Kohlenstoffdioxid in der Erdatmosphäre

Grundlagen und Kohlenstoffkreislauf

Kohlenstoffdioxid (CO₂), allgemein Kohlendioxid genannt, ist ein Spurengas der Erdatmosphäre. Sein Volumenanteil beträgt etwa 0,0425 % beziehungsweise 425 ppm; ppm bedeutet „Teilchen pro Million“. Der Massenanteil lag 2009 bei etwa 0,06 %. CO₂ ist lebenswichtig: Pflanzen nutzen es bei der Photosynthese zur Herstellung von Zucker und anderen Biopolymeren und geben dabei Sauerstoff ab. Bei der Atmung der meisten Lebewesen wird CO₂ freigesetzt. Zugleich beeinflusst es als Treibhausgas das Klima und durch seine Löslichkeit in Wasser den pH-Wert der Ozeane.

Im Kohlenstoffkreislauf wird Kohlenstoff ständig zwischen Atmosphäre, Meeren, Böden und Lebewesen ausgetauscht. Vor der Industrialisierung enthielt die Atmosphäre etwa 590 Gt Kohlenstoff, in den 2010er Jahren etwa 870 Gt; als CO₂ entspricht dies knapp 6,3 kg pro m² Erdoberfläche. Natürliche Quellen und Senken sind im Wesentlichen ausgeglichen. Die Austauschvorgänge dauern je nach Prozess wenige Stunden bis viele Jahrmillionen.

Vulkanismus setzt gegenwärtig jährlich etwa 150 bis 250 Megatonnen CO₂ frei. Verwitterung von Gestein und biogene Sedimentation entziehen der Atmosphäre Kohlenstoff. Größere natürliche Stoffströme entstehen durch Atmung, Zersetzung und Waldbrände. Weil CO₂ gut wasserlöslich ist, erhöht sein Anstieg den Kohlensäuregehalt und senkt den pH-Wert von Meeren und Seen. Fast die Hälfte des vom Menschen eingebrachten CO₂ ist in den Weltmeeren gelöst.

Pflanzen wandeln CO₂ mithilfe von Lichtenergie und Chlorophyll vor allem in Glucose um. Der atmosphärische CO₂-Bestand wird durch biologische Stoffströme durchschnittlich alle drei bis fünf Jahre ausgetauscht. Zersetzung und natürliche Brände setzen jährlich etwa 439 Gt CO₂ frei, während neues Pflanzenwachstum etwa 450 Gt aufnimmt. C₃-Pflanzen können bei sonst idealen Bedingungen von höheren Konzentrationen profitieren: In Gewächshäusern werden 600 ppm und mehr eingesetzt, wodurch das Wachstum um bis zu 40 % steigen kann. In der Natur begrenzen jedoch oft Wasser oder Nährstoffe diesen Düngeeffekt. C₄-Pflanzen wie Mais, Zuckerrohr und Hirse sowie CAM-Pflanzen reagieren meist nur mit wenigen Prozent zusätzlichem Wachstum. Erwärmung kann außerdem bei einigen Arten die Photosynthese und Primärproduktion vermindern; erhöhte CO₂-Werte, höhere Temperaturen und die Wasserdampf-Rückkopplung verstärken auch Starkregenereignisse.

Schwankungen und Treibhauseffekt

Die CO₂-Konzentration schwankt räumlich und zeitlich. In bewachsenen Gebieten erreicht sie nachts wegen fehlender Photosynthese ein Maximum und tagsüber ein Minimum. Sie ist in Ballungsräumen erhöht und in Wäldern gegenüber dem Umland niedriger. In Teilen Südamerikas und Afrikas können Tagesschwankungen etwa 60 ppm erreichen; in geschlossenen Räumen ist bis zum Zehnfachen der mittleren Außenkonzentration möglich.

Der Jahresgang beträgt gewöhnlich 3–9 ppmv und wird von der großen Land- und Pflanzenmasse der Nordhalbkugel bestimmt. Dort liegt das Maximum im Mai und das Minimum Ende August oder Anfang September. Nahe dem Äquator schwankt der Jahresgang nur um etwa 3 ppm, in arktischen Breiten um etwa 20 ppm. Charles Keeling wies diese Schwankungen in den späten 1950er Jahren nach und belegte mit der Keeling-Kurve zugleich den menschlich verursachten langfristigen Anstieg.

CO₂ absorbiert und emittiert Infrarotstrahlung bei 4,26 µm und 14,99 µm und hält dadurch Wärme im Klimasystem. Wasserdampf verursacht zwar etwa 60 % des Treibhauseffekts, seine Konzentration hängt über die Clausius-Clapeyron-Gleichung von der Temperatur ab und verstärkt daher vor allem bestehende Temperaturänderungen. CO₂ ist das wichtigste Treibhausgas, dessen Konzentration unmittelbar und dauerhaft verändert werden kann. Eine Verdoppelung des vorindustriellen Werts von 280 ppm auf 560 ppm würde nach gegenwärtigem Wissensstand wahrscheinlich etwa 3 °C globale Erwärmung verursachen. Dieser Zusammenhang heißt Klimasensitivität.

CO₂ in der Erdgeschichte

Die CO₂-Konzentration schwankte während der Erdgeschichte stark und stand in Wechselwirkung mit Klima und Leben. Ein langfristiger Regelmechanismus verbindet Vulkanismus und Plattentektonik als CO₂-Quellen mit Verwitterung und Carbonatbildung als Senken. Wärme beschleunigt Verwitterung und die Ausfällung von Kalk im Meer, wodurch CO₂ und schließlich die Temperatur sinken. Bei Kälte werden diese Prozesse schwächer. Dieser Mechanismus half, die um etwa 30 % gestiegene Sonnenleuchtkraft seit der Entstehung der Sonne vor 4,6 Milliarden Jahren auszugleichen.

Vor etwa 2,4 Milliarden Jahren oxidierte bei der Großen Sauerstoffkatastrophe viel Methan. Der geschwächte Treibhauseffekt löste wahrscheinlich die rund 300 Millionen Jahre dauernde Paläoproterozoische Vereisung aus. Während der Vereisung sammelte sich vulkanisches CO₂ an, weil Verwitterung und Ausfällung weitgehend ausblieben. Nach etwa 10 Millionen Jahren reichte der Treibhauseffekt zum Abschmelzen; darauf folgten einige 10.000 Jahre sehr heißen Klimas. Cyanobakterien und Algen produzierten bereits vor etwa 3,5 Milliarden Jahren Sauerstoff und verbrauchten CO₂. Die angenommene erste Atmosphäre enthielt ungefähr 10 % CO₂, doch dieser Wert ist stark unsicher. Frühere Konzentrationen werden über Proxy-Daten erschlossen, etwa Bor- und Kohlenstoffisotope oder die Spaltöffnungen fossiler Blätter.

Zur kambrischen Explosion lag CO₂ bei über 0,6 % beziehungsweise 6000 ppm. Landpflanzen und Pilze verstärkten später die Verwitterung. Vom frühen Ordovizium mit etwa 5000 ppm sank die Konzentration bis zum Ordovizischen Eiszeitalter. Wälder speicherten im Devon viel Kohlenstoff; dessen CO₂-Wert von 1500 bis 2000 ppm halbierte sich bis zum Karbon. Gegen Ende des Karbons schwankte CO₂ zwischen 150 und 700 ppm; eine Rekonstruktion nennt an der Karbon-Perm-Grenze etwa 100 ppm. Gleichzeitig erreichte Sauerstoff einmalig etwa 33 bis 35 %.

An der Perm-Trias-Grenze vor 252,2 Millionen Jahren führte der Vulkanismus des Sibirischen Trapps zum größten bekannten Massenaussterben: Über 90 % der Meeresbewohner und etwa 75 % der Landlebewesen starben. Die Temperatur stieg zunächst um 5 °C und nach zusätzlicher Methanfreisetzung um weitere 5 °C; mindestens 3000 ppm CO₂-Äquivalent wurden erreicht. Studien diskutieren kurzfristig sogar mehr als 7000 ppm. Die Krisendauer wird unterschiedlich angegeben: früher über 200.000 Jahre, neuer 60.000 Jahre (± 48.000 Jahre), möglicherweise nur wenige Jahrtausende.

Im Mesozoikum lagen die Werte häufig zwischen 1000 und 1500 ppm; in der späten Kreide sanken sie länger auf 500 bis 700 ppm. Beim kreidezeitlichen Temperaturmaximum vor 97 bis 91 Millionen Jahren erreichten manche tropischen Oberflächengewässer kurzzeitig 42 °C. Das Massenaussterben vor 66 Millionen Jahren, bei dem 75 % aller Arten verschwanden, wird nach neueren Studien ausschließlich dem Einschlag des 10 bis 15 km großen Chicxulub-Asteroiden zugeschrieben.

Im frühen Eozän stieg CO₂ auf etwa 1400 ppm. Beim Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum vor 55,8 Millionen Jahren gelangten in vermutlich 4000 Jahren 2500 bis 6800 Gt Kohlenstoff in die Atmosphäre; die Quellen sind nicht abschließend geklärt. Die Erwärmung betrug etwa 6 °C und dauerte 170.000 bis 200.000 Jahre. Um 34 Millionen Jahre vor heute sank CO₂ abrupt um etwa 40 %, und der antarktische Eisschild begann vermutlich nahe einer Schwelle von 600 ppm zu wachsen. Eisbohrkerne zeigen für die letzten 800.000 Jahre 180–210 ppm in Kaltzeiten und 280–300 ppm in Warmzeiten. Im Holozän blieb der Wert meist zwischen 260 und 280 ppm; für 1832 wurden 284 ppm ermittelt. Die Behauptung deutlich höherer Werte vor 7000 bis 10.000 Jahren ist umstritten und könnte auf Kalibrationsproblemen beruhen.

Menschlich verursachter Anstieg

Seit der Mitte des 19. Jahrhunderts steigt die CO₂-Konzentration durch menschliche Aktivitäten. Im April 2021 wurden am Mauna-Loa-Observatorium erstmals mehr als 420 ppm gemessen, im Mai 2025 mehr als 430 ppm; vorindustriell waren es etwa 280 ppm. Menschliche Emissionen entsprechen zwar nur etwa 3 % der jährlichen natürlichen Emissionen, doch die natürlichen 97 % werden von natürlichen Senken wieder aufgenommen. Vom zusätzlichen menschlichen Eintrag nehmen Meere, Böden und Pflanzen nur ungefähr die Hälfte auf; der Rest reichert sich in der Luft an.

Der globale Wert überschritt im März 2015 erstmals 400 ppm. Der jährliche Anstieg beschleunigte sich von knapp 0,9 ppm in den 1960er Jahren über 2,0 ppm in den 2000er Jahren auf etwa 3 ppm in den 2010er Jahren. 2024 wurde mit 3,5 ppm der höchste Zuwachs seit Beginn der Keeling-Kurve 1957 gemessen. Der Jahreswert von 423,9 ppm lag mehr als 50 % über dem vorindustriellen Niveau und mehr als 33 % über dem höchsten Wert der vergangenen 800.000 Jahre. Auch in den letzten 14 Millionen Jahren gab es keine deutlich höheren Werte. Die fossilen Emissionen stiegen 2024 gegenüber 2023 um 1,1 %; vorläufige Daten nennen für 2025 nochmals 1,1 %.

Die menschliche Ursache ist durch Emissionsstatistiken, charakteristische Kohlenstoffisotope fossiler Brennstoffe, den gleichzeitig sinkenden Sauerstoffgehalt und die räumliche Zuordnung von Quellen durch Transportmodelle belegt. Vulkanische Emissionen betragen weniger als 1 % der vom Menschen verursachten Menge. Hauptursache ist die Verbrennung von Kohle, Erdöl und anderen fossilen Energieträgern, gefolgt von Entwaldung. 2012 wurden durch fossile Energieträger und Zement 9,7 Gt Kohlenstoff beziehungsweise 35,6 Gt CO₂ freigesetzt; 1990 waren es 6,15 Gt Kohlenstoff beziehungsweise 22,57 Gt CO₂.

2021 emittierte China 11.472 Millionen Tonnen CO₂ beziehungsweise 30,9 % der Weltmenge, die USA 5007 Millionen Tonnen oder 13,5 %, Indien 2709 Millionen Tonnen oder 7,3 %, Russland 1755 Millionen Tonnen oder 4,7 %, Japan 1067 Millionen Tonnen oder 2,9 % und Iran 748 Millionen Tonnen oder 2,0 %. Deutschland hatte einen Weltanteil von 1,82 % und Pro-Kopf-Emissionen von 8,09 t jährlich.

Ozeane, Langzeitwirkung und Zukunft

Die Ozeane enthalten als Hydrogencarbonat- und Carbonationen etwa 50-mal so viel Kohlenstoff wie die Atmosphäre. Ein wichtiger Gleichgewichtsvorgang lautet: CaCO₃ + CO₂ + H₂O ⇌ Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻. Die Aufnahme von zusätzlichem CO₂ senkt den pH-Wert; das Meer bleibt zwar alkalisch, wird aber saurer. Biosphäre und Ozeane entfernen gegenwärtig etwa 57 % der menschlichen Emissionen. Der langfristig in der Luft verbleibende Anteil, die airborne fraction, liegt über fünf Jahre typischerweise bei etwa 45 %. Ein Gleichgewicht zwischen Atmosphäre und Ozeanen stellt sich nach ungefähr 300 Jahren ein. Erwärmung schwächt die Aufnahme, weil die CO₂-Löslichkeit mit steigender Temperatur abnimmt.

CO₂ wirkt über sehr lange Zeiträume. Würden alle bekannten fossilen Ressourcen verbrannt, könnte die Konzentration etwa 1600 ppm und die Erwärmung je nach Klimasensitivität 4 bis 10 °C erreichen. Einer Berechnung zufolge blieben selbst nach einem vollständigen Emissionsstopp etwa 40 % des zusätzlich eingebrachten CO₂ während des gesamten dritten Jahrtausends in der Atmosphäre. Nach 10.000 Jahren wären noch ungefähr 10 % vorhanden. Eine vom Menschen ausgelöste Warmphase könnte deshalb 100.000 Jahre andauern und einen Eiszeitzyklus ausfallen lassen. Wegen der großen Wärmekapazität der Ozeane würde die globale Mitteltemperatur selbst bei rascher Rückkehr der Treibhausgaskonzentration zum vorindustriellen Niveau etwa 1000 Jahre lang nicht deutlich sinken.

Bei fortgesetzten Emissionen könnten Böden etwa ab der Mitte des 21. Jahrhunderts von einer CO₂-Senke zu einer Quelle werden und ab 2100 mehr freisetzen, als die Meere aufnehmen. Simulationen ergeben dadurch bis 2100 eine Erwärmung von 5,5 °C statt 4 °C ohne diese Rückkopplung. Nach Modellrechnungen wäre die Carbonatverwitterung nach etwa 30.000 Jahren ausgeschöpft; nach 100.000 Jahren wären noch ungefähr 5 % des menschlich eingebrachten Kohlenstoffs in der Atmosphäre. Erst nach etwa 400.000 Jahren könnten wieder vorindustrielle Kohlenstoffmengen erreicht werden. Über noch längere geologische Zeiträume dürfte schwächerer Vulkanismus weniger CO₂ zurückführen. Unter 150 ppmV wäre die Konzentration für C₃-Pflanzen existenzbedrohend, für C₄-Pflanzen liegt die Untergrenze bei 10 ppmV; der Zeitpunkt ist in Studien stark umstritten.

Gegenstrategien

Die wichtigste Gegenmaßnahme ist eine starke Verringerung der CO₂-Emissionen durch sparsamen und effizienten Energieeinsatz. Um einen damaligen Konzentrationsanstieg von etwa 2 bis 3 ppm jährlich kurzfristig zu stoppen, wären laut Artikel zunächst 55 % weniger Emissionen nötig gewesen; wegen der zunehmenden Sättigung natürlicher Senken müssten sie bis 2060 auf 20 % der damaligen Rate sinken. Für das Zwei-Grad-Ziel wurden für 2050 globale Emissionen gefordert, die 48 bis 72 % unter dem Wert von 2000 liegen.

Zu den politischen und wirtschaftlichen Instrumenten gehören internationale Klimaziele, Emissionshandel, CO₂-Budgets, CO₂-Preise oder -Steuern sowie CO₂-Bilanzen für Tätigkeiten und Produkte. Diskutiert werden auch CO₂-Abscheidung und -Speicherung. Direct Air Capture, dessen Machbarkeit 2007 gezeigt wurde, entnimmt CO₂ direkt aus der Luft; es kann gespeichert oder mit Energie zu synthetischen Kraftstoffen verarbeitet werden. Bis 2020 hatten 127 Staaten Netto-Null-Ziele beschlossen oder geplant, doch ausreichende Maßnahmen zur Umsetzung fehlten. Da CO₂ über Jahrtausende im Klimasystem bleibt, kann langfristig nur eine deutliche Senkung der Emissionen die Erwärmung begrenzen.