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Versauerung der Meere

Als Versauerung der Meere wird die seit einiger Zeit beobachtete Abnahme des pH-Wertes des Meerwassers bezeichnet. Verursacht wird sie durch die Aufnahme von Kohlendioxid (CO2) aus der Erdatmosphäre.[1][2] Der Vorgang zählt neben der globalen Erwärmung zu den Hauptfolgen der menschlichen Emissionen des Treibhausgases Kohlendioxid. Während Kohlendioxid in der Atmosphäre physikalisch zu steigenden Temperaturen auf der Erde führt, wirkt es im Meerwasser chemisch. Die Versauerung lässt sich ausschließlich auf CO2 zurückführen, nicht wie die globale Erwärmung insgesamt auch auf Emissionen anderer Treibhausgase wie Methan oder Lachgas.

Die Folgen dieser Versauerung betreffen zunächst kalkschalenbildende Lebewesen, deren Fähigkeit, sich Schutzhüllen zu bilden, bei sinkendem pH-Wert nachlässt. Weil diese Arten oft die Basis der Nahrungsketten in den Ozeanen bilden, können sich daraus weitere schwerwiegende Konsequenzen für die zahlreichen von ihnen abhängigen Meeresbewohner und in der Folge auch für die auf diese angewiesenen Menschen ergeben.

Inhaltsverzeichnis

pH-Wert des Ozeans

Der pH-Wert ist für ideal verdünnte Lösungen definiert. Für die Umrechnung auf Meerwasser werden drei verschiedene Verfahren mit daraus folgenden Skalen angewendet, die um bis zu 0,12 Einheiten auseinander liegen, so dass auch unterschiedliche Angaben für den durchschnittlichen pH-Wert des Meerwassers existieren.[3][4] Das Meerwasser ist mit einem pH-Wert um 8 leicht basisch. Nach einer Zusammenfassung der britischen Royal Society weist das Oberflächenwasser der Meere heute bis in eine Tiefe von 50 m typischerweise pH-Werte zwischen 7,9 und 8,25 auf, mit einem Durchschnittswert von 8,08.[1] Die wichtigsten Ursachen für diese Differenz um 0,25 Einheiten sind die Temperatur des Wassers, der lokale Auftrieb von kohlendioxidreichem Tiefenwasser, sowie die biologische Produktivität, die dort, wo sie hoch ist, in Form von Meereslebewesen viel Kohlendioxid bindet und in tiefere Wasserschichten transportiert.

Eine Möglichkeit, frühere pH-Werte zu rekonstruieren, bietet die Analyse von Sedimenten. Aus der Zusammensetzung von Boraten lässt sich bestimmen, dass der pH-Wert an der Meeresoberfläche vor etwa 21 Millionen Jahren etwa 7,4 ± 0,2 betrug, bis er vor ungefähr 7,5 Millionen Jahren auf den Wert von 8,2 ± 0,2 stieg.[5] Bis zum Beginn der ozeanischen Versauerung in Folge der einsetzenden Industrialisierung im 18. Jahrhundert und des steigenden Kohlendioxidausstoßes blieb dieser Wert in etwa konstant.

Einer Studie der Stanford University zufolge, die einen vorindustriellen pH-Wert des oberflächennahen Meerwassers von durchschnittlich 8,25 annimmt, soll sich der pH-Wert durch die Aufnahme von Kohlendioxid auf den heutigen Wert von durchschnittlich 8,14 verringert haben.[6] Eine gemeinsame Übersicht aus den USA von der National Science Foundation (NSF), der National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) und dem United States Geological Survey (USGS) kommt zu dem Schluss, dass vor der Industrialisierung der durchschnittliche pH-Wert bei 8,16 lag, während er heute 8,05 beträgt.[7] In beiden Fällen wird die Versauerung auf die menschlichen Emissionen von Kohlendioxid zurückgeführt und mit 0,11 pH-Einheiten beziffert. Ein solcher Zahlenwert mag gering scheinen – es ist aber zu beachten, dass pH-Werte logarithmisch definiert sind und eine Differenz von 0,11 eine Veränderung der Ionenkonzentration von fast 30 % bedeutet.

Ozeane als Kohlenstoffsenke

Die Ozeane spielen im Kohlenstoffkreislauf der Erde als Kohlenstoffsenke eine wichtige Rolle, da 70 Prozent der Erdoberfläche von Wasser bedeckt sind. In der gesamten Hydrosphäre sind schätzungsweise 38.000 Gt Kohlenstoff gespeichert. Kohlendioxid wird so lange im Meer gelöst, bis der Partialdruck in der Atmosphäre und im Meer gleich ist. Umgekehrt entweicht es auch wieder, wenn der Druck in der Atmosphäre geringer als im Meer ist. Die Temperatur eines Meeres beeinflusst ebenfalls die Aufnahme von Kohlendioxid, da Wasser bei steigender Temperatur weniger Kohlendioxid aufnehmen kann.

Der aus der Atmosphäre aufgenommene Kohlenstoff verteilt sich im Ozean innerhalb einiger weniger Jahre in der von der Sonne durchleuchteten Schicht des Meeres. Um in noch größere Tiefen zu gelangen, gibt es zwei Mechanismen. Am wichtigsten ist die so genannte physikalische Kohlenstoffpumpe, wobei sich das kohlenstoffreiche Oberflächenwasser in der Arktis abkühlt und schwerer wird, absinkt und über die kalte Tiefenströmung des Globalen Förderbandes weiträumig in den Tiefen der Ozeane verteilt wird. Weniger wichtig, aber dennoch nicht unbedeutend, ist die sogenannte biologische Kohlenstoffpumpe, bei der Kohlenstoff als Meeresschnee (biogener Teilchenregen) in tiefere Regionen absinkt. Es dauert hunderte bis tausende von Jahren, bis das aus der Atmosphäre aufgenommene anthropogene CO2 von den Ozeanen in die tiefsten Wasserschichten vorgedrungen und verteilt ist, heute ist es bis in eine Wassertiefe von durchschnittlich 1.000 m nachweisbar[2]. Bei Seamounts, an den Kontinentalhängen und in Flachmeeren (zum Beispiel in Teilen des Weddell-Meeres)[8] kann das anthropogene CO2 bereits bis zum Meeresboden gelangen.

Die gestiegene Menge von Kohlendioxid in der Erdatmosphäre hat in den vergangenen 200 Jahren dazu geführt, dass 118 ± 19 Gt Kohlenstoff oder 27 % bis 34 % der anthropogenen CO2-Emissionen von den Ozeanen aufgenommen wurden.[9] Im Jahr 2006 gelangten weltweit 36,3 Gt von Menschen zusätzlich produziertes CO2 oder ca. 9,9 Gt Kohlenstoff in die Atmosphäre.[10] Inklusive der natürlichen Quellen nimmt die Hydrosphäre gegenwärtig ungefähr 92 Gt atmosphärischen Kohlenstoffs pro Jahr auf. Etwa 90 Gt davon werden von den Weltmeeren wieder abgegeben, und 2 ± 1 Gt speichern diese.[2] Eine 2003 erschienene Studie schätzt die Aufnahme von Kohlenstoff etwas genauer im Zeitraum 1980–1989 auf 1,6 ± 0,4 Gt und zwischen 1990 und 1999 auf 2,0 ± 0,4 Gt pro Jahr.[11]

Chemischer Prozess der Versauerung

Kohlendioxid aus der Luft kann sich im Meerwasser lösen und liegt dann größtenteils in Form verschiedener anorganischer Verbindungen vor, deren relatives Verhältnis den pH-Wert der Ozeane reflektiert. Anorganischer Kohlenstoff findet sich im Ozean zu ca. 1 % in Kohlensäure und Kohlendioxid, zu ca. 91 % in Hydrogencarbonat-Ionen (HCO3) und zu ca. 8 % in Carbonat-Ionen (CO32−). Im Wasser gelöstes Kohlendioxid steht über die folgenden Reaktionsgleichungen mit Hydrogencarbonat, Carbonat und Hydroniumionen im Gleichgewicht:

Die in diesem Prozess entstehenden Oxoniumionen (H3O+) bewirken den sinkenden pH-Wert, der als negativer dekadischer Logarithmus der Stoffmengenkonzentration (genauer: der Aktivität) von Oxoniumionen definiert ist.

Der Versauerung durch gelöstes CO2 wirkt die Anwesenheit von Calciumcarbonat (CaCO3) entgegen, das mit Hydrogencarbonat- und Carbonat-Ionen als chemisches Puffersystem (→ Pufferlösung) wirkt und so Protonen bindet:

Wie alle Carbonate der Erdalkalimetalle ist Calciumcarbonat in Wasser nur schwer löslich. Das Calciumcarbonat im Meerwasser stammt im Wesentlichen aus zwei Quellen, nämlich Sedimenten am Meeresboden und dem Eintrag durch Zufluss von Süßwasser. In Letzteres gelangt Carbonat durch Verwitterung kalkhaltiger Gesteine. Damit das Sediment zur Neutralisierung der Versauerung beitragen kann, muss das darin enthaltene Calciumcarbonat aufgelöst und durch Zirkulation vom Meeresboden in höhere Wasserschichten getragen werden. Wird in Modellrechnungen der verwitterungsbedingte Eintrag als konstant (mit 0,145 Gt pro Jahr Kohlenstoff in Form von Carbonat) angenommen, so würde die Versauerung der Meere innerhalb einiger hundert Jahre zu einer Umkehr der Sedimentbildungsrate führen. Erst in einem Zeitraum von ca. 8.000 Jahren könnte der verwitterungsbedingte Eintrag von Calciumcarbonat diesen Effekt wieder ausgleichen.[12]

Bedeutende Mengen von Calciumcarbonat im Sediment entstehen durch Calcit-bildendes Plankton, besonders von Globigerinen (eine Gruppe der Foraminiferen), Coccolithophoriden (eine Gruppe der Kalkalgen) und Pteropoden. Kleinere Mengen werden beispielsweise in Korallenriffen gebildet. Plankton kann sich am Grunde des Meeres in Form eines carbonatreichen, biogenen Sediments (Kalkschlamm) ablagern, wenn die Wassertiefe nicht zu groß ist. Werden hingegen die Calcit- und Aragonit-Kompensationstiefen für die Calciumcarbonate Calcit und Aragonit überschritten, dann lösen sie sich vollständig auf. Diese Kompensationstiefen wandern im Zuge der Versauerung nach oben, und so gehen große Mengen von Kalkstein am Meeresgrund in Lösung. Für Aragonit konnte im Atlantik bereits ein Anstieg seit der Industrialisierung um 400 m auf heute 2.500 m ermittelt werden. Bis 2050 wird eine weitergehende Erhöhung um dann 700 m erwartet.[13][14] 300 bis 800 m oberhalb der Calcit-Kompensationstiefe befindet sich die Lysokline, der Bereich im Wasser ab dem der Auflösungsprozess beginnt. Auch in weniger tiefen Gebieten können folglich feste Carbonate wie in Calciumcarbonat zusätzlich gelöst werden, bis die Lösung wieder mit Carbonat-Ionen gesättigt ist. Die Reaktionsgleichung für die Kalklösung lautet:[15]

Folgen für Meereslebewesen und das Ökosystem Ozean

Schäden an Korallen

Eine Koralleninsel im Pazifik. Für Korallen stellen die saurer werdenden Ozeane ein Risiko dar, denn sie sind auf die Bildung von Kalkschalen angewiesen

Die Lösung von Kohlendioxid bremst zwar die Erderwärmung, die daraus folgende langsame Versauerung der Ozeane kann aber schwerwiegende Folgen unter anderem für Tiere mit einem Schutzmantel aus Calciumcarbonat (oder schlicht Kalk) nach sich ziehen.[16][7][15] Wie oben beschrieben, verschiebt sich das chemische Gleichgewicht der Ozeane zu Lasten der Carbonat-Ionen. Deren Verbindung mit Calcium im Meerwasser zu Calciumcarbonat ist jedoch von vitaler Bedeutung für Kalkschalen bildende Meereslebewesen. Ein saurer werdender Ozean behindert die Biomineralisation von Korallen sowie von Kleinstlebewesen wie winzigen Meeresschnecken und Zooplankton, obwohl einige dieser Lebewesen den pH-Wert des Wassers gezielt erhöhen, indem sie die gelöste Menge an Kohlendioxid bei der Erzeugung der Kalk-Kristalle in den eigenen Zellen verringern.[17]

Korallen produzieren mit Aragonit die neben Calcit am häufigsten vorkommende Kalkform im Meer. Aragonit ist eine besonders leicht durch Kohlensäure lösbare Form von Kalk, was das Risiko für die Korallen durch saurer werdende Ozeane erhöht. Bei einem Experiment an der israelischen Bar-Ilan University wurden Korallen künstlich angesäuertem Wasser mit einem pH-Wert von 7,3 bis 7,6 ausgesetzt. Dies sind Werte, die von einigen Wissenschaftlern als in wenigen Jahrhunderten möglich angesehen werden, vorausgesetzt, dass sich der atmosphärische Gehalt von CO2 etwa verfünffacht.[18] Nach einem Monat in dem saureren Wasser begannen sich die Kalkschalen von den Korallen abzulösen, und in der Folge verschwanden sie vollständig. Überraschend für die Forscher war, dass die Polypen der Korallen überlebten. Als nach 12 Monaten der pH-Wert wieder auf 8,0–8,3 angehoben wurde, begannen die Polypen erneut mit der Kalkbildung. Dieses Ergebnis könnte erklären, warum die Korallen trotz früherer Epochen mit einem für sie ungünstigeren pH-Wert des Meerwassers überleben konnten. Trotz dieses Befundes sprechen die Forscher lediglich von einem möglichen „Refugium“ der Korallen und betonen die schwerwiegenden Folgen der Entkalkung auf die betroffenen Ökosysteme.[19] Auch weitere für die Riffbildung bedeutende Lebewesen dürften unter der Versauerung leiden. In einem siebenwöchigen Experiment wurden Rotalgen aus der Familie der Corallinaceae, die eine wichtige Rolle beim Aufbau von Korallenriffen spielen, künstlich angesäuertem Meerwasser ausgesetzt. Gegenüber der Vergleichsgruppe sank bei den Algen im saureren Wasser die Reproduktionsrate und das Wachstum stark. Unter den Bedingungen eines weiter sinkenden pH-Wertes in den Ozeanen bedeutet dies wahrscheinlich erhebliche Folgen für betroffene Korallenriffe.[20]

Beeinträchtigung weiterer Meereslebewesen

Auch andere Meeresbewohner werden durch die Versauerung beeinträchtigt. In einer an der Kyoto University durchgeführten Untersuchung wuchsen Seeigel in künstlich angesäuertem Wasser deutlich langsamer, im Vergleich zu einer unter normalen Bedingungen gehaltenen Kontrollgruppe, oder verloren an Gewicht. Sie waren weniger fruchtbar, und ihre Embryonen nahmen deutlich langsamer an Größe und Gewicht zu.[21] Einer anderen Studie zufolge könnte die Kalzifizierung von Miesmuscheln bis Ende des 21. Jahrhunderts um 25 % und die der Pazifischen Felsenauster um 10 % abnehmen. Auf diese Werte kamen die beteiligten Wissenschaftler, indem sie einem bestimmten Szenario des IPCC folgten, das bis 2100 eine atmosphärische CO2-Konzentration von ca. 740 ppm vorsieht. Oberhalb eines Grenzwertes von 1.800 ppm beginnt sich die Muschelschale sogar aufzulösen, wodurch die Artenvielfalt an Küsten allgemein gefährdet ist und auch erhebliche wirtschaftliche Schäden drohen.[22]

Die ozeanische Nahrungskette basiert auf Plankton. Besonders Kalkalgen (so genannten Haptophyta) sind auf die Bildung einer Kalkschale angewiesen, um zu überleben. Wenn dies durch die Versauerung nicht mehr möglich ist, wären damit möglicherweise weitreichende Konsequenzen für die Nahrungskette der Ozeane verbunden.[23]

Eine 2004 erschienene Studie des Leibniz-Institut für Meereswissenschaften weist auf die zahlreichen komplexen Effekte hin, die ein niedrigerer pH-Wert auf Plankton haben kann, darunter auf die schlechtere Ausgangslage für kalkbildende tierische Organismen verglichen mit Phytoplankton (Schwebalgen). Zugleich wird der unsichere Forschungsstand betont, der momentan keine weitreichenden Vorhersagen über die Entwicklung ganzer Ökosysteme zulässt.[24] Die Zwischenstaatliche Sachverständigengruppe über Klimaänderungen (Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCC) gibt 2007 im Vierten Sachstandsbericht eine wissenschaftliche „mittlere Sicherheit“ für negative Konsequenzen aus den saurer werdenden Weltmeeren für Kalkschalen bildende Organismen und von ihnen abhängige Spezies an.[25] Verschiedene Studien zum Einfluss eines niedrigeren pH-Wertes auf größere Meerestiere ergaben, dass beispielsweise der Laich und die Larven geschädigt werden können. Die Versuche wurden bei sehr viel niedrigeren pH-Werten unternommen, als in naher Zukunft zu erwarten ist, so dass sie nur eine begrenzte Aussagekraft aufweisen.[1]

Nicht für alle Meereslebewesen bedeutet die Versauerung eine Einschränkung ihres Lebensraumes. Zunächst führt die gestiegene Menge von Kohlendioxid im Meer unter anderem zu einer besseren Kohlenstoffdioxid-Düngung der Meerespflanzen. Da der Effekt sich bei verschiedenen Pflanzen unterschiedlich auswirkt und mit der steigenden Wassertemperatur sowie dem abnehmenden pH-Wert verbunden ist, kann sich wiederum die Artenzusammensetzung ändern.[2]

Bei einigen Spezies wurden überraschende Reaktionen auf die abnehmende Alkalität der Meere festgestellt. Für die Kalkalgenart Emiliania huxleyi zeigte eine Studie paradoxerweise eine mögliche Verdoppelung ihrer Kalzifizierungs- und Photosynthese-Rate, gemessen an pH-Werten wie sie bei einem atmosphärischen CO2-Gehalt von 750 ppm in den Ozeanen erwartet werden. Gleichzeitig wird eine deutlich abnehmende Wachstumsrate erwartet. E. huxleyi hält einen Anteil von beinahe 50 Prozent an der biologischen Kohlenstoffpumpe der Meere und leistet ein Drittel der meeresgebundenen Produktion von Calciumcarbonat, ist also eine Schlüsselspezies im Ökosystem. In Folge des bereits um 0,1 Einheiten gefallenen pH-Wertes an der Meeresoberfläche habe das durchschnittliche Gewicht diese Kalkalgen im Verlauf der vergangenen 220 Jahre um 40 % zugenommen.[26] Eine weitere Untersuchung ergab für Schlangensterne der Art Amphiura filiformis eine erhöhte Kalzifizierungsrate unter saureren Wasserverhältnissen, mittels derer die Schlangensterne für die widrigeren Bedingungen kompensieren wollen. Diese Anpassung geht allerdings mit abnehmender Muskelmasse einher, in den Worten der Autoren eine auf lange Sicht wahrscheinlich nicht nachhaltige Strategie.[27]

Aktuelle und zukünftige Entwicklung

Bei einer Verdoppelung der atmosphärischen CO2-Konzentration im Vergleich zum vorindustriellen Level von 280 ppm (parts per million, Teile pro Million) wird mit einer weiteren Absenkung des pH-Wertes auf 7,91 gerechnet, bei einer Verdreifachung auf 7,76[7] oder um ungefähr 0,5 Punkte.[1] Bis zum Ende des 21. Jahrhunderts wird damit ein so niedriger pH-Wert in den Ozeanen erwartet, wie er seit wenigstens 650.000 Jahren nicht mehr vorgekommen ist. Wird der Zeitraum der Schätzung um einige Jahrhunderte in die Zukunft erweitert, scheint eine Absenkung des pH-Werts um bis zu 0,7 Punkte möglich. Dieses Worst-Case-Szenario setzt voraus, dass der größte Teil der noch vorhandenen fossilen Brennstoffe verbraucht wird einschließlich der nicht wirtschaftlich nutzbaren Streuvorkommen. Dies wäre eine stärkere Versauerung als jemals zuvor in den vergangenen 300 Millionen Jahren, mit der möglichen Ausnahme seltener und extremer Katastrophenereignisse.[18] Ein solcher hypothetischer Zustand wäre im Rahmen menschlicher Zeitskalen kaum reversibel; es würde wenigstens mehrere zehntausend Jahre dauern, bis auf natürlichem Weg der vorindustrielle pH-Wert wieder erreicht würde, wenn überhaupt.

Ohne den Senkeneffekt der Meere läge die atmosphärische Konzentration von Kohlenstoffdioxid heute um 55 ppm höher, also bei wenigstens 435 ppm statt bei aktuell 380 ppm. Über den Zeitraum von Jahrhunderten gerechnet sollen die Ozeane in der Lage sein, zwischen 65 % und 92 % der anthropogenen CO2-Emissionen aufzunehmen. Phänomene wie ein zunehmender Revelle-Faktor sorgen jedoch dafür, dass mit steigenden Temperaturen und wachsendem atmosphärischem CO2-Anteil die Aufnahmefähigkeit der Meere für Kohlenstoff sinkt.[9] Bis 2100 dürfte entsprechend die Aufnahmekapazität des Wassers für CO2 um etwa 7–10 % verringern werden.[28] Die Erwärmung des Meerwassers führt ebenfalls zu einer verringerten Kohlendioxid-Aufnahme, bis Ende des 21. Jahrhunderts wahrscheinlich um 9–14 %.[29]

Insgesamt dürfte die Senkenfähigkeit der Meere Modellrechnungen zufolge bis zum Ende des 21. Jahrhunderts um ca. 5–16 % abnehmen.[28] Es gibt Hinweise darauf, dass dieser Prozess möglicherweise bereits eingesetzt hat. Relativ zur theoretisch erwarteten Aufnahme hat der Südliche Ozean zwischen 1981 und 2004 anscheinend 0,08 Gt Kohlenstoff pro Jahr zu wenig aufgenommen.[30] Dies ist besonders bedeutend, da die Meere südlich von 30°S (der Südliche Ozean liegt südlich von 60°S) zwischen einem Drittel und der Hälfte des von Ozeanen weltweit gebundenen Kohlendioxids aufnehmen.[31] Im Nordatlantik schwächte sich die Aufnahmekapazität nicht nur theoretisch ab, sondern sie reduzierte sich faktisch zwischen 1994–1995 und 2002–2005 um über 50 % oder um ungefähr 0,24 Gt Kohlenstoff.[32] Dies deutet auf eine deutlich abgenommene Pufferkapazität des Meeres für atmosphärisches Kohlendioxid hin.[33] In beiden Fällen sind vermutlich veränderte Winde beziehungsweise abnehmende Durchmischung von Oberflächen- und Tiefenwasser mit ursächlich für den Rückgang.

Einzelnachweise

  1. a b c d Raven, John et al. (2005): Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide. The Royal Society Policy Document 12/05, Juni (PDF, 1,1 MB)
  2. a b c d Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen (2006): Die Zukunft der Meere – zu warm, zu hoch, zu sauer. Sondergutachten, Berlin (PDF, 3,5 MB)
  3. Zeebe, R. E. and Wolf-Gladrow, D. (2001): CO2 in Seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes. Elsevier Science, Amsterdam, ISBN 978-0-444-50946-8
  4. Siehe auch in der englischsprachigen Wikipedia den Abschnitt Seawater im Artikel pH.
  5. Spivack, Arthur J., Chen-Feng You und Jesse Smith (1993): Foraminiferal boron isotope ratios as a proxy for surface ocean pH over the past 21 Myr, in: Nature, Vol. 363, S. 149–151, 13. Mai 1993, doi:10.1038/363149a0
  6. Jacobson, Mark Z. (2005): Studying ocean acidification with conservative, stable numerical schemes for nonequilibrium air-ocean exchange and ocean equilibrium chemistry, in: Journal of Geophysical Research, Vol. 110, D07302, doi:10.1029/2004JD005220 (PDF)
  7. a b c NSF, NOAA und USGS (2006): Impacts of Ocean Acidification on Coral Reefs and Other Marine Calcifiers: A Guide for Future Research (PDF, 9,9 MB)
  8. Hoppema, M.: Weddell Sea is a globally significant contributor to deep-sea sequestration of natural carbon dioxide, in: Deep-sea research I, 2004, Vol. 51, S. 1169–1177, doi:10.1016/j.dsr.2004.02.011
  9. a b Sabine, Christopher L., Richard A. Feely, Nicolas Gruber et al. (2004): The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2, in: Science, Vol. 305, Nr. 5682, S. 367–371, doi:10.1126/science.1097403 (PDF)
  10. Josep Canadell, Corinne Le Quéré, Michael Raupach, Christopher Field, Erik Buitenhuis, Philippe Ciais, Thomas Conway, Nathan Gillett, R. Houghton und Gregg Marland (2007): Contributions to accelerating atmospheric CO2 growth from economic activity, carbon intensity, and efficiency of natural sinks, in: Proceedings of the National Academy of Sciences, online (PDF)
  11. McNeil, Ben I., Richard J. Matear, Robert M. Key et al. (2003): Anthropogenic CO2 Uptake by the Ocean Based on the Global Chlorofluorocarbon Data Set, in: Science, Vol. 299, Nr. 5604, S. 235–239, 10. Januar, doi:10.1126/science.1077429
  12. D. Archer, H. Kheshgi, Ernst Maier-Reimer: The Dynamics of Fossil Fuel CO2 Neutralization by Marine CaCO3, in: Global Biogeochemical Cycles, Vol. 12, Nr. 259–276, 1998 (PDF, 100 kB)
  13. Tanhua, Toste, Arne Körtzinger, Karsten Friis et al. (2007): An estimate of anthropogenic CO2 inventory from decadal changes in oceanic carbon content, in: Proceedings of the National Academy of Science, Vol. 104, Nr. 9, S. 3037–3042, doi:10.1073/pnas.0606574104
  14. Siehe hierzu auch: Ulmer, Simone (2007): Die Ozeane – ein unterschätzter CO2-Speicher? In: Neue Zürcher Zeitung, 27. Februar
  15. a b Feely, Richard A., Christopher L. Sabine, Kitack Lee et al. (2004): Impact of Anthropogenic CO2 on the CaCO3 System in the Oceans, in: Science, Vol. 305, Nr. 5682, S. 362–366, doi:10.1126/science.1097329
  16. Orr, James C., Victoria J. Fabry, Olivier Aumont et al. (2005): Anthropogenic ocean acidification over the twenty-first century and its impact on calcifying organisms, in: Nature, Vol. 437, 29. September, S. 681–686, doi:10.1038/nature04095 (PDF)
  17. scinexx.de: Stichwort Biomineralisation: Die Tricks der Kalk-Produzenten vom 15. Januar 2005
  18. a b Caldeira, Ken und Michael E. Wickett (2003): Oceanography: Anthropogenic carbon and ocean pH, in: Nature, Vol. 425, S. 365, doi:10.1038/425365a
  19. Fine, Maoz und Dan Tchernov (2007): Scleractinian Coral Species Survive and Recover from Decalcification, in: Science, Vol. 315, Nr. 5820, S. 1811, 30. März, doi:10.1126/science.1137094
  20. Kuffner, Ilsa B., Andreas J. Andersson, Paul L. Jokiel, Ku’ulei S. Rodgers und Fred T. Mackenzie (2007): Decreased abundance of crustose coralline algae due to ocean acidification, in: Nature Geoscience, online veröffentlicht am 23. Dezember, doi:10.1038/ngeo100. Siehe auch die Presseerklärung des US Geological Survey zu dieser Studie.
  21. Shirayama Yoshihisa, Haruko Kurihara, Hisayo Thornton et al. (2004): Impacts on ocean life in a high-CO2 world, Seto Marine Biological Laboratory, Kyoto University. Siehe die PowerPoint-Präsentation online (PDF, 3,4 MB)
  22. Gazeau, Frédéric, Christophe Quiblier, Jeroen M. Jansen et al. (2007): Impact of elevated CO2 on shellfish calcification, in: Geophysical Research Letters, Vol. 34, L07603, doi:10.1029/2006GL028554
  23. Riebesell, Ulf, Ingrid Zondervan, Björn Rost, Philippe D. Tortell, Richard E. Zeebe und Francois M. Morel (2000): Reduced calcification of marine plankton in response to increased atmospheric CO2, in: Nature, Vol. 407, 21. September, S. 364–367, doi:10.1038/35030078
  24. Riebesell, Ulf (2004): Effects of CO2 enrichment on marine phytoplankton, in: Journal of Oceanography 60, S. 719–729, doi:10.1007/s10872-004-5764-z
  25. Intergovernmental Panel on Climate Change (2007): Climate Change 2007: Climate Change Impacts, Adaptation and Vulnerability. Summary for Policymakers (PDF)
  26. Iglesias-Rodriguez, M. Debora, Paul R. Halloran, Rosalind E. M. Rickaby et al. (2008): Phytoplankton Calcification in a High-CO2 World, in: Science, Vol. 320, Nr. 5874, S. 336–340, doi:10.1126/science.1154122
  27. Wood, Hannah L., John I. Spicer und Stephen Widdicombe (2008): Ocean acidification may increase calcification rates, but at a cost, in: Proceedings of the Royal Society B, Biological Sciences, online veröffentlicht am 6. Mai 2008, doi:10.1098/rspb.2008.0343
  28. a b Plattner, G.K., F. Joos, T.F. Stocker und O. Marchal: Feedback mechanisms and sensitivities of ocean carbon uptake under global warming, in: Tellus B, Volume 53, Nr. 5, November 2001, S. 564–592, doi:10.1034/j.1600-0889.2001.530504.x
  29. Greenblatt, J.B. und J.L. Sarmiento: Variability and climate feedback mechanisms in ocean uptake of CO2, in: Field, C.B. und M.R. Raupach (Hrsg.): SCOPE 62: The Global Carbon Cycle: Integrating Humans, Climate and the Natural World, Washington DC, Island Press, 2004, S. 257–275
  30. Le Quéré, C., C. Rödenbeck, E.T. Buitenhuis, T. J. Conway, R. Langenfelds, A. Gomez, C. Labuschagne, M. Ramonet, T. Nakazawa, N. Metzl, N. Gillett und M. Heimann (2007): Saturation of the Southern ocean CO2 sink due to recent climate change, in: Science, Vol. 316, S. 1735–1738, doi:10.1126/science.1136188
  31. Orr, James C., Ernst Maier-Reimer, Uwe Mikolajewicz et al.: Estimates of Anthropogenic Carbon Uptake From Four Three-Dimensional Global Ocean Models, in: Global Biogeochemical Cycles, 2001, Vol. 15, Nr. 1, S. 43–60 (PDF)
  32. Schuster, Ute und Andrew J. Watson: A variable and decreasing sink for atmospheric CO2 in the North Atlantic, in: Journal of Geophysical Research, 2007, Vol. 112, C11006, doi:10.1029/2006JC003941
  33. Thomas, Helmuth, A. E. Friederike Prowe, Steven van Heuven et al. (2007): Rapid decline of the CO2 buffering capacity in the North Sea and implications for the North Atlantic Ocean, in: Global Biogeochemical Cycles, Vol. 21, GB4001, doi:10.1029/2006GB002825
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