Globaler Kohlenstoff-Haushalt

Globaler Kohlenstoff-Haushalt 1 Lernziele Sie kennen die grossen globalen Kohlenstoffspeicher und wissen, wie sie zusammenhängen. Sie verstehen den Treibhauseffekt und die Rolle von CO 2 im Wärmehaushalt der Atmosphäre. Sie kennen ein einfaches dynamisches Modell für den globalen Kohlenstoff-Haushalt. 2 Globale Kohlenstoffspeicher und wichtige Transportprozesse Das chemische Element Kohlenstoff (C) besitzt aufgrund seiner chemischen Eigenschaften die Fähigkeit zur Bildung komplexer chemischer Verbindungen (organische Verbindungen). Bis heute sind rund 17 Millionen natürliche und synthetische (künstliche) solcher Moleküle bekannt, darunter viele, die für das pflanzliche und tierische Leben entscheidend wichtig sind. Unser Interesse in diesem Abschnitt gilt allerdings nicht der biologischen Bedeutung des Kohlenstoffs sondern den verschiedenen Reservoirs, in welchen die riesigen, auf der Erde vorhandenen Kohlenstoffmengen gespeichert sind. Tab. 1 gibt eine Übersicht über die wesentlichsten dieser Speicher. Tab. 1: Globale Kohlenstoffspeicher Speicher Form des Kohlenstoffs Menge in 10 9 T Gesteine Kalziumkarbonat: CaCO 3 Kalzium-Magnesiumkarbonat: CaMg(CO 3) 2 Kohlenwasserstoff-Sedimente, Bitumen: verschiedene C-Verbindungen 1.0 10 7 Meerwasser gelöstes Gas: CO 2 gelöste Kohlensäure und Dissoziationsstufen: H 2CO 3, HCO 3 -, CO 3 2- Fossile Brennstoffe Böden 4.2 10 4 Erdöl: verschiedene C-Verbindungen Erdgas: verschiedene C-Verbindungen Kohle: verschiedene C-Verbindungen 5.0 10 3 Humus: verschiedene C-Verbindungen Torf: verschiedene C-Verbindungen 1.5 10 3 Vegetation lebende Biomasse: verschiedene C-Verbindungen 8.5 10 2 Atmosphäre Gas: CO 2 7.5 10 2 Die Prozesse, welche Karbonatgesteine bilden (Sedimentation und Verfestigung) und wieder auflösen (Verwitterung) aber auch die Bildung von fossilen Brennstoffen sind verglichen mit den übrigen Prozessen, welche zwischen den grossen Kohlenstoffspeichern ablaufen sehr langsam und weisen typische Zeiten von 10 6 Jahren auf. Die in Böden vorliegende organische Substanz (Humus und Torf) hat sehr unterschiedliche Alter (einige Tage bis über 1000 Jahre). Die Pflanzen bauen aus Sonnenlicht, Nährstoffen, Wasser und CO 2 pflanzliche Substanz (Biomasse) auf, was als Photosynthese bezeichnet wird. Abgestorbene Pflanzenteile werden an der Bodenoberfläche in Humus und Torf umgewandelt. Durch das Wachstum der Pflanzen und die Humusbildung wird also Kohlenstoff von der Atmosphäre zunächst in die Pflanzen und schliesslich in den Boden transportiert. Gleichzeitig wird ein Teil des vorhandenen Humus und Torfs wieder abgebaut, wodurch CO 2 frei wird und wieder in die Atmosphäre gelangt. Die Prozesse des Auf- und Abbaus von Humus und Torf sind bisher wenig verstanden, obwohl Böden einen sehr wichtiger Kohlenstoffspeicher darstellen. Von enormer Bedeutung für den globalen Kohlenstoffhaushalt ist der Austausch zwischen der Atmosphäre und den oberen, gut durchmischten Schichten der Ozeane. Diese umfassen die Wassertiefen zwischen der Wasseroberfläche und rund 50 bis 150 m Meerestiefe. Die CO 2 - Konzentrationen dieser Schichten und jene der unteren Atmosphäre streben ein gemeinsames Gleichgewicht an. Bestehende Abweichungen von diesem Gleichgewicht werden umso schneller Jürg Hosang 1

ausgeglichen, je grösser die Wasser-Luft-Kontaktfläche ist und je intensiver Wasser und Luft im Kontaktbereich in Bewegung sind. Vor allem Turbulenz (d.h. die Verwirbelung von Luft und Wasser) verstärkt den Austausch zwischen Wasser und Luft. Bei hoher Windstärke werden Ungleichgewichte zwischen den Konzentrationen in Luft und Wasser im Allgemeinen viel schneller ausgeglichen als bei Windstille. Ausserdem ist CO 2 in kaltem Wasser viel löslicher als in warmem Wasser. Global gesehen ergibt sich in den Polar- und Subpolargebieten im zeitlichen Mittel daher ein Nettostrom von der Atmosphäre in den Ozean, in den tropischen und subtropischen Gebieten dagegen ein Nettostrom vom Ozean in die Atmosphäre (Abb. 1). Abb. 1: Berechneter Nettostrom von CO 2 von der Atmosphäre in den Ozean Hauptsächlich aufgrund höherer CO 2 -Löslichkeit in kaltem Wasser ergibt sich in den hohen Breiten (Polargebiete) ein mittlerer Nettostrom von der Atmosphäre in den Ozean (blau und lila, negative Vorzeichen), in den niederen Breiten dagegen ein Nettostrom vom Ozean in die Atmosphäre (gelb und rot, positive Vorzeichen). Quelle: Feely et al. (2001). Im Ozeanwasser liegt nur ein kleiner Teil des gelösten Kohlenstoffs (rund 1%) als CO 2 vor. Der restliche Kohlenstoff verbindet sich mit Wasser zu Kohlensäure (H 2 CO 3 ) CO + H O H CO, (1) 2 2 2 3 die in zwei Stufen zu Karbonat (CO 3 2- ) und Bikarbonat (HCO3 - ) reagiert (dissoziiert) H CO HCO +H CO + 2H. (2) - + 2- + 2 3 3 3 Die Gesamtheit von Karbonat, Bikarbonat, Kohlensäure und gelöstem Kohlendioxid wird als gelöster Kohlenstoff bezeichnet. Über 90% des im Meerwasser gelösten Kohlenstoffs liegen als Bikarbonat vor. Die tieferen Wasserschichten der Ozeane (unterhalb 50 bis 150 m) besitzen ein riesiges Volumen. Ausserdem kann das Tiefenwasser aufgrund seiner tieferen Temperaturen und des hohen hydrostatischen Drucks spezifisch (pro Volumen) viel mehr CO 2 lösen als das Oberflächenwasser. Damit besitzen die tiefen Wasserschichten grundsätzlich ein enormes Aufnahmevermögen für gelösten Kohlenstoff. Allerdings ist der konvektive Austausch zwischen Oberflächen- und Tiefenwasser wenig intensiv und Diffusionsprozesse allein sind so langsam, dass sie kaum nennenswert zum Vertikaltransport des gelösten Kohlenstoffs beitragen. Aus diesen Gründen gelangt Kohlenstoff, der sich in den oberen Meeresschichten gelöst hat erst stark verzögert in tiefere Wasserschichten. Jürg Hosang 2

CO 2 ist bei Normalbedingungen ein geruch- und farbloses Gas. Obwohl es in der Atmosphäre nur in geringen Konzentrationen (rund 350 cm 3 m -3 ) vorkommt, ist es für den Wärmehaushalt der Erde entscheidend wichtig, weil es zum sogenannten Treibhauseffekt beiträgt. CO 2 wird in grossen Mengen durch natürliche und künstliche Verbrennungsprozesse von fossilen Brennstoffen und Holz (Tab. 1) erzeugt und gelangt zunächst in die Atmosphäre. Von grosser Bedeutung für das globale Klima ist nun, wie sich das freigesetzte CO 2 auf die verschiedenen grossen Speicher verteilt, welche durch relativ schnelle Prozesse mit der Atmosphäre verbunden sind und v.a., welcher Anteil langfristig in der Atmosphäre bleibt und dort zur globalen Temperaturerhöhung beiträgt. Einen Eindruck von der historischen Entwicklung der CO 2 -Konzentrationen in der Atmosphäre gibt Abb. 2. Die Konzentration des atmosphärischen CO 2 hat seit Beginn der Industrialisierung v.a. durch vermehrte Verbrennung fossiler Energieträger stark zugenommen. Seit 1958 werden auf dem Mauna Loa (Hawaii) CO 2 -Konzentrationen gemessen, welche aufgrund der Ferne des Messstandorts von grossen Emittenten als repräsentativ für die zivilisationsferne Atmosphäre gelten können. Diese Messungen stellen weltweit die längste Messreihe dar; die Jahreszyklen reflektieren die jahreszeitlich schwankende Photosynthese-Aktivität der Pflanzen. Abb. 2: CO 2 -Konzentrationen in der Atmosphäre (Mauna Loa, Hawaii) Diese weltweit längste Messreihe ist durch eine starke Zunahme und überlagerte Jahreszyklen gekennzeichnet, welche sich aus der Photosynthese-Aktivität der Pflanzen ergeben. 3 Globaler Strahlungshaushalt und Treibhauseffekt Wir wollen ein qualitatives Verständnis der Temperaturstrahlung aufbauen, um den Strahlungshaushalt des Systems Erde-Atmosphäre grob verstehen zu können. Als Temperatur- oder Wärmestrahlung bezeichnet man das Phänomen, dass jeder Körper mit einer Temperatur T > 0 Strahlung abgibt (emittiert). Dies wird durch drei grundlegende Gesetze beschrieben: das Wiensche Verschiebungsgesetz, des Plancksche Strahlungsgesetz und das Stefan-Boltzmann-Gesetz. 3.1 Physikalische Gesetzmässigkeiten Entscheidend für das Verständnis des globalen Strahlungshaushalts sind drei Strahlungsgesetze: das Wiensche Verschiebungsgesetz, das Plancksche Strahlungsgesetz und das Stefan-Boltzmann- Gesetz. 3.1.1 Wiensches Verschiebungsgesetz Die Wellenlänge, bei der ein idealer schwarzer Strahler seine grösste Strahlungsleistung λ max emittiert, ist proportional zu seiner reziproken Temperatur 1/T : 1 λmax. (3) T Jürg Hosang 3

Die mittlere Temperatur der Erdoberfläche beträgt rund 288 K, jene der Sonne rund 5900 K. (3) erklärt, warum die Erde ihre maximale Ausstrahlung bei sehr viel grösseren Wellenlängen als die Sonne hat. Das Ausstrahlungsmaximum der Erde liegt im Infrarotbereich (10 µm, Abb. 4), das der Sonne im sichtbaren Bereich (0.49 µm, Abb. 3). 3.1.2 Plancksches Strahlungsgesetz Planck hat als erster erklärt, wie sich die Strahlungsleistung P eines idealen schwarzen Strahlers der Temperatur T spektral, d.h. auf die verschiedenen Wellenlängen λ verteilt. P( λ ) steigt im Bereich 0 λ < λ max ] steil an und fällt für λ > λmax flacher ab (Abb. 3). 3.1.3 Stefan-Boltzmann-Gesetz Die gesamte, über alle Wellenlängen integrierte Strahlungsleistung eines idealen schwarzen Strahlers ist proportional zur 4. Potenz seiner Temperatur, d.h. ( λ ) P 4 dλ T. (4) λ 3.2 Solare Strahlung Die solare Strahlung die Temperaturstrahlung der Sonne ist die bei Weitem wichtigste Energiequelle des Erde-Atmosphäre-Systems. Abb. 3 zeigt ein zeitlich und örtlich gemitteltes Spektrum der solaren Strahlung am oberen Rand der Atmosphäre sowie an der Erdoberfläche im Vergleich mit einem idealen schwarzen Strahler. Folgende Punkte lassen sich festhalten: Die Sonne strahlt annähernd wie ein schwarzer Körper mit einer Oberflächentemperatur von 5700 C; λ max liegt im sichtbaren Bereich, ungefähr bei 0.49 µm. Bei der Passage der Atmosphäre verliert die solare Strahlung einen grossen Teil ihrer Gesamtenergie. Dies ist darauf zurückzuführen, dass ein Teil der einfallenden Strahlung an atmosphärischen Gasen reflektiert oder absorbiert wird. Aus denselben Gründen verändert sich auch die spektrale Zusammensetzung. Reflexion findet v.a. im sichtbaren Wellenlängenbereich statt; die wichtigsten absorbierenden Gase für die solare Strahlung sind O 3 im UV- und Blaubereich, O 2 im übrigen sichtbaren und nahen IR-Bereich sowie H 2 O und CO 2 im IR-Bereich. Abb. 3: Solares Strahlungsspektrum am oberen und unteren Rand der Atmosphäre Bei der Passage der Atmosphäre reduziert sich die Gesamtenergie (Fläche unter den dargestellten Kurven) der solaren Strahlung durch Reflexion und Adsorption. Ausserdem wird das Spektrum qualitativ verändert. Quelle: Roedel (1992). Jürg Hosang 4

3.3 Strahlung des Systems Erde-Atmosphäre Durch Absorption von Strahlung erwärmen sich die Erdoberfläche und die Atmosphäre. Beide strahlen entsprechend ihren Temperaturen im IR-Bereich. Dabei kann die Erdoberfläche ausschliesslich nach oben abstrahlen. Die Atmosphäre strahlt dagegen gleichzeitig nach oben und nach unten. Die nach unten gerichtete Strahlung stellt für den Strahlungshaushalt der Erdoberfläche einen Gewinn dar, d.h. sie reduziert den Energieverlust durch die langwellige Ausstrahlung und wird als atmosphärische Gegenstrahlung bezeichnet. Abb. 4 zeigt die mittleren Spektren von Erdoberfläche und Atmosphäre, nämlich der Brutto-Ausstrahlung der Erde (a) der atmosphärischen Gegenstrahlung, also der Temperaturstrahlung der Atmosphäre zurück zur Erde (b) und der Differenz zwischen den beiden, also der Netto-Ausstrahlung der Erdoberfläche (c). Die Brutto-Ausstrahlung entspricht weitgehend der eines schwarzen Körpers mit einer Oberflächentemperatur von 15 C. Die Gegenstrahlung ergibt sich aus der Absorption verschiedener Gase im IR-Bereich: H 2 O, CO 2, O 3, CH 4, N 2 O, NO, NO 2, CO, CClF 3, CCl 2 F 2 u.a. Diese Gase heissen Treibhausgase, weil sie wie das Glasdach eines Treibhauses im IR-Bereich absorbieren und so die Netto-Ausstrahlung der Erde reduzieren. Man hat abgeschätzt, dass ohne die genannten Gase die Oberflächentemperatur der Erde um rund 30 C tiefer wäre. Aus menschlicher Sicht ist also der Treibhauseffekt höchst erwünscht. Unerwünscht ist dagegen seine rasche und unkontrollierte Zunahme. Die Absorptionswirkung der oben genannten Gase führt dazu, dass die Erde nur im Bereich zwischen 8 und 13 µm relativ ungehindert ausstrahlen kann. Dieser Wellenlängenbereich wird daher Fenster genannt. Die besondere Rolle des CO 2 für den Treibhauseffekt ergibt sich nun v.a. daraus, dass dieses Gas von allen oben genannten am stärksten zunimmt und dass es mit seinen Absorptionseigenschaften, das oben genannte Fenster zu den grossen Wellenlängen hin beschränkt (Abb. 4). Jede Zunahme des atmosphärischen CO 2 führt daher dazu, dass das Fenster und damit die Ausstrahlung der Erde, kleiner wird. Abb. 4: Spektren der Erd- und Atmosphärenstrahlung Die Brutto-Ausstrahlung der Erde entspricht annähernd jener eines schwarzen Körpers mit einer Oberflächentemperatur von 15 C (a). Die atmosphärische Gegenstrahlung ist durch die Absorption verschiedener Gase, v.a. H 2 O und CO 2 in verschiedenen Teilen des IR-Bereichs bedingt (b). Die Differenz von Brutto-Ausstrahlung und Gegenstrahlung entspricht der Netto-Ausstrahlung der Erde, welche zwischen 8 und 13 µm am grössten ist (c). Quelle: Roedel (1992). Jürg Hosang 5

4 Modellierung des globalen Kohlenstoff-Haushalts Wir entwickeln nun ein einfaches dynamisches Modell für das Verhalten der globalen Kohlenstoffspeicher Atmosphäre, Biospäre (Vegetation) und obere und untere Meeresschichten. Mit diesem können wir schliesslich die Dynamik der globalen C-Verteilung beschreiben und abschätzen, wie das System auf CO 2 -Emissionen reagiert, d.h. welche Mengen wie lange in der Atmoshphäre bleiben. Die oben genannten Kohlenstoffspeicher Atmosphäre ( A ), obere Meeresschichten ( M ), untere Meeresschichten ( D ) und Biosphäre ( B ) stehen teilweise miteinander in Verbindung und sind je durch eine Masse an gespeichertem Kohlenstoff mi, i { A, B, M, D} charakterisiert (Abb. 5). Wir nehmen an, dass CO 2 -Immissionen in die Atmosphäre den einzigen Kohlenstoff-Input ins System darstellen. m A I in I AM, I MA I AB, I BA m M m B I MD, I DM m D Abb. 5: Modell des globalen Kohlenstoff-Haushalts Immissionen in die Atmosphäre sind der einzige Kohlenstoffinput ins System. Für die Berechnung der Kohlenstoffflüsse zwischen den Speichern nehmen wir an, dass sich der Strom von Speicher i nach Speicher j als Produkt einer Ratenkonstante α ij und der Menge im Ausgangsspeicher m ergibt. Damit wird die Differentialgleichung für Speicher i i α jim j αijmi + Iin i = A d j Ci j C m i i =. (5) dt α jim j αijmi i A j Ci j Ci C i ist die Menge der Speicher, welche mit i verbunden sind. Die Kohlenstoffmasse in einem Speicher kann als Mass für die Unbehaglichkeit des Kohlenstoffs in diesem Speicher interpretiert werden und stellt ist damit eine treibende Kraft für den Wegfluss des Kohlenstoffs aus diesem Speicher dar. 5 Referenzen Feely, R.A., C.L. Sabine, T. Takahashi & R. Wanninkhof (2001): Uptake and Storage of Carbon Dioxide in the Ocean: The Global CO 2 Survey. Oceanography, 14(4), 18 32. Roedel, W. (1992): Physik unserer Umwelt: Die Atmosphäre. Springer-Verlag, Berlin. Jürg Hosang 6