Kohlenstoffzyklus

Unter Kohlenstoffzyklus oder Kohlenstoffkreislauf versteht man das System der chemischen Umwandlungen kohlenstoffhaltiger Verbindungen in den globalen Systemen Lithosphäre, Hydrosphäre, Erdatmosphäre und Biosphäre sowie den Austausch dieser Verbindungen zwischen diesen Erdsphären. Die Kenntnis dieses Kreislaufs einschließlich seiner Teilprozesse ermöglicht es unter anderem, die Eingriffe des Menschen in das Klima und damit ihre Auswirkungen auf die globale Erwärmung abzuschätzen und angemessen zu reagieren.

Systembetrachtung

Diagramm des Kohlenstoffkreislaufs: Die schwarzen Zahlen zeigen an, wie viele Milliarden Tonnen oder Gigatonnen Kohlenstoff (Gt C) in den verschiedenen Kohlenstoffspeichern vorhanden sind; die violetten Zahlen geben an, wie viel Kohlenstoff zwischen den einzelnen Speichern pro Jahr (Gt/a C) ausgetauscht wird.

Das System „Erde“ wird als geschlossenes System betrachtet. Zufuhr von Kohlenstoff beispielsweise durch Meteorite oder kernchemische Vorgänge und Verlust von Kohlenstoff beispielsweise durch Raumfahrt werden dabei außer Acht gelassen. Unter dieser Bedingung kann man den Gesamtkohlenstoffgehalt des Systems „Erde“ als konstant betrachten.

Schematische Darstellung der Begriffe

Der Kohlenstoffzyklus des Systems Erde gliedert sich in die fünf Teilsysteme Atmosphäre, Hydrosphäre, Lithosphäre, Biosphäre und Pedosphäre. Sie enthalten alle Kohlenstoff in unterschiedlichen Formen. Unter diesem Aspekt können sie als Kohlenstoffspeicher verstanden werden. (Statt Kohlenstoffspeicher sagt man auch Kohlenstoffreservoir oder Kohlenstoffpool.[1][2]) Ein solcher Speicher hat eine Speicherkapazität und einen gespeicherten Kohlenstoffvorrat.[3] Ein Kohlenstoffspeicher ist durch die Speicherformen des Kohlenstoffs charakterisiert. So speichert die Lithosphäre Kohlenstoff unter anderem in Form von Carbonatgesteinen (Kalkstein), die Biosphäre in Form organischer Kohlenstoffverbindungen sowie in Kalkskeletten der Tiere.[4]

Zwischen den Kohlenstoffspeichern gibt es Kohlenstoffflüsse (auch Kohlenstoff-Fluxe). Wichtige Kenngrößen, die sich aus den Flüssen ergeben, sind Verweildauer im Speicher und die pro Zeiteinheit zu- und abfließenden Mengen an Kohlenstoff (Flussraten).

Gibt ein Speicher (S₁) pro Zeiteinheit mehr Kohlenstoff an einen anderen Speicher (S₂) ab, als er aus diesem aufnimmt, handelt es sich bei S₁ um eine Kohlenstoffquelle in Bezug auf S₂, während S₂ eine Kohlenstoffsenke ist. Im Zusammenhang mit dem Kohlenstoffzyklus ist das Kohlenstoffbudget, auch Kohlenstoffbilanz[5], eine budgetmäßige Aufstellung der Zu- und Abflüsse eines Kohlenstoffspeichers.[6] (Der Begriff Kohlenstoffbudget kann – vor allem in der Klimapolitik – auch speziell die Aufnahmekapazität der Atmosphäre bezeichnen, die noch verbleibt, bis die globale Temperatur eine bestimmte Grenze überschreitet, siehe CO₂-Budget.)

Die hier skizzierten Begriffe werden in der Biogeochemie allgemein für beliebige Speicher und auch für andere Stoffkreisläufe als den des Kohlenstoffs verwendet.[7] Im Zusammenhang mit dem gegenwärtigen Klimawandel werden sie oft in Bezug auf die Atmosphäre als Referenz-Kohlenstoffspeicher verwendet.[2]

Flussraten können sich ändern. Beispielsweise wird damit gerechnet, dass die Aufnahmefähigkeit der Ozeane mit zunehmender CO₂-Konzentration in der Atmosphäre abnimmt.[8]

Kohlenstoffspeicher können infolge der relativen Änderung von Flussraten ihre Rolle vertauschen. Aus einer Kohlenstoffsenke kann eine Kohlenstoffquelle werden und umgekehrt.

So tauschen beispielsweise die terrestrische Biosphäre und die Atmosphäre im Jahresverlauf ihre Rollen: Im nordhemisphärischen Winter ist die Biosphäre für die Atmosphäre eine Kohlenstoffquelle, im nordhemisphärischen Sommer wird sie zur Senke. Denn auf der Nordhalbkugel befindet sich erheblich mehr Vegetation in deutlichem Abstand zum Äquator als auf der Südhalbkugel (z. B. borealer Nadelwald, gemäßigter Regenwald). Sie betreibt im Winter kaum Photosynthese, weil es zu kalt ist und das Licht fehlt. Global betrachtet gibt deshalb die gesamte terrestrische Biosphäre im nordhemisphärischen Winter mehr CO₂ ab, als sie aufnimmt. Dieser natürliche Rollenwechsel zeigt sich im halbjährlichen Auf und Ab der Keeling-Kurve, die den CO₂-Gehalt der Atmosphäre darstellt.

Aber auch durch menschliche Eingriffe können aus Kohlenstoffsenken Kohlenstoffquellen werden: In einem gesunden Moor mit ausreichend hohem Grundwasserspiegel versinken Pflanzen, die bei ihrem Wachstum CO₂ aus der Atmosphäre entnommen haben. Dort verrotten sie nicht, weil der Sauerstoff fehlt. Langfristig entsteht aus ihnen Torf und später Braunkohle. Das Moor ist eine Kohlenstoffsenke in Bezug zur Atmosphäre. Wird aber der Grundwasserspiegel durch Drainagen abgesenkt oder gar Torf abgebaut, dann gerät Luft an das organische Material und es verrottet, CO₂ wird frei. Aus der Kohlenstoffsenke ist eine Kohlenstoffquelle geworden. Alleine aus den trockengelegten Mooren Deutschlands entweichen jährlich 45 Millionen Tonnen CO₂.[9]

Kohlenstoffspeicher

Die globale Kohlenstoffmenge beträgt 75 Millionen Gt.[10]

Atmosphäre

In der Atmosphäre befanden sich mit Stand 2017 ca. 850 Gt Kohlenstoff. Das sind rund 0,001 % des globalen Gesamt-Kohlenstoffes. Die Atmosphäre und die Biosphäre sind die kleinsten Kohlenstoffspeicher. Der Kohlenstoffgehalt der Atmosphäre reagiert also auf Änderung der Flussraten besonders empfindlich. Aufgrund biochemischer Vorgänge weist die Atmosphäre jedoch die höchsten Kohlenstoff-Flussraten auf und ist damit Bestandteil der kurzfristigen Kreisläufe.

Die mengenmäßig dominierende Kohlenstoffverbindung (und Abbauprodukt weiterer Spurengase) ist das Kohlenstoffdioxid (CO₂). Da durch die Verbrennung fossiler Energieträger seit Beginn der Industrialisierung den Stoffflüssen in der Umwelt zuvor langfristig gebundener Kohlenstoff als CO₂ hinzugefügt wird, steigt die Konzentration von Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre. Sie betrug im Jahr 2017 406 ml/m³ (entspricht ppmv); ein Anstieg von ca. 130 Parts per million (ppm) gegenüber dem vorindustriellen Wert von knapp 280 ppm.

Insgesamt wurden seit Beginn der Industrialisierung ca. 635 Gt Kohlenstoff (entspricht ca. 2300 Gt CO₂) durch fossile Energieträger freigesetzt, von denen etwa knapp die Hälfte in der Atmosphäre verblieb und jeweils gut ein Viertel von Ozeanen und Landökosystemen aufgenommen wurde (Stand 2019).[11]

Hydrosphäre

Zur Hydrosphäre werden alle Gewässer sowie die Polkappen, Eisschilde und Gletscher gezählt (Kryosphäre). Die Hydrosphäre enthält 38.000 Gt C in Form von gelöstem CO₂, Hydrogencarbonat- und Carbonationen.[10] Dies entspricht 0,045 % des globalen Kohlenstoffgehaltes. Dazu kommen noch Spuren von gelöstem Methan und organischen Schwebstoffen.

Das im Eis eingeschlossene Kohlenstoffdioxid nimmt nicht an den schnellen Austauschprozessen mit der Atmosphäre teil.

Lithosphäre

Die Lithosphäre umfasst die äußeren festen Gesteinsschichten der Erde und stellt mit 99,95 % des globalen Gesamtkohlenstoffs den größten Kohlenstoffspeicher dar. Aufgrund der geringen Flussraten ist die Lithosphäre Bestandteil der langfristigen Kohlenstoffkreisläufe.[10]

Sedimente und daraus entstandene Carbonatgesteine:

Carbonate: Calcit CaCO₃ und Dolomit CaMg(CO₃)₂ 60.000.000 Gt C[12]

Kerogen (fossile organische Stoffe, beispielsweise in Ölschiefer) 15.000.000 Gt C

Gashydrate 10.000 Gt C

Kohle, Erdgas, Erdöl 4.100 Gt C
Pedosphäre mit Humus, Torf, Sedimente, Mineralien 1.500 Gt
Graphit

Gashydrate sind unter „normalen“ Bedingungen gasförmige Stoffe, an deren Molekülen mit schwachen Bindungskräften in regelmäßiger Anordnung Wassermoleküle angelagert sind. Die Anlagerung der Wassermoleküle geschieht unter bestimmten Bedingungen: Lösung in Wasser, niedrige Temperatur, hoher Druck. Die so entstandenen Hydrate sind meistens Festkörper. Für den Kohlenstoffkreislauf sind besonders Methanhydrate wichtig. Die Methanmoleküle sind bei ihnen in Hohlräumen des Kristallgitters eingeschlossen (siehe Klathrat). Sie finden sich im Meeressediment und im Permafrost-Boden. Das Methan der Methanhydrate entsteht durch anaerobe mikrobielle Zersetzung organischer Stoffe. Bei Übersättigung des Wassers mit Methan und bei Temperaturen knapp über dem Gefrierpunkt sowie bei hohem Druck (im Meer ab 500 m Tiefe) bilden sich die Methanhydrate. Durch Änderung der Druck- und Temperaturverhältnisse können größere Mengen an Methan kurzfristig frei werden und in die Atmosphäre gelangen.

Das aus den Lagerstätten ausgasende Methan kann unter anoxischen Bedingungen von chemoautotrophen Archaeen genutzt werden: Obligat anaerobe, methanoxidiernde Methanosarcinales bilden Essigsäure (Ethansäure) aus Methan:

\mathrm {2\ CH_{4}+2\ H_{2}O\longrightarrow CH_{3}COOH+4\ H_{2}}

Diese Ethansäure wird von dem Bakterium Desulfosarcina (in einer Symbiose mit den genannten Methanosarcinales) zur Energiegewinnung in der sogenannten Sulfatatmung genutzt:

\mathrm {CH_{3}COOH+SO_{4}^{2-}\longrightarrow 2\ HCO_{3}^{-}+H_{2}S}

Man schätzt, dass durch diese Symbiose 0,300 Gt Methan jährlich verbraucht werden, das sind mehr als 80 % des durch Archaeen im Sediment erzeugten Methans.
Unter oxischen Bedingungen kann Methan durch aerobe, methanoxidierende Bakterien vollständig mit elementarem Sauerstoff (O₂) zu Kohlenstoffdioxid und Wasser oxidiert werden:

\mathrm {CH_{4}+2\ O_{2}\longrightarrow CO_{2}+2\ H_{2}O}

Biosphäre

Kohlenstoff ist im Universum und auf der Erde ein relativ seltenes Element (Prozent-Angaben bedeuten Atomzahlenverhältnisse):

Häufigste Elemente im Universum: Wasserstoff (92,7 %) und Helium (7,2 %), (Kohlenstoff dagegen nur 0,008 %)
Häufigste Elemente der Erdkruste: Sauerstoff 49 %, Eisen 19 %, Silicium 14 %, Magnesium 12,5 % (Kohlenstoff dagegen nur 0,099 %)
Häufigste Elemente im menschlichen Körper: Wasserstoff (60,6 %), Sauerstoff (25,7 %) und Kohlenstoff (10,7 %)

Eine Entwicklung von Leben auf Kohlenstoffbasis ist deshalb nur möglich, wenn sich die Lebewesen die globalen Kohlenstoffkreisläufe zu Nutze machen und selbst wieder einen geschlossenen Kohlenstoffkreislauf erzeugen.

Speicherformen des Kohlenstoffs in der Biosphäre sind zum einen organische Stoffe, zum anderen Carbonate (in der Regel Calciumcarbonat CaCO₃). Besondere Bedeutung haben die Baustoffe für Skelette, so Außenskelette aus organischen Stoffen: Chitin bei Arthropoden (Krebse, Spinnentiere, Insekten), Außenskelette aus Carbonaten bei Mollusken, Foraminiferen und Coccolithophoridae, Innenskelette aus Carbonaten bei Korallen, diese bilden jährlich im Durchschnitt 0,640 Gt Riffkalk.

Terrestrische Ökosysteme enthalten 800 Gt C, marine 3 Gt C, was insgesamt einem Anteil der Biosphäre am globalen Gesamtkohlenstoff von 0,001 % entspricht.[10] Damit ist die Biosphäre wie die Atmosphäre ein kleiner Kohlenstoffspeicher, ist aber Motor der kurzfristigen Kreisläufe.

Pedosphäre

Im Boden befindet sich mindestens die vierfache Menge Kohlenstoff wie in der Atmosphäre. Ältere Publikationen waren hingegen davon ausgegangen, dass der Boden nur ca. 1500 Mrd. Tonnen Kohlenstoff, also etwa die doppelte Menge der Atmosphäre speichert.[10] Da sich ein großer Teil des im Boden gespeicherten Kohlenstoffs in Permafrostböden befindet, wird mit Fortschreiten der globalen Erwärmung und Abtauen der Permafrostböden ein Teil davon freigesetzt werden.[13] Doch auch aus Böden in anderen Erdregionen können durch die globale Erwärmung zunehmend gewaltige Mengen Kohlenstoff freigesetzt werden.[14][15]

Vorgänge innerhalb der Systeme

Atmosphäre

Innerhalb der Atmosphäre finden vorwiegend physikalische Transportvorgänge statt. Da durch Wind eine beständige Durchmischung stattfindet, ist die CO₂-Konzentration in den unteren Schichten der Atmosphäre überall gleich.

Nur an Orten, die über längere Zeit hinweg vor Wind geschützt sind, kann sich CO₂ am Boden ansammeln. Beispiel: Kohlenstoffdioxidseen in Bergwerken oder in Höhlen, die in vulkanisch aktiven Gebieten liegen.

Organische Spurenstoffe werden mit Zeitkonstanten von einem Tag bis zehn Jahren zu CO₂ (und Wasser) oxidiert.

Transportvorgänge

In die Wasseransammlungen wie Meere oder Seen werden etwa 92 Gt Kohlenstoff pro Jahr eingelagert und 90 Gt wieder freigesetzt.[16]

Physikalische Kohlenstoffpumpe: Im Meer findet durch absinkende Wassermassen ein kurzfristiger Transport von Kohlenstoff in große Tiefen der Ozeane statt.
Biologische Kohlenstoffpumpe: Absinkende marine Organismen transportieren Kohlenstoff in Form von Meeresschnee[17] langfristig auf den Grund der Ozeane.

Aufgrund ihrer Aufnahme von CO₂ aus der Erdatmosphäre sind die Ozeane Kohlenstoffsenken, die abmildernde Faktoren im Klimawandel darstellen – gleichzeitig führt eine erhöhte Aufnahme von CO₂ zu einer Versauerung der Meere.

Chemische Reaktionen und Gleichgewichte

Zwischen den verschiedenen Formen des anorganischen Kohlenstoffs besteht ein chemisches Gleichgewicht (die Prozentangaben gelten für die Bedingungen T = 10 °C, pH = 8, Salzgehalt 34,3 ‰ – so wie sie zum Beispiel in weiten Bereichen der Ozeane herrschen):

\mathrm {{CO_{2} \atop 1\,\%}{+3\ H_{2}O\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\  \atop \ }{H_{2}CO_{3} \atop 0\,\%}{+2\ H_{2}O\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\  \atop \ }{HCO_{3}^{-} \atop 94\,\%}{+H_{2}O+H_{3}O^{+}\ {\overrightarrow {\longleftarrow }}\  \atop \ }{CO_{3}^{2-} \atop 5\,\%}{+2\ H_{3}O^{+} \atop \ }}

Wenn die CO₂-Konzentration der Atmosphäre geringfügig steigt, nimmt die Hydrosphäre vermehrt Kohlenstoffdioxid auf, um das relative Gleichgewicht wiederherzustellen. Größere Änderungen von Konzentrationen ändern aber die Gleichgewichtslage, wenn die Grenzen der Aufnahmekapazitäten erreicht werden. Änderungen der Bedingungen ändern ebenfalls die Gleichgewichtslage, etwa wenn die Aufnahmekapazitätsgrenze von CO₂ im Wasser sinkt. Eine globale Erwärmung etwa verschiebt das Gleichgewicht nach links.

Sedimentation

Bei der Sedimentation sinken schwerlösliche anorganische und organische Stoffe langsam zu Boden. Die Sinkgeschwindigkeit hängt von der Teilchengröße und der Dichte des Wassers ab und kann in ungestörtem Wasser sehr niedrig sein. Im Kohlenstoffkreislauf spielt die Sedimentation der Kalkskelette der Coccolithophoridae eine große Rolle.

Diagenese

Diagenese ist die langfristige Verfestigung loser Sedimente durch chemische, physikalische und biotische Umwandlungen. Dabei wird zum Beispiel aus den Kalkskeletten der Mikroorganismen Kalkgestein. Organische Ablagerungen werden unter bestimmten Bedingungen, wie sie in sauerstoffarmen, warmen Flachmeeren herrschen, stufenweise in anorganische oder andere organische Stoffe umgewandelt. Es entstehen Kerogene (zum Beispiel in Ölschiefer), Teerstoffe (Bitumen), Kohle, Graphit und Erdöl sowie Methan. Die Diageneserate beträgt 0,2 Gt C pro Jahr.

Metamorphose

Gesteinsmetamorphose ist die langfristige Umwandlung von festem Gestein auf Grund von erhöhtem Druck und erhöhter Temperatur: Durch Subduktion von Sedimenten des Meeresbodens werden Druck und Temperatur erhöht. An der Grenzfläche von Kalk- und Silicatsedimenten (Sand) finden folgende chemische Umwandlungen statt:

\mathrm {CaCO_{3}+SiO_{2}\longrightarrow CaSiO_{3}+CO_{2}\uparrow }

Calcit wird zu Calciumsilicat (Wollastonit)

\mathrm {3\ CaMg(CO_{3})_{2}+4\ SiO_{2}+H_{2}O\longrightarrow Mg_{3}Si_{4}O_{10}(OH)_{2}+3\ CaCO_{3}+3\ CO_{2}\uparrow }

Dolomit wird zu Speckstein beziehungsweise Talk

Das hierbei freiwerdende CO₂ löst sich im flüssigen Magma und wird dann bei einem Vulkanausbruch frei oder entweicht gleich über Klüfte oder Vulkane.
Durch tektonische Veränderungen werden die entstandenen Silicate an die Oberfläche transportiert und der Verwitterung ausgesetzt.

Biosphäre

Durch Pflanzen werden pro Jahr etwa 123 Gt Kohlenstoff gebunden, davon werden 60 Gt durch pflanzliche Atmung wieder in die Atmosphäre freigesetzt, der Rest wird als Biomasse gebunden oder in den Erdboden eingetragen.[16] Die bakterielle Zersetzung und Atmung setzen etwa 60 Gt frei.[16] Der Mensch verursacht, hauptsächlich durch Verbrennung fossiler Brennstoffe, aber auch durch die Zement-Herstellung, bei der ebenfalls CO₂ frei wird, den Übergang von jährlich etwa 9 Gt Kohlenstoff aus der Lithosphäre in die Atmosphäre.[16] Innerhalb der Biosphäre findet ein Kohlenstoff-Fluss statt von den organische Stoffe erzeugenden autotrophen Organismen zu den organische Stoffe verbrauchenden heterotrophen Organismen. Durch Wind und Tiere wird organisches Material verfrachtet. Ein geschlossener Kreislauf ist erst durch die Vermittlung von Atmosphäre und Hydrosphäre möglich.

Kohlenstoff-Teilkreisläufe

Ein Speicher ist sowohl Quelle als auch Senke für Kohlenstoff-Flüsse.

Zwischen den Kohlenstoff-Speichern erfolgt ein ständiger Austausch durch chemische, physikalische, geologische und biologische Prozesse.

Langfristiger anorganischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um geochemische Prozesse, die in einem Zeitraum von mehreren tausend bis Milliarden Jahren ablaufen können.

Mechanische Verwitterung

Durch thermische Spannungen (Beispiel Frostsprengung), Druck (Beispiel Gletscher) sowie durch Wind- und Wassererosion können große Gesteinsblöcke in immer kleinere Portionen zerteilt werden. Durch Fließgewässer wird dieses zerkleinerte Material verfrachtet und in den Mündungsgebieten wieder abgelagert. Diese Sedimente können wieder durch Subduktion der Metamorphose unterworfen werden.

Chemische Verwitterung

Verwitterung von Kalk- und Silikatgestein entzieht durch Vermittlung von Wasser der Atmosphäre CO₂. Das dabei entstehende Hydrogencarbonat ist löslich und verbleibt in der Hydrosphäre.

Calcitverwitterung: (Siehe auch: Karst, Doline, Höhle)

\mathrm {CaCO_{3}+H_{2}O+CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}}

Dolomitverwitterung:

\mathrm {CaMg(CO_{3})_{2}+2\ H_{2}O+2\ CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+Mg(HCO_{3})_{2}}

Silikatverwitterung:

\mathrm {CaSiO_{3}+H_{2}O+2\ CO_{2}\longrightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+SiO_{2}}

Durch Subduktion gelangt SiO₂ (Quarzsand) und CaCO₃ (Kalk) unter die Erdkruste. Dort werden sie durch die Hitze verschmolzen und reagieren zu Silikat und CO₂ welche dann wiederum durch Vulkane an die Erdoberfläche gelangen. Dieser Kreislauf wird Carbonat-Silicat-Zyklus genannt. Es wird mehr CO₂ gebunden, als ausgestoßen wird, so dass der CO₂-Gehalt der Atmosphäre vermindert wird.

Erfolgt die Verwitterung von Kalkgestein durch andere Säuren, zum Beispiel Schwefelsäure, die aus von Vulkanen abgegebenem Schwefelwasserstoff und Schwefeldioxid durch Oxidation und Reaktion mit Wasser entstehen kann, wird CO₂ an die Atmosphäre abgegeben:

\mathrm {CaCO_{3}+H_{2}SO_{4}\longrightarrow CaSO_{4}+H_{2}O+CO_{2}\uparrow }

Ausfällung

Aus einer gesättigten Calciumhydrogencarbonat-Lösung wird durch Erhöhung des pH-Werts Calcit ausgefällt, wobei CO₂ frei wird:

\mathrm {Ca(HCO_{3})_{2}\longrightarrow CaCO_{3}\downarrow +H_{2}O+CO_{2}\uparrow }

.

Diese Reaktion wird insbesondere durch eine Erhöhung des pH-Werts (basisch) infolge CO₂-Verbrauchs (autotrophe Organismen) und durch hohe Wasserverdunstung verstärkt. (Siehe auch: Stalaktit, Stalagmit, Sinterterrasse)

Organismen wie Muscheln, Schnecken und Einzeller führen ebenfalls eine Calcitausfällung durch, um damit Skelette, Gehäuse und Schalen aufzubauen. Besondere Bedeutung haben dabei marine Kleinorganismen (Foraminiferen und Coccolithophoriden), deren Außenskelette nach Absterben der Organismen sedimentieren und so Kalksedimente bilden, und Korallen, die Korallenstöcke aus Calciumcarbonat aufbauen. Über Korallenriffen ist die CO₂-Konzentration deutlich erhöht. Alle Riffe der Erde (285.000 km²) fällen Schätzungen zufolge 0,64 Gt Calciumcarbonat pro Jahr aus. Dabei werden über 0,28 Gt CO₂ freigesetzt. Davon wird allerdings nur ein Teil an die Atmosphäre abgegeben (siehe dazu auch: Klimageschichte).

Der Kreislauf wird auf zwei Wegen wieder geschlossen:

Durch Metamorphose (siehe oben) wird wieder CO₂ an die Atmosphäre abgegeben und
durch tektonische Veränderungen werden Korallenstöcke, Sedimentgesteine und Silicatgesteine an die Oberfläche verfrachtet und damit der Verwitterung ausgesetzt.

Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr[10]

1	Diffusion CO₂ Atmosphäre → Hydrosphäre	90
2	Diffusion CO₂ Hydrosphäre → Atmosphäre	91,7
3	Ausfällung von Calcit	nicht bekannt
4	Verwitterung von Calcit	0,2
5	Verwitterung von Calcit und Silicat, dafür benötigtes CO₂	0,2
6	Gesteinsmetamorphose	0,2
7	Vulkanismus	0,1
8	Verwitterung von Silicat	nicht bekannt

Kurzfristiger anorganischer Kreislauf

Nach einer Studie um Li Yu von der Lanzhou University kommt es in endorheischen Becken (stehende Gewässer ohne Ablauf) mit hoher Verdunstungsrate zur Abscheidung von anorganischem Kohlenstoff. Beispiele für solche endorheische Becken sind der Aralsee oder das Okavangodelta. Yu schätzt, dass auf diese Weise jährlich und weltweit ca. 0,152 Gt Kohlenstoff in der Lithosphäre festgelegt werden.[18][19]

Ein weiterer schnell ablaufender Prozess der Bildung von Karbonatgesteinen ist das Entstehen von Beachrock an tropischen Meeresküsten. Unter geeigneten Bedingungen kommt es innerhalb von Jahren oder sogar Monaten zur Gesteinsbildung mit Festlegung von Kohlenstoff.[20][21]

Langfristiger organischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse, die zwar zunächst rasch ablaufen, aber mit langfristigen geologischen Prozessen gekoppelt sind. Dabei wird sedimentiertes, organisches Material unter anoxischen Bedingungen nicht mehr vollständig abgebaut. Nur ein geringer Teil wird durch anaerobe Bakterien in CO₂ verwandelt. Durch Überschichtung mit weiteren Sedimentdecken und Absinken in größere Tiefen erhöhen sich Druck und Temperatur. Dadurch werden die organischen Biomoleküle unter Luftabschluss in Kerogen (u. a.: Kohlenwasserstoffe) oder Kohlenstoff (Kohle) umgewandelt.

Erdöl: Aus dem Kerogen der Gesteine (Erdölmuttergesteine) kann durch weitere Umwandlung Erdöl entstehen. Durch Wanderung („Migration“) entstehen daraus Erdöllagerstätten. Die ältesten Erdöllagerstätten sind vermutlich 3 Milliarden Jahre alt. Hauptentstehungszeit des Erdöls war vor 500 bis 1000 Millionen Jahren. Es entstand in lagunenartigen, warmen Flachmeeren aus herabsinkenden toten Pflanzen und Tieren. Durch Risse und Spalten im Gestein können die gasförmigen Kohlenwasserstoffe, vor allem Methan (CH₄), an die Erdoberfläche treten. Im Meer können Bakterien dieses Gas als Energiequelle nutzen, indem sie es zu CO₂ oxidieren:

\mathrm {CH_{4}+2\ O_{2}\longrightarrow CO_{2}+2\ H_{2}O}

An die Oberfläche tretendes Erdöl verliert die leicht flüchtigen Verbindungen und verfestigt zu zähflüssigem Asphalt, Erdpech oder Erdwachs (siehe: Asphaltsee).

Kohle: Kohlelagerstätten entstanden aus den Waldmooren der Karbonzeit vor etwa 359 bis 299 Millionen Jahren. Wird durch tektonische Vorgänge Kohle an die Erdoberfläche verfrachtet, kann sie durch Bakterien zu CO₂ oxidiert werden.

Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr[22]

1	Photosynthese - Bildung organischen Materials	120
2	Sedimentation organischen Materials	60
3	Diagenese - Umwandlung organischen Materials in fossilen C	nicht bekannt
4	Ausgasung von Methan (Erdgas), Bildung von Methanhydrat
5	Ausgasung von CO₂
6	Ausgasung von Methan aus Methanhydrat
7	Summe aus 4+5+6	60

Kurzfristiger organischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse der Assimilation und Dissimilation. Kurzfristig bedeutet dabei etwa die Lebensspanne eines Menschen. Die Prozesse können rasch ablaufen und jahreszeitlichen Schwankungen unterliegen. So steigt während des Winters auf der Nordhalbkugel der CO₂-Gehalt der Atmosphäre an, weil die Pflanzen wegen des geringeren Lichteinfalls und der niedrigeren Temperaturen weniger Photosynthese betreiben.[23]

Durch die Photosynthese von Pflanzen, Algen (Phytoplankton)[24][25] und Bakterien werden aus CO₂ mithilfe der Lichtenergie organische Stoffe (C_org) hergestellt.
Durch die Zellatmung wird aus diesen Stoffen Kohlenstoff mithilfe von Sauerstoff wieder zu CO₂ oxidiert. Viele Organismen betreiben unter Sauerstoffmangel Gärung, wobei die organischen Stoffe unvollständig zu anderen organischen Stoffen wie Methan abgebaut werden und teilweise zu CO₂ umgesetzt (mineralisiert) werden.

Kurzfristiger organischer C-Kreislauf	Laufende Nummer	Vorgang	Flussraten in Gt C je Jahr[26][27]
P=Pflanzen, T=Tiere
	1	Pflanzen an Land bilden C_org durch Photosynthese aus CO₂	120
	1	Pflanzen im Wasser bilden C_org durch Photosynthese aus CO₂	50
	2	Pflanzen und Tiere an Land atmen CO₂ aus, die Körper werden mit Sauerstoff zu CO₂ abgebaut	60
	2	Pflanzen und Tiere im Wasser atmen CO₂ aus	40
	3	Tiere fressen Pflanzen	nicht bekannt
	4	C_org wird im Boden unter Sauerstoffausschluss zu fossilem C	nicht bekannt
	5	Abgestorbene Tiere u. Pflanzen sinken in die Tiefsee und werden langfristig zu Kalksedimenten o. Erdöl	10
	6	Gasaustausch zwischen Ozean u. Atmosphäre	ca. 91

Eingriffe des Menschen in den Kohlenstoffkreislauf

Ursachen der Erhöhung der Kohlenstoffdioxid-Konzentration der Atmosphäre

Anstieg der CO₂-Volumenkonzentration [ppm] in der Atmosphäre und der durchschnittlichen Oberflächentemperatur

Weltweite CO₂-Emissionen aus der Nutzung fossiler Brennstoffe, Zementproduktion und Abfackelung

Aus der Analyse von Bohrungen im antarktischen Eis ergibt sich, dass die globale Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration der Atmosphäre mindestens in den letzten 650.000 Jahren nie 300 ppm überschritten hat.[28] Während des Paläozänen-Eozänen Temperaturmaximums vor 56 Millionen Jahren, kam es durch Vulkanismus zu atmosphärischen CO₂-Konzentrationen von über 2000 ppm. Innerhalb einiger tausend Jahre erhöhte sich die Durchschnittstemperatur der Atmosphäre um 5 Grad.[29] Während der Eiszeiten war sie mit 180 ppm niedriger als während der Warmzeiten. Seit Beginn der Industrialisierung stieg die Konzentration stark. Die blaue Kurve in der Grafik rechts ergibt sich aus kontinuierlichen Messungen der Global-Atmosphere-Watch-Station (GAW-Station) Mauna Loa auf Hawaii seit 1958. Sie wird Keeling-Kurve genannt. Aus diesen Messungen ergeben sich jährliche Anstiege des CO₂-Gehalts der Atmosphäre entsprechend mehreren Gigatonnen Kohlenstoff (Gt C). Die im Folgenden aufgeführten anthropogenen Emissionen sind insgesamt etwas mehr als doppelt so hoch. Ein Teil wird von den durch CO₂ versauernden Ozeanen aufgenommen, ein Teil von durch CO₂ üppiger wachsenden Landpflanzen.

Die Emissionen stagnieren zurzeit (Stand 2014 bis 2016) bei jährlich 10 Gt C. Der mit Abstand größte Beitrag ist die Verbrennung fossiler Brennstoffe (Erdöl, Erdgas, Kohle), gefolgt von der CO₂-Freisetzung bei der Zement- und Stahlerzeugung, siehe Liste der größten Zementhersteller bzw. Stahlindustrie/Tabellen und Grafiken.

Bei der Stahlerzeugung dienen fossile Kohlenstoffverbindungen als Reduktionsmittel. Bei der Zementherstellung stammt das CO₂ aus Calciumcarbonat, das mit Ton (Aluminiumsilicat) zu Calciumsilicat reagiert. Vom freigesetzten CO₂ wird beim Abbinden durch Bildung von Calciumcarbonat ein Teil wieder der Luft entzogen. Dagegen wurde beim früher verwendeten Kalkmörtel CO₂ quantitativ wieder gebunden.

Auch bei der Glasherstellung wird CO₂ frei:

\mathrm {Na_{2}CO_{3}+SiO_{2}\longrightarrow Na_{2}SiO_{3}+CO_{2}\uparrow }

Natriumcarbonat reagiert mit Siliciumdioxid (Sand) zu Natriumsilicat.

Aufforstung

Aufforstung und besseres Management (Erosionskontrolle, Auswahl der Arten, Nutzungsänderungen bei Plantagen, Umwandlung von Feldern in Weideland und andere Maßnahmen) erhöhen die Effektivität des CO₂-Verbrauchs durch die Photosynthese der Kulturpflanzen. Hierdurch ergibt sich ein Verbrauch von 1,202 bis 1,589 Gt C je Jahr. (Die Spannweite der Schätzung ergibt sich aus der Unsicherheit in der Schätzung des Effektes neu aufgeforsteter Wälder, der mit 0,197 bis 0,584 Gt C je Jahr zu Buche schlägt.) Dem steht allerdings eine Freisetzung von 1,788 Gt C je Jahr durch Brandrodung gegenüber.[30] Die Rolle der Ozeane im globalen Kohlenstoffkreislauf, insbesondere in ihrer Funktion als Kohlenstoffsenke, wurde u. a. 1990–2002 im internationalen Forschungsprojekt JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study[31]) untersucht.

Nachhaltige Holznutzung

Durch eine nachhaltige Holznutzung kann der Anstieg der Kohlenstoffdioxid-Konzentration in der Atmosphäre und damit der Treibhauseffekt abgemildert werden. Durch die Holznutzung in einem nachhaltig bewirtschafteten Wald wird der im Holz gespeicherte Kohlenstoff über einen langen Zeitraum der Atmosphäre entzogen. Ohne Holznutzung, zum Beispiel in einem Natur- oder Urwald, wird der gespeicherte Kohlenstoff durch Zersetzung der Bäume wieder als Kohlenstoffdioxid an die Atmosphäre abgegeben. Der Wald in Deutschland speichert Kohlenstoff entsprechend rund 8 % der jährlichen Kohlenstoffdioxid-Emissionen. Somit kann durch vermehrten Holzeinsatz, zum Beispiel im Bauwesen oder im Möbelbau, langfristig Kohlenstoff aus der Atmosphäre gespeichert werden. Ein Schreibtisch aus Holz speichert etwa 23 kg Kohlenstoff entsprechend etwa 83 kg Kohlenstoffdioxid. Eine Gartenbank aus einheimischem Holz etwa die Hälfte.[32] Zum Vergleich: 83 kg Kohlenstoffdioxid entsprechen der Menge, die im Mittel ein deutscher Personenkraftwagen ausstößt, um eine Strecke von rund 520 km zurückzulegen. Nach der Nutzungsdauer kann das Holz durch Recycling weiterhin als Kohlenstoffspeicher gehalten werden, oder die gespeicherte Energie kann durch Verbrennung genutzt werden, wobei genauso viel Kohlenstoffdioxid entsteht, wie zuvor durch dessen Bildung der Atmosphäre entzogen wurde.

Auswirkungen auf die Photosynthese

Für die Photosynthese der Landpflanzen wäre eine Kohlenstoffdioxid-Volumenkonzentration von 1 ‰ optimal. Die Steigerung der Photosyntheserate fällt allerdings geringer aus als erwartet, da das für die Carboxylierung verantwortliche Enzym (RuBisCO) temperaturabhängig reagiert. Infolge ansteigender Temperaturen verringert sich die Carboxylierungsrate der Rubisco. Dies gilt für die C3-Photosynthese. Vorausgesetzt, die Oxidationsrate der organischen Substanz erhöht sich gemäß dem thermochemischen Grundsatz bei einem Temperaturanstieg, kommt es zu einer dynamischen positiven Rückkopplung beider Prozesse mit dem Ergebnis schneller steigender atmosphärischer CO₂-Gehalte: steigende CO₂-Gehalte der Atmosphäre – Temperaturanstieg – Erhöhung der Oxidationsrate bei geringerer bzw. nicht adäquat ansteigender Carboxylierungsrate – steigende CO₂-Gehalte der Atmosphäre. Diese Dynamik verlangsamt sich, wenn sich Carboxylierungsrate und Oxidationsrate mehr und mehr annähern. Fällt die Oxidationsrate unter die Carboxylierungsrate, sinken atmosphärischer CO₂-Gehalt und Temperatur. Die Rubisco reagiert auf fallende Temperaturen mit höheren Carboxylierungsraten. Auch hier ergibt sich wieder eine positive Rückkopplung mit dann schneller sinkenden Temperaturen und CO₂-Gehalten. Die Ursache der Dynamiken ist in der temperaturabhängigen Bifunktionalität der Rubisco zu finden. Für die gegenwärtige Situation des Klimawandels ist daraus folgender Schluss zu ziehen: Hat die anthropogen bedingte Dynamik steigender Temperatur- und CO₂-Gehalte der Atmosphäre erst einmal „Fahrt“ aufgenommen, wird sich eine Eigendynamik entwickeln, die von Menschenhand nicht mehr zu stoppen sein wird.

Störung der Kreisläufe

Die Erhöhung der Kohlenstoffdioxidkonzentration in der Atmosphäre führt zu einer vermehrten Lösung von CO₂ im Meerwasser. Durch die Bildung von Kohlensäure wird der pH-Wert des Wassers erniedrigt (saurer). Dadurch wird die biogene und abiogene Ausfällung von Kalk behindert. Als Folge müsste die Menge des Phytoplanktons abnehmen und die Photosyntheserate sinken.

Durch die Erniedrigung des pH-Wertes von Regen und Wasser müsste die Verwitterung von Kalkgestein und damit der Verbrauch von CO₂ ansteigen. Da geochemische Flussraten sehr gering sind, spielt dieser Effekt kurzfristig keine Rolle.

Bedeutung für den Klimawandel

Ohne Eingriffe des Menschen hat sich im Laufe der Erdentwicklung ein relativ stabiles Fließgleichgewicht eingestellt. Jeder Teilnehmer des Kreislaufs gibt Kohlenstoff ab und nimmt welchen auf, ohne dass es dabei zu wesentlichen Änderungen der Verteilung des Kohlenstoffes kommt.

Durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe gelangt Kohlenstoff, der zum Teil über Jahrmillionen eingelagert wurde, in Form von CO₂ in die Erdatmosphäre. Insgesamt „produzierte“ die Menschheit an der Schwelle zum 21. Jahrhundert etwa 8,7 Gt C je Jahr.[33] Das labile Gleichgewicht wird gestört. Die Folge ist die globale Erwärmung, wozu maßgeblich der wachsende Anteil des Treibhausgases CO₂ in der Erdatmosphäre beiträgt.

Um dem entgegenzuwirken, wird versucht, Verfahren zu entwickeln, den überschüssigen Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu entziehen und in das Reservoir der Sedimente einzulagern (CO₂-Sequestrierung).

Siehe auch: Folgen der globalen Erwärmung

Probleme technischer Lösungen

Zurzeit werden Lösungen des CO₂-Problems diskutiert, die zwar technisch bereits realisierbar, aber nicht beherrschbar und in den ökologischen Folgeschäden nicht abschätzbar sind:

Verflüssigen von CO₂ und Einbringen in unterirdische, gasdichte Speicher wie nicht abbauwürdige Kohleflöze, abgebaute Salzlagerstätten, tiefe wasserführende Gesteinsschichten und erschöpfte Öl- und Gasfelder. Letzteres wird bereits bei „Sleipner“, einer Gas- und Ölbohrinsel des norwegischen Unternehmens Statoil angewandt, wo wöchentlich anfallende 20.000 t CO₂ in die ausgebeuteten Lagerstätten zurückgepumpt werden. Diese Methode gilt als relativ sicher, weil die Sandschichten der Lagerstätte Erdöl und Erdgas über Jahrmillionen hinweg gehalten haben.
Verklappen von gefrorenem CO₂ (sogenanntes Trockeneis) im Meer. Während des Absinkens löst sich das Trockeneis auf, wodurch die CO₂-Konzentration erhöht und der pH-Wert des Wassers erniedrigt wird, was zu lokalen Vergiftungen der Organismen führt.
Verflüssigen und Injizieren in das Meer in 600 m Tiefe. Dort sollten sich Gashydrate bilden, die auf Grund ihrer höheren Dichte zu Boden sinken müssten. Tests ergaben, dass sich zwar die Gashydrate bilden, diese aber wieder an die Oberfläche stiegen.
Verflüssigen und Injizieren in die Tiefsee unterhalb 3.000 m. Hier müsste das CO₂ flüssig bleiben und in Senken große Kohlenstoffdioxidseen bilden. Tests ergaben, dass das CO₂ nicht flüssig blieb, sondern großvolumige Gashydrate bildete, die wieder aufsteigen konnten. Da die Bildung der Gashydrate die Konzentration des Salzgehaltes des umgebenden Wassers durch das Ausfrieren von Süßwassereis erhöht, würden hier alle Organismen geschädigt werden. Außerdem war das CO₂ in dieser Tiefe nicht beherrschbar: Es nahm unerwartet ein großes Volumen ein und konnte nicht in Senken gesammelt werden, da kleinste Strömungen die CO₂-Tropfen verteilten. Diese Version wird von der Regierung der USA favorisiert. Ein Großversuch im Sommer 2002 vor den Küsten Hawaiis und Norwegens wurde durch den massiven Widerstand der Einwohner und verschiedener Umweltgruppen vorerst gestoppt.

Anmerkungen

Die Zahlenangaben sind Schätzungen und können je nach verwendeter Literatur stark schwanken. Nicht immer ist klar, was unter den jeweiligen Kohlenstoff-Flüssen zusammengefasst wird. Nicht immer sind die Angaben vollständig. Dadurch entstehen Probleme wie zum Beispiel in der Kohlenstoffbilanz der terrestrischen Biosphäre: Dem Zufluss von 120 Gt C pro Jahr durch die Assimilation steht ein Abfluss von nur insgesamt 116 Gt C pro Jahr durch Dissimilation und Detritus-Bildung gegenüber. Damit fehlen in der Bilanz 4 Gt C pro Jahr.

Siehe auch

Literatur

Beth N. Orcutt, Isabelle Daniel, Rajdeep Dasgupta (Hrsg.): Deep Carbon – Past to Present. Oxford University Press, 2019, ISBN 978-1-108-67795-0, doi:10.1017/9781108677950 (Open Access, mit einem Schwerpunkt auf der Lithosphäre und die geologische Tiefenzeit, fasst die Ergebnisse des Deep Carbon Observatory zusammen).
David Archer: The Global Carbon Cycle (= Princeton Primers in Climate). Princeton University Press, 2011, ISBN 978-0-691-14413-9 (Einführung).
Praxis der Naturwissenschaften. In: Biologie in der Schule. Heft 3/53, 15. April 2004. Aulis Verlag Deubner, Köln Leipzig.

Weblinks

Klimaerwärmung: Der Ozean und seine Geheimnisse – Magazin für europäische Forschung, #48, Februar 2006
Video- und Multimedia-DVD im Ausleihbestand des Landesmedienzentrums Baden-Württemberg
Informationen zur Video- und Multimedia-DVD auf der Seite des Produzenten

Einzelnachweise

Der IPCC versteht in seinem fünften Sachstandsbericht unter einem Reservoir nur Hydro-, Litho-, Bio- und Pedosphäre, nicht jedoch die Atmosphäre; mit einem Pool kann jede der fünf Sphären gemeint sein (siehe IPCC AR5, WG III, Annex 1, Glossary).
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Manchmal wird der Kohlenstoffvorrat auch Kohlenstoffpool genannt, siehe z. B. Bettina Höll: Die Rolle des Porenraums im Kohlenstoffhaushalt anthropogen beeinflusster Niedermoore des Donauried. 2007, Figure 2-1 (uni-hohenheim.de [PDF; 891 kB]).
Martin Kappas: Klimatologie: Klimaforschung im 21. Jahrhundert – Herausforderung für Natur- und Sozialwissenschaften. Springer, 2009, ISBN 978-3-8274-1827-2, S. 158–159, doi:10.1007/978-3-8274-2242-2.
Matthias Schaefer: Bilanz. In: Wörterbuch Ökologie. Spektrum Akademischer Verlag, September 2011.
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Siehe zum Beispiel sink. In: Meteorology Glossary. American Meteorological Society, abgerufen am 7. September 2016.
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Robert A. Berner, The carbon cycle and CO₂ over Phanerozoic time: the role of land plants, The Royal Society, 1998.
Markus Reichenstein: Universell und Überall. Der terrestrische Kohlenstoffkreislauf im Klimasystem. In: Jochem Marotzke, Martin Stratmann (Hrsg.): Die Zukunft des Klimas. Neue Erkenntnisse, neue Herausforderungen. Ein Report der Max-Planck-Gesellschaft. Beck, München 2015, ISBN 978-3-406-66968-2, S. 123–136, insb. S. 125–129.
Rebecca M. Varney, Sarah E. Chadburn, Pierre Friedlingstein, Eleanor J. Burke, Charles D. Koven: A spatial emergent constraint on the sensitivity of soil carbon turnover to global warming. In: Nature Communications. Band 11, Nr. 1, 2. November 2020, ISSN 2041-1723, S. 5544, doi:10.1038/s41467-020-19208-8 (nature.com [abgerufen am 3. November 2020]).
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[1] Der IPCC versteht in seinem fünften Sachstandsbericht unter einem Reservoir nur Hydro-, Litho-, Bio- und Pedosphäre, nicht jedoch die Atmosphäre; mit einem Pool kann jede der fünf Sphären gemeint sein (siehe IPCC AR5, WG III, Annex 1, Glossary).

[ipcc2014Glossary-2] Glossary. In: J. M. Allwood u. a. (Hrsg.): Climate Change 2014: Mitigation of Climate Change. Contribution of Working Group III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. 2014 (ipcc.ch [PDF]).

[3] Manchmal wird der Kohlenstoffvorrat auch Kohlenstoffpool genannt, siehe z. B. Bettina Höll: Die Rolle des Porenraums im Kohlenstoffhaushalt anthropogen beeinflusster Niedermoore des Donauried. 2007, Figure 2-1 (uni-hohenheim.de [PDF; 891 kB]).

[4] Martin Kappas: Klimatologie: Klimaforschung im 21. Jahrhundert – Herausforderung für Natur- und Sozialwissenschaften. Springer, 2009, ISBN 978-3-8274-1827-2, S. 158–159, doi:10.1007/978-3-8274-2242-2.

[5] Matthias Schaefer: Bilanz. In: Wörterbuch Ökologie. Spektrum Akademischer Verlag, September 2011.

[6] carbon budget. In: Meteorology Glossary. American Meteorological Society, abgerufen am 7. September 2016.

[7] Siehe zum Beispiel sink. In: Meteorology Glossary. American Meteorological Society, abgerufen am 7. September 2016.

[8] Gruber, N., D. Clement, B. R. Carter, R. A. Feely, S. van Heuven, M. Hoppema, M. Ishii, R. M. Key, A. Kozyr, S. K. Lauvset, C. Lo Monaco, J. T. Mathis, A. Murata, A. Olsen, F. F. Perez, C. L. Sabine, T. Tanhua, and R. Wanninkhof: Der Ozean als Senke für menschgemachtes Kohlendioxid. GEOMAR Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel, 2019, abgerufen am 19. Januar 2022.

[9] Moore mindern CO2. Presse- und Informationsamt der Bundesregierung, 14. August 2014, abgerufen am 19. Januar 2022.

[pdn2004-10] E. R. Lucius, K. Hildebrand, Karin Lochte: Der globale Kohlenstoffkreislauf als System. In: Praxis der Naturwissenschaften Biologie in der Schule. Band 53, Nr. 3, 2004, S. 6–12.

[11] Markus Reichstein: Universell und Überall. Der terrestrische Kohlenstoffkreislauf im Klimasystem. In: Jochem Marotzke, Martin Stratmann (Hrsg.): Die Zukunft des Klimas. Neue Erkenntnisse, neue Herausforderungen. Ein Report der Max-Planck-Gesellschaft. Beck, München 2015, ISBN 978-3-406-66968-2, S. 123–136, S. 125–127.

[12] Robert A. Berner, The carbon cycle and CO₂ over Phanerozoic time: the role of land plants, The Royal Society, 1998.

[13] Markus Reichenstein: Universell und Überall. Der terrestrische Kohlenstoffkreislauf im Klimasystem. In: Jochem Marotzke, Martin Stratmann (Hrsg.): Die Zukunft des Klimas. Neue Erkenntnisse, neue Herausforderungen. Ein Report der Max-Planck-Gesellschaft. Beck, München 2015, ISBN 978-3-406-66968-2, S. 123–136, insb. S. 125–129.

[14] Rebecca M. Varney, Sarah E. Chadburn, Pierre Friedlingstein, Eleanor J. Burke, Charles D. Koven: A spatial emergent constraint on the sensitivity of soil carbon turnover to global warming. In: Nature Communications. Band 11, Nr. 1, 2. November 2020, ISSN 2041-1723, S. 5544, doi:10.1038/s41467-020-19208-8 (nature.com [abgerufen am 3. November 2020]).

[15] Klimakrise: Warum auch deutsche Äcker und Gärten zum Problem werden könnten. Der Spiegel, 2. November 2020, abgerufen am 3. November 2020.

[USDE-16] US Department of Energy: Carbon Cycling and Biosequestration. Integrating Biology and Climate Through Systems Science. Report from the March 2008 Workshop. 2008. PDF (16 MB).

[17] Ori Schipper: Einblick in die biologische Kohlenstoffpumpe im Meer. In: ETH Zürich. 23. September 2021, abgerufen am 4. Oktober 2021.

[18] Yu Li, Chengqi Zhang, Naiang Wang, Qin Han, Xinzhong Zhang: Substantial inorganic carbon sink in closed drainage basins globally. In: Nature Geoscience. Band 10, Nr. 7, Juli 2017, ISSN 1752-0908, S. 501–506, doi:10.1038/ngeo2972 (nature.com [abgerufen am 30. April 2021]).

[19] Desert Basins Could Hold ‘Missing’ Carbon Sinks. Abgerufen am 30. April 2021 (englisch).

[20] Mineralogy of carbonates; Beachrock. 10. November 2019, abgerufen am 30. April 2021 (en-NZ).

[21] Michalis Ioannis Vousdoukas, A. F. Velegrakis, Theocharis A. Plomaritis: Beachrock occurrence, characteristics, formation mechanisms and impacts. Earth-Science Reviews, November 2007, abgerufen am 30. April 2021 (englisch).

[22] Carbon Cycle Diagram. In: Globe Carbon Cycle. The University of New Hampshire, Durham, NH 03824, 2008, abgerufen am 9. Januar 2022 (englisch).

[23] The Fast Carbon Cycle. NASA Earth Observatory, 16. Juni 2011, abgerufen am 10. Januar 2022 (englisch).

[DOI10.1038/s41586-019-1748-4-24] Lennart Schada von Borzyskowski, Francesca Severi u. a.: Marine Proteobacteria metabolize glycolate via the β-hydroxyaspartate cycle. In: Nature. 575, 2019, S. 500, doi:10.1038/s41586-019-1748-4.

[25] Ein neues Puzzleteil im globalen Kohlenstoffzyklus. In: mpg.de. 13. November 2019, abgerufen am 21. November 2019.

[26] S. Franck, C. Bounama, W. von Bloh: Global Carbon Cycle. In: Encyclopedia of Ecology. Elsevier, 2008, S. 3770–3776, doi:10.1016/B978-008045405-4.00598-X (sciencedirect.com [abgerufen am 10. Januar 2022]).

[27] Holli Riebeek: The Carbon Cycle. NASA Earth Observatory, 16. Juni 2011, abgerufen am 10. Januar 2022 (englisch).

[RealClimate_11/2005-28] Gavin Schmidt: 650,000 years of greenhouse gas concentrations. RealClimate.org, 2005.

[29] Gutjahr, M., A. Ridgwell, P. F. Sexton, E. Anagnostou, P. N. Pearson, H. Pälike, R. D. Norris, E. Thomas and G. L. Foster: Vulkanisches CO2 als Ursache globaler Erwärmung vor 56 Millionen Jahren? GEOMAR Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel Wischhofstr. 1–3 24148 Kiel, 2017, abgerufen am 9. Januar 2022.

[30] Science. Vol. 288, Mai 2000.

[31] wdc-mare.org

[32] Wichtige Schritte zum Klimaschutz: Wald – Holz – Klima. Holzabsatzfonds, Bonn 2009.

[Peters-33] Corinne Le Quéré, Glen Peters et al.: Global carbon budget 2012 (PDF; 2,6 MB) In: global carbon project. Tyndall Centre for Climate Change Research. 2. Dezember 2012. Archiviert vom Original am 27. September 2013. Abgerufen am 7. April 2013.