Statement: "Durch die Erhöhung des atmosphärischen CO2-Gehalts steigt auch die Konzentration in den Ozeanen, was zur Versauerung und verminderten CO2-Aufnahmefähigkeit der Ozeane führt" |
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Die Hälfte des durch den Menschen in die Atmosphäre emittierte CO2 wird von den Ozeanen und der Vegetation aufgenommen, während die andere Hälfte in der Atmosphäre verbleibt (Latif 2007, S. 64) (Abbildung 1). Das Verhältnis zwischen atmosphärischem und in den Ozeanen gebundenem CO2 ist seit 1850 trotz ansteigendem anthropogenem CO2-Ausstoß gleichgeblieben. Das Puffervermögen der Ozeane hat daher noch nicht abgenommen (Knorr 2009). Seit Beginn der Industrialisierung ist der pH-Wert des Oberflächenwassers der Meere im Mittel um etwa 0,11 Einheiten gesunken (Latif 2007, S. 168). Die Erhöhung des CO2-Gehalts in den Ozeanen führt zur Versauerung und einer verminderten Kalkausfällung sowie Calcifizierung mariner Organismen in den oberen Ozeanschichten. Hierdurch kann in der Folgezeit weniger CO2 von den Ozeane aufgenommen werden. Als Folge steigt der atmosphärische CO2-Gehalt bei weiterem anthropogenem CO2-Eintrag stärker als zuvor (Feely et al. 2004). Aragonit und Dolomit sind besser löslich als Kalzit. Deshalb dürften Korallen und Flügelschnecken, die beide Aragonitgehäuse produzieren, sowie Kalkstöcke bildende Algen, die Dolomit herstellen, besonders anfällig gegenüber Versauerung der Ozeane sein (Doney 2006). Durch den Anstieg von Kohlendioxid in der Atmosphäre und im Ozean hat sich die Karbonatkompensationstiefe (CCD) (der Übergang von untersättigten zu übersättigten Bedingungen) gegenüber der Position zu Beginn des 19. Jahrhunderts bereits um 50-200 m nach oben verlagert (Doney 2006). Während vergangener geologischer Zeiten mit deutlich höheren atmosphärischen CO2-Konzentrationen als heute (z. B. Jura, Kreide) kam es laut Archer & Rahmstorf (2010, S. 103) nicht zu einer starker Ozean-Versauerung, da die CO2-Veränderungen über viele Milionen Jahre stattfanden. Die Ozeane hätten auf langfristige Sicht Mechanismen, um derartige langfristige CO2-Anstiege abzupuffern. Änderungen im atmosphärischen CO2-Gehalt haben sich während der letzten 1 Millionen Jahre im Gehäusegewicht von kalkigen Foraminiferen (marine Einzeller) widergespiegelt. Während der Kaltphasen mit geringeren CO2-Gehalten waren die Gehäusewänder dicker und damit schwerer als in den wärmeren Zwischeneiszeiten (Bijma & Burhop 2010, Geogr. Rundschau, Mai 2010). An der Paleozän-Eozän-Grenze vor 55 Millionen Jahren kam es zu einer abrupten Ozeanversauerung, während derer es zu signifikanten Aussterbeereignissen im marinen Ökosystem kam. Auslöser war die massive Freisetzung von Gas-Hydraten im Meeresboden. Das freigesetzte Methan oxidierte zu CO2. Es wird von ähnlichen Prozessgeschwindigkeiten ausgegangen wie beim heutigen atmosphärischen CO2-Anstieg (Bijma & Burhop 2010, Geogr. Rundschau, Mai 2010).
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Bisher haben die Weltmeere erst 30% des anthropogenen Kohlenstoffs aufgenommen, den sie langfristig bei gegenwärtiger atmosphärischer Konzentration absorbieren können. Der limitierende Faktor ist der Transport des aufgenommenen Kohlenstoffs in die tieferen Meeresschichten (Latif 2007, S. 171) (Abbildung 1). Transport von CO2 aus den Oberflächenschichten in Tiefwasserschichten (Biologische Pumpe): CO2 wird von Meeresorganismen über Photosythese aufgenommen und in organische Substanz eingebaut. Absterbende Organismen sinken in die Tiefe, was den Kohlenstoff aus der Oberflächenschicht entfernt (Latif 2007, S. 171). Der CO2-Druckunterschied zwischen Atmosphäre und Ozeanwasser variiert regional. Es gibt Meeresgebiete, die CO2 aus der Atmosphäre aufnehmen und Meeresgebiete die CO2 an die Atmosphäre abgeben (Feely et al. (2001) (Abbildung 2). Es scheint unwahrscheinlich, daß Meeresorganismen bei den zu erwartenden künftigen atmosphärischen CO2-Konzentrationen unter akuten Vergiftungserscheinungen leiden werden. Eine verdopplung der CO2-Konzentration führt aber bei vielen Phytoplanktonarten zu einer Erhöhung der Photosynthese um etwa 10% (Latif 2007, S. 174). Wärmere Ozeantemperaturen steigern wahrscheinlich die Kalkbildung der Korallenriffe dank einer Verbesserung des Korallenmetabolismus und/oder wegen der Zunahme der Photosynthese bei ihren symbiotischen Algen (McNeil et al. 2004). Laboruntersuchungen von Iglesias-Rodriguez et al. (2008) an einzelligen Algen zeigen, daß erhöhte CO2-Gehalte im Meer zu einem verstärkten Wachstum der wichtigen Coccolithophoriden-Art Emiliana huxleyi führt. An Tiefsee-Kernen konnte diese Primärproduktions-Steigerung für die letzten 220 Jahre bestätigt werden. Laut Untersuchungen von Ries et al. (2009) reagieren die Meeresorganismen äußerst unterschiedlich auf eine steigende Ozeanversauerung. Während z.B. Austern und Jakobsmuscheln langsamer verkalken, wurde bei Krabben, Hummern und Shrimps eine schneller Verkalkung festgestellt. Das Wachstum von Miesmuscheln scheint zudem unabhängig von CO2-Gehalten im Wasser zu sein. Laut Berechnungen von Loaiciga (2006) wird sich trotz des CO2-Anstiegs in der Atmosphäre der ph-Wert der Ozeane kaum verändern. Während vergangener geologischer Zeiten mit deutlich höheren atmosphärischen CO2-Konzentrationen als heute (z. B. Jura, Kreide) existierte eine reiche Meereswelt mit üppigen Korallenriffern und vielen anderen Kalkbildnern. Das CO2 hat augenscheinlich hier keine schädliche Wirkung ausüben können. Die Organismen scheinen offensichtlich eine Schutzfunktion gegen die Säure enzwickelt zu haben, z. B. durch Abdeckung der Schale durch einen organischen Anlösungsschutz oder andere Maßnahmen.
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KONTEXT:
Die Weltmeere speichern um die 40.000 Gigatonnen Kohlenstoff. Im Ozean ist damit zur Zeit etwa 50-mal mehr CO2 gespeichert als in der Atmosphäre, und 20-mal mehr als in der terrestrischen Biosphäre und den Böden (Latif 2007, S. 167).
Die meisten Korallenriff-Systeme sind unterm Strich CO2-Produzenten. Ausnahmen bilden z.B. Pflanzen-dominierte Riffe in höheren Breiten oder nährstoffreiche Saumriffe, die CO2-Senken darstellen. Der Hauptgrund für den CO2-Überschuß in den meisten Korallenriffen ist die Kalkbildung, wobei 0,6 Mol CO2 pro ausgeschiedenem Mol Kalcium-Karbonat entstehen (Kawahata et al. 1997).
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ABBILDUNGEN:
Abbildung 1: Konzentration von aus der Atmosphäre aufgenommenem anthropogenem CO2 in repräsentativen Querschnitten im Indik, Atlantik und Pazifik (von Robert Key, Princeton University, Quelle). Eine andere (leider weniger übersichtliche) Version erschien auch in Sabine et al. (2004).
Abbildung 2: Regionale Verteilung des CO2-Druckunterschiedes zwischen Atmosphäre und Ozeanwasser rekonstruiert für das nicht-El-Nino-Jahr 1995 für die Monate Februar (oben) und August (unten). Blau-violett eingefärbte Meeresgebiete nehmen CO2 aus der Atmosphäre auf, gelb-rote Meeresgebiete geben CO2 an die Atmosphäre ab. Die Rekonstruktion basiert auf ca. 940,000 in-situ Messungen des CO2-Gehalts im Oberflächenwasser zwischen 1958 und 2000. Die rosafarbene Linie in den Polgebieten markiert die Grenze von Meereis. Aus: Feely et al. (2001).
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