Was ist die Albedo?

Albedo leitet sich vom lateinischen Wort für „weiß“ (lat. albus) ab und ist ein Maß für den Grad der Reflexion von Strahlung. Die Albedo steigt mit zunehmender Helligkeit der angestrahlten Oberfläche an. Definiert wird sie durch das Verhältnis des Anteils der reflektierten Strahlung zur gesamten, einfallenden Strahlung. Dementsprechend kann sie Werte zwischen 0 (keine Reflexion) und 1 (vollständige Reflexion) annehmen.

Wesentlich für das Rückstrahlvermögen von nicht selbst leuchtenden Oberflächen ist außerdem ihre Beschaffenheit. Je glatter eine Oberfläche ist, desto höher ist der Anteil an spiegelnder Reflexion. Zusätzlich gilt, dass mit einem flacher werdenden Einfallswinkel der Anteil der reflektierten Strahlung ansteigt.

Frischer Schnee (sehr hell und eben) kann eine Albedo von 0,85 aufweisen. Dagegen reflektiert eine dunkle, inhomogene Oberfläche, wie z.B. Wald, nur etwa 10 % (Albedo von 0,1) der Strahlung.

Veränderung der Albedo aufgrund von Landnutzungsänderungen

Der Mensch hat geschätzt rund die Hälfte der globalen Landfläche in den letzten drei Jahrhunderten durch seine Aktivitäten verändert. Er betreibt Landwirtschaft auf ausgedehnten Acker- und Grünlandflächen und rodet Wälder.

Da die Albedo stark von der Helligkeit und der Homogenität der Oberfläche abhängt, hat diese Landnutzungsänderung Konsequenzen für den Strahlungsantrieb. Ein Wald absorbiert mit seiner dunklen und durch die unterschiedliche Höhe der Bäume inhomogenen Oberfläche einen größeren Anteil der Strahlung als beispielsweise helles Grasland oder Wüste. Eine Erhöhung der Albedo sorgt für einen steigenden Anteil der reflektierten Strahlung. Im Ergebnis führt die Landnutzungsänderung also zu einem negativen Strahlungsantrieb, der vom IPCC mit -0,15 [-0,25 bis -0,05] W/m2 angegeben wird.

Kohlendioxid (CO2)

  • Name: Kohlendioxid

  • Chemische Summenformel: CO2

  • Bedeutung: Kohlenstoffdioxid ist nach Wasserdampf das zweitwichtigste Treibhausgas für den natürlichen Treibhauseffekt. Sein Anteil am natürlichen Treibhauseffekt (der insgesamt 33°C ausmacht) beträgt in etwa 9°C.

Unter den anthropogenen Einflüssen erzeugt die Emission von Kohlenstoffdioxid mit Abstand den größten, positiven Strahlungsantrieb. Die menschlichen CO2-Emissionen werden in die Kategorien „Nutzung fossiler Brennstoffe und industrielle Prozesse“ sowie „Forstwirtschaft und andere Landnutzung“

unterteilt. Erstere macht alleine 65%, die zweite immerhin noch 11% der gesamten menschlichen THG-Emissionen in CO2Äq aus.

Im Jahr 2017 betrug die durchschnittliche Konzentration von Kohlenstoffdioxid in der Atmosphäre 410 ppm (Quelle: UNFCCC 2017). Ungefähr jedes 2.500 Gasteilchen in der Atmosphäre ist dementsprechend ein Kohlenstoffdioxidmolekül. Kohlenstoffdioxid ist Bestandteil vieler Kohlenstoffkreisläufe. So wird es beispielsweise zwangsläufig bei der Verbrennung fossiler Energieträger durch den Menschen freigesetzt, was die Hauptursache für den Anstieg der Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre ist.

Haupttriebfedern sind hier das globale Bevölkerungs- und vor allem das Wirtschaftswachstum. Kohlenstoffdioxid wird auch durch natürliche Prozesse wie Waldbrände oder Vulkanausbrüche freigesetzt, aber diese Emissionen werden bei der Berechnung des anthropogenen Strahlungsantriebes nicht berücksichtigt

  • Emissionen:

    • 1750-2011: Kumulativ wurden im genannten Zeitraum 2040 (±310) Gigatonnen CO2 emittiert. Davon entfällt in etwa die Hälfte auf die letzten vierzig Jahre.

    • 2010: Kohlenstoffdioxid erreicht einen Anteil von 76% von 49 (± 4,5) Gigatonnen CO2 Äquivalent Gesamtemissionen.

  • Emittiert als: Kohlenstoffdioxid

  • Wirkt als: Kohlenstoffdioxid

  • Konzentration (1750): 278 (±2) ppm

  • Konzentration (2005): 379 ppm

  • Konzentration (2011): 391 (±0,2) ppm

  • Anstieg (von 1750 bis 2011): 41 %

  • Verweildauer: Da Kohlenstoffdioxid Bestandteil verschiedener Kohlenstoffkreisläufe ist, kann keine einheitliche Verweildauer in der Atmosphäre angegeben werden.

  • Treibhauspotential (GWP100):

  • Strahlungsantrieb: 1,68 (1,33 bis 2,03) W/m2

Kohlenstoffdioxid und fossile Energieträger

Die in fossilen Energieträgern enthaltene Energie wird durch Verbrennung freigesetzt.

Der Prozess der Verbrennung verläuft exotherm, d.h. es wird Wärme abgegeben. Die chemische Energie wird also in thermische Energie umgewandelt. Fossile Energieträger bestehen überwiegend aus den Elementen Kohlenstoff (C) und Wasserstoff (H) und werden deshalb auch Kohlenwasserstoffe genannt. Für die Verbrennung beider Stoffe ist Sauerstoff (O) erforderlich.

Verbrennung von Kohlenstoff (in Kohle):

C + O2 → CO2, Q = -393,5 kJ/mol

Verbrennung von Methan:

CH4+ 2O2CO2+ 2 H2O, Q = -801,05 kJ/mol

Quelle:

Auflage, 2008

Bei der Verbrennung von Kohlenwasserstoffen entstehen also immer CO2 und Wasserdampf. Da auch bei der Verbrennung der Massenerhaltungssatz gilt, ist die Masse der Ausgangsstoffe (Brennstoff und benötigter Sauerstoff) gleich groß wie die Masse der entstehenden Produkte (Verbrennungsrückstände und entstehende Rauchgase). Anhand der Verbrennungsgleichungen kann berechnet werden, wie viel CO2 und Wasserdampf bei der Verbrennung einer bestimmten Brennstoffmenge entsteht und wie viel Wärme freigesetzt wird. Durch die Verbrennung einer im Brennstoff enthaltenen Tonne Kohlenstoff entstehen also zwangsläufig 3,67 Tonnen Kohlenstoffdioxid, die im Normalfall in die Atmosphäre abgegeben werden.

Je mehr Kohlenstoff der Energieträger enthält, desto mehr CO2-Emissionen werden freigesetzt. Diesen Sachverhalt drückt man durch sogenannte Emissionsfaktoren aus, die allerdings zusätzlich auch die Emissionen der anderen Prozessschritte der Brennstoffnutzung (Exploration, Transport, Aufbereitung, Entsorgung) enthalten können.

 Energieträger

Emissionsfaktor

(kg CO2/Gigajoule)

Erdgas

55,9

Rohöl

73,3

Steinkohle (Kraftwerk)

93,6

Braunkohle (Kraftwerk)

110,9

Quelle: Umweltbundesamt

Den niedrigsten Emissionsfaktor aller fossilen Energieträger besitzt Methan, da ein Methanmolekül nur ein Kohlenstoffatom enthält und das Kohlenstoff/Wasserstoffverhältnis minimal ist.

Methan

  • Name: Methan

  • Chemische Summenformel: CH4

  • Bedeutung: Methan wird auch als Sumpfgas bezeichnet. Nach Kohlenstoffdioxid ist es das zweitbedeutendste vom Menschen emittierte Treibhausgas. Es entsteht beim Abbau organischer Substanz durch Mikroorganismen unter Sauerstoffabschluss. Anthropogene Methanemissionen entweichen aus Reisfeldern, Mülldeponien und aus der Viehhaltung. Weitere Methanmengen werden bei der Förderung fossiler Energieträger emittiert. Durch eine fortschreitende Temperaturerhöhung droht der Mensch weitere CH4-Emissionen zu verursachen. Bisher im Permafrostboden oder im Meeresboden gebundenes Methan könnte durch steigende Temperaturen ebenfalls freigesetzt werden.

  • Emissionen: Methan erreicht 2010 einen Anteil von 16% an den 49 (± 4,5) Gt CO2-Äquivalent Gesamtemissionen

  • Konzentration (1750): 722 (± 25) ppb

  • Konzentration (2005): 1774 ppb

  • Konzentration (2011): 1803 (±2) ppb

  • Anstieg (von 1750 bis 2011): 150 %

  • Verweildauer: 12,4 Jahre

  • Treibhauspotential (GWP100): 28

  • Strahlungsantrieb: 0,97 [0,74 bis 1,20] W/m2

Distickstoffmonoxid (Lachgas)

  • Name: Distickstoffmonoxid (Lachgas)

  • Chemische Summenformel: N2O

  • Bedeutung: Distickstoffmonoxid- oder Lachgasemissionen werden vom Menschen durch die Stickstoffdüngung in der Landwirtschaft und durch die Verbrennung von Biomasse verursacht.

  • Emissionen: Distickstoffmonoxid (Lachgas) erreicht 2010 einen Anteil von 6,2 % an den 49 (± 4,5) Gt CO2-Äquivalent Gesamtemissionen

  • Emittiert als: N2O

  • Wirkt als: N2O

  • Konzentration (1750): 270 (± 7) ppb

  • Konzentration (2005): 319 ppb

  • Konzentration (2011): 324 (±0,1) ppb

  • Anstieg (von 1750 bis 2011): 20%

  • Verweildauer: 121 Jahre

  • Treibhauspotential (GWP100): 265

  • Strahlungsantrieb: 0,17 [0,13 bis 0,21] W/m2

Sonstige gut durchmischte Treibhausgase

Die Gruppe der sonstigen gut durchmischten Treibhausgase umfasst Dutzende verschiedener Gase. Zum Großteil handelt es sich um teil- oder vollhalogenierte Kohlenwasserstoffe, die z.B. als Kälte-, Lösch- oder Treibmittel in Spraydosen eingesetzt werden bzw. wurden. Weitere alltägliche Beispiele sind Haarspray, Deodorant oder Rasierschaum. Einige dieser Gase, wie zum Beispiel die FCKW (Fluorchlorkohlenwasserstoffe), haben eine stark ozonabbauende Wirkung. Zum Schutz der Ozonschicht wurde ihre Produktion Schritt für Schritt eingestellt. Die eingesetzten Ersatzmittel haben zwar keine ozonschädigende Wirkung, sind aber sehr potente Treibhausgase. Insgesamt bewirkt die Stoffgruppe einen positiven Strahlungsantrieb von 0,360 ±0,036 W/m2.

Außer dem auch natürlich vorkommenden Tetrafluormethan (CF4) sind alle Gase dieser Gruppe vom Menschen hergestellt und sind somit in der Atmosphäre von 1750 nicht nachweisbar.

Die im Kyoto-Protokoll berücksichtigten F-Gase, die nicht ganz identisch sind mit der Gruppe der sonstigen gut durchmischten Treibhausgase, erreichten im Jahr 2010 einen Anteil von 2% an den gesamten jährlichen, anthropogenen Emissionen von 49 Gt CO2Äq.

Der bedeutendste Vertreter dieser Gase ist Dichlordifluormethan (CFC-12):

  • Name: Dichlordifluormethan (CFC-12)

  • Chemische Summenformel: CCl2F2

  • Bedeutung: CFC-12 ist ein FCKW, das als Kältemittel in Klima- und Kühlanlagen sowie als Treibmittel in Spraydosen verwendet wurde. Da die Herstellung im Abkommen von Montreal aufgrund der ozonschädigenden Wirkung verboten wurde und auch Ausnahmeregelungen mittlerweile ausgelaufen sind, sinkt die Konzentration von CFC-12 in der Atmosphäre wieder.

  • Konzentration (1750): 0

  • Konzentration (2005): 542 ppt

  • Konzentration (2011): 528 ±1 ppt

  • Anstieg (von 1750 bis 2011): –

  • Verweildauer: 100 Jahre

  • Treibhauspotential: 10.900

  • Strahlungsantrieb 2011: 0,17 W/m2

 

Kurzlebige Gase und Aerosole

Die hier betrachteten, vom Menschen emittierten kurzlebigen Gase umfassen Kohlenstoffmonoxid, Stickstoffoxide und flüchtige organische Verbindungen ohne Methan. Eines haben diese Stoffe gemeinsam: Sie selbst entfalten keine direkte Wirkung auf den Klimawandel. Über photochemische Reaktionen in der Atmosphäre sind sie aber an der Bildung von atmosphärischen Treibern beteiligt und bewirken so indirekt einen Strahlungsantrieb. Deswegen bezeichnet man sie auch als Vorläufergase.

Kohlenstoffmonoxid (CO)

Kohlenstoffmonoxid emittiert der Mensch zum Großteil durch die Verbrennung fossiler Energieträger und Biomasse. Außerdem bildet sich Kohlenstoffmonoxid durch Reaktionen mit anderen Gasen wie z.B. Methan.

Da der Mensch die Methankonzentration durch seine Emissionen ebenfalls erhöht hat, verursacht er damit auch eine erhöhte Bildung von Kohlenstoffmonoxid. Weil Kohlenstoffmonoxid zu kurzlebig ist, bleibt ihm keine Zeit, sich gleichmäßig in der Atmosphäre zu verteilen. Folglich hängt die lokale Konzentration von Kohlenstoffmonoxid von der Entfernung zu den Emissionsschwerpunkten ab. Auf der Nordhalbkugel, wo die meiste fossile Energie genutzt wird, ist sie rund doppelt so hoch wie auf der Südhalbkugel. Aus der anthropogenen Freisetzung von Kohlenstoffmonoxid entstehen die atmosphärischen Treiber Kohlenstoffmonoxid, Methan und Ozon. Menschliche Kohlenstoffmonoxid-Emissionen verursachen somit indirekt einen positiven Strahlungsantrieb von 0,23 [0,16 bis 0,30] W/m2.

Flüchtige organische Verbindungen ohne Methan

(Non-Methane Volatile Organic Compounds, NMVOC)

Flüchtige organische Verbindungen (VOC) sind, wie der Name schon verrät, organischen, also biologischen Ursprungs und flüchtig, d.h. sie sind verdampft und somit ein Bestandteil der Atmosphäre. Diese Gruppe umfasst hunderte von Verbindungen. Sie werden auf natürliche Weise z.B. durch Pflanzen oder bei Fäulnisprozessen freigesetzt. Menschliche Emissionen von VOC entstehen hauptsächlich durch die unvollständige Verbrennung von Kraftstoff im Verkehr. Weitere Quellen sind Lösungsmittel enthaltende Produkte sowie Reinigungsmittel. Die aus den Emissionen flüchtiger organischer Verbindungen entstehenden atmosphärischen Treiber sind Kohlenstoffdioxid, Methan und Ozon.

Die anthropogenen Emissionen von NMVOC fallen in der Summe geringer aus als die natürlichen, bewirken aber dennoch einen positiven Strahlungsantrieb von 0,10 [0,05 bis 0,15] W/m2.

Stickstoffoxide (NOx)

Stickstoffoxide werden durch den Menschen hauptsächlich durch die Verbrennung fossiler Energieträger und Biomasse freigesetzt. In den Industriestaaten konnten die Stickoxidemissionen durch die Einführung von Katalysatoren im Straßenverkehr und durch den Einbau geeigneter Filter in Kraftwerken in den letzten Jahren erheblich gesenkt werden.

Stickstoffoxide sind an der Bildung der atmosphärischen Treiber Nitrate, Methan und insbesondere des kurzlebigen Treibhausgases Ozon beteiligt. In Summe bewirken Sticktstoffoxide einen negativen Strahlungsantrieb (abkühlende Wirkung) von -0,15 [-0,34 bis 0,03) W/m2.

Ozon

Alle drei betrachteten kurzlebigen Gase sind an der Bildung troposphärischen Ozons (O3) beteiligt. Ozon befindet sich aber auch in der höher gelegenen Stratosphäre und erfüllt dort eine sehr wichtige Aufgabe. Obwohl Ozon vom Menschen nicht direkt emittiert wird, müssen wir uns seine Wirkung genauer anschauen, da es einen starken Effekt auf unsere Strahlungsbilanz hat. Da die Wirkung davon abhängt, in welcher Höhe es sich in der Atmosphäre befindet, unterscheiden wir zwischen troposphärischem und stratosphärischem Ozon.

Mittlerweile weist der IPCC in seinen Berichten den Strahlungsantrieb der flüchtigen organischen Verbindungen direkt aus. In früheren Berichten wurde dagegen ein positiver Strahlungsantrieb für das troposphärische Ozon und ein negativer für das stratosphärische Ozon genannt.

Obwohl sich nur ein Bruchteil des Ozons im unteren Bereich der Troposphäre befindet, ist der positive Strahlungsantrieb (erwärmende Wirkung) hier um ein Vielfaches größer als der negative Strahlungsantrieb des stratosphärischen Ozons.

Quelle: https://www.dwd.de/DE/service/lexikon/Functions/glossar.html?lv2=100652&lv3=100744

Ozon wird als Gas nicht durch den Menschen emittiert. Trotzdem ist es nach Kohlendioxid und Methan das bedeutendste anthropogene Treibhausgas. Es bildet sich über chemische Reaktionen aus den sogenannten Vorläufergasen (z.B. Stickstoffoxide oder Kohlenstoffmonoxid). Im Vergleich zu den anderen Treibhausgasen hat es nur eine recht kurze Verweildauer in der Troposphäre, da es über photochemische Prozesse auch wieder abgebaut wird. Die Ozonkonzentrationen sind regional sehr unterschiedlich, da für eine gründliche Durchmischung die Lebensdauer zu kurz ist.

Mittlerweile weist der IPCC in seinen Berichten den Strahlungsantrieb der flüchtigen organischen Verbindungen direkt aus. In früheren Berichten wurde dagegen ein positiver Strahlungsantrieb für das troposphärische Ozon und ein negativer für das stratosphärische Ozon genannt.

Der Nettostrahlungsantrieb des troposphärischen Ozons ist positiv und wurde bei seiner letzten Ausweisung mit 0,35 W/m2 (0,25 bis 0,65) beziffert.

Stratosphärisches Ozon

Das stratosphärische Ozon absorbiert den größten Teil der ankommenden lebensfeindlichen UV-Strahlung. Ozon entsteht in großer Höhe. Die energiereiche UV-C Strahlung ist in der Lage, vorhandene Sauerstoff- und auch Ozonmoleküle aufzuspalten. Entstehende Sauerstoffradikale sind sehr reaktionsfreundlich und bilden unmittelbar mit einem weiteren Sauerstoffmolekül (wieder) Ozon. Die Absorption der kurzwelligen UV-Strahlung wirkt erwärmend. Die Absorption und Emission der langwelligen Infrarotstrahlung durch das Treibhausgas Ozon hebt diesen Effekt allerdings auf.

Durch die Emission von Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKW) hat der Mensch die natürliche Ozonschicht geschädigt (Ozonloch). Die sinkende Ozonkonzentration verursacht einen schwach negativen Strahlungsantrieb (abkühlende Wirkung), da nicht mehr vorhandene Ozonmoleküle auch keinen Beitrag mehr zum Treibhauseffekt leisten können. Im Jahr 2000 trat ein weltweiter Produktionsstopp für FCKW in Kraft, doch die Erholung der Ozonschicht wird aufgrund sehr langer Verweilzeiten in der Atmosphäre trotzdem noch sehr lange dauern.

Der Nettostrahlungsantrieb des stratosphärischen Ozons ist schwach negativ und wurde bei seiner letzten Ausweisung mit -0,05 W/m2 (-0,15 bis 0,05 W/m2) beziffert. Auch diese Angabe ist im aktuellen IPCC-Bericht nicht mehr enthalten. Stattdessen werden die Strahlungsantriebe der drei Ozonvorläufergase direkt ausgewiesen.

Direkte Wirkung von Aerosolen (Mineralstaub, Sulfate, Nitrate, organischer Kohlenstoff, Ruß)

Diese vom Menschen emittierten Aerosole streuen und reflektieren die kurzwellige Solarstrahlung. Dies führt zwar in großer Höhe zu einer leichten Erwärmung, sorgt aber in Bodennähe für eine Abkühlung, da weniger Strahlung die Erdoberfläche erreicht.

Eine steigende Konzentration von Aerosolpartikeln senkt die ankommende Strahlungsmenge und führt so zu einem negativen Strahlungsantrieb.

Der Ruß bildet eine Ausnahme. Durch seine schwarze Färbung absorbiert er Wärmestrahlung. Rußpartikel bewirken also einen positiven Strahlungsantrieb. Der Schwerkraft folgend sinken Rußpartikel früher oder später auf die Erdoberfläche ab. Insbesondere auf hellen Schnee- und Eisflächen hat die dadurch eintretende Verdunkelung der Oberfläche Auswirkungen auf die Albedo. Dieser Beitrag wird ebenfalls bei der Berechnung des Strahlungsantriebes durch Aerosole berücksichtigt.

In der Summe ergibt sich ein negativer Strahlungsantrieb aus der Wechselwirkung von Aerosolen und Strahlung von -0,27 [-0,77 bis 0,23] W/m2.

Wolkenanpassungen aufgrund von Aerosolen

Indirekt beeinflussen Aerosole die Wolkenbildung und damit auch die Höhe des Niederschlags. Mit ihnen fängt sozusagen alles an. Sie dienen als sogenannte Kondensations- oder Eiskeime bei der Bildung von Wassertropfen oder Eiskristallen, die in großer Anzahl die Wolken bilden. Die Oberfläche der Aerosole wirkt dabei wie ein Katalysator und erleichtert den Übergang von der gasförmigen in die flüssige oder feste Phase energetisch (mehr).

Gasmoleküle kondensieren dementsprechend bevorzugt an Aerosolen. Sind sehr viele Aerosolpartikel in der Luft, hat das zur Folge, dass sich mehr Tropfen bilden können, die durchschnittlich aber kleiner sind. Viele kleine Tropfen besitzen gemeinsam eine größere Oberfläche als wenige große Tropfen. Somit reflektieren sie auch mehr Sonnenstrahlung. Eine steigende Anzahl von Aerosolpartikeln bewirkt folglich eine Abkühlung, da durch eine Zunahme der Bewölkung weniger Energie die Erdoberfläche erreicht.

Damit aus den Wassertropfen bzw. Eiskristallen Niederschlag werden kann, müssen sie auf eine bestimmte Größe anwachsen. Sind viele Partikel in der Luft, ist die Konkurrenz sehr groß. Es steigt die Wahrscheinlichkeit, dass diese entscheidende Größe nicht erreicht wird. In diesem Falle bleibt der Niederschlag aus und die Wolke bleibt länger bestehen. Das ist der zweite indirekte Effekt der Aerosole auf den Strahlungsantrieb: länger bestehende Wolken bedeuten eine Zunahme der Bewölkung und somit auch eine Erhöhung der durch die Bewölkung reflektierten Strahlung.

Auch dieser Strahlungsantrieb ist durch seine abkühlende Wirkung negativ und beläuft sich auf -0,55 [-1,33 bis -0,06] W/m2.

Vertiefung Kondensationsprozess

Sowohl beim Prozess der Kondensation als auch beim Übergang von der gasförmigen in die feste Phase wird Energie freigesetzt. Da ein entstehender Tropfen aber noch mehr Energie benötigt, um seine Oberflächenspannung aufzubauen, ergibt sich eine energetische Keimbildungsbarriere. Ein auf einem Aerosolpartikel entstehender Tropfen hat aber einen energetischen Vorteil: Da er durch den Kontakt mit dem Partikel eine geringere freie Oberfläche besitzt, muss er auch weniger Oberflächenspannung „aufbringen“. Die Keimbildungsbarriere wird also herabgesetzt.

Kohlenstoffkreisläufe

Kohlenstoff ist nicht nur in der Atmosphäre gespeichert, sondern auch im Boden und Gestein, in den Ozeanen und in der Biosphäre. All diese Speicher stehen über verschiedene Prozesse im Austausch miteinander. Um den globalen Kohlenstoffkreislauf verstehen zu können, müssen wir uns die Wechselwirkungen zwischen diesen genauer anschauen. Dabei sind vor allem die Höhe und die Geschwindigkeit des Kohlenstoffaustauschs zwischen den Speichern von Interesse.

Insgesamt gibt es vier große Kohlenstoffspeicher auf unserem Planeten: Kohlenstoff ist außer in der Atmosphäre in den Lebewesen (Biosphäre), im Gestein und im Boden (Lithosphäre) sowie im Wasser (Hydrosphäre) gespeichert.

Die Angaben in der Literatur gehen bei der Bezifferung der globalen Kohlenstoffvorräte sehr weit auseinander, da zur Berechnung viele Annahmen getroffen werden müssen. Wichtig ist es deshalb, vor allem ein Grundverständnis für die Größenverhältnisse der Speicher zu entwickeln und nicht unbedingt die genannten absoluten Zahlen zu kennen.

Geologischer Kreislauf

Nahezu die gesamten Kohlenstoffvorräte unseres Planeten sind im Boden und Gestein gebunden. Der Kohlenstoff liegt hier in Form von Humus, Carbonaten (Kalkgestein), Kerogen (ursprünglich aus organischen Stoffen entstandenes Erdölmuttergestein) sowie der fossilen Energieträger (Kohle, Erdöl, Erdgas) vor.

Kalkstein ist bei weitem der größte Kohlenstoffspeicher. In ihm sind in etwa 5.000-mal mehr Kohlenstoff gespeichert als in den fossilen Energieträgern (inklusive Gashydraten).

Der anorganische Kohlenstoffkreislauf wird von geologischen Prozessen angetrieben. Regen wäscht Kohlenstoffdioxid aus der Atmosphäre aus. Dabei löst sich Kohlendioxid im Wasser und bildet Kohlensäure. Obwohl diese Säure sehr schwach ist, kann sie im Laufe der Zeit Silikatgestein verwittern lassen. Die gelösten Ionen gelangen ins Meer, wo sich daraus Calciumkarbonat (CaCO3) bildet. Auf diese Weise lagern sich schließlich ungefähr 0,5 Gigatonnen Kohlenstoff pro Jahr auf dem Meeresboden ab.

Durch die Plattentektonik gelangt dieses Kalkgestein früher oder später wieder in eine Subduktionszone. Hier werden die Gesteinsplatten durch konvergierende Plattenbewegungen wieder ins Erdinnere gepresst. Durch hohen Druck und hohe Temperaturen bilden sich aus dem Kalkgestein wieder Silikate, wobei Kohlenstoffdioxid freigesetzt wird. Das im Erdinneren gebildete CO2 wird schließlich bei Vulkanausbrüchen wieder in die Atmosphäre freigesetzt (ca. 0,05 Gigatonnen Kohlenstoff pro Jahr).

Die Stoffströme erscheinen zunächst sehr gering. Macht man sich aber bewusst, dass die Atmosphäre nur rund 850 Gigatonnen Kohlenstoff enthält, wird deutlich, dass dieser Kreislauf in nur 17.000 Jahren den gesamten Kohlenstoff der Atmosphäre umsetzt. Das ist für einen Menschen zwar unvorstellbar lange, aus geologischer Sicht aber ein Wimpernschlag.

Langfristig reguliert die Erde auf diese Weise ihr Klima: Steigt die globale Durchschnittstemperatur, steigt auch die verdunstete Wassermenge an. Mehr Niederschläge waschen mehr Kohlenstoffdioxid aus der Atmosphäre und beschleunigen die Verwitterung durch Kohlensäure. Durch den sinkenden Kohlenstoffdioxid-Gehalt in der Atmosphäre sinkt in der Folge die Temperatur, somit auch die Verdunstung und der Niderschlag. Sinkt der Kohlenstoffdioxid-Gehalt in der Atmosphäre zu stark, vereist die Erde, da der natürliche Treibhauseffekt sich abschwächt. Niederschläge sind dann aufgrund der geringen Temperaturen selten. Durch Plattentektonik und Vulkanismus wird die Atmosphäre wieder mit Kohlenstoffdioxid angereichert. Das führt zur erneuten Erwärmung der Erdoberfläche.

Kohlenstoffkreislauf Biosphäre: Der Stoff des Lebens

Der menschliche Körper besteht zu mehr als einem Viertel (28%) aus dem Element Kohlenstoff (C).

Jedes Lebewesen ist also ein kleiner Kohlenstoffspeicher. Aber die Lebensspanne ist überschaubar – und nach dem Tod wird der in ihnen gespeicherte Kohlenstoff wieder freigesetzt.

Bereits zu Lebzeiten stehen Lebewesen mit ihrer Umgebung in einem ständigen Kohlenstoffaustausch. Pflanzen nehmen zum Zweck der Fotosynthese Kohlenstoffdioxid aus ihrer Umgebung auf und binden den enthaltenen Kohlenstoff in Zucker. Einen Teil der aufgebauten Kohlenhydrate verbraucht die Pflanze selbst zu ihrer Energieversorgung (Atmung = Respiration), dabei wird wieder Kohlenstoffdioxid freigesetzt. Den Rest benötigen die Pflanzen für ihr Wachstum. Stirbt die Biomasse schließlich ab, werden alle organischen Verbindungen unter Beteilung von Mikroorganismen abgebaut. Dabei wird der gespeicherte Kohlenstoff wieder als Kohlenstoffdioxid an die Atmosphäre abgegeben.

Mensch und Tier konsumieren die organischen Stoffe, die die Pflanzen aus der Fotosynthese hergestellt haben. Ein Teil davon wird durch Atmung abgebaut, dabei entsteht wieder Kohlenstoffdioxid. Der andere Teil wird zum Aufbau von körpereigenen organischen Stoffen genutzt.

Insgesamt ist die Biosphäre ein kleiner Kohlenstoffspeicher. In der belebten Biosphäre sind nur ca. 800 Gigatonnen Kohlenstoff gespeichert. Weitere ca. 1.200 Gigatonnen Kohlenstoff sind in toter Biomasse gebunden. Durch den Kreislauf von Stoffaufbau (Assimilation) und Stoffabbau (Dissimilation) setzt die Biosphäre jedes Jahr in etwa ein Siebtel des in der Atmosphäre vorhandenen Kohlenstoffs um.

Wirkung der Ozeane

Die Ozeane sind für den Kohlenstoffkreislauf von enormer Bedeutung, da über 70 % des Planeten von Wasser bedeckt sind. Die Hydrosphäre wird in eine oberflächennahe Schicht und die Tiefsee unterteilt, da die Prozesse sich hier wesentlich unterscheiden. Nahe der Oberfläche, die sich in ständigem Austausch mit der Atmosphäre befindet, beträgt die Verweilzeit des Kohlenstoffs nicht länger als ein Jahr. In der Tiefsee beträgt sie dagegen etwa 1.000 Jahre. Insgesamt ist in unseren Meeren eine Kohlenstoffmenge von ungefähr 35.000 Gigatonnen gespeichert.

Kohlenstoff liegt im Meer als im Wasser gelöstes Kohlenstoffdioxid und in Form von Kalksedimenten vor. Ozeanische Lebewesen gelten als Teil der Biosphäre, werden in diesem Kreislauf also nicht berücksichtigt.

Die Oberfläche der Ozeane und die Atmosphäre stehen im ständigen Gasaustausch.

Gegenwärtig nehmen die Ozeane jährlich in etwa 2,4 Gigatonnen Kohlenstoff mehr auf, als sie im gleichen Zeitraum wieder an die Atmosphäre abgeben. Damit puffert die Hydrosphäre ebenfalls in etwa ein Viertel der anthropogenen Kohlenstoffemissionen. Der IPCC gibt die seit 1750 von den Ozeanen gespeicherte Kohlenstoffmenge mit 155 [125 bis 185] Gigatonnen Kohlenstoff an.