Versauerung des Ozeans

Das andere CO2-Problem: Das vom Menschen emittierte Kohlendioxid erw?rmt nicht nur die Atmosph?re, sondern? l?sst die Weltmeere saurer werden, mit unabsehbaren Folgen f?r zahlreiche Lebewesen im Meer.Ozean Versauerung

Versauerung des Ozeans

Das andere CO2-Problem

Es ist weitgehend bekannt, dass Kohlendioxid (CO2) die Hauptursache f?r den durch den Menschen verursachten Klimawandel ist. Das durch die Verbrennung fossiler Energietr?ger vom Menschen emittierte CO2 ist in der Atmosph?re ein strahlungsaktives Gas und verst?rkt den Treibhauseffekt durch die Absorption langwelliger Strahlung. Nicht das gesamte anthropogenen Kohlendioxids verbleibt jedoch in der Atmosph?re, ein Teil wird von der Vegetation aufgenommen und ein anderer Teil gelangt in den Ozean. F?r die Pflanzen ist das zus?tzliche CO2 von Nutzen, da es das Wachstum bef?rdert. Im Ozean stellt es jedoch ein gewaltiges Problem dar: Der Ozean versauert. Und das ist f?r zahlreiche Lebewesen im Meer sch?dlich, vor allem f?r diejenigen, die Kalkschalen bilden. Das Ozeanwasser ist inzwischen so sauer wie seit 20 Mio. Jahren nicht mehr.1

Zwar gab es auch in fr?heren Zeiten der Erdgeschichte schon eine starke Versauerung des Meerwassers durch zus?tzliches Kohlendioxid, so w?hrend des Pal?oz?n/Eoz?n-Temperaturmaximums (in der Fachwelt als PETM abgek?rzt) vor etwa 50 Millionen Jahren.1 Die Versauerung lief damals jedoch wesentlich langsamer ab, so dass der Ozean Zeit hatte, das zus?tzliche CO2 in tiefere Schichten zu mischen. Das ist heute nicht m?glich. Der rapide zunehmende CO2-Gehalt der Atmosph?re und damit des Ozeans f?hren dazu, dass sich die Versauerung in schnellem Tempo im Oberfl?chenwasser der Weltmeere ausbreitet. Auch am Ende der letzten Eiszeit stieg der CO2-Gehalt der Atmosph?re und damit des Ozeans stark an. Im Vergleich zu dieser Zeit nimmt das Oberfl?chenwasser der Meere gegenw?rtig das zus?tzliche Kohlendioxid der Atmosph?re jedoch 100 Mal schneller auf.6

Der Prozess der Versauerung

Die Atmosph?re tauscht CO2 mit dem Ozean durch die Differenz im CO2-Partialdruck zwischen Ozean und Atmosph?re aus. Ist der atmosph?rische CO2-Druck in der Atmosph?re h?her als der des Ozeans, wird Kohlendioxid im Oberfl?chenwasser des Ozeans gel?st. Der CO2-Partialdruck im Ozean h?ngt stark von der Temperatur ab, d.h. er steigt und sinkt mit der Temperatur. Ein k?hlerer Ozean nimmt daher mehr CO2 aus der Atmosph?re auf als ein w?rmerer Ozean.

Versauerung des Ozeans


Abb. 1: Die Graphik zeigt die Bildung von Kohlens?ure aus der Reaktion von CO2 mit Wasser und Karbonat-Ionen. Dabei werden Karbonat-Ionen verbraucht, wodurch als Folge die Bildung von Kalk erschwert wird bzw. Kalkschalen sich aufl?sen.9

In der Atmosph?re ist Kohlendioxid chemisch inaktiv, d.h. es geht keine Verbindungen mit anderen Gasen ein. Ganz anders verh?lt sich CO2 jedoch im Meerwasser. Fast das gesamte darin gel?ste CO2 geht Verbindungen mit anderen Stoffen ein.2 Wenn CO2 sich in Meerwasser l?st, reagiert es mit Wasser und bildet Kohlens?ure (H2CO3):

CO2 + H2O -> H2CO3

Die Kohlens?ure wiederum spaltet sich auf in H+-Ionen und Hydrogenkarbonat-Ionen (HCO3-):

H2CO3 -> H+ + HCO3-

Ein weiterer Effekt ist, dass die Zunahme der H+-Ionen dazu f?hrt, dass sich ein Teil der Karbonat-Ionen (CO32-) ?im Wasser mit den H+-Ionen zu Hydrogenkarbonat-Ionen (HCO3-) verbindet:

H+ + CO32- -> HCO3-

Die Zunahme von H+ ?verbraucht? also Karbonat. Der Nettoeffekt der L?sung von CO2 in Meerwasser ist also eine Erh?hung der Konzentration von Kohlens?ure, Wasserstoff-Ionen und Hydrogenkarbonat-Ionen, w?hrend die von Karbonat-Ionen sinkt. Karbonat-Ionen werden jedoch zur Bildung von Kalziumkarbonat (CaCO3) ?ben?tigt, dem Baustein von Kalkskeletten und ?schalen z.B. von Korallen, Muscheln, Schnecken und Seeigeln.

Die Ozeanversauerung wird an der H+-Konzentration in mol pro Liter festgemacht und durch den pH-Wert bestimmt. Der pH-Wert steht zur? H+-Konzentration in einem negativ logarithmischen Verh?ltnis. Wenn H+ um das 10fache zunimmt (z.B. von 0,01 auf 0,1), nimmt der pH-Wert um 1 Einheit ab (in diesem Fall von 2 auf 1). In reinem Wasser, das weder sauer noch basisch, sondern neutral ist, betr?gt der pH-Wert 7. Die Konzentration von H+ ist 10-7 in mol pro Liter.7 Im Ozean ist der pH-Wert leicht basisch und lag vorindustriell bei 8,2, heute bei 8,1.3 Diese Abnahme des pH-Wertes um 0,1 entspricht einer Zunahme der H+-Konzentration von 6,3 x 10-9 auf 7,9 x 10-9 bzw. um 26 %.4

?nderungen des pH-Wertes bis in die 2090er Jahre


Abb. 2: ?nderungen des pH-Wertes im Oberfl?chenwasser von den 1990er Jahren bis in die 2090er Jahre nach dem RCP8.5-Szenario

Ein entscheidender Faktor bei der Ozeanversauerung ist die S?ttigung des Ozeanwassers mit Karbonat-Ionen (CO32-). Das Oberfl?chenwasser der Ozeane ist normalerweise mit Karbonat-Ionen ?bers?ttigt, d.h. es erm?glicht die Bildung von Kalkschalen und ?skeletten. In den tieferen Schichten, ab 1-2 km und tiefer, herrscht von Natur aus eine Unters?ttigung vor, weshalb sich hier Kalk aufl?st. Die Grenze dazwischen ist der sog. S?ttigungshorizont bzw. die Lysokline, unter der die Aufl?sung von Kalk beginnt, w?hrend dar?ber Kalk gebildet wird.

Das Kalziumkarbonat (CaCO3) ?der Schalentiere besteht haupts?chlich aus zwei Sorten, Kalzit und Argonit. Kalzit, das sich in den Schalen von Muscheln, einigen Korallen, Seeigeln, Seesternen und Muscheln findet, l?st sich schwerer auf als Aragonit, mit dem die meisten Korallen ihre Kalbestandteile aufbauen. Der S?ttigungshorizont f?r die Bildung von Kalzit liegt daher in gr??eren Tiefen als der von Aragonit. Die Ozeanversauerung l?sst den S?ttigungshorizont beider Kalkarten nach oben wandern. So wird gesch?tzt, dass der S?ttigungshorizont von Kalzit und Aragonit seit dem 19. Jahrhundert um 50-200 m angehoben wurde. Die Folge ist, das immer mehr kalkbildende Organismen in unters?ttigte Schichten geraten, wo ihre Kalkschalen durch Aufl?sung gef?hrdet sind. Besonders gef?hrdet sind die Kalkschalen im Arktischen und im S?dlichen Ozean. Hier wird der S?ttigungshorizont am Ende dieses Jahrhunderts wahrscheinlich die Oberfl?che erreichen. Aber auch im Nordatlantik wird er bis dahin von unter 2000 m auf 100 m ansteigen.6; 8

Hinter der Abnahme des pH-Wertes seit Beginn der Industrialisierung steckt eine Emission von 555 GtC in die Atmosph?re durch menschliche Aktivit?ten.? Davon hat der Ozean? etwa 155 GtC Kohlenstoff aufgenommen. F?r das Ende des 21. Jahrhunderts wird mit einer weiteren Absenkung des pH-Wertes um 0,2 bis 0,4 gerechnet.5 Der st?rkste R?ckgang wird in der Arktis erwartet, wo der pH-Wert nach dem Szenario RCP8.5 bis um 0,5 sinken k?nnte. Der Grund ist die hohe Aufnahme von CO2 durch das kalte Wasser des Arktischen Ozeans.

Anmerkungen:
1. Kerr, R.A. (2010): Ocean Acidification. Unprecedented, Unsettling, Science 328, 1500-1501
2. The Royal Society (2005): Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide
3. The Royal Society (2005): Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide
4. IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, 3.8.2
5. IPCC (2013): Climate Change 2013, Working Group I: The Science of Climate Change, FAQ 3.3
6. Ocean Acidification Reference User Group (2010). Ocean Acidification: Questions Answered. Laffoley, D. d?A., and J.M. Baxter ?(eds). European Project on Ocean Acidification (EPOCA). Dt. ?bersetzung online
7. AMAP (2013): AMAP Assessment 2013: Arctic Ocean Acidification. Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP)
8. Secretariat of the Convention on Biological Diversity (2014): An Updated Synthesis
of the Impacts of Ocean Acidification on Marine Biodiversity
(Eds: S. Hennige, J.M. Roberts & P. Williamson). Montreal, Technical Series No. 75
9. Quelle: NOAA PMEL Carbon Program: Ocean Acidification; Lizenz: NOAA public domain: Use of Data and Products

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