Kohlenstoff ist viel mehr als ein einfaches chemisches Element (C, Ordnungszahl 6). Er ist die Grundlage des organischen Lebens und einer der Hauptregulatoren des Klimas unseres Planeten. Seine ständige Reise zwischen den großen irdischen Reservoirs – der Atmosphäre, der Hydrosphäre (Ozeane), der Biosphäre (Wälder, Böden) und der Geosphäre (Untergrund) – bildet ein System von bemerkenswerter Komplexität und Harmonie.
Der Kohlenstoffkreislauf wurde schrittweise als ein komplexes Netzwerk von Flüssen und Beständen verstanden, das Biogeochemie und Klimatologie verbindet. Die Identifizierung von CO2 als Gas, das am Austausch zwischen Atmosphäre, Ozeanen und Biosphäre beteiligt ist, begann mit den Experimenten von Joseph Priestley (1733–1804) und Antoine Lavoisier (1743–1794), die die Rolle der Pflanzen bei der Sauerstoffproduktion und der CO2-Aufnahme nachwiesen.
Mitte des 19. Jahrhunderts zeigte Eunice Newton Foote (1819–1888), dass CO2 Sonnenwärme absorbiert und damit seine Rolle bei der Erwärmung und thermischen Regulierung der Atmosphäre aufzeigte – ein Schlüsselelement für das Verständnis des Kohlenstoffkreislaufs.
Im 19. Jahrhundert zeigten Studien zur tierischen Atmung und organischen Zersetzung auch, dass Kohlenstoff zwischen lebenden Organismen und der Atmosphäre zirkulieren kann. Im 20. Jahrhundert ermöglichte die Quantifizierung der ozeanischen und terrestrischen Flüsse die Formalisierung des Kohlenstoffkreislaufs, wobei zwischen schnellen Reservoirs (Biosphäre, Atmosphäre, Oberflächenozeane) und langsamen Reservoirs (Sedimente, fossile Brennstoffe, Lithosphäre) unterschieden wurde.
Heute ermöglichen Klimamodelle und isotopische Messungen die präzise Verfolgung des Kohlenstofftransfers zwischen den Reservoirs und das Verständnis der Auswirkungen menschlicher Aktivitäten auf das atmosphärische CO2 und die globale Erwärmung.
Der Kohlenstoffkreislauf umfasst die physikalischen, chemischen und biologischen Prozesse, die die Zirkulation von Kohlenstoff zwischen den Hauptreservoirs der Erde sicherstellen: Atmosphäre, Biosphäre, Hydrosphäre und Lithosphäre.
Der Kohlenstoffkreislauf wirkt auf sehr unterschiedlichen Zeitskalen: von schnellen Austauschprozessen zwischen Atmosphäre, Biosphäre und Oberflächenozeanen (Jahre bis Jahrzehnte) bis hin zu langsamen Transfers in Sedimente und die Lithosphäre (Tausende bis Millionen von Jahren). Diese Überlagerung von schnellen und langsamen Dynamiken reguliert das Erdklima und bestimmt die Reaktion auf natürliche oder anthropogene Störungen.
| Quellreservoir | Gespeicherte Menge (GtC) | Zielreservoir | Prozess | Jährlicher Fluss (GtC/Jahr) | Dominante Umwandlung | Zeitskala |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Atmosphäre (CO2) | ≈ 880 | Vegetationsbiosphäre | Photosynthese | ≈ 120 | \( CO_2 + H_2O \xrightarrow{\text{Sonnenenergie}} CH_2O + O_2 \) (Reduktion von mineralischem Kohlenstoff zu organischem Kohlenstoff) | Jahre |
| Vegetationsbiosphäre | ≈ 450 bis 650 | Tierische Biosphäre | Transfer von organischem Kohlenstoff | ≈ 60 | \( CH_2O_{\text{Pflanze}} \rightarrow CH_2O_{\text{Tier}} + CO_2 \) | Jahre bis Jahrzehnte |
| Biosphäre (vegetativ und tierisch) | ≈ 2.000 (einschließlich Böden) | Atmosphäre (CO2) | Atmung, Zersetzung | ≈ 120 | \( CH_2O + O_2 \rightarrow CO_2 + H_2O + \text{Energie} \) (Biologische Oxidation von organischem Kohlenstoff) | Jahre |
| Atmosphäre (CO2) | ≈ 880 | Oberflächenozeane | Ozeanische Lösung | ≈ 90 | \(CO_2 + H_2O \rightleftharpoons H_2CO_3 \rightleftharpoons H^+ + HCO_3^- \rightleftharpoons 2H^+ + CO_3^{2-}\) (Gleichgewichte CO2/HCO3-/CO32-) | Monate bis Jahrhunderte |
| Ozeane (gelöster Kohlenstoff) | ≈ 38.000 | Meeressedimente | Biomineralisation | ≈ 0,5 bis 1 | \(Ca^{2+} + HCO_3^- \rightleftharpoons CaCO_3(s) + H^+\) (Bildung von CaCO3-Carbonaten) | Jahrhunderte bis Jahrtausende |
| Biosphäre und Sedimente | ≈ 15.000 | Fossile Brennstoffe | Versenkung, Diagenese | ≈ 0,1 | \(CH_2O_{\text{organische Materie}} \rightarrow C_{\text{fossil}} + H_2O + CO_2\) (Konzentration und Fossilisation von Kohlenstoff) | Millionen von Jahren |
| Fossile Brennstoffe | ≈ 4.000 | Atmosphäre (CO2) | Verbrennung | ≈ 10 | \(C_6H_{12}O_6 (\text{fossil}) + 6\,O_2 \rightarrow 6\,CO_2 + 6\,H_2O\) (Schnelle Oxidation von fossilem Kohlenstoff) | Sofortig bis Jahrzehnte |
| Lithosphäre (carbonathaltige Gesteine) | > 60.000.000 | Atmosphäre (CO2) | Subduktion, Vulkanismus | ≈ 0,1 | \(CaCO_3(\text{Sediment}) + \text{Magma} \rightarrow CaO + CO_2(\text{vulkanisch})\) (Entgasung von Kohlenstoff aus dem Mantel) | Millionen von Jahren |
N.B.:
Die Vegetation absorbiert atmosphärisches CO2 durch Photosynthese, setzt es aber auch bei der Atmung und Zersetzung organischer Materie wieder frei. Somit wirkt die Biosphäre sowohl als Kohlenstoffsenke als auch als -quelle, wobei die Nettobilanz von saisonalen Flüssen und ökologischen Störungen abhängt.
N.B.:
Das klimatische Gleichgewicht auf geologischer Zeitskala ergibt sich aus der Rückkopplung zwischen vulkanischer Entgasung (die CO2 aus lithosphärischen Reservoirs freisetzt) und Silikatverwitterung (die atmosphärisches CO2 bindet). Eine Erwärmung beschleunigt die Verwitterung, reduziert CO2 und kühlt das Klima ab. Dieser Mechanismus verbindet Kohlenstoffbestände und -flüsse und wirkt als langsamer, aber wirksamer planetarischer Thermostat.
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