Stratosphärisches Ozon

Aus Klimawandel
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1 Entstehung von stratisphärischem Ozon

Vertikale Verteilung des Ozons und Veränderung der Temperatur. Die schwarzen Pfeile deuten Veränderungstrends durch den anthropogenen Einfluss an.

Das Ozon in der Stratosphäre hat für das Leben auf der Erde eine elementare Bedeutung. Es verhindert, dass die harte und sehr energiereiche UV-B-Strahlung der Sonne (im Wellenlängenbereich zwischen 280 und 320 nm), die die Zerstörung von Biomolekülen wie DNA und Proteinen bewirken kann, ungehindert in die Atmosphäre dringt. Gefährdet durch UV-B sind besonders Pflanzen und der Mensch, während viele Tiere durch Felle und Federn sowie eine nächtliche und verborgene Lebensweise geschützt sind. Beim Menschen kann eine erhöhte UV-B-Strahlung Hautkrebs hervorrufen und das Immunsystem schwächen. Auch das Leben im Ozean ist je nach Tiefe und Wassertrübung betroffen. Im offenen Ozean, der normalerweise nur eine geringe Trübung aufweist, kann die UV-B-Strahlung bis in eine Tiefe von 20 m vordringen. In Küstennähe ist die Eindringtiefe dagegen wegen des stärkeren Stoffeintrags wesentlich geringer. Besonders gefährdet ist im Meer das empfindliche Phytoplankton, das in aquatischen Ökosystemen die Grundlage der Nahrungskette bildet. Der Lebensraum des Phytoplanktons befindet sich nahe der Wasseroberfläche, wo noch ausreichend sichtbares Licht zur Photosynthese zur Verfügung steht.

Aufgrund der Absorption von kurzwelliger und langwelliger Strahlung hat das stratosphärische Ozon auch einen wichtigen Einfluss auf die vertikale Temperaturverteilung. Während in der Troposphäre die Temperatur von 15 °C am Boden auf weniger als -50 °C an der Tropopause abnimmt, hat die Absorption von Strahlung durch Ozon eine deutlich Erwärmung bis zu 0 °C in 50 km Höhe zur Folge. Eine wichtige Konsequenz ist eine hohe dynamische Stabilität der Stratosphäre und die Begrenzung stärkerer vertikaler Luftbewegungen im wesentlichen auf die Troposphäre.

Ozon entsteht in der Stratosphäre durch die Verbindung eines Sauerstoffatoms (O) mit einem Sauerstoffmolekül (O2). Das Sauerstoffatom geht in der Stratosphäre vor allem über den Tropen aus der Zerstörung von Sauerstoffmolekülen durch ultraviolette Strahlung hervor (Photolyse): O2 + hv -> O + O O + O2 -> O3 (2x) In der unteren Stratosphäre entsteht Ozon auch durch die Photolyse von Stickstoffdioxid: NO2 + hv -> NO + O O + O2 -> O3 Das stratosphärische Ozon wird durch ultraviolette Strahlung auch wieder in ein Sauerstoffatom und ein Sauerstoffmolekül abgebaut: O3 + hv -> O2 + O

Daneben spielen katalytische Reaktionen mit natürlichen Radikalen wie Stickstoffmonoxid (NO), Chlor (Cl), Brom (Br) u.a. eine Rolle, die in der Stratosphäre unter Einwirkung von UV-Strahlung aus ursprünglich troposphärischen Spurengase wie Lachgas (N2O), Methan (NH4) und Methylchlorid (CH3Cl) entstehen. Entstehung und Zerstörung von Ozon halten sich in natürlichen Prozessen über längere Zeiträume gesehen weitgehend die Waage. Über Perioden von einigen Jahren hingegen kann das Ozongleichgewicht auch durch Schwankungen der Sonneneinstrahlung oder durch Vulkanausbrüche gestört werden.

2 Verteilung von stratosphärischem Ozon

Entstehung und Transport von stratospärischem Ozon
Zirkulation der Stratosphäre
Jahresgang des Gesamtozons in der Nordhemisphäre

Die vertikale Ozonverteilung in der Atmosphäre ist sehr ungleich. Nur 10% des Ozons befinden sich in der Troposphäre, 90% dagegen in der Stratosphäre, d.h. in einer Höhe von 12 bis 50 km. 75% der gesamten Ozonmenge sind dabei allein auf den Höhenbereich 15-30 km konzentriert und bilden hier die sogenannte Ozonschicht. Aber auch horizontal ist die Ozon-Verteilung zwischen dem Äquator und den Polen sehr unterschiedlich. Verantwortlich für die horizontale Ozonverteilung sind sowohl Strahlungsvorgänge wie dynamische Prozess. Während das Ozons aufgrund der höheren Sonneneinstrahlung vor allem beiderseits des Äquators gebildet wird, findet sich die Hauptmenge des Ozons in höheren Breiten. So sind beiderseits des Äquators nur ca. 280 DU (Dobson-Einheit: 1 DU = 2,7 x 1016 O3-Moleküle/cm2) zu finden, bei 60°N und 60°S aber über 400 bzw. 360 DU.

Der Grund für die geographische Ozonverteilung liegt in der stratospärischen Zirkulation. Der mittlere meridionale Luftmassentransport in der Stratosphäre wird durch die Brewer-Dobson-Zirkulation bestimmt (weiß-blaue Pfeile). Sie besteht aus einem aufsteigenden Ast beiderseits des Äquators, der durch die hochreichende tropische Konvektion angetrieben wird, und einem absteigenden Ast über den Polen, der durch die Strahlungsabkühlung verursacht wird. Der polare Abkühlungsvorgang, der in der Winterhemisphäre stärker als in der Sommerhemisphäre ausgebildet ist, ist dabei der eigentliche Motor der Brewer-Dobson-Zirkulation. Er ist entscheidend daran beteiligt, dass ozonreiche Luft aus den tropischen Entstehungsgebieten Richtung Pol transportiert wird. Im Winterhalbjahr sinkt stratosphärische Luft über dem Pol bis in die Troposphäre ab und erzeugt einen stationären Polarwirbel. Der Polarwirbel bildet in 15-30 km Höhe eine Transportbarriere (grüner, vertikaler Balken) für meridionale Strömungen. Über turbulente Austauschprozesse wird Luft auch in mittleren und höheren Breiten über die Tropopause transportiert (rote Pfeile), ähnlich auch meridional in der Stratosphäre selbst.

Da Bildung und Zerstörung von Ozon stark von der Sonneneinstrahlung und der Transport von jahreszeitlich schwankenden Wetterregimen abhängen, unterliegt die stratosphärische Ozonkonzentration auch jahreszeitlichen Schwankungen. So zeigen sich auf der Nordhalbkugel polwärts von 60°N aufgrund der höheren Transportdynamik Höchstwerte von über 400 DU im Nordfrühjahr, während das Ozon im Spätsommer auf 300 DU fällt.

Hinzu kommt, dass das Gesamtozon auch von Jahr zu Jahr deutlich schwanken kann. Besonders ausgeprägt sind diese Schwankungen nördlich 50°N in den Wintermonaten. Im Winter ist in höheren Breiten der stratosphärische Ozongehalt weitgehend von der Zufuhr aus niederen Breiten abhängig, da die photolytische Bildung wegen abnehmender oder fehlender Sonneneinstrahlung fast oder ganz zum Erliegen kommt. Die hohen winterlichen Temperaturunterschiede zwischen Pol und Tropen verstärken die großräumige atmosphärische Zirkulation. Als Folge sind troposphärische und stratosphärische Zirkulation enger gekoppelt als im Sommer. In Abhängigkeit von den planetaren Wellen in den mittleren Breiten kann die winterliche Zirkulation stärker zonal oder deutlicher meridional ausgerichtet sein. Planetare Wellen sind weiträumige Wellenbewegungen der Atmosphäre, die durch Gebirge, Temperaturgegensätze (z.B. zwischen Land und Meer) oder Tiefdruckzellen in der Troposphäre angeregt werden. Ihre Ausprägung hängt außerdem von der Arktischen bzw. Nordatlantischen Oszillation (AO bzw. NAO) ab. Eine starke AO führt zu schwachen planetaren Wellen, da sie die Luftströmungen auf einen zonalen Weg zwingt, eine schwache AO entsprechend zu starken planetaren Wellen. Bei starken planetaren Wellen ist die winterliche Zirkulation stärker meridional ausgerichtet, was einen stärkeren Ozontransport in Richtung Pol ermöglicht. Bei einer stark zonalen Ausrichtung wird nur wenig ozonreiche Luft Richtung Winterpol transportiert.[1]

3 Abbau von stratisphärischem Ozon

Seit Ende der 1970er Jahre wird das Gleichgewicht zwischen Ozonbildung und Ozonabbau zunehmend durch menschliche Einflüsse gestört. Ursache ist die anthropogene Emission von halogenierten Kohlenwasserstoffen, die Chlor und Brom enthalten. Die Chlor enthaltenden Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW), die in der Natur nicht vorkommen, wurden lange Zeit als Treibgas in Spraydosen verwendet, als Kältemittel in Kühlregalen, Kühl- und Gefriergeräten, als Aufschäummittel für Baustoffe, als Lösemittel zu Reinigungszwecken in der Textilreinigung und in der Elektroindustrie. Die Brom enthaltenden Halone wurden für Feuerlöscher genutzt. In die Atmosphäre entweichende FCKW und Halone sind in der Troposphäre unzerstörbar und reichern sich daher hier an. Nach einigen Jahren gelangen sie teilweise in die Stratosphäre. Hier sind die halogenierten Kohlenwasserstoffe zunächst für das Ozon unschädlich. Erst wenn sie durch die starke UV-Strahlung und chemische Reaktionen in reaktive Gase umgewandelt worden sind, kann es zur Ozonzerstörung kommen.

Die wichtigsten reaktiven Gase, die bei diesem Prozess entstehen, sind Chlor- und Brom-Atome sowie Chlor- und Brommonoxid. Sie gehen mit Ozonmolekülen eine Reaktion ein, bei der das Ozon zerstört wird, aus der die reaktiven Gase aber unbeschadet wieder hervorgehen und so das nächste Ozonmolekül zerstören können. Diese katalytischen Reaktionen können bis zu 10 000 Mal ablaufen, bis das reaktive Gas entweder in eine andere chemische Verbindung eintritt oder aus der Stratosphäre absinkt und in der Troposphäre ausgewaschen wird oder zu Boden sinkt. Bromverbindungen besitzen zwar pro Molekül ein wesentliches größeres Zerstörungspotential im Vergleich zu Chlorverbindungen. Sie sind jedoch gegenwärtig in der Stratosphäre in wesentlich geringeren Mengen vorhanden, so dass die größte Bedrohung für die Ozonschicht vom Chlor ausgeht. An der Ozonzerstörung sind sowohl das Chlormonoxid wie das Chloratom beteiligt. Chlormonoxid reagiert mit einem Sauerstoffatom, wobei ein Chloratom frei wird. Das Chloratom reagiert mit Ozon, wobei ein Sauerstoffmolekül und Clormonoxid entstehen. Der katalytische Chlor-Zyklus ist hauptsächlich für die Zerstörung des Ozons in der Stratosphäre außerhalb der Polargebiete (hier laufen teilweise andere Zyklen ab, auf die weiter unten eingegangen wird) verantwortlich.

Die Ozonzerstörung durch die reaktiven Gase wäre jedoch erheblich größer, wenn es in der Stratosphäre nicht auch Reaktionen gäbe, die die Chlorradikale und in geringerem Maße auch die Bromradikale binden würden. So reagieren Chlorradikale mit Methan und Stickoxiden zu Salzsäure (HCl) und Chlornitrat (CLONO2), die als Reservoirgase bezeichnet werden, weil das Chlor in ihnen längere Zeit gebunden bleibt und somit für den Ozonabbau nicht mehr zur Verfügung steht. Cl + CH4 -> HCl + CH3 ClO + NO2 -> CLONO2 Unter den klimatischen Bedingungen der stratosphärischen Polarregionen kann das Chlor allerdings auch aus den Reservoirgasen freigesetzt werden. Die entsprechenden Bromverbindungen (HBr und BrONO2) sind auch außerhalb der Polargebiete wesentlich instabiler als die Chlorreservoirgase und photolysieren relativ leicht. Daher ist auch das Ozonzerstörungspotential von Brom pro Molekül ertwa 45 Mal so groß wie das von Chlor.

Die gesamte globale Ozonmenge hat seit dem Ende der 1970er Jahre um ca. 4% abgenommen. Abgesehen von den Polargebieten nahm das Ozon in den mittleren Breiten der Südhalbkugel (35°S-60°S) mit 6% doppelt so stark ab wie in den entsprechenden Breiten der Nordhalbkugel.[2] Vertikal wurde die stärkste Abnahme in der oberen Stratosphäre bei 35-45 km Höhe beobachtet. Am Hohenpeißenberg in Süddeutschland, wo der Deutsche Wetterdienst regelmäßig Ozonmessungen vornimmt, wurde von den 1970er bis in die 1990er Jahre eine Abnahme der gesamten Ozonschicht um 2,9% pro Dekade ermittelt, in der oberen Stratosphäre dagegen um 7%.

Neben dem Einfluss der halogenierten Kohlenwasserstoffe spielen auch natürliche Faktoren für die Veränderung der Ozonmenge eine Rolle, so vor allem die Sonneneinstrahlung und eine grob zweijährige Schwankung stratosphärischer Winde über dem Äquator, die sogenannte Quasi-Biennale Oszillation (QBO). Die Solareinstrahlung ist für die natürliche chemische Ozonbildung und -zerstörung verantwortlich; ihr Einfluss auf die Ozonveränderung wird allerdings mit 1-2% als nicht sehr groß eingeschätzt.[3] Die Quasi-Biennale Oszillation der tropischen Atmosphäre beeinflusst den Transport von stratosphärischem Ozon aus den tropischen Quellgebieten in die mittleren Breiten in der Größenordnung von 2-3%. Abb.7 zeigt daher in 35-45 km Höhe über dem Hohenpeißenberg einerseits einen chemisch bedingten langfristigen Abwärtstrend der Ozonkonzentration. Andererseits sind Schwankungen erkennbar, die durch die Variabilität der Sonneneinstrahlung (11-jähriger Zyklus) und die Quasi-Biennale Oszillation bedingt sind. Ein weiterer, singulär auftretender Faktor sind Vulkanausbrüche, durch die Sulfataerosole bis in die obere Stratosphäre gelangen können. Einerseits reflektieren die vulkanischen Partikel die Solareinstrahlung, wodurch weniger Ozon gebildet werden kann. Andererseits spielen sich an ihren Oberflächen chemische Reaktionen ab, durch die ozonzerstörendes Chlormonoxid entsteht.

Die Messergebnisse vom Hohenpeißenberg, die in 35-45 km Höhe von 1987 bis 2004 einen abwärts gerichteten Trend aufweisen, stimmen mit Satellitenmessungen über den gesamten Bereich der nördlichen mittleren Breiten im wesentlichen überein. Sie zeigen vom Ende der 1990er Jahre und bis zum Beginn des neuen Jahrhunderts in etwa gleichleibende Ozonwerte, die 2003 von einer auffälligen Zunahme und 2004 von dem bisher stärksten Rückgang abgelöst wurden. Dagegen zeigen Messungen auf Hawaii und auch auf Neuseeland seit 1996 einen eher stabilen Ozonverlauf. Diese Ergebnisse haben zu einer Diskussion darüber Anlass gegeben, ob sich hier schon die Wirkung geringerer FCKW-Emissionen und einer dadurch verringerten Chlorkonzentrationen in der Stratosphäre bemerkbar machen, die Ozonschicht sich also bereits zu erholen begonnen habe.[4] Die atmosphärische Konzentration wichtiger FCKWs wie F-12, F-11 und F-113 hat als Folge des sogenannten Montrealer Protokolls von 1987 und der Nachfolgekonferenzen (London 1990, Kopenhagen 1992, Peking 1999) in den 1990er Jahren den Höhepunkt überschritten und nimmt seitdem ab, und zwar seit Ende der 1990er Jahre auch in der unteren Stratosphäre.

Gegenwärtig lässt sich die Frage nach einer Erholung der Ozonschicht noch nicht hinreichend beantworten. So könnte auch das gerade durchlaufene Maximum des 11-jährigen Sonnenzyklus für die Stagnation der Ozonentwicklung verantwortlich sein, und man müsste erst das nächste Maximum um 2008 abwarten, um den solaren Anteil eindeutiger bestimmen zu können.[5] Zudem ist die starke Ozonabnahme am Beginn der 1990er Jahre (Ähnliches gilt für die zu Beginn der 19980er Jahre), von der sich die geringere Abnahme in der 2. Hälfte der 1990er Jahre auffällig abhebt, auch durch den Ausbruch des Mt. Pinatubo (bzw. El Chichon) bedingt. Zukünftig könnte außerdem zunehmend die Abkühlung der Stratosphäre eine Rolle spielen, eine Folge sowohl der stratosphärischen Ozonabnahme wie der troposphärische Kohlendioxidzunahme. Eine kältere Stratosphäre begünstigt vor allem in den Polargebieten die Ozonzerstörung und könnte die Wiederherstellung des ursprünglichen Zustands der Ozonschicht verzögern. Eine ähnliche Wirkung könnten auch Veränderungen der Zirkulationsverhältnisse durch den anthropogenen Klimawandel besitzen. Mit ,normalen" Ozonwerten" wie in den 1970er Jahren kann ohne Berücksichtigung der unsicheren klimatischen Wirkung und nur aufgrund der zu erwartenden Entwicklung der Chlorkonzentration in der Stratosphäre erst um die Mitte des 21. Jahrhunderts gerechnet werden.[6]


4 Einzelnachweise

  1. Weber, M., S. Dhomse, F. Wittrock, A.s Richter, B.-M. Sinnhuber und J. Burrows (2003): Der Einfluss der Dynamik auf den Ozontransport und die Ozonchemie in hohen Breiten, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 93
  2. Fahey, D.W. (2002): Twenty Questions and Answers About the Ozone Layer (target="_blank")
  3. Staehelin, J., N.R.P. Harris, C. Appenzeller, and J. Eberhard (2001): Ozone Trends: a Review, Reviews of Geophysics 39, 231-290
  4. Newchurch, M.J., E.-U. Yang, D.M. Cunnold, G.C. Reinsel,J.M. Zawodny, J.M. Russell III (2003): Evidence for slowdown in stratospheric ozone loss: First stage of ozone recovery, Journal of Geophysical Research 108, No. D16, 4507, doi 10.1029/2003JD003471
  5. Claude, H., W.Steinbrecht, U. Köhler, C. Brühl, B. Steil, E. Manzini, M. Giorgetta, (2005): Sehr niedrige Ozonwerte 2004 in der oberen Stratosphäre, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 103; Köhler, U., W. Steinbrecht, B. Haßler, A. Richter, J. Anderson, J. Russell III (2004): 20 Jahre Ozonloch - XX. Quadrennial Ozon Symposium auf Kos (Griechenland), Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 99
  6. Claude, H., W.Steinbrecht, U. Köhler, C. Brühl, B. Steil, E. Manzini, M. Giorgetta, (2005): Sehr niedrige Ozonwerte 2004 in der oberen Stratosphäre, Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes 103


5 Siehe auch


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