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Ozonloch,

 

Bezeichnung für unnatürlich niedrige Ozonkonzentrationen über den Polargebieten nach Ende der Polarnacht. Das Ozonloch beruht auf dem Zusammenwirken von physikalischen und chemischen Einflüssen auf die stratosphärische Ozonschicht. Es ist zu unterscheiden von so genannten Minilöchern, einer kurzzeitigen Ozonabnahme aufgrund dynamischer Ursachen. Die Stärke der Ozonschicht wird in Dobson-Einheiten gemessen: 1 Dobson = 0,01 mm Ozonsäule bei Normaldruck. Der globale Mittelwert der Ozonsäulendichte beträgt etwa 350 Dobson. Seit 1968 nimmt die Ozonschicht über der Antarktis im Oktober (Südfrühjahr) beständig ab Über der Arktis wurden unnatürlich niedrige Ozonsäulendichten erstmals im Frühjahr 1993 beobachtet, allerdings war die Abnahme der Ozonschicht deutlich geringer als über der Südhemisphäre. Im Winter 1999/2000 wurde ein Rückgang der Ozondichte von 35 % beobachtet. Bereits in der ersten Veröffentlichung über das Ozonloch wurde von dem britischen Meteorologen Joseph C. Farman (* 1930) und seinen Mitarbeitern (1985) die Abnahme der Ozonschicht mit dem Anstieg der Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) in Zusammenhang gebracht; der experimentelle Nachweis gelang dem amerikanischen Physiker James G. Anderson (* 1944) und Mitarbeitern 1989, nachdem P. Crutzen und der deutsche Physiker Frank Arnold (*1943) 1986 den Reaktionsmechanismus aufgeklärt hatten.

 

 Katalytischer Ozonabbau

 

Die von dem britischen Geophysiker Sidney Chapman (* 1888, ✝1973) 1930 beschriebene Abbaureaktion

 

O + O₃ → 2 O₂

 

der Ozonschicht allein genügt nicht, die in der Atmosphäre gefundene Ozonmenge zu erklären. Weitere katalytische Reaktionszyklen des Mechanismus

 

X + O₃ → XO + O₂

 

XO + O → X + O₂

 

wurden 1950 von dem britischen Mathematiker Sir David R. Bates (* 1916, ✝1994) und dem belgischen Geophysiker Baron Marcel Nicolet (* 1912, ✝1996) über die Photochemie des Wassers (X=OH) und 1970 von Crutzen über die Chemie der Stickoxide (X=NO) eingeführt. F. S. Rowland und M. J. Molina veröffentlichten dann 1974 die Hypothese, dass auch die aus den FCKW durch Photolyse entstehenden Chloratome als Katalysatoren wirken können.

 

Die Katalysatoren OH und NO sind natürlichem Ursprungs. Das Hydroxylradikal OH entsteht in der Stratosphäre aus dem photochemischen Abbau von organischen Verbindungen, im Wesentlichen über das Zwischenprodukt Formaldehyd CH₂O des Methan-(CH₄)Abbaus,

 

CH₂O +hν → CHO + H

 

H + O₂ → HO₂

 

CHO + O₂ → HO₂ + CO

 

HO₂ + O → OH + O₂,

 

und das Stickstoffmonoxid NO wird in der Stratosphäre aus Lachgas N₂O produziert:

 

N₂O + O(¹D) → 2 Nordosten.

 

Die Bezeichnung O(¹D) kennzeichnet ein O-Atom im ersten metastabilen Zustand.

 

Auch das Chloratom hat eine natürliche Quelle, den photochemischen Abbau von Methylchlorid CH₃Cl:

 

CH₃Cl + hν → CH₃ + Cl.

 

Während jedoch die Konzentrationen der Quellgase CH₄ und N₂O durch den Menschen nur geringfügig verändert werden, hat die Verwendung von halogenierten Kohlenwasserstoffen die stratosphärischen Chlorkonzentration stark ansteigen lassen. Es kann daher davon ausgegangen werden, dass die seit 1968 beobachtete Abnahme der stratosphärischen Ozonschicht eine Folge des Anstiegs der Cl-Konzentration ist.

 

Im globalen Mittel hat sich die Ozonschicht seit 1968 alle 10 Jahre um etwa 2,5 % verringert, wobei sich der Trend Ende der Siebzigerjahre deutlich verstärkte und seit 1990 leicht geringer wurde. In der Dekade von 1985 bis 1995 betrug der Schwund der globalen Ozonmenge rd. 5 %. Die Abnahme der Ozonschicht besitzt sowohl eine saisonale als auch eine regionale Abhängigkeit. Im Winter und Frühjahr beträgt sie ungefähr 15 %, im Sommer dagegen nur 1-2 %. Außerdem nimmt die Verringerung der Ozonschicht vom Äquator zu den Polen hin zu.

 

 Ursachen des polaren Ozonlochs

 

Die mit dem Anstieg der FCKW verbundene Ozonabnahme tritt in den Tropen und gemäßigten Breiten erst oberhalb von 30 km Höhe, also oberhalb des Maximums der Ozonschicht, auf. Über der Antarktis wurde aber ein Schwund der Ozonschicht im Höhenbereich zwischen 15 und 25 km beobachtet. Darüber hinaus tritt das Ozonloch nur kurz nach Ende der Polarnacht auf, zu einem Zeitpunkt, wo in diesen Höhen die kurzwellige Strahlung der Sonne nicht ausreicht, um O-Atome durch die Photolyse von Ozon oder O₂ zu erzeugen. Während der Polarnacht wird die Atmosphäre für den Ozonabbau konditioniert, wobei insbesondere die Konzentration von Chlormonoxid ClO stark ansteigt. Die Ozonkonzentration selbst bleibt jedoch unverändert. Nachdem im Frühjahr die Sonne wieder aufgegangen ist, wird die Ozonschicht innerhalb des Polarwirbels abgebaut. Dieser Abbau tritt so lange ein, bis der Wirbel zusammenbricht und ozonreiche Luft aus den gemäßigten Breiten in das Polargebiet einströmt. In dem Höhenbereich des polaren Ozonschwunds treten die Perlmuttwolken (englisch polar stratospheric clouds, PSC) auf; es liegt daher nahe, die Konditionierung der Stratosphäre für ein Auftreten des Ozonlochs mit diesen PSC in Verbindung zu bringen.

 

Die intensiven Messkampagnen, die seit 1986 sowohl über der Antarktis als auch über dem Polargebiet der Nordhemisphäre durchgeführt wurden, haben gezeigt, dass sich zum Entstehen eines Ozonlochs in der Stratosphäre ein stabiler Polarwirbel ausgebildet haben muss und die Temperaturen unter 200 K fallen müssen. Diese Bedingungen sind in der Antarktis jedes Jahr erfüllt und auch über dem Nordpol treten sie verstärkt auf.

 

Insbesondere die Winter seit 1995/96 haben gezeigt, dass auch über der Arktis ein lang anhaltender Polarwirbel mit entsprechend tiefen Temperaturen auftreten kann. Bisher ist jedoch die Flächenausdehnung des Ozonlochs über dem Nordpol mit rd. 7 Mio. km² deutlich geringer als die Ausdehnung des antarktischen Ozonlochs (bi 30 Mio. km²).

 

Aufgrund der Beobachtungen wurde folgender Reaktionsmechanismus für das Auftreten eines Ozonlochs vorgeschlagen: Chlor liegt in der Stratosphäre vorwiegend in den wenig reaktiven Reservoirgasen Chlorwasserstoff HCl und Chlornitrat ClNO₃ vor. Während der Polarnacht werden diese Substanzen an der Oberfläche von stratosphärischem Aerosol (z. B. den PSC) in die weniger stabilen Gase Chlorgas Cl₂ und Chlorhydroxid HOCl überführt:

 

ClNO₃ + H₂O → HOCl + HNO₃

 

ClNO₃ + HCl → Cl₂ + HNO₃.

 

Die entstehende Salpetersäure HNO₃ verbleibt im Aerosol. Dadurch verarmt die Luft an Stickoxiden. Wenn die Temperatur unter 193 K sinkt, kondensiert auch der Wasserdampf an den PSC, wodurch diese stark anwachsen und ausfallen können. Im Frühjahr reicht die Energie der Sonnenstrahlung aus, um die instabilen Reservoirgase Cl₂ und HOCl zu photolysieren:

 

Cl₂ + hν → 2 Cl

 

HOCl + hν → OH + Cl.

 

Die entstehenden Chloratome reagieren mit dem Ozon unter Bildung von Chlormonoxid ClO:

 

Cl + O₃ → ClO + O₂.

 

Der nächste Schritt des katalytischen Zyklus, die Rückbildung des ClO in Cl durch Sauerstoffatome findet jedoch nicht statt, da die Sonnenenergie noch nicht ausreicht, um O-Atome zu erzeugen. Es kommt somit zu einem Anwachsen der ClO-Konzentration auf das 100fache des globalen Mittelwerts. Mit der Zunahme der ClO-Konzentration steigt die Wahrscheinlichkeit für die Selbstreaktion ClO + ClO → Cl₂O₂.

 

Aus dem Dichlordioxid Cl₂O₂ werden dann photochemisch Cl-Atome zurückgebildet und so der katalytische Zyklus geschlossen. Dieser Reaktionsmechanismus kann so lange wirken, bis die Konzentration des ClO aufgrund der Bildung von Chlornitrat zurückgeht: ClO + NO₂ → ClNO₃.

 

Das dazu notwendige Stickstoffdioxid NO₂ steht jedoch erst dann wieder in ausreichender Menge zur Verfügung, wenn entweder die Temperatur so weit steigt, dass das stratosphärische Aerosol verdampft und das gespeicherte HNO₃ frei wird, oder wenn sich der Polarwirbel auflöst und damit stickoxidreiche Luft aus den gemäßigten Breiten in den Wirbel einströmen kann. Beide Ereignisse, der Anstieg der Temperatur und das Auflösen des Polarwirbels, treten in der Nordhemisphäre gewöhnlich früher ein als in der südpolaren Stratosphäre. Dies ist der Grund, warum ein Ozonloch vom Ausmaß des antarktischen Ozonverlustes bisher über der Arktis nicht beobachtet wurde. Die Konditionierung der arktischen Stratosphäre im Winter tritt jedoch auf, und seit 1993 nimmt auch die Ozonkonzentration im Höhenbereich des stratosphärischen Aerosols ab. Seit dem Winter 1991/92 wird der durch chemische Prozesse bedingte Ozonverlust über der Nordhemisphäre direkt beobachtet. Während der internationalen Match-Kampagnen werden Luftpakete mehrfach sondiert. Da in der Stratosphäre ein Luftpaket über längere Zeit praktisch isoliert ist, kann aus der Änderung der chemischen Zusammensetzung auf die Ozonverluste geschlossen werden.

 

Neben den chlor- und fluorhaltigen FCKW findet man in der Atmosphäre auch bromhaltige organische Verbindungen. Während aber der Fluorwasserstoff HF äußerst stabil ist und damit nicht in die Ozonchemie eingreifen kann, werden die Reservoirgase des Broms, HBr und HOBr, so effektiv durch die Sonnenstrahlung in die aktiven Formen Br und BrO überführt, dass der überwiegende Teil der stratosphärischen Bromverbindungen unmittelbar für den Abbau der Ozonschicht zur Verfügung steht. Die Reaktionswege sind dabei die gleichen wie die, die zum Ozonabbau durch Chlor führen. Obwohl die Bromkonzentration in der Stratosphäre etwa 150-mal geringer ist als die Chlorkonzentration, ist der Beitrag des Broms zur Ozonreduktion aufgrund der höheren Verfügbarkeit der aktiven Formen nicht zu vernachlässigen.

 

 Troposphärisches Ozon

 

Während in der Stratosphäre der Ozongehalt abnimmt, wird in der unteren Troposphäre über dicht besiedelten Regionen eine Ozonzunahme beobachtet. Die im Straßenverkehr und aus Verbrennungsanlagen emittierten Stickoxide bilden zusammen mit Kohlenwasserstoffen, die sowohl anthropogener als auch biogener Herkunft sind, unter dem Einfluss von Sonnenlicht Ozon. Dabei kann die Ozonkonzentration bei austauscharmen Wetterlagen so groß werden, dass es zur Bildung von Photooxidantien (Photosmog) kommt. Die katalytischen Zyklen, die in der Stratosphäre zu einer Verringerung der Ozonkonzentration führen, können in der Troposphäre nicht wirksam werden, weil hier das kurzwellige Sonnenlicht fehlt. Da sich aber nur etwa 10 % des Ozongehalts der gesamten Atmosphäre in der Troposphäre befinden, kann die Zunahme der Ozonkonzentration dort die mengenmäßig größere Abnahme in der Stratosphäre nicht kompensieren. Im Gegenteil - das klimarelevante Gas Ozon bewirkt durch die Erhöhung des troposphärischen Ozons eine Zunahme des zusätzlichen, anthropogenen Treibhauseffektes.

 

 Quellgase

 

Die FCKW sind zum größten Teil anthropogenen Ursprungs. Seit ihrer Erfindung im Jahre 1928 wurden sie in immer stärkerem Ausmaß als Treibmittel in Spraydosen, als Kühlmittel in Kühlschränken und Klimaanlagen, als Treibmittel bei der Schaumstoffherstellung und als Lösungsmittel in der Elektronikindustrie eingesetzt. Ihr großer Vorteil, chemisch inert zu sein, erwies sich seither als Nachteil in Bezug auf ihre Umweltverträglichkeit. Aufgrund ihrer geringen Wasserlöslichkeit und der chemischen Resistenz gegen alle Substanzen, die für den natürlichen Reinigungsmechanismus der Luft sorgen, können sie bis in die Stratosphäre aufsteigen. Allerdings dauert es 10-15 Jahre, bis die in Erdbodennähe freigesetzten FCKW die Stratosphäre erreichen. Weitere 10-30 Jahre vergehen, bis die in Kühlaggregaten und Schäumen eingeschlossenen FCKW vollständig in die Atmosphäre entlassen sind. Da die kurzwellige Strahlung der Sonne, die zur Photolyse der FCKW führt, auch vom zweithäufigsten Gas der Atmosphäre, dem Sauerstoff, absorbiert wird, ist erst oberhalb von etwa 15 km Höhe ausreichend Lichtenergie vorhanden, um den Abbau der FCKW einzuleiten.

 

Neben den anthropogenen FCKW gibt es eine organische Chlorverbindung CH₃Cl, die teilweise natürlichen Ursprungs ist. Dieses Gas wird in den Ozeanen und bei der Verbrennung von Biomasse erzeugt. CH₃Cl gehört zu den wasserstoffhaltigen organischen Chlorverbindungen und ist reaktiver als die voll halogenierten FCKW. Es wird daher zum Teil bereits in der Troposphäre abgebaut.

 

Aus dem Vergleich der Quellstärken und den Lebensdauern der FCKW folgt, dass 1998 etwa 18 % des stratosphärischen Chlors natürlichen Ursprungs sind, 82 % sind dagegen auf menschl.Tätigkeiten zurückzuführen. Die Produktion und Verwendung von FCKW wurde im Montrealer Protokoll von 1987 und in den Beschlüssen von London (1990) und Kopenhagen (1992) erst eingeschränkt und dann ganz verboten. Deshalb ist davon auszugehen, dass ab 2010 der Chlorgehalt der Stratosphäre langsam zurückgeht und in 50 bis 100 Jahren das anthropogen erzeugte Chlor weitestgehend aus der Atmosphäre entfernt sein wird.

 

Eine weitere Quelle für atmosphärisches Chlor ist der Chlorwasserstoff HCl. HCl wird aus dem Seesalzaerosol und bei vulkanischer Tätigkeit freigesetzt. Es ist jedoch gut wasserlöslich und wird bereits in der Troposphäre in Wolkentropfen gelöst und ausgeregnet, gelangt also nicht in den Bereich der stratosphärischen Ozonschicht. Nur bei sehr starken explosionsartigen Vulkanausbrüchen kann es die Stratosphäre erreichen. Die vulkanische Quelle von stratosphärischem HCl ist aber deutlich geringer als die Freisetzung aus den FCKW. Messungen nach den Vulkanausbrüchen des El Chichón 1982 und des Pinatubo 1991 haben gezeigt, dass die HCl-Konzentrationen selbst in den Vulkanwolken nur geringfügig höher sind als außerhalb der Wolken. Dies ist darauf zurückzuführen, dass neben HCl auch sehr viel größere Mengen an Wasserdampf emittiert werden, in dem sich bei Kondensation das HCl löst und dann zusammen mit der Vulkanasche ausfällt.

 

 Auswirkungen des Ozonschwunds

 

Im Laufe der Evolution haben sich Pflanzen und Tiere auf den Schutz vor energiereicher Sonnenstrahlung durch die Ozonschicht eingestellt. Nimmt die Ozonmenge der Atmosphäre ab und wird damit weniger kurzwellige Strahlung absorbiert, so intensiviert sich die biologisch wirksame Strahlung im ultravioletten Wellenlängenbereich, besonders im UV-B-Bereich von 280 bis 320 nm, am Erdboden. Die Auswirkungen einer Erhöhung der UV-B-Strahlung auf die Zellen lebender Organismen sind bekannt, da die lokale und zeitliche Variabilität der Strahlung eine entsprechende medizinisch-statistische Analyse erlaubt.

 

Die Absorption von energiereicher Strahlung durch die Bausteine lebender Materie, z. B. Nukleinsäuren, Struktur- und Enzymproteine und Pigmente, und die nachfolgenden Photoreaktionen rufen Veränderungen an diesen Molekülen hervor, die zum Teil nicht behoben werden können. Eine wichtige Komponente hierbei ist die Schädigung der DNA.

 

Durch eine erhöhte UV-B-Exposition werden beim Menschen Schäden an der Hornhaut des Auges hervorgerufen (Schneeblindheit, grauer Star), außerdem wird die UV-B-Strahlung für Hautkrebserkrankungen verantwortlich gemacht. Bei Pflanzen bewirkt eine intensive UV-B-Strahlung Störungen im Wachstum, Stoffwechsel und Blühverhalten. Auch Phytoplankton wird durch eine erhöhte UV-B-Exposition in seinem Wachstum beeinflusst. Da es am Beginn der maritimen Nahrungskette steht, sind bei einer Erhöhung der UV-B-Strahlung Auswirkungen auf das gesamte Leben in den Meeren nicht auszuschließen. Ebenso sind Rückwirkungen auf das Klima zu befürchten, da Plankton Kohlendioxid speichert und erhebliche Mengen dieses Treibhausgases aus der Atmosphäre entfernt.

 

Eine Erhöhung der UV-B-Strahlung hat jedoch nicht ausschließlich negative Folgen. In der Troposphäre wird dadurch die Produktion von Hydroxylradikalen OH verstärkt. Die OH-Radikale sind das »Waschmittel« der Atmosphäre, da sie Schadstoffe angreifen und in wasserlösliche Produkte überführen, die dann im Regen aus der Atmosphäre entfernt werden. Gleichzeitig werden aber auch Photooxidantien gebildet, die für die schädlichen Wirkungen des Photosmogs verantwortlich sind.

 

Zwischen dem Ozon und der Chemie der übrigen Luftkomponenten sowie der Dynamik der Atmosphäre besteht ein enger Zusammenhang. Dies gilt nicht nur für das System »Atmosphäre«, sondern auch für die Auswirkungen einer veränderten Ozonkonzentration auf die Biosphäre, d. h. für die erhöhte UV-B-Strahlung und die toxische Wirkung des Ozons. Es ist kennzeichnend für die Probleme der Umweltchemie, dass erst bei Einbeziehung aller Umstände die Auswirkungen der Veränderungen einer einzelnen Größe richtig erkannt und beschrieben werden können.

 

Weitere Informationen zu diesem Thema finden Sie v. a. auch in den folgenden Artikeln:

 

Immissionsschäden · Klimaänderungen · Smog · Treibhauseffekt · Waldsterben

 

Literatur:

 

G. Megié: Ozon. Atmosphäre aus dem Gleichgewicht (a. d. Frz., 1991);

 J. Firor: Herausforderung Weltklima. O., globale Erwärmung u. saurer Regen (a. d. Engl., 1993);

 E.-P. Röth: O.—Ozonsmog. Grundlagen der Ozonchemie (1994);

 

Zustand der Ozonschicht über Europa. Ergebnisse dt. u. internat. Ozonforschung, hg. vom Bundesministerium für Bildung, Wiss., Forschung u. Technologie (1994, Nachdr. 1995);

 

Mehr Zukunft für die Erde. Nachhaltige Energiepolitik für dauerhaften Klimaschutz, hg. v. der Enquete-Kommission »Schutz der Erdatmosphäre« (1995);

 S. Joussaume: Klima. Gestern, heute, morgen (a. d. Frz., 1996);

 W. Steinbrecht u. P. Winkler: Untersuchung der Zusammenhänge zw. Ozon und Temperatur in der Stratosphäre(2000);

 H. Sandermann: Ozon: Entstehung, Wirkung, Risiken(2001).

 

Hier finden Sie in Überblicksartikeln weiterführende Informationen:

 

Ozonschicht und Ozonloch: Hintergründe und Trends

 

Luftverschmutzung und ihre Folgen

 

Klimaänderung: Folgen und Auswirkungen