Universität Trier
Fachbereich VI
Angewandte Umweltwissenschaften
Das europäische
Emissionshandelssystem und
sein Beitrag zu langfristigen
Klimaschutzzielen
Diplomarbeit zur Erlangung des akademischen Grades Diplom-
Umweltwissenschaftlerin
Eingereicht am 30. Mai 2005 von
Judith Hübner
Inhaltsverzeichnis
Abbildungsverzeichnis... 4
Tabellenverzeichnis ... 8
Abkürzungsverzeichnis... 9
1
Einleitung ... 12
2
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem ... 15
2.1
Das Klimasystem der Erde ... 15
2.2
Kohlenstoffkreislauf ... 18
2.2.1
Atmosphäre ... 21
2.2.2
Biosphäre ... 22
2.2.3
Hydrosphäre ... 25
2.2.4
Lithosphäre ... 27
2.3
Das Klimasystem unter anthropogenem Einfluss ... 29
2.3.1
Der anthropogene Treibhauseffekt... 29
2.3.2
Auswirkungen des anthropogenen Einflusses auf das Klimasystem ... 31
2.4
Stabilisierung der CO
2
-Konzentration... 32
2.4.1
Anthropogene Kohlenstoff-Flüsse ... 32
2.4.2
Erste verpflichtende Schritte in der globalen Klimapolitik - Die
Klimarahmenkonvention... 34
2.4.3
Szenarien ... 35
2.5
Zusammenfassung ... 39
3
Emissionsentwicklung, Klimaschutzziele und Emissionshandel ... 40
3.1
Klimaschutzziele ... 40
3.1.1
Kurzfristige Klimaschutzziele (bis 2012) ... 40
3.1.2
Zwischenbilanz: Emissionsentwicklungen der EU und Deutschlands im
Zeitraum 1990 bis 2000/02 ... 43
3.1.3
Langfristige Klimaschutzziele (nach 2012) ... 49
2
3.2
Emissionshandel in der EU und in Deutschland vor dem Hintergrund des Kyoto-
Protokolls... 55
3.2.1
Theorie des Emissionshandels und der projektbezogenen Mechanismen
Joint Implementation und Clean Development Mechanism... 55
3.2.2
Rahmenbedingungen des globalen Emissionshandels... 57
3.2.3
Rahmenbedingungen des europäischen Emissionshandels ... 64
3.2.4
Rahmenbedingungen des Emissionshandels in Deutschland... 75
3.3
Zusammenfassung ... 90
4
Rahmendaten der Klimaschutzziele und des Emissionshandels ... 92
4.1
Bewertung der Ziele hinsichtlich ihrer Wirkung auf den Klimaschutz... 92
4.1.1
Beschreibung der Szenariendaten... 92
4.1.2
Bewertung der Ziele ... 96
4.2
Abdeckungsrate des Emissionshandels ... 101
4.3
Pro-Kopf-Emissionen... 105
4.4
Emissionsintensitäten ... 109
4.5
Anteil des CO
2
an den Gesamtemissionen ... 114
4.6
Zusammenfassung ... 118
5
Entwicklungen der Klimaschutzziele und des europäischen Emissionshandels
...119
5.1
Langfristige Klimaschutzziele ... 119
5.2
Folgen der EU-Osterweiterung 2004... 122
5.3
Einbezug weiterer Sektoren: Verkehr und private Haushalte ... 125
5.4
Einbezug weiterer Treibhausgase... 127
6
Folgen für die praktische Ausgestaltung des Emissionshandels ... 129
6.1
(Primär-)Allokation ... 129
6.2
Sonderregelungen ... 132
6.3
Banking und Borrowing ... 134
6.4
Einbezug weiterer Treibhausgase... 135
6.5
Teilnehmer ... 135
6.6
Kontroll- und Sanktionsmechanismen... 136
3
6.7
Joint Implementation und Clean Development Mechanism... 137
6.8
Zusammenfassung ... 138
7
Schlußfolgerungen ... 139
Literaturverzeichnis... 142
Anhang ... 157
Abbildungsverzeichnis
4
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Aufbau der Arbeit... 14
Abbildung 2: Das Klimasystem und seine Subsysteme, aus DLR (2004)... 16
Abbildung 3: Der globale Kohlenstoffkreislauf: Schema der Kohlenstoffvorräte und -flüsse
im globalen Maßstab, nach WBGU (2003a)... 20
Abbildung 4: Schematische Darstellung der SRES-Szenarien, aus IPCC (2001b). ... 35
Abbildung 5: Globale Energie- und Industrie-CO
2
-Emissionen in der historischen
Entwicklung von 1900 bis 1990 und der Verlauf der 40 SRES-Szenarien von 1990 bis
2100, aus IPCC (2001b). ... 37
Abbildung 6:Die 76 Post-SRES-Stabilisierungsszenarien der globalen CO
2
-Emissionen,
welche aus dem Verbrauch fossiler Energieträger entstehen, aus IPCC (2001b)... 38
Abbildung 7: Die Lastenverteilung der EU-Mitgliedsstaaten, Datenquelle: EEA (2004a). 42
Abbildung 8: Emissionsentwicklungen zwischen dem Basisjahr und 2001 in den EU-15-
Staaten im Vergleich zu ihren Verpflichtungen nach der Lastenteilungsvereinbarung,
Datenquelle: EU-KOMMISSION (2003b)... 44
Abbildung 9: Prozentuale Änderungen der Treibhausgasemissionen der EU-15 nach
Sektoren zwischen 1990 und 2000, nach EEA (2004b)... 45
Abbildung 10: Verursacher von Treibhausgasemissionen nach Sekrtoren für das Jahr
2002 in Prozent, nach EEA (2004b)... 46
Abbildung 11:Prozentuale Änderungen der CO
2
-Emissionen Deutschlands nach Sektoren
zwischen 1990 und 2002, Datenquelle: ZIESING (2001), ZIESING (2003)... 48
Abbildung 12: Energiebedingte CO
2
-Emissionen in Deutschland aufgeteilt in Sektoren von
1990 bis 2000 in Prozent, Datenquelle: ZIESING (2001). ... 49
Abbildung 13: Die "flexiblen Mechanismen" nach der Klimarahmenkonvention und dem
Kyoto-Protokoll, nach SCHAFHAUSEN (2003). ... 64
Abbildung 14: Preise und Handelsvolumen der EU-Emissionsrechte im April 2005, aus
EEX (2005a). ... 73
Abbildung 15: Preise und Handelsvolumen der EU-Emissionsrechte Anfang Mai 2005, aus
EEX (2005a). ... 74
Abbildung 16: Schematische Darstellung der Aufteilung des nationalen Emissionsbudgets
im Rahmen des Makroplans, nach BMU (2004a)... 79
Abbildungsverzeichnis
5
Abbildung 17: Zuteilung der Emissionsbudgets nach dem deutschen NAP, Datenquelle:
BMU (2004a). ... 82
Abbildung 18: Zuteilungsmenge nach Tätigkeiten (in Mio. Emissionsberechtigungen), aus
UBA und DEHST (2004)... 88
Abbildung 19: Emissionspfade für das A1-, A1/S450-, B1-, B1/S450-Szenraio,
Datenquelle: GHG EMISISONS SCENARIOS DATABASE (2005)... 94
Abbildung 20: Emissionen der Referenz- und Stabilisierungsszenarien und deren
Differenzen a) A1 und A1/S450-Szenarien, b) B1 und B1/S450-Szenarien,
Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005)... 95
Abbildung 21: Emissionsreduktionen durch Erreichen kurz- und langfristiger
Klimaschutzziele für EU-15 und EU-25 im Vergleich, Datenquelle: GHG EMISSIONS
SCENARIOS DATABASE (2005), EEA (2004c), GOVERNMENT UK (2005), BLAIR und
PERSSON (2004), SPD und BÜNDNIS 90/DIE GRÜNEN (2002). ... 97
Abbildung 22: Emissionen aller "Kyoto-Gase" der EU-15- und EU-25-Staaten im Vergleich
zu den weltweiten Emissionen im Jahr 2000, Datenquelle: WRI (2005). ... 98
Abbildung 23: Vorschläge für Emissionsreduktionsziele der EU-25 von Großbritannien,
Großbritannien und Schweden sowie Deutschland verglichen mit den Reduktionen,
die für ein Erreichen des 450 ppmv-Stabilisierungsniveaus für die Szenarien A1 und
B1 vonnöten wären, Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005).
... 99
Abbildung 24: Vorschläge zur globalen Emissionsreduktion des WBGU und Frankreichs
verglichen mit für das 450 ppmv-Stabilisierungsziel zu erbringenden Reduktionen,
Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005)... 100
Abbildung 25: Emissionen des Jahres 2002 der EU-25 und EUU-15-15 verglichen mit
verschiedenen Annahmen bezüglich der prozentualen Erfassung von Emissionen
durch ein Emissionshandelssystem, Datenquelle: EEA (2004c)... 102
Abbildung 26: Anteil der CO
2
-Emissionen der vom Emissionshandel erfassten Anlagen an
den Gesamt-CO
2
-Emissionen des Landes, Datenquelle: GILBERT et al. (2004). ... 103
Abbildung 27: Im NAP festgeschriebene CO
2
-Emissionsbudgets für die Sektoren Energie
und Industrie, andere Sektoren (Gewerbe, Handel Dienstleistungen, Verkehr und
Haushalte) und vom Emissionshandel erfasste Anlagen, Datenquelle: BMU (2004a).
... 104
Abbildungsverzeichnis
6
Abbildung 28: Vergleich der (a) Emissionen, (b) des Bevölkerungswachstums und der (c)
Pro-Kopf-Emissionen für die Regionen EU-25, EU-15 und EU-10 im Zeitraum 1990
bis 2000, Datenquelle: EEA (2004c), EUROSTAT (2005b). ... 106
Abbildung 29: :a) CO
2
-Emissionsentwicklung der EU-25, EU-15 und EU-10 zwischen 1990
und 2000 in Prozent, b) Bevölkerungsentwicklung der EU-25, EU-15 und EU-10 von
1990 bis 2000 in Prozent, c) Entwicklung der Pro-Kopf-Emissionen der EU-25, EU-15
und EU-10 zwischen 1990 und 2000 in Prozent, Datenquelle: EEA 2004c, EUROSTAT
(2005b). ... 108
Abbildung 30: Vergleich der (a) Emissionen, (b) der Bruttoinlandsproduktsdaten und (c)
der Emissionsintensitäten für die Regionen EU-25, EU-15 und EU-10 im Zeitraum
1995 bis 2002, Datenquelle: EEA (2004c), EUROSTAT (2005)... 111
Abbildung 31: a) CO
2
-Emissionsentwicklung in den EU-25, EU-15 und EU-10 im Zeitraum
1995 bis 2002 in Prozent, b) Entwicklung des BIP innerhalb der EU-25, EU-15 und
EU-10 für den Zeitraum 1995 bis 2002 in Prozent, c) Entwicklung der CO
2
-
Emissionsintensitäten für die EU-25, EU-15 und EU-10 von 1990 bis 2002 in Prozent,
Datenquelle: EEA (2004c), EUROSTAT (2005). ... 113
Abbildung 32: a) Absolute Emissionsmengen an CO
2
, CH
4
, N
2
O und Gesamt-THG der EU-
15, b) Prozentualer Anteil der CO
2
-Emissionen an den Gesamt-THG-Emissionen der
EU-15, Datenquelle: EEA (2004c). ... 114
Abbildung 33: a) Absolute Emissionsmengen an CO
2
, CH
4
, N
2
O und Gesamt-THG der EU-
10, b) Prozentualer Anzahl der CO
2
-Emissionen an den Gesamt-THG-Emissionen der
EU-10, Datenquelle: EEA (2004c). ... 115
Abbildung 34: Emissionen von CO
2
, CH
4
, N
2
O und deren Summen in absoluten Werten für
das a) A1-Szenario, b) A1/S450-Szenario, c) B1-Szenario und d) B1/S450-Szenario,
Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005)... 116
Abbildung 35: Prozentualer Anteil der CO
2
-Emissionen an den Gesamt-THG-Emissionen
für das a) A1-Szenario, b) A1/S450-Szenario, c) B1-Szenario und d) B1/S450-
Szenario, Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIO DATABASE (2005)... 117
Abbildung 36: Pro-Kopf-Emissionen der EU-10 im Jahr 2000, Datenquelle: OECD (2005).
... 122
Abbildung 37: Pro-Kopf-Emissionen der EU-15 in den Jahren 1985, 1990 und 1994 im
Vergleich, Datenquelle: EEA (1999). ... 124
Abbildungsverzeichnis
7
Abbildung A-1: Pro-Kopf-Emissionen von China, Indien, Deutschland, USA, Australien,
Brasilien und Zimbabwe im Vergleich, Datenquelle: UN
(2005b)...163
Abbildung A-2: a) Emissionen Deutschlands, b) Bevölkerung Deutschlands, c) Emissionen
pro Kopf Deutschlands, d) Pro-Kopf-Emissionen der EU-25, EU-15 und Deutschlands
im Vergleich, Datenquelle: EEA (2004c), DESTATIS (2005a), EUROSTAT
(2005b)...164
Abbildung A-3:
:
a) Emissionen Deutschland, b) Bruttoinlandsprodukt Deutschlands, c)
Emissionsintensitäten, d) Emissionsintensitäten der EU-25, EU-15 und Deutschlands
im Vergleich, Datenquelle: EEA (2004c), DESTATIS (2005b), EUROSTAT
(2005b)...165
Abbildung A-4:
a) Absolute Emissionsmengen an CO
2
, CH
4
, N
2
O und Gesamt-THG
Deutschlands, b) Prozentualer Anteil der CO
2
-Emissionen an den Gesamt-THG-
Emissionen Deutschlands, Datenquelle: EEA (2004c)...165
Abbildung A-5: CO
2
-Emissionen der EU, Deutschlands, Japans, Russlands, der USA, In-
diens und Chinas in Mio. t CO
2
im Vergleich, Datenquelle: UNFCCC
(2005b)...166
Tabellenverzeichnis
8
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Die terrestrische Kohlenstoffspeicherung in Vegetation und Boden,
Datenquelle: WBGU (1998)... 24
Tabelle 2: Langlebige anthropogene Treibhausgase, nach IPCC (2001a). ... 30
Tabelle 3: Vergleich globaler CO
2
-Budgets, nach IPCC (2001a). ... 33
Tabelle 4: Im Kyoto-Protokoll bis zum Zeitraum 2008 bis 2012 festgelegte
Reduktionsziele in Bezug zum Basisjahr, Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS
DATABASE (2005), EEA (2004c). ... 43
Tabelle 5: Anteilsmäßige Verteilung der CO
2
-Emissionen der EU-15 des Jahres 2001
bezogen auf Verursachersektoren und relative Veränderungen gegenüber 1990 in
Prozent, Datenquelle: EEA (2003b). ... 43
Tabelle 6: Emissionsentwicklung im Deutschland von 1990 bis 2000, Datenquelle:
BUNDESREGIERUNG (2002b)... 47
Tabelle 7: Langfristige Klimaschutzziele jeweils bezogen auf das Bausjahr 1990 mit
Ausnahme des britischen Ziels, Datenquelle: WBGU (2003a), GOVERNMENT UK
(2005), BLAIR und PERSSON (2004), GERMANWATCH (2005b), SPD und BÜNDNIS
90/DIE GRÜNEN (2002). ... 96
Tabelle 8: Anteil an der Erreichung des 450 ppmv-Stabilisierungsziels durch die
langfristigen Klimaschutzziele für die EU-25 in Prozent, Datenquelle: GHG
EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005). ... 99
Tabelle 9: Anteil an der Erreichung des 450 ppmv-Stabilisierungsziels durch die
langfristigenglobalen Klimaschutzziele Frankreichs und des WBGU in Prozent,
Datenquelle: GHG EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005)... 101
Tabelle 10: Pro-Kopf-Emissionen der EU-15 und EU-25 bei Erreichen langfristiger
Klimaschutzziele Datenquelle: EEA (2004c), UN (2005a). ... 109
Tabelle 11: Struktur des Primärenergieverbrauchs der EU-10 und EU-15 im Jahr 2000
(nach DNK 2003) ... 123
Tabelle 12: Zahlen nach Abschluss der Zuteilung, nach SCHAFHAUSEN (2005)... 134
Tabelle A-1: Anteil an der Erreichung des 450 ppmv-Stabilisierungsziels durch die
langfristigen Klimaschutzziele für die EU-15 in Prozent, Datenquelle: GHG
EMISSIONS SCENARIOS DATABASE (2005). ...1622
Abkürzungsverzeichnis
9
Abkürzungsverzeichnis
AAU
Assigned Amount Units
ABGM
Ad Hoc Group on the Berlin Mandate
AIJ
Activities implemented jointly
Annex-B-Staaten/
Annex-I-Staaten
Industrieländer
BImSchG
Bundesimmissionsschutzgesetz
BIP Bruttoinlandsprodukt
BMU
Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsi-
cherheit
C
Kohlenstoff
CAN
Climate Action Network
C
2
F
6
Hexaflourethan
C
3
F
8
Octaflourpropan
Ca
2+
Calcium-Ion
CaCO
3
Calciumkarbonat, Kalk
Caps
Emissionsbudgets, Emissionsobergrenze
CaSiO
3
Calciumsilikat, Mineral: Wollastonit
CDM
Clean Development Mechanism
CER
Certified emission reductions, Zertifikate aus CDM-Projekten
CF
4
Tetrafluoromethan
CH
4
Methan
CO
Kohlenmonoxid
CO
2
Kohlendioxid
CO
2
-Äquiv.
CO
2
-Äquivalente
COP
Conference of the Parties, Vertragsstaatenkonferenz
DEHSt
Deutsche
Emissionshandelsstelle
DESTATIS
Deutsches Statistisches Bundesamt
DLR
Deutsches
Luft-
und
Raumfahrtzentrum
DMG
Deutsche
Meteorologische Gesellschaft e. V.
DNK
Deutsches
Nationales
Komitee des Weltenergierates
EEA
European Environment Agency
EEX
European Energy Exchange
EGV
EG-Vertrag, Vertrag zur Gründung der Europäischen Gemein-
schaft
Abkürzungsverzeichnis
10
ERU
Emission reduction units, Zertifikate aus JI-Projekten
EU-10
EU-Beitrittsländer: Estland, Lettland, Litauen, Malta, Polen,
Slowenien, Ungarn, Slowakei, Tschechien, Zypern
EU-15
"Alte" EU-Staaten: Dänemark, Deutschland, Frankreich,
Großbritannien, Portugal, Schweden, Österreich, Spanien,
Griechenland, Italien, Finnland, Belgien, Irland, Luxemburg,
Niederlande
EU-25
EU-10
und
EU-15
zusammen
EUA
European Allowances
FCKW
Fluorierte Chlorkohlenwasserstoffe
G 77-Staaten
Zusammenschluss der Entwicklungsländer, inkl. der OPEC-
Staaten
GCP
Global Carbon Project
GHG
Greenhouse Gas
Gt
Gigatonne
GWP
Global Warming Potential
HCO
3
-
Hydrogenkarbonat
HFC
Wasserstoffhaltige Fluor-Kohlenwasserstoffe
IPCC
Intergovernmental Panel on Climate Change
JI
Joint Implementation
Kyoto-Gase
CO
2
, CH
4
, N
2
O, HFKW, FKW, SF
6
KWK
Kraft-Wärme-Kopplung
Mt
Megatonne
MÜNCHENER RÜCK
Münchener Rückversicherung
N
2
O
Distickstoffoxid, Lachgas
NAP
Nationaler
Allokationsplan
NAPG Gesetz
zum
Nationalen
Allokationsplan
NRO/NGO
Nicht-Regierungsorganisationen, Non-governmental Organi-
sations
OECD
Organisation for Economic Co-operation and Development
Pg
Pikogramm
ppm
Parts per million, Teile pro Million
ppmv
Parts per million volume, Teile pro Million im Volumen
RCEP
Royal Commission on Environmental Pollution
RMUs
Removal Units, Zertifikate aus Senkenaktivitäten
SF
6
Schwefelhexafluorid
SiO
2
Siliciumdioxid, Mineral: Quarz
Abkürzungsverzeichnis
11
SRES
Special Report on Emission Scenarios
SRU
Rat von Sachverständigen für Umweltfragen
STMUGV
Bayerisches Staatsministerium für Umwelt, Gesundheit und
Verbraucherschutz
TEHG
Treibhausgas-Emissionshandelsgesetz
THG
Treibhausgas
UBA
Umweltbundesamt
Umbrella-Group
USA, Japan, Kanada, Australien, Neuseeland, Norwegen, Is-
land, Russland und die Ukraine
UN
United Nations, Vereinte Nationen
UNCEP
United Nations Conference on Environment and Develop-
ment, Konferenz der Vereinten Nationen für Umwelt und Zu-
sammenarbeit
UNFCCC
United Nations Framework Convention on Climate Change,
Klimarahmenkonvention
VBW
Vereinigung der bayerischen Wirtschaft e. V.
WBGU
Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung für Globale
Umweltveränderungen
WRI
World Resources Institute
Verwendete (Umrechnungs-)Formeln:
1 t C -> 44/12 t CO
2
= 3,67 t CO
2
CO
2
-Äquivalent = CO
2
+ 23*CH
4
+ 296*N
2
O
Einleitung
12
1
Einleitung
Durch die russische Unterzeichnung des Kyoto-Protokolls im November 2004 kam wieder
Bewegung in die politische Debatte um den globalen Klimaschutz. Die Verhandlungen
waren stagniert, nachdem die USA 2001 ihren Plan zur Ratifizierung des Protokolls zu-
rückgezogen hatte. Sogar von einem Scheitern der Klimaverhandlungen war die Rede
(SACHS 2001). Schließlich konnte das Kyoto-Protokoll am 16. Februar 2005 in Kraft tre-
ten. Durch die russische Ratifizierung wurde die zum In-Kraft-Treten zu überschreitende
Grenze von 55 Staaten, welche zusammen mehr als 55 % der Treibhausgasemissionen
des Jahres 1990 der Industrieländer verursachen, überschritten worden (RAHMEYER
2004). Im Mai 2005 fand das 22. Treffen der Subsidiary Bodies, Unterorganen der Ver-
tragsstaatenkonferenzen der Klimarahmenkonvention, in Bonn statt. Diese sollen die im
Dezember diesen Jahres anstehende 11. Vertragsstaatenkonferenz vorbereiten. Dabei
wurden Maßnamen zur Emissionsreduktion und solche zur Anpassung an den Klimawan-
del diskutiert (UNFCCC 2005a). Aufgrund der Ablehnung der USA und Saudi-Arabiens
wurde noch nicht über langfristige, über das Jahr 2012 hinausgehende Klimaschutzziele
beratschlagt (BROUNS et al. 2004). Dessen ungeachtet muss nach dem Kyoto-Protokoll
noch in diesem Jahr mit der Besprechung neuer, langfristiger Klimaschutzziele begonnen
werden (UN 1997). In der Studie ,,International Climate Effects beyond 2012: A survey of
approaches" (BODANSKY et al. 2004) wird auf die Vielzahl der Ansätze von globalen Kli-
maschutzzielen eingegangen. Auf europäischer Ebene wurde u. a. durch eine Informati-
onsplattform und ein Diskussionsforum mit der Meinungsbildung und befragung zu die-
sem Thema begonnen (EU 2005a, EU 2005b). In Deutschland wurde die Studie ,,Options
for the second commitment period of the Kyoto Protocol" veröffentlicht, welche sich mit
demselben Thema beschäftigt (HÖHNE et al. 2005). Die Literatur sowohl zum Thema
,,Langfristige Klimaschutzziele" als auch ,,Emissionshandel" ist sehr umfassend. Aus die-
sem Grund können an dieser Stelle lediglich einige Beispiele erwähnt werden.
Der Emissionshandel ,,
gilt grundsätzlich als effizientes Instrument, um ein vorgegebenes
Reduktionsziel kostenminimal zu erreichen" (KLEMMER et al. 2002). Praktische Anwen-
dung fand er
bis jetzt nur im regionalen Bereich z. B. im RECLAIM-Projekt in Kalifornien
und im nationalen Bereich wie in Dänemark und Großbritannien (MEZ und PIENING
2000). Bevor der Emissionshandel im Jahr 2008 weltweit in Kraft tritt, kommt der Einfüh-
rung des europäischen Systems zum 1. Januar 2005 als Versuch der Implementierung
eines Emissionshandelssystems auf einem so großen und komplexen Niveau eine zentrale
Bedeutung zu. Aus diesem Grund wird er auch als ,,New Grand Policy Experiment" be-
zeichnet (KRUGER und PIZER 2004).
Ziel dieser Arbeit ist die Erörterung der Frage, ob die bereits vorliegenden langfristigen
Klimaschutzziele geeignet sind, eine Stabilisierung der Treibhausgasemissionen auf ei-
Einleitung
13
nem Niveau zu erreichen, auf dem die ,,Klimafolgen tolerabel sind" (WBGU 2003a)
und
inwiefern das europäische Emissionshandelssystem als klimapolitisches Instrument dazu
geeignet ist, zur Zielerreichung beizutragen.
Dazu werden folgende Teilaspekte bearbeitet (Abb. 1):
·
Der Einfluss, den der Kohlenstoff auf das Klimasystem der Erde ausübt, wird dar-
gestellt (Kap. 2).
·
Die kurz- und langfristigen Klimaschutzziele werden beschrieben, ebenso wie die
Funktionsweise und Ausgestaltung des Emissionshandels auf globaler, europäi-
scher und deutscher Ebene (Kap. 3).
·
Die langfristigen Klimaschutzziele werden mit den in Stabilisierungsszenarien er-
rechneten nötigen Emissionsreduktionen verglichen, um diese auf ihre Zielerrei-
chung und Wirksamkeit bezüglich des Klimaschutzes zu untersuchen (Kap. 4.1).
· Der Einfluss und die Ausgestaltung des Emissionshandelssystems werden durch
folgende Indikatoren untersucht:
Mit Hilfe der Darstellung der Abdeckungsrate wird gezeigt, welche Sektoren
vom europäischen Emissionshandel betroffen sind und wie viele Emissio-
nen durch das System erfasst werden (Kap. 4.2).
Durch die Pro-Kopf-Emissionen können die Emissionen verschiedener Län-
der miteinander vergleichbar gemacht werden. In dieser Arbeit wird ein
besonderes Augenmerk auf die Gegenüberstellung zwischen den ,,alten"
EU-15 und den Beitrittsstaaten des Jahres 2004 (EU-10) liegen. Da die Ei-
nigung auf gleiche weltweite Pro-Kopf-Emissionen, der so genannte ,,Ver-
ringerung und Konvergenz"-Ansatz, ebenfalls im Rahmen langfristiger Kli-
maschutzziele diskutiert und hier speziell von den Entwicklungsländern fa-
vorisiert wird (WBGU 2003a), wird ebenfalls analysiert, auf welche Pro-
Kopf-Emissionen die EU bei den gegebenen Klimaschutzzielen zusteuert
(Kap. 4.3).
Es wird weiterhin geprüft, wie groß der Anteil an Kohlendioxid an den Ge-
samttreibhausgasen ist und was somit eine Beschränkung auf das Gas
Kohlendioxid für das Emissionshandelssystem bedeutet. (Kap. 4.5)
Mittels des Vergleichs der Emissionsintensitäten der EU-15 und der EU-10
wird geprüft, in welchen Bereichen kostengünstige Emissionsreduktionen
und damit potentiell zu verkaufende Zertifikate für den Emissionshandel
auftreten (Kap. 4.4) .
Einleitung
14
In Kapitel 5 wird anschließend auf die Folgen dieser Aspekte für die Zielfindung und das
europäische Emissionshandelssytem eingegangen, um danach Vorschläge zur Weiterent-
wicklung dessen darzulegen. Da diese Arbeit parallel zur Einführung des Emissionshan-
delssystems in der EU geschrieben wurde, ist es möglich, dass aktuelle Teilaspekte keine
Berücksichtigung gefunden haben.
Naturwissenschaftlicher
Hintergrund
(Stabilisierungs-)
Szenarien
Klimaschutzziele
Ausgestaltung
Emissionshandel
Auswertung & Diskussion
Schlußfolgerungen & Ausblick
Ziele
Pro-Kopf-Emissionen
Emissionsintensitäten
Anteil des CO
2
an Gesamt-THG
Naturwissenschaftlicher
Hintergrund
(Stabilisierungs-)
Szenarien
Klimaschutzziele
Ausgestaltung
Emissionshandel
Auswertung & Diskussion
Schlußfolgerungen & Ausblick
Ziele
Pro-Kopf-Emissionen
Emissionsintensitäten
Anteil des CO
2
an Gesamt-THG
Abbildung 1: Aufbau der Arbeit
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
15
2
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
Im folgenden Kapitel sollen die naturwissenschaftlichen Grundlagen des Klimawandels
dargestellt werden. Aus diesem Grund wird das Klimasystem der Erde, welches sich aus
den Komponenten Atmosphäre Biosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre und Lithosphäre
zusammensetzt, vorgestellt. Diese Komponenten sind miteinander verbunden und beein-
flussen sich gegenseitig. Gleiches gilt für den Kohlenstoffkreislauf, auf den aufgrund des
großen Einflusses von CO
2
auf den Klimawandel gesondert eingegangen wird. Der stei-
gende und gefährliche Einfluss des Menschen auf das natürliche Klimasystem und den
Stoffkreislauf des Kohlenstoffs, sowie die damit einhergehenden Folgen, werden an-
schließend aufgezeigt. Nachdem die Erkenntnis gewonnen wurde, dass der Mensch u. a.
durch den massiven Ausstoß von Treibhausgasen für den Klimawandel und die damit ein-
hergehenden negativen Effekte (mit) verantwortlich ist, wurde begonnen, nach Lösungs-
möglichkeiten zu suchen. Zu diesem Zweck wurden Szenarien entwickelt, die Stabilisie-
rungen der (CO
2
-)Konzentrationen bei unterschiedlichen Niveaus unter unterschiedlichen
Bedingungen aufzeigen.
2.1
Das Klimasystem der Erde
Aufgrund der großen Spezialisierung je nach fachlicher Ausrichtung kann die Definition
von Klima jeweils sehr unterschiedlich sein. Im Rahmen dieser Arbeit werden die folgen-
den Klimadefinitionen verwendet. ,,Unter Klima verstehen wir den mittleren Zustand und
gewöhnlichen Verlauf der Witterung an einem gegebenen Orte. Eine doppelte Abstraktion
ist es, die uns zum Begriff des Klimas führt, nämlich eine Zusammenfassung einerseits
der einzelnen wechselnden Witterungen, andererseits der einzelnen meteorologischen
Elemente zu einem Gesamtbilde." (KÖPPEN 1936). BLÜTHGEN und WEISCHET (1980)
definieren Klima als "für einen Ort, eine Landschaft oder einen größeren Raum typische
Zusammenfassung der erdnahen und die Erdoberfläche beeinflussenden atmosphärischen
Zustände und Witterungsvorgänge während eines längeren Zeitraumes in charakteristi-
scher Verteilung der häufigsten, mittleren und extremen Werte". Das Klimasystem, wel-
ches in Abbildung 2 dargestellt wird, ergibt sich nach FLEMMING et al. (1991) ,,aus dem
Zusammenwirken der Klimafaktoren unter Berücksichtigung der Vielfalt möglicher Wech-
selwirkungen und Rückkopplungen. Es ist ein räumlich begrenztes System, das durch
physikalische Variablen wie Volumen, innere Energie, Masse der verschiedenen Kompo-
nenten, Drehimpulse u. a. bestimmt wird". SCHÖNWIESE (2003) bezeichnet das Klima-
system als ,,Träger der Klimaprozesse und somit von Klimazuständen und Klimaänderun-
gen". Die in dem System ablaufenden Wechselwirkungen zwischen und innerhalb der
Komponenten dieses Systems führen dabei zu den in der Atmosphäre beobachteten Phä-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
16
nomenen. Das System ist ein geschlossenes und besitzt für den Stoffaustausch in der
Regel undurchlässige Grenzen. Lediglich die Komponenten des Klimasystems, d. h. die
Atmosphäre, Hydrosphäre, Biosphäre, Kryosphäre und Lithosphäre, sind offene Systeme,
in welchen Masse und Energie ausgetauscht werden. Der Transport von Wärme, Masse
und Impuls erfolgt dabei in den unterschiedlichsten räumlichen und zeitlichen Maßstäben
(FLEMMING et al. 1991). Das Klimasystem zeichnet sich nicht nur durch interne Wech-
selwirkungen aus, sondern unterliegt auch externen Einflüssen, welche sowohl terrestri-
scher, als auch extra-terrestrischer Natur sein können (SCHÖNWIESE 2003). Der primäre
externe Faktor ist der elektromagnetische Strahlungsstrom der Sonne, welcher die Erde
mit Energie versorgt. Der dadurch entstehende, stark unterschiedliche Energieeintrag ist
Hauptverursacher thermohydrodynamischer Prozesse. Weitere externe Faktoren sind die
Gestalt der Erde, ihre Rotation, ihre Umlaufparameter, die Gravitation und der Vulkanis-
mus (FLEMMING et al. 1991). Auch der anthropogene Einfluss wird als externer Faktor
eingeordnet (vgl. Kap. 2.3). Die zwischen den einzelnen Komponenten bestehenden
Rückkopplungen können Störungen verstärken (positive Rückkopplungen) oder wieder
ausgleichen und zum verschwinden bringen (negative Rückkopplungen).
Abbildung 2: Das Klimasystem und seine Subsysteme, aus DLR (2004).
Die Atmosphäre weist von allen Komponenten des Klimasystems die größte Variabilität in
Raum und Zeit auf. Durch die unterschiedlich starke Einstrahlung der Sonne, welche ab-
hängig ist von der geographischen Breite, der Jahres- und der Tageszeit, ergeben sich
kalte und warme Zonen. Diese bedingen Luftdruckunterschiede, die zusammen mit der
Erddrehung Ursache für die Ausbildung eines globalen atmosphärischen Zirkulationssys-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
17
tems sind, welches im Mittel Energie von den tropischen in die höheren Breiten transpor-
tiert (IPCC 2001a).
Die Hydrosphäre beinhaltet das gesamte Wasser, welches sich in flüssiger Form auf der
Erde befindet, d. h. Ozeane, Flüsse, Seen, Boden- und Grundwasser. Für das Klimasys-
tem sind dabei besonders die Ozeane von großer Bedeutung. Diese absorbieren und re-
flektieren die solare Einstrahlung je nach geographischer Breite in unterschiedlichem Ma-
ße. Die so entstehenden Unterschiede in der Energieaufnahme und im Salzgehalt, welche
auch von der Atmosphäre und der Kryosphäre abhängig sind, bedingen Dichteunterschie-
de im Ozean. Hinzu kommt die Einwirkung der atmosphärischen Zirkulation, so dass ein
großräumiges Strömungssystem die thermohaline Zirkulation entsteht, welche wie
die atmosphärische Zirkulation Einstrahlungsgegensätze ausgleicht (IPCC 2001a). Diese
ist um einiges träger als die atmosphärische Zirkulation. Der Ozean besitzt eine größere
Wärmekapazität als die Atmosphäre, d. h. es wird viel Wärmeenergie benötigt, um die-
sen zu erwärmen. Die hohe Wärmekapazität der Ozeane macht diese relativ unempfind-
lich gegenüber sehr kurzen Temperaturschwankungen in der Atmosphäre. Durch diesen
,,Puffer" wirken die Ozeane dämpfend auf das Klimasystem. Die beiden Subsysteme At-
mosphäre und Hydrosphäre sind besonders stark aneinander gekoppelt. So tauschen sie
nicht nur Energie aus, sondern auch Wasser, welches verdunstet und so dem Ozean
Süßwasser entzieht. Dadurch wird der Salzgehalt der Ozeane und damit die Dichte er-
höht. In der Atmosphäre steigen der Wasserdampfgehalt und die Niederschlagsneigung
(IPCC 2001a). Über 80 % des Wasserdampfgehaltes der Atmosphäre stammen aus der
ozeanischen Verdunstung. Somit ist diese eine der Hauptantriebskräfte des globalen
Wasserkreislaufs. Auf der anderen Seite wirkt die Atmosphäre durch Wind auf den Ozean
ein, welcher die Oberflächenströmung des Ozeans antreibt und für Wirbelbildung und
eine Durchmischung der Schichten sorgt.
Eisschilde, Gebirgsgletscher, Meereis, Schneefelder und die Regionen des ewigen Frost-
bodens bilden zusammen die Kryosphäre. Die besondere Bedeutung für das Klimasystem
liegt in der Beeinflussung des globalen Strahlungshaushaltes begründet. Eis und Schnee
besitzen allgemein eine relativ hohe Albedo, so dass der Energieverlust in Richtung Welt-
raum erhöht ist. Durch die hervorgerufene Abkühlung tritt ein positiver Rückkopplungsef-
fekt auf, d. h. es bildet sich mehr Eis und Schnee, die Reflexion verstärkt sich und damit
die Abkühlung. Wenn wenig Eis und Schnee vorliegen, tritt im Gegensatz dazu eine nega-
tive Rückkopplung auf. Eis- und Schneemassen wirken außerdem als thermische Isolato-
ren für darunter liegende Boden- und Wasserschichten. Vermindern bzw. erhöhen sich
globale Eis- und Schneemassen, so verändert sich dadurch der Meeresspiegel und da-
durch die Land-Meer-Verteilung. Den Ozeanen wird durch die Bildung von Eis Süßwasser
entzogen, wodurch sich der Salzgehalt und die Dichte des übrig bleibenden Wassers er-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
18
höhen. Dies besitzt einen wichtigen Einfluss auf die thermohaline Zirkulation (IPCC
2001a).
Die Lithosphäre umfasst die Kontinente mit ihrem Relief und die Ozeanböden. Die Land-
massen besitzen eine geringere Wärmekapazität als die Ozeane und sind von allen Kom-
ponenten mit 10
6
Jahren die Komponente mit der größten Zeitkonstante. Vor allem auf-
grund dieser thermischen Eigenschaften ist die Land-Meer-Verteilung für das Klimasys-
tem bedeutsam. Die Lithosphäre zeichnet sich außerdem durch ausgeprägte Wechselwir-
kungen mit der Atmosphäre aus, indem Masse, Wärme, Drehimpuls und kinetische Ener-
gie ausgetauscht werden (FLEMMING et al. 1991). Die Topographie von Kontinenten und
Ozeanböden hat Einfluss auf die atmosphärische Zirkulation und die der Ozeane. Li-
thosphäre und Pedosphäre beeinflussen direkt durch die Oberflächenbeschaffenheit und
indirekt durch die terrestrische Vegetation die Albedo. Zudem ist der Boden ein wichtiger
Wasserspeicher. Auch Vulkanausbrüche und die damit in die Stratosphäre geschleuderten
Gase und Partikel wirken stark auf das Klimasystem ein.
Die Biosphäre wiederum beeinflusst die Albedo, die Oberflächenrauhigkeit und damit die
atmosphärische Zirkulation (FLEMMING et al. 1991). Von großer Bedeutung ist dabei der
Einfluss auf die chemischen Prozesse in der Atmosphäre durch Respiration und Photosyn-
these.
2.2
Kohlenstoffkreislauf
Langfristige Vorhersagen über die zukünftigen Klimaveränderungen können erst getroffen
werden, wenn die komplexen Vorgänge zwischen den unterschiedlichen Prozessen, die
mit dem Wandel des Klimas zusammenhängen, verstanden werden. Dazu ist eine globale
Bilanzierung der Reservoirs und Stoffflüsse der für den Treibhauseffekt relevanten Spu-
rengase erforderlich.
Das Augenmerk wird in dieser Arbeit hauptsächlich auf Kohlendioxid(CO
2
)-Emissionen
liegen, da die energie- und industriebedingten CO
2
-Emissionen mit ca. 60 % den Haupt-
teil zum anthropogenen Treibhauseffekt und dem damit zusammenhängenden Klimawan-
del beitragen (GASSMANN 1994). Diese Emissionen können zudem sehr viel genauer
gemessen und hochgerechnet werden, als diejenigen Emissionen anderer Treibhausgase,
wie etwa Methan (CH
4
), Lachgas (N
2
O), Schwefelhexafluorid (SF
6
), perfluorierte Fluor-
kohlenwasserstoffe (FKW), teilhalogenierte Fluorkohlenwasserstoffe (HFKW) oder als E-
missionen aus Landnutzungsänderungen. Im Folgenden wird aus diesen Gründen nur der
Kohlenstoffkreislauf näher beschrieben.
Für das Erdsystem spielt der Kohlenstoffkreislauf eine zentrale Rolle. Er ist sowohl un-
trennbar mit dem Klima, den Nährstoffkreisläufen und dem Wasserkreislauf, als auch mit
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
19
der Produktion von Biomasse durch Photosynthese an Land und in den Meeren verbun-
den (VALENTINI et al. 2003). Dieses System bildet durch die Produktion von Nahrung die
Grundlage für das gesamte Tierreich und den Menschen. Grundsätzlich ist die Struktur
des Kohlenstoffkreislaufs festgelegt durch die sich zwischen unterschiedlichen Kohlen-
stoffreservoirs bewegenden Kohlenstoffströme.
In Anlehnung an das Global Carbon Project (GCP 2003) sind diese Reservoirs:
· die Atmosphäre, in der hauptsächlich CO
2
vorkommt,
· die Ozeane, in denen Kohlenstoff im Oberflächenwasser, im mittleren und tiefen
Wasser und im marinen Sediment vorliegt,
· die terrestrischen Ökosysteme, in denen Kohlenstoff in der Vegetation, dem toten
organischen Material und dem Boden gebunden ist,
· die Flüsse und
· der fossile Kohlenstoff, welcher durch den Menschen wieder in den Kreislauf ein-
gebracht wird.
Die Kohlenstoff-Flüsse, wie auch der Gehalt an Kohlenstoff in den unterschiedlichen Re-
servoirs, weisen eine große zeitliche und räumliche Variabilität auf und spiegeln somit die
Dynamik der Natur und der menschlichen Aktivität wider. Aufgrund der Komplexität des
Systems ist es nicht immer möglich, eine klare Trennung zwischen den Reservoirs einzu-
halten. Die globalen Flüsse und Vorräte des Kohlenstoffs werden in Abbildung 3 schema-
tisch dargestellt.
Das Element Kohlenstoff weist eine molekulare Tetraederstruktur auf und ist deshalb
sehr bindungsfähig (RÜHLE und PRIEGNITZ 2002). In der Natur kommt Kohlenstoff ent-
weder in reiner Form als Diamant, Graphit, Ruß oder Kohle vor oder in Form von Verbin-
dungen wie Erdöl und Erdgas. Zudem enthalten einige Mineralien, wie Karbonate, Kalk-
stein, Gips, Dolomite und Marmor Kohlenstoff. Schätzungsweise 0,03 % der Erdkruste
sind aus diesem Element (MORTIMER und MÜLLER 2003). Alle Pflanzen und lebenden
Tiere bestehen aus komplizierten organischen Verbindungen, in denen Kohlenstoff mit
Wasserstoff, Sauerstoff, Stickstoff und anderen Elementen kombiniert ist. Die Zahl der
Kohlenstoffverbindungen übersteigt bei weitem die Zahl der Verbindungen von jedem
anderen Element mit Ausnahme des Wasserstoffs. Insgesamt sind 10mal mehr Kohlen-
stoff-Verbindungen bekannt als kohlenstofffreie (MORTIMER und MÜLLER 2003).
In der Gasphase kommt Kohlenstoff hauptsächlich in Form von Kohlendioxid (CO
2
), Koh-
lenmonoxid (CO), Methan (CH
4
), flüchtigen organischen Kohlenstoffverbindungen und
halogenierten Kohlenwasserstoffen vor, wobei CO
2
und CH
4
die beiden Treibhaus-
wirksamsten Gase sind (vgl. Kap. 2.3.1).
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
20
Abbildung 3: Der globale Kohlenstoffkreislauf: Schema der Kohlenstoffvorräte und -flüsse im globa-
len Maßstab. Werte für die Vorräte in Gt C (fett). Mittlere Flüsse in Gt C pro Jahr. Zeitangaben in
Klammern. Der Fluss in die Böden beträgt etwa 1,5 Gt pro Jahr. DOC = gelöster organischer Koh-
lenstoff, DIC = gelöster anorganischer Kohlenstoff, nach WBGU (2003a).
Kohlendioxid entsteht bei der vollständigen Verbrennung von Kohlenstoff und kohlen-
stoffhaltigen Verbindungen, wie fossilen Energieträgern und Holz und bei der Atmung.
Methan wird bei der Zersetzung von organischem Material unter Luftabschluss produziert.
Beispiele dafür sind nach CANSIER (1991):
· Reisanbau auf Nassfeldern,
· Großviehzucht,
· Mülldeponien und
· die Verbrennung von Biomasse.
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
21
2.2.1 Atmosphäre
Das vor ca. 4,5 Milliarden Jahren bei der Erdentstehung aus dem Erdinnern entwichene
CO
2
wurde zum größten Teil durch die Ozeane absorbiert und als Calciumcarbonat (Ca-
CO
3
) festgelegt (MILLER und UREY 1959). Methan, Wasserstoff, Wasser und Ammoniak
blieben in der Uratmosphäre als deren Hauptbestandteile zurück. Eine Steigerung des
Kohlenstoff-Umsatzes innerhalb der Atmosphäre kam erst durch die Entwicklung leben-
der Organismen und den in ihnen ablaufenden Gärungs- und Kalkbildungsprozessen zu-
stande. Besonders wichtig jedoch war die Entstehung von Photosyntheseprozessen, bei
denen CO
2
verbraucht und Sauerstoff gebildet wird. Da durch die Photosynthese nun ge-
nügend Sauerstoff in der Atmosphäre zur Verfügung stand, konnten auch Sauerstoff
verbrauchende Prozesse, wie die Atmung verstärkt stattfinden. Augenblicklich sind Vul-
kane für die Atmosphäre die wichtigsten (geochemischen) Quellen von Spurengasen, wie
z. B. CO
2
, CH
4
und CO (HOBBS 2000).
Die Erdatmosphäre besitzt folgende Zusammensetzung (MALBERG 2002):
· Stickstoff (78,08 %),
· Sauerstoff (20,95 %),
· Argon (0,93 %),
· Spurenstoffe: Neon, Helium, Krypton, Ammonium, Wasserstoff, Ozon, Schwefeldi-
oxid u. a. m. (< 0,01)
· und Wasser.
CO
2
ist zu etwa 0,035 % in der Atmosphäre nachweisbar (KRAUS 2004). Das entspricht
in etwa 720 × 10
9
t CO
2
weltweit (FEIGE und JENSEN 1995).
Seit Beginn der Industrialisierung ist die CO
2
-Konzentration der Atmosphäre anthropogen
bedingt von 280 ppmv auf 370 ppmv angestiegen, was die Flüsse und Reservoirs des
Kohlenstoffkreislaufs nachhaltig beeinflusst hat.
Für die Atmosphäre wirken die Ozeane und Landmassen als Senken, die Ozeane hierbei
in größerem Maße als die Landmassen. So waren die CO
2
-Flüsse zwischen Ozeanen und
Atmosphäre sowohl in den 1980er Jahren negativ (-1,9 +/- 0,6 Gt C pro Jahr) als auch in
den 1990er Jahren (-1,7 +/- 0,5 Gt C pro Jahr). Die Stoffströme zwischen Landmassen
und Atmosphäre weisen Werte von -0,2 +/- 0,7 Gt C pro Jahr (1980er Jahre) bzw. -1,4
+/-0,5 Gt C pro Jahr (1990er Jahre) auf (IPCC 2001a). Die Senkenwirkung der Biosphäre
ist je nach Vegetation unterschiedlich. Hierbei ist jedoch unklar, wie lange Ozeane und
Landmassen, also auch die Biosphäre, noch als Senken fungieren werden und ob sie sich
gegebenenfalls in Kohlenstoffquellen umwandeln werden (vgl. Kap. 2.2.2 4).
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
22
Schwankungen der CO
2
-Konzentrationen in der Atmosphäre lassen sich durch eine jah-
reszeitliche Variabilität erklären. Im Winter kommt es zu einem Maximum der Konzentra-
tion, im Sommer aufgrund der Aktivität der Organismen und der damit verbundenen
Speicherung in der Biomasse zu einem Minimum der CO
2
-Konzentration in der Atmosphä-
re. Im Herbst, Winter und Frühjahr übersteigt die Veratmung die Photosyntheserate, im
Sommer verhält es sich umgekehrt (WOODWELL 1984). Andere Ursachen für Schwan-
kungen im CO
2
-Fluss zwischen Biosphäre und Atmosphäre sind Änderungen der klimati-
schen Bedingungen, Landnutzungsänderungen, sowie Veränderungen des atmosphäri-
schen CO
2
-Gehalts und der Nährstoffzufuhr.
Gerade in Bezug auf den zusätzlichen, anthropogen-bedingten Kohlenstoff, wird als Prob-
lem gesehen, dass die Verweilzeit von Kohlenstoff im terrestrischen System sehr viel
kürzer ist als die in den Ozeanen, so dass momentan in der Biosphäre gespeicherter Koh-
lenstoff in den nächsten 10 bis 50 Jahren wieder freigesetzt werden und zum Treibhaus-
effekt beitragen könnte (APPS und PRICE 1996). Es wird zudem erwartet, dass die Auf-
nahmekapazität an CO
2
von Biosphäre und Ozeanen bei hohen atmosphärischen CO
2
-
Konzentrationen abnimmt (vgl. Kap. 2.2.2-3).
2.2.2 Biosphäre
Auch wenn die Biosphäre im Vergleich zu den Ozeanen nur einen relativ kleinen Teil des
gesamten Kohlenstoffs speichert (ca. 2.477 Gt C), so nimmt sie doch im Kohlenstoff-
kreislauf eine zentrale Stellung ein (IPCC 2001a). In dem von COX et al. (2000) entwi-
ckelten globalen Zirkulationsmodell wurde erstmalig eine dynamische Vegetation und ein
Kohlenstoffkreislauf modelliert, welcher auf diese dynamischen Veränderungen der Vege-
tation reagiert. In diesem Modell wiesen die atmosphärischen CO
2
-Konzentrationen Werte
von 980 ppmv im Jahr 2100 auf verglichen mit ca. 700 ppmv in den üblichen Business-
as-usual-Szenarios. Dabei ist dieser Anstieg der CO
2
-Konzentrationen hauptsächlich auf
die Abholzung der Wälder im Amazonasgebiet zurückzuführen.
Ein Austausch von CO
2
mit der Atmosphäre findet mittels des Umsatzes von Kohlenstoff
durch Organismen statt. Die Festlegung von Kohlenstoff erfolgt durch die Photosynthese
von terrestrischen Pflanzen und marinen Algen. Hierbei wird der Kohlenstoff als CO
2
auf-
genommen und in Biomasse umgewandelt. Es folgt entweder ein Übergang in höhere
Stufen des Nahrungsnetzes oder ein Absterben der organischen Substanz. Die Freiset-
zung von Kohlenstoff findet durch Respiration (Atmung) unter Sauerstoffverbrauch, Aus-
scheidung, Brand oder bakterielle Zersetzung von organischem Material statt (VON
STORCH et al. 1999). Nach SCHULZE et al. (2000) bleibt ein Rest von ca. 1 Gt C pro
Jahr, welcher als Nettobiomproduktion in Form von schwer abbaubarem Humus und
Holzkohle über längere Zeiträume gespeichert wird (Abb. 3). Je nach Intensität der Koh-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
23
lenstoff bindenden bzw. freisetzenden Prozesse in der terrestrischen Biosphäre kann der
Austausch von Kohlenstoff zwischen Atmosphäre und Biosphäre für die Atmosphäre posi-
tiv, d. h. die Biosphäre stellt demzufolge eine Kohlenstoff-Quelle dar, oder negativ, in
diesem Fall ist die Biosphäre in Bezug auf die Atmosphäre eine Senke, sein (vgl. Kap.
2.4.1). Laut JANSSENS et al. (2003) ist der Kohlenstoff-Fluss zwischen Boden und Atmo-
sphäre einer der größten Einträge in die Atmosphäre. Er entlässt zwischen 50 und
75 Gt C pro Jahr in diese, was 20 bis 40 % des jährlichen CO
2
-Eintrags in die Atmosphäre
entspricht.
Circa 10 bis 30 % der gesamten anthropogenen CO
2
-Emissionen werden heutzutage
durch Landnutzungsänderungen verursacht. Nahezu 90 % der dadurch hervorgerufenen
Kohlenstoffverluste werden auf die Vernichtung von Wäldern zurückgeführt (IPCC
2001a). So berechnet HOUGHTON et al. (2000) einen aufgrund von Landnutzungsände-
rungen entstandenen Netto-Emissionsfluss von 1,7 ± 0,8 Pg C/Jahr für die 1980er Jahre,
welcher fast ausschließlich durch die Entwaldung tropischer Regionen zustande kam (vgl.
Kap. 2.4.1). Tabelle 1 zeigt die Mengen an Kohlenstoff, welche in unterschiedlicher Vege-
tation und den sich darunter befindenden Böden gespeichert werden. Schätzungen erge-
ben, dass durch eine Änderung der Landnutzung eine Reduktion der CO
2
-Konzentration
um etwa 40 bis 70 ppm erreicht werden kann. Dem entgegen steht jedoch ein Anstieg
der CO
2
-Konzentrationen durch Abholzung, der zwei bis vier Mal größer ist (IPCC 2001a).
Bei einer Landnutzungsänderung, die auf Aufforstung basiert, gilt es zu beachten, dass
neue Bäume aufgrund ihres starken Wachstums und ihrer damit hohen Nettoprimärpro-
duktion anfänglich verhältnismäßig viel Kohlenstoff assimilieren. Dieses Verhalten nimmt
jedoch in der Reifezeit ab, da dann die Bäume durch eine verringerte Nettoprimärproduk-
tion deutlich weniger Kohlenstoff speichern als natürliche Wälder, in denen es immer
wieder zum Wachstum neuer Pflanzen kommt (IPCC 2001a).
Auch der anthropogene Klimawandel selbst besitzt einen nicht unerheblichen Einfluss auf
die Kohlenstoffspeicherung der Biosphäre. So hat besonders die Temperatur Einfluss auf
das Wachstum der Vegetation. Bis zu einem bestimmten Grad führen höhere Temperatu-
ren zu einer Erhöhung der Nettoprimärproduktion. Dies macht sich vor allem in den ge-
mäßigten und kalten Regionen bemerkbar. Steigen die Temperaturen jedoch zu stark an,
können die Enzymsysteme und Zellen der Vegetation dadurch zerstört werden. Das Tem-
peraturoptimum für ein maximales Wachstum liegt bei den meisten Pflanzen der mittle-
ren Breiten bei 18 bis 25°C (WBGU 1998). In den Trockengebieten wird das Pflanzen-
wachstum stark durch die Wasserversorgung gesteuert, wodurch eine temperaturbeding-
te Erhöhung der Verdunstung eher zu einer verringerten CO
2
-Aufnahme führen wird
(KÖRNER 2000). Auf der anderen Seite verstärken wärmere Temperaturen die Rate na-
hezu aller biologischen und chemischen Prozesse in Pflanzen und Böden, so dass ver-
stärkte Atmung und somit Freisetzung von CO
2
eintreten. Aus diesem Grund ist es mög-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
24
lich, dass sich gegenwärtig als Senken wirkende terrestrische Ökosysteme in Quellen
umwandeln (WBGU 1998). Weitere durch den Klimawandel hervorgerufene Veränderun-
gen stellen verlängerte Wachstumsperioden durch einen früheren Frühlingsbeginn und
ein späteres Herbstende und somit eine zunehmende Kohlenstoffaufnahme dar. Seit den
1960er Jahren ist in Europa bereits eine Verlängerung der Wachstumsperiode um
11 Tage zu beobachten (MENZEL und FABIAN 1999).
Tabelle 1: Die terrestrische Kohlenstoffspeicherung in Vegetation und Boden, Datenquelle: WBGU
(1998).
Speicherung
in
Vegetation [Gt C]
Speicherung im
Boden [Gt C]
Speicherung
insgesamt [Gt C]
Boreale Wälder
88
471
559
Tropische
Wälder 212 216 428
Wälder der mittleren Breiten
59
100
159
Tropische Savannen und Gras-
land
66 264
330
Gras- und Buschland der mittle-
ren Breiten
9 295
304
Wüsten und Halbwüsten
8
191
199
Tundra 6
121
127
Cropland
3 128
131
Moore und Feuchtgebiete
15
225
240
Summe
466
2011
2477
Ein anthropogener Anstieg der CO
2
-Konzentrationen in der Atmosphäre kann zu Rück-
kopplungseffekten, wie dem so genannten CO
2
-,,Düngungseffekt", führen. Durch ein grö-
ßeres CO
2
-Angebot steigt bei vielen Pflanzen die Photosyntheserate (KÖRNER 1998).
Insgesamt steigt die CO
2
-Aufnahme aus der Atmosphäre durch ein erhöhtes CO
2
-
Angebot. Eine quantitative Abschätzung des Einflusses auf das Pflanzenwachstum ist je-
doch schwierig. Der Wissenschaftliche Beirat der Bundesregierung für globale Umwelt-
veränderungen (WBGU 1998) gibt beispielsweise an, dass die Nettoprimärproduktion in
natürlichen Vegetationen bei einer Verdoppelung der CO
2
-Konzentrationen um ca. 5 %
ansteigt. Dies gilt speziell für Wälder. Allerdings trifft dies nicht auf Pflanzen in Trocken-
gebieten zu (siehe oben). Zudem ist zu beachten, dass sich eine erhöhte Nettoprimär-
produktion durch erhöhte CO
2
-Konzentrationen nur bis zu einem bestimmten Punkt erzie-
len lassen. Ab einem Wert von 800 bis 1000 ppm steigt diese nur noch geringfügig bzw.
sinkt sogar (KÖRNER 2000). Ursächlich dafür ist, dass die Biomasse nur bis zu einer be-
stimmten Grenze in der Lage ist, ober- und unterirdisch zu wachsen und im Boden gehal-
ten zu werden. Beschränkungen werden durch das mechanisch mögliche Wachstum und
die zur Verfügung stehenden Ressourcen gesetzt. Außerdem wird angenommen, dass mit
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
25
einer ansteigenden Wachstumsrate aus Ausgleichsgründen auch die Zersetzungsrate zu-
nehmen wird (SCHOLES et al. 1999). Unsicherheit besteht zudem in der Frage, welche
Einwirkungen der Klimawandel auf die C-Aufnahmefähigkeit der Biosphäre besitzt. Durch
eine Erwärmung des Klimas besteht außerdem die Gefahr, dass ein großer Teil der Per-
mafrostböden, in denen sich nahezu 25 % des globalen im Boden gespeicherten Kohlen-
stoffs befinden, auftaut und Kohlenstoff in den aktiven Kreislauf entlässt (IPCC 2001a).
Wie bereits angesprochen, ist bis jetzt noch nicht vollständig geklärt, ob die Biosphäre
langfristig gesehen eine Netto-Senke bleiben wird oder sich in eine Netto-Quelle verwan-
deln wird (vgl. Kap. 2.4.1). So kommen COX et al. (2000) in ihrem oben beschriebenen
globalen Zirkulationsmodell zu dem Ergebnis, dass die terrestrische Biosphäre bis zum
Jahr 2050 als eine Senke für Kohlenstoff fungiert, um sich danach in eine Kohlenstoff-
quelle zu verwandeln.
2.2.3 Hydrosphäre
Die Ozeane sind sehr große Reservoire für alle Gase, die sich in Wasser lösen, wobei die
Löslichkeit vom Salzgehalt, Luftdruck, windabhängiger Durchmischung und besonders
von der Temperatur abhängig ist. Generell bindet kälteres Wasser mehr CO
2
als warmes.
Der Austausch von CO
2
zwischen Atmosphäre und Ozeanen findet per Gasaustausch über
die Deckschicht in einem Zeitfenster von mehreren hundert Jahren statt und ist vom
CO
2
-Partialdruck abhängig. Ist der CO
2
-Partialdruck in der Atmosphäre höher als im Oze-
an, wird CO
2
im Oberflächenwasser gelöst. Ist er niedriger, gast Kohlenstoff aus dem
Ozean in die Atmosphäre aus. Für die Aufnahmekapazität spielt auch die Löslichkeit des
Kohlenstoffs im Ozean eine Rolle, ebenso wie die Windgeschwindigkeit, welche den Gas-
austauschkoeffizienten beeinflusst (IPCC 2001a). Zudem werden ca. 0,8 Gt C pro Jahr
durch Flüsse in die Ozeane eingetragen, wovon die Hälfte organische, die andere Hälfte
anorganische Kohlenstoffverbindungen sind (IPCC 2001a).
Im Ozean gelöster anorganischer Kohlenstoff wird auch Dissolved inorganic Carbon (DIC)
genannt. Dieser ist zum überwiegenden Teil (ca. 91 %) als Hydrogenkarbonat (HCO
3
-
) zu
finden, zu 8 % als Karbonat (CO
3
2-
) und zu 1 % als physikalisch gelöstes CO
2
(IPCC
2001a). Reagiert aus der Atmosphäre aufgenommenes CO
2
mit Wasser und Karbonat, so
entsteht Hydrogenkarbonat:
CO
2
+ CO
3
2-
+ H
2
O = 2 HCO
3
-
.
(2.1)
Es wird deutlich, dass die sich im Wasser befindende Konzentration an Karbonat einen
limitierenden Faktor dieser Reaktion und somit der CO
2
-Aufnahmekapazität der Ozeane
darstellt. Je mehr CO
2
in der Atmosphäre vorhanden ist, desto mehr wird von den Ozea-
nen aufgenommen, desto mehr Karbonat wird verbraucht. Dieser Prozess resultiert in
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
26
einer Versauerung der Ozeane mit nicht vorhersagbaren Folgen (TURLEY et al. 2005). Ein
zunehmender Anteil an aus der Atmosphäre aufgenommenem CO
2
verbleibt in seiner
ursprünglichen Form im Ozean. Die Aufnahmefähigkeit des Ozeans für atmosphärisches
CO
2
nimmt mit der Zeit ab, da eine Sättigung an CO
2
eintritt. Steigert sich die CO
2
-
Konzentration der Atmosphäre um 100 ppmv (d. h. von 370 auf 470 ppmv), verringert
sich die CO
2
-Aufnahme durch den Ozean um 40 % gegenüber der ersten 100 ppmv-
Steigerung von 280 auf 380 ppmv seit Beginn der Industrialisierung (IPCC 2001a). Nach
Annahmen des IPCC (2001a) wird sich die Kohlenstoff-Senke des Ozeans auch langfristig
gesehen abschwächen, so dass ein größerer Teil der anthropogenen CO
2
-Emissionen in
der Atmosphäre verbleiben werden (vgl. Kap. 2.4.1).
Phytoplankton nimmt Kohlenstoff in Form von CO
2
und Hydrogenkarbonat für Photosyn-
theseaktivitäten auf und bindet diesen. Dadurch wird der CO
2
-Partialdruck in den oberen
Wasserschichten verringert. Die Bruttoprimärproduktion durch das ozeanische Phy-
toplankton wird auf 103 Gt C/Jahr geschätzt, die Veratmung (autotrophe Respiration) auf
58 Gt C/Jahr und die Nettoprimärproduktion auf 45 Gt C/Jahr. Das Phytoplankton wird
vom Zooplankton aufgenommen. Im Zuge der heterotrophen Respiration werden ca.
34 Gt C/Jahr wieder frei gesetzt. Der Rest wird zu Abfall (Detritus) (IPCC 2001a).
Bei Betrachtung der CO
2
-Konzentrationsverteilung im Ozean fällt auf, dass die Konzentra-
tion an gelöstem anorganischem Kohlenstoff unterhalb der ozeanischen Deckschicht
deutlich zunimmt. Dies liegt unter anderem daran, dass CO
2
-reiche Wassermassen in die
Tiefe verfrachtet werden, was als ,,physikalische Pumpe" bezeichnet wird (HEIMANN et al.
1999). Die Wirkung der physikalischen Pumpe ist u. a. abhängig von der thermohalinen
Zirkulation. CO
2
löst sich besser in kaltem, salzreichem Wasser als in warmem, salzar-
mem Wasser. Ein Temperaturanstieg von 1°C lässt den CO
2
-Partialdruck in der Deck-
schicht des Ozeans um 4,2 % ansteigen. Dies entspricht einem mittleren Nettofluss von
ca. 4 Gt C vom Ozean hin zur Atmosphäre (HEIMANN et al. 1999). Aus diesem Grund
wird der Transport von CO
2
in die tiefen Schichten des Ozeans vor allem durch die Bil-
dung von kaltem Wasser mit hohem Salzgehalt und hoher Dichte im Nordatlantik und im
Antarktischen Zirkumpolarstrom bestimmt. Diese kalten Ozeanregionen sind über Mee-
resströmungen mit warmen Regionen wie z. B. den Tropen verbunden, wo das CO
2
wie-
der ausgast und so weiträumig verteilt wird (IPCC 2001a). Da sich die Wassermassen der
ozeanischen Tiefenströmungen nur sehr langsam bewegen und ihr Aufsteigen häufig
durch wärmere, leichtere Deckschichten verhindert wird, wird das CO
2
über sehr lange
Zeiträume dem Austausch mit der Atmosphäre entzogen (HEIMANN et al. 1999).
Neben der "physikalischen Pumpe" existiert ein Prozess, welcher als "biologische Pumpe"
bezeichnet wird. In diesem Fall sinkt organische Substanz, in der Kohlenstoff gebunden
ist, in tiefere Schichten ab und erhöht dadurch die Konzentration an gelöstem anorgani-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
27
schem Kohlenstoff unterhalb der ozeanischen Deckschicht. Dort wird es mineralisiert.
Dieser abwärts gerichtete Fluss umfasst etwa 25 % des im Oberflächenwasser durch
Photosynthese gebundenen Kohlenstoffs, was ca. 11 Gt C/Jahr entspricht. Ein sehr gerin-
ger Teil sinkt in das Sediment ab, während der restliche organische Kohlenstoff im tiefen
Ozean durch Zersetzung in gelösten anorganischen Kohlenstoff zurückverwandelt wird
und mit aufsteigenden Wassermassen wieder an die Oberfläche gelangt. Ohne das ozea-
nische Phytoplankton läge die CO
2
-Konzentration der Atmosphäre etwa 150 bis 200 ppm
über den heute gemessenen Werten (IPCC 2001a).
Eine weitere Reduktion des Kohlenstoffgehalts im Oberflächenwasser findet durch das
Absinken von Phytoplankton und Zooplankton statt, welche Kohlenstoff in Form von Kar-
bonat in ihre Schalen einbinden. In der Tiefe werden diese meist durch Mikroorganismen
abgebaut oder chemisch gelöst und die darin enthaltenen Stoffe, wie z. B. Kohlenstoff,
Silicium oder Stickstoff in anorganische Form überführt. Nur ein Bruchteil gelangt auf den
Meeresboden und wird dort im Sediment über längere Zeiträume gespeichert (VON
STORCH et al. 1999). Atmosphäre und Biosphäre besitzen im Vergleich nur etwa
1 bis 2 % der CO
2
-Speicherkapazität der Ozeane (HOBBS 2000). Zurzeit werden über
90 Gt C/Jahr zwischen Ozean und Atmosphäre ausgetauscht (HEIMANN et al. 1999). Ei-
nige Abschätzungen geben an, dass mehr als 85 % der anthropogenen CO
2
-Emissionen
in den tiefen und mittleren Schichten der Ozeane gespeichert werden könnten, wenn ge-
nügend Zeit (ca. 500 Jahre) dafür zur Verfügung stünde (VON STORCH et al. 1999). Zum
Vergleich: Heute beträgt der Anteil der Ozeane an der Speicherung anthropogener CO
2
-
Emissionen aus der Atmosphäre weniger als 48 % (TURLEY et al. 2005), da durch die
relativ schnell wirkende menschliche Störung (innerhalb von ca. 30 Jahren) nur die obe-
ren bis ca. 500 m tief reichenden Wasserschichten wesentlich am Austausch mit der At-
mosphäre beteiligt sind (VON STORCH et al. 1999).
Daneben hat der Klimawandel Einfluss auf die CO
2
-Aufnahmefähigkeit des Ozeans. Die
Bildung von kalten Wassermassen, welche in tiefere Schichten absinken und damit auch
Kohlenstoff in größere Tiefen transportieren würden, wird vermindert. Eine zunehmende
Sättigung des Oberflächenwassers mit Kohlenstoff setzen ein, ebenso wie eine verstärkte
Schichtung der Wassersäule, welche einen Austausch der Wassermassen erschwert. Aus
diesem Grund sinkt auch die Rate an anthropogenem Kohlenstoff in der Atmosphäre,
welcher durch den Ozean aufgenommen werden kann (IPCC 2001a).
2.2.4 Lithosphäre
Es dauerte Milliarden von Jahren bis die vormals bei der Erdentstehung ausgegasten und
sich nun in der Atmosphäre befindlichen Gase CO
2
, CO und CH
4
wieder in die Erdkruste
eingebunden wurden. Heute bestehen ca. 6 x 10
10
Mio. t der Erdkruste, d. h. 0,1 % der
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
28
Gesamtmasse der Erde aus Kohlenstoff (FEIGE und JENSEN 1995). Dieser ist meist in
Form von Kalkstein (CaCO
3
) oder Dolomit [CaMg(CO
3
)
2
] in fester Form abgelagert. Lang-
fristig gesehen führt man Schwankungen des CO
2
-Gehaltes in der Atmosphäre neben
dem zusätzlichen anthropogenen Eintrag auf die sich ändernde Entgasungsrate von CO
2
aus der Lithosphäre zurück, welche durch die Durchschnittstemperatur, die Größe der
Landfläche und die jeweilige Stärke des Vulkanismus beeinflusst wird (BERNER 2003).
Insgesamt enthalten Karbonatgesteine, wie Kalkstein, etwa 100.000 Mal mehr Kohlen-
stoff als die Atmosphäre (HOBBS 2000). Die Verweilzeit von Calciumkarbonat, Calcium-
magnesiumkarbonat und organischen Sedimenten liegt bei ca. 342 x 10
6
Jahren (FEIGE
und JENSEN 1995). Durch Vulkanausbrüche und aus Mineralquellen gelangt jedoch im-
mer wieder Kohlendioxid aus dem Erdinnern in die Atmosphäre. Wichtige Reaktionen des
Kohlenstoffs sind die fünf im Folgenden nach FEIGE und JENSEN (1995) dargestellten:
Verwitterung von Karbonat-Gestein:
CO
2
+ H
2
O + CaCO
3
-> Ca
2+
+ 2 HCO
3
-
(2.2)
Verwitterung von Silikat-Gestein:
2 CO
2
+ H
2
O + CaSiO
3
-> Ca
2+
+ 2 HCO
3
-
+ SiO
2
(2.3)
Karbonatausfällung im Meer
2 HCO
3
-
+ Ca
2+
-> CaCO
3
+ CO
2
+ H
2
O (2.4)
Aus (2) und (3) ergibt sich:
CO
2
+ CaSiO
3
-> CaCO
3
+ SiO
2
(2.5)
Metamorphe oder Vulkanismus bedingte Zersetzung von Karbonaten:
CaCO
3
+ SiO
2
-> SiO
2
-> CaSiO
3
+CO
2
(2.6)
Bei den Reaktionen (2.2) und (2.3) wird Kohlendioxid im Regenwasser gelöst und bildet
Kohlensäure. Gelangt diese in den Boden, so löst sie dort zusammen mit anderen Säuren
Karbonat- und Silikat-Minerale auf. Die entstandenen gelösten Calcium- und Bikarbonat-
Ionen und die entstandene Kieselsäure werden mit den Flüssen und dem Grundwasser zu
den Meeren transportiert. MILLIMAN (1993) schätzt die globale Produktion an CaCO
3
auf
0,7 Gt C/Jahr. Im Meer werden Bikarbonat- und Calcium-Ionen durch marine Lebewesen,
hauptsächlich die einzelligen Foraminiferen, zu Kalk und CO
2
umgesetzt (2.4). Das gebil-
dete CaCO
3
wird in die Schalen von Tieren eingebaut, welche auf den Meeresgrund fallen
und dort u. a. zu Kalkstein gepresst und Teil der Erdkruste werden (HOBBS 2000). Durch
die Hebung kontinentaler Schelf-Regionen, die Subduktion von marinem Sediment in die
untere Kruste bzw. den oberen Mantel sowie Vulkanausbrüche werden die Produkte wie-
der zu kontinentalem Sediment rückgeführt und schließen somit den geochemischen
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
29
Kreislauf. Bei der Silikatverwitterung (2.3, 2.5) wird im Gegensatz zur Karbonatverwitte-
rung mehr CO
2
verbraucht als gebildet (FEIGE und JENSEN 1995).
2.3
Das Klimasystem unter anthropogenem Einfluss
Das Leben auf der Erde wird erst durch den natürlichen Treibhauseffekt möglich. Durch
den Anstieg der Treibhausgaskonzentrationen in den letzten 100 Jahren wird dieser na-
türliche Effekt jedoch um die Komponente des anthropogenen Treibhauseffekts erweitert,
welcher zu einer Erhöhung der mittleren globalen Oberflächentemperatur führt. Dieser
Temperaturanstieg stört das Gleichgewicht des vorangehend beschriebenen, komplexen
Klimasystems und zieht weit reichende Folgen für Mensch und Umwelt nach sich.
2.3.1 Der anthropogene Treibhauseffekt
Ohne den natürlichen Treibhauseffekt wäre das Leben auf der Erde, welches auf dem
Vorhandensein von flüssigem Wasser basiert, nicht möglich. Er führt dazu, dass statt
einer mittleren globalen Oberflächentemperatur von -18 °C eine Temperatur von +15 °C
herrscht (GASSMANN 1994). Die Treibhausgase lassen die einfallende kurzwellige Solar-
strahlung ungehindert passieren, während sie die langwellige terrestrische Strahlung ab
ca. 3 µm Wellenlänge teilweise absorbieren. Diese wird wieder emittiert, teils in Richtung
Weltraum, teils in Richtung Erdoberfläche, welche sich dadurch zusätzlich erwärmt, wie-
derum langwellige Strahlung emittiert usw. Eine Erwärmung der Atmosphäre ist die Fol-
ge. CO
2
absorbiert Strahlung knapp oberhalb 4 µm und besonders um 15 µm (LILLESAND
et al. 2003). In diesem Zusammenhang ist der Begriff Klimasensitivität zu nennen, wel-
cher die Veränderung der mittleren globalen Oberflächentemperatur beschreibt, die durch
eine Verdopplung der atmosphärischen CO
2
-Konzentration hervorgerufen wird. Eine ex-
akte Voraussage dieser ist aufgrund großer Unsicherheiten in diesem Zusammenhang
nicht möglich. Das IPCC (IPCC 2001a) geht momentan von einer Erwärmung von 1,7 bis
4,2 °C bei Verdopplung der vorindustriellen CO
2
-Konzentrationen aus.
Es liegt nahe, von diesen nicht-anthropogenen Änderungen der CO
2
-Konzentration und
den damit verbundenen Temperaturschwankungen auf die gegenwärtige Situation zu
schließen. Jedoch besteht die ,,Schwierigkeit, von der heutigen anthropogenen Erhöhung
der CO
2
-Konzentration auf die gegenwärtig gemessenen Temperaturveränderungen zu
schließen, darin, dass dieser Effekt seit einigen Jahrzehnten von zahlreichen anderen
Faktoren überlagert wird" (FRITSCH 1991).
Seit Beginn der industriellen Revolution greift der Mensch aktiv in den natürlichen Treib-
hauseffekt ein. Zum einen, indem er die Konzentration der natürlichen Treibhausgase,
insbesondere durch die Verbrennung von Kohle, Öl, Gas, sowie durch Landnutzungsände-
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
30
rungen erhöht, zum anderen durch die Produktion neuer Treibhausgase wie z. B. FCKW.
Den ersten klaren Anhaltspunkt auf einen Anstieg der atmosphärischen CO
2
-
Konzentration gaben Daten, die 1957 in der Antarktis und 1958 auf dem Mauna Loa ge-
messen wurden (TRABALKA und REICHLE 1986, KEELING 1960).
Tabelle 2: Langlebige anthropogene Treibhausgase, nach IPCC (2001a).
CO
2
CH
4
N
2
O FCKW-11
Vorindustrielle Konzentration
280 ppm
700 ppm
275 ppm
0 ppm
Konzentration 1998
365 ppmv
1745 ppbv
314 ppbv
0,268 ppbv
Anthropogene Emission
1)
29 Gt/a
400 Mt/a
10 Mt/a
827000 t/a
2)
Konzentrationszunahme
3)
0,4
%/a
0,6%/a
0,25%/a
0%/a
Mittlere Verweilzeit (in Jahren)
5-200
12
114
45
Relatives Treibhauspotential
4)
1
23
296 4600
Beitrag zum anthropogenen
Treibhauseffekt
5)
64,2% 19,3% 4,0% 2,5%
1) 1991
2) alle FCKW´s
3) für den Zeitraum 1984-1993 pro Jahr
4) relatives molekulares Treibhauspotential (CO
2
= 1) über 100 Jahre
5) andere (vor allem O
3
): 10 %
Die jeweiligen Treibhausgase besitzen einen unterschiedlich hohen Anteil am Treibhaus-
effekt. Dieser ist abhängig von der Emissionsmenge, dem relativen Treibhauspotential
und der atmosphärischen Verweilzeit. Diese Wechselbeziehungen werden in Tabelle 2
verdeutlicht. Dabei ist das Treibhauspotential bzw. die Treibhauswirksamkeit (Global
Warming Potential, GWP) eine Möglichkeit, anhand von Strahlungseigenschaften die
möglichen zukünftigen Einflüsse der Emissionen unterschiedlicher Gase auf das Klimasys-
tem im relativen Sinne vorherzusagen. Das GWP ist ein Maß, welches die relativen Strah-
lungseffekte einer Substanz mit denen einer anderen vergleicht. Dieser Vergleich erfolgt
jeweils integriert über einen bestimmten Zeitraum.
,,
The GWP has been defined as the
ratio of the time-integrated radiative forcing from the instantaneous release of 1 kg of a
trace substance relative to that of 1 kg of a reference gas
"
(IPCC 1990). In der Regel
wird CO
2
als Referenzgas angenommen, d. h. das relative Treibhauspotential von CO
2
beträgt in diesem Fall eins. Um die Treibhauswirksamkeit unterschiedlicher Gase ver-
gleichbar zu machen, werden diese mit ihren relativen Treibhauspotentialen multipliziert.
Es ergeben sich CO
2
-Äquivalente, d. h. diejenige Menge an CO
2
, die nötig wäre, dieselbe
Treibhauswirksamkeit hervorzurufen wie die Menge des betrachteten Gases. Von allen
anthropogenen Treibhausgasen ist CO
2
dasjenige mit dem geringsten Treibhauspotential.
Die Dominanz des CO
2
in Bezug auf den Treibhauseffekt liegt in seinen hohen Emissions-
raten und seiner relativ langen Verweilzeit in der Atmosphäre begründet.
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
31
Der Einfluss des Menschen auf beobachtete Klimaveränderungen, insbesondere die Ände-
rung der mittleren, globalen Luft- und Meeresoberflächentemperatur, wurde erstmalig
1995 vom Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) formuliert: ,,The balance
of evidence suggests that there is a discernible human influence on global climate."
(IPCC 1995), sowie einige Jahre später ,,There is new and stronger evidence that most of
the warming observed over the last 50 years is attributable to human activities" (IPCC
2001a).
2.3.2 Auswirkungen des anthropogenen Einflusses auf das Kli-
masystem
Die durch einen Anstieg der Treibhausgaskonzentrationen in der Atmosphäre verursachte
Erhöhung der mittleren, globalen Oberflächentemperatur führt zu Resultaten, die auf-
grund der Komplexität der Vorgänge oft nicht vorhersagbar sind (HOUGHTON 1997). Ein
Temperaturanstieg zieht eine thermische Ausdehnung des Meerwassers und ein Ab-
schmelzen von Gletschern und Eisschilden nach sich. Bis zum Jahr 2100 rechnet das
IPCC (2001a) mit einem mittleren Meeresspiegelanstieg um 9 bis 88 cm. Da die Hälfte
der Erdbevölkerung in Küstennähe wohnt, sind unabsehbare Schäden die Folge. Schon
heute sind beispielsweise flache Inseln und die arktischen Küsten von Überschwemmun-
gen und Erosion bedroht. Im Extremfall wird aufgrund des verstärkten Süßwasserein-
trags eine Verminderung der ozeanischen Tiefenzirkulation und Meeresströmungen be-
fürchtet, was als negative Rückkopplung eine Abkühlung bestimmter Erdregionen nach
sich ziehen würde. Für Mittel- und Nordeuropa z. B. könnte das Ausbleiben des Golf-
stroms diesen Effekt zur Folge haben (RAHMSDORF 1995). Auch sind Auswirkungen auf
Trinkwasserressourcen zu befürchten, da ein Temperaturanstieg in bestimmten Regionen
zu vermehrten, in anderen Gebieten hingegen zu verminderten Niederschlägen führt
(DMG 2001). Zudem nimmt durch eine Erhöhung der mittleren globalen Oberflächentem-
peraturen die Häufigkeit und Intensität von extremen Wetterereignissen, wie Überflutun-
gen, tropischen Zyklonen, Stürmen, extrem hohen oder niedrigen Temperaturen usw. zu.
Diese haben erhebliche Auswirkungen auf die Volkswirtschaft. So gibt die Münchener
Rückversicherung an, dass über 90 % der gemeldeten Schäden des Jahres 2004 wetter-
bedingt waren und lediglich knapp 10 % durch Erdbeben verursacht (MÜNCHENER RÜCK
2004). In direkter Folge dazu stehen Auswirkungen auf Landwirtschaft und Nahrungsmit-
telversorgung, welche den Unterschied zwischen entwickelten und unterentwickelten
Ländern noch deutlicher zutage treten lassen (DARWIN 2004). Auswirkungen auf die
menschliche Gesundheit gehen damit einher. Die Biosphäre insgesamt reagiert sehr emp-
findlich auf Klimaschwankungen. Natürliche Ökosysteme werden durch klimatische Belas-
tungen und Umweltverschmutzungen anfälliger für Schäden. Die Artenvielfalt ist bedroht,
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
32
da Pflanzen und Tiere, die sich nicht an das wandelnde Klima anpassen können, abwan-
dern oder aussterben müssen (HOUGHTON 1997).
2.4
Stabilisierung der CO
2
-Konzentration
Nachdem in Kapitel 2.2 hauptsächlich die natürlichen Kohlenstoffflüsse erläutert wurden,
sollen in diesem gezielt die anthropogenen Flüsse herausgearbeitet werden. Nur wenn
diese bekannt sind, können an diesen Stoffflüssen ansetzende Maßnahmen ab- und ein-
geleitet werden, um eine Stabilisierung der CO
2
-Konzentration zu erzielen und damit die
Folgen des Klimawandels abzumildern. Im zweiten Teil des Abschnitts werden Szenarien
vorgestellt, welche sich mit eben dieser Thematik auseinandersetzen und verschiedene
Emissionspfade, auch solche, die zu einer Stabilisierung der CO
2
-Konzentrationen führen,
aufzeigen.
2.4.1 Anthropogene Kohlenstoff-Flüsse
Der Einfluss des Menschen ist in allen Reservoirs, aber auch allen Stoffflüssen erkennbar.
Dabei zieht jeweils eine Änderung in einer Komponente eine bestimmte Reaktion in einer
anderen nach sich. Diese Änderungen sind schwer bzw. gar nicht vorherzusehen, da sie
in der Regel einen nicht-linearen Charakter besitzen, komplexe Feedback-Mechanismen
auslösen und/oder erst bei Erreichen eines bestimmten Grenzwertes eintreten.
Pro Jahr werden aufgrund der weltweiten Zunahme der Verbrennung fossiler Energieträ-
ger und der Abholzung von Wäldern ca. 7 Gt C freigesetzt. Etwa 3,3 Gt C davon können
danach in der Erdatmosphäre verzeichnet werden (Tab. 3). Der Verbleib der restlichen
3,7 Gt C ist noch nicht gänzlich geklärt. Zum einen nehmen die Ozeane als Senke ca.
1,7 Gt C/Jahr auf, zum anderen die Landoberflächen etwa 1,4 Gt C/Jahr. Dabei zeigten
die Ozeane im Vergleich der 1980er und 1990er eine relative Konstanz ihrer Aufnahme-
rate, während die der Landoberflächen in den 1980er Jahren gegen null ging und in den
1990er Jahren stark anstieg (Tab. 3). Ursächlich dafür sind wahrscheinlich eine sinkende
Entwaldungsrate und eine diese Gegebenheiten begünstigende Klimavariabilität (IPCC
2001a). In dieser Rechnung ist jedoch der Verbleib einer bestimmten Menge an CO
2
nicht
in voller Gänze geklärt. Es wird von der ,,Missing Sink" gesprochen. Diese rührt zum ei-
nen von den Unsicherheiten her, die sowohl über die Größe des atmosphärischen CO
2
-
Budgets, als auch über die Größenordnung der Landnutzungsänderungen besteht (IPCC
2001a). Zum anderen wird heute davon ausgegangen, dass das ,,überschüssige" CO
2
von
den Landflächen der Nordhemisphäre aufgenommen wird. Dabei ist jedoch unklar, ob es
sich um einen Effekt handelt, der längerfristig den Anstieg der atmosphärischen CO
2
-
Konzentrationen verhindern kann oder ob es sich nur um eine kurzfristige Pufferwirkung
des Systems Erdatmosphäre-Ozean-Biosphäre handelt, die diesen Anstieg nur verzögert.
Der anthropogene Einfluss auf das Klimasystem
33
Ein Ansatz zur Erklärung der ,,Puffertheorie" ist, dass die Vegetation durch die Zunahme
an CO
2
und Stickstoffverbindungen eine Art künstliche Düngung erfährt, was zu einem
begrenzten, verstärkten globalen Wachstum führen könnte (HAUSSECKER 1996).
Wälder
und möglicherweise auch Grünland treten als CO
2
-Senken auf, während Äcker und ge-
nutzte Feuchtgebiete CO
2
in ähnlicher Größenordnung wieder abgeben. Noch stellt die
Biosphäre insgesamt eine Senke dar, doch ist nicht klar, ob sie sich durch den Klimawan-
del oder eine geänderte Landnutzung irgendwann in eine Kohlenstoffquelle verwandeln
wird. Auch bei den Ozeanen wird ein Rückgang der Senkenfunktion befürchtet, da sich
aufgrund der Erwärmung die Löslichkeit von CO
2
im Meerwasser und somit deren Auf-
nahmerate reduziert. Die Erwärmung wird wahrscheinlich zusätzlich zu einer verstärkten
vertikalen Schichtung der Meere führen, was der Aufnahme von CO
2
durch diese eben-
falls abträglich ist (WBGU 2003a).
Tabelle 3: Vergleich globaler CO
2
-Budgets, nach IPCC (2001a).
1980er
Jahre
[Gt C/Jahr]
1990er Jahre
[Gt C/Jahr]
1989 bis 1998
[Gt C/Jahr]
Zunahme in Atmosphäre
3,3 ± 0,1
3,2 ± 0,1
3,3 ± 0,1
Emissionen (fossile Energieträger,
Zement)
5,4 ± 0,3
6,4 ± 0,4
6,3 ± 0,4
Fluss Ozean-Atmosphäre
-1,9 ± 0,6
-1,7 ± 0,5
-2,3 ± 0,5
Fluss Land-Atmosphäre:
-0,2 ± 0,7
-1,4 ± 0,7
-0,7 ± 0,6
a) Landnutzungsänderung
1,7 (0,6 to 2,5)
k. A.
1,6 ± 0,8
b) restliche terrestrische Senke
-1,9 (-3,8 to 0,3)
k. A.
-2,3 ± 1,3
Insgesamt wird also eine Abnahme der Aufnahmefähigkeit aller natürlichen Senken an-
genommen. Damit geht langfristig eine zunehmende Akkumulation der anthropogenen
Emissionen in der Atmosphäre einher, was den anthropogenen Treibhauseffekt stark ver-
größern wird. Die Folgen der ansteigenden Emissionskonzentrationen und damit globalen
Mitteltemperaturen sind bis jetzt noch nicht in vollem Ausmaß abschätzbar (vgl. Kap.
2.3.2).
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