4   Versauerung der Meere

 

4.1.1   CO₂-Eintrag

Die Weltmeere speichern rund 38.000 Gigatonnen Kohlenstoff (Gt C). Im Ozean ist damit gegenwärtig etwa 50-mal mehr CO2 gespeichert als in der Atmosphäre, und 20-mal mehr als in der terrestrischen Biosphäre und den Böden (Abb. 4.1-1). Der Ozean ist aber nicht nur ein bedeutender CO2-Speicher, sondern auch langfristig die wichtigste CO2-Senke. Angetrieben durch die Partialdruckdifferenz des CO2 zwischen der Atmosphäre und dem Meerwasser gelangt ein Teil des anthropogenen CO2 in die Oberflächenschicht des Meeres und mit den Meeresströmungen über Zeiträume von Jahrzehnten bis Jahrhunderten schließlich auch in den tiefen Ozean.
     Bereits seit einigen Jahrzehnten ist eine Zunahme der CO2-Konzentration in den oberen Meeresschichten nachweisbar (Sabine et al., 2004), die auf den gestiegenen CO2-Anteil in der Atmosphäre zurückzuführen ist. Gegenwärtig nimmt der Ozean jährlich 2 Gt C auf, das entspricht etwa 30 % der anthropogenen CO2-Emissionen (IPCC, 2001a). Insgesamt haben die Ozeane zwischen 1800 und 1995 etwa 118 ± 19 Gt C absorbiert. Das entspricht etwa 48 % der kumulierten CO2-Emissionen aus fossilen Energieträgern (einschließlich der Zementherstellung) bzw. 27–34 % der gesamten anthropogenen CO2-Emissionen (einschließlich derjenigen aus Land-nutzungsänderungen; Sabine et al., 2004). Das anthropogene CO2-Signal im Meer ist im Mittel bis zu einer Wassertiefe von etwa 1.000 m nachweisbar. Durch den langsamen Austausch der Meeresschichten hat es die Tiefsee in weiten Teilen des Ozeans allerdings noch nicht erreicht. Im Nordatlantik reicht das anthropogene CO2-Signal durch die dort stattfindende Tiefenwasserbildung schon bis 3.000 m hinab.
     In der Atmosphäre verhält sich CO2 im Wesentlichen chemisch neutral,
d. h. es reagiert nicht mit anderen Gasen, trägt aber durch seine starke Wechselwirkung mit Infrarotstrahlung zum Klimawandel bei. Im Ozean dagegen ist CO2 chemisch aktiv. Gelöstes CO2 trägt zu einer Absenkung des pH-Werts bei, d. h. zu einer Versauerung des Meerwassers. Dieser Effekt ist bereits messbar: Seit Beginn der Industrialisierung ist der pH-Wert des Oberflächenwassers der Meere im Mittel um etwa 0,11 Einheiten gesunken. Dies entspricht einer Zunahme der Konzentration von Wasserstoffionen (H⁺-Ionen) um etwa 30 %. Ausgehend von einem leicht alkalischen vorindustriellen pH-Wert von 8,18 (Raven et al., 2005) hat also der Säuregehalt des Ozeans an seiner Oberfläche zugenommen. Auf Basis der verschiedenen IPCC-Emissionsszenarien ist bei einer atmosphärischen CO2-Konzentration von 650 ppm bis zum Jahr 2100 eine Verringerung des mittleren pH-Werts um insgesamt 0,30 Einheiten gegenüber dem vorindustriellen Wert zu erwarten. Bei einer atmosphärischen Konzentration von 970 ppm würde sich der pH-Wert um 0,46 Einheiten reduzieren. Gelingt es dagegen, das CO2 in der Atmosphäre auf 450 ppm zu begrenzen, dann beträgt die pH-Reduktion nur 0,17 Einheiten (Caldeira und Wickett, 2005).

Abbildung 4.1-1
Schema des globalen Kohlenstoffkreislaufs. Werte für die Kohlenstoffvorräte sind in Gt C angegeben (fettgedruckte Zahlen). Werte für die mittleren Kohlenstoffflüsse sind in Gt C pro Jahr angegeben (normal gedruckte Zahlen). Zeitangaben in Klammern. Der Fluss in die Böden beträgt etwa 1,5 Gt C pro Jahr. DOC = gelöster organischer Kohlenstoff, DIC = gelöster anorganischer Kohlenstoff. Quellen: verändert nach Schlesinger, 1997 und WBGU, 2003b. Zahlen ergänzt und aktualisiert für Ozean und fossile Energieträger: Sabine et al., 2003; marine Sedimente: Raven et al., 2005; Atmosphäre: NOAA-ESRL, 2006

Abbildung 4.1-3
Projektion unterschiedlicher CO2-Konzentrationen (a) und ihrer Wirkung auf den Karbonathaushalt des Südlichen Ozeans (b). Aufgetragen sind die Verläufe unterschiedlicher IPCC-Szenarien.
Quelle: Orr et al., 2005

4.1.3   Sonderrolle des CO₂

Bei der Versauerung der Meere handelt es sich um einen Effekt, der ausschließlich auf den CO2-Anstieg in der Atmosphäre zurückzuführen ist. Dadurch unterscheidet er sich vom Klimawandel, der durch die Strahlungswirkung des atmosphärischen CO2-Anstiegs, aber eben auch des Anstiegs von Methan, Lachgas und einigen weiteren klimawirksamen Gasen hervorgerufen wird. In Bezug auf den Klimawandel wird daher häufig mit CO2-Äquivalenten gerechnet, d. h. die Strahlungswirkung der verschiedenen Gase wird auf die entsprechende Strahlungswirkung von CO2 umgerechnet. Für den Klimaschutz wird argumentiert, dass es keinen Unterschied macht, ob die Strahlungswirkung allein von CO2 verursacht wird oder von anderen emittierten Treibhausgasen. Dies trifft für den Effekt der Versauerung der Meere aber nicht zu. Für den Meeresschutz ist daher die Minderung der CO2-Emissionen doppelt relevant: Zum einen um die globale Erwärmung, zum anderen um die Versauerung zu begrenzen.
     Die Versauerung ist vor allem eine Konsequenz des schnellen Anstiegs der CO2-Menge im Ozean. Bei einem langsamen Eintrag von CO2, wie er in der Erdgeschichte wiederholt stattgefunden hat (etwa zum Ende der letzten Eiszeiten, als die CO2-Konzentration über einen Zeitraum von 6.000 Jahren um 80 ppm stieg) oder in den Klimaepochen mit hohem CO2-Gehalt (etwa vor 100–200 Mio. Jahren) mischt sich das CO2 bis in die Tiefsee, wo eine langsame Auflösung von kalkhaltigen Sedimenten der Versauerung entgegenwirkt. Der pH-Wert des Meeres bleibt in diesem Fall annähernd konstant (Raven et al., 2005).

4.2   Zukünftige Entwicklung der Kohlenstoffsenke Meer

Wie in Kapitel 4.1 bereits angesprochen, ist das Meer die bedeutendste Nettosenke für CO2. Ohne die Aufnahme von anthropogenem CO2 durch den Ozean läge der CO2-Anteil in der Atmosphäre um mehr als 55 ppm über dem derzeitigen Niveau (Sabine et al., 2004). Die zukünftige Entwicklung der CO2-Senke Meer wird deshalb weitgehend bestimmen, wie stark sich die anthropogenen CO2-Emissionen in einer Erhöhung der atmosphärischen Konzentration von Kohlendioxid niederschlagen. Langfristig, d. h. im Zeitraum mehrerer Jahrhunderte (in dem sich die Weltmeere einmal durchmischen) kann der Ozean ja nach Gesamtmenge des emittierten Kohlenstoffs etwa 65–80 % der anthropogenen CO2-Emissionen aufnehmen. Auf noch längeren Zeitskalen erhöht sich dieser Anteil durch die Auflösung von Kalksedimenten auf 85–92 % (Caldeira et al., 2005). In den nächsten Jahrzehnten und Jahrhunderten kann allerdings nur ein Teil dieses großen Senkenpotentials zum Tragen kommen: der begrenzende Faktor ist der Transport des an der Oberfläche aufgenommen Kohlenstoffs in die tieferen Meeresschichten. Tatsächlich haben die Weltmeere bisher erst 30 % des anthropogenen Kohlenstoffs aufgenommen, den sie langfristig bei gegenwärtiger atmosphärischer Konzentration absorbieren können (Sabine et al., 2004).
     Die große Bedeutung des Meeres als Senke gilt im Übrigen nicht für die anderen im Kioto-Protokoll geregelten Treibhausgase: Die stärkste Senke für Methan und auch für HFC ist z. B. die chemische Reaktion mit dem Hydroxylradikal OH in der unteren Atmosphäre, während N₂O überwiegend in der Stratosphäre durch die UV-Strahlung der Sonne zerstört wird. Die Industriegase PFC und SF6 zersetzen sich erst oberhalb der Stratosphäre. Das Meer ist allerdings eine bedeutende Quelle für N₂O, deren zukünftige Entwicklung unter Einwirkung des Klimawandels unklar ist.
     Vor der Industrialisierung war der Ozean annähernd im Gleichgewicht und keine CO2-Senke. An seiner Oberfläche gab er jährlich etwa 0,6 Gt C an die Atmosphäre ab, während gleichzeitig dieselbe Menge Kohlenstoff aus der terrestrischen Biosphäre (und damit letztendlich aus der Atmosphäre) in Form von organischem Material über die Flüsse eingetragen wurde (Watson und Orr, 2003). Der atmosphärische CO2-Anteil änderte sich dadurch nicht und blieb über Jahrtausende konstant bei etwa 280 ppm. Der Grund für die heutige Senkenfunktion des Meeres ist die anthropogene Störung des Kohlenstoffkreislaufs: Steigt die CO2-Konzentration in der Atmosphäre, gibt diese so lange CO2 an den Ozean ab, bis die Partialdrücke in Oberflächen-wasser und Atmosphäre wieder ausgeglichen sind. Seit Beginn der Industria-lisierung ist die atmosphärische CO2-Konzentration annähernd exponentiell gestiegen. Bisher ist dadurch auch die jährliche CO2-Aufnahme durch den Ozean immer weiter angestiegen, und zwar nahezu proportional zur atmosphärischen CO2-Konzentration, wie Modellergebnisse nahelegen (Gloor et al., 2003). Dies kann jedoch aus verschiedenen Gründen nicht auf die Zukunft übertragen werden, wie unten näher erläutert wird.
     Stellt man die vom Ozean aufgenommene CO2-Menge den anthropogenen Emissionen gegenüber, so scheint die Effizienz der Ozeansenke schon heute zu sinken: Sabine et al. (2004) zeigen anhand der Auswertung von Beobachtungsdaten, dass im Zeitraum 1800–1994 vom Ozean 28–34 % der anthropogenen Emissionen aufgenommen wurden, während es im Zeitraum 1980–1999 nur 26 % waren. Aufgrund der großen Unsicherheiten bei der Bestimmung der globalen Kohlenstoffbilanz ist diese Abnahme zwar nicht statistisch signifikant, aber allein aufgrund bekannter geochemischer Prozesse zu erwarten.
     Je mehr CO2 bereits in den Ozean eingetragen wurde, desto geringer ist die Karbonatkonzentration in der Oberflächenschicht (Kap. 4.1.2). Dies verringert die Aufnahmekapazität für weiteres CO2. Modellergebnisse zeigen, dass die relative CO2-Speicherung durch den Ozean (d. h. der Anteil der anthropogenen Emissionen, der im Verlauf weniger Jahrzehnte durch den Ozean aufgenommen wird) durch diesen Effekt um einige Prozent sinkt, wenn eine atmosphärische CO2-Konzentration von 450 ppm erreicht wird. Bei 750 ppm CO2 in der Atmosphäre verringert sich die relative CO2-Aufnahme bereits um 10 % (Le Quéré, persönliche Mitteilung). Dieser geochemische Effekt ist in Modellen zum Kohlenstoffzyklus vollständig berücksichtigt und wird daher selten explizit diskutiert (Gruber et al., 2004). Auch sehr langfristig, d. h. über Zeiträume, in denen sich der Ozean vollständig durchmischt, bewirkt dieser Effekt, dass der in der Atmosphäre verbleibende Anteil der anthropogenen CO2-Emissionen immer größer wird, je mehr CO2 insgesamt emittiert wurde.
     Auch der Klimawandel als Folge der Treibhausgasemissionen wirkt sich auf die Stärke der Ozeansenke aus: Die Löslichkeit von CO2 im Meerwasser nimmt mit steigender Temperatur ab. Bis zum Ende des Jahrhunderts könnte durch diesen Effekt die kumulierte CO2-Aufnahme um 9–14 % geringer ausfallen als ohne Temperaturänderung (Greenblatt und Sarmiento, 2004). Dieser Effekt ist gut verstanden, die Unsicherheit resultiert im Wesentlichen aus der Unsicherheit über das Ausmaß der zu erwartenden Temperaturänderung.
Eine weitere Auswirkung des Klimawandels ist eine zunehmende Schichtungsstabilität des Meerwassers, d. h. die vertikale Durchmischung wird reduziert. Dies hat eine Reihe komplexer Wirkungen. Einerseits werden dadurch der Transport von mit Kohlenstoff angereichertem Oberflächenwasser in die Tiefe sowie der Transport von kohlenstoffärmerem Wasser an die Oberfläche geschwächt, was die Senkenwirkung des Ozeans mindert. Andererseits können sich Änderungen der biologischen Produktivität ergeben, etwa durch veränderte Nährstoffverfügbarkeit. Die biologische Produktivität ist von hoher Bedeutung für die Kohlenstoffbilanz der Meeresoberflächenschicht: CO2 wird von Meeresorganismen über Photosynthese aufgenommen und in organische Substanz eingebaut; absterbende Organismen sinken ab und werden in unterschiedlichen Wassertiefen zersetzt. Freigesetzte Nährstoffe und Kohlenstoff gelangen zum Teil durch vertikale Durchmischung wieder in die Deckschicht, der Nettoexport in die Tiefsee ist jedoch erheblich. Jährlich werden durch diese „biologische Pumpe“ 10 Gt Kohlenstoff aus der Meeresoberflächenschicht in die Tiefsee überführt. Der Einfluss von erhöhter Schichtungsstabilität und veränderter biologischer Produktivität auf die Senkenwirkung des Ozeans ist höchst unsicher. Greenblatt und Sarmiento (2004) geben für die Änderung der kumulierten CO2-Aufnahme bis zum Ende des Jahrhunderts durch diese Effekte eine Spannbreite von -2 % (also verringerte Senkenfunktion des Ozeans) bis +10 % (erhöhte Senkenfunktion) an.
     Viele der genannten Effekte sind noch schlecht quantifizierbar, jedoch ist wahrscheinlich, dass der Klimawandel insgesamt zu einer deutlichen Abschwächung der Effizienz der Kohlenstoffsenke Meer beiträgt. Nach der Übersicht über verschiedene Modellergebnisse von Greenblatt und Sarmiento (2004) könnte die kumulierte CO2-Aufnahme durch den Ozean bis zum Ende dieses Jahrhunderts durch die oben besprochenen klimabedingten Einflüsse (Temperaturerhöhung, erhöhte Schichtungsstabilität und biologische Effekte) um 4–15 % geringer ausfallen, als es ohne diese Einflüsse der Fall wäre. Diese Abschwächung ist zu den geochemischen Effekten hinzuzurechnen, die ohnehin zu einer Minderung der relativen Senke in einer ähnlichen Größenordnung führen.
     Wie schon angedeutet, sind die größten Unsicherheitsfaktoren bei der Abschätzung der zukünftigen Entwicklung der Ozeansenke biologische Prozesse, also die Auswirkungen der anthropogenen Atmosphärenstörung und der Versauerung der Meere auf die marine Primärproduktion, die biologische Pumpe und die Kalkbildung (Kap. 4.3.5). Diskutiert wird auch eine Schwächung der Ozeansenke durch Veränderungen im „equatorial upwelling“, dem windgetriebenen Aufsteigen von Wasser am Äquator (Winguth et al., 2005). Auch schwer zu prognostizierende, nichtlineare Ereignisse wie eine starke Verminderung der ozeanischen Konvektion oder der thermohalinen Zirkulation oder biologische Regimeübergänge (Kap. 2.2.1) könnten einen erheblichen Einfluss haben.
     Zusammenfassend lässt sich sagen, dass bei steigender atmosphärischer CO2-Konzentration der durch den Ozean aufgenommene Anteil der anthropogenen CO2-Emissionen sinken wird, selbst wenn die absolute Aufnahmerate noch ansteigt (IPCC, 2001a). 

4.3   Zukünftige Entwicklung der Kohlenstoffsenke Meer

Der CO2-Eintrag ins Meer führt zu Verschiebungen im Karbonatsystem des Meerwassers und zu einer Absenkung des pH-Werts, also zur Versauerung des Ozeans (Kap. 4.1.1; Turley et al., 2006). Diese Veränderung des Karbonatsystems könnte ohne Gegenmaßnahmen bereits in diesem Jahrhundert ein Ausmaß erreichen, wie es wahrscheinlich seit vielen Jahrmillionen nicht vorgekommen ist (Feely et al., 2004). Der Mensch greift somit erheblich in das chemische Gleichgewicht des Ozeans ein, was für die Meereslebewesen und -ökosysteme nicht ohne Folgen bleiben wird.    

4.3.1   Physiologische Wirkungen auf Meeresorganismen

Eine stark erhöhte CO2-Konzentration (Hyperkapnie) hat viele negative physiologische Wirkungen, die experimentell an verschiedenen Meeresorganismen untersucht worden sind. Es wurden zahlreiche Veränderungen bei Meeresorganismen nachgewiesen, z. B. bei der Produktivität von Algen, den Stoffwechselraten von Zooplankton und Fischen, der Sauerstoffversorgung von Kalmaren, der Reproduktion bei Muscheln, der Nitrifizierung durch Mikroorganismen und der Aufnahme von Metallen (Übersicht in Pörtner, 2005). Viele dieser Experimente sind allerdings mit CO2-Konzentrationen durchgeführt worden, die weit über denen liegen, die bei heute diskutierten Emissionsszenarien bis 2100 zu erwarten sind. Daher sind zusätzliche Studien erforderlich, um die kurz- und mittelfristigen Effekte der Versauerung abschätzen zu können (Kap. 4.6). Aus heutiger Sicht scheint es unwahrscheinlich, dass Meeresorganismen bei den zu erwartenden künftigen atmosphärischen CO2-Gehalten unter akuten Vergiftungserscheinungen leiden werden (Pörtner, 2005).
     Eine Verdopplung der gegenwärtigen CO2-Konzentration führt bei vielen Phytoplanktonarten zu einer Erhöhung der Photosyntheserate um etwa 10 % (Raven et al., 2005). Allerdings weisen die unterschiedlichen Gruppen des Phytoplanktons in Bezug auf die Photosynthese verschiedene Sensitivitäten gegenüber erhöhten CO2-Konzentrationen auf, was an Unterschieden der Kohlenstoffaufnahme (CO2 versus HCO₃^-) und an unterschiedlichem Sättigungsverhalten der Photosyntheserate liegt. Die Zusammenhänge zwischen Photosynthese, Primärproduktion des Phytoplanktons, mikrobieller Respiration und den Folgewirkungen im Nahrungsnetz werden allerdings durch eine Vielzahl anderer Faktoren (Temperatur, Licht- und Nährstoffversorgung, unterschiedliches Fraßrisiko durch Zooplankton, Anpassungsprozesse usw.) kompliziert. Beim derzeitigen Wissensstand können keine eindeutigen Schlüsse für die Wirkungen der Versauerung auf Wachstum und Zusammensetzung des Phytoplanktons gezogen werden.

4.3.2   Auswirkungen auf kalkbildende Organismen

Die Kalkbildung ist neben der Photosynthese wohl der wichtigste von der Erhöhung der CO2-Konzentration betroffene physiologische Prozess. Er hat weitreichende Konsequenzen für die ökologische Funktion der Meeresökosysteme und kann zudem Rückwirkungen auf die Atmosphärenkonzentration von CO2 und somit auf das Klimasystem haben (Kap. 4.3.5).
     Viele Meeresorganismen verwenden für ihre Skelett- oder Schalenstrukturen Kalk (Kalziumkarbonat), der aus dem Meerwasser extrahiert werden muss. Dies ist nur bei einer Übersättigung des Meerwassers mit Kalziumkarbonat möglich, weswegen die zunehmende CO2-Konzentration und der absinkende pH-Wert die Kalkbildung erschweren (Raven et al., 2005). Damit geht eine Schwächung der Skelettstrukturen oder – bei Unterschreiten der Sättigungskonzentration für Kalziumkarbonat – sogar ihre Auflösung einher. Kalk tritt als Baumaterial für Organismen in verschiedenen kristallinen Formen auf: Aragonit und Kalzit sind die beiden wichtigsten (Tab. 4.3-1). Organismen, die Aragonit für ihre Schalen oder Skelette verwenden, werden als Erste unter der Versauerung leiden, da Aragonit sich wegen einer unterschiedlichen Kristallstruktur unter den veränderten Bedingungen leichter auflöst.

Organismen	Photosynethese	Kristallform des Kalks	Lebensgemeinschaft
Coccolithophoriden	ja	Kalzit	Plankton
Makroalgen*	ja	Aragonit oder Kalzit	Benthos
Kammerlinge	nein einige	Kalzit Kalzit	Benthos Plankton
Korallen Warmwasser Kaltwasser	ja (in Symbiose) nein	Aragonit Aragonit	Benthos Benthos
Flügelschnecken	nein	Aragonit	Plankton
Andere Mollusken*	nein	Aragonit oder Kalzit	Benthos oder Plankton
Stachelhäuter	nein	Mg-Kalzit	Benthos
Krebstiere*	nein	Kalzit	Benthos oder Plankton

Tabelle 4.3-1
Gruppen kalkbildender Meeresorganismen. Kalk (Kalziumkarbonat) kommt in verschiedenen Kristallformen vor. Aragonit löst sich bei geringen Karbonationenkonzen-trationen schneller als Kalzit, aber langsamer als magnesiumhaltiges Kalzit (Mg-Kalzit).
*: nicht alle Arten der Gruppe sind Kalkbildner.
Quelle: nach Raven et al., 2005

     Die Versauerung hat Einfluss auf alle marinen kalkbildenden Arten, wie z. B. bestimmte Planktongruppen, Muscheln, Schnecken und Korallen. Stachelhäuter (z. B. Seesterne und Seegurken) sind besonders gefährdet, da ihre Kalzit-strukturen viel Magnesium enthalten und daher unter erhöhtem CO2 sogar noch leichter löslich sind als Aragonit (Shirayama und Thornton, 2005). Korallen sind zwar die auffälligsten und bekanntesten kalkbildenden marinen Organismen und leiden als Aragonitproduzenten besonders unter der Versauerung (Kap. 2.4), aber sie tragen nur zu 10 % zur globalen marinen Kalkproduktion von jährlich 0,64–2 Gt C bei (Zondervan et al., 2001). Die Simulationen von Guinotte et al. (2003) weisen darauf hin, dass bei einer atmosphärischen CO2-Konzentration von knapp 520 ppm, die bereits etwa Mitte des Jahrhunderts erreicht sein könnte, nahezu alle heutigen Riffstandorte von Warmwasser-korallen wegen zu geringer Aragonitsättigung kaum noch für Korallenwachstum geeignet wären (Abb. 4.3-1).

Abbildung 4.3-1
Aragonitsättigung und gegenwärtige Riffstandorte von Warmwasserkorallen (blaue Punkte). (a) vorindustrielle Werte (ca. 1870, atmosphärische CO2-Konzentration 280 ppm), (b) Gegenwart (ca. 2005, 375 ppm CO2), (c) Zukunft (ca. 2065, 517 ppm CO2). Der Grad der Aragonitsättigung (Ω) bezeichnet das relative Verhältnis zwischen dem Produkt der Konzentrationen von Kalzium- und Karbonationen und dem Löslichkeitsprodukt für Aragonit. Standorte mit einer Aragonitsättigung unterhalb von 3,5 sind nur noch bedingt für riffbildende Warmwasserkorallen geeignet (marginal), unterhalb von 3 sind sie ungeeignet.
Quelle: Steffen et al., 2004

     Die globale marine Kalkbildung wird zu etwa drei Vierteln von Planktonorganismen verursacht, vor allem von Coccolithophoriden, Kammerlingen (Foraminiferen) und Flügelschnecken (Pteropoden). Davon sind die Coccolithophoriden von besonderer Bedeutung, da diese einzelligen Primärproduzenten, die großflächige Planktonblüten mit nur wenigen Arten erzeugen können, einen großen Beitrag zum Export von Kalziumkarbonat in die Tiefsee leisten und daher eine wesentliche Rolle im globalen Kohlenstoffkreislauf spielen (Riebesell et al., 2000; Zondervan et al., 2001; Kap. 4.3.5). Bei Experimenten sowohl mit Monokulturen als auch mit natürlichen Plankton-gesellschaften zeigte sich, dass sich die Kalkbildung der Coccolithophoriden bei erhöhten atmosphärischen CO2-Konzentrationen deutlich abschwächt (Riebesell et al., 2000; Riebesell, 2004). Flügelschnecken sind wichtige Komponenten in den marinen Nahrungsnetzen polarer und subpolarer Breiten, wo sie dichte Populationen (bis zu 1.000 Individuen pro m³) bilden und als Nahrung für die oberen trophischen Stufen des Nahrungsnetzes dienen. Sie sind in diesen Regionen für einen wesentlichen Teil des Exports partikulären Kohlenstoffs in die Tiefe verantwortlich. Wenn die Karbonatsättigung im Meerwasser einen kritischen Wert unterschreitet, können diese Tiere wahrscheinlich keine Schalen mehr bilden. Für wichtige Teile ihres Lebensraums, dem Südlichen Ozean, wird (unter Annahme des IS92-Szenarios des IPCC) eine Untersättigung in Bezug auf Aragonit bereits ab 2050 prognostiziert, so dass dadurch ihr Verbreitungsgebiet stark eingeschränkt würde (Orr et al., 2005; Raven et al., 2005).
     Über die Kapazität der Organismen, sich an diese Veränderungen anzupassen, besteht große Unsicherheit, da bisher noch zu wenige Ergebnisse aus Langzeitexperimenten vorliegen (Raven et al., 2005; Pörtner, 2005).

4.3.3   Ökosystemstruktur und höhere trophische Ebenen

Die prognostizierten pH-Absenkungen im Verlauf dieses Jahrhunderts können also erhebliche Auswirkungen auf kalkbildende Organismen und somit auf die marine Biosphäre insgesamt haben (Orr et al., 2005). Parallel hierzu ist mit einer deutlichen klimabedingten Erwärmung zu rechnen. Beide Wirkungen sind nicht unabhängig: Der CO2-Anstieg kann z. B. die Temperaturtoleranz für Tiere verringern (Pörtner, 2005). Vor allem die Korallenökosysteme sind ein Beispiel für solche synergistischen negativen Effekte (Kap. 2.4; Hoegh-Guldberg, 2005).
     Es sind aber auch Auswirkungen der Versauerung auf das Nahrungsnetz denkbar. Unterschiedliche Reaktionen auf erhöhte CO2-Konzentrationen könnten über Wachstum oder Reproduktion der Organismen durch veränderte Konkurrenz die räumliche wie zeitliche Verteilung der Arten ändern (Rost und Sültemeyer, 2003). Bereits beobachtete Auswirkungen bei Primärproduzenten sind u. a. ein unterschiedlich großer CO2-Düngeeffekt (der z. B. Coccolithophoriden gegenüber Kieselalgen bevorzugt) und eine verminderte Kalkbildung (was Coccolithophoriden benachteiligen könnte; Riebesell, 2004). In Langzeituntersuchungen im Nordostatlantik wurde beobachtet, dass Änderungen des Phytoplanktons durch eine enge Kopplung mit ihren Fraßfeinden zunächst zum algenfressenden Zooplankton und weiter bis zum räuberischen Zooplankton weitergegeben werden können (Richardson und Schoeman, 2004). Eine veränderte Artenzusammensetzung des Phytoplanktons kann sich also auch auf das Zooplankton auswirken. Auch bei polaren Ökosystemen ist denkbar, dass die reduzierte Kalkbildung bei Flügelschnecken Auswirkungen auf die höheren Ebenen des Nahrungsnetzes hat, auch wenn dies spekulativ und kaum prognostizierbar ist (Orr et al., 2005). Ebenso spekulativ sind Aussagen über mögliche Anpassungsprozesse auf der Ebene der Ökosystemstruktur, etwa ob entstandene Lücken ohne wesentliche Folgen für die Gesamtproduktivität durch andere Arten besetzt werden können.

4.3.4   Auswirkungen der Versauerung auf die Fischerei

Die Versauerung der Weltmeere könnte auch Auswirkungen auf die Fischerei haben. Unmittelbare toxische Effekte der erhöhten atmosphärischen CO2-Konzentrationen auf Fische sind zwar nicht zu erwarten, da die akute Empfindlichkeit von Fischen gegenüber CO2 erst jenseits der prognostizierten Konzentrationen beginnt (Pörtner, 2005; Kap. 4.3.1). Erschwerte Kalkbildung kann allerdings Veränderungen der Artenzusammensetzung des Phytoplanktons auslösen, was sich über trophische Kopplung bis in die oberen Schichten des Nahrungsnetzes auswirken kann (Richardson und Schoeman, 2004; Kap. 4.3.3). Es ist nicht auszuschließen, dass derartige Änderungen von Struktur und Funktion mariner Ökosysteme auch Auswirkungen auf die pelagische Fischerei haben wird, aber die Prognose bleibt beim derzeitigen Kenntnisstand sehr spekulativ (Raven et al., 2005).
     Die durch Versauerung veränderten Wachstums- und Konkurrenzbedingungen der Arten in tropischen Korallenriffen werden wahrscheinlich auch einen anderen wichtigen Zweig der Fischerei betreffen: Millionen Menschen hängen in ihrer Proteinversorgung von der Subsistenzfischerei auf Korallenriffen ab (Raven et al., 2005), die ihrerseits
u. a. auch durch Versauerung bedroht sind (Kap. 2.4). Ein großflächiger Verlust von Korallenhabitaten hätte zweifellos negative Auswirkungen auf diese Fischerei, mit schwer abschätzbaren sozioökonomischen Folgen.

4.3.5   Rückwirkungen veränderter Kalkbildung auf den Kohlenstoffkreislauf

Insgesamt werden sich ökologische Gleichgewichte im Meer zu Ungunsten der kalkbildenden Meeresorganismen verschieben, was über veränderte Artenzusammensetzungen im marinen Phytoplankton möglicherweise sogar die globalen biogeochemischen Kreisläufe beeinflussen kann. Die hier beschriebenen Folgen veränderter Kalkbildungsraten des Plankton bilden nur einen kleinen Ausschnitt aller Wechselwirkungen zwischen Klimasystem und Meer, die in der Gesamtschau in Kapitel 4.2 beschrieben sind.
     Die jährliche Primärproduktion im Meer liegt bei ca. 50 Gt C, wovon ca. 10 Gt C über die biologische Pumpe in die Tiefsee exportiert werden. Für diesen wichtigen Prozess im globalen Kohlenstoffkreislauf, der insgesamt zur Senkenfunktion des Ozeans beiträgt, macht es einen großen Unterschied, ob die Produktion durch kalkbildende Arten wie z. B. Coccolithophoriden oder durch nicht kalkbildende Arten wie z. B. Kieselalgen erfolgt.
     Die Kalkbildung mariner Organismen ist immer mit einer CO2-Produktion verbunden:

Ca²⁺ + 2 HCO₃^--> CaCO₃ + CO₂ + H₂O

Diese „Karbonat-Gegenpumpe“ wird mit zunehmender CO2-Atmosphären-konzentration als Folge der veränderten Karbonatpufferkapazität immer stärker. Bei Annahme einer konstanten Kalkbildung würde dadurch die künftige Senkenwirkung des Meeres abgeschwächt. Wenn sich aber die biogene Kalkbildung als Folge der pH-Absenkung vermindert, kann dieser Effekt überkompensiert werden, so dass sich die Senkenwirkung sogar verstärkt. Dies hätte allerdings nur eine geringe Wirkung auf die CO2-Aufnahme des Ozeans (Zondervan et al., 2001). Eine Reihe anderer Effekte komplizieren das Bild weiter (Riebesell, 2004): Verminderte Kalkbildung könnte auch die Dichte und somit die Absinkrate der Partikel in die tieferen Wasserschichten reduzieren, wodurch der Kohlenstoffexport durch die biologische Pumpe verlangsamt würde. Dem steht eine mögliche Beschleunigung der Absinkraten durch vermehrte Bildung extrazellulärer Polysaccharide gegenüber (Engel et al., 2004). Die gegenwärtigen Planktonblüten der Coccolithophoriden bedecken große Meeresflächen über hunderttausende km² und hellen wegen ihres Kalkgehalts die Farbe des Meerwassers auf. Ihr Ausfall könnte daher die globale Albedo um bis zu 0,13 % reduzieren, was die Erderwärmung leicht beschleunigen müsste (Tyrell et al., 1999). Die Größenordnungen einiger dieser Faktoren sind unklar, der Gesamteffekt aller dieser Faktoren auf die Wechselwirkungen zwischen atmosphärischer CO2-Konzentration und biologischer mariner Produktion ist derzeit nicht zu ermitteln und rechtfertigt verstärkte Forschungsanstrengungen (IMBER, 2005; Raven et al., 2005).

4.4   Leitplanke: Versauerung der Meere

4.4.1   Leitplankenvorschlag

Um unerwünschte bzw. riskante Veränderungen der marinen Nahrungsnetze durch Aragonituntersättigung zu verhindern (Kap. 4.3), sollte der pH-Wert der obersten Meeresschicht (Deckschicht) in keinem größeren Ozeangebiet (d. h. auch nicht im globalen Mittel) um mehr als 0,2 Einheiten gegenüber dem vorindustriellen Wert von im Mittel 8,18 absinken. Eine pH-Absenkung um 0,2 Einheiten entspräche einer Zunahme der H⁺-Ionenkonzentration um ca. 60 % gegenüber dem vorindustriellen Wert. Die bisherige pH-Reduktion von 0,11 Einheiten seit der Industrialisierung entspricht einem Anstieg der
H⁺-Ionenkonzentration um etwa 30 %. Der gegenwärtige mittlere pH-Wert der Meeresoberflächen beträgt 8,07 (Raven et al., 2005). Abbildung 4.4-1 illustriert die WBGU-Versauerungsleitplanke.

Abbildung 4.4-1
Variabilität des mittleren pH-Werts der Ozeane in der Vergangenheit und Gegenwart sowie Projektion für die Zukunft für eine atmosphärische CO2-Konzentration von ca. 750 ppm. Die rote Linie illustriert die vom WBGU vorgeschlagene Versauerungsleitplanke.
Quelle: nach IMBER, 2005

     Es ist allerdings notwendig, die räumliche und zeitliche Mittelung, auf die sich die Leitplanke bezieht, weiter zu spezifizieren, da der pH-Wert einer starken natürlichen Variabilität unterliegt. Nach Haugan und Drange (1996) unterscheiden sich die pH-Werte der Meeresoberfläche weltweit um bis zu 0,5 pH-Einheiten, während lokale, jahreszeitliche Schwankungen etwa 0,1 pH-Einheiten betragen können (in hochproduktiven Gebieten sogar 0,2–0,3 pH-Einheiten; Riebesell, persönliche Mitteilung).
     Nach Simulationsrechungen von Caldeira und Wickett (2005) führt eine Stabilisierung der atmosphärischen CO2-Konzentration bei 540 ppm bis zum Jahr 2100 im globalen Mittel bereits zu einer pH-Absenkung der Meersoberflächenschicht um 0,23 gegenüber dem vorindustriellen Niveau, d. h. bei dieser CO2-Konzentration wäre die Versauerungsleitplanke bereits über-schritten. Eine Stabilisierung bei 450 ppm bis 2100 reduziert den pH-Wert um 0,17, ist also voraussichtlich mit der Versauerungsleitplanke vereinbar. Es bleibt allerdings noch zu überprüfen, ob bei diesem Stabilisierungswert lokal über einen längeren Zeitraum höhere pH-Reduktionen auftreten können, die insbesondere im Südlichen Ozean zu einer Untersättigung der Meeresober-flächenschicht mit Aragonit führen können. Zu beachten ist, dass es sich hier jeweils um die Stabilisierung von CO2 selbst handelt, und nicht um das Stabilisierungsniveau der Treibhause in ihrer Gesamtheit, die durch das CO2-Äquivalent beschrieben wird.

4.4.2   Begründung und Umsetzbarkeit    

Die größte Bedrohung für die Meeresorganismen durch die Versauerung hängt mit der Löslichkeit von Kalziumkarbonat zusammen, das sie für den Aufbau von Schalen und Skelettstrukturen verwenden (Kap. 4.3). Die leichter lösliche Variante des Kalziumkarbonats ist das Aragonit, das z. B. von Korallen und bestimmten Planktonarten verwendet wird (Tab. 4.3-1). Kalkbildende Meeresorganismen sind wichtige Bestandteile mariner Ökosysteme, so dass ihre Gefährdung einen nicht tolerierbaren Eingriff in das Erdsystem darstellen würde.
Unterschreitet die Konzentration der Karbonationen einen kritischen Wert von 66 µmol pro kg, so ist das Meerwasser nicht mehr gegenüber Aragonit gesättigt, d. h. Meeresorganismen können keine Aragonitschalen mehr bilden.      Dies ist vor allem in der Oberflächenschicht zu vermeiden, in der die Primärproduktion des Meeres erfolgt. Die Gefahr einer Aragonituntersättigung in der Meeresoberflächenschicht ist insbesondere im Südlichen Ozean gegeben. Nach Orr et al. (2005) zeigen Simulationen, bei denen die pH-Absenkung im Mittel etwa 0,25 beträgt, bereits eine deutlichen Reduktion der vertikalen Ausdehnung der gesättigten Schicht und einer Untersättigung in Teilgebieten des Südlichen Ozeans. Eine solche Situation sollte nach Ansicht des WBGU vermieden werden.
     Der pH-Wert ist aber nicht nur für die Kalkbildung, sondern auch für viele andere Prozesse im marinen System eine wichtige Leitgröße (z. B. Verfügbarkeit von Nährstoffen). Innerhalb der letzten 23 Mio. Jahre lagen die natürlichen Schwankungen des mittleren pH-Werts zwischen Glazial- und Interglazial-perioden in einer Bandbreite von wenig mehr als 0,1 (Abb. 4.4-1), so dass sich die Meeresorganismen über lange Zeit an einen recht engen pH-Bereich angepassen konnten, der im Oberflächenwasser kaum je unterschritten wird (IMBER, 2005). Dies ist ein weiteres Argument für die Anwendung des Vorsorgeprinzips, zumal die wissenschaftlichen Erkenntnisse über die Auswirkungen der Versauerung noch sehr lückenhaft sind (Kap. 4.3).
     Wegen der großen Bedeutung der Folgen der Ozeanversauerung sollte die Forschung auf diesem Gebiet erheblich intensiviert werden (Kap. 4.6). Solange noch kein tragfähiger wissenschaftlicher Konsens über die tolerierbare Grenze der Auswirkungen der Versauerung besteht, sollte gemäß dem Vorsorgeprinzip ein Sicherheitsabstand eingehalten werden. Der WBGU orientiert seinen Vorschlag, eine pH-Absenkung von mehr als 0,2 abzuwenden, an dem Ziel, eine Aragonituntersättigung der Meeresoberfläche zu vermeiden. Sollte sich herausstellen, dass bereits vor Erreichen der Aragonituntersättigung andere nicht tolerierbare Schäden eintreten, muss die Leitplanke entsprechend angepasst werden.
     Da der CO2-Eintrag ins Meer durch den Anstieg der atmosphärischen CO2-Konzentration und damit die anthropogenen CO2-Emissionen verursacht wird, lässt sich die pH-Absenkung des Ozeans durch Emissionsminderung begrenzen. Der Prozess der Versauerung ist jedoch faktisch irreversibel – solange keine Möglichkeit besteht, die atmosphärische CO2-Konzentration zu senken, wird der pH-Wert der Oberflächenschicht auf sehr lange Zeit nicht wieder steigen. Da eine Überschreitung der Leitplanke damit unumkehrbar wäre, hat das Vorsorgeprinzip für dieses Problem eine besonders große Bedeutung.
     Die Einhaltung der Leitplanke lässt sich wissenschaftlich zuverlässig überprüfen: Einerseits kann der pH-Wert im Meerwasser direkt bestimmt werden, andererseits kann auch aus der Messung der atmosphärischen CO2-Konzentrationen auf den mittleren pH-Wert im Meer geschlossen werden.
Die Versauerungs- und die Klimaschutzleitplanke könnten Redundanzen bezüglich der erforderlichen Maßnahmen zu ihrer Einhaltung aufweisen, sind aber nicht gegenseitig ersetzbar: Der anthropogene Treibhauseffekt wird durch ein ganzes Bündel von Treibhausgasen verursacht, darunter zu ca. 60 % von CO2. Für die Versauerung der Meere hingegen ist von diesen Gasen nur das CO2 verantwortlich. Eine Stabilisierung bei 450 ppm bis 2100 würde den pH-Wert um nur 0,17 reduzieren, also die Versauerungsleitplanke einhalten. Die Einhaltung der Klimaschutzleitplanke von 2 °C macht – je nach Klimasensitivität – ebenfalls eine Stabilisierungskonzentration bei 450 ppm oder weniger notwendig. Daher würde die Einhaltung der Klimaschutzleitplanke auch die Einhaltung der Versauerungsleitplanke einschließen, vorausgesetzt, dass CO2 bei der Emissionsreduktion angemessen berücksichtigt wird.

4.5   Handlungsempfehlungen: Klimaschutz und Meeresschutz verknüpfen

In den 1970er und 1980er Jahren wurde das Phänomen des „Sauren Regens“ bekannt. Verantwortlich sind säurebildende Abgase aus der Verbrennung fossiler Energieträger (vor allem SO₂ und NO_x). Dieses Problem, nicht zuletzt verbunden mit dem Medienecho unter dem Schlagwort „Waldsterben“, übte erheblichen Druck auf Politik und Industrie aus. Mit großem technischen und finanziellen Aufwand wurden daraufhin die Großkraftwerke mit Rauchgas-wäschern ausgestattet, Katalysatoren für Autos vorgeschrieben und großflächig Wälder und Seen gekalkt. Vergleicht man den Sauren Regen mit der jetzt bereits laufenden Versauerung der Weltmeere, so wiegt die Gefährdung der Weltmeere erheblich schwerer. Dennoch ist das Medien- und Politik-interesse im Vergleich zum Sauren Regen vernachlässigbar klein und das Problem wird nahezu ignoriert. Die Politik ist daher aufgerufen, das Problem der Versauerung der Weltmeere in seiner Tragweite zu erkennen und ähnlich weitreichende und effektive Maßnahmen umzusetzen wie beim Sauren Regen.

4.5.1   Rolle von CO₂ im Klimaschutz neu bewerten

Die Freisetzung von CO2 zieht besonders weitreichende Folgen für Meeresökosysteme nach sich: Einerseits wirkt CO2 als Treibhausgas auf den Strahlungshaushalt der Atmosphäre und trägt damit zur globalen Erwärmung und damit auch zur Erwärmung des Meeres bei. Andererseits löst sich ein großer Teil des durch die Menschen emittierten CO2 im Meerwasser, wo es zusätzlich zu chemischen Veränderungen führt. Angesichts dieser besonders schädlichen Wirkungen des CO2 auf das Meer sollte diesem Treibhausgas im Rahmen der Klimapolitik besondere Aufmerksamkeit geschenkt werden.
Handlungsbedarf
     Die Einhaltung der Leitplanke zur Versauerung des Meeres ist nur durch die Begrenzung des Anstiegs der atmosphärischen CO2-Konzentration möglich. Technische Lösungen, wie etwa eine Kalkung der Oberflächenschicht des Meeres, sind angesichts der Größenordnung des Problems unrealistisch (Raven et al., 2005). Allerdings wird sich das versauerte Oberflächenwasser mit den Ozeanströmungen im Zeitraum von Jahrhunderten auch in die Tiefsee mischen. Eine Handlungsoption ist daher die Stabilisierung der atmosphärischen CO2-Konzentration, was langfristig auch eine Versauerung der tieferen Meeres-schichten auf das Niveau der Oberflächenschicht zur Folge hätte. Alternativ könnte auch eine Obergrenze für die insgesamt durch die Menschen in die Atmosphäre emittierte Menge an CO2 vereinbart werden. Dadurch könnte mittelfristig die CO2-Konzentration in der Atmosphäre wieder absinken und eine Versauerung der Tiefsee vermieden werden.

Rechtliche Grundlagen

Durch die derzeitigen klimapolitischen Instrumente wird der Aspekt der Versauerung der Meere aufgrund des CO2-Eintrags nicht berücksichtigt. Nach Ansicht des WBGU ergibt sich aber aus der Klimarahmenkonvention (UNFCCC), dass den Auswirkungen des Klimawandels auf die Meere Rechnung zu tragen ist, auch wenn dieser Aspekt weder beim Abschluss der UNFCCC im Vorder-grund stand noch im Kioto-Protokoll bei der Festlegung der Reduktions-verpflichtungen erfasst wurde. Nach Art. 1 Abs. 3 UNFCCC ist nämlich unter „Klimasystem“ die Gesamtheit der Atmosphäre, Hydrosphäre, Biosphäre und Geosphäre inklusive deren Wechselwirkungen zu verstehen. Der Begriff „Klimasystem“ ist demnach so umfassend definiert, dass auch die Meere, die einen Teil der Hydrosphäre darstellen, eingeschlossen sind, ebenso wie die Wechselwirkungen der Meere mit der Atmosphäre und der Biosphäre.
     Die Zielsetzung des Art. 2 UNFCCC, „die Stabilisierung der Treibhausgas-konzentrationen in der Atmosphäre auf einem Niveau zu erreichen, auf dem eine gefährliche anthropogene Störung des Klimasystems verhindert wird“, beinhaltet damit auch die Auswirkungen des Treibhausgasanstiegs auf die Meere. Im Falle der Versauerung kann die Bedeutung des Art. 2 UNFCCC folgendermaßen konkretisiert werden: CO2 ist ein Treibhausgas, und eine übermäßig hohe CO2-Konzentration in der Atmosphäre hat eine gefährliche Störung der Meeresökosysteme zu Folge, denn CO2 löst sich im Wasser und führt zu Versauerung (Kap. 4.1 und 4.3). Die Meere gehören zur Hydrosphäre und die Meereslebewesen sind Bestandteil der Biosphäre. Es geht bei dem Problem der Versauerung also um eine Interaktion zwischen Atmosphäre, Hydrosphäre und Biosphäre, die allesamt Bestandteile des Klimasystems sind (Art. 1 Abs. 3 UNFCCC). Zu den Zielsetzungen der Konvention gehört damit eindeutig, eine gefährliche Versauerung der Meere zu verhindern. Außerdem hält Art. 2 UNFCCC u. a. fest, dass sich die Ökosysteme den Klimaänderungen auf natürliche Weise anpassen können sollen. Die Einhaltung dieser Vorgabe ist bei der heute zu beobachtenden Geschwindigkeit der Versauerung in Zweifel zu ziehen: Die Anpassungsfähigkeit mariner Ökosysteme kann beispielsweise dann überfordert werden, wenn die Aragonitsättigungshorizonte im Südlichen Ozean bis an die Oberfläche steigen (Kap. 4.3). Damit ist unmittelbarer Handlungsbedarf gegeben, die Versauerung zu begrenzen und im Rahmen der UNFCCC entsprechende Maßnahmen zu vereinbaren.

Empfehlungen

Vor diesem Hintergrund plädiert der WBGU dafür, in der Klimapolitik alle Auswirkungen auf den Lebensraum Meer zu beachten. Bei den anstehenden Verhandlungen über die zweite Verpflichtungsperiode des Kioto-Protokolls sollte sich die Bundesregierung dafür einsetzen, dass die direkten negativen Auswirkungen der CO2-Emissionen auf das Meer berücksichtigt werden. Die angestrebte Stabilisierung der Treibhausgaskonzentrationen in der Atmosphäre sollte deshalb so ausgerichtet sein, dass die Versauerung der Meere angemessen begrenzt wird. Dazu sollte CO2 nicht nur als Teil eines Korbs verschiedener Treibhausgase betrachtet werden. Vielmehr sollte unabhängig von der Reduktion anderer Treibhausgase auch die Stabilisierung der atmosphärischen CO2-Konzentration auf einem Niveau sichergestellt werden, das die Einhaltung der Versauerungsleitplanke erlaubt (Kap. 4.4).
     Unter Umständen müsste dafür zusätzlich zu den bestehenden Reduktions-verpflichtungen eine Obergrenze für CO2-Emissionen der einzelnen Staaten bzw. Staatengruppen definiert werden, die diese dann komplementär zu den sonstigen Verpflichtungen einzuhalten hätten. Im Einzelnen wären die genauen Wirkungen dieser und möglicher weiterer Instrumente noch zu klären; hier dürfte insbesondere auch dem Anpassungsbedarf der bestehenden flexiblen Mechanismen (Emissionshandel, Clean Development Mechanism und Joint Implementation) eine besondere Bedeutung zukommen.
     Die Festlegung einer eigenen Obergrenze für CO2 wäre hingegen dann nicht notwendig, wenn sich die Staaten auf eine Reduktion der Treibhausgas-emissionen einigten, die die Einhaltung der WBGU-Klimaschutzleitplanke gewährleistete, und wenn sich der Anteil von CO2 an den Treibhausgas-emissionen nicht wesentlich veränderte. In diesem Fall wäre die dafür notwendige CO2-Reduktion aller Wahrscheinlichkeit nach ausreichend, um eine Überschreitung der Versauerungsleitplanke zu vermeiden.

4.5.2   Emissionen aus der Schifffahrt berücksichtigen

Um die Stabilisierung der atmosphärischen CO2-Konzentration zu erreichen, sollten die CO2-Emissionen durch den Seeschifffahrt und den internationalen Luftverkehr stärker in Emissionsreduktionsstrategien integriert werden. Für beide Bereiche sind bisher keine quantitativen Reduktionsverpflichtungen vereinbart worden. Der WBGU empfiehlt diese Regelungslücken zu schließen, indem die durch den internationalen Luft- und Schiffsverkehr verursachten CO2-Emissionen in Verhandlungen über zukünftige Reduktionsverpflichtungen im Rahmen des Kioto-Prozesses einbezogen werden. Nach bisherigen Schätzungen machen die weltweiten CO2-Emissionen aus der Schifffahrt rund 2 % der globalen Emissionen aus. Im letzten Jahrzehnt sind sie mehr als doppelt so schnell gestiegen wie die Gesamtemissionen (Bode et al., 2002; IEA, 2002). Dies verdeutlicht den dringenden Handlungsbedarf.
     Neben der Emission von CO2 trägt die Seeschifffahrt auch durch Einträge von Schadstoffen, Nährstoffen und Sedimentpartikeln zu Belastungen der Meeres- und Küstenökosysteme bei. Vor diesem Hintergrund bietet die Regulierung der Seeschifffahrt einen Anknüpfungspunkt für eine Verbindung von Klima- und Meeresschutz auf der Instrumentenebene.
     Aufgrund der relativen Umweltfreundlichkeit und der ökonomischen Bedeutung des Seeverkehrs muss eine Regulierung nicht auf die Verringerung des Schiffsverkehrsaufkommens abzielen. Vielmehr geht es darum, Anreize für technologische Innovationen und Verbesserungen im Umweltmanagement zu schaffen, die sowohl die Belastung der Meere reduzieren als auch zur Vermeidung von CO2-Emissionen beitragen. Der WBGU empfiehlt zu diesem Zweck, Entgelte für die Nutzung der Meere durch die Seeschifffahrt zu erheben (WBGU, 2002).
     Mit diesem Instrument wird der Zusammenhang zwischen der Nutzung der Umweltgüter „Meer“ und „Atmosphäre“ und deren nutzungsabhängige Beeinträchtigung verdeutlicht. Ein Entgelt spiegelt die Knappheit der Umweltgüter und die Kosten ihrer Bereitstellung wider. Die Wirtschaftsakteure, die durch ein Entgelt belastet sind, haben einen Anreiz, ihre Nutzung der globalen Umweltgüter anzupassen und nachhaltiger zu gestalten (WBGU, 2002).
     Mögliche Ausgestaltungen eines Nutzungsentgelts hat der WBGU detailliert beschrieben (WBGU, 2002). Auf Basis eines allein für den EU-Raum vorgeschlagenen Entgelteregimes ließe sich ein jährliches Aufkommen von 0,4–0,7 Mrd. Euro erzielen. Der WBGU schlägt eine Verwendung der erzielten Mittel zum Meeresschutz vor, da so ein sachlicher Zusammenhang zwischen der Belastung und Entlastung der Meere hergestellt wird (WBGU, 2002).

4.6   Forschungsempfehlungen

Versauerung und Meeresökosysteme
Die physiologischen Effekte der Versauerung auf Meeresorganismen, insbesondere auf Kalkbildner, und die Auswirkungen im Meeresökosystem sind nur unzureichend verstanden. Physiologische Versuche mit moderat erhöhten CO2-Konzentrationen und Experimente zur Wirkung auf marine Nahrungsnetze (trophische Kopplung zwischen Phytoplankton, Zooplankton und Fischen) sowie Untersuchungen möglicher Anpassungsprozesse, physiologischer Art auf evolutionärer Basis sind erforderlich.

Biogene Kalkbildung und Kohlenstoffkreislauf
Das Verständnis der Wechselwirkungen zwischen kalkbildendem Plankton, der biologischen Pumpe und dem globalen Kohlenstoffkreislauf ist ähnlich lückenhaft, so dass eine Modellierung des Nettoeffekts noch nicht möglich ist. Deshalb sollten u. a. Modellstudien über die versauerungsbedingte Reduktion der biologischen Exportproduktion aufgrund verringerten mineralischen Ballasts (Kalkschalen) durchgeführt werden.

Weitere Auswirkungen des Klimawandels
Die Versauerung ist wahrscheinlich nur eine von vielen Veränderungen, die sich in der Biogeochemie der Ozeane durch anthropogene Treibhausgasemissionen bzw. durch den Klimawandel ergeben wird. Andere Aspekte, wie die Auswirkungen auf Sauerstoffbilanz und Nährstoffversorgung der Meere, sind kaum verstanden und sollten dringend erforscht werden, um rechtzeitig mögliche kritische Entwicklungen erkennen zu können.

Zukünftige CO2-Aufnahme durch den Ozean
Die CO2-Aufnahme durch den Ozean spielt eine Schlüsselrolle beim Klimawandel. Daher sollte den Wechselwirkungen zwischen dem atmosphärischen Strahlungshaushalt, der chemischen Zusammensetzung der Atmosphäre und den physikalischen, chemischen und biologischen Änderungen im Ozean verstärkte Aufmerksamkeit geschenkt werden.

Internationale Forschungsprogramme
Die Förderung von Projekten zu den oben genannten Fragen der internationalen Forschungsprogramme (z. B. SOLAS, 2004; IMBER, 2005) ist zu empfehlen.

CO2 und Klimaschutz
Falls sich eine eigene Reduktionsverpflichtung für CO2 als notwendig erweist, sind Möglichkeiten der Ausgestaltung zu entwickeln und zu bewerten. Weiter sind die sich hieraus ergebenden Implikationen für die flexiblen Mechanismen des Kioto-Protokolls (insbesondere CDM und Emissionshandel) zu untersuchen.