Stratosphärisches Ozon

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.

Verteilung von stratosphärischem Ozon

Entstehung und Transport von stratospärischem Ozon

Zirkulation der Stratosphäre

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.

Siehe auch

• Troposphärisches Ozon

• Aufbau der Atmosphäre