Treibhausgase

Die ozeanische Deckschicht

Im Ozean ist etwa 42-mal mehr Kohlenstoff gelöst als in der Atmosphäre und 10-mal mehr als an Land in Pflanzen und Böden.¹ Der Ozean nimmt Kohlendioxid (CO₂) aus der Luft auf und speichert es langfristig, besonders wenn der CO₂-Gehalt in der Atmosphäre steigt (Abb. 1 und Abb.2). Der CO₂-Austausch mit der Atmosphäre findet über die ozeanische Deckschicht, die je nach Region zwischen 50 und mehreren 100 m dick ist. Der Austausch von CO₂ zwischen Ozean und Atmosphäre hängt vom CO₂-Druck ab. Ist er in der Luft niedriger als im Ozean, gibt der Ozean CO₂ ab. Ist er höher, nimmt der Ozean CO₂ auf. Durch menschliche Emissionen steigt der CO₂-Gehalt in der Atmosphäre, wodurch der Ozean mehr CO₂ aufnimmt.

Abb.1: Organisch-biologische Kohlenstoffpumpe des Ozeans.^B1

Der Austausch umfasst gegenwärtig über 90 Gt C pro Jahr, wobei durch die vom Menschen verursachte Veränderung des atmosphärischen Kohlendioxidgehalts 2,2 Gt C mehr vom Ozean aufgenommen als abgegeben werden (bezogen auf die 1990er Jahre).¹ Der Austausch ist regional sehr unterschiedlich. Es gibt Gebiete mit warmem oder aufsteigendem Wasser (vor allem in den Tropen), in denen von Natur aus der Ozean eine Quelle, und andere wie die Ozeane in höheren Breiten, in denen kaltes und salzreiches Wasser absinkt und der Ozean eine Senke ist.

Abb. 2: Aufnahme von anthropogenem CO2 in der Deckschicht des Ozeans.^B2

Gelöstes Kohlendioxid

Die für den Austausch zwischen Atmosphäre und Ozean entscheidenden Eigenschaften von Kohlendioxid sind seine leichte Löslichkeit und seine chemische Reaktivität im Wasser. Die Löslichkeit ist bestimmt durch Temperatur, Salzgehalt, Luftdruck, windabhängige Durchmischung und anderen Faktoren, wobei die Temperatur den größten Einfluss hat. Die Erwärmung der Atmosphäre durch menschliche Treibhausgase heizt auch die Ozeane auf. Wasser mit höherer Temperatur kann weniger Kohlenstoff aufnehmen als Wasser mit geringerer Temperatur. Durch die globale Erwärmung nimmt der Ozean weniger Kohlendioxid aus der Luft auf. Hinzu kommt, dass das wärmere Oberflächenwasser weniger stark in die Tiefe absinkt, wodurch auch weniger CO₂ aus den oberen Schichten in die Tiefe des Ozeans transportiert wird. Meeresströmungen werden aber nicht nur durch Temperaturunterschiede angetrieben, sondern auch durch Wind und Unterschiede im Salzgehalt.²

Abb. 3: Aufnahme, chemische Umwandlung und Speicherung von Kohlenstoff im Ozean. Der Ozean nimmt CO₂ aus der Atmosphäre auf, das sich mit Wasser (H₂O) zu Kohlensäure (H₂CO₃) verbindet. Daraus entstehen außerdem Wasserstoff-Ionen (H⁺) und Bikarbonat (HCO₃). Bikarbonat wird im Innern des Ozeans verteilt.^B3

Chemischer Puffer

Die chemische Reaktion von Kohlendioxid im Meerwasser ist die zweite wichtige Eigenschaft. In der Atmosphäre reagiert CO₂ nicht mit anderen Molekülen; es ist chemisch inert. Das ist im Meerwasser ganz anders (Abb. 3). Der allergrößte Teil des Kohlendioxids, das im Meerwasser gelöst wird, reagiert chemisch mit Wassermolekülen zu Kohlensäure (H₂CO₃), Hydrogenkarbonat (HCO₃) und Karbonat (CO₃). Die wichtigste Verbindung ist Bikarbonatt, in dem 90% des im Ozean gespeicherten Kohlenstoffs gebunden sind.³ 8% sind als Karbonat (CO₃^2-) gespeichert und nur 1% als physikalisch gelöstes CO₂. Bei der Aufnahme von Kohlendioxid aus der Atmosphäre wird das Gas also fast vollständig in andere Verbindungen umgewandelt. Das hat den positiven Effekt, dass der Ozean weiteres CO₂ aus der Atmosphäre aufnehmen kann. Die Konzentration von Karbonat, das in geringen Mengen aus der Verwitterung an Land über die Flüsse nachgeliefert wird, ist allerdings eine kritische Größe für die CO₂-Aufnahmekapazität des Ozeans. Da ein steigender CO₂-Gehalt der Atmosphäre auch die Aufnahme von Kohlendioxid im Ozean erhöht, wird bei den chemischen Lösungsvorgängen auch mehr Karbonat verbraucht, und es steht zunehmend weniger Karbonat für die chemische Reaktion mit Kohlendioxid zur Verfügung. Weniger chemische Umwandlung bedeutet, dass mehr CO₂ im gelösten Zustand in der Deckschicht verbleibt, wodurch diese weniger Kohlendioxid aus der Atmosphäre aufnehmen kann.

Die Entstehung von Kohlensäure durch die Reaktion von CO₂ mit Meerwasser ist zudem mit einem erheblichen Problem für zahlreiche Lebewesen im Meer verbunden, vor allem für diejenigen, die Kalkschalen bilden, nämlich der Ozeanversauerung. Die Ozeanversauerung bewirkt eine zunehmende Untersättigung des Ozeanwassers mit Karbonat-Ionen, wodurch es zur Auflösung von Kalkschalen kommen kann.⁴

Biologischer Puffer

Das in der ozeanischen Deckschicht gelöste atmosphärische Kohlendioxid wird aber nicht nur chemisch verwandelt, sondern auch durch die Photosynthese des Phytoplanktons gebunden. Der Kohlenstoff wird dabei in Form von Kohlendioxid oder Hydrogenkarbonat aufgenommen. Das verringert den Partialdruck von CO₂ in der oberen Wasserschicht und fördert damit die Aufnahme von Kohlendioxid aus der Atmosphäre. Die Bruttoprimärproduktion durch das ozeanische Phytoplankton wird auf 103 Gt C pro Jahr geschätzt, die Veratmung (autotrophe Respiration) auf 58 Gt C und die Nettoprimärproduktion entsprechend auf 45 Gt C pro Jahr.⁷ Der daraus resultierende und im Phytoplankton gebundene organische Kohlenstoff wird vom Zooplankton konsumiert, wobei durch heterotrophe Respiration 34 Gt C pro Jahr wieder frei gesetzt werden. Der Rest wird direkt oder indirekt zu Abfall (Detritus).

Der tiefere Ozean

Unterhalb der ozeanischen Deckschicht nimmt die Konzentration des gelösten anorganischen Kohlenstoffs deutlich zu. Die Ursache liegt in zwei fundamentalen Prozessen im Innern des Ozeans: der "physikalischen Pumpe" und der "biologischen Pumpe". Bei der physikalischen Pumpe wird CO₂ durch absinkende Wassermassen in die Tiefe verfrachtet, bei der biologischen Pumpe durch das Absinken von organischen Substanzen, in denen Kohlenstoff gebunden ist.

Die physikalische Pumpe

Die Wirkung der physikalischen Pumpe hängt u.a. von der thermohalinen Zirkulation ab. Da CO₂ in kaltem Wasser besonders gut löslich ist, wird der Transport von atmosphärischem Kohlendioxid in den tieferen Ozean vor allem durch die Bildung von kaltem Wasser und hoher Dichte im Nordatlantik und dem Gebiet des Antarktischen Zirkumpolarstroms kontrolliert. Mit dem Absinken großer Wassermassen in die Tiefe und ihrer weiteren Ausbreitung über große Entfernungen, z.T. über alle Ozeane, wird das CO₂ effektiv und über lange Zeiträume von Jahrzehnten bis Jahrhunderten dem Austausch mit der Atmosphäre entzogen. Das heißt aber auch, dass eine Störung des innerozeanischen Kohlenstoff-Gleichgewichts durch zusätzliche CO₂-Aufnahme aus der Atmosphäre erst über Zeiträume von bis zu 1000 Jahren, der Umwälzzeit des Ozeans durch die thermohaline Zirkulation, wieder ausgeglichen werden kann. Die langen Austauschzeiten sind vor allem darin begründet, dass sich erstens die Wassermassen der ozeanischen Tiefenströmungen nur sehr langsam bewegen und zweitens in großen Teilen des Ozeans eine wärmere und leichtere Deckschicht das Aufsteigen von Tiefenwasser verhindert.

Abb. 4: Menschlich verursachter Kohlenstoff im Ozean: gemittelt über den den jeweiligen Ozean.^B4

Durch den globalen Klimawandel wird auch das Oberflächenwasser des Ozeans erwärmt, und es bilden sich weniger kalte Wassermassen, die in die Tiefe absinken könnten. Dadurch wird der Transport von Kohlenstoff in den tieferen Ozean durch die "physikalische Pumpe" reduziert. Durch den kombinierten Effekt von 1. der zunehmenden chemischen Sättigung des Oberflächenwassers und 2. der zunehmenden Schichtung der Wassersäule werden zwei wichtige negative Rückkopplungen im Kohlenstoff-Klima-System geschwächt und damit die Rate der Aufnahme von anthropogenem Kohlenstoff durch den Ozean reduziert. Die Größenordnung ist entscheidend davon abhängig, wie die ozeanische Zirkulation und die chemische Mischung auf den klimatischen Antrieb reagieren.

Die biologische Pumpe

Das durch die Photosynthese erzeugte organische Material sinkt als Gewebepartikel (particulate organic carbon = POC) in größere Tiefe und wird dort remineralisiert, d.h. in seine Bestandteile aufgelöst. Dieser Abwärtsfluss von organischem Kohlenstoff aus dem oberen Ozean, der etwa 25% des Kohlenstoffs, der im oberen Ozean durch Photosynthese gebunden wird, ausmacht, wird als "biologische Pumpe" bezeichnet und wird gegenwärtig auf etwa 11 Gt C pro Jahr geschätzt. Nur ein minimaler Teil sinkt in das Sediment ab, hauptsächlich im Küstenbereich. Der restliche organische Kohlenstoff wird im tiefen Ozean durch Zersetzung in gelösten anorganischen Kohlenstoff (DIC) zurückverwandelt, der durch aufsteigendes Wasser wieder an die Oberfläche gelangt. Insgesamt sorgt die biologische Pumpe dafür, dass die atmosphärische CO₂-Konzentration 150-200 ppm unter dem Wert liegt, der ohne das ozeanische Phytoplankton herrschen würde.

Der Austausch zwischen Ozean und Atmosphäre

Seit 1850 hat die ozeanische Kohlenstoffsenke 185 GtC aufgenommen, was 26% der anthropogenen Emissionen entspricht. Mehr als Zweidrittel davon (130 GtC) erfolgten nach 1960. In den letzten 60 Jahren hat sich die ozeanische Kohlenstoffsenke mehr als verdreifacht. Sie betrug in den 1960er Jahren 1,2 GtC pro Jahr, im letzten Jahrzehnt (2014-2023) dagegen 2,9 GtC pro Jahr. Damit nahm der Ozean über einen längeren Zeitraum 25% der anthropogenen CO₂-Emissionen auf. Es gibt bis jetzt keine Anzeichen eines Rückgangs der ozeanischen Kohlenstoffsenke. Der Hauptgrund für die Zunahme der ozeanischen Kohlenstoffsenke ist die Erhöhung der CO₂-Konzentration in der Atmosphäre. Der globale Temperaturanstieg schwächt dagegen die ozeanische Senke um 0,17 GtC pro Jahr etwas ab. Grund dafür ist eine Erwärmung des Ozeans, wodurch weniger CO₂ im Wasser gelöst wird.¹

Die Ozeansenke zeigt deutliche dekadische Schwankungen, deren Ursachen aber nicht endgültig geklärt sind. Die ebenfalls beträchtlichen jährlichen Schwankungen werden hauptsächlich durch El-Niño- und La-Niña-Ereignisse verursacht. So hat der El Niño 2015/16 eine Intensivierung der ozeanischen Senke bewirkt, die anschließende La Niña dagegen eine Reduzierung der Senke. Auch das El-Niño-Jahr 2023 zeigt eine Zunahme der ozeanischen Senke.¹

Abb. 5: Die ozeanische anthropogene Kohlenstoffsenke als Mittel des Jahrzehnts 2011-2020 in kg C/m²/Jahr. Grüne bis blaue Farben zeigen CO₂-Flüsse von der Atmosphäre in den Ozean, gelbe bis rote Farben vom Ozean in die Atmosphäre.^{6, B5}

Regional sind die mittleren Breiten und besonders der nördliche Nordatlantik die wichtigsten CO₂-Senken des Ozeans (Abb. 5). Hier erleichtern niedrige Temperaturen und hohe Windgeschwindigkeiten die CO₂-Aufnahme an der Meeresoberfläche. Außerdem befördert die Bildung von Tiefenwasser das anthropogene CO₂ in das Innere des Ozeans, wodurch neues Kohlendioxid an der Oberfläche aus der Atmosphäre aufgenommen werden kann. Das Ausgasen von CO₂ aus dem Ozean geschieht dagegen hauptsächlich in den Tropen, besonders in den äquatorialen Auftriebsgebieten, und daneben im Nordpazifik und im polaren südlichen Ozean.¹ Nach Modellprojektionen wird die Ozeansenke ab Mitte des Jahrhunderts abnehmen, besonders bei hohen Szenarien. Grund ist vor allem die Erwärmung des Ozeans, die die CO₂-Löslichkeit und damit die Aufnahme aus der Atmosphäre reduziert und die ozeanische Schichtung erhöht, wodurch der Austausch zwischen der oberen Ozeanschicht und dem Inneren abgeschwächt wird. Auch die chemischen und biologischen Puffer werden bei höheren Temperaturen geringer. Regional ist es sehr wahrscheinlich, dass die abnehmende Nordatlantische Umwälzzirkulation die Aufnahme von Wärme und Kohlenstoff reduziert und damit die globale Erwärmung verstärkt. Im Südlichen Ozean wird nach Modellprojektionen die Umwälzzirkulation dagegen durch stärkere Westwinde intensiver und die Wärme- und Kohlenstoffaufnahme und -speicherung zunehmen.⁷

Anmerkungen

1. Friedlingstein, P., M. O'Sullivan, M.W. Jones et al. (2025): Global Carbon Budget 2024, Earth Syst. Sci. Data, 17, 965–1039, https://doi.org/10.5194/essd-17-965-2025
2. IPCC AR6 WGI (2021): Global Carbon and other Biogeochemical Cycles and Feedbacks, 5.4.4
3. CDRmare (2022): CDRmare (2023): Der natürliche Kohlenstoffkreislauf der Erde – Kohlenstoffspeicher Ozean: So nimmt das Meer Kohlendioxid auf
4. IPCC AR6 WGI (2021): Global Carbon and other Biogeochemical Cycles and Feedbacks, 5.3
5. IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 7.3.4.1
6. Die Abb. zeigt zwar nur die Kohlenstoffflüsse der anthropogenen fossilen Emissionen. Die Verteilung der Quellen und Senken und die Vorzeichen gelten aber prinzipiell auch für die natürlichen Flüsse.
7. PCC AR6 WGI (2021): Global Carbon and other Biogeochemical Cycles and Feedbacks, Cross-Chapter Box 5.3

Bildnachweise

B1. CC BY 4.0 Artwork: Rita Erven, CDRmare/GEOMAR, https://cdrmare.de/infographics/
B2. NOAA PMEL Carbon Program: How the oceans absorb carbon dioxide is critical for predicting climate change, übersetzt.
Lizenz: public domain
B3. NOAA PMEL Carbon Program: Ocean Carbon Storage; Lizenz: NOAA public domain: Use of Data and Products, übersetzt.
B4. Darstellung von D. Kasang nach IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, Figure 5.11
B5. Friedlingstein, P., M.W.Jones, M. O'Sullivan et al. (2022): Global Carbon Budget 2021, Earth Syst. Sci. Data, 14, 1917–2005
Lizenz: CC BY