Unter Kohlenstoffzyklus oder Kohlenstoffkreislauf versteht man den Austausch kohlenstoffhaltiger Verbindungen zwischen den globalen Systemen Lithosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre.

Die Kenntnis dieser Kreisläufe ermöglicht es, die Eingriffe des Menschen und ihre Auswirkungen auf das globale Klima abzuschätzen und angemessen zu reagieren.

Systembetrachtung

Das System Erde wird als geschlossenes System betrachtet. Zufuhr von Kohlenstoff z. B. durch Meteorite oder kernchemische Vorgänge und Verlust von Kohlenstoff z. B. durch Raumfahrt wird außer acht gelassen. Auf der Makroebene des Systems Erde ist der Gesamtkohlenstoffgehalt konstant.

Jedes der vier Teilsysteme ist durch Speicher-Kapazität, Verweildauer, Zufluss und Abfluss (Flussrate) und Speicherformen des Kohlenstoffs charakterisiert.

Kohlenstoffspeicher

Die globale Kohlenstoffmenge beträgt 75 Millionen GtC (Giga-Tonnen Kohlenstoff).

Atmosphäre

In der Atmosphäre befinden sich 720 GtC (andere Quellen geben 750 Gt CO₂ [!] an), das sind 0,001 % des globalen Gesamt-Kohlenstoffes. Sie ist damit wie die Biosphäre der kleinste Kohlenstoffspeicher, reagiert also auf Änderung der Flussraten am empfindlichsten. Dagegen weist die Atmosphäre die höchsten Flussraten auf Grund biochemischer Vorgänge auf. Sie ist damit Bestandteil der kurzfristigen Kreisläufe.

Wichtigste Kohlenstoffverbindung ist das Kohlenstoffdioxid (CO₂) mit einem Anteil am Luftgemisch von 0,03 Volumen-% bzw. 0,046 Massen-%.

Daneben kommen noch Spurengase und Verunreinigungen vor:

		Konzentration in ppm	Verweilzeit	Zunahme in % pro Jahr
Kohlenstoffdioxid	CO₂	350	1-10 a	0,4
Methan	CH₄	1,7	10 a	1,5
Kohlenstoffmonoxid	CO	0,05-0,2	60…180 d
Fluorchlorkohlenwasserstoffe	FCKW	10^-3	70…100a
Tetrachlorkohlenstoff	CCl₄	10^-4	?
flüchtige Kohlenwasserstoffe
Rußpartikel

a = Jahre, d = Tage, ppm = parts per million

Hydrosphäre

Die Hydrosphäre enthält 38000 GtC in Form von physikalisch gelöstem CO₂, sowie gelöster Hydrogencarbonat- und Carbonat-Ionen. Dies entspricht 0,05 % des globalen Kohlenstoffgehaltes. Dazu kommen noch Spuren von physikalisch gelöstem Methan und organischen Schwebstoffen.

Zur Hydrosphäre werden auch die Polkappen, Eisschilde und Gletscher gezählt (Kryosphäre). Das im Eis eingeschlossene Kohlenstoffdioxid nimmt allerdings nicht an den schnellen Austauschprozessen mit der Atmosphäre teil.

Lithosphäre

Mit 99,5 % Anteil am globalen Gesamt-Kohlenstoff stellt sie den größten Kohlenstoffspeicher dar. Allerdings sind die Flussraten gering. Sie ist damit Bestandteil der langfristigen Kohlenstoffkreisläufe.

Sedimente und daraus entstandene Kalkgesteine:

Carbonate Calcit CaCO₃, Dolomit CaMg(CO₃)₂, 60000000 GtC

Kerogen (z. B. Ölschiefer) 15000000 GtC

Gashydrate 10000GtC

Kohle, Erdgas, Erdöl 4100 GtC
Pedosphäre mit Humus, Torf, Sedimente, Mineralien 1500 Gt
Graphit

Gashydrate sind Gemische aus gefrorenem Wasser und Methangas, wobei die Methanmoleküle in Hohlräumen des Eiskristallgitters eingeschlossen sind (siehe Klathrat). Sie finden sich im Meeres-Sediment und im Permafrost-Boden. Das Methan der Gashydrate entsteht durch anaerobe bakterielle Zersetzung organischer Substanz. Bei Übersättigung des Wassers mit Methan und bei Temperaturen knapp über dem Gefrierpunkt sowie bei hohem Druck (im Meer ab 500 m) bilden sich diese Gemische. Durch Änderung der Druck- und Temperaturverhältnisse könnten größere Mengen an Methan kurzfristig frei werden und in die Atmosphäre gelangen.
Das aus den Lagestätten ausgasende Methan kann von chemoautotrophen Bakterien genutzt werden: methanoxidiernde Methanosarcinales (Archaea) stellen Essigsäure (Ethansäure) aus Methan her:

2CH_{4}+2H_{2}O\rightarrow CH_{3}COOH+4H_{2}

Diese Ethansäure wird in einer Symbiose von Deslufosarcina zur Energiebereitstellung (Dissimilation) in der Sulfatatmung genutzt:

CH_{3}COOH+SO_{4}^{2-}\rightarrow 2HCO_{3}^{-}+H_{2}S

Man schätzt, dass durch diese Symbiose 300 Millionen Tonnen Methan jährlich verbraucht werdrn, das sind mehr als 80 % des durch Bakterien im Sediment erzeugten Methans.

Biosphäre

Kohlenstoff ist im Universum und auf der Erde ein relativ seltenes Element:

Häufigste Elemente im Universum: Wasserstoff (92,7 %) und Helium (7,2 %) (Kohlenstoff 0,008 %)
Häufigste Elemente der Erde: Sauerstoff 49 %, Eisen 19 %, Silizium 14 %, Magnesium 12,5 % (Kohlenstoff: 0,099 %)
Häufigste Elemente im menschlichen Körper: Wasserstoff (60,6 %), Sauerstoff (25,7 %) Kohlenstoff (10,7 %)

(Prozent-Angaben als Atomzahlenverhältnis)

Eine Entwicklung von Leben auf Kohlenstoffbasis ist deshalb nur möglich, wenn sich die Lebewesen die globalen Kohlenstoffkreisläufe zu Nutze machen und selbst wieder einen geschlossenen Kohlenstoffkreislauf erzeugen.

Speicherformen des Kohlenstoffs in der Biosphäre sind zum einen organische Stoffe, zum anderen Karbonate (in der Regel Kalzit, Kalk, Kalziumkarbonat CaCO₃), die Baustoffe für Skelette (Beispiele: Säugetiere, Krebse) und Gehäuse (Beispiele: Korallen, Coccolithophoridae) darstellen.

Terrestrische Ökosysteme enthalten 800 GtC, marine 3 GtC, was insgesamt einem Anteil von 0,001 % am globalen Gesamt-Kohlenstoff entspricht. Damit gehört die Biosphäre wie die Atmosphäre zu den kleinsten Kohlenstoffspeichern, ist aber Motor der kurzfristigen Kreisläufe.

Vorgänge innerhalb der Systeme

Atmosphäre

Innerhalb der Atmosphäre finden vorwiegend physikalische Transportvorgänge statt. Da durch Wind eine beständige Durchmischung stattfindet, ist die CO₂-Konzentration in den unterern Schichten der Atmosphäre überall gleich.

Nur an Orten, die über längere Zeit hinweg vor Wind geschützt sind, kann sich CO₂ am Boden ansammeln. Beispiel: Kohlendioxidseen in Bergwerkstollen oder in Höhlen, die in vulkanisch aktiven Gebieten liegen.

Methan wird im Laufe der Zeit zu CO₂ oxidiert.

Hydrosphäre

Transportvorgänge

Physikalische Kohlenstoffpumpe: Im Meer findet durch absinkende Wassermassen ein kurzfristiger Transport von 33 GtC pro Jahr in große Tiefen des Ozeans statt.
Biologische Kohlenstoffpumpe: Absinkende marine Organismen transportieren langfristig 11 GtC pro Jahr auf den Grund des Ozeans.

Chemische Reaktionen und Gleichgewichte

Zwischen den verschiednen Formen des anorganischen Kohlenstoffs besteht ein chemisches Gleichgewicht: (Die Prozentangaben gelten für die Bedingungen T = 10 °C, pH = 8, Salzgehalt 34, 3 ‰

${CO_{2}+3H_{2}O \atop 1\%}{\Leftrightarrow H_{2}CO_{3}+2H_{2}O \atop 0\%}{\Leftrightarrow HCO_{3}^{-}+H_{2}O+H_{3}O^{+} \atop 94\%}{\Leftrightarrow CO_{3}^{2-}+2H_{3}O^{+} \atop 5\%}$

Änderungen der Bedingungen und der Konzentrationen ändern auch die Gleichgewichtslage. So würde eine Erhöhung der CO₂-Konzentration der Atmosphäre das Gleichgewicht nach rechts verschieben, die Hydrosphäre würde also vermehrt Kohlenstoffdioxid aufnehmen. Andererseits würde eine globale Erwärmung das Gleichgewicht nach links verschieben.

Lithosphäre

Sedimentation

Bei der Sedimentation sinken schwerlösliche anorganische und organische Stoffe langsam zu Boden. Die Sinkgeschwindigkeit hängt von der Teilchengröße und der Dichte des Wassers ab und kann in ungestörtem Wasser sehr niedrig sein. Im Kohlenstoffkreislauf spielt die Sedimentation der Kalkskelette der Coccolithiphoridae eine große Rolle.

Diagenese

Diagenese ist die langfristige Verfestigung loser Sedimente durch biologische, chemische und physikalische Umwandlungen. Dabei wird zum Beispiel aus den Kalk-Skeletten der Mikroorganismen Kalkgestein. Organische Ablagerungen werden unter bestimmten Bedingungen, wie sie in sauerstoffarmen, warmen Flachmeeren herrschen, stufenweise in anorganische Verbindungen umgewandelt. Es entstehen Kerogen (Ölschiefer), Teerstoffe (Bitumen), Kohle, Graphit und Erdöl sowie Methan. Die Diageneserate betägt 0,2 GtC pro Jahr.

Metamorphose

Metamorphose ist die langfristige Umwandlung von festem Gestein auf Grund veränderter Druck- und Temperaturverhältnisse: Durch Subduktion von Sedimenten des Meeresbodens werden Druck und Temperatur erhöht. An der Grenzfläche von Kalk- und Silikatsedimenten (Sand) erfolgt die chemische Umwandlung:

Calcit wird zu Calciumsilikat (Wollastonit)

CaCO_{3}+SiO_{2}\longrightarrow CaSiO_{3}+CO_{2}\uparrow

Dolomit wird zu Speckstein bzw. Talg

3CaMg(CO_{3})_{2}+4SiO_{2}+H_{2}O\longrightarrow Mg_{3}Si_{4}O_{10}(OH)_{2}+3CaCO_{3}+3CO2\uparrow

Das hierbei freiwerdende CO₂ löst sich im flüssigen Magma und wird dann bei einem Vulkanausbruch frei oder entweicht gleich über Klüfte oder Vulkane.
Durch tektonische Veränderungen werden die entstandenen Silikate an die Oberfläche transportiert und der Verwitterung ausgesetzt.

Biosphäre

Innerhalb der Biosphäre findet ein Kohlenstoff-Fluss von den organische Nährstoffe erzeugenden autotrophen Organismen zu den Näherstoffe verbrauchenden heterotrophen Organismen. Durch Wind und Tiere wird organisches Material verfrachtet. Ein geschlossener Kreislauf ist erst durch die Vermittlung von Atmosphäre und Hydrosphäre möglich.

Kohlenstoff-Teilkreisläufe

Ein Speicher ist sowohl Quelle als auch als Senke für Kohlenstoff-Flüsse.

Zwischen den Kohlenstoff-Speichern erfolgt ein ständiger Austausch durch chemische, physikalische, geologische und biologische Prozesse.

Langfristiger anorganischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um geochemische Prozesse, die in einem Zeitraum von mehreren tausend bis Milliarden Jahren ablaufen können.

Mechanische Verwitterung

Durch thermische Spannungen (Beispiel Frostsprengung), Druck (Beispiel Gletscher) sowie durch |Wind- und Wassererosion können große Gesteinsblöcke in immer kleinere Portionen zerteilt werden. Durch Fließgewässer wird dieses zerkleinerte Material verfrachtet und in den Mündungsgebieten wieder abgelagert. Diese Sedimente können wieder durch Subduktion der Metamorphose unterworfen werden.

Chemische Verwitterung

Verwitterung von Kalk- und Silikatgestein entzieht durch Vermittlung von Wasser der Atmosphäre CO₂. Das dabei entstehende Hydrogencarbonat ist löslich und verbleibt in der Hydrosphäre.

Calcitverwitterung: (Siehe auch: Karst, Doline, Höhle)

CaCO_{3}+H_{2}O+CO_{2}\rightarrow Ca(HCO_{3})_{2}

Dolomitverwitterung:

CaMg(CO_{3})_{2}+2H_{2}O+2CO_{2}\rightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+Mg(HCO_{3})_{2}

Silikatverwitterung:

CaSiO_{3}+H_{2}O+CO_{2}\rightarrow Ca(HCO_{3})_{2}+SiO_{2}

Erfolgt die Verwitterung von Kalkgestein durch andere Säuren, zum Beispiel Schwefelsäure, die aus dem von Vulkanen abgegebenen Schwefeldioxid entstehen kann, wird CO₂ an die Atmosphäre abgegeben:

CaCO_{3}+2H_{2}SO_{4}\rightarrow CaSO_{4}+CO_{2}\uparrow

(CaSO₄ = Gips)

Ausfällung

Aus einer gesättigten Kalziumhydrogenkarbonat-Lösung kann wieder Calcit ausgefällt werden. Dabei wird wieder CO₂ frei:

Ca(HCO_{3})_{2}\rightarrow CaCO_{3}\downarrow +H_{2}O+CO_{2}\uparrow

Diese Reaktion wird durch hohe Wasserverdunstung und einen hohen pH-Wert (basisch) verstärkt. (Siehe auch: Stalaktit, Stalagmit, Sinterterrasse)

Organismen wie Muscheln, Schnecken und Einzeller führen ebenfalls eine Calcitausfällung durch, um damit Skelette, Gehäuse und Schalen aufzubauen. Besondere Bedeutung haben dabei marine Kleinorganismen (Foraminiferen und Coccolithiphoridae), die Kalksedimente bilden, und Korallen, die Korallenstöcke aufbauen.

Der Kreislauf wird auf zwei Wegen wieder geschlossen:

Durch Metamorphose (siehe oben) wird wieder CO₂ an die Atmosphäre abgegeben.
Durch tektonische Veränderungen werden Korallenstöcke, Sedimentgesteine und Silikatgesteine an die Oberfläche verfrachtet und damit der Verwitterung ausgesetzt.

langfristiger geochemischer Kohlenstoffkreislauf

	Vorgang	Flussraten in GtC pro Jahr
1	Diffusion von CO₂	91,7
2	Diffusion von CO₂	90
3	Ausfällung von Calcit
4	Verwitterung von Calcit	0,2
5, 9	Verwitterung von Calcit und Silikat, dafür benötigtes CO₂	0,2
6	Metamorphose	0,2
7	Vulkanismus	0,1
8	Verwitterung von Silikat

Langfristiger organischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse die zwar zunächst rasch ablaufen, aber mit langfristigen geologischen Prozessen gekoppelt sind. Dabei wird sedimentiertes, organisches Material unter anaeroben Bedingungen nicht mehr vollständig abgebaut. Nur ein geringer Teil wird durch anaerobe Bakterien in CO2 verwandelt. Durch Überschichtung mit weiteren Sedimentdecken und Absinken in größere Tiefen erhöhen sich Druck und Temperatur. Dadurch werden die organischen Bio-Moleküle in Kohlenwasserstoffe (Erdöl) oder Kohlenstoff (Kohle) umgewandelt.

Erdöl: Die ältesten Erdöllagerstätten sind vermutlich 3 Milliarden Jahre alt. Hauptentstehungszeit des Erdöls war vor 500 bis 1000 Millionen Jahren. Sie entstanden in lagunenartigen, warmen Flachmeeren aus herabsinkenden toten Pflanzen und Tieren. Durch Risse und Spalten im Gestein können die gasförmigen Kohlenwasserstoffe, vor allem Methan (CH4) an die Erdoberfläche treten. Im Meer können Bakterien dieses Gas als Energiequelle nutzen in dem sie es zu CO2 oxidieren:

CH_{4}+2O_{2}\rightarrow CO_{2}+2H_{2}O

An die Oberfläche tretendes Erdöl verliert die leicht flüchtigen Verbindungen und verfestigt zu zähflüssigem Asphalt, Erdpech oder Erdwachs (siehe Asphaltsee).

Kohle: Kohlelagerstätten entstanden aus den Waldmooren der Karbonzeit vor ca. 350 bis 290 Millionen Jahren. Wird durch tektonische Vorgänge Kohle an die Erdoberfläche verfrachtet kann sie durch Bakterien wieder in CO2 überführt werden.

Datei:Biogeochem.jpg

langfristiger biogeochemischer Kohlenstoffkreislauf

	Vorgang	Flussrate in GtC pro Jahr
1	Diffusion und Photosynthese
2	Sedimentierung
3	Diagenese
4	Ausgasung
5	bakterieller Abbau
6	bakterielle Methanoxidation

Kurzfristiger organischer Kreislauf

Hierbei handelt es sich um biochemische Prozesse der Assimilation und Dissimilation, die rasch ablaufen und Jahreszeitlichen Schwankungen unterliegen können.

Durch die Fotosynthese von Pflanzen, Algen und Bakterien und durch die Chemosynthese von Bakterien werden aus CO₂ mit Hilfe von Lichtenergie organische Stoffe hergestellt.
Durch die Zellatmung werden diese Stoffe mit Hilfe von Sauerstoff wieder in CO2 zurückverwandelt. Viele Organismen betreiben unter Sauerstoffmangel Gärung. Dabei werden die Nährstoffe unvollständig zu CO₂ oder Methan abgebaut.

Datei:Biochem.jpg

kurzfristiger biochemischer Kohlenstoffkreislauf

	Vorgang	Flussrate in GtC pro Jahr
1	Fotosynthese der Landpflanzen	120
2	Atmung der Landpflanzen	60
2	Atmung der Tiere und Destruenten	55
3	Nettoprimärproduktion der Landpflanzen	60
4	Detritus	1
1	Fotosynthese der marinen Primärproduzenten	103
2	Atmung der marinen Primärproduzenten	92
3	Atmung der marinen Konsumenten und Destruenten
5	Detritus
6	Diffusion	&nbsp

Eingriffe des Menschen in den Kohlenstoffkreislauf

Ursachen der Kohlenstoffdioxiderhöhung

Aus der Analyse von Bohrungen im antarktischen Eis (blau Kurve) ergibt sich, dass die globale Kohlenstoffdioxid-Konzentration in den letzten 400000 Jahren nie 290 ppm überschritten hat. Während der Eiszeiten war sie mit 180 ppm niedriger als während der Warmzeiten. Mit Beginn der Industrialisierung stieg die Konzentration exponentiell an. (Die rote Kurve ergibt sich aus kontinuierlichen Messungen der GAW-Station Mauna Loa auf Hawaii seit 1958.)

Datei:CO2Anstieg.jpg

CO2-Anstieg in der Atmosphäre

Aus diesen Messungen ergibt sich zur Zeit ein Anstieg von 3,2 GtC pro Jahr.

Durch die Verbrennung fossiler (Erdöl, Erdgas, Kohle) kohlenstoffhaltiger Brennstoffe und durch die Zementherstellung entstehen 6,3 Gt Kohlenstoff pro Jahr. Davon nehmen die Meere 1,7 GtC/a auf, da die erhöhte CO₂-Konzentration der Atmosphäre und die globale Erwärmung der Meere das Diffusionsgleichgewicht auf die Seite des gelösten Kohlenstoffs verschiebt. Die durch die selben Effekte verstärkte Photosynthese der Landpflanzen entzieht der Atmosphäre wieder 1,4 GtC/a.

Die Verbrennung rezenter kohlenstoffhaltiger Brennstoffe (Rapsöl, Holz, Brandrodung) sollte als Eingriff in den kurzfristigen biochemischen Kreislauf nicht zur Erhöhung beitragen.

Bei der Zementherstellung reagiert Kalziumkarbonat mit Ton (Aluminiumsilikat) zu einem Kalziumsilikat. Dabei wird Kohlenstoffdioxid frei. Davon wird nur ein Teil beim Abbinden durch Bildung von Kalziumkarbonat wieder der Luft entzogen.

Der früher verwendete Kalkmörtel stellte einen geschlossenen CO₂-Kreislauf dar: Das beim Brennen entstandene CO₂ wurde beim Aushärten wieder gebunden.

Auch bei der Glasherstellung wird Kohlenstoffdioxid frei. Natriumkarbonat reagiert mit Siliziumdioxid (Sand) zu Natriumsilikat (vergleiche Metamorphose):

Na_{2}CO_{3}+SiO_{2}\rightarrow Na_{2}SiO_{3}+CO_{2}\uparrow

Folgen

Auswirkungen auf die Photosynthese

Für die Fotosynthese der Landpflanzen wäre eine Kohlenstoffdioxid-Konzentration von 1000 ppm optimal. Die Steigerung der Fotosyntheserate fällt allerdings geringer aus als erwartet, da für viele Pflanzen nicht das CO2 begrenzender Faktor ist sondern die Versorgung mit Nährsalzen. So wird zur Zeit darüber nachgedacht, die Meere großflächig mit zweiwertigen Eisenionen zu düngen, um die Photosyntheserate des Phytoplankton zu steigern und durch die biologische Kohlenstoffpumpe (Absinken von organischem Material und biogenen Karbonaten in große Tiefen des Ozeans) dem kurzfristigen Kreislauf zu entziehen.

Störung der Kreisläufe

Die Erhöhung der Kohlenstoffdioxidkonzentration in der Atmosphäre und die Erwärmung der Meere führt zu einer vermehrten Lösung von CO2. Durch die Bildung von Hydrogenkarbonat wird der pH-Wert des Wassers erniedrigt (saurer). Dadurch wird die biogene und abiogene Ausfällung von Kalk behindert. Dadurch müsste die Menge des Phytoplanktons abnehmen und die Fotosyntheserate sinken.

Durch die Erniedrigung des pH-Wertes von Regen und Wasser müsste die Verwitterung von Kalkgestein und damit der Verbrauch von CO2 ansteigen. Da geochemische Flussraten sehr gering sind, spielt dieser Effekt kurzfristig keine Rolle.

Bedeutung für den Klimawandel

Ohne Eingriffe des Menschen hat sich im Laufe der Erdentwicklung ein relativ stabiles Fließgleichgewicht eingestellt. Jeder Teilnehmer des Kreislaufs gibt Kohlenstoff ab und nimmt welchen auf, ohne dass es dabei zu wesentlichen Änderungen der Verteilung des Kohlenstoffes kommt.

Durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe gelangt Kohlenstoff, der über Jahrtausende hinweg eingelagert worden ist, in Form von CO₂ in die Erdatmosphäre. Insgesamt "produziert" die Menschheit an der Schwelle zum 21. Jahrhundert ca. 6 GtC pro Jahr. Es gibt nicht genügend schnelle Prozesse, durch die das gesamte durch die Menschheit verbrannte CO₂ in anderen Reservoirs aufgenommen werden könnte. Das vormals vorhandene Gleichgewicht wird gestört. Die Folge ist der Treibhauseffekt und die Globale Erwärmung, wozu maßgeblich der wachsende Anteil des Treibhausgases CO₂ in der Erdatmosphäre beiträgt.

An dieser Stelle setzt aber auch die menschliche Ingenieurskunst wieder an. Die CO2-Sequestrierung versucht, Verfahren zu entwickeln, um den überschüssigen Kohlenstoff aus der Atmosphäre zu entziehen und in das Reservoir der Sedimente einzulagern.

Probleme technologischer Lösungen

Zur Zeit werden Lösungen des CO₂-Problems diskutiert, die zwar technisch bereits realisierbar, aber nicht beherrschbar und in den ökologischen Folgeschäden nicht abschätzbar sind:

Verflüssigen von CO₂ und Einbringen in unterirdische, gasdichte Speicher wie nicht abbauwürdige Kohleflöze, abgebaute Salzlagerstätten, tiefe wasserführende Gesteinsschichten und erschöpfte Öl- und Gasfelder. Letzteres wird bereits bei der norwegischen Gas- und Ölbohrinsel „Sleipner“ angewandt, wo wöchentlich anfallende 20000 Tonnen CO₂ in die ausgebeuteten Lagerstätten zurückgepumpt werden. Diese Methode gilt als relativ sicher, weil die Sandschichten der Lagerstätte Erdöl und Erdgas über Jahrmillionen hinweg gehalten haben.
Verklappen von gefrorenem CO₂ (sogenanntes Trockeneis) im Meer. Während des Absinkens löst sich das Trockeneis auf und erhöht damit die CO₂-Konzentration des Wassers, was zu lokalen Vergiftungen der Organismen führt.
Verflüssigen und Injizieren in das Meer in 600 m Tiefe. Dort sollten sich Gashydrate bilden, die auf Grund ihrer höheren Dichte zu Boden sinken müssten. Tests ergaben, dass sich zwar die Gashydrate bilden, diese aber wieder an die Oberfläche stiegen.
Verflüssigen und Injizieren in die Tiefsee unterhalb 3000 m. Hier müsste das CO₂ flüssig bleiben und in Senken große Kohlendioxidseen bilden. Tests ergaben, dass das CO₂ nicht flüssig blieb sondern großvolumige Gashydrate bildete, die wieder aufsteigen konnten. Da die Bildung der Gashydrate die Konzentration des Salzgehaltes des umgebenden Wassers durch das Ausfrieren von Süßwassereis erhöht, würden hier alle Organismen geschädigt werden. Außerdem war das CO₂ in dieser Tiefe nicht beherrschbar: es nahm unerwartet ein großes Volumen ein, verhielt sich wie Quecksilber und konnte nicht in Senken gesammelt werden, da kleinste Strömungen die CO₂-Tropfen verteilten.

Diese Version wird von der Bush-Regierung favorisiert. Ein Großversuch im Sommer 2002 vor den Küsten Hawaiis und Norwegens konnte durch den massiven Widerstand der Einwohner und verschiedener Umweltgruppen vorerst gestoppt werden.

Anmerkungen

Die Zahlenangaben sind Schätzungen und können je nach verwendeter Literatur stark schwanken. Nicht immer ist klar, was unter den jeweiligen Kohlenstoff-Flüssen zusammengefasst wird. Nicht immer sind die Angaben vollständig. Dadurch entstehen Probleme wie zum Beispiel in der Kohlenstoffbilanz der terrestrischen Biosphäre: Dem Zufluss von 120 GtC/a durch die Assimilation steht ein Abfluss von nur insgesamt 116 GtC/a durch Dissimilation und Detritus-Bildung gegenüber. Damit fehlen in der Bilanz 4 GtC/a.

Abkürzungen

GAW = Global Atmosphere Watch siehe [1]
IPCC = Intergovernmental Panel on Climate Change siehe [2]
JGOFS = Joint global Ocean Flux Study siehe [3]

Verwendete Literatur

Praxis der Naturwissenschaften, Biologie in der Schule, Heft 3/53, 15.4.2004, Aulis Verlag Deubner, Köln Leipzig