Kohlenstoffkreislauf

Der Kohlenstoffkreislauf ist Teil des biogeochemischen Kreislaufs , in dem Kohlenstoff zwischen Biosphäre , Pedosphäre , Geosphäre , Hydrosphäre und Atmosphäre der Erde ausgetauscht wird . Weitere wichtige biogeochemische Kreisläufe sind der Stickstoffkreislauf und der Wasserkreislauf . Kohlenstoff ist Hauptbestandteil biologischer Verbindungen sowie vieler Gesteine ​​wie Kalkstein . Der Kohlenstoffkreislauf umfasst eine Reihe von Ereignissen, die entscheidend dafür sind, dass die Erde Leben ermöglicht. Er beschreibt die Bewegung des Kohlenstoffs während seines Recyclings und seiner Wiederverwendung in der Biosphäre sowie langfristige Prozesse der Kohlenstoffbindung (Sequestrierung) und -freisetzung aus Kohlenstoffsenken . Mit 422,7 ppm (Teile pro Million) erreichte der globale durchschnittliche atmosphärische Kohlendioxidgehalt im Jahr 2024 einen neuen Höchststand. ^{[ 2 ]}

Zur Beschreibung der Dynamik des Kohlenstoffkreislaufs kann zwischen dem schnellen und dem langsamen Kohlenstoffkreislauf unterschieden werden. Der schnelle Kreislauf wird auch als biologischer Kohlenstoffkreislauf bezeichnet . Schnelle Kreisläufe können innerhalb weniger Jahre abgeschlossen sein, indem sie Stoffe von der Atmosphäre in die Biosphäre und wieder zurück in die Atmosphäre transportieren. Langsame oder geologische Kreisläufe (auch tiefer Kohlenstoffkreislauf genannt ) können Millionen von Jahren dauern und transportieren Stoffe durch die Erdkruste zwischen Gestein, Boden, Ozean und Atmosphäre. ^{[ 3 ]}

Der Mensch stört den Kohlenstoffkreislauf seit Jahrhunderten. Dies geschieht durch veränderte Landnutzung sowie durch den Abbau und die Verbrennung von Kohlenstoff aus uralten organischen Überresten ( Kohle , Erdöl und Erdgas ). ^{[ 1 ]} Der Kohlendioxidgehalt der Atmosphäre ist bis 2020 gegenüber dem vorindustriellen Niveau um fast 52 % angestiegen, was zur globalen Erwärmung geführt hat . ^{[ 4 ]} Der erhöhte Kohlendioxidgehalt hat außerdem zu einer Senkung des pH-Werts der Ozeane geführt und verändert die marine Chemie grundlegend . ^{[ 5 ]} Kohlendioxid ist für die Photosynthese unerlässlich.

Der Kohlenstoffkreislauf wurde erstmals von Antoine Lavoisier und Joseph Priestley beschrieben und von Humphry Davy popularisiert . ^{[ 6 ]} Der globale Kohlenstoffkreislauf wird heute üblicherweise in die folgenden großen Kohlenstoffspeicher (auch Kohlenstoffpools genannt ) unterteilt, die durch Austauschwege miteinander verbunden sind: ^{[ 7 ]}

• Atmosphäre
• Terrestrische Biosphäre
• Ozean , einschließlich gelöstem anorganischem Kohlenstoff und lebenden und nicht lebenden marinen Organismen
• Sedimente , einschließlich fossiler Brennstoffe , Süßwassersysteme und nicht lebendes organisches Material.
• Das Erdinnere ( Erdmantel und Erdkruste ). Diese Kohlenstoffspeicher interagieren durch geologische Prozesse mit den anderen Bestandteilen.

Der Kohlenstoffaustausch zwischen verschiedenen Speichern erfolgt durch diverse chemische, physikalische, geologische und biologische Prozesse. Der Ozean beherbergt den größten aktiven Kohlenstoffspeicher nahe der Erdoberfläche. ^{[ 8 ]} Die natürlichen Kohlenstoffflüsse zwischen Atmosphäre, Ozean, terrestrischen Ökosystemen und Sedimenten sind weitgehend ausgeglichen; daher wären die Kohlenstoffkonzentrationen ohne menschlichen Einfluss annähernd stabil. ^{[ 9 ] [ 10 ]}

Kohlenstoff in der Erdatmosphäre kommt hauptsächlich in zwei Formen vor: Kohlendioxid und Methan . Beide Gase absorbieren und speichern Wärme in der Atmosphäre und tragen zum Treibhauseffekt bei . ^{[ 8 ]} Methan hat im Vergleich zu Kohlendioxid einen größeren Treibhauseffekt pro Volumeneinheit, kommt aber in viel geringeren Konzentrationen vor und ist kurzlebiger. Daher trägt Kohlendioxid stärker zum globalen Treibhauseffekt bei als Methan. ^{[ 12 ]}

Kohlendioxid wird hauptsächlich durch Photosynthese aus der Atmosphäre entfernt und gelangt in die terrestrische und ozeanische Biosphäre. Es löst sich auch direkt aus der Atmosphäre in Gewässern (Ozean, Seen usw.) und gelangt mit dem Niederschlag in die Atmosphäre. Gelöst in Wasser reagiert Kohlendioxid mit Wassermolekülen und bildet Kohlensäure , die zur Versauerung der Ozeane beiträgt. Durch Verwitterung kann es von Gesteinen aufgenommen werden. Es kann auch andere Oberflächen, mit denen es in Kontakt kommt, versauern oder ins Meer gespült werden. ^{[ 13 ]}

Menschliche Aktivitäten haben in den letzten zwei Jahrhunderten den Kohlenstoffgehalt der Atmosphäre bis zum Jahr 2020 um fast 50 % erhöht, hauptsächlich in Form von Kohlendioxid, sowohl durch die Veränderung der Fähigkeit von Ökosystemen, Kohlendioxid aus der Atmosphäre aufzunehmen, als auch durch direkte Emissionen, z. B. durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe und die Herstellung von Beton. ^{[ 4 ] [ 8 ]}

In ferner Zukunft (2 bis 3 Milliarden Jahre) wird die Geschwindigkeit, mit der Kohlendioxid über den Karbonat-Silikat-Zyklus in den Boden eingelagert wird , aufgrund der zu erwartenden Veränderungen der Sonne im Laufe ihres Alterungsprozesses wahrscheinlich zunehmen. Die erwartete Zunahme der Sonnenleuchtkraft wird die Oberflächenverwitterung voraussichtlich beschleunigen. ^{[ 14 ]} Dies wird schließlich dazu führen, dass der größte Teil des Kohlendioxids in der Atmosphäre als Karbonat in die Erdkruste eingelagert wird. ^{[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]} Sobald die Kohlendioxidkonzentration in der Atmosphäre unter etwa 50 ppm sinkt (die Toleranzwerte variieren je nach Art), ist C3 _- Photosynthese nicht mehr möglich. ^{[ 16 ]} Dies wird voraussichtlich in 600 Millionen Jahren eintreten, wobei die Modelle unterschiedliche Ergebnisse liefern. ^{[ 18 ]}

Sobald die Ozeane der Erde in etwa 1,1 Milliarden Jahren verdunstet sind ^{[ 14 ]} , wird die Plattentektonik aufgrund des fehlenden Wassers, das sie schmieren könnte, höchstwahrscheinlich zum Erliegen kommen. Das Ausbleiben von Vulkanen, die Kohlendioxid ausstoßen, wird den Kohlenstoffkreislauf in 1 bis 2 Milliarden Jahren zum Erliegen bringen. ^{[ 19 ]}

Die terrestrische Biosphäre umfasst den organischen Kohlenstoff aller landlebenden Organismen, sowohl lebender als auch toter, sowie den im Boden gespeicherten Kohlenstoff . Etwa 500 Gigatonnen Kohlenstoff sind oberirdisch in Pflanzen und anderen Lebewesen gespeichert ^{[ 9 ]} , während der Boden etwa 1.500 Gigatonnen Kohlenstoff enthält ^{[ 21 ]} . Der größte Teil des Kohlenstoffs in der terrestrischen Biosphäre ist organischer Kohlenstoff ^{[ 22 ]} , während etwa ein Drittel des Bodenkohlenstoffs in anorganischen Formen wie Calciumcarbonat gespeichert ist ^{[ 23 ]} . Organischer Kohlenstoff ist ein Hauptbestandteil aller Organismen auf der Erde. Autotrophe Organismen nehmen ihn in Form von Kohlendioxid aus der Luft auf und wandeln ihn in organischen Kohlenstoff um, während heterotrophe Organismen Kohlenstoff durch den Verzehr anderer Organismen erhalten.

Da die Kohlenstoffaufnahme in der terrestrischen Biosphäre von biotischen Faktoren abhängt, unterliegt sie einem Tages- und Jahreszyklus. Bei CO₂ _- Messungen zeigt sich dieses Merkmal in der Keeling-Kurve . Sie ist auf der Nordhalbkugel am stärksten ausgeprägt, da diese mehr Landmasse als die Südhalbkugel aufweist und somit mehr Raum für Ökosysteme zur Aufnahme und Abgabe von Kohlenstoff bietet.

Kohlenstoff verlässt die terrestrische Biosphäre auf verschiedene Weise und in unterschiedlichen Zeiträumen. Die Verbrennung oder Atmung von organischem Kohlenstoff setzt ihn rasch in die Atmosphäre frei. Er kann auch über Flüsse ins Meer gelangen oder als inerter Kohlenstoff im Boden gespeichert bleiben. ^{[ 24 ]} Im Boden gespeicherter Kohlenstoff kann dort bis zu Tausende von Jahren verbleiben, bevor er durch Erosion in Flüsse gespült oder durch Bodenatmung in die Atmosphäre freigesetzt wird . Zwischen 1989 und 2008 nahm die Bodenatmung um etwa 0,1 % pro Jahr zu. ^{[ 25 ]} _{Im Jahr 2008 betrug die weltweit durch Bodenatmung freigesetzte CO₂} -Menge rund 98 Milliarden Tonnen, etwa das Dreifache dessen, was der Mensch jährlich durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe in die Atmosphäre einbringt (dies stellt jedoch keinen Netto-Kohlenstofftransfer vom Boden in die Atmosphäre dar, da die Atmung größtenteils durch Einträge in den Bodenkohlenstoff kompensiert wird). Für diesen Trend gibt es einige plausible Erklärungen, die wahrscheinlichste ist jedoch, dass steigende Temperaturen die Zersetzungsrate organischer Bodensubstanz erhöht und dadurch den CO₂-Ausstoß verstärkt haben _. Die Dauer der Kohlenstoffspeicherung im Boden hängt von den lokalen Klimabedingungen und somit von Veränderungen im Verlauf des Klimawandels ab . ^{[ 26 ]}

Der Ozean lässt sich gedanklich in eine Oberflächenschicht unterteilen , in der das Wasser häufig (täglich bis jährlich) mit der Atmosphäre in Kontakt steht, und eine Tiefenschicht unterhalb der typischen Mischungsschicht von wenigen 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, wodurch das Gleichgewicht aufrechterhalten wird. Teils aufgrund der um etwa 15 % höheren DIC-Konzentration ^{[ 27 ]} , vor allem aber aufgrund des größeren Volumens, enthält die Tiefsee weitaus mehr Kohlenstoff – sie ist der größte Pool an aktiv zirkulierendem Kohlenstoff weltweit und enthält 50-mal mehr als die Atmosphäre ^{[ 8 ]} . Die Zeitspanne bis zum Erreichen des Gleichgewichts mit der Atmosphäre beträgt jedoch Hunderte von Jahren: Der durch die thermohaline Zirkulation angetriebene Kohlenstoffaustausch zwischen den beiden Schichten verläuft langsam. ^{[ 8 ]}

Kohlenstoff gelangt hauptsächlich durch die Auflösung von atmosphärischem Kohlendioxid in die Ozeane, wobei ein kleiner Teil davon in Karbonat umgewandelt wird . Er kann auch über Flüsse als gelöster organischer Kohlenstoff in die Ozeane gelangen . Organismen wandeln ihn durch Photosynthese in organischen Kohlenstoff um. Dieser kann entweder innerhalb der Nahrungskette ausgetauscht oder als abgestorbenes Weichgewebe oder in Schalen als Kalziumkarbonat in die tieferen, kohlenstoffreicheren Schichten der Ozeane ausgefällt werden . Er zirkuliert über lange Zeiträume in dieser Schicht, bevor er entweder als Sediment abgelagert oder schließlich durch die thermohaline Zirkulation wieder an die Wasseroberfläche gelangt. ^{[ 9 ]}

Die Ozeane sind basisch (mit einem aktuellen pH-Wert von 8,1 bis 8,2). Der Anstieg des atmosphärischen CO₂ _verschiebt den pH-Wert der Ozeane in Richtung neutral – ein Prozess, der als Ozeanversauerung bezeichnet wird . Die CO₂-Aufnahme durch die Ozeane _ist eine der wichtigsten Formen der Kohlenstoffbindung . Die prognostizierte pH-Wert-Senkung könnte die biologische Ausfällung von Calciumcarbonaten verlangsamen und somit die _CO₂ -Aufnahmekapazität der Ozeane verringern . ^{[ 28 ] [ 29 ]}

Die geologische Komponente des Kohlenstoffkreislaufs verläuft im Vergleich zu den anderen Teilen des globalen Kohlenstoffkreislaufs langsam. Sie ist einer der wichtigsten Bestimmungsfaktoren für die Kohlenstoffmenge in der Atmosphäre und damit für die globalen Temperaturen. ^{[ 30 ]}

Der größte Teil des Kohlenstoffs der Erde ist in der Lithosphäre inert gespeichert . ^{[ 8 ]} Ein Großteil des im Erdmantel gespeicherten Kohlenstoffs befand sich bereits bei der Entstehung der Erde dort. ^{[ 31 ]} Ein Teil davon wurde in Form von organischem Kohlenstoff aus der Biosphäre abgelagert. ^{[ 32 ]} Von dem in der Geosphäre gespeicherten Kohlenstoff bestehen etwa 80 % aus Kalkstein und seinen Derivaten, die durch die Sedimentation von in den Schalen von Meeresorganismen gespeichertem Calciumcarbonat entstehen. Die restlichen 20 % sind als Kerogene gespeichert , die durch die Sedimentation und Einbettung terrestrischer Organismen unter hohem Druck und hoher Temperatur entstanden sind. Organischer Kohlenstoff in der Geosphäre kann dort Millionen von Jahren verbleiben. ^{[ 30 ]}

Kohlenstoff kann die Geosphäre auf verschiedene Weise verlassen. Kohlendioxid wird bei der Metamorphose von Karbonatgesteinen freigesetzt, wenn diese in den Erdmantel subduziert werden. Dieses Kohlendioxid kann durch Vulkane und Hotspots in die Atmosphäre und die Ozeane gelangen . ^{[ 31 ]} Es kann auch durch den Menschen durch die direkte Gewinnung von Kerogenen in Form fossiler Brennstoffe entfernt werden . Nach der Gewinnung werden fossile Brennstoffe verbrannt, um Energie freizusetzen und den darin gespeicherten Kohlenstoff in die Atmosphäre zu emittieren.

Es gibt einen schnellen und einen langsamen Kohlenstoffkreislauf. Der schnelle Kreislauf findet in der Biosphäre statt , der langsame in Gesteinen . Der schnelle oder biologische Kreislauf kann innerhalb weniger Jahre abgeschlossen sein, indem Kohlenstoff von der Atmosphäre in die Biosphäre und wieder zurück in die Atmosphäre transportiert wird. Der langsame oder geologische Kreislauf kann sich tief in den Erdmantel erstrecken und Millionen von Jahren dauern, wobei Kohlenstoff durch die Erdkruste zwischen Gesteinen, Boden, Ozean und Atmosphäre transportiert wird. ^{[ 3 ]}

Der schnelle Kohlenstoffkreislauf umfasst relativ kurzfristige biogeochemische Prozesse zwischen der Umwelt und Lebewesen in der Biosphäre (siehe Abbildung am Anfang des Artikels ). Er beinhaltet den Kohlenstoffaustausch zwischen Atmosphäre und terrestrischen sowie marinen Ökosystemen, Böden und Meeresbodensedimenten. Der schnelle Kreislauf beinhaltet jährliche Zyklen der Photosynthese und dekadische Zyklen des Pflanzenwachstums und der Zersetzung. Die Reaktionen des schnellen Kohlenstoffkreislaufs auf menschliche Aktivitäten bestimmen viele der unmittelbaren Auswirkungen des Klimawandels. ^{[ 33 ] [ 34 ] [ 35 ] [ 36 ] [ 37 ]}

Der langsame (oder tiefe) Kohlenstoffkreislauf umfasst mittel- bis langfristige geochemische Prozesse des Gesteinskreislaufs (siehe Abbildung rechts). Der Austausch zwischen Ozean und Atmosphäre kann Jahrhunderte dauern, die Verwitterung von Gesteinen Millionen von Jahren. Kohlenstoff aus dem Ozean fällt auf den Meeresboden, wo er Sedimentgestein bilden und in den Erdmantel subduziert werden kann . Gebirgsbildungsprozesse führen dazu, dass dieser geologische Kohlenstoff wieder an die Erdoberfläche gelangt. Dort verwittert das Gestein, und Kohlenstoff wird durch Entgasung in die Atmosphäre und durch Flüsse in den Ozean transportiert. Weiterer geologischer Kohlenstoff gelangt durch die hydrothermale Emission von Calciumionen in den Ozean . Jährlich bewegen sich zwischen 10 und 100 Millionen Tonnen Kohlenstoff in diesem langsamen Kreislauf. Dazu gehört auch, dass Vulkane geologischen Kohlenstoff direkt in Form von Kohlendioxid in die Atmosphäre freisetzen. Dies entspricht jedoch weniger als einem Prozent des Kohlendioxids, das durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe in die Atmosphäre gelangt. ^{[ 3 ] [ 33 ] [ 38 ]}

Die Bewegung des terrestrischen Kohlenstoffs im Wasserkreislauf ist im Diagramm rechts dargestellt und wird im Folgenden erläutert: ^{[ 39 ]}

1. Atmosphärische Partikel wirken als Wolkenkondensationskerne und fördern so die Wolkenbildung. ^{[ 40 ] [ 41 ]}
2. Regentropfen absorbieren organischen und anorganischen Kohlenstoff durch Partikelbindung und Adsorption organischer Dämpfe während ihres Falls zur Erde. ^{[ 42 ] [ 43 ]}
3. Bei Verbrennungsprozessen und Vulkanausbrüchen entstehen hochkondensierte polyzyklische aromatische Moleküle (d. h. Ruß ), die zusammen mit Treibhausgasen wie CO₂ wieder in die Atmosphäre _gelangen . ^{[ 44 ] [ 45 ]}
4. Terrestrische Pflanzen binden atmosphärisches CO₂ _durch Photosynthese und geben einen Teil davon durch Atmung wieder an die Atmosphäre ab . ^{[ 46 ]} Lignin und Cellulose machen bis zu 80 % des organischen Kohlenstoffs in Wäldern und 60 % in Weideland aus. ^{[ 47 ] [ 48 ]}
5. Laubstreu und organischer Kohlenstoff aus Wurzeln vermischen sich mit Sedimentmaterial und bilden so organische Böden, in denen pflanzlicher und petrogener organischer Kohlenstoff sowohl gespeichert als auch durch mikrobielle und pilzliche Aktivität umgewandelt wird. ^{[ 49 ] [ 50 ] [ 51 ]}
6. Wasser absorbiert gelösten organischen Kohlenstoff (DOC) und gelösten anorganischen Kohlenstoff (DIC) aus Pflanzen und abgelagerten Aerosolen, wenn es über die Baumkronen ( Durchlasswasser ) und entlang von Pflanzenstämmen ( Stammabfluss ) fließt. ^{[ 52 ]} Biogeochemische Umwandlungen finden statt, wenn Wasser in die Bodenlösung und das Grundwasser sickert ^{[ 53 ] [ 54 ]} , und Oberflächenabfluss tritt auf, wenn die Böden vollständig gesättigt sind ^{[ 55 ]} oder wenn der Niederschlag schneller erfolgt als die Sättigung der Böden. ^{[ 56 ]}
7. Organischer Kohlenstoff aus der terrestrischen Biosphäre und der Primärproduktion vor Ort wird in Flüssen und Bächen durch mikrobielle Gemeinschaften sowie durch physikalische Zersetzung (z. B. Photooxidation ) abgebaut. Dies führt zu einem _CO₂ -Fluss aus den Flüssen in die Atmosphäre, der in der gleichen Größenordnung liegt wie die jährlich von der terrestrischen Biosphäre gebundene Kohlenstoffmenge. ^{[ 57 ] [ 58 ] [ 59 ]} Terrestrisch stammende Makromoleküle wie Lignin ^{[ 60 ]} und Ruß ^{[ 61 ]} werden in kleinere Komponenten und Monomere zerlegt und schließlich in _CO₂ , Stoffwechselzwischenprodukte oder Biomasse umgewandelt .
8. Seen, Stauseen und Auen speichern typischerweise große Mengen an organischem Kohlenstoff und Sedimenten, weisen aber auch eine Nettoheterotropie in der Wassersäule auf, was zu einem Netto-CO₂-Fluss in die Atmosphäre führt, _der etwa eine Größenordnung geringer ist als bei Flüssen. ^{[ 62 ] [ 59 ]} Die Methanproduktion ist in den sauerstoffarmen Sedimenten von Auen, Seen und Stauseen ebenfalls typischerweise hoch. ^{[ 63 ]}
9. Die Primärproduktion wird in Flussmündungen typischerweise durch den Export fluvialer Nährstoffe erhöht. ^{[ 64 ] [ 65 ]} Dennoch sind Ästuargewässer weltweit eine Quelle für CO₂ _in die Atmosphäre. ^{[ 66 ]}
10. Küstenmarschen speichern und exportieren blauen Kohlenstoff . ^{[ 67 ] [ 68 ] [ 69 ]} Es wird angenommen, dass Marschen und Feuchtgebiete weltweit einen vergleichbaren _CO₂ -Fluss in die Atmosphäre abgeben wie Flüsse. ^{[ 70 ]}
11. Kontinentalschelfe und der offene Ozean absorbieren typischerweise CO2 _aus der Atmosphäre. ^{[ 66 ]}
12. Die marine biologische Pumpe bindet einen kleinen, aber signifikanten Anteil des absorbierten CO₂ _als organischen Kohlenstoff in marinen Sedimenten ( siehe unten ). ^{[ 71 ] [ 39 ]}

Terrestrische und marine Ökosysteme sind hauptsächlich durch den Flusstransport miteinander verbunden , der als Hauptkanal dient, über den erosive, terrestrisch stammende Substanzen in die Ozeane gelangen. Stoff- und Energieaustausch zwischen der terrestrischen Biosphäre und der Lithosphäre sowie Prozesse der organischen Kohlenstofffixierung und -oxidation regulieren gemeinsam die Kohlenstoff- und Sauerstoffpools (O₂ ₎ der Ökosysteme. ^{[ 72 ]}

Der Flusstransport, als wichtigster Verbindungskanal dieser Kohlenstoffspeicher, transportiert die Nettoprimärproduktion (hauptsächlich in Form von gelöstem organischem Kohlenstoff (DOC) und partikulärem organischem Kohlenstoff (POC)) von terrestrischen zu ozeanischen Systemen. ^{[ 73 ]} Während des Transports gelangt ein Teil des DOC durch Redoxreaktionen rasch zurück in die Atmosphäre , was zu einer „Kohlenstoffentgasung“ zwischen den Speicherschichten Land und Atmosphäre führt. ^{[ 74 ] [ 75 ]} Der verbleibende DOC und gelöste anorganische Kohlenstoff (DIC) werden ebenfalls in den Ozean exportiert. ^{[ 76 ] [ 77 ] [ 78 ]} Im Jahr 2015 wurden die Exportflüsse von anorganischem und organischem Kohlenstoff aus globalen Flüssen auf 0,50–0,70 Pg C a⁻¹ ^bzw. 0,15–0,35 Pg C ^a⁻¹ geschätzt . ^{[ 77 ]} Andererseits kann partikulärer organischer Kohlenstoff (POC) über einen langen Zeitraum im Sediment verbleiben, und der jährliche globale POC-Fluss vom Land ins Meer wurde auf 0,20 (+0,13,-0,07) Gg C y ⁻¹ geschätzt . ^{[ 79 ] [ 72 ]}

Die biologische Kohlenstoffpumpe des Ozeans ist die biologisch bedingte Bindung von Kohlenstoff aus der Atmosphäre und dem Oberflächenabfluss in die Tiefsee und die Meeresbodensedimente . ^{[ 80 ]} Die biologische Kohlenstoffpumpe ist weniger das Ergebnis eines einzelnen Prozesses, sondern vielmehr die Summe mehrerer Prozesse, die jeweils Einfluss auf die biologische Kohlenstoffaufnahme haben. Sie transportiert jährlich etwa 11 Milliarden Tonnen Kohlenstoff in die Tiefsee. Ohne die biologische Kohlenstoffpumpe läge der atmosphärische CO₂- _Gehalt um etwa 400 ppm höher als heute. ^{[ 81 ] [ 82 ] [ 83 ]}

Der größte Teil des in organische und anorganische biologische Substanzen gebundenen Kohlenstoffs entsteht an der Meeresoberfläche, von wo aus er zum Meeresboden absinken kann. Die Tiefsee erhält den Großteil ihrer Nährstoffe aus den oberen Wasserschichten, wenn diese als Meeresschnee absinken . Dieser besteht aus toten oder absterbenden Tieren und Mikroorganismen, Fäkalien, Sand und anderen anorganischen Materialien. ^{[ 84 ]}

Die biologische Pumpe ist für die Umwandlung von gelöstem anorganischem Kohlenstoff (DIC) in organische Biomasse und deren Transport in partikulärer oder gelöster Form in die Tiefsee verantwortlich. Anorganische Nährstoffe und Kohlendioxid werden während der Photosynthese von Phytoplankton fixiert, welches gelöste organische Substanz (DOM) freisetzt und von herbivorem Zooplankton aufgenommen wird. Größere Zooplanktonarten – wie beispielsweise Copepoden – scheiden Kotpillen aus , die wieder aufgenommen werden können und absinken oder sich mit anderem organischem Detritus zu größeren, schneller sinkenden Aggregaten zusammenlagern. DOM wird teilweise von Bakterien abgebaut und veratmet; der verbleibende, schwer abbaubare DOM wird in die Tiefsee transportiert und vermischt. DOM und Aggregate, die in die Tiefsee gelangen, werden dort abgebaut und veratmet, wodurch organischer Kohlenstoff in das riesige Tiefseereservoir an DIC zurückgeführt wird. ^{[ 85 ]}

Eine einzelne Phytoplanktonzelle sinkt etwa einen Meter pro Tag. Da die durchschnittliche Meerestiefe etwa vier Kilometer beträgt, kann es über zehn Jahre dauern, bis diese Zellen den Meeresboden erreichen. Durch Prozesse wie Koagulation und Ausscheidung in Kotpillen von Fressfeinden bilden diese Zellen jedoch Aggregate. Diese Aggregate sinken um Größenordnungen schneller als einzelne Zellen und legen ihre Reise in die Tiefsee innerhalb weniger Tage zurück. ^{[ 86 ]}

Etwa 1 % der Partikel, die die Meeresoberfläche verlassen, erreichen den Meeresboden und werden dort verbraucht, veratmet oder in Sedimenten eingelagert. Der Nettoeffekt dieser Prozesse besteht darin, Kohlenstoff in organischer Form von der Oberfläche zu entfernen und ihn in größeren Tiefen als gelösten anorganischen Kohlenstoff (DIC) wieder abzubauen. Dadurch bleibt ein DIC-Gradient zwischen Oberfläche und Tiefsee bestehen. Die thermohaline Zirkulation transportiert DIC aus der Tiefsee über Jahrtausende zurück in die Atmosphäre. Der in den Sedimenten eingelagerte Kohlenstoff kann in den Erdmantel subduziert und dort im Rahmen des langsamen Kohlenstoffkreislaufs über Millionen von Jahren gespeichert werden (siehe nächster Abschnitt). ^{[ 85 ]}

Viren fungieren als „Regulatoren“ des schnellen Kohlenstoffkreislaufs, da sie die Stoffkreisläufe und Energieflüsse von Nahrungsnetzen und der mikrobiellen Schleife beeinflussen . ^{[ 87 ]} Der durchschnittliche Beitrag von Viren zum Kohlenstoffkreislauf der Erdökosysteme beträgt 8,6 %, wobei ihr Beitrag zu marinen Ökosystemen (1,4 %) geringer ist als zu terrestrischen (6,7 %) und Süßwasser-Ökosystemen (17,8 %). In den letzten 2000 Jahren haben anthropogene Aktivitäten und der Klimawandel die regulatorische Rolle von Viren in den Kohlenstoffkreislaufprozessen der Ökosysteme schrittweise verändert. Dies war in den letzten 200 Jahren aufgrund der rasanten Industrialisierung und des damit einhergehenden Bevölkerungswachstums besonders deutlich zu beobachten. ^{[ 72 ]}

Der langsame oder tiefe Kohlenstoffkreislauf ist ein wichtiger Prozess, der jedoch weniger gut verstanden ist als die vergleichsweise schnelle Kohlenstoffbewegung durch Atmosphäre, terrestrische Biosphäre, Ozean und Geosphäre. ^{[ 88 ]} Der tiefe Kohlenstoffkreislauf ist eng mit der Kohlenstoffbewegung an der Erdoberfläche und in der Atmosphäre verbunden. Gäbe es diesen Prozess nicht, bliebe Kohlenstoff in der Atmosphäre und würde sich dort über lange Zeiträume in extrem hohen Konzentrationen anreichern. ^{[ 89 ]} Indem er die Rückkehr von Kohlenstoff zur Erde ermöglicht, spielt der tiefe Kohlenstoffkreislauf daher eine entscheidende Rolle für den Erhalt der terrestrischen Lebensbedingungen.

Darüber hinaus ist dieser Prozess auch aufgrund der enormen Mengen an Kohlenstoff, die er durch den Planeten transportiert, von Bedeutung. Tatsächlich zeigen Untersuchungen der Zusammensetzung basaltischen Magmas und Messungen des Kohlendioxidausstoßes von Vulkanen, dass die Kohlenstoffmenge im Erdmantel um das Tausendfache höher ist als an der Erdoberfläche. ^{[ 90 ]} Bohrungen und die physikalische Beobachtung von Kohlenstoffprozessen im tiefen Erdinneren sind offensichtlich extrem schwierig, da sich der untere Erdmantel und der Erdkern in Tiefen von 660 bis 2.891 km bzw. 2.891 bis 6.371 km erstrecken. Daher ist über die Rolle des Kohlenstoffs im tiefen Erdinneren noch nicht viel Genaues bekannt. Dennoch deuten verschiedene Indizien – viele davon aus Laborsimulationen der Bedingungen im tiefen Erdinneren – auf Mechanismen für den Transport des Elements in den unteren Erdmantel sowie auf die Formen hin, die Kohlenstoff unter den extremen Temperaturen und Drücken dieser Schicht annimmt. Darüber hinaus haben Techniken wie die Seismologie zu einem besseren Verständnis des möglichen Vorkommens von Kohlenstoff im Erdkern beigetragen.

Kohlenstoff gelangt hauptsächlich in Form von karbonatreichen Sedimenten auf tektonischen Platten der ozeanischen Kruste in den Erdmantel. Diese Platten ziehen den Kohlenstoff beim Abtauchen in den Mantel . Über die Kohlenstoffzirkulation im Erdmantel, insbesondere im tiefen Erdinneren, ist noch wenig bekannt. Zahlreiche Studien haben jedoch versucht, unser Verständnis der Bewegung und der Formen des Elements in dieser Region zu erweitern. So zeigte beispielsweise eine Studie aus dem Jahr 2011, dass sich der Kohlenstoffkreislauf bis in den unteren Erdmantel erstreckt . Die Studie analysierte seltene, extrem tiefe Diamanten in Juina, Brasilien , und stellte fest, dass die Zusammensetzung einiger Einschlüsse der Diamanten dem erwarteten Ergebnis der Basaltschmelze und -kristallisation unter den Temperaturen und Drücken des unteren Erdmantels entsprach. ^{[ 92 ]} Die Ergebnisse der Untersuchung deuten somit darauf hin, dass Bruchstücke basaltischer ozeanischer Lithosphäre als Haupttransportmechanismus für Kohlenstoff in das tiefe Erdinnere fungieren. Diese subduzierten Karbonate können mit Silikaten des unteren Erdmantels reagieren und schließlich extrem tiefe Diamanten wie den gefundenen bilden. ^{[ 93 ]}

Neben der Diamantbildung unterliegen Karbonate, die in den unteren Erdmantel absinken, noch weiteren Umwandlungsprozessen. Im Jahr 2011 wurden Karbonate einem Milieu ausgesetzt, das dem in 1800 km Tiefe im unteren Erdmantel ähnelte. Dies führte zur Bildung von Magnesit , Siderit und zahlreichen Graphitvarianten . [ ^{94 ] Weitere} Experimente sowie petrologische Beobachtungen stützen diese Annahme und zeigen, dass Magnesit in weiten Teilen des Erdmantels die stabilste Karbonatphase ist. Dies ist vor allem auf seine höhere Schmelztemperatur zurückzuführen. ^{[ 95 ]} Wissenschaftler schlussfolgerten daher, dass Karbonate beim Absinken in den Erdmantel reduziert werden , bevor sie in der Tiefe durch die geringe Sauerstoff-Fugazität stabilisiert werden. ^{[ 96 ]} Magnesium, Eisen und andere Metallverbindungen wirken dabei als Puffer. ^{[ 97 ]} Das Vorhandensein reduzierter, elementarer Kohlenstoffformen wie Graphit deutet darauf hin, dass Kohlenstoffverbindungen beim Absinken in den Erdmantel reduziert werden.

Polymorphismus verändert die Stabilität von Carbonatverbindungen in unterschiedlichen Erdtiefen. So zeigen Laborsimulationen und Dichtefunktionaltheorie -Berechnungen, dass tetraedrisch koordinierte Carbonate in Tiefen nahe der Kern-Mantel-Grenze am stabilsten sind . ^{[ 98 ] [ 94 ]} Eine Studie aus dem Jahr 2015 deutet darauf hin, dass der hohe Druck im unteren Erdmantel einen Übergang von sp²- zu sp³-hybridisierten Kohlenstoffbindungen bewirkt _, wodurch _Kohlenstoff tetraedrisch an Sauerstoff gebunden wird. ^{[ 99 ]} Trigonale CO₃ _- Gruppen können keine polymerisierbaren Netzwerke bilden, tetraedrische CO₄-Gruppen _{hingegen schon. Dies bedeutet eine Erhöhung der} Koordinationszahl des Kohlenstoffs und somit drastische Veränderungen der Eigenschaften von Carbonatverbindungen im unteren Erdmantel. Beispielsweise legen vorläufige theoretische Studien nahe, dass hoher Druck die Viskosität von Carbonatschmelzen erhöht. Die dadurch bedingte geringere Mobilität der Schmelzen führt zu großen Kohlenstoffablagerungen tief im Erdmantel. ^{[ 100 ]}

Demnach kann Kohlenstoff lange Zeit im unteren Erdmantel verbleiben, doch gelangen große Kohlenstoffkonzentrationen häufig zurück in die Lithosphäre. Dieser Prozess, die sogenannte Kohlenstoffausgasung, ist die Folge von Dekompressionsschmelzen im karbonathaltigen Mantel sowie von Mantelplumes, die Kohlenstoffverbindungen in Richtung Erdkruste transportieren. ^{[ 101 ]} Beim Aufstieg zu vulkanischen Hotspots wird der Kohlenstoff oxidiert und anschließend als CO₂ freigesetzt _. Dies geschieht, damit das Kohlenstoffatom den Oxidationsgrad der in diesen Gebieten ausbrechenden Basalte erreicht. ^{[ 102 ]}

Obwohl das Vorhandensein von Kohlenstoff im Erdkern gut belegt ist, deuten neuere Studien darauf hin, dass in dieser Region große Kohlenstoffvorräte gespeichert sein könnten. Scherwellen (S-Wellen), die sich durch den inneren Kern ausbreiten, erreichen etwa die Hälfte der für die meisten eisenreichen Legierungen erwarteten Geschwindigkeit. ^{[ 103 ]} Da die Zusammensetzung des Kerns vermutlich eine Legierung aus kristallinem Eisen und einer geringen Menge Nickel ist, deutet diese seismische Anomalie auf das Vorhandensein leichter Elemente, darunter Kohlenstoff, im Kern hin. Tatsächlich zeigen Studien, die Diamantstempelzellen zur Nachbildung der Bedingungen im Erdkern verwenden, dass Eisencarbid ( Fe₇C₃ ) _{die Wellengeschwindigkeit und Dichte des inneren Kerns aufweist. Daher könnte das Eisencarbid -} Modell als Beleg dafür dienen, dass der Kern bis zu 67 % des Kohlenstoffs der Erde enthält. ^{[ 104 ]} Eine weitere Studie ergab, dass sich Kohlenstoff unter den Druck- und Temperaturbedingungen des Erdkerns in Eisen löst und eine stabile Phase mit der gleichen Zusammensetzung Fe₇C₃ bildet _{– allerdings} mit einer anderen Struktur als der zuvor erwähnten. ^{[ 105 ]} Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Menge des potenziell im Erdkern gespeicherten Kohlenstoffs zwar unbekannt ist, neuere Studien jedoch darauf hindeuten, dass das Vorhandensein von Eisencarbid einige geophysikalische Beobachtungen erklären kann. ^{[ 106 ]}

Kohlendioxidemissionen und -verteilung

_{Die CO2} -Emissionen sind auf verschiedene Quellen zurückzuführen, die nacheinander verstärkt wurden ( Global Carbon Project ) ^{[ 107 ].}

Die Aufteilung der CO2 _- Emissionen zeigt, dass der größte Teil der Emissionen von Kohlenstoffsenken absorbiert wird, darunter Pflanzenwachstum, Aufnahme im Boden und Aufnahme im Ozean ( Global Carbon Project ).

Seit der Industriellen Revolution und insbesondere seit dem Ende des Zweiten Weltkriegs hat die menschliche Aktivität den globalen Kohlenstoffkreislauf erheblich gestört, indem sie massive Mengen Kohlenstoff aus der Geosphäre umverteilt hat. ^{[ 1 ]} Der Mensch hat zudem die natürlichen Funktionen der terrestrischen Biosphäre durch Veränderungen der Vegetation und anderer Landnutzungsformen weiter beeinflusst. ^{[ 8 ]} Künstliche (synthetische) Kohlenstoffverbindungen wurden entwickelt und in Massenproduktion hergestellt, die als Schadstoffe über Jahrzehnte bis Jahrtausende in Luft, Wasser und Sedimenten verbleiben. ^{[ 108 ] [ 109 ]} Der Klimawandel verstärkt diese indirekten menschlichen Eingriffe in den Kohlenstoffkreislauf und führt aufgrund verschiedener positiver und negativer Rückkopplungen zu weiteren Veränderungen . ^{[ 26 ]}

Die aktuellen Trends des Klimawandels führen zu höheren Meerestemperaturen und einem höheren Säuregehalt , wodurch marine Ökosysteme verändert werden. ^{[ 111 ]} Auch saurer Regen und verschmutzte Abwässer aus Landwirtschaft und Industrie verändern die chemische Zusammensetzung der Ozeane. Solche Veränderungen können dramatische Auswirkungen auf hochsensible Ökosysteme wie Korallenriffe haben [ ^{112 ] und somit die Fähigkeit der Ozeane ,} Kohlenstoff aus der Atmosphäre regional aufzunehmen, einschränken und die Biodiversität der Ozeane weltweit verringern.

Der Austausch von Kohlenstoff zwischen der Atmosphäre und anderen Komponenten des Erdsystems, der zusammen als Kohlenstoffkreislauf bezeichnet wird, stellt derzeit wichtige negative (dämpfende) Rückkopplungen auf die Wirkung anthropogener Kohlenstoffemissionen auf den Klimawandel dar. Kohlenstoffsenken an Land und im Ozean nehmen derzeit jeweils etwa ein Viertel der anthropogenen Kohlenstoffemissionen pro Jahr auf. ^{[ 113 ] [ 110 ]}

Es wird erwartet, dass diese Rückkopplungen künftig schwächer werden und dadurch die Auswirkungen anthropogener Kohlenstoffemissionen auf den Klimawandel verstärken. ^{[ 114 ]} Das Ausmaß dieser Abschwächung ist jedoch höchst unsicher, da Erdsystemmodelle selbst bei identischen atmosphärischen Konzentrations- oder Emissionsszenarien eine große Bandbreite an Kohlenstoffaufnahmen an Land und im Ozean vorhersagen. ^{[ 115 ] [ 110 ] [ 116 ]} Auch die arktischen Methanemissionen, die indirekt durch die anthropogene globale Erwärmung verursacht werden, beeinflussen den Kohlenstoffkreislauf und tragen zu weiterer Erwärmung bei.

Die Gewinnung und Verbrennung fossiler Brennstoffe ist einer der größten und am schnellsten wachsenden menschlichen Einflüsse auf den Kohlenstoffkreislauf und die Biosphäre. Dadurch wird Kohlenstoff direkt aus der Geosphäre in die Atmosphäre freigesetzt. Auch bei der Kalzinierung von Kalkstein zur Klinkerherstellung entsteht und wird Kohlendioxid freigesetzt . ^{[ 118 ]} Klinker ist ein industrieller Vorläufer von Zement .

Bis 2020 wurden insgesamt etwa 450 Gigatonnen fossiler Kohlenstoff extrahiert; eine Menge, die fast dem Kohlenstoffgehalt der gesamten lebenden terrestrischen Biomasse der Erde entspricht. ^{[ 117 ]} Die jüngsten globalen Emissionsraten direkt in die Atmosphäre überstiegen die Aufnahme durch Vegetation und Ozeane. ^{[ 119 ] [ 120 ] [ 121 ] [ 122 ]} Es wurde erwartet und beobachtet, dass diese Senken etwa die Hälfte des zusätzlich in die Atmosphäre eingebrachten Kohlenstoffs innerhalb von etwa einem Jahrhundert binden würden. ^{[ 117 ] [ 123 ] [ 124 ]} Senken wie die Ozeane weisen jedoch sich verändernde Sättigungseigenschaften auf , und ein erheblicher Anteil (20–35 %, basierend auf gekoppelten Modellen ) des zusätzlich eingebrachten Kohlenstoffs wird voraussichtlich Jahrhunderte bis Jahrtausende in der Atmosphäre verbleiben. ^{[ 125 ] [ 126 ]}

Halogenkohlenwasserstoffe sind weniger verbreitete Verbindungen, die für vielfältige industrielle Anwendungen entwickelt wurden, beispielsweise als Lösungsmittel und Kältemittel . Dennoch ist die Anreicherung relativ geringer Konzentrationen (ppt) von Fluorchlorkohlenwasserstoffen ( FCKW) , teilhalogenierten Fluorkohlenwasserstoffen (HFKW ) und Perfluorkohlenwasserstoffen (PFK ) in der Atmosphäre für etwa 10 % des gesamten direkten Strahlungsantriebs aller langlebigen Treibhausgase (Stand: 2019) verantwortlich; dies schließt den Strahlungsantrieb der wesentlich höheren Konzentrationen von Kohlendioxid und Methan ein. ^{[ 127 ]} FCKW verursachen zudem den Abbau der stratosphärischen Ozonschicht . Im Rahmen des Montrealer Protokolls und des Kyoto-Protokolls werden internationale Anstrengungen unternommen , um das rasante Wachstum der industriellen Herstellung und Verwendung dieser umweltschädlichen Gase einzudämmen. Für einige Anwendungen wurden umweltfreundlichere Alternativen wie HFKW entwickelt und werden schrittweise eingeführt. ^{[ 128 ]}

Seit der Erfindung der Landwirtschaft haben Menschen den Kohlenstoffkreislauf über Jahrhunderte hinweg direkt und schrittweise beeinflusst, indem sie die Vegetationszusammensetzung der terrestrischen Biosphäre verändert haben. ^{[ 123 ]} In den letzten Jahrhunderten hat die direkte und indirekte, vom Menschen verursachte Landnutzungs- und Landbedeckungsänderung (LUCC) zum Verlust der Biodiversität geführt . Dies verringert die Widerstandsfähigkeit von Ökosystemen gegenüber Umweltbelastungen und ihre Fähigkeit, Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu binden. Häufig führt dies direkt zur Freisetzung von Kohlenstoff aus terrestrischen Ökosystemen in die Atmosphäre.

Die Abholzung von Wäldern für landwirtschaftliche Zwecke entfernt Wälder, die große Mengen Kohlenstoff speichern, und ersetzt sie in der Regel durch landwirtschaftliche Nutzflächen oder Siedlungsgebiete. Beide Arten der Landnutzung speichern vergleichsweise geringe Mengen Kohlenstoff, sodass das Nettoergebnis des Übergangs darin besteht, dass mehr Kohlenstoff in der Atmosphäre verbleibt. Die Auswirkungen auf die Atmosphäre und den gesamten Kohlenstoffkreislauf können jedoch durch gezielte und/oder natürliche Aufforstung rückgängig gemacht werden .

• Kohlenstoffkreislauf-Wissenschaftsprogramm – eine behördenübergreifende Partnerschaft.
• NOAA-Gruppe für Treibhausgase im Kohlenstoffkreislauf
• Globales Kohlenstoffprojekt – Initiative der Earth System Science Partnership
• UNEP – Der gegenwärtige Kohlenstoffkreislauf – Klimawandel (Archiviert am 15. September 2008 im Internetarchiv Wayback Machine) – Kohlenstoffmengen und -flüsse