Milieurapport Vlaanderen MIRA. Themabeschrijving. Klimaatverandering

Transcriptie

1 Milieurapport Vlaanderen MIRA Themabeschrijving Klimaatverandering

2

3 Milieurapport Vlaanderen MIRA Themabeschrijving Klimaatverandering November

4 Coördinerend auteur Johan Brouwers, MIRA, VMM Laatst bijgewerkt: November November 2012

5 Woord vooraf De doelstellingen van MIRA (Milieurapport Vlaanderen) zijn drieledig: (1) de wetenschappelijke basis verschaffen voor het Vlaamse milieubeleid, (2) het maatschappelijk draagvlak versterken door het verhogen van het milieu-inzicht en (3) de Vlaamse kennisbasis afstemmen op internationale standaarden. Het document Themabeschrijving wil bijdragen aan deze doelstellingen door het ter beschikking stellen van een kernachtige en toegankelijke beschrijving van de milieuthema s die door MIRA behandeld worden. Deze informatie moet de gebruiker de nodige achtergrondinformatie verschaffen bij de raadpleging van de milieuindicatoren. De beschrijving is gestructureerd volgens de zogenaamde milieuverstoringsketen of DPSI-R keten die de oorzaak en de gevolgen van de milieuverstoringen in beeld brengen. DPSI-R staat voor Driving Forces (maatschappelijke activiteiten), Pressure (druk), State (toestand), Impact (gevolgen) en Respons (beleidsrespons). Het document bevat zoveel mogelijk de laatste stand van zaken van de wetenschappelijke kennis. Bronvermelding bij overname informatie Overname van informatie uit dit document wordt aangemoedigd mits bronvermelding. Hoe citeren? Kort: MIRA Themabeschrijving Klimaatverandering ( Volledig: MIRA (2012) Milieurapport Vlaanderen, Themabeschrijving Klimaatverandering. Brouwers J., Vlaamse Milieumaatschappij, November

6 Inhoudsopgave Overzicht figuren... 6 Overzicht tabellen Definitie van het thema klimaatverandering Beschrijving van het thema klimaatverandering Mechanismen van de verstoring Warmtebalans De geochemische koolstofcyclus Broeikasgassen Koolstofdioxide (CO 2) Methaan (CH 4) Lachgas (N 2O) Chloorfluorkoolwaterstoffen (CFK s) en hun vervangproducten (HFK's, PFK's) Zwavelhexafluoride (SF 6) Troposferische ozon (O 3) Stratosferisch ozon (O 3) Troposferische en stratosferische aërosolen Waterdamp Radiatieve forcering Koolstofcyclus Bundeling wetenschappelijke kennis IPCC Antropogene invloed op het klimaat? Ruimtelijk perspectief Tijdsperspectief Verbanden met andere milieuthema s Bijlage: capita selecta Opname ('sink') en emissie ('source') van de broeikasgassen CO 2, N 2 O en CH 4 ten gevolge van landbedekking - Tekstuele bijdrage van Anne Gobin (VITO), Inleiding Arealen Koolstofdioxide Bos Akker en weiland Andere landbedekkingveranderingen Balans Lachgas Methaan Broeikasgasbalans Maatregelen Besluit Mitigatie van broeikasgassen: de mogelijkheden en beperkingen van CCS - Tekstuele bijdrage van Leo De Nocker (VITO), 2007 & De betekenis van CCS voor het klimaatbeleid Verschillende soorten CCS Afvangen en voorbereiden van CO Transport Het vastleggen van CO Geologische opslag 38 Opslag in oceanen 40 Fixatie via chemische interactie met mineralen of (afval)stoffen Wat is het potentieel voor CCS binnen Vlaanderen? Wat kost CCS? Gevolgen van klimaatverandering voor de economie - Tekstuele bijdrage van Leo De Nocker (VITO), Globale economische impact van klimaatverandering Beschrijving van enkele verwachte effecten Extreme weersfenomenen 46 Landbouwopbrengsten 47 4 November 2012

7 Zeespiegelstijging en bescherming van kustgebieden 48 Energieverbruik 48 Verdelingsaspecten Factoren die de maatschappelijke kosten van deze impacts beïnvloeden: methode om de totale maatschappelijke kosten van klimaatverandering te schatten Hoe groot zijn de maatschappelijke kosten van klimaatverandering? Besluit Economische kosten van adaptatie Economische impact van het klimaatbeleid: capita selecta I Doelstelling en opbouw van dit hoofdstuk Algemeen overzicht van de maatregelen Hoe groot is de uitdaging: de bepalende factoren in het verleden en zonder extra beleid 62 Waar moeten we naartoe om klimaatverandering voldoende in te perken? Algemeen overzicht van de verschillende effecten Directe financiële en niet-financiële effecten 65 Directe en indirecte effecten van energie- en CO 2-taksen 66 Baten 67 Referentiescenario s Relatief belang van economische effecten Baten voor economie en klimaat van afbouw van energiesubsidies Economische effecten van ambitieus lange termijn klimaatbeleid Emissiepaden van broeikasgassen compatibel met klimaatdoelstellingen. 73 Technisch-economisch reductiepotentieel volgens IPCC 74 Ambitieus klimaatbeleid is mogelijk zonder grote gevolgen voor mondiale economische groei 76 Ambitieus klimaatbeleid leidt tot grote marginale kosten. 78 Invloed van de economische crisis op kosten van klimaatbeleid Bijkomende baten van klimaatbeleid Effect van CO 2-energietaksen op de efficiëntie van fiscaliteit en van arbeidsmarkt (dubbel dividend) 83 Effecten op energiezekerheid. 83 Effecten op het leefmilieu Vermeden milieuschadekosten van luchtverontreiniging Omvang van het effect in Europa 84 Omvang van het effect voor België 86 Van aanvullende voordelen naar co-voordelen van een geïntegreerd beleid 87 Omvang van het effect in andere landen Conclusie Referenties Begrippen Afkortingen Eenheden Scheikundige symbolen Voorvoegsels eenheden November

8 Overzicht figuren Figuur 1: De stralings- en warmtebalans van de aarde Figuur 2: De geochemische koolstofcyclus Figuur 3: Jaargemiddelde totale radiatieve forcering in de periode Figuur 4: Fenomenen met een afkoelend effect (negatieve radiatieve forcering) Figuur 5: Koolstofcyclus (reservoirs in Gton C en fluxen in Gton C per jaar) Figuur 6: Geobserveerd versus gemodelleerd mondiaal temperatuurverloop sinds Figuur 7: CO 2 -concentraties, temperaturen en zeespiegel blijven stijgen lang nadat de CO 2 - uitstoot verminderd is Figuur 8: Berekende invloed van emissiereducerende maatregelen voor CO 2, CH 4 en zwarte rook op de gemiddelde mondiale temperatuur in de komende decennia Figuur 9: Landbedekkingveranderingen tussen 1990 en 2008 (Vlaanderen) Figuur 10: Evolutie van de bijdrage van verschillende compartimenten tot de CO 2 -balans van bossen (Vlaanderen, ) Figuur 11: Evolutie van de CO 2 -emissies uit de landbouwbodem (Vlaanderen, ). 30 Figuur 12: Evolutie van de CO 2 -balans door landbedekking en landbedekkingveranderingen (Vlaanderen, ) Figuur 13: De middenschalige landgebruikkaart (Vlaanderen en Brussel, 2009) Figuur 14: Ruimtelijke spreiding van de CO 2 -balans door landbedekking en landbedekkingveranderingen (Vlaanderen, 2008) Figuur 15: Ruimtelijke spreiding van de N 2 O-balans door landbedekking en landbedekkingveranderingen (Vlaanderen, 2008) Figuur 16: Ruimtelijke spreiding van de CH 4 -balans door veehouderij en mestgebruik (Vlaanderen, 2008) Figuur 17: Evolutie van de BKG-balans door landbedekking en landbedekkingveranderingen (Vlaanderen, ) Figuur 18: Ruimtelijke spreiding van de BKG-balans in CO 2 -eq door landbedekking en landbedekkingveranderingen (Vlaanderen, 2008) Figuur 19: Mogelijke vormen van CCS: relevante bronnen, transportmogelijkheden en opslagmogelijkheden Figuur 20: Kosten van klimaatverandering en -beleid onder verschillende scenario s Figuur 21: Wereldwijde kosten* van natuurrampen ( ) Figuur 22: Methodiek om economische gevolgen van klimaatverandering in te schatten Figuur 23: De heuvelvormige curve voor dosis-effect relaties van klimaatverandering Figuur 24: Overzicht van de mogelijke risico s van klimaatverandering en hun intensiteit in functie van de temperatuurstijging Figuur 25: Voorbeelden van de voornaamste effecten van klimaatverandering in functie van de temperatuurstijging en van concentratie broeikasgassen Figuur 26: Illustratie van de baten van aanpassing aan klimaatverandering ( adaptatie ) Figuur 27: Externe schadekosten klimaatverandering volgens verschillende modellen voor emissies in verschillende jaren (2005 tot 2095) Figuur 28: Bijdrage van verschillende factoren aan de mondiale emissies van broeikasgassen ( ) Figuur 29: Illustratie van verbetering van energie- en koolstofefficiëntie nodig om verschillende klimaatdoelstellingen te bereiken Figuur 30: Omvang van wereldwijde subsidies aan fossiele brandstoffen in Figuur 31: Effect van afbouw globale energiesubsidies op energie gerelateerde CO 2 -emissies (in Gton) Figuur 32: Illustratie van emissiepaden om de concentraties van BKG in de atmosfeer te beperken Figuur 33: Potentieel voor mondiale emissiereducties in 2030 in verhouding tot de bandbreedte op verwachte totale emissies Figuur 34: Technisch economisch reductiepotentieel uitgesplitst naar sectoren en regio s bij een CO 2 -taks van 20, 50 en 100 $/ton-co 2 -eq (mondiaal, 2030) Figuur 35: Grafische voorstelling van het effect van een verregaand klimaatbeleid op het BBP Figuur 36: Bijdrage van verschillende technologische opties aan de emissiereducties nodig voor naleving van 2 klimaatdoelstellingen, en over 2 periodes (mondiaal, ) November 2012

9 Figuur 37: Marginale reductiekost en prijssignaal in $/ton C-eq, en totale reductiekost als % van het BNP Figuur 38: Marginale kost in 2025 en 2050 (in Euro/ton CO 2 -eq) in functie van de stabilisatiedoelstelling (ppm C0 2 -eq) Figuur 39: Overzicht van de schadekosten van CO 2 -emissies uit modelstudies bij verschillende aannames (in euro/ton CO 2 eq.) Figuur 40: Directe economische kosten van een langetermijnklimaatbeleid (LCEP-scenario) voor Europa en verschillende werelddelen, in % van het BNP Figuur 41: Vermeden uitstoot van SO 2, PM 2.5 en NO x door energieverbruik voor verschillende scenario s van klimaatbeleid (CO 2 -taks van 0 tot 90 euro/ton CO 2 ) (EU-25, 2020) November

10 Overzicht tabellen Tabel 1: Kenmerken van de voornaamste broeikasgassen Tabel 2: De GWP-waarden uit het SAR van IPCC, die MIRA hanteert in afstemming met de rapporteringsvereisten in het kader van het Kyoto-protocol Tabel 3: HCFK s en HFK s verdeeld in 2 klassen op basis van hun GWP en atmosferische verblijftijd Tabel 4: Globaal CO 2 -budget (Gton C per jaar) Tabel 5: Overzicht van de kenmerken van de geologische CO 2 -opslagmogelijkheden in Vlaanderen Tabel 6: Verlies in welvaart door toedoen van kimaatverandering onder een business as usual -scenario, uitgedrukt als % van het mondiale BNP per capita en met verdiscontering aan 0,1 % Tabel 7: Externe kosten voor emissies van broeikasgassen in functie van weging impacts tussen generaties (discontovoet) en rijke en arme landen (equity weighting)(in euro/ton CO 2 -eq) Tabel 8: Marginale externe kosten van klimaatverandering in functie van jaar van uitstoot Tabel 9: Schatting door UNFCCC en Wereldbank van jaarlijkse bijkomende uitgaven voor adaptatie aan klimaatverandering (in miljarden US-dollars 2005 voor jaar 2030) Tabel 10: Overzicht van de verschillende economische effecten van klimaatbeleid Tabel 11: Kwalitatieve verschillen tussen primaire en aanvullende baten van klimaatbeleid. 68 Tabel 12: Globale energiesubsidies (voor 2007, in miljard dollar) Tabel 13: Subsidies voor energiegebruik (in miljard euro) (EU-15, 2001) Tabel 14: Bottom-up bepaald mondiaal emissiereductiepotentieel inzake broeikasgassen t.o.v. de baseline in Tabel 15: Top-down bepaald mondiaal emissiereductiepotentieel inzake broeikasgassen t.o.v. de baseline in Tabel 16: Macro-economische effecten van klimaatbeleid gericht op verschillende stabilisatieniveau s van broeikasgasconcentraties in de atmosfeer (mondiaal, 2030 & 2050) Tabel 17: Vermeden emissies en milieuschadekosten van 2 klimaatsbeleidssenario s (EU-25, 2020) Tabel 18: Vermeden kosten voor luchtverontreiniging bij klimaatbeleid (90 euro/ton CO 2 ) in EU-25 en in België November 2012

11 1 Definitie van het thema klimaatverandering In de atmosfeer zijn gassen aanwezig die de invallende zonnestraling doorlaten, maar de teruggekaatste straling van het opgewarmde aardoppervlak opnemen. Dit fenomeen heet het broeikaseffect naar analogie met de werking van glas in een serre. Het leven op aarde dankt zijn bestaan aan dit broeikaseffect: de gemiddelde temperatuur op aarde zou anders -18 C bedragen, in plaats van de huidige +15 C. De voornaamste natuurlijke broeikasgassen zijn waterdamp (H 2 O), koolstofdioxide (CO 2 ), methaan (CH 4 ) en lachgas (N 2 O). De concentratie van deze gassen in de atmosfeer is het resultaat van talrijke dynamische processen en cycli die op elkaar ingrijpen. De laatste 100 jaar heeft de mens grote hoeveelheden broeikasgassen in de atmosfeer geloosd door verbranding van fossiele brandstoffen (CO 2 en N 2 O), veeteelt (CH 4 en N 2 O), afvalverwerking (CH 4 ) en chemische processen in de industrie (N 2 O). Door de wereldwijde ontbossing en de ermee gepaard gaande verbranding worden grote koolstofreservoirs in het hout en de bodem omgezet naar broeikasgassen (vnl. CO 2 ). Daarnaast dragen ook nieuwe stoffen zoals de chloorfluorkoolwaterstoffen (CFK s), hun vervangproducten zoals zachte gehydrogeneerde chloorfluorkoolwaterstoffen (HCFK s) en fluorkoolwaterstoffen (HFK s en PFK s), o.a. gebruikt als koelmiddel en drijfgas, en zwavelhexafluoride (SF 6 ) bij tot het broeikaseffect. SF 6 zit in sommige elektrische schakelinstallaties en in geluidsisolerende dubbele beglazing. Door die antropogene uitstoot is de concentratie van broeikasgassen in de atmosfeer verhoogd. Deze verhoogde concentratie versterkt het natuurlijke broeikaseffect en leidt bijgevolg tot een verhoging van de gemiddelde aardtemperatuur en een globale klimaatverandering. Kenmerkend voor het verstoringsproces zijn het mondiale karakter, onzekerheden verbonden met de complexiteit van het proces, terugkoppelingsmechanismen die de processen kunnen versterken (bv. door verhoogde temperatuur meer waterverdamping en dus nog hogere temperaturen tot gevolg) of afremmen, een potentieel voor belangrijke onomkeerbare schade, een lange verblijftijd van de gassen in de atmosfeer, een groot tijdsverschil tussen emissies en effecten (o.m. door de bufferwerking van de oceanen) en grote regionale variaties in oorzaken en zeker qua gevolgen. Een ingrijpende klimaatverandering zal een belangrijke en veelal onomkeerbare impact hebben op ecosystemen, op socio-economische sectoren zoals voedselvoorziening en waterbevoorrading, en op de volksgezondheid. De impact zal ernstiger zijn in ontwikkelingslanden, die bovendien over minder mogelijkheden beschikken om zich aan te passen. Volgens ramingen van het Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) zou de gemiddelde aardtemperatuur tegen 2100 met 1,1 à 6,4 C stijgen (IPCC, 2007). Zo n temperatuurstijging kan leiden tot een verschuiving van de klimaatgordels en kan een zeer belangrijke invloed hebben op de frequentie en de ernst van extreme fenomenen in bepaalde regio s, zoals hittegolven en langdurige droogtes. Woestijngebieden kunnen groter worden. De uitzetting van het zeewater en mogelijks het (gedeeltelijk) smelten van de ijskappen op de polen zullen een stijging van de zeespiegel veroorzaken met groter overstromingsgevaar in lager gelegen gebieden. Door de hogere temperaturen zullen ziekten zoals malaria en gele koorts zich over een groter deel van de wereld verspreiden. Deze grootschalige veranderingen op lange termijn interageren met natuurlijke variaties op tijdschalen van enkele dagen tot enkele decennia. De schadelijkste effecten in Europa worden verwacht van de toegenomen frequentie en intensiteit van extreme evenementen (stormen, droogte, hittegolven, overstromingen, ) en van wijzigende neerslaghoeveelheden. Indien de huidige trend zich doorzet zouden volgens de prognoses van het IPCC tegen 2100 de klimaatgordels in West-Europa met ongeveer 500 km naar het noorden opschuiven. November

12 2 Beschrijving van het thema klimaatverandering 2.1 Mechanismen van de verstoring Warmtebalans De aarde beschikt over een eigen temperatuurcontrole. Hierbij spelen bepaalde atmosferische gassen een kritische rol: broeikasgassen. Invallende zonnestraling bestaat voor het merendeel uit zichtbaar (golflengte 400 tot 700 nm) en ultraviolet licht (golflengte 10 tot 400 nm). Het totaal vermogen van deze straling per oppervlakte-eenheid bedraagt ca. 340 W/m² (UNEP, 2005). Hiervan wordt slechts 51 % door het aardoppervlak geabsorbeerd (zowel op het land als door de oceanen). De rest wordt al eerder gereflecteerd door de atmosfeer, de wolken en het aardoppervlak (samen 30 %) of geabsorbeerd door de atmosfeer en de wolken (samen 19 %). Door de absorptie van invallend zonlicht warmt het aardoppervlak op, waardoor het zelf energie uitwisselt met de atmosfeer. Dit gebeurt door middel van radiatie (straling), convectie (opstijging van warme lucht) en evaporatie (verdamping van water). Door haar karakteristieke temperatuur zendt het aardoppervlak infrarode straling (golflengte 700 tot nm) uit die een langere golflengte heeft dan de invallende zonnestraling. Broeikasgassen laten de invallende kortgolvige straling vrijwel volledig door, maar absorberen de door de aarde uitgestraalde infrarode straling nagenoeg volledig. Vervolgens zenden deze moleculen zelf infrarode straling uit in alle richtingen, dus zowel naar het aardoppervlak en naar de ruimte toe. De broeikasgassen bemoeilijken dus enkel de vrijgave van warmte. Ze kunnen de vrijgave van warmte niet stopzetten, aangezien de helft van hun eigen straling gericht is naar de ruimte. Door het broeikaseffect wordt de aarde gedwongen haar oppervlaktetemperatuur te verhogen (dus van -18 C naar +15 C) tot op het moment dat de warmtestraling bovenaan de absorberende luchtlagen naar de ruimte toe in evenwicht is met de invallende zonnestraling op dat niveau (Visbeck, 2001). Hoe meer broeikasgassen zich in onze atmosfeer bevinden, hoe hoger de temperatuur aan het aardoppervlak zal zijn waarbij dit evenwicht zich instelt. Een schema van de totale warmtebalans van de aarde, zoals door de besproken processen in evenwicht gehouden, wordt in figuur 1 weergegeven. Het aardse klimaat wordt beïnvloed door elke factor die een weerslag heeft op: de hoeveelheid opgevangen zonnestraling: bv. de elfjarige zonnecyclus, variaties in de baan van de aarde rond de zon; de hoeveelheid door de aarde geabsorbeerde en uitgestuurde warmte: bv. een stijging van de concentraties van broeikasgassen of de variatie van de concentratie met de hoogte (bv. voor waterdamp), de aanwezigheid van aërosolen (vulkaanerupties, industriële zwaveloxide-emissies); de fysische verspreidingspatronen over het aardoppervlak: een verandering van de huidige temperatuurverdeling in de atmosfeer en de oceanen kan bijvoorbeeld een wijziging in weerpatronen en oceaanstromen veroorzaken. Het klimaat wordt gekenmerkt door een grote natuurlijke variabiliteit. De kennis en de projectie naar de toekomst van de natuurlijke variabiliteit is nodig om enerzijds een antropogene klimaatverstoring te kunnen aantonen en anderzijds de mogelijke toekomstige klimaatveranderingen te begroten en hun impact te analyseren. 10 November 2012

13 Figuur 1: De stralings- en warmtebalans van de aarde 1 = invallende zonnestralen; 2 = weerkaatsing van een deel van de stralen door de atmosfeer; 3 = weerkaatsing door de wolken; 4 = stralen die het aardoppervlak bereiken; 5 = de aarde absorbeert de stralen en geeft ze terug af als infraroodstralen; 6 = die infraroodstralen worden opgenomen door de broeikasgassen; 7 = een deel van de stralen wordt door de broeikasgassen teruggestraald en door hogere lagen van de atmosfeer geabsorbeerd (8); 9 = de rest verdwijnt in de ruimte. Bron: De geochemische koolstofcyclus Reeds in 1863 identificeerde de fysicus Tyndall koolstofdioxide als een broeikasgas. In 1875 vond de Engelsman James Croll dat cyclische veranderingen in de aardbaan de intensiteit van de zonnestraling op aarde beïnvloeden, en daarmee ook het klimaat. In 1906 verklaarden de Amerikanen Thomas Chamberlin en Rollin Salisbury dat het buitengewoon warme klimaat tijdens het Krijt (140 tot 60 miljoen jaar geleden) het gevolg was van een hogere atmosferische CO 2 -concentratie. Experimenteel onderzoek in 1920 leek deze hypothese echter te weerleggen. Pas in 1958 werd het opwarmend effect van CO 2 opnieuw ontdekt door de metingen van Charles Keeling op Hawaii (Weissert & McKenzie, 2004). Op een geologische (of zeer ruime) tijdsschaal bekeken zijn de belangrijkste oorzaken van klimaatverandering het vrijkomen van CO 2 in de atmosfeer door vulkanische activiteit en de verwijdering ervan door sedimentatie. Dit laatste gebeurt door twee fenomenen. Microorganismen gebruiken koolzuurgas uit de atmosfeer voor de afbraak van mineralen. Als afvalproduct van deze chemische verwering ontstaat in water opgelost bicarbonaat. Dit wordt via rivieren naar de oceaan afgevoerd waar het door organismen in hun kalkskelet wordt ingebouwd. Wanneer deze organismen sterven en naar de bodem zinken, komt het skelet in sedimenten terecht, waardoor de koolstof voor honderden miljoenen jaren aan de atmosfeer onttrokken blijft. Een tweede manier van onttrekking wordt veroorzaakt door een toegenomen fotosynthese ten gevolge van de hogere atmosferische CO 2 -concentratie. In de oceanen zinken de afgestorven planten (algen) naar de bodem en komen in sedimenten terecht. Dit geeft aanleiding tot de vorming van aardolie en -gas. Ook op het land worden dikke lagen plantaardig materiaal bedekt, wat uiteindelijk het ontstaan geeft van veen, bruinkool en steenkool. November

14 Sinds het begin van de industriële revolutie (>1750) wordt deze voorraad aan CO 2 op zeer korte tijd terug in de atmosfeer gebracht, met name door de verbranding van die fossiele brandstoffen. Wat vroeger miljoenen jaren vroeg, gebeurt nu op enkele honderden jaren. Enkele reactievergelijkingen (zie ook figuur 2): A) verwering van carbonaten: CO 2 + H 2 O + CaCO > Ca HCO 3 B) verwering van silicaten: 2 CO 2 + H 2 O + CaSiO > Ca HCO SiO 2 C) vorming van carbonaten in de oceaan: 2HCO Ca > CaCO 3 + CO 2 + H 2 O D) combinatie van B en C: CO 2 + CaSiO > CaCO 3 + SiO 2 E) afbraak van carbonaten: CaCO 3 + SiO > CaSiO 3 + CO 2 Figuur 2: De geochemische koolstofcyclus Broeikasgassen De versterking van het broeikaseffect door de mens geschiedt voornamelijk door de emissie van de broeikasgassen CO 2, CH 4 en N 2 O. Ook de uitstoot van zwavelhexafluoride (SF 6 ) en CFK s met hun vervangproducten zoals HCFK s, HFK s en PFK s zorgt voor een toename van het broeikaseffect. Ook troposferisch ozon (O 3 ) is een belangrijk broeikasgas dat ontstaat uit fotochemische reacties van vluchtige organische stoffen (VOS), NO x en (in mindere mate) CO. De troposfeer is de atmosfeerlaag gelegen tusssen het grondniveau en ongeveer 6 tot 16 km hoogte, afhankelijk van de meteorologische omstandigheden. Aan de hand van de Global Warming Potential of GWP is het mogelijk de bijdrage van verschillende broeikasgassen aan het broeikaseffect ten opzichte van elkaar te wegen. GWP is een index gedefinieerd als de cumulatieve verstoring van de aardse stralingsbalans tussen het heden en een vooropgestelde tijdshorizon veroorzaakt door een massa gas die vandaag geëmitteerd wordt, relatief uitgedrukt ten opzichte van het referentiegas CO 2. De GWP van een gas drukt dus het relatieve vermogen van dat gas voor opwarming van het klimaat uit 12 November 2012

15 t.o.v. CO 2, gemeten in een bepaalde tijdshorizon. Door de reële emissies van een gas te vermenigvuldigen met zijn GWP kan men de emissie van een bepaald broeikasgas uitdrukken als een CO 2 -equivalente emissie. Naast het wetenschappelijk belang om het relatief effect te kennen en te hanteren in klimaatmodellen, kunnen GWP s gebruikt worden in het emissiereductiebeleid: de zogenaamde korfbenadering waarbij emissiereductiedoelstellingen worden uitgedrukt en verwezenlijkt in CO 2 -equivalente - termen. Daarbij kan bv. de reductie van 1 ton methaanemissies gelijkgesteld worden aan de reductie van 25 ton CO 2 -emissies (zie GWP van CH 4 in tabel 1). De grootte van het GWP is in de korfbenadering een cruciaal element. De GWP van een gas is afhankelijk van 4 factoren: de mate waarin het gas infrarode straling absorbeert of uitstraalt. Dit is afhankelijk van de structuur van het molecule en wordt bepaald met moleculaire spectroscopie en berekeningen van de atmosferische radiatiescattering. Deze factor kan voor bestaande broeikasgassen en voor elk nieuw product redelijk nauwkeurig bepaald worden (foutmarge 5 à 15 %). De mate waarin het gas infrarode straling absorbeert of radieert hangt mede af van de concentratie van dit gas en van andere broeikasgassen in de atmosfeer. Deze concentraties veranderen doorheen de tijd, en dus ook de GWP. Het effect is echter relatief klein; de atmosferische verblijftijd (hoe lang blijft het gas in de atmofeer aanwezig). Deze wordt bepaald door de processen waardoor de gassen uit de atmosfeer worden verwijderd (de zogenaamde putten of sinks ). De karakterisatie van dergelijke processen is de voornaamste onderzoeksinspanning die geleverd moet worden om de GWP-waarden te verbeteren. De foutmarge op de GWP-waarden voor broeikasgassen die in de lagere atmosfeer worden afgebroken (bv. HCFK s en HFK s) is inmiddels sterk verkleind doordat de kennis van de chemische processen in de atmosfeer is verbeterd; de tijdshorizon waarover het radiatieve effect berekend wordt. De keuze van de integratieperiode is ethisch/beleidsmatig van aard. Een lange tijdshorizon (bv. 500 jaar) legt de nadruk op langlevende gassen en het vermijden van grotendeels irreversibele lange-termijn opwarming. De berekeningen op dergelijk lange tijdschaal zijn evenwel minder nauwkeurig. Een korte tijdshorizon (bv. 25 jaar) benadrukt kortlevende gassen (zoals CH 4 ) en streeft naar een verandering van het radiatieve effect op korte termijn. Een heel korte tijdshorizon wordt niet zinvol geacht, omdat de meeste klimaatsystemen verschillende decennia nodig hebben om te reageren. Voor het beleid werden de GWP s berekend met een tijdshorizon van 100 jaar; het indirecte GWP. Het indirecte GWP voegt aan de directe GWP het effect toe van eventuele reactieproducten van het gas in de atmosfeer. Een goed voorbeeld is CH 4 : het wordt geoxideerd in de atmosfeer en geeft aanleiding tot de vorming van stratosferische waterdamp (stratosfeer = atmosfeerlaag gelegen boven de troposfeer, tot een hoogte van ongeveer 50 km), troposferisch O 3 en CO 2. Deze 3 gassen zijn eveneens broeikasgassen. Het radiatieve effect ervan wordt uitgedrukt in een indirecte GWP en op deze wijze verbonden met het gas dat er aan de oorsprong van ligt. De indirecte GWP van CH 4 zou ongeveer 15 % zijn van de directe GWP. Dit brengt de totale GWP van CH 4 op 25 (tijdshorizon 100 jaar), daar waar de directe GWP wordt ingeschat op 23. CFK s hebben waarschijnlijk een negatieve indirecte GWP: doordat zij O 3 afbreken onderaan de stratosfeer, treedt er een afkoeling op. Tabel 1 geeft een overzicht van de GWP voor de belangrijkste gassen, zoals opgenomen in het Fourth Assessment Report van IPCC uit 2007 (AR4). Ook de CFK-vervangproducten (HFK s, PFK s en SF 6 ) verdienen de aandacht omdat ze zeer hoge GWP-waarden kunnen hebben. November

16 Tabel 1: Kenmerken van de voornaamste broeikasgassen broeikasgas verblijftijd in atmosfeer (jaar) direct global warming potential (GWP-100 jaar) CO 2 5 à CH 4 * N 2 O PFK's CF C 2 F C 3 F C 4 F c-c 4 F C 5 F C 6 F C 10 F 18 >1 000 >7 500 SF HFK's HFK-23 of CHF HFK-32 of CH 2 F 2 4,9 675 HFK-125 of CHF 2 CF HFK-134a of CH 2 FCF HFK-143a of CF 3 CH HFK-152a of CH 3 CHF 2 1,4 124 HFK-227ea of CF 3 CHFCF 3 34, HFK-236fa of CF 3 CH 2 CF HFK-245fa of CHF 2 CH 2 CF 3 7, HFK-365mfc of CF 3 CH 2 CF 2 CH 3 8,6 794 HFK-43-10mee of CF 3 CHFCHFCF 2 CF 3 15, * De GWP van CH 4 omvat eveneens de indirecte bijdragen van de stratosferische H 2O en O 3 productie. Afhankelijk van het gebruik van bepaalde PFK's en HFK's, verschilt de gemiddelde GWP van de PFK-mix en HFKmix van land tot land. Bron: IPCC, 2007 (WG1) Belangrijke opmerking over de gehanteerde GWP-waarden Volgens de richtlijnen van het Raamverdrag betreffende de rapportering van de broeikasgasinventaris moeten de Annex-I Partijen de GWP-waarden van het Second Assessment Report van het IPCC gebruiken. Die waarden werden reeds in 1996 gepubliceerd, en zijn inmiddels bijgesteld door het 'Third Assessment Report' van IPCC uit 2001 (TAR) en het Fourth Assessment Report van IPCC uit 2007 (AR4). Het Protocol van Kyoto stelde dat de GWP s die moeten gehanteerd worden in de officiële rapporteringen voor het Klimaatverdrag, enkel kunnen herzien worden tijdens een Meeting of the parties of MOP 1. Een aanpassing van de GWP s zou de broeikasgasuitstoot voor België circa 0,2 % hoger leggen t.o.v. de waarden die tot nog toe officieel gerapporteerd werden. In de MIRA-publicaties streven we steeds een zo nauwkeurig mogelijke en wetenschappelijk correcte weergave na. Daarom heeft MIRA een aantal jaren gewerkt met de GWP-waarden uit het Third Assessment Report van IPCC uit 2001 (TAR). Omwille van een afstemmingsoefening tussen EILucht, ANRE (nu VEA), Energiebalans VITO en MIRA 1 Vergaderingen tussen landen die deelnemen aan het Kyoto-protocol. 14 November 2012

17 gebruikt MIRA sedert de uitgave van 2004 opnieuw de GWP-waarden uit het Second Assessment Report van IPCC uit Tabel 2: De GWP-waarden uit het SAR van IPCC, die MIRA hanteert in afstemming met de rapporteringsvereisten in het kader van het Kyoto-protocol Stof C C O 2 H 4 N 2O H FK's PFK's SF 6 HFK-23 GWP HFK HFK HFK-43-10mee HFK HFK HFK-134a HFK-152a 140 HFK HFK-143a HFK-227ea HFK-236fa HFK-245ca 560 CF 4 C 2 F 6 C 3 F 8 C 4 F 10 c-c 4 F 8 C 5 F 12 C 6 F Bron: IPCC, Second assessment Report (1996) Koolstofdioxide (CO 2 ) In totaal is bijna 64 % van de verandering in de stralingsbalans op aarde door toedoen van antropogene activiteiten tussen de pre-industriële periode (1750) en 2010 toe te schrijven aan CO 2. Die grote bijdrage is vooral te wijten aan de enorme hoeveelheden CO 2 die vrijkomen bij de verbranding van fossiele brandstoffen, bij ontbossing en bij de productie van cement. CO 2 absorbeert slechts een deel van het infrarode spectrum. Het gas is immers relatief doorlatend in het golflengtegebied tussen 700 en nm. In dit golflengtegebied zijn vooral CH 4, N 2 O en CFK s actieve absorbentia. CO 2 is vrij homogeen verdeeld over de troposfeer. Het CO 2 -molecule heeft een atmosferische verblijftijd van 5 tot 200 jaar. Een meer precieze waarde is moeilijk te bepalen door de complexe CO 2 -absorptiemechanismen in de biosfeer en de oceanen. De trage verwijdering uit de atmosfeer impliceert een langdurige aanwezigheid van het gas, zelfs na een eventuele reductie van de emissiebronnen. Door CO 2 veroorzaakte temperatuurveranderingen kunnen dan ook lang naslepen Methaan (CH 4 ) Ook CH 4 is een belangrijk broeikasgas: het staat in voor bijna 18 % van de verandering in November

18 stralingsbalans door antropogene activiteiten. De antropogene emissies ervan zijn voornamelijk afkomstig van de verbranding van fossiele brandstoffen, het vrijzetten van aardgas uit diepere aardlagen, het storten van afval, de veeteelt en rijstvelden. CH 4 heeft een GWP van 25 (of 21) op een 100-jaar tijdsbasis. Het speelt tevens een cruciale rol in het reactiemechanisme van zowel troposferisch ozon (O 3 ), een prominent broeikasgas in de nabijheid van de tropopauze, als van het hydroxilradicaal ( OH), dat de atmosferische leeftijd bepaalt van tal van gassen in troposfeer en stratosfeer. De atmosferische leeftijd van CH 4 bedraagt 12 jaar. Zoals bij CO 2 is de atmosferische accumulatie te wijten aan een onevenwicht tussen de emissie (antropogeen + natuurlijk) van het gas enerzijds en de natuurlijke absorptiemechanismen anderzijds Lachgas (N 2O) Lachgas absorbeert eveneens straling in het infrarode gebied en draagt dus bij (6 %) tot het broeikaseffect. Het heeft een GWP van 298 (of 310) en is vooral afkomstig van industriële processen (bv. productie van salpeterzuur), veeteelt en mestgebruik in de landbouw en ook verbranding van biomassa. Het is tevens een gas dat een rol speelt in de stratosferische ozonchemie. N 2 O heeft een relatief lange atmosferische leeftijd van gemiddeld 114 jaar en dus een vertraagde verwijderingsrespons Chloorfluorkoolwaterstoffen (CFK s) en hun vervangproducten (HFK's, PFK's) Voor de chemische en fysische eigenschappen van CFK s die o.a. als koelvloeistoffen gebruikt worden wordt verwezen naar de themabeschrijving van Aantasting van de ozonlaag op In dit document worden slechts enkele eigenschappen, van specifiek belang voor het broeikaseffect, belicht. Om de aantasting van de ozonlaag tegen te gaan, worden traditionele CFK-toepassingen vervangen in het kader van het Montreal Protocol (1987). De CFK s worden enerzijds vervangen door HFK s en (in mindere mate) PFK s, en anderzijds door andere chemische producten dan fluorkoolwaterstoffen (bv. koolwaterstoffen, ammoniak). Daarnaast wordt het gebruik van CFK s vermeden door toepassing van alternatieve technologieën. In het verleden werden CFK s ook vervangen door HCFK s, maar ook voor deze stoffen is een geleidelijke uitfasering voorzien, afhankelijk van de toepassing, zoals bepaald in de Europese Verordening van 29/6/2000 betreffende de ozonlaag-afbrekende stoffen. De productie van HFK s zal toenemen naarmate CFK s en HCFK s worden afgebouwd. In tabel 3 zijn de HCFK s en HFK s onderscheiden in twee klassen. Klasse I-producten hebben een relatief hoge GWP en levensduur, en klasse II-producten hebben een relatief lage GWP en levensduur. Substitutie van CFK s met producten met hoge GWP (klasse I-producten) heeft uiteraard een meer uitgesproken effect op de gemiddelde opwarming van de atmosfeer dan substitutie met producten met lage GWP (klasse II-producten). Stoffen met een lange levensduur zullen nog lange tijd effect hebben op de opwarming van de atmosfeer, zelfs na de stopzetting van hun gebruik. Enkel een combinatie van klasse II-vervangingsproducten met technologische vernieuwing, recuperatie en hergebruik, en strenge beperkingen op de toepassingsgebieden, kan leiden tot een aanvaardbare evenwichtssituatie. Ongeremd gebruik van HFK s kan een langdurig en sterk effect hebben op de opwarming van de atmosfeer. 16 November 2012

19 Tabel 3: HCFK s en HFK s verdeeld in 2 klassen op basis van hun GWP en atmosferische verblijftijd Bron: IPCC, 2007 (WG I) direct GWP (100 jaar) verblijftijd (jaren) Klasse I HCFK HCFK-142b ,9 HFK HFK-134a HFK-143a Klasse II HCFK ,3 HCFK-141b 725 9,3 HFK-152a 124 1,4 CFK's, hun vervangproducten en SF 6 staan samen in voor 12 % van de veranderde stralingsbalans Zwavelhexafluoride (SF 6 ) SF 6 wordt slechts in beperkte mate gebruikt: vooral in elektrische schakelinstallaties en in geluidsisolerende dubbele beglazing. Er komen dan ook geen grote hoeveelheden van dit gas vrij in de atmosfeer. Door de erg hoge GWP of waarover dit gas beschikt, werd het niettemin mee opgenomen in de doelstellingen van het Kyoto-protocol. Noot: De bespreking in de volgende vier paragrafen slaat op broeikasgassen die niet tot de korf van het Protocol van Kyoto behoren Troposferische ozon (O 3 ) Er is duidelijk onderscheid nodig tussen ozoneffecten in de troposfeer en in de stratosfeer. In de lagere atmosfeerlagen, de troposfeer, is een ozonmolecule kortlevend wegens de hoge densiteit aan moleculen waarmee het kan reageren (ozon heeft een sterk oxiderend vermogen). Ten gevolge van deze reacties zullen in de biosfeer ook cellen van planten en dieren worden geoxideerd, wat bij mensen kan leiden tot irritatie van longen en ogen. Ozon in de troposfeer is een destructieve maar kortlevende vorm van luchtverontreiniging. Troposferische ozon heeft vooral in de hogere troposfeer belangrijke radiatieve eigenschappen en de concentratie ervan is op vele locaties de afgelopen decennia door menselijke activiteiten significant toegenomen. In de noordelijke hemisfeer schat het IPCC dat de atmosferische ozonconcentraties sinds de industriële revolutie verdubbeld zijn Stratosferisch ozon (O 3 ) In de stratosfeer heeft een verminderde ozonconcentratie een verminderd broeikaseffect als neveneffect. Dit is een indirect gevolg van de antropogene emissie van chloor- en broomverbindingen Troposferische en stratosferische aërosolen Aërosolen leiden tot een verminderde transparantie van de atmosfeer en dus tot een verminderde effectieve intensiteit van het zonlicht. Ze beïnvloeden de stralingsbalans van de aarde op twee wijzen: (i) door het directe verstrooien en absorberen van straling en (ii) door het indirecte effect op de hoeveelheid bewolking. Hoewel sommige soorten aërosolen zoals roet een opwarmend effect hebben, hebben de aërosolen een netto afkoelend effect. Dit November

20 effect wordt ook wel 'global dimming' genoemd, en zorgt voor een afzwakking of maskering van de 'global warming' of opwarming van de aarde. De meeste aërosolen van antropogene oorsprong bevinden zich in de lagere troposfeer (op een hoogte kleiner dan 2 km). Vooral in wolken kunnen ze fysische en chemische transities ondergaan, en ze verdwijnen uit de atmosfeer door neerslagvorming. In de lagere troposfeer hebben aërosolen een gemiddelde levensduur van enkele dagen en ze bevinden zich dan ook dicht bij het brongebied. In de stratosfeer daarentegen, het gebied waar de natuurlijke vulkanische aërosolen voorkomen, hebben de deeltjes een levensduur van maanden of jaren en kunnen ze zich dus homogeen over het aardoppervlak verspreiden. De radiatieve eigenschappen van aërosolen hangen af van vorm, grootte en chemische samenstelling van de individuele deeltjes en van de ruimtelijke verdeling binnen de aërosolenpluim. Zie ook Waterdamp Een bijkomend fenomeen met een positief indirect effect is de toename van de hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer. Het zijn niet zozeer menselijke activiteiten die direct voor een significante toename zorgen. Warme lucht kan gewoon meer waterdamp bevatten. Aangezien waterdamp zelf een broeikaseffect heeft, zal de opwarming nog toenemen door de stijgende hoeveelheden waterdamp. Een dergelijk indirect effect noemt men ook positieve feedback. De atmosferische verblijftijd van waterdamp is heel wat korter dan die van de meeste andere broeikasgassen Radiatieve forcering Veranderingen in concentraties van broeikasgassen en aërosolen leiden tot een verstoring van de stralingsbalans van de aarde. Deze verstoring noemen we radiative forcing verwijzend naar de antropogene oorsprong (forcing: forceren, afdwingen) en naar het opwarmend effect (forcing house: broeikas). Als Nederlandstalig equivalent voor deze term gebruiken we radiatieve forcering. Een radiatieve forcering kan zowel positief zijn (waarbij het aardoppervlak opwarmt) als negatief (zorgt voor afkoeling aardoppervlak). Figuur 3 geeft een overzicht van de radiatieve forcering per broeikasgas of aërosol. Een vergelijking tussen de verschillende gassen is slechts in beperkte mate nuttig door de verschillen in geografische reikwijdte. Broeikasgassen als CO 2, CH 4, N 2 O en de CFK s hebben een lange levensduur en zijn daardoor homogeen verdeeld, troposferische O 3 is regionaal verdeeld en troposferische aërosolen hebben een eerder lokaal karakter. Hierdoor kan de radiatieve forcering niet op dezelfde schaal worden vergeleken. 18 November 2012

21 Figuur 3: Jaargemiddelde totale radiatieve forcering in de periode verandering in stralingsflux (W/m²) 3 2 CO2 1 0 HKWS N 2 0 CH 4 troposferisch O 3 albedo oppervlak vuile sneeuw aërosolen direct effect albedo w olken roet zon stratosferisch O 3 landgebruik totaal netto anthropogeen -1 betrouwbaarheid gegevens hoog hoog gemiddeld laag tot gemiddeld laag tot gemiddeld laag laag HKWS = gehalogeneerde kool(water)stoffen (CFK s, HFK s, PFK s ) en SF 6 Bron: IPCC (2007) De gecombineerde forcering in de periode te wijten aan de toename van CO 2 -, methaan- en lachgasconcentraties bedraagt +2,30 W/m², heel waarschijnlijk het hoogste niveau van de laatste jaar. Het effect van CO 2 (1,66 W/m 2 ) is met 20 % toegenomen tussen 1995 en Aerosolen van menselijke oorsprong (voornamelijk sulfaat, organische koolstof, zwarte koolstof, nitraat en stof) produceren een afkoelend effect door combinatie van een direct effect van -0,5 W/m² en een indirect effect via het albedo (reflectie) van wolken van -0,7 W/m². Deze effecten zijn evenwel moeilijk kwantificeerbaar, aangezien de uitstoot van aërosolen erg streekgebonden is en de atmosferische concentraties ervan snel reageren op wijzigingen in de uitstoot. De exacte bijdrage van aërosolen in het broeikaseffect blijft een onzekere factor. De menselijke uitstoot van diverse andere polluenten geeft dan weer een opwarmend effect. De toenemende concentratie van ozon in de troposfeer door uitstoot van ozonvormende chemicaliën NO x, CO en koolwaterstoffen heeft een opwarmend effect van +0,35 W/m². Gechloreerde koolwaterstoffen leveren een opwarming met +0,34 W/m². Door invloed op de reflectiekarakteristieken van het landoppervlak, zorgde een wijzigend landgebruik door de mens voor een toename van het oppervlakalbedo met een verminderde opwarming begroot op 0,2 W/m² tot gevolg. De neerslag van roetdeeltjes op sneeuwvlaktes verminderde de albedo, wat leidt tot een extra opwarming met circa 0,1 W/m². De geobserveerde verdunning van de stratosferische ozonlaag heeft dan weer een (beperkt) negatief broeikaseffect veroorzaakt van naar schatting -0,05 W/m 2. Dit effect zal evenwel verminderen door de maatregelen tegen ozonafbrekende stoffen. Tot slot wordt de natuurlijke radiatieve forcering te wijten aan fluctuaties in de zonnestralingsintensiteit door enerzijds de langdurige stijging aan intensiteit sinds het Maunder-minimum in de 17 de eeuw en anderzijds de cyclische variaties in intensiteit door de elfjarige zonnecyclus, begroot op +0,12 W/m² sinds de pre-industriële periode. November

22 Grote vulkaanerupties kunnen een significante toename van stratosferische aërosolen veroorzaken met een radiatieve forcering gedurende enkele jaren. Figuur 4 toont een aantal fenomenen met een koelend effect (negatieve radiatieve forcering). Stof, vulkanische as en sulfaten zijn voorbeelden van aërosolen die zonnestraling reflecteren naar de ruimte, waardoor minder energie de aarde bereikt. Ook het aardoppervlak reflecteert zonnestralen. De reflecterende eigenschappen, aangeduid met de term albedo, verschillen naargelang het type oppervlak. Vegetatie reflecteert minder dan braakliggende terrein. Sneeuw en ijs hebben een sterker reflecterend karakter dan het land en de oceaan. Het smelten van ijs geeft bijgevolg een verminderde reflectie. Wolken hebben over het algemeen een afkoelend effect. Een belangrijke uitzondering zijn de ijswolken op grote hoogte die gevormd worden door de uitstoot van waterdamp door vliegtuigen. Deze slierten houden de warmte vast, waardoor de atmosfeer opwarmt. De toename van het luchtverkeer zorgt voor een toename van dit type van wolken. Figuur 4: Fenomenen met een afkoelend effect (negatieve radiatieve forcering) Bron: UNEP, 2005 Onderzoek toont aan dat de aarde nog steeds aan het opwarmen is, met de bedoeling een nieuwe evenwichtstemperatuur te bereiken. Zelfs wanneer de atmosferische concentraties aan broeikasgassen op het niveau van 2003 zouden blijven, zal de gemiddelde aardtemperatuur nog met 0,6 C toenemen t.o.v Pas dan kan de stralingsbalans een nieuw evenwicht bereiken en de jaargemiddelde radiatieve forcering terugvallen op 0. Die 0,6 C komt dan bovenop de toename van de gemiddelde temperatuur op aarde met 0,6 à 0,7 C die werd opgetekend in de periode Koolstofcyclus De koolstofcyclus ontstaat door koolstofstromen tussen verschillende koolstofreservoirs (atmosfeer, bodem, vegetatie, oceanen en fossiele brandstoffen). Het is een dynamisch gebeuren dat gekoppeld is aan de variaties in ons klimaatsysteem en menselijke activiteiten (figuur 5). 20 November 2012

23 Figuur 5: Koolstofcyclus (reservoirs in Gton C en fluxen in Gton C per jaar) Bron: UNEP, 2005 Wereldwijd accumuleert er jaarlijks zo n 3,2 Gton C in de atmosfeer. De verbranding van fossiele brandstoffen veroorzaakt een uitstoot van 6,3 Gton C per jaar. De uitwisseling tussen atmosfeer en oceanen veroorzaakt netto een afname van C in de atmosfeer van 2,4 Gton C/jaar. De netto terrestrische C-flux, opname of uitstoot van CO 2 uit de vegetatie en de bodem op het land, nam toe van 0,4 Gton C per jaar in de jaren 1980 tot 0,7 Gton C/jaar in de jaren 1990 (tabel 4). De koolstofbalans van de terrestrische ecosytemen is echter uitermate onzeker. Vooral in de noordelijke hemisfeer treedt een C-sink op. In het algemeen wordt voor die (noordelijke) C-sink een inschatting van 2,1 Gton C per jaar als robust aanzien. De tropen blijken eerder C-neutraal of zelfs een beperkte bron van C te zijn (Houghton, 2003). Tabel 4: Globaal CO 2 -budget (Gton C per jaar) antropogene emissies (door verbranden fossiele brandstoffen) 5,4 ± 0,3 6,3 ± 0,4 opname door oceanen -1,7 ± 0,6* -2,4 ± 0,7 netto flux van het land(gebruik) naar de atmosfeer** -0,4 ± 0,7-0,7 ± 0,8 netto toename atmosferische C 3,3 ± 0,1 3,2 ± 0,2 * een negatief teken duidt op een C-sink ** combinatie van groei en afbraak plantaardig materiaal enerzijds en veranderingen in landgebruik anderzijds Bron: Houghton, 2003 Janssens et al. (2003) begrootten de netto C sink voor de Europese biosfeer op 0,135 tot 0,205 Gton per jaar (0,495 à 0,752 Gton CO 2 ), hetgeen 7 tot 12 % is van de Europese antropogene koolstofemissies. Het eerste ECCP (European Climate Change Programme) (2003) vermeldt dat landbouwbodems alleen al in de EU, 60 à 70 Mton CO 2 per jaar kunnen vastleggen gedurende de eerste verbintenisperiode van het Kyotoprotocol ( ). Dit komt overeen met 1,5 à 1,7 % van de antropogene CO 2 -emissie van de EU of 19 à 21 % van de totale CO 2 -reductieverplichting (337 Mton CO 2 per jaar) voor de EU. Uit een evaluatie van het eerste European Climate Change Programme (ECCP 1) is evenwel gebleken dat het sinkpotentieel van de landbouw in Europa overschat werd Bundeling wetenschappelijke kennis IPCC November

24 In 1988 richtten de Wereld Meteorologische Organisatie (WMO) en het MilieuProgramma van de Verenigde Naties (UNEP) het Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) op. Het IPCC is een onafhankelijk orgaan met als opdracht de wetenschappelijke kennis te evalueren met betrekking tot klimaatverandering. Het IPCC werd een belangrijke speler in dit domein: het eerste eindverslag in 1990 vormde de basis voor het Klimaatverdrag van de wereldmilieutop in Rio de Janeiro (Brazilië, 1992). Het tweede wetenschappelijke eindverslag ('Second Assessment Report' of SAR, afgerond in 1995) verstrekte voldoende argumenten om een Protocol aan het Klimaatverdrag toe te voegen. Dat Protocol werd op de Klimaatconferentie in december 1997 in Kyoto (Japan) goedgekeurd en legt bindende verplichtingen op voor de reductie van broeikasgassen: de gezamenlijke uitstoot van CO 2, CH 4, N 2 O en de CFK-vervangproducten (HFK S, PFK S en SF 6 ) moet in België in de periode met 7,5 % afnemen t.o.v (CO 2, CH 4, N 2 O) of 1995 (HFK S, PFK S en SF 6 ). Het derde wetenschappelijk rapport ('Third Assessment Report' of TAR, 2001) van het IPCC stelt dat er nieuwe en sterkere bewijzen zijn dat het grootste deel van de temperatuurstijging waargenomen over de laatste vijftig jaar te wijten is aan menselijke activiteiten. Er bestaat een wetenschappelijke consensus (geen unanimiteit) dat de klimaatverandering mede veroorzaakt wordt door de mens. Hoewel dit nog steeds niet volledig zeker is, neemt de internationale gemeenschap terzake het standpunt in dat niet mag worden gewacht met optreden. Deze houding is bekend als het voorzorgsbeginsel. De onzekerheden worden overigens steeds kleiner. In het vierde IPCC-rapport ( Fourth Assessment Report of AR4, 2007) is bovenstaande stelling uit het derde rapport nieuwe en sterkere bewijzen zijn dat nog versterkt van waarschijnlijk (=66 % tot 90 % zeker) tot heel waarschijnlijk (>90 % zeker). Ook met betrekking tot de gevolgen van de klimaatverandering komt er steeds meer duidelijkheid dankzij een groter aantal beschikbare studies en gegevens. De overtuiging groeit dat de intensiteit en/of de frequentie van een aantal extreme weersfenomen (bv. hittegolven, zware regenval) zal toenemen. Er zijn, in vergelijking met het vorige rapport, ook sterkere bewijzen dat zowel terrestrische als mariene biosystemen nu reeds sterk beïnvloed worden door de recente opwarming. Het vierde rapport maakt ook een inschatting van economische reductiepotentiëlen in verschillende sectoren en bij verschillende koolstofprijzen. Een inschatting van de macro-economische kost van stabilisatiescenario s biedt nuttige informatie voor beleidsmakers. Meer informatie omtrent AR4 is raadpleegbaar op De publicatie van verschillende delen van het volgende Assessment Report (AR5) plant het IPCC tussen het najaar van 2013 en eind 2014 (zie Antropogene invloed op het klimaat? De opwarming van het klimaat is onmiskenbaar. Dit blijkt overduidelijk uit observaties van de toename van de gemiddelde mondiale temperaturen van lucht en oceanen, het wijdverspreide smelten van sneeuw en ijs en de stijging van het gemiddelde mondiale zeeniveau. 2 De toegenomen kennis van de verschillende mechanismen en factoren die het klimaat bepalen, heeft de afgelopen jaren geleid tot meer betrouwbare modellen om (toekomstige) klimaatveranderingen te voorspellen. Klimaatmodellen zijn vereenvoudigde wiskundige vergelijkingen van het klimaatsysteem op de Aarde, die worden opgelost in een driedimensionaal rooster over de aardbol. De mate waarin de modellen de respons van het klimaatsysteem kunnen voorspellen, hangt in grote mate af van het inzicht in de fysische, chemische en biologische processen die het klimaatsysteem sturen. In tegenstelling tot voorspellingen voor het weer dat sterk chaotisch van karakter is (de evolutie ervan is gevoelig aan kleine verstoringen in begincondities) en daarom moeilijk te voorspellen voor meer dan 2 weken, is de voorspelbaarheid van het klimaat minder beperkt vanwege de systematische invloeden van de trager variërende componenten van het klimaatsysteem (bv. de oceanen). Sinds het IPCC-rapport van 1995 is de wetenschap erin geslaagd de simulatiemodellen voor 2 IPCC, 4th assessment report (2007), The Scientific Basis, summary for policy makers, blz November 2012