Die Weltmeere sind der größte Kohlenstoffspeicher der Erde und einer der wichtigsten Puffer für klimatische Veränderungen der Atmosphäre. Die Ozeane enthalten geschätzt eine Masse von 38.000 Gigatonnen Kohlenstoff, 16 Mal mehr als in der Landbiosphäre.
Sie sind in der Lage, über den natürlichen Austausch hinaus große Mengen der anthropogenen CO2‑Emissionen zu absorbieren und zu speichern. Man schätzt, dass in den Jahren 1994 bis 2007 ca. 30% dieser CO2‑Emissionen von den Weltmeeren aufgenommen wurden. Dies entspricht 34 ± 4 Gigatonnen CO2 pro Jahr, im Jahresmittel jährlich bis zu 3,6 ± 0,3 Gigatonnen CO2.
Grafik 1 (siehe PDF-Dokument)
Abb. 1 und 2 zeigen vereinfacht die weltweiten Meeresströmungen und die regionale Verteilung des CO2‑Austausches mit der Atmosphäre.
Die CO2‑Aufnahme findet hauptsächlich in den kälteren Regionen des Nordatlantik und -pazifik und in den oberen Wasserschichten auf Grund der höheren physikalischen Löslichkeit und des Gasaustausches statt. In den wärmeren, eher tropischen Regionen wird dagegen CO2 an die Atmosphäre abgegeben.
Hierbei spielen CO2‑Partialdruck, Temperatur, in geringerem Maß die Salinität sowie Wasserschichtungen und -strömungen eine wichtige, aber in weiten Bereichen noch nicht erforschte, komplexe Rolle.
Grafik 2 (siehe PDF-Dokument)
Für den Beobachtungszeitraum 1994–2007 zeigen unterschiedliche Modelle in Tab. 1 eine gute Übereinstimmung der bilanzierten CO2‑Mengen.
Die Quantifizierung und Fortschreibung der CO2‑Aufnahme mit zunehmendem CO2‑Gehalt der Atmosphäre, also zunehmendem CO2‑Partialdruck, ist von vielen Parametern wie z. B. Temperatur, Salzgehalt, pH‑Wert, der biologischen Vielfalt unter Wasser sowie Meeresströmungen und -schichtungen abhängig und daher schwierig zu quantifizieren.
Dennoch zeigen verschiedene Modelle die weitere Entwicklung der jährlichen CO2‑Aufnahme bis zum Jahr 2018 relativ konsistent (Abb. 3). Der rote Bereich zeigt den Durchschnitt der Jahre 1994–2007 (siehe Tab. 1), die schwarze Linie einen Konsensbereich diverser Modelle, die unterbrochenen Linien zwei andere Berechnungen.
Grafik 3 (siehe PDF-Dokument)
Übereinstimmend ergibt sich ein Trend zunehmender Aufnahme des anthropogenen CO2, der wohl mit dem zunehmenden CO2‑Partialdruck in Zusammenhang steht. Der gegenläufige Effekt einer verminderten CO2‑Löslichkeit bei steigenden Wassertemperaturen wird hierbei wohl überkompensiert, da durch die hohe Wärmekapazität der Ozeane die Änderung der Wassertemperatur langsamer eintritt als die Erhöhung des CO2‑Gehalts bzw. ‑Partialdrucks der Atmosphäre.
Mit allen Unsicherheiten der Modelle liegt die jährliche CO2‑Aufnahme bei einer Größenordnung von 3–4 Gigatonnen Kohlenstoff bzw. 10–14 Gigatonnen CO2. Wie lange der Trend einer zunehmenden CO2‑Aufnahme anhält, ist allerdings derzeit nicht voraussagbar.
Mechanismus der natürlichen Speicherung von CO2 in den Ozeanen
Bis zu einer Wassertiefe von mehreren hundert Metern ist CO2 trotz des mit der Tiefe zunehmenden Wasserdrucks gasförmig und löst sich bis zur Sättigung in Wasser auf. In einer Tiefe von ca. 500 bis 2700 m ist CO2 flüssig, hat aber immer noch eine geringere Dichte als das umgebende Salzwasser, steigt also bei Übersättigung ebenfalls auf. In Wassertiefen über 3000 m hat das flüssige CO2 eine höhere Dichte als das umgebende Salzwasser und würde bei entsprechender Menge auf dem Meeresgrund „CO2‑Teiche“ bzw. „-Seen“ bilden. Je nach Temperatur und Salzgehalt ist bei geringeren Tiefen auch die Bildung von festen CO2‑Hydraten möglich. Die Bildung von Hydraten in tiefen Schichten ist je nach Umgebungsbedingungen reversibel; Hydrate sind also keine nachhaltigen CO2‑Speicher.
Grafik 4 (siehe PDF-Dokument)
Der Einfluss des Salzgehalts in Meerwasser ist gegenüber dem Einfluss von Wassertemperatur und CO2‑Partialdruck eher von untergeordneter Bedeutung.
Da die Wassertiefen der Ozeane zu über 70% über 3000 m betragen, ergibt sich ein riesiges Potenzial zur CO2‑Speicherung von rechnerisch 4.000 bis 10.000 Gigatonnen, wobei sich durch die damit verbundene Absenkung des pH‑Werts drastische Konsequenzen für alle marinen, insbesondere die skelettbildenden Organismen wie z. B. Korallen, Meeresschnecken und Muscheln ergeben würden.
Grundsätzlich unterscheidet man zwei Speichermechanismen, die „physikalische und die biologische Pumpe“ (siehe Abb. 5). Die Speichermengen werden von einem so genannten „chemischen Puffer“ und einem „biologischen Puffer“ über die rein physikalische Löslichkeit von CO2 hinaus beeinflusst.
Grafik 5 (siehe PDF-Dokument)
Sowohl die Bildung von anorganischen Sedimenten in Form von Karbonaten als auch die durch Photosynthese gebildete, verrottende und sedimentierende Biomasse tragen zu einer dauerhaften CO2‑Speicherung bei.
Die CO2‑Aufnahme durch die physikalische Löslichkeit im Meerwasser hängt nicht nur vom CO2‑Partialdruck (also dem CO2‑Gehalt der Atmosphäre) und der Wassertemperatur ab, sondern auch vom pH‑Wert und in geringerem Ausmaß vom Salzgehalt des Meerwassers. Kaltes Wasser in den unteren Meeresschichten löst mehr Kohlendioxid, gleichzeitig steigt die Dichte des kälteren Wassers und bewirkt, dass das CO2‑reichere Wasser in tiefere Schichten absinkt. Dies ist jedoch aufgrund von Meeresströmungen und damit verbundenem Wasseraustausch nur ein reversibler Effekt.
Chemischer Puffer
Das im Meerwasser gelöste CO2 liegt zu über 90% als Hydrogenkarbonat, zu ca. 8% als Karbonat und nur zu ca. 1% als physikalische CO2‑Lösung vor.
Das zwischen diesen Komponenten bestehende chemische Gleichgewicht
CO2 + H2O ↔ H2CO3 ↔ H+ + HCO3− ↔ H+ + CO32−
wird durch weitere CO2‑Aufnahme verschoben, d. h. führt durch Reaktion von CO2 mit Karbonat zur zusätzlichen Bildung von Hydrogenkarbonat mit dem Effekt einer abnehmenden CO2‑Aufnahmekapazität und Absenkung des pH‑Werts (Versauerung). Nebeneffekt ist die Schädigung der Skelettbildung (Kalziumcarbonat) von Meeresorganismen.
Biologischer Puffer
Das im Ozean gelöste atmosphärische Kohlendioxid wird nicht nur chemisch verwandelt, sondern auch in den oberen Wasserschichten 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. Der daraus resultierende und im Phytoplankton gebundene organische Kohlenstoff wird vom Zooplankton konsumiert, wobei durch heterotrophe Respiration 34 Gt C pro Jahr wieder freigesetzt werden. Der Rest wird direkt oder indirekt zu sedimentierendem Abfall.
CO2‑Aufnahme durch küstennahe Vegetation
Ein zusätzliches Potential zur CO2‑Aufnahme und Bindung stellen Salzmarschen, Mangrovenwälder, Seegraswiesen sowie Tang‑ und Kelpwälder dar. Sie machen inklusive der Gezeitenzonen ca. 0,2% der Meeresoberfläche aus und vermögen im Vergleich zu Regenwäldern flächenbezogen die 5–30‑fache Menge an Kohlenstoff zu binden.
Salzmarschen erstrecken sich auf ca. 60.000 km² und können pro Hektar 28–17.000 kg jährlich Kohlenstoff binden. Mangrovenwälder umfassen 170.000 km² und können pro Hektar jährlich 560–11.000 kg Kohlenstoff binden. Seegraswiesen umfassen 317.000 km² und können jährlich 25–1000 kg Kohlenstoff pro Hektar einlagern. Seetangwälder erstrecken sich auf 3,4 Mio. km² mit einem noch unbekannten, aber sicher erheblichen Bindungspotential für Kohlenstoff.
Die küstennahen Regionen sind demnach ein zwar kleinerer, aber dennoch unverzichtbarer CO2‑Speicher mit einem aus vorgenannten Schätzungen errechneten, ungefähren Aufnahmepotential von bis zu 0,9 Gigatonnen/Jahr zuzüglich des Beitrags der Seetang/Kelp‑Wälder.
Künstliche CO2‑Speicher (Ocean Carbon Sequestration – OCR)
Die Ozeane können über ihre natürliche CO2‑Aufnahme‑kapazität hinaus auch als künstliche Speicher dienen.
Grafik 6 (siehe PDF-Dokument)
Die bekannten Carbon Capture and Storage (CCS)–Projekte umfassen bei der Tiefenverpressung von CO2 die Lagerung von flüssigem CO2 in entsprechenden Wassertiefen, die Injektion in offshore Öl‑ und Gaslagerstätten und bei entsprechenden basaltigen Gesteinsformationen auch die Mineralisierung.
So plant die BASF‑Tochterfirma Wintershall mit der norwegischen Horisont Energi das Verpressen von ca. 40 Mio. Tonnen CO2 pro Jahr im norwegischen Sektor der Nordsee.
Wegen des sehr geringen und langsamen Gasaustausches zwischen Atmosphäre und Meerwasser, wegen des großen Aufnahmepotentials und wegen erwarteter geringer Auswirkungen durch Versauerung wird auch eine Sequestrierung von CO2 in Meerestiefen über 4000 m propagiert, aber noch nicht großtechnisch praktiziert. So könnte z. B. der Sunda‑Graben geschätzt 19.000 Gigatonnen, der Puerto‑Rico‑Graben 24.000 Gigatonnen CO2 aufnehmen.
Ob eine solche Option trotz des riesigen Potentials jemals auf Akzeptanz trifft, ist aufgrund der fehlenden Kenntnisse über Vorgänge und Langzeitauswirkungen in der Tiefsee unklar.
Fazit
Die jährliche CO2‑Aufnahmekapazität der Ozeane hat mit größenordnungsmäßig 3–4 Gt Kohlenstoff (10–14 Gt CO2) eine relevante Größenordnung. Eine aktuelle Bilanzierung anthropogener CO2‑Emissionen zeigt, dass die Ozeane ca. 26% der Emissionen aufnehmen, eine ähnliche Größenordnung wie die terrestrische CO2‑Aufnahme.
Grafik 7 (siehe PDF-Dokument)
Die Langzeit‑Aufnahmekapazität und damit verbundene negative Effekte auf das Ökosystem der Ozeane sind allerdings schwer vorhersehbar und noch weitgehend unerforscht.
Ein aktives Verbringen des CO2 der Tiefsee unter 3.000–4.000 m findet in den ermittelten Größenordnungen bisher keine Berücksichtigung. Es könnte eine erhebliche Chance für CCS (Carbon Capture and Storage) bieten, wenn Langzeiteffekte besser erforscht sind und diese Option gesellschaftlich Akzeptanz findet.
Im Kontext des GES‑Modells stellen die Ozeane ein Upscale‑Potenzial für die im Bereich der terrestrischen natur‑basierten Lösungen kalkulierten 10 Mrd. t CO2 dar.
