Ozeane in Atemnot

  • Abb. 1: Simulierte Sauerstoffkonzentrationen des Meerwassers in µmol/l in einer Tiefe von 400 m im Jahr 3000; oben: ohne Berücksichtigung einer ­Reduktion der biogenen Kalzifizierung; unten: mit Berücksichtigung einer Reduktion der biogenen Kalzifizierung. Die rote Höhenlinie kennzeichnet eine Sauerstoffkonzentration von 120 µmol/l. Es wird angenommen ­(Stramma et al., 2008), dass ein Unterschreiten dieses Wertes eine Vielzahl mariner Lebe­wesen unter Stress setzten kann.Abb. 1: Simulierte Sauerstoffkonzentrationen des Meerwassers in µmol/l in einer Tiefe von 400 m im Jahr 3000; oben: ohne Berücksichtigung einer ­Reduktion der biogenen Kalzifizierung; unten: mit Berücksichtigung einer Reduktion der biogenen Kalzifizierung. Die rote Höhenlinie kennzeichnet eine Sauerstoffkonzentration von 120 µmol/l. Es wird angenommen ­(Stramma et al., 2008), dass ein Unterschreiten dieses Wertes eine Vielzahl mariner Lebe­wesen unter Stress setzten kann.

Ozeane in Atemnot – Zunehmende Ozeanversauerung könnte den Meeren den Sauerstoff rauben.

Die stetig anwachsenden anthropogenen Emissionen von Treibhausgasen, insbesondere von Kohlendioxid, werden in Zukunft unseren Planeten nachhaltig verändern, falls es der Menschheit nicht gelingt, diese drastisch zu reduzieren.

Die Ergebnisse des Kopenhagener ­Klimakongresses, der im März 2009 stattfand, weisen auf einen ­bevorstehenden dramatischen Wandel unseres Planeten hin. Die ­Wissenschaftler mussten konstatierten, dass die bisherige Entwicklung den pessimistischsten Vorhersagen des IPCC entspricht.

Eine ­Erhöhung der globalen Mitteltemperatur um bis zu 6,5 °C bis zum Ende unseres Jahrhunderts stellt eine bereits bekannte Bedrohung dar. Doch der ungebremste Anstieg der atmosphärischen Kohlen­dioxidkonzentrationen führt auch zu einer Versauerung des Ozeans mit negativen Folgen für den Sauerstoffgehalt des Meerwassers in ­Tiefen zwischen 200 und 800 m.

 

Die marine Kohlenstoffpumpe

Der Ozean enthält etwa 39.000 Gt Kohlenstoff (1Gt = 106 t = 109 Kg) in gelöster Form und stellt damit ein weitaus größeres Reservoir als die Atmosphäre dar, die derzeit etwa 750 Gt Kohlenstoff in Form von Kohlendioxid (CO2) beinhaltet.

Im vorindustriellen Zeitalter befanden sich Ozean und Atmosphäre nahezu im Gleichgewicht, d. h der Ozean nahm jährlich etwa 70 Gt Kohlenstoff auf und gab dieselbe Menge wieder ab. Bedingt durch die stetig wachsenden CO2-Emissionen wird dieses Gleichgewicht heutzutage jedoch gestört, was bedeutet, dass der Ozean infolge des höheren CO2-Partialdrucks in der Atmosphäre etwa 2 Gt mehr Kohlenstoff aufnimmt als abgibt.

Der ozeanische Kohlenstoffpool setzt sich vor allem aus Karbonat-Ionen (CO32-), Hydrogenkarbonat-Ionen (HCO3-) und gelöstem Kohlendioxid CO2 zusammen. Etwa nur 3 Gt Kohlenstoff sind in marinen Lebewesen gespeichert.

Das Phytoplankton bindet das gelöste CO2 mit Hilfe des Sonnenlichts (Photosynthese) und produziert dabei organisches Material, welches ­einem jährlichen Äquivalent von etwa 50 Gt Kohlenstoff entspricht.

Der größte Teil dieser organischen Masse wird jedoch sehr schnell von heterotrophen ­Organismen wie dem Zooplankton verzehrt und ausgeschieden, bzw.

stirbt nach wenigen Wochen ab. Das tote organische Material (Detritus) wird größtenteils vermittels bakterieller Aktivitäten in der oberflächennahen Schicht des Ozeans in seine anorganischen Bestandteile zerlegt ­(Remineralisation), wobei das gebundene CO2 wieder freigesetzt wird.

Ein Teil des Detritus sinkt allerdings in größere Tiefen ab und transportiert etwa 10 Gt Kohlenstoff von der Meeresoberfläche in die Tiefsee. Dort wird es zwar ebenfalls bakteriell unter Sauerstoffzehrung remineralisiert, jedoch gelangt das mit CO2 angereicherte Tiefenwasser erst nach vielen Jahrhunderten wieder an die Oberfläche.

Dieser Prozess, der einen Kohlenstoffkonzentrationsgradienten zwischen der Meeresoberfläche und der Tiefsee erzeugt, wird als die „marine biologische Kohlenstoffpumpe" bezeichnet. Diese ist daher ein wichtiger Faktor in der Regulierung des atmosphärischen CO2-Partialdrucks und damit des Klimas.

Nach neueren Erkenntnissen wird das Absinken des Detritus aus der Oberflächenschicht in die Tiefe vor allem durch kleinste Mineralpartikel bewirkt (Klaas und Archer, 2002), deren wichtigste Komponente der Kalk (CaCO3) ist.

Kalk wird im Ozean vor allem von Mikroorganismen wie den Kalkalgen (Coccolithophoriden) und den Kammerlingen (Foraminiferen) gebildet. Wegen ihres häufigen Vorkommens und ihrer Schlüsselrolle für die ozeanischen Stoffkreisläufe sowie das irdische Klima, wurde die Coccolithophoride Emiliania Huxleyi von der Deutschen Botanischen Gesellschaft zur „Alge des Jahres 2009" gewählt.

 

Ozeanversauerung und Sauerstoffknappheit
Untersuchungen des Wachstums von Coccolithophoriden und Foraminiferen zeigen jedoch, dass unter erhöhtem atmosphärischen CO2-Partialdruck die Bildung von Kalkschalen stark beeinträchtigt wird (Riebesell et al., 2000, Wolf-Gladrow et al., 1999).

Ursache dafür ist, dass sich der pH-Wert des Wassers mit zunehmendem CO2-Gehalt vermindert und eine Versauerung eintritt. In den letzten 100 Jahren ist der globale pH-Wert des Meerwassers von 8,2 auf 8,1 gesunken, was daran liegt, dass der Ozean etwa die Hälfte aller anthropogenen CO2-Emissionen (das sind etwa 118 Gt Kohlenstoff, Sabine et al., 2004) des letzten Jahrhunderts aufgenommen hat.

Mit jedem Jahr kommen 2 weitere Gt hinzu. Genau genommen hängen die biologischen Kalzifizierungsraten jedoch nicht direkt vom pH-Wert des Umgebungswassers, sonder vielmehr von dessen Karbonat-Ionenkonzentration ab. Sinkt der pH-Wert des Wassers, so sinkt auch die Karbonat-Ionenkonzentration, was verminderte Kalzifizierungsraten der Mikroorganismen zur Folge hat.

Eine neue Studie (Hofmann und Schellnhuber, 2009) zeigt nun, was passiert, wenn die Entwicklung der anthropogenen CO2-Emissionen bis zum Jahr 2100 so weiter geht wie bisher (business-as-usual). Hierin wird angenommen, dass die Emissionen nach 2100 bis zum Jahr 2200 linear auf Null abfallen. Die Modellsimulation ergibt, dass der atmosphärische CO2-Gehalt bis zum Jahr 2200 von dem heutigen Wert von etwa 380 ppm auf 1.700 ppm ansteigt und dann bis zum Jahr 3000 langsam auf etwa 1.400 ppm abfällt.

Der mittlere pH-Wert des Ozeans wird danach von 8,1 im Jahr 2000 auf 7,4 im Jahre 2200 abfallen um dann zum Ende dieses Jahrtausends einen Wert von etwa 7,6 zu erreichen. Infolgedessen sinkt die biogene Kalzifizierung um etwa 75 % gegenüber dem vorindustriellen Ausgangswert ab.

Die verminderte Produktion von Kalkpartikeln, die als mineralischer Ballast dienen, lässt organischen Detritus nicht mehr in große Tiefen absinken und dieser akkumuliert sich dann mehr und mehr in den mittleren Tiefen zwischen 200 und 800 m.

Die Remineralisation dieses organischen Materials führt dann zu vermehrter Sauerstoffzehrung in dieser begrenzten Wasserschicht, wobei sich zum Ende unseres Millenniums die sauerstoffarmen ­Zonen stark ausbreiten werden (siehe Abbildung 1).

Stramma et al. (2008) betrachten Sauerstoffkonzentrationen von weniger als 60 - 120 µmol/l („hypoxic zones") als kritisch für marine Lebewesen, da sich dann deren Mortalitätsrate erhöhen könnte.

 

Zusammenfassung und Fazit
Der ungebremste Ausstoß anthropogenen CO2‘s in diesem Jahrhundert wird nicht nur zu einer Erhöhung der globalen Mitteltemperatur um mehrere Grade führen, sondern sich auch negativ auf die chemische Zusammensetzung und die biologischen Kreisläufe der Ozeane auswirken.

Nach neuesten Simulationen von Hofmann und Schellnhuber (2009) wird die durch die verstärkte ozeanische Aufnahme atmosphärischen CO2‘s verursachte Versauerung der Meere zu einer dramatischen Reduktion der marinen Kalzifizierung durch Mikroorganismen wie Coccolithophoriden und Foraminiferen bis zum Ende unseres Millenniums führen.

Da Kalkpartikel als mineralischer Ballast für das Absinken organischen Materials eine wichtige Rolle spielen, wird ihr Wegfallen zu einer Akkumulation von Detritus und dessen Remineralisation in geringen Ozeantiefen zwischen 200 und 800 m führen. Dies wiederum wird eine Erhöhung der Sauerstoffzehrung in diesen Regionen mit sich bringen und eine dramatische Ausweitung sauerstoffarmer Gebiete im Ozean zur Folge haben, was für eine Vielzahl mariner Organismen eine Bedrohung darstellt.

Ein schnelles Handeln seitens der Politik und Wirtschaft bezüglich einer drastischen Begrenzung anthropogener CO2-Emissionen ist daher überfällig. Die diesjährige internationale Klimakonferenz, die im Dezember in Kopenhagen stattfinden wird, stellt daher für die Menschheit eine große Chance dar.

 

 

Literatur
[1] Hofmann, M. und Schellnhuber, H.-J.: Proc. Nat. Acad. Sci. 106, 3017-3022 (2009)
[2] Klaas, C. und Archer, D. E.: Global Biogeochem. Cycles, 2002, doi:10.1029/2001GB001765
[3] Marland, G.; Boden T. A. und Andres, R. J.: Global, Regional, and National CO2 Emissions. In Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., USA (2008)
[4] Riebesell, U. et al.: Nature 407, 364-367 (2000)
[5] Sabine C.L. et al.: Science, 305, 628-633 (2004)
[6] Stramma, L., et al.: Science 320: 655-658 (2008)
[7] Wolf-Gladrow, D.A. et al.: Tellus B, 51:461-476 (1999)

 

 

Kontakt

Dr. Matthias Hofmann
Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung
Potsdam
Tel.: 0331/288-2567
Fax: 0331/288-2570
hofmann@pik-potsdam.de

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