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Umweltatlas Berlin

03.06 Bodennahes Ozon (Ausgabe 1996)

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Katalytischer Ozonabbau

Die signifikante ozonabbauende Wirkung der angeführten Spurenstoffe ist ohne den Einfluß energiereicher Sonnenstrahlung tageszeitunabhängig, und sie steht im Gegensatz zu den meist verschwindend geringen Konzentrationen, in denen diese Stoffe in der Atmosphäre vorkommen. Aufgrund der in Abbildung 3 skizzierten katalytischen Abbaureaktionen kann beispielsweise ein FCKW-Molekül unter einer Milliarde sonstiger Luftteilchen für die Zerstörung mehrerer Tausend Ozonmoleküle verantwortlich sein. Die ozonabbauenden Bestandteile der Spurenstoffe - in Abbildung 3 stellvertretend für die verschiedenen Substanzen mit X bezeichnet - liegen nämlich am Ende einer Reaktionskette wieder in ihrer ursprünglichen Form vor und können damit ihr zerstörerisches Werk mehrmals verrichten, bevor sie zum Teil erst nach mehreren Jahren durch andere chemische Reaktionen aus dem Kreislauf entfernt werden.

Der Katalysator greift dabei auf doppelte Weise zu Lasten des Ozons in das chemische Gleichgewicht ein: Zum einen verwandelt er selbst ein Ozonmolekül in Sauerstoff O2 und bindet das restliche Sauerstoffatom. Zum anderen werden bei dieser Rückbildung von Ozon in Sauerstoff einzelne freie Sauerstoffatome verbraucht, die damit für die Ozonbildung nicht mehr zur Verfügung stehen (vgl. Abb. 3).

Als Katalysatoren wirken Chlor und Brom, die überwiegend von den FCKW bzw. den Halonen stammen, sowie NO und OH-Radikale. Letztere entstehen aus Wasserdampf, Methan und Wasserstoff und stammen damit überwiegend aus natürlichen Quellen.

Die Einfachheit der bisherigen Darstellung täuscht über die hochgradige Komplexität und Nichtlinearität der luftchemischen Vorgänge in der Stratosphäre hinweg, weil die verschiedenen Reaktionszyklen stark miteinander und in unterschiedlicher Weise gekoppelt sind. Beispielsweise kann bei der Rückreaktion von ClO zu Cl statt eines O-Atoms als Partner auch BrO, NO oder OH beteiligt sein. Eine weitere wichtige Rolle spielen heterogene Reaktionen, bei denen die ozonabbauenden Stoffe in ungefährliche Substanzen überführt werden oder umgekehrt aus ozonunschädlichen Reservoirverbindungen die Katalysatorsubstanzen wieder aktiviert werden. Dies ist für die Erklärung des plötzlichen Abbaus der Ozonschicht im Frühling über der Antarktis von ausschlaggebender Bedeutung.

Heterogene Reaktionen

Ursache dafür sind chemische Reaktionen an stratosphärischen Wolken. Sie bestehen aus Eis- und Salpetersäurepartikel, an denen das Chlor aus Verbindungen zurückgebildet wird, in denen es zuvor gespeichert und dem Ozonabbauzyklus entzogen war. Die Wolken entstehen nur bei Temperaturen unter minus 80 °C und werden überwiegend im Bereich des stabilen winterlichen Polarwirbels über der Antarktis beobachtet. Zur Reaktivierung des Chlors ist außerdem energiereiche Sonnenstrahlung notwendig, die erst am Ende der Polarnacht, also zu Beginn des antarktischen Frühlings, zur Verfügung steht. In diesem Zeitraum wird das Chlor in großen Mengen aus den im Winterhalbjahr gebildeten Reservoirsubstanzen freigesetzt. Da die Zufuhr von ozonreicher Luft aus niederen Breiten durch den Polarwirbel bis zum Frühlingsende unterdrückt ist, nimmt der massive Ozonschwund über der Antarktis seinen Lauf. Durch die im Sommer einsetzenden Transportvorgänge wird das Defizit an Ozon wieder weitgehend ausgeglichen (vgl. Abb. 4).

Auf der Nordhalbkugel existiert ein vergleichbarer großer und länger bestehender Polarwirbel nicht, so daß die erforderlichen tiefen Temperaturen nur selten oder kurzzeitig erreicht werden und meridionale Luftströmungen häufiger vorkommen. Allerdings stellt sich die Frage, ob durch den zunehmenden Treibhauseffekt eine Abkühlung der Stratosphäre und damit der verstärkten Bildung von stratosphärischen Wolken auch in der Nordhemisphäre Vorschub geleistet wird. Dies würde zu einem verstärkten Abbau des Ozons durch heterogene Reaktionen führen. Im Februar und März 1996 sind in 20 bis 24 km Höhe solche polaren stratosphärischen Wolken mit Hilfe des von der FU Berlin betriebenen LIDAR-Gerätes erstmals in mitteleuropäischen Breiten entdeckt worden. Gleichzeitig gingen die Werte der Ozonschichtdicke aus Potsdam auf etwa 250 DU zurück - der langjährige Mittelwert beträgt etwa 370 DU. Der Einbruch hielt aber nur wenige Tage an.

Weitere Einflußfaktoren

Wie eingangs erwähnt, beeinflussen auch Vulkanausbrüche die thermische Struktur und die Chemie in der oberen Atmosphäre. Aufgrund der hohen Intensität der bei einem Ausbruch freigesetzten Energie werden Material und Gase bis in die Stratosphäre geschleudert, die von der chemischen Zusammensetzung der frühen Erdkruste geprägt sind und sich deshalb sehr stark von der heutigen Zusammensetzung der Atmosphäre unterscheiden. Sie stehen im Verdacht, direkt und indirekt die Entstehung der oben beschriebenen polaren stratosphärischen Wolken zu begünstigen. Außerdem wird das ozonabbauende Chlor in Form von Salzsäure direkt in die Stratosphäre gebracht. Wie Meßergebnisse aus einem groß angelegten Forschungsprogramm 1993 über dem Nordpolargebiet zeigten, wurden auch verstärkt Staubteilchen gefunden, die vom Ausbruch des Pinatubo 1991 stammten und sich über weite Teile der Hemisphäre ausbreiteten. Allerdings gab es keine räumliche Übereinstimmung zwischen dem Vorkommen der Vulkanstäube und den im Winter 1992/93 gehäuft aufgetretenen stratosphärischen Wolken im Bereich des Nordpolarwirbels. Die Verminderung der Ozonschicht zu dieser Zeit kann damit nicht unmittelbar auf den Vulkanausbruch zurückgeführt werden. Im Gegensatz zu den relativ seltenen Emissionen durch Vulkanausbrüche ist die Ozonschicht nicht in der Lage, sich von den sie dezimierenden kontinuierlichen FCKW-Emissionen zu erholen.

Dies gilt auch für die mögliche Zunahme des Überschallflugverkehrs in der Stratosphäre, durch den unmittelbar Stickoxide und Wasserdampf emittiert werden, die direkt und indirekt zum Ozonabbau beitragen.

Zukünftige Entwicklung

Welche Auswirkungen eine weitere Zunahme der Spurengasemissionen auf die Ozonschicht in ferner Zukunft haben wird, läßt sich aufgrund der zahlreichen Einflußgrößen nur mit Hilfe von mathematischen Modellrechnungen abschätzen.

Werden bei der langfristigen Folgenabschätzung einer ungebremsten FSKW-Emission auch die wichtigen heterogenen Reaktionen, die zur Entstehung des antarktischen Ozonlochs führen, berücksichtigt, kann die Zunahme der UV-Strahlung am Boden im globalen Mittel 20 bis 25 % erreichen (vgl. Deutscher Bundestag 1990).

Schädigung des Ökosystems

Da der als UV-B bezeichnete Bereich kurzwelliger Strahlung (290 bis 330 nm) eine zellschädigende Wirkung entfaltet, wirkt sich eine signifikante Steigerung der Intensität unmittelbar negativ auf die Tier- und Pflanzenwelt und auch auf den Menschen aus.

Mittelbar ist der Mensch als letztes Glied in einer langen Nahrungskette von einem möglichen Rückgang des Pflanzenwachstums betroffen. Auf diesem Umstand beruht auch ein wichtiger, sich wechselseitig verstärkender Zusammenhang zwischen Ozonabbau und globaler Temperaturerhöhung. Eine höhere UV-Dosis beeinträchtigt die Photosyntheseleistung von Pflanzen, insbesondere die des Phytoplanktons im Ozean. Es entzieht durch seinen Stoffwechsel der Atmosphäre ähnlich viel Kohlendioxid wie alle Landpflanzen zusammen. Würde die zunehmende UV-B-Strahlung beispielsweise zehn Prozent des Planktons abtöten, würde jährlich fast soviel Kohlenstoff weniger aus der Atmösphäre entfernt, wie die gesamte Menschheit durch die Verbrennung fossiler Brennstoffe an sie abgibt. Das Ergebnis wäre eine weitere Verstärkung des Treibhauseffektes und damit eine weitere Erwärmung der Erdatmosphäre.

Eine zunehmende UV-B-Strahlungsintensität kann unmittelbar zur Gefahr werden, da größere Strahlungsmengen beim Auftreffen auf die Haut eine karzinogene Wirkung entfalten und darüber hinaus Schädigungen der Augenlinse (Grauer Star) verursachen können. Weil die Schadwirkung mit der Kürze der Wellenlänge zunimmt und bei einer Schwächung der Ozonschicht gerade der kurzwellige Anteil des UV-Lichts stärker wird, ist bei einer Ozonschichtausdünnung von ein Prozent mit einer Zunahme der Hautschädigung um 1,7 % zu rechnen. Aufgrund der starken jahreszeitlichen Schwankung der UV-Intensität, die im Sommer das Vier- bis Fünffache der im Winter üblichen Werte bei wolkenlosem Himmel beträgt, spielt für die Beurteilung einer möglichen zusätzlichen Gefährdung vor allem die Ozonschichtdicke im Sommerhalbjahr eine Rolle.

Auch die Variation der UV-Strahlung mit der geographischen Breite ist wegen des unterschiedlich langen Weges der Strahlung durch die Atmosphäre recht groß. Die Sonnenstrahlung ist im Sommer bei wolkenlosem Himmel in den Tropen um 40 bis 100 % intensiver als in unseren Breiten. Deshalb ist der deutliche Anstieg der Hautkrebserkrankungen auch auf die Reiselust einer zunehmenden Zahl von Menschen zurückzuführen, deren Haut genetisch nur an die geringeren Strahlungsintensitäten in höheren Breiten angepaßt ist und der intensiveren Sonnenstrahlung in den äquatornäheren Urlaubsgebieten ausgesetzt wird.

Spektral hochaufgelöste Messungen der UV-B-Strahlung, wie sie für die Beurteilung der Schadwirkung erforderlich sind, liegen aufgrund der späten Entwicklung der entsprechenden Meßtechnik erst seit einigen Jahren vor. So wird erst seit Juli 1993 in Deutschland an insgesamt sieben Meßstellen des Umweltbundesamtes und des Deutschen Wetterdienstes der UV-B-Bereich spektral so hoch aufgelöst registriert, daß die mit der Frequenz stark variierende Schadwirkung als sogenannte "biologisch gewichtete UV-B-Strahlung" berechnet werden kann.

Vergleiche solch neuartiger Messungen zwischen Deutschland und einem Ort ähnlicher geographischer Breite auf der Südhemisphäre in Neuseeland haben dort eine 1,4- bis 1,8fach höhere UV-B-Strahlung ergeben. Dabei ist ein Faktor von 1,3 bis 1,6 allein auf den Abbau der Ozonschicht auf der Südhalbkugel zurückzuführen (vgl. Seckmeyer und McKenzie 1992). Messungen in Kanada ergaben zwischen 1989 und 1993 eine Zunahme der Sonnenbrand erzeugenden UV-B-Strahlung vom fünf Prozent im Winter und zwei Prozent im Sommer (vgl. Kerr und McElroy 1993). Eine Zunahme der DNA-schädigenden Strahlung von sieben Prozent pro Jahrzehnt für die Regionen zwischen 45 und 55 °N konnte aus Satellitenmeßdaten der vergangenen 15 Jahre abgeleitet werden (vgl. Herman et al. 1996). Die Zunahme des Ozons und des Staubgehalts in den unteren Atmosphäreschichten in Europa und den USA könnte bisher einen dämpfenden Effekt auf die Zunahme der UV-B-Strahlung ausgeübt haben.

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