.1 Prinzip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52.1.2 Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean . . . 62.1.3 Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediare

Wassermassen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92.2 Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump . . . . . 102.3 Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO3 counter pump . . . 12

3 Die Versauerung der Meere 133.1 Der Prozess der Versauerung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133.2 Auswirkungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

4 Zusammenfassung und Ausblick 16

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1 Einleitung

1.1 Die Ozeane der Erde

Die Ozeane bedecken insgesamt ca. 71% der Erdoberflache und beinhalten dabeieine Wassermenge von rund 1, 3·1018 m3, was 96,5% der gesamten Wassermengeunseres Planeten ausmacht. Die durchschnittliche Meerestiefe betragt 3800 m.Nachfolgend sind die funf Weltmeere ihrer Flache nach aufgelistet.

• Pazifischer Ozean 169, 2 · 106 km2

• Atlantischer Ozean 106, 2 · 106 km2

• Indischer Ozean 74, 9 · 106 km2

• Sudlicher Ozean 20, 327 · 106 km2

• Arktischer Ozean 14, 09 · 106 km2

PacificOcean

Indian Ocean

AtlanticOcean

Southern Ocean

Arctic Ocean

PacificOcean

Abbildung 1: Die Lage der funf Weltmeere.

Die beiden Halbkugeln sind nicht im gleichen Verhaltnis mit Wasser bedeckt;39% der nordlichen Hemisphare sind Landmasse, wahrend die sudliche Hemispharezu rund 81% mit Wasser bedeckt ist. Wegen seiner Große spielt der Ozean einewichtige Rolle im globalen Kreislauf von Kohlenstoff und dessen Speicherung.

Ein paar physikalische Eigenschaften von Meerwasser (im globalen Durch-schnitt):

• Salinitat 3,5%

• Gefrierpunkt −1, 9◦C

• Dichte an der Oberflache 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 Meerwassergeloster inorganischer Kohlenstoff bezeichnet. Die Vertreter dieser Gruppe sindKohlendioxid CO2, Kohlensaure H2CO3, Bicarbonation HCO−3 und Carbon-ation CO2−

3 . Den großten Teil davon macht HCO−3 mit ca. 91% aus; 8% desDIC liegen in Form von CO2−

3 vor und CO2 und H2CO3 zusammen machennur 1% des gelosten inorganischen Kohlenstoffs aus. Geloste organische Kohlen-stoffmolekule werden durch DOC (Dissolved Inorganic Carbon) klassifiziert. InPOC (Particulate Organic Carbon) werden organische Gewebepartikel zusam-mengefasst. Die Grenze zwischen DOC und POC ist oft fließend, in den meistenFallen wird sie bei 0, 45 µm Teilchendurchmesser gezogen. Das im Meerwasservorkommende Calciumcarbonat CaCO3 fallt in die Gruppe des PIC (ParticulateInorganic Carbon) und liegt z.B. in Form von Kalzitpanzern vor. Das Verhaltniszwischen DIC, DOC und POC liegt bei ungefahr 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 findetuber die ozeanische Deckschicht statt und wird angetrieben durch die Partial-druckdifferenz ∆pCO2 zwischen Ozean und Atmosphare:

∆pCO2 = pCO2,W − pCO2,A (1)

Der Fluss durch die Wasseroberflache ist gegeben durch:

F = k(v) · s(T, S) ·∆pCO2 (2)

Dabei bezeichnet s(T, S) die Loslichkeit von CO2 im Wasser, die von der Salin-itat S und vor allem von der Temperatur T abhangt: Warmeres Wasser kannweniger CO2 aufnehmen als kalteres Wasser. k(v) ist die Gasaustauschgeschwind-igkeit und hangt unter anderem von der Windgeschwindigkeit ab.

Der Ozean kann aber mehr CO2 aufnehmen, als durch die Loslichkeit alleinmoglich ware, denn CO2 reagiert, anders als Sauerstoff zum Beispiel, mit Wass-er:

CO2 +H2O → H+ +HCO−3 → 2H+ + CO2−3 (3)

CO2 +H2O + CO2−3 → HCO−3 +H+ + CO2−

3 → 2HCO−3 (4)

Durch diesen chemischen Puffervorgang nimmt netto die Konzentration vonHCO−3 zu und die von CO2−

3 ab; das CO2 wird praktisch komplett in anderechemische Verbindungen umgewandelt.

Die typische Zeit, in der das Oberflachenwasser chemisches Gleichgewicht mitder atmospharischen CO2-Konzen- tration erreicht, betragt ein Jahr. Die Auf-nahme von atmospharischem CO2 hangt daher stark mit der Geschwindigkeitdes vertikalen Abtransports von CO2-reichem Wasser in die Tiefe zusammen.

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Biological and physical pumps of carbon dioxide

CO2 CO2

particulate dissolved

Cooling

Up

we

llin

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Deepwater circulation

an

org

an

ic

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Sedimentation

Carbonateorganic

carbon

Carbonate

CaCO3

Abbildung 2: Darstellung der drei Kohlenstoffpumpen.

2.1 Die physikalische Kohlenstoffpumpe - solubility pump

2.1.1 Prinzip

Die physikalische Kohlenstoffpumpe, auch Loslichkeitspumpe genannt, beruhtauf der thermohalinen Zirkulation im Ozean und der Abhangigkeit der Loslichkeitvon CO2 von der Temperatur. In Schichten gleicher potentieller Dichte (Isopyk-nen) wird kohlenstoffreiches Wasser in das Ozeaninnere befordert, wobei geneigteund dicke Isopyknen vorteilhaft fur dessen Abwartstransport sind. Die poten-tielle Dichte (hier dimensionslos) ist definiert durch:

σΘ =ρ(S,Θ)

1 kg m−3− 1000 (5)

Hier ist Θ die potentielle Temperatur. Wahrend in den tropischen und subtropis-chen Meeren die Ausgasung von CO2 in die Atmosphare uberwiegt, nehmenvor allem im Atlantik und im Gebiet des Antarktischen Zirkumpolarstroms diekalten, dichten Wassermassen viel CO2 aus der Atmosphare auf und trans-portieren es in die Tiefe und in Richtung Aquator. Durch die langsame Umwalzungdes Ozeans, die auf einer Zeitskala von bis zu 1000 Jahren geschieht, wird demaufgenommenen Kohlenstoff zwar zum einen fur lange Zeit der Kontakt mit derAtmosphare verhindert. Gleichzeitig bedeutet dies aber, dass eine kurzfristigeStorung des Kohlenstoffgleichgewichts, wie etwa durch die vermehrte Emissionvon CO2 seit Beginn der Industrialisierung, auch nur auf derselben großen Zeit-skala wieder ausgeglichen werden kann.

Eine Erwarmung der Meere durch den globalen Klimawandel wurde zumeinen die Loslichkeit von CO2 im Wasser reduzieren. Zum anderen wurde sich

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Abbildung 3: (a) Revellefaktor als Funktion des atmospharischen Partialdrucksvon CO2. (b) Globale Verteilung des Revellefaktors im Oberflachenwasser.

die Zirkulation verlangsamen, weil sich weniger kalte Wassermassen bilden, dieins Ozeaninnere absteigen und die Dichteschichtung des Ozeans zunimmt. Indiesem Zusammenhang spricht man auch von einem “bottleneck”-Effekt fur diephysikalische Kohlenstoffpumpe. Ausserdem wirkt sich das Aufnehmen von CO2

selbst auf die Aufnahmekapazitat des Meerwassers aus. Ein Maß dafur ist dersogenannte Revellefaktor:

R =∆[CO2]/[CO2]∆[DIC]/[DIC]

(6)

Der Revellefaktor ist bestimmt durch den Quotienten aus dem Anteil des neuim Meerwasser aufgenommenen CO2 und der prozentualen Anderung des DICnach Wiedereinstellung des chemischen Gleichgewichts. Je kleiner der Revelle-faktor, desto großer ist die Pufferkapazitat des Wassers. Im heutigen Ozeanvariiert der Revellefaktor zwischen 8 und 13, die Abweichungen resultierenhauptsachlich aus lokalen Anderungen im Partialdruck des CO2 in der Atmo-sphare und Anderungen der totalen Alkalinitat (siehe Abschnitt Versauerungder Meere).

Abbildung 3a zeigt, wie sich eine Steigerung des Partialdrucks von CO2 aufden Revellefaktor auswirkt. Mit steigender atmospharischer CO2 Konzentra-tion ist also auch unweigerlich eine Zunahme des Revellefaktors und damit einRuckgang der Pufferkapazitat des Ozeans fur CO2 verbunden. In Abbildung3b ist die geographische Verteilung des Revellefaktors im Oberflachenwasserdargestellt. Hier sieht man deutlich, dass in den Meeren in den hohen Breit-engraden der Revellefaktor hoher liegt als in den tropischen und subtropischenMeeren. Diese Meere konnen wegen ihrer hoheren Wassertemperatur wenigerCO2 aufnehmen.

2.1.2 Die Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs im Ozean

In den 90er Jahren wurden zwei internationale ozeanographische Großprojek-te durchgefuhrt, um unter anderem Salzgehalte, Kohlenstoffkonzentrationen,

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Temperaturen und die Wechselwirkung zwischen Ozean und globalem Klima zuerforschen: WOCE (World Ocean Circulation Experiment), an dem 30 Landerbeteiligt 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 Bundesmin-isterium fur Bildung und Forschung und einige Universitaten beteiligt. Ausden umfassenden Daten dieser Projekte, die an 9618 Messstationen auf ins-gesamt 95 Forschungsfahrten aufgenommen wurden, konnten nach funfjahrigerAuswertung Informationen uber die Verteilung des anthropogenen Kohlenstoffsin den Ozeanen gewonnen werden, was so in der Vergangenheit bisher nochnicht moglich war. Zu anthropogenem Kohlenstoff, dessen Anteil am DIC durchRadiokohlenstoffdatierung ermittelt wird, zahlen unter anderem Emissionen ausder Verbrennung von fossilen Brennstoffen und der Zementherstellung.

Abbildung 5: Anthropogener Kohlenstoff in den Ozeanen.

Laut der Ergebnisse dieser Projekte hat der Ozean im Anthropozan (Zeital-ter seit Beginn der Industrialisierung) 118 ± 19 GtC (1 GtC = 3, 7 Gt CO2)aufgenommen, was ca. 48% der gesamten durch den Menschen verursachten

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Menge an CO2 entspricht. In der sudlichen Hemisphare sind aufgrund dergroßeren Ozeanflache rund 60% des gesamten in den Meeren gespeicherten an-thropogenen Kohlenstoffs zu finden, alleine 40% zwischen 50◦ und 14◦ sudlicherBreite. Auffallend ist der, verglichen mit seiner Flache, hohe Anteil des Nordat-lantiks (15% der Gesamtozeanflache) von 23% des anthropogenen Kohlenstoffs.Die langsame Umwalzgeschwindigkeit des Ozeans spiegelt die Tatsache wieder,dass 30% in Tiefen bis 200 m und fast 50% in den oberen 400 m zu findensind; die durchschnittliche Tiefe, bei der die Konzentration des Kohlenstoffs5 µmol/kg unterschreitet, liegt bei ca. 1000 m Tiefe.

In Abbildung 6A sieht man, wie sich der anthropogene Kohlenstoff auf dieσΘ = 26, 0 Schicht verteilt. 20% davon sind in Schichten von σΘ = 26, 0 oderweniger. In den Gebieten, in denen die Isopyknen die Oberflache durchschneiden(“outcrops”), findet man die hochsten Konzentrationen. Die outcrops sind durchdicke Linien am Rand farbiger Flachen gekennzeichnet. Abbildung 6B zeigtdie Verteilung anthropogenen Kohlenstoffs in der σΘ = 27, 3 Schicht, welchedurchschnittlich 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).

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2.1.3 Wichtige am Kohlenstofftransport beteiligte intermediare Wasser-massen

• 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 Intermediare Wasser bildet sich zwischen 45◦ und 55◦

sudlicher Breite durch aufsteigendes zirkumpolares Tiefenwasser. Nordlich derSubantarktischen Front bildet sich das SAMW. Beide Wassermassen nehmengroße Mengen an CO2 auf wahrend sie an der Obeflache sind, hauptsachlichwegen der hohen Windgeschwindigkeiten in diesen Gebieten, was die Durchmis-chung fordert und ihrer niedrigen Anfangskonzentration an CO2. Beide fließennordwarts in mittlere Tiefen und nehmen große Mengen an CO2 mit sich,schatzungsweiseuber 20 GtC. Zu sehen sind sie in Abbildung 7 als die Flachen,die sich jeweils von der linken oberen Ecke aus bis fast in aquatoriale mittlereTiefen erstrecken.

Das Nordpazifische Intermediare Wasser ist in Abbildung 7B als die Wasser-masse im rechten oberen Eck zu erkennen. Wegen der vielen intermediarenWassermassen im Nordpazifik ist es schwer einen bestimmten CO2 Anteil ein-er jeweiligen Wassermasse zuzuordnen, was man auch daran sieht, dass auchunterhalb der Grenzen dieser Wassermasse, anders als bei AAIW und SAMW,noch große Mengen an anthropogem CO2 gefunden werden. Das NPIW fuhrtrund 3, 2 GtC mit sich.

Die im Indischen Ozean vorgefundenen intermediaren Wassermassen enthal-ten viel Wasser aus dem Roten Meer und dem Persischen Golf, wo hohe Ver-dunstung dichtes Wasser mit hohem Salzgehalt bewirkt, das hohe Mengen ananthropogenem CO2 enthalt und im Indischen Ozean in mittlere Tiefen absinkt.Diese fuhren knapp 3 GtC und sind in Abbildung 7C in der rechten Halfte zusehen.

Das Nordatlantische Tiefenwasser ist die einzige Wassermasse in großererTiefe, die große Mengen an CO2 mit sich fuhrt. Nur 7% des gesamten anthro-pogenen Kohlenstoffs finden sich tiefer als 1500 m. Wie in Abbildung 7A zuerkennen ist, hat die sudliche Halfte des NADW eine kleinere CO2 Konzentra-tion. Das liegt daran, dass sie einer geringeren Menge CO2 ausgesetzt war, alssie noch an der Oberflache war und sich bereits mit angrenzenden Wassermassenam Meeresgrund durchmischt hat. Das NADW fuhrt ca. 6, 8 GtC mit sich.

Antarktischem Tiefenwasser wird nur wenig anthropogenes CO2 zugeordnet,außerdem hatte man aus dieser Region nur begrenzte Daten zur Verfugung.Grunde fur die geringen CO2 Anteile in dieser Wassermasse sind ihr hoherRevellefaktor und der begrenzte Kontakt mit der Atmosphare unter anderemwegen des Meereises, als es noch an der Oberflache war.

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Abbildung 7: Kohlenstoffprofile dreier Ozeane: (A) Atlantik, (B) Pazifik und(C) Indik. Schwarze Linien deuten die Isopyknen an, grau umrandete Gebietestellen die intermediaren Wassermassen dar.

2.2 Die organische Kohlenstoffpumpe - organic carbon pump

Ein weiterer wichtiger Mechanismus fur den vertikalen Transport von Kohlen-stoff ist die organische Kohlenstoffpumpe. Sie basiert auf dem Zusammenspielvon Absinken und Remineraliseren von POC auf den Meeresgrund und dessenZersetzung durch Bakterien und Mikroorganismen und hangt stark von Sonnene-instrahlung und dem Nahrstoffangebot ab.

In der euphotischen Zone lebendes Phytoplankton bindet das im Meerwass-er geloste CO2 durch Photosynthese entweder in Form von CO2 oder HCO−3 ,was wiederum den Partialdruck von CO2 in der Deckschicht vermindert und soden chemischen Puffervorgang entlastet bzw. die weitere Aufnahme von CO2

aus der Atmosphare fordert. Die geschatzte jahrliche Bruttoprimarproduktion

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von POC durch das Phytoplankton betragt 103 GtC und die - durch Sub-traktion der durch autotrophe Respiration gebildeten CO2 Menge - jahrlicheNettoprimarproduktion 45 GtC. Abzuglich der Menge an CO2, die durch het-erotrophe Respiration des Zooplanktons. das sich vom Phytoplankton ernahrt,freigesetzt wird, bleiben 11 GtC, die die biologische Pumpe jahrlich in tiefereWasserschichten befordert.

Das gesunkene POC wird entweder durch Mikroorganismen remineralisiert,d.h. wieder in seine anorganischen Bestandteile zerlegt, oder lagert sich, wenn esden Meeresgrund erreicht hat, in der Sedimentschicht an. Die Remineralisierungerfolgt dabei hauptsachlich in Tiefen bis zu 1000 m. Aufsteigendes Wasser kannden dabei entstandenen DIC und Nahrstoffe wieder in seichtere Wassermassenbringen, was einerseits zu Ausgasen von CO2 fuhrt, andererseits aber wiederumdie Produktion von Biomasse fordert.

Abbildung 8: (A) Vor Industrialisierung mit 280 ppm CO2, errechnet ausLoslichkeitskoeffizienten von CO2 in Wasser, ohne organische Pumpe.(B) Gleiche Rechnung wie (A), nur mit 360 ppm CO2. ⇒ (B)-(A) zeigt Mengean DIC anthropogenen Ursprungs.(C) Aus gemessenen Daten von DIC im Pazifischen Ozean. ⇒ (C)-(B) spiegeltden Beitrag der organischen Pumpe zum DIC Haushalt wider.

Abbildung 8 verdeutlicht den Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpezum Kohlenstoffkreislauf. Kurve A zeigt die aus Loslichkeitskoeffizienten errech-nete Verteilung von DIC im Ozean. Dabei wurde von einem atmospharischen

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CO2 Partialdruck von 280 ppm ausgegangen, weshalb diese Kurve eine moglichesKohlenstoffprofil vor der Industrialisierung zeigt. Die Berechnung der Kurve Berfolgte auf die selbe Art und Weise, nur diente ein atmospharischer Partial-druck von 360 ppm, so wie er heutzutage ungefahr vorliegt, als Grundlage.Biologische Prozesse zur CO2 Speicherung wurden bei beiden Kurven nicht miteingerechnet. Die Differenz von B und A zeigt deshalb die Menge anthropogenenKohlenstoffs, der im Ozean gespeichert ist. Kurve C basiert auf im pazifischenOzean gemessenen DIC-Werten. Deswegen spiegelt die Differenz aus C und Bden Beitrag der organischen Kohlenstoffpumpe zum DIC Haushalt des Ozeanswieder. Ohne organische Kohlenstoffpumpe wurde heute der atmospharischePartialdruck von CO2 schatzungsweise um 150-200 ppm hoher liegen.

2.3 Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe - CaCO3 counterpump

Die Calciumcarbonat-Gegenpumpe wirkt den anderen beiden Pumpen entgegen,weil sie im Gegensatz zu diesen eigentlich eine Freisetzung von CO2 in dieAtmosphare bewirkt. Sie beruht auf der Bildung von Calciumcarbonat durchPhytoplankton, die dieses fur die Bildung ihrer Kalzitpanzer verwenden:

Ca2+ + 2HCO−3 → CaCO3 +H2O + CO2 (7)Ca2+ + CO2−

3 → CaCO3 (8)

Dabei wird zum einen CO2 freigesetzt und zum anderen verringert sich dieKonzentration an Carbonationen, die eine wichtige Rolle im chemischen Puffer-system spielen, da sie mit CO2 und Wasser zu HCO−3 reagieren (siehe Gle-ichung 4). Man halt die Calciumcarbonat-Gegenpumpe als einen wichtigen Fak-tor fur das Alkalinitatsprofil des Ozeans. Die (Carbonat-) Alkalinitat ist wiefolgt definiert:

AC = [HCO−3 ] + 2[CO2−3 ] + [OH−]− [H3O

+] (9)

und ist ein Maß fur das Saurebindungsvermogen einer Flussigkeit. Wird in derDeckschicht CaCO3 produziert, vermindert sich dort folglich die Alkalinitat.Die kalkbildenden Organismen sinken nach ihrem Tod ab und unterhalb desCarbonat-Sattigungshorizonts wird das CaCO3 wieder gelost, wodurch dort dieAlkalinitat steigt. In ihrer Starke ist die Calciumcarbonat-Gegenpumpe nur rundein Zehntel so groß wie die physikalische und die biologische Kohlenstoffpumpe;so moduliert sie nur die Kohlenstoffaufnahme im Ozean.

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Abbildung 9: Anderung des pH-Werts der Meere, abhangig vom atmo-spharischen Partialdruck von CO2.

3 Die Versauerung der Meere

3.1 Der Prozess der Versauerung

Die Versauerung der Meere, die sich in einem sinkenden pH-Wert des Meer-wassers aussert, 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 H3O

+-Ionen:

CO2 +H2O → H+ +HCO−3 → 2H+ + CO2−3 (10)

CO2 +H2O + CO2−3 → HCO−3 +H+ + CO2−

3 → 2HCO−3 (11)

Dadurch sinkt der pH-Wert des Wassers. So ist seit Beginn der Industrialisierungdie Konzentration der H3O

+-Ionen um rund 30% gestiegen, was sich in einerAbnahme des pH-Werts um 0,1 Einheiten aussert. Bis zum Ende dieses Jahrhun-derts wird ein weiteres Sinken des pH-Werts um 0,2 bis 0,4 Einheiten vorherge-sagt.

Abbildung 9 veranschaulicht, wie sich ein weiteres Steigen der CO2-Konzentrationin der Atmosphare auf den pH-Wert auswirkt. Das Worst-Case-Szenario, dasdavon ausgeht, dass der großte Teil aller fossilen Brennstoffe verbraucht wird,sagt ein Sinken um 0,7 Einheiten voraus, was eine so starke Versauerung be-deuten wurde wie sie unsere Erde seit 300 Millionen Jahren nicht erlebt hat. Umauf naturlichem Wege bei einer so starken Versauerung wieder auf das vorindus-trielle Niveau zu gelangen wurde mehrere zehntausend Jahre dauern.

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Abbildung 10: Veranderung des pH-Wertes bei doppelter CO2-Konzentration inder Atmosphare.

In Abbildung 10 wird die Verschiebung des Gleichgewichts der drei For-men des DIC untereinander bei einer Verdopplung der atmospharischen CO2-Konzentration gezeigt, insbesondere wird deutlich wie sich dieses zu Lasten desCarbonations bewegt. Diese Abnahme ist eine weitere Konsequenz der Auf-nahme von CO2 durch das Meer. So ist die CO2−

3 -Konzentration seit der Indus-trialisierung bereits um 10% zuruckgegangen. Die Konzentration der Carbon-ationen bestimmt, ob Calciumcarbonat ausfallt oder gelost wird, so fuhrt eineAbnahme der CO2−

3 -Konzentration zu einem Ruckgang des Sattigungsgradesdes Meerwassers fur CaCO3. Die Sattigung hangt stark vom Druck ab, weswe-gen tiefere Wasserschichten im Allgemeinen untersattigt sind in Bezug auf Cal-ciumcarbonat.

3.2 Auswirkungen

Die Versauerung der Meere hat durch das Steigen des Sattigungshorizonts furCalciumcarbonat weitreichende Konsequenzen vor allem fur kalkbildendes Plank-ton und Korallen. CaCO3 liegt im Ozean in zwei Formen vor: in Calcit, derstabilen Form, und Aragonit, der metastabilen Form, was heißt, dass Arago-nit leichter loslich ist als Calcit. In Abbildung 11 ist die Konzentration vonCO2−

3 abhangig vom atmospharischen CO2-Gehalt aufgetragen. Die verschiede-nen Kurven stellen dabei verschiedene Modelle zur Berechnung dar. Dabei sagtein Großteil der Modelle voraus, dass bei einem Anstieg der CO2-Konzentrationin der Atmosphare auf 600 ppm das Oberflachenwasser des Sudlichen Ozeansuntersattigt sein wird in Bezug auf Aragonit, was eine Bedrohung fur Lebensfor-

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Abbildung 11: Sattigungshorizonte fur Calcit und Aragonit im Sudlichen Ozeanin Abhangigkeit vom atmospharischen CO2-Gehalt.

men darstellt, die Aragonitpanzer produzieren. In den polaren Meeren werden ab450 ppm große Teile der Wasserflachen untersattigt sein. Daruber hinaus zeigtein Großteil aller Korallen bei einem CO2-Gehalt von 700 ppm einen Ruckgangder Kalkbildung um bis zu 56%; bei 560 ppm wird sie bereits um ein Drittelzuruckgegangen sein.

Die Auswirkungen eines sauereren Ozeans auf die Photosynthese von Phyto-plankton ist gegenwartig noch nicht genau verstanden, man geht aber von einerSteigerung der biologischen Produktionsrate bei steigendem atmospharischenCO2-Gehalts aus.

Die Versauerung hat außerdem noch Auswirkungen auf andere Prozesse: Diechemische Pufferkapazitat des Ozeans wird durch ein Sinken des pH-Werts ver-mindert und das Steigen des Sattigungshorizonts bewirkt, dass weniger CaCO3

gebildet wird. Die Bildung von Calciumcarbonat fuhrt ja bekanntlich zu ein-er Freisetzung von CO2, sodass dieser Effekt sogar eine vermehrte Aufnahmevon CO2 durch den Ozean bedeuten konnte. Das Ausmaß dieses Effekts wirdaber nur auf 10-20 ppm bis zum Ende dieses Jahrhunderts geschatzt. Anderer-seits stellt CaCO3 als Panzer bei kalkbildenden Organismen einen Ballast beideren Abwartstransport im Ozean dar, sodass sich verminderte Kalkproduktionnegativ auf ihre Sinkgeschwindigkeit und damit auf die Effizienz der organis-chen Pumpe auswirkt. Deshalb sind Auswirkungen der Versauerung auf denNettofluss von CO2 von der Atmosphare in den Ozean noch ziemlich unsicher.Sicher ist nur, dass die Versauerung der Meere nur durch eine drastische Be-grenzung der anthropogenen CO2-Emissionen in Schach gehalten werden kann.

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Abbildung 12: Globale, jahrliche Kohlenstoffbilanz. Braune Linie: Gesamte an-thropogene Emissionen. Differenz braune Linie und blaue Linie: terrestrischeAufnahme.

4 Zusammenfassung und Ausblick

Der Ozean ist ein wichtiger Faktor in der Unschadlichmachung anthropoge-nen Kohlenstoffs in der Atmosphare. So hat er seit Beginn der Industrial-isierung rund 48% des durch Verbrennung fossiler Brennstoffe und Zementher-stellung entstandenen Kohlenstoffs aufgenommen und die atmospharische CO2-Konzentration wurde um rund 55 ppm großer ausfallen. In Abbildung 12 wirdder jahrliche Anteil der Atmosphare, Biosphare und Hydrosphare am Kohlen-stoffhaushalt der Erde anschaulich dargestellt.

Der ozeanische Anteil an der Aufnahme hat sich aber durch die verschiede-nen Ruckkopplungsprozesse wahrscheinlich bereits auf 37% verringert und wirdin Zukunft auch noch weiter sinken, sodass der Anteil des luftubertragenenKohlenstoffs zunehmen wird. Dafur sorgen die Erwarmung des Ozeans, wodurchdie Loslichkeit von CO2 im Ozean sinkt; die damit einhergehende zunehmendeDichteschichtung des Wassers, die dazu fuhrt, dass die thermohaline Zirkulationund damit die physikalische Pumpe geschwacht wird und das Abschwachen deschemischen Puffers, das durch steigenden Revellefaktor, sinkenden pH-Wert undAnderungen in der ionischen Zusammensetzung des Meerwassers bewirkt wird.Modellrechnungen sagen eine Abschwachung der Aufnahmekapazitat von 5-16%voraus. Auch die großen Zeitskalen stehen einer schnellen Reaquiliebrierung imWege; so geht man bei der physikalischen Pumpe von hunderten bis tausendenvon Jahren, bei der organsichen Pumpe von mehreren zehntausend Jahren biszu einer Wiedereinstellung des Kohlenstoffgleichgewichts aus. Jedoch sind die

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Auswirkungen eines Klimawandels auf die organische Kohlenstoffpumpe ziem-lich ungewiss, man geht aber davon aus, dass eine eventuelle Starkung der or-ganischen Pumpe durch einerseits hohere CO2-Gehalte, was sich ja positiv aufdie Photosynthese auswirkt und andererseits durch ein Abschwachen der Zirku-lation (geringere Zirkulation bedeutet auch weniger aufsteigendes Wasser, dasdas Absinken von POC bremst) die Schwachung der physikalischen Pumpe nichtaufwiegen kann. Modellrechnungen sagen eine Zunahme des luftubertragenenKohlenstoffs von 4 bis 44% voraus.

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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 acidificationand 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

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