35. Mögliche Beiträge geologischer und mariner Kohlenstoffspeicher zur Dekarbonisierung

Die CO₂-Injektion in geologische Formationen mit Reservoireigenschaften, die durch ein übergelagertes Barrieregestein zur Erdoberfläche hin abgedichtet sind, ist eines der vielversprechendsten Verfahren, die in den letzten ein bis zwei Jahrzehnten entwickelt wurden (Raza et al. 2019). Bislang wurde die untertägige Technologieentwicklung für CCS im Wesentlichen in der direkten Speicherung in porösen Gesteinsschichten (wie z. B. Sandsteinformationen) vorangetrieben. Dies beinhaltet sowohl die Nutzung von ausgeförderten Kohlenwasserstoffreservoiren – weltweit dienen heute 14 der 18 CCS-Großprojekte (mit einer mittleren jährlichen Kohlenstoffentnahme von jeweils über 400 Tausend t CO₂) dazu, durch die CO₂-Injektion das Öl an die Oberfläche zu drücken und damit die Ölförderung zu erhöhen – als auch von sogenannten salinaren Aquiferen (salzwasserführende Grundwasserleiter), deren Salzgehalt über der Trinkwasserqualität liegt. Beide Typen weisen über geologische Zeiträume bereits eine natürliche Dichtigkeit auf. Optimale CO₂-Speicherbedingungen stellen sich hier aufgrund der Umgebungsdrücke und -temperaturen in Tiefen von über 800 m unter der Erdoberfläche ein. Unter diesen Bedingungen geht CO₂ in den überkritischen Zustand über und erreicht ein Volumenminimum bzw. ein Dichtemaximum.

Knopf und May (2017) berechnen für Deutschland potenzielle Speicherkapazitäten von mehr als 16,2 Mrd. t CO₂ (mit einer 90-prozentigen Wahrscheinlichkeit), davon können über 2,75 Mrd. t auf ausgeförderte Erdgasfelder und über 12,8 Mrd. t auf salinare Aquifere verteilt werden (Knopf et al. 2010). Die Anwendung salinarer Aquifere für eine dauerhafte CO₂-Speicherung wurde am Standort Ketzin (Brandenburg) im Zeitraum zwischen Juni 2008 und August 2013 erfolgreich demonstriert. Hier wurden 67 Tausend t CO₂ in einen salinaren Aquifer, der von einer 165 m mächtigen Tonstein- und Anhydritschicht nach oben hin abgedichtet ist, eingebracht (Martens et al. 2014). Nach Beendigung der Forschungsarbeiten wurde der Speicher stillgelegt und die Bohrungen sachgerecht verschlossen (Schmidt-Hattenberger et al. 2019). Die begleitende Überwachung hat gezeigt, dass am Pilotstandort Ketzin die CO₂-Speicherung seit Beginn der Speicherung im Jahr 2008 sicher und für Mensch und Umwelt ungefährlich verläuft. Die rechtlichen Rahmenbedingungen zur sicheren CO₂-Speicherung im tiefen Untergrund sind durch die Richtlinie 2009/31/EG des Europäischen Parlamentes und des Rates vom 23. April 2009 zur geologischen Speicherung von Kohlendioxid¹ gegeben. In Deutschland sind CO₂-Transport und -Speicherung zum Einsatz von CCS durch das Gesetz zur Demonstration der dauerhaften Speicherung von Kohlendioxid vom 24. August 2012 (KSpG)² gesetzlich geregelt. Dieses Gesetz lässt die Erforschung, Erprobung und Demonstration der CO₂-Speicherung in begrenztem Ausmaß zu, mit einer Höchstspeichermenge für Deutschland von 4 Mio. t CO₂ pro Jahr insgesamt bzw. 1,3 Mio. t CO₂ pro Jahr und Speicher. Eine Speichererkundung findet aktuell nicht statt, nachdem die Frist dafür Ende 2016 abgelaufen ist. Zusätzlich regelt eine Länderklausel die Option zum generellen Verbot der CO₂-Speicherung durch einzelne Länder. Aufgrund der geringen öffentlichen Akzeptanz von Kohlenstoffspeicherung in geologischen Speicherstätten an Land (Deutscher Bundestag 2018) konzentriert sich die Industrie derzeit auf ähnliche Bedingungen im marinen Bereich (Abschn. 35.2).

Abhängig von der Verteilung und der Temperatur stellt sich ein natürliches Karbonatmineral-Kohlensäure-Gleichgewicht bei der CO₂-Speicherung im Untergrund ein. Die damit verbundene natürliche Karbonisierung von CO₂ im tiefen Untergrund läuft in vielen Gesteinen auf einer geologischen Zeitskala (also über Millionen von Jahren) ab. Gesteine, die Silikat-Minerale mit einem hohen molaren Anteil an zweiwertigem Magnesium, Kalzium oder Eisen enthalten, weisen das größte mineralische Karbonisierungspotenzial auf (Matter et al. 2011). Diese Minerale kommen hauptsächlich in Gesteinen wie Basalt und Mantelperidotit vor. Großflächige natürliche CO₂-Mineralisierung erfolgt in der ozeanischen Kruste in submarinen, vulkanisch-geothermischen Systemen. In den obersten Kilometern der Mittelozeanischen Rücken werden durch CO₂-Wasser-Basalt-Wechselwirkung in der hydrothermal aktiven Kruste jährlich ca. 40 Mio. t CO₂ mineralisiert (Alt und Teagle 1999).

Das CarbFix-Pilotprojekt in Island demonstriert schrittweise die technische Machbarkeit der In-situ-Karbonisierung von Mineralen in Basaltgestein als eine Möglichkeit der dauerhaften und sicheren CO₂-Speicherung (Matter et al. 2011). Nach der erfolgreichen Mineralisierung von 95 % des gelösten CO₂ bzw. CO₂-H₂S-Gemisches von insgesamt 230 t in 500 m Tiefe bei 20 bis 50 °C innerhalb von zwei Jahren wurde in CarbFix in einem zweiten Schritt gasbeladenes Wasser bei Temperaturen von circa 250 °C bis in eine Tiefe von ca. 800 m in das basaltische Reservoir injiziert (Snæbjörnsdottir et al. 2020). Aufgrund des Säuregrades bewirkt dieses Fluid eine Mineralauflösung im bohrlochnahen Bereich. Infolgedessen erhöht sich der pH-Wert der Flüssigkeit, der für die Kohlenstoffkarbonisierung geeignet ist, mit zunehmendem Abstand zur Bohrung. Diese räumliche Verteilung von Lösung und Karbonisierung hat zur Folge, dass die Bohrung über einen längeren Zeitraum genutzt werden kann. Derzeit werden im CarbFix-Projekt 12.000 t CO₂ jährlich gespeichert. Ähnliche Gesteinsarten sind weit verbreitet in Teilen des Oberrheingrabens und im Nordosten Deutschlands (Snæbjörnsdóttir et al. 2020). Banks et al. (2021) zeigen weiteres Potenzial für In-situ-Karbonisierung in hochsalinaren Aquiferen.

Einlagerung von CO₂ in geologischen Formationen unter dem Meeresboden

Der überwiegende Teil der europäischen Speicherkapazität befindet sich in Sandsteinformationen im tieferen Untergrund der Nordsee. Die bisherigen Schätzungen lassen vermuten, dass dort bis zu 150 Mrd. t CO₂ gespeichert werden können (Vangkilde-Pedersen 2009). Bisher wird in Europa nur in Offshore-Formationen im industriellen Maßstab CO₂ gespeichert. Im norwegischen Sektor der Nordsee (Sleipner Projekt, ca. 0.9 Mio. t CO₂ pro Jahr seit 1996) und der Barentssee (Snohvit Projekt, ca. 0.7 Mio. t CO₂ pro Jahr seit 2009) wird CO₂ injiziert, das aus dem dort geförderten Erdgas abgetrennt wird. Darüber hinaus befinden sich einige Projekte in Planung, die darauf abzielen, CO₂ aus industriellen Quellen in ausgeförderten Erdgaslagerstätten (z. B. PORTHOS Projekt, Niederländische Nordsee) und in Sandsteinformationen (Norwegische Nordsee) offshore zu speichern.

Obwohl die potenziellen Speicherformationen in der Deutschen Ausschließlichen Wirtschaftszone bisher nur zum Teil erkundet wurden, zeigen die verfügbaren Daten, dass im tiefen Untergrund der Deutschen Nordsee ca. 3,6 bis 10,4 Mrd. t CO₂ gespeichert werden könnten (Willscher 2007). Im Klimaschutzprogramm 2030 der Bundesregierung ist vorgesehen, CO₂ im geologischen Untergrund zu speichern, das aus industriellen Emissionen stammt, die durch Produktionsumstellungen nicht vermieden werden können (Bundesregierung 2020). Zurzeit werden von der Industrie in Deutschland pro Jahr ca. 0,18 Mrd. t CO₂ emittiert (UBA 2020). Die Sandsteinformationen in der Deutschen Nordsee sind also von ihrem Potenzial her ausreichend groß, um diese industriellen Emissionen für einen Zeitraum von mehreren Jahrzehnten aufzunehmen. Darüber hinaus könnte dort CO₂ aus anderen Quellen gespeichert werden (z. B. Biogasnutzung, Müllverbrennung), um Emissionen zu vermeiden bzw. negative Emissionen zu erzielen. Der überwiegende Teil der Speicherformationen liegt im Hoheitsgebiet des Bundes, d. h. außerhalb des von den Bundesländern regulierten küstennahen Bereichs, sodass eine Speicherung möglicherweise auch dann umgesetzt werden könnte, wenn die norddeutschen Küstenländer weiterhin das generelle Verbot der CO₂-Speicherung in ihren Hoheitsgebieten aufrechterhalten würden. Allerdings ist der rechtliche Rahmen für diesen Fall bisher nicht abschließend geklärt. Aufgrund der Akzeptanzprobleme in der Bevölkerung gehen viele Akteure in der Politik und Wirtschaft davon aus, dass die Offshore-CO₂-Speicherung in Deutschland größere Umsetzungschancen hat als die Speicherung an Land.

Die deutsche Nordsee wird intensiv genutzt. Neben der Fischerei, der Schifffahrt und der Extraktion geologischer Ressourcen (Erdöl, Erdgas, Sandabbau) haben besonders die bestehenden und geplanten Windkraftanlagen einen erheblichen Platzbedarf. Darüber hinaus sind große Bereiche der Nordsee als Naturschutzgebiete ausgewiesen. Es ist daher damit zu rechnen, dass es bei der Umsetzung von Offshore-Speicherprojekten im industriellen Maßstab zu Nutzungskonflikten kommt. Es besteht ein erheblicher Forschungsbedarf, um zu klären, ob im tiefen geologischen Untergrund CO₂ gespeichert werden kann, während die Oberfläche anderweitig genutzt wird. Es muss z. B. erforscht werden, ob die Mikroseismizität, die bei der Speicherung auftreten kann, die Stabilität von Windkraftanlagen gefährdet. Auch der seismische Lärm, der bei der Exploration und Überwachung der Speicher entstehen kann, stellt ein Risiko dar, z. B. für die lärmempfindlichen Schweinswale, die in der Nordsee weit verbreitet sind. Schließlich muss sichergestellt werden, dass es bei der CO₂-Speicherung zu keinen nennenswerten Leckagen von CO₂ und teilweise toxischem, in den Gesteinsporen enthaltenem Wasser kommt. Besonders die alten Bohrlöcher, die in der Nordsee in großer Zahl zu finden sind, stellen ein Risiko dar, da es entlang dieser Bohrung zu Lecks kommen kann (Bottner et al. 2020). Bei den schon im Betrieb befindlichen Offshore-Speichern sind bisher keine Lecks aufgetreten (ECO₂-consortium 2015). Dennoch besteht weiterer Forschungsbedarf, um abschließend zu klären, ob und in welchem Maßstab die großen Speicherpotenziale der Nordsee für die Verminderung von CO₂-Emissionen und den Klimaschutz genutzt werden können.

Injektion von CO₂ ins Tiefenwasser

Der Ozean nimmt derzeit per Gasaustausch über die Meeresoberfläche pro Jahr 7 bis 11 Mrd. t CO₂ aus der Atmosphäre auf (Le Quéré et al. 2018). Diese Rate ist im Wesentlichen durch die langsame Umwälzbewegung des Ozeans bestimmt, die für den tiefen Ozean auf Zeitskalen von Jahrtausenden abläuft. Der Großteil des Meerwassers hatte daher seit Beginn der Industrialisierung noch keinen Kontakt mit der Atmosphäre. Eine frühe Idee zur künstlichen Beschleunigung der marinen CO₂-Aufnahme besteht darin, den CO₂-Transport durch die langsame Ozeanzirkulation abzukürzen und komprimiertes und verflüssigtes CO₂ oder verfestigtes CO₂ direkt per Pipeline oder von Schiffen aus in den tiefen Ozean zu injizieren (Marchetti 1977). Dabei würden tiefe Ökosysteme direkt an den Einleitstellen beeinträchtigt werden (Tamburri et al. 2000; Israelsson et al. 2009). Da sich durch die Einleitung von CO₂ direkt in den tiefen Ozean die Menge des in die Atmosphäre emittierten CO₂ verringert, werden gleichzeitig auch die CO₂-Aufnahme in das Oberflächenwasser aus der Atmosphäre und die daraus resultierende Versauerung an der Meeresoberfläche reduziert (Reith et al. 2019), die derzeit als ein großes Problem für marine Ökosysteme angesehen wird, insbesondere in Bezug auf Kalkschalen-bildende Organismen und Korallen.

Ein wesentlicher Nachteil gegenüber geologischen Speichern sind die höheren Leckageraten: Selbst wenn große Wassertiefen von mehr als 3000 m betrachtet werden (zu denen Deutschland keinen direkten Zugang hat und die überwiegend in internationalen Gewässern liegen) – in denen flüssiges CO₂ dichter ist als Meerwasser und daher bei unvollständiger Lösung im Meerwasser absinken und nicht an die Meeresoberfläche aufsteigen würde – erreicht ein nicht zu vernachlässigender Anteil des im Meerwasser gelösten CO₂ auf Zeitskalen von Jahrhunderten bis Jahrtausenden mit der Ozeanzirkulation wieder die Meeresoberfläche (Orr et al. 2001; Reith et al. 2016). Eine Lagerung in Form von CO₂-Gashydraten am Meeresboden würde die Zeitskala der CO₂-Lösung aufgrund der schnellen Lösungskinetik von CO₂-Hydraten im Meerwasser nur unwesentlich verlängern (Rehder et al. 2004). Im Nahfeld solcher CO₂-Ablageorte entstünden zudem Regionen mit stark verringertem pH-Wert, d. h. einer starken Versauerung mit negativen Auswirkungen auf die benthische Fauna, die in weiten Teilen der Tiefsee nur sehr geringen pH-Schwankungen unterworfen ist (Tamburri et al. 2000; Seibel und Walsh 2001). Aktuell ist das Einleiten von CO₂ in die Wassersäule durch die Londoner Konvention und das Londoner Protokoll verboten (Leung et al. 2014).

Alkalinität bezeichnet allgemein das Säurebindungsvermögen, was im Fall von Meerwasser insbesondere für die Speicherkapazität von Kohlensäure, also für CO_2, relevant ist. Das Einbringen von Alkalinität an der Meeresoberfläche führt zu einer Erhöhung der Aufnahme von atmosphärischem CO₂ in den Ozean.

Prinzipiell kommt eine Vielzahl von natürlichen oder künstlichen Alkalinitätsquellen infrage, ein Schwerpunkt liegt jedoch auf Kalk- oder Silikatgestein. Diese Gesteine sind alkalisch und geben bei Verwitterung (Reaktion des Gesteins mit Wasser und CO₂, d. h. Kohlensäure) Magnesium- oder Kalziumionen ab, während CO₂ unter Bindung von Protonen (d. h. „Säure“) in Karbonat- und Bikarbonationen umgewandelt wird, wodurch der Ozean wiederum mehr atmosphärisches CO₂ aufnehmen kann. Der Prozess der Gesteinsverwitterung wirkt dabei auch der aktuell durch CO₂-Emissionen forcierten Ozeanversauerung entgegen. Er findet auf der Erde seit Milliarden Jahren statt und entfernt das durch Vulkanismus natürlich freigesetzte CO₂ wieder aus der Atmosphäre – allerdings um mindestens einen Faktor von hundert langsamer als die aktuellen anthropogenen CO₂-Emissionen. Eine erhöhte Verwitterung, sowohl an Land wie auch am Meeresboden, ist eine der wichtigsten natürlichen Reaktionen des Erdsystems auf erhöhte atmosphärische CO₂-Konzentrationen oder Temperatur. Zudem sind Silikat- und Kalkgestein praktisch unlimitiert in allen Erdteilen vorhanden.

Um eine möglichst große Reaktionsoberfläche des Gesteins mit CO₂-haltigem Meerwasser zu erhalten, muss dieses sehr fein gemahlen werden. Bei vollständiger Verwitterung kann der Atmosphäre dann pro Tonne Silikatgestein etwa eine Tonne CO₂ entzogen werden. Bei Verwitterung von bereits kohlenstoffhaltigem Kalkstein ist die Effizienz nur ungefähr halb so groß. Unter den Silikaten wird derzeit vor allem Olivin als möglicherweise geeignetes Mineral untersucht, welches bei Lösung in Meerwasser Alkalinität freisetzt. Diese wird auch in Hinblick auf mögliche Nebenreaktionen untersucht (Griffioen 2017). Der Einsatz von Karbonaten ist erschwert durch die Tatsache, dass große Bereiche der Ozeanoberfläche bezüglich Kalziumkarbonat übersättigt sind (Jiang et al. 2015) und der Kalkstein sich daher nicht spontan im Meerwasser löst. Eine Ausnahme hiervon sind Meeresgebiete, in denen untersättigtes Wasser aus tieferen Schichten an die Meeresoberfläche tritt. Dies ist z. B. in Küstenauftriebsregionen oder aber in Becken mit starkem Wasseraustausch bis hin zur Meeresoberfläche innerhalb weniger Dekaden (z. B. Ostsee) möglich.

Natürlich vorhandene anaerobe, d. h. sauerstofffreie Sedimente (und Gewässer) bieten einen Weg zu negativen CO₂-Emissionen, wenn organisches Material in solchen Umgebungen oxidiert wird. Beim Ablauf dieser Prozesse wird der Umgebung Säure entzogen oder Base zugeführt, wodurch die CO₂-Speicherkapazität, die Alkalinität, erhöht wird. Küstennahen, flachen Sedimenten kommt hier eine besondere Bedeutung zu, da diese Sedimente starken landseitigen Einflüssen unterworfen sind und darüber hinaus in relativ direktem Kontakt zur Atmosphäre stehen. Zu den Oxidationsmitteln, die den Sauerstoff sukzessive ersetzen, gehört insbesondere Nitrat, das vor allem durch landwirtschaftliche Aktivitäten in massivem Überschuss in die Meeresumwelt freigesetzt wird (Eutrophierung) und zur Entstehung oder Ausweitung sauerstoffarmer oder -freier Zonen führen kann. Die Reduktion von Nitrat in anoxischen Umgebungen, die Denitrifizierung, verringert das Problem durch Abbau von Nitrat, erzeugt dabei Alkalinität und kommt bereits heute großtechnisch in Kläranlagen mit dem Ziel der Nitratentfernung zur Anwendung. In Küstenregionen kommen sowohl Nitrat als auch der benötigte organische Kohlenstoff im Überfluss vor, sodass geeignete Reaktoren zur Alkalinitätserhöhung durch Denitrifizierung denkbar sind.

Das Potenzial dieses Ansatzes lässt sich anhand zukünftiger Szenarien in der Landnutzung grob abschätzen. Bei einem in einigen Szenarien (beispielsweise dem Shared Socioeconomic Pathway SSP5-8.5) (Riahi et al. 2017) angenommenen jährlichen Bioenergiebedarf von 50 Mrd. t CO₂, würde man pro Tonne gebundenem CO₂ 20 kg Nitrat als Dünger benötigen (Abschätzung für Weizen, Palliere 2004), wovon ca. 40 % ungenutzt in die Küstenmeere ausgewaschen werden (Nevison et al. 2016). Aus Sichtweise des Karbonatsystems der Ozeane ergibt sich pro Tonne im Nitrat gebundenen Stickstoffs eine zusätzliche CO₂-Speicherkapazität des Meerwassers von etwa 2,75 t CO₂ (Thomas et al. 2009). Die Denitrifizierung dieses Stickstoffs würde dann die CO₂-Aufnahmekapazität des Ozeans um 1,1 Mrd. t CO₂ pro Jahr erhöhen. Dieser Wert liegt in der Größenordnung der in diesem Zeitraum erforderlichen netto-negativen CO₂-Emissionen (Gasser et al. 2015) und zeigt, dass dieser Ansatz von seinem Potenzial her betrachtet einen bedeutenden Beitrag zur Erzeugung der erforderlichen negativen CO₂-Emissionen liefern kann. Es sollte hier betont werden, dass dieser Ansatz nicht zu erhöhtem Nährstoffeintrag aufruft, sondern in Analogie zu Kläranlagen bei geeigneter Skalierung einen Beitrag zur Behebung der Überdüngungsproblematik liefern könnte.

Ebenso wie Pflanzen an Land betreiben Algen im Ozean Fotosynthese und nehmen dabei im Meerwasser gelöstes CO₂ auf. Ein Teil der produzierten Biomasse sinkt in die Tiefe, bevor sie wieder CO₂ freisetzt. Netto erzeugt die marine Biologie so einen Kohlenstofftransport vom Oberflächenwasser, das in engem Austausch mit dem CO₂ der Atmosphäre steht, in den tiefen Ozean, die sogenannte biologische Kohlenstoffpumpe. In großen Gebieten des Weltozeans, insbesondere dem Südlichen Ozean, ist das Algenwachstum durch den Mikronährstoff Eisen limitiert (Martin 1990). Mehrere Feldexperimente haben gezeigt, dass die Zugabe von gelöstem Eisensulfat dort zu einer deutlichen Steigerung des Algenwachstums und der damit verbundenen CO₂-Aufnahme führen kann (Boyd et al. 2007), wobei die biologische Produktion letztlich auch durch Licht, andere Nährstoffe und ökologische Effekte (Fraßdruck) begrenzt wird. Es wird geschätzt, dass bei kontinuierlicher Düngung des gesamten Südlichen Ozeans maximal etwa 4 Mrd. t CO₂ pro Jahr aus der Atmosphäre entfernt werden könnten (Oschlies et al. 2010), wobei die Speicherung nicht permanent wäre, da das mit der biologischen Kohlenstoffpumpe in die Tiefe transportierte CO₂ mit der Ozeanzirkulation auf Zeitskalen von Jahrzehnten bis Jahrhunderten wieder an die Meeresoberfläche gelangen würde (Siegel et al. 2021). Nebeneffekte der Düngung wären u. a. eine Verschiebung der Artengemeinschaft sowie eine verstärkte Sauerstoffzehrung durch bakterielle Zersetzungsprozesse der zusätzlich in die Tiefe exportierten Biomasse (Williamson et al. 2012). Außerdem ist das Algenwachstum im Ozean nur in den Gebieten durch Eisen limitiert, die vom Land entfernt und weit weg vom Kontakt mit eisenhaltigem Gestein oder Staubeinträgen sind. Das ist in deutschen Hoheitsgewässern nicht der Fall.

Aktuell ist die kommerzielle Anwendung von Eisendüngung durch die Londoner Konvention³ und das Londoner Protokoll⁴ verboten. Eine Düngung durch Makronährstoffe, insbesondere Stickstoff und Phosphor, die das Algenwachstum in den meisten Meeresgebieten limitieren, wäre theoretisch möglich (und wird billigend in Form von Eutrophierung in vielen Küstengebieten durch Einleitung von ungeklärten Abwässern aus Haushalten, Industrie und Landwirtschaft bereits realisiert, Abschn. 35.2.2), wird aber aufgrund des energieaufwendigen Herstellung großer Mengen von Düngemitteln nicht als plausibles Mittel zur CO₂-Entnahme aus der Atmosphäre gesehen. Weiterhin würde, wie oben angedeutet, eine verstärkte „Düngung“ zu den bekannten und teils mit viel Aufwand behobenen Problemen der Eutrophierung führen, wie zum Beispiel Sauerstoffmangel.

So wie marine Algen speichern auch marine Gefäßpflanzen große Mengen an Kohlenstoff in ihrer Biomasse. Hierbei handelt es sich in der gemäßigten Klimazone Deutschlands vor allem um Seegraswiesen unter Wasser, Salzmarschen und Seegraswiesen in Gezeitenökosystemen. In tropischen und subtropischen Gebieten kommen auch Mangroven in Betracht. Anders als die meisten Makroalgen wachsen diese Pflanzen auf Weichsedimenten, die aufgrund feiner Sedimentkorngrößen und hoher mikrobieller Aktivität ab Sedimenttiefen von wenigen Millimetern sauerstofffrei sind und Abbauprozesse von totem Pflanzenmaterial hemmen. Organisches Material, das sich in diesen Sedimenten ablagert, ist unter diesen anoxischen und salinaren Bedingungen über Jahrhunderte oder Jahrtausende stabil gespeichert. Der Kohlenstoff, der in Küstenökosystemen mit Vegetation abgelagert und gespeichert wird, wird allgemein als blue carbon bezeichnet. Pro Flächeneinheit können die Mengen an blue carbon um ein Mehrfaches höher liegen als die in anderen (terrestrischen) Gefäßpflanzenökosystemen gespeicherten CO₂-Äquivalente (McLeod et al. 2011), allerdings sind diese küstennahen Flächen klein im Vergleich zur Landoberfläche, sodass das globale Potenzial auf wenige Milliarden Tonnen CO₂ pro Jahr begrenzt erscheint.

Vegetationsreiche Küstenökosysteme sind weit über ihre potenzielle Bedeutung für die Mitigation des Klimawandels hinaus relevant, da sie auch der lokalen Bevölkerung zahlreiche Ökosystemleistungen bieten. Der Schutz oder eine unterstützte Ausdehnung dieser Küstensysteme hat in der Regel vielfältige sozioökonomische Vorteile. Dennoch sind sie einer Vielzahl von Bedrohungen ausgesetzt, und im Verlauf der letzten Jahrzehnte sind weltweit große Teile ihrer ursprünglichen Fläche durch Verschmutzung, künstliche Küstenschutzmaßnahmen (Deiche, Buhnen, usw.), Landnutzungsänderung (Bau von Infrastruktur oder Tourismusanlagen, Aquakultur) und direkte Zerstörung (z. B. Holzgewinnung aus Mangroven) verloren. Infolge der Destabilisierung und damit verbundenen Belüftung des Sediments nach Zerstörung von Blue-carbon-Ökosystemen werden große Mengen von CO₂ (und anderen klimarelevanten Gasen) aus dem Sediment freigesetzt (Macreadie et al. 2013; Hamilton und Friess 2018; Salinas et al. 2020). Zudem gehen – v. a. nach Zerstörung von Mangroven – Kohlenstoffspeicher in der ober- und unterirdischen Biomasse der Vegetation verloren.

Der Schutz bestehender und etablierter Küstenökosysteme als CO₂-Speicher und Anbieter zahlreicher weiterer Ökosystemleistungen hat also allerhöchste Priorität. Degradierte Ökosysteme, die ihre CO₂-Speicherkapazität verloren haben, können in vielen Fällen durch Restaurierung wiederhergestellt werden – oft allerdings unter erheblichem Aufwand. Häufig erweisen sich diese Restaurierungsversuche an Küstenökosystemen allerdings nach kurzer Zeit als Fehlschlag (van Katwijk et al. 2016; Wodehouse und Rayment 2019). Zudem liefern auch nach erfolgreicher Restaurierung neu angelegte Ökosysteme nicht dieselben Ökosystemleistungen wie zuvor. Selbst wenn infolge der Degradierung der Ökosysteme nicht der gesamte gespeicherte CO₂-Bestand aus dem Sediment entlassen wird, sondern v. a. die oberen Dezimeter davon betroffen sind, und junge Anpflanzungen zur Wiederanreicherung von CO₂ in Pflanzenbiomasse und Sedimenten beitragen, brauchen junge Ökosysteme bis zu mehrere Jahrzehnte, bis sie die Speicherleistungen altgewachsener Bestände erreichen (Mangroven: Short et al. 2000; Elwin et al. 2019).

Statt Restauration mit dem Ziel, hohe Biodiversitäten zurückzugewinnen, ohne aber Ökosystemleistungen im Blick zu haben, bietet das Konzept des Ökosystemdesign (Zimmer 2018) eine Alternative, die sich auf die Erbringung von benötigten Ökosystemleistungen fokussiert. Eine Weiterführung dieses Konzepts, insbesondere im Zusammenhang mit der Speicherung von blue carbon als Beitrag zur Bekämpfung des Klimawandels, schließt die Option ein, durch geringfügige strukturelle Veränderungen Umweltbedingungen so zu beeinflussen, dass Küstenökosysteme an Orten implementiert werden können, die ihnen – z. B. aufgrund von Wellen- oder Gezeiteneinwirkungen – bislang nicht als Lebensraum zur Verfügung standen, was häufig auch zu einer Erhöhung der Biodiversität führen kann.