Klimatische Rückkopplungen

• Rückkopplungen sind Prozesse, bei denen Ökosystemreaktionen auf Klimawandel das Klima biogeochemisch (Treibhausgase) oder biophysikalisch (Albedo, Energieflüsse) verändern

• positiv verstärkt die Erwärmung (z. B. Erwärmung → höhere Bodenatmung → mehr CO₂- Freisetzung)

• negativ dämpft sie (z. B. Erwärmung → stärkeres Pflanzenwachstum → mehr CO₂-Aufnahme)

• Terrestrische Ökosysteme speichern ca. 2500 Gt C (≈ 3× Atmosphäre): etwa ~1500 Gt C in Böden und ~900–1000 Gt C in Vegetation/Streu

• Diese Speicher puffern CO₂ in der Atmosphäre und wirken klimaregulierend

• CO₂-Aufnahme durch Photosynthese (CO₂-Düngung durch steigenden atmosphärischen CO₂-Gehalt → mehr Photosynthese/Pflanzenwachstum, eher dämpfend auf Erwärmung)

• CO₂-Abgabe durch Atmung & Zersetzung (Temperatur/Dürre → verstärkte mikrobielle & Wurzelatmung, eher verstärkend)

• Nettobilanz entscheidet und ergibt sich aus Kombination der beiden Prozesse

• interannuelle Schwankungen des CO₂-Anstiegs korrelieren stark mit El-Niño-Dürrejahren (Landbiosphäre als Haupttreiber)

• langfristig können Wärmestress und Dürre die NPP senken (Grafik illustriert diese Zusammenhänge)

• viele Modelle zeigen positive Feedbacks: Erwärmung → verstärkte Zersetzung → mehr CO₂ → noch stärkere Erwärmung

• biogeochemische Feedbacks (CO₂, N₂O, CH₄) können bis 2100 zusätzlichen Strahlungsantrieb liefern

• Unsicherheiten u. a. bei:

  • Albedo/Evapotranspiration

  • Bodenprozessen & Störungen (oft zu grob modelliert)

  • Nährstofflimitierung (N, P), die CO₂-Düngung schwächt

• C-, N- und P-Kreisläufe sind gekoppelt (stöchiometrische Anforderungen)

• wenn meist N oder P limitiert, wird Nettoprimärproduktion begrenzt und damit die CO₂-Aufnahmefähigkeit

• CO₂-Düngung ist ohne ausreichendes N/P nicht dauerhaft

• Einträge sind räumlich konzentriert (z. B. Europa/Ostasien)

• P kann chemisch fixiert sein (Fe/Al-Oxide)

• steigendes CO₂ erhöht den relativen N/P-Bedarf

• Ergebnis: globale Überschüsse, aber lokale/funktionale Limitierung

• kurzfristig kann Erwärmung die Zersetzung/Mineralisierung erhöhen → Nährstoffe kurzfristig verfügbarer

• langfristig führt stärkere Zersetzung zu SOC-Verlusten und CO₂-Freisetzung (positives Feedback)

• funktionelle Diversität kann Limitierung puffern (komplementäre Nutzung von N/P → stabilere/höhere NPP)

Dann können Modelle die Erwärmung unterschätzen (genannt: bis zu ≈ +1 °C bis 2100), weil N/P-Limitierung die CO₂-Senkenwirkung begrenzt und damit Rückkopplungen anders ausfallen

• Böden enthalten ca. 1500–2000 Pg C (mehr als Atmosphäre + Vegetation zusammen)

• schon ±1 % SOC entspricht grob ±15–20 Pg C und kann atmosphärisches CO₂ stark beeinflussen

• Stabilität des SOC entscheidet über Senke vs. Quelle

• Stabilisierung durch Mineralassoziation/physikalische Abschirmung ( Bindung an Ton- Fe/Al-Oxide)

• Mikroklima (Steuerung von Enzym-/Redoxprozesse)

• Substratzugang & mikrobielle Effizienz (CUE beeinflusst CO₂-Freisetzung)

  
  

• Prozesse wirken auf Mikro- bis Makroskalen nicht linear

• gemittelte Modelle unterschätzen SOC-Variabilität

• höchste Vorräte in borealen/arktischen Zonen (>10 kg C m⁻²)

• niedrigste in ariden Gebieten (<5 kg C m⁻²)

• Bis 2050 starke Erwärmung v. a. in Subpolar- bis Borealzonen → dort großes Verlustpotenzial

• Unsicherheiten: tiefe Horizonte (>1 m), fehlende Langzeitdaten, Skalenbrüche

• Weil sie einen großen Anteil terrestrischer CO₂-Emissionen regulieren (genannt: 60–70 %)

• Erwärmung steigert Enzymaktivität und Zersetzung (positives Feedback)

• Entscheidend sind u. a. Substrat, Mineralbindung, Feuchte, O₂ und CUE (niedrige CUE → mehr CO₂)

Direkt:

• Temperatur ↑ → Enzymaktivität ↑ → CO₂/CH₄ ↑

• Dürre/Frost → Inaktivität → Puls-Emissionen nach Wiederbefeuchtung

Indirekt:

• Pflanzen-Mikroben-Kopplung: mehr CO₂ → mehr Pflanzeninput (Exsudate/Streu/Rhizodeposition) → mehr mikrobieller Umsatz

• Community-Shifts (Bakterien-/Pilz-Verhältnis) ändern CO₂-Emission vs. Bindung

• Nährstoff-Limitierungen: N/P-Mangel reduziert mikrobielle Effizienz -> geringere C-Sequestrierung

• viele Modelle erfassen vor allem „Grundaktivität“ der mikrobiellen Atmung, aber nicht ausreichend Akklimation und CUE-Dynamik → Überschätzung langfristiger Emissionen möglich

• Neuere Modelle (z. B. MIMICS, CORPSE) integrieren Enzymaktivität und Anpassung und liefern realistischere Prognosen

• biophysikalische Rückkopplungen betreffen Energie- und Wasserflüsse zwischen Landoberfläche und Atmosphäre und wirken auf Temperatur/Feuchte/Strahlungsbilanz

• Schlüsselgrößen:

  • Albedo (Rückstrahlvermögen der Oberfläche)

  • Evapotranspiration (ET) (Verdunstung + Transpiration).

• mehr Wald/Vegetation in schneereichen Regionen senkt die Albedo (dunkler) → mehr Strahlungsabsorption → zusätzliche Erwärmung

• dieses positive Strahlungsfeedback kann den kühlenden CO₂-Senkeneffekt sogar überkompensieren

• Modellanalysen zeigen → boreale Aufforstung kann NettoErwärmung erzeugen, trotz C-Bindung

• besonders stark bei Schnee-Wald-Kontrast

• dichte Vegetation erhöht Evapotranspiration, wandelt fühlbare in latente Wärme → lokale Abkühlung

• mehr Feuchte in der Grenzschicht

• Wolkenbildung

• mögliche Niederschlagsverschiebungen

• in den Tropen überwiegt oft der kühlende Evapotranspirations-Effekt, in hohen Breiten kann der wärmende Albedo-Effekt dominieren

• weil sie große Mengen gespeicherten Kohlenstoff plötzlich (Störungen) oder über Jahrhunderte (Permafrost) freisetzen können

• entscheidend sind Art/Intensität/Dynamik der Freisetzung – ob Land Senke bleibt oder zur Quelle wird

Feuer:

• schnelle Freisetzung von CO₂, Ruß (black carbon), teils CH₄ (direkte Rückkopplung)

• Änderungen der Vegetationsstruktur/Albedo -> geringere Rückstrahlung -> zusätzliche Erwärmung -> indirekte Rückkopplung

Insekten/Sturm/Rodung:

• Vegetation stirbt/verschwindet → Photosyntheseleistung bricht ein (Senke → Quelle), Zersetzung setzt über Jahre CO₂ frei

• Auftauen aktiviert Mikroorganismen, die zuvor gefrorene organische Substanz zersetzen

• „dung-heap effect“ (Wärme durch mikrobielle Aktivität) beschleunigt weiter

• Aerob → eher CO₂-Emission

• anaerob/wasserstauend → eher CH₄-Emission (stärkeres Treibhausgas)

• einmal gestartet kann es über lange Zeit positiv rückkoppeln

• terrestrische C-Flüsse reagieren auf mehrere Treiber gleichzeitig

• Effekte sind nicht additiv (Interaktionen verändern die Stärke)

• additive Modelle können Rückkopplungen deutlich überschätzen (genannt: bis zu ~60 %)

• Nährstoff- und Wasserlimitierungen bremsen CO₂-Düngung

• Rückkopplungen bleiben aber oft positiv, regional variabler

• klassische Modelle trennen Temperatur/Wasser/Nährstoffe und ignorieren Interaktionen → Erwärmungsrückkopplung wird überschätzt

• fehlende Kopplung erklärt auch mögliche Temperatur-Fehleinschätzungen

• neue Ansätze koppeln biogeochemische & mikrobielle Prozesse (z. B. MIMICS) → realistischere, regional differenzierte Rückkopplungen

• Zunahme globaler Vegetationsbedeckung seit den 1980ern

• >50 % der bewachsenen Landflächen zeigen signifikante Blattflächen-Zunahmen, nur ~5 % „Browning“

• besonders stark u. a. in China/Indien und der Nordhalbkugel

• Global Greening ist eine der deutlichsten ökologischen Signaturen des Anthropozäns gemeinsam mit Temperaturanstieg, Meeresspiegelanstieg und Eisrückgang

• biogeochemisch kann mehr Blattfläche CO₂-Aufnahme erhöhen (dämpfend)

• biophysikalisch kann Evapotranpiration kühlen, aber geringere Albedo erwärmen (v. a. boreal)

• zusätzlich gibt es in tropischen/ariden Regionen teils Browning durch Trockenstress/Nährstoffmangel/Degradation

• insgesamt stark regionsabhängig

• Landbiosphäre ist ein aktiver Klimafaktor (CO₂, CH₄, N₂O sowie Energie/Wasser)

• größte Unsicherheiten in Klimamodellen liegen in Stärke/Richtung der Rückkopplungen

• es gibt zwei Hauptpfade: biogeochemisch (Treibhausgasflüsse) und biophysikalisch (Albedo, Energiehaushalt)

• Skalen von Mikroben bis Landschaftsmuster sind entscheidend

• Gesamtwirkung: Rückkopplungen bestimmen, ob die Landbiosphäre den Klimawandel verstärkt oder abpuffert