BRG Imst 8A Klasse 98/99

Inhaltsverzeichnis

 
Theorie

Vorwort
Einleitung
Bildung des Ozons in der ungestörten Stratosphäre
Aufbau der Atmosphäre
Globale Ozonverteilung
Ozonabbau in der Gasphase
        HO_x -Kette
        NO_x -Kette
        ClO_x -Kette
        Fluorchlorkohlenwasserstoffe
        BrO_x -Kette
Das antarktische Ozonloch
Ozonzerstörung in der Arktis
Ozon in mittleren nördlichen Breiten
Der Einfluß von Vulkanausbrüchen auf das stratosphärische Ozon
Der Einfluß von Chlor aus Meeresgischt auf das stratosphärische Ozon
Auswirkungen der Ozonzerstörung auf die Biosphäre
Zukünftige Entwicklung
Verschiedene Meßmethoden

Microtops II
Funktionsweise
 

Auswertung der Meßreihen

Tagesschwankungen des Totalozongehaltes über Karrösten
Vergleich zwischen Arosa und Karrösten
Vergleich zwischen Sonnblick und Karrösten
Ozonverteilung über Arosa 1998
Vergleich der Ozondaten Sonnblick, Arosa und Karrösten
Fehlerabschätzung
Korrelation zwischen Sonnblick, Arosa und Karrösten
Sonnblick und Arosa
Schlußbemerkung
Literaturverzeichnis
 
 

Im Hinblick auf meine weitere Ausbildung nach der Reifeprüfung habe ich mich für eine Fachbereichsarbeit aus dem naturwissenschaftlichen Bereich interessiert.

Nach einem Gespräch mit meinem Physikprofessor Mag. Kurt Leitl entschied ich mich für ein Thema aus dem medizinischen Bereich.

In den Sommerferien durfte ich mit Herrn Professor Leitl nach Innsbruck in das Institut für Medizinische Physik fahren. Dort bot mir Universitätsprofessor Dr. Blumthaler die Möglichkeit der Messung des stratosphärischen Ozons an.

Dieses Thema interessierte mich, weil es ein aktuelles Umweltproblem behandelt. Außerdem bevorzuge ich eine Arbeit, die nicht nur theoretisch ist. Ein weiterer Anreiz war natürlich auch die Möglichkeit mit einem Meßgerät, welches mir von Professor Blumthaler zur Verfügung gestellt wurde, die Ozonschicht über meinem Wohnort zu messen und mit den Daten anderer Meßstationen zu vergleichen.
 

 
Über das Ausmaß der Schwächung des Ozonschildes durch den Menschen wird seit Beginn der 70er Jahre in der Wissenschaft geforscht.
Die Ozonschicht der Atmosphäre wird rascher abgebaut als bisher angenommen.
Öffentlich bekannt wurde die Zerstörung des Ozons in der Stratosphäre durch Berichte über das antarktische Ozonloch. Die Dicke der Ozonschicht wird durch die Ozonbildung, den Ozonabbau und den Ozontransport bestimmt.
Die chemische Grundlage der Ozonbildung ist sehr komplex. Bereits 1930 beschrieb Chapman sie in vereinfachten chemischen Reaktionen, welche für die Bildung des Ozons in der Stratosphäre verantwortlich sind.
Der Gesamtozongehalt der Atmosphäre wird in "Dobson Units" (DU) angegeben, wobei ein DU einer Schichtdicke von ¹/₁₀₀ mm reinen Ozons bei Normalbedingungen entspricht. Die heutige Problematik besteht darin, daß durch die Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) und andere Gase die Ozonzerstörung verstärkt wird, die erzeugenden Vorgänge aber gleich bleiben. Es ist schwer die zukünftige Ozonabnahme vorauszusagen. Erstens sind noch immer nicht alle Faktoren, die den Ozonaufbau beeinflussen, bekannt und zweitens besteht eine lange Latenzzeit bei den Reaktionen. Selbst bei einem sofortigen Emissionsstop der ozonzerstörenden Gase würde der Ozongehalt in der nächsten Zeit weiterhin sinken.
Mit der Senkung des stratosphärischen Ozongehaltes ist eine Zunahme der biologisch besonders wirksamen solaren UV-B Strahlung an der Erdoberfläche verbunden. Der UV-Anteil ist zwar energetisch nur von geringer Bedeutung, die biologische Wirksamkeit ist allerdings besonders groß. Neben der wichtigen Funktion der Vitamin-D Bildung hat UV-B Strahlung bei zu großer Intensität auch schädigende Einflüsse auf Haut, Augen und Immunsystem des Menschen.

Bildung des Ozons in der ungestörten Stratosphäre
 

Theorie von Chapman: (siehe Bild)

Bereits 1930 veröffentlichte Chapman seine Theorie über die Ozonbildung, welche auch heute noch als Grundlage zur Erklärung des Konzentrationsmaximums von Ozon in der Stratosphäre verwendet wird.

Das Symbol hn bedeutet, daß für die Reaktion Licht von einer Wellenlänge unter 320nm benötigt wird (photochemische Reaktion).
Es entstehen elektronisch angeregte Sauerstoffatome = O(¹D).

Diese Reaktion wird in der Theorie von Chapman nicht berücksichtigt. In der modernen Ozontheorie glaubt man allerdings, daß besonders diese Reaktion die Erdoberfläche vor der aggressiven UV-B Strahlung schützt.

In der Mesosphäre wird UV-Strahlung im Bereich von 175nm< l < 195nm vor allem durch O₂ absorbiert. Dies führt zu einer hohen Sauerstoffkonzentration.

In tiefer gelegenen Schichten nimmt die UV-B Intensität ab und damit auch die Konzentration der Sauerstoffatome.

In der Stratosphäre kann Licht im Wellenlängenbereich 200nm< l < 220nm weit eindringen, da O₂ und O₃ diese Wellenlänge nur schwach absorbieren.Die Photonen bilden dort zusätzliches O₃. Die Zerstörung von Ozon in höheren Schichten führt also weiter unten zu einer teilweisen Regeneration.

Die Ozonverluste in höheren Schichten können allerdings nur teilweise kompensiert werden, da die Relaxationszeit des Gleichgewichts zwischen O, O₂ und O₃ in einer Höhe von 20km bis zu einem Jahr dauert.

Die Atmosphäre unseres Planeten reicht von der Erdoberfläche bis in eine Höhe von 1000 Kilometer und sie wirkt wie ein Filter für die von der Sonne emittierten Strahlung. Je nach Wellenlänge wird die Strahlung durch Streuung an Luftmolekülen, Streuung und Absorption an Aerosolen und Absorption durch Spurengase (z.B. Ozon) verschieden stark abgeschwächt. Ihre Schichten weisen stark unterschiedliche Eigenschaften auf. So spielt in der Homosphäre (unterhalb von 100km) das Molekulargewicht für die vertikale Verteilung der längerlebigen Gase keine Rolle. Die Gase sind homogen vermischt, sofern sie in der Atmosphäre weder produziert noch verbraucht werden und genügend Zeit für eine vollständige Vermischung vergangen ist. In der Heterosphäre (oberhalb von 100km) kann man durchaus einen Einfluß der Schwerkraft auf die vertikale Verteilung der Gase feststellen. Schwere Teilchen befinden sich näher bei der Erdoberfläche, leichtere bevorzugt in größerer Höhe.

Die Atmosphäre wird nach dem vertikalen Verlauf der Temperatur eingeteilt:

· In der untersten Schicht der Atmosphäre, der Troposphäre, spielt sich das gesamte Wettergeschehen ab. Die bodennahe Luft wird durch die Rückstrahlung der Sonnenstrahlung von der Erdoberfläche erwärmt und steigt auf. Ihren kältesten Punkt erreicht die Troposphäre an der Grenze zur darüberliegenden Schicht der Tropopause. Daher kommt es innerhalb der Troposphäre zu einer ständigen Durchmischung. Im Gegensatz dazu dauert ein Austausch zwischen Troposphäre und Stratosphäre ein bis zwei Jahre. Die Höhe der Troposphäre ändert sich mit den Jahreszeiten und ist von der geographischen Breite abhängig. Die Mittelwerte liegen in den Tropen bei 16km, über den Polen bei 8 bis 9km. Auch in der Troposphäre gibt es ein Ozonproblem. Es hängt mit dem Sommersmog zusammen und nimmt im Gegensatz zum stratosphärischen Ozon zu. Dieses Ozon hat allerdings zunächst nichts mit der Ozonabnahme in der Stratosphäre zu tun und kann diese auch nicht ausgleichen. Durch die Zerstörung der Ozonschicht gelangt allerdings mehr UV-Strahlung zur Erdoberfläche und führt dadurch zu einer vermehrten Bildung von Sommersmog.

· In der Stratosphäre (ca. 10-50km) bleibt die Temperatur zunächst konstant und steigt dann mit der Höhe. Die Stratosphäre ist eine stabile Schicht, da sich die leichte warme Luft oben befindet und die kalte schwere Luft unten. Die größte Konzentration von Ozon ist in einer Höhe von 20 bis 25km vorhanden und dient dort als Schutzschild gegen die UV-B Strahlung.

Nur so ist das Leben auf der Erde in der heutigen Form überhaupt möglich.

· In der Mesosphäre sinkt die Temperatur wieder mit der Höhe.

Transportvorgänge von Gasen sind vor allem von der Temperatur abhängig. Über dem Äquator kommt es zum größten Austausch zwischen Troposphäre und Stratosphäre, da dort durch Konvektion die Tropopause häufig durchbrochen wird.

Die Konzentration des Ozons variiert stark mit der geographischen Breite. So ist über dem Äquator die Konzentration am geringsten und steigt mit zunehmender geographischer Breite. Dort sind auch die jahreszeitlichen Schwankungen am größten. Ozon wird hauptsächlich in der Atmosphäre der Tropen gebildet, da dort die Intensität der UV-Strahlung am größten ist. Von dort aus wird das neugebildete Ozon durch Konvektion nach Süden und Norden transportiert (bis ca. 30° N bzw. S). Durch stratosphärische Westwinde im Nordwinter wird das Ozon aus der Quellregion (Tropen) nach Norden transportiert. Im Südwinter wird das Ozon durch Richtungsänderung der Westwinde zur Südhalbkugel transportiert. So kommt es in den mittleren Breiten im Frühjahr und Herbst zu einem Ozonmaximum. Der jahreszeitliche Unterschied des Gesamtozongehaltes kann also durch diese Brewer-Dobson-Zirkulation erklärt werden. Neben den jahreszeitlichen Schwankungen kommt es im Frühjahr und Winter zusätzlich zu großen täglichen Schwankungen des Totalozons. Diese Ozonänderung läßt sich durch Luftmassen, die sich vor allem im Frühjahr und Winter vom stürmischen Zirkumpolarwirbel (Vortex) lösen und nach mittleren Breiten transportiert werden, erklären. Da sich über den Polen das Ozonmaximum in geringerer Höhe befindet, gelangt das Ozon beim Transport nach mittleren Breiten in Regionen, wo das Ozonmaximum wesentlich höher ist. Also kommt es zu höheren Ozonkonzentrationen in der tieferen Stratosphäre mittlerer Breiten.

Im Winter bildet sich über den Polen in der Stratosphäre ein starker Tiefdruckwirbel, der den Luftaustausch mit der Stratosphäre mittlerer Breiten stark vermindert. Dadurch wird der Nachschub von tropischem Ozon zum Pol verhindert. Man kann große Differenzen zwischen dem Gesamtozongehalt der Antarktis und Arktis beobachten. Der antarktische Tiefdruckwirbel ist viel stabiler und bricht viel später im südlichen Frühling auf als im Norden. Dies wird durch die asymmetrische Verteilung der Landmasse hervorgerufen. Auf der Nordhemisphäre schwächen viel stärkere Turbulenzen den Zirkumpolarwirbel.

Dies bedeutet, daß die Totalozonwerte im arktischen Winter viel höher sind als im antarktischen, weil der Vortex über dem Nordpol weniger kompakt ist und somit die ozonreiche Luft tropischen Ursprungs leichter eindringen kann. Dieses natürlicherweise abnehmende Ozon während des winterlichen Polarwirbels hat allerdings nichts mit dem antarktischen Ozonloch zu tun.

Der Ozongehalt in der Stratosphäre wird durch mehrere natürliche Phänomene beeinflußt:

a)Die QBO (Quasi-Biennial-Oscillation) ist eine 26 Monate andauernde Schwingung der tropischen Atmosphäre. Durch sie wird die Stärke der tropischen Ost- und Westwinde moduliert und somit der Transport in der Stratosphäre verändert. Die Auswirkungen sind bis in mittlere Breiten feststellbar.
b)Die UV-Strahlung ändert sich mit dem elfjährigen Sonnenfleckenzyklus und variiert dadurch die Ozonbildung über den Tropen.
c)Das El-Niño Phänomen ist ein in unregelmäßigen Abständen von einigen Jahren auftretendes Ereignis, bei dem die Meeresoberfläche vor der Küste Perus und entlang des äquatorialen Pazifiks wesentlich wärmer ist als im Jahresdurchschnitt. Dies beeinflußt dort die Gesamtozonsäule und wirkt sich auf das globale Wettergeschehen aus.
 

 
Das Reaktionsschema von Chapman erklärt zwar die Ozonbildung doch hilft es nicht beim Verständnis des Ozonabbaus. Deshalb mußte in den 70er und 80er Jahren eine weitaus komplexere chemische Theorie, welche auch anthropogene Einflüsse auf den Ozonschild berücksichtigt, entwickelt werden.
 

Mechanismus

Die neue Theorie beschäftigt sich vornehmlich mit Radikalkettenreaktionen.

Aus Quellgasen in der Stratosphäre bilden sich Radikale, die in Kettenreaktionen Ozon zerstören. Die Quellgase werden in der Troposphäre fast gar nicht abgebaut und verteilen sich daher global gesehen gleichmäßig.

Das heißt, daß die Konzentration über den Polen etwa gleich hoch ist, wie die in mittleren nördlichen Breiten, wo die Quellgase hauptsächlich emittiert werden.

Quellgase können entweder ausschließlich anthropogenen Ursprungs (FCKW, Halone) sein, oder auch aus natürlichen Prozessen stammen (N₂O) oder vor allem natürliche Quellen haben (CH₃Cl). Über die Tropen gelangen die Quellgase in die Stratosphäre und setzten dort durch photochemische Reaktionen, die kurzwelliges Licht benötigen, ozonabbauende Radikale frei.
 

Reaktionstypen

1) Start- oder Initiierungsreaktionen:

Quellgase werden durch Photolyse (aufbrechen eines Moleküls durch die Energie des aufgenommenen Lichtes) mittels kurzwelligem UV, durch Reaktionen mit OH-Radikalen oder mit O (¹D), einem energetisch angeregten O-Atom, abgebaut. Diese Reaktionen tragen zur Bildung von ozonzerstörenden Radikalen, den Kettenträgern (= chemische Spezies, welche die Kettenreaktion in Gang hält, selbst aber nicht verbraucht bzw. wieder gebildet wird) YO_x (Y steht für Cl, Br, N oder H), bei.

2) Radikalkette:

Durch die Radikalketten wird ungerader Sauerstoff (O, O₃) in geraden Sauerstoff (O₂) umgewandelt und führt so zu einer Ozonzerstörung.

oder (weniger wichtig, für n=1):

Durch diese Reaktionen können sehr viele Ozonmoleküle zerstört werden, da die Kettenträger YO_n (Y= Cl, Br, N, H - Fluor bildet wegen seiner hohen Elektronegativität keine FO_x- Ketten) als Katalysator wirken.

Andere Reaktionen können die Kettenträger vermindern und somit die Geschwindigkeit der Ozonzerstörung verringern:

3) Weitere Radikalreaktionen:

Bei diesen Reaktionen der Kettenträger kommt es zu keiner Transformation von ungeradem zu geradem Sauerstoff. Die Anzahl der Radikale bleibt allerdings gleich.

a) Zwei Kettenträger (Radikale) reagieren zu zwei neuen Kettenträgern.

        z.B.: ClO + NO ® Cl + NO₂

b) Eine Radikalspezies wird in eine andere übergeführt. Diese Reaktionen sind entweder photochemisch oder es reagieren Kettenträger mit einer nichtradikalen Spezies.

                Cl + CH₄ ® HCl + CH₃
 

4) Reservoirgasreaktionen:

Wenn zwei Kettenträger miteinander reagieren, können auch sogenannte Reservoirgase entstehen (chemisch stabil). Sie zerstören kein Ozon, zerstören aber auch die Radikale nicht, da sie jeder Zeit wieder zu Kettenträgern zurückreagieren können.

Bildung eines Reservoirgases z.B. Chlornitrat unter Mitwirkung eines Stoßpartners M (= Molekül z.B. N₂, das zum Abtransport der Überschussenergie benötigt, aber in der Reaktion nicht umgewandelt wird.):

                NO₂ + ClO (+M) ® ClONO₂ (+M)

Reaktivierung eines Reservoirgases:

                ClONO₂ - hn ® Cl + NO₃
(l < 440nm)

                ClONO₂ + O ® ClO + NO₃

Die einzige Möglichkeit Radikale zu eliminieren ist der langsame Transport von Reservoirgasen und Kettenträgern in die Troposphäre, wo sie in Wasser gelöst (z.B. Salpetersäure HNO₃, Salzsäure HCl und Wasserstoffperoxid H₂O₂ ) und im Niederschlag ausgewaschen werden.
 
 

HO_X-Kette

Die Bedeutung der HO_x- Ketten und die des energetisch angeregten Sauerstoffes O (¹D) wurde 1964 von Hampson erkannt. Die Reaktionen von HO_x sind komplizierter als die des FCKWs.

Startreaktionen:

1) H₂O + O (¹D) ® 2OH

2) H₂O - hn ® H + OH
(l < 203nm)

3) H₂ + O (¹D) ® H + OH

4) CH₄ + O (¹D) ® OH + ...
 

H₂O und H₂ sind nicht nur Quellgase sondern auch Reservoirgase im HO_x-Zyklus. Methan CH₄ ist in die Reaktion involviert, in welcher das wichtige Reservoirgas HCl gebildet wird.

In den 70er Jahren wurden in der USA Überschalltransporter SST, welche in der unteren Stratosphäre fliegen sollten, geplant. Allerdings lösten sie bald heftige Diskussionen über eine mögliche anthropogene Zerstörung der Ozonschicht aus. Der Wasserdampf ihrer Abgase wurde wegen der HO_x -Kette als bedenklich angesehen. Untersuchungen sollen allerdings ergeben haben, daß sie vernachlässigt werden kann. Zum erstenmal wurde über die Auswirkung des Flugverkehrs auf die Atmosphäre diskutiert.
 
 

NO_X-Kette
 
In den 60er und 70er Jahren erkannte man die Auswirkungen der Stickoxide auf die Stratosphärenchemie. Crutzen (1970, 1971) und Johnston (1971) entdeckten die NO_x -Kette. Die Stickoxide entstehen bei Reaktionen von N₂O (Lachgas):

1) N₂O + O(¹D) ® 2NO

Lachgas kann allerdings auch in Reaktionen abgebaut werden bei denen kein NO_x entsteht:

2) N₂O + O(¹D) ® N₂ + O₂

3) N₂O - hn ® N₂ + O(¹D)
(l < 240nm)
 

Quellen:

Große Mengen von NO_x würden bei einem weltweiten nuklearen Krieg frei werden, direkt in die Stratosphäre gelangen und das stratosphärische Ozon stark schädigen. Außerdem wurde der Einfluß von NO_x aus den Abgasen von Überschalltransportern genauer untersucht. Der amerikanische Kongreß entschied die Überschalltransporter nicht zu bauen. Die NASA möchte den Einfluß von Flugzeugen, die in der Stratosphäre verkehren, auf die Ozonschicht klären, da in Amerika eine zweite Generation von Hochgeschwindigkeits- flugzeugen geplant wird.
 
 

ClO_X-Kette

FCKW sind Chemikalien die ausschließlich vom Menschen stammen und deren Auswirkungen auf die Umwelt von den Physikochemikern Rowland und Molina zum ersten Mal untersucht wurden. Sie stellten fest, daß die ozonzerstörenden ClO_x Radikale auf die anthropogene FCKW Freisetzung zurückzuführen sind.
FCKW sind chemisch äußerst stabil und werden daher in der Troposphäre weder chemisch zerstört noch durch Niederschlag ausgewaschen. So gelangen die FCKWs in die Stratosphäre und werden dort unter direkter Freisetzung der ClO_x Radikale abgebaut.
Die ClO_x zerstören durch folgende Reaktionen das Ozon:

Cl + O₃ ® ClO + O₂

ClO + O ® Cl + O₂
 
 

Fluorchlorkohlenwasserstoffe sind chemisch inert d.h. sie gehen in der Biosphäre keine chemische Reaktion mit ihrer Umwelt ein. Unzerstört zirkulieren sie 50-100 Jahre lang in der Troposphäre. Pro Jahr steigt ihre Konzentration. In der unteren Atmosphäre, wo sie praktisch überhaupt nicht abgebaut werden , gehören sie zu den klimawirksamen Spurengasen.

BrO_X-Kette
 

Brom- Radikale wirken deutlich effizienter als die ClO_x Radikale. Die Reservoirgase BrONO₂ und HBr werden viel seltener gebildet als die der ClO_x Radikale ClONO₂ und HCl. Halone ( gesättigte bromhaltige Chlorfluorkohlenwasserstoffe - die Moleküle enthalten nur Br, C, Cl, F und kein H) sind in der Troposphäre chemisch stabil und wurden bis vor kurzem als Brandschutzmittel verwendet. Sie wurden allerdings nicht in so großen Mengen wie FCKW ausgesetzt und sind daher für die Ozonzerstörung und den Treibhauseffekt trotz größerer Effizienz nur von geringer Bedeutung.

Mitte der 80er Jahre wurde das antarktische Ozonloch entdeckt. Die Tragweite der anthropogenen Ozonzerstörung wurde zum ersten Mal erkannt und zu einem zentralen Problem.

Die Beschreibung des antarktischen Ozonlochs

In den 80er Jahren belegten Chubachi und Farman durch ihre Oktobermeßwerte des Totalozons über der Antarktis die Abnahme des Ozons. Farmans Publikation über das antarktische Ozonloch wurde berühmt. Es gelang ihm einen Zusammenhang zwischen der Ozonabnahme und den vom Menschen freigesetzten FCKWs herzustellen.
Oft wird das Ozonloch mit der natürlichen Abnahme des Ozons während dem winterlichen Polarwirbel verwechselt. Als Ozonloch wird allerdings der schnelle Abfall des Totalozons im antarktischen Frühling (September und Oktober) bezeichnet. Zu dieser Zeit wird das Ozon in der unteren Stratosphäre praktisch vollständig zerstört. Erst im November schließt sich das Ozonloch wieder.
 

Die Ursachen des Ozonlochs

Das antarktische Ozonloch stellte vorerst ein Rätsel dar, da man es anhand der Ozontheorie nicht erklären konnte. Nach weiteren Forschungen und Laborexperimenten wurde schlußendlich eine dritte Generation der Ozontheorie entwickelt. Zusätzlich werden nun auch heterogene chemische Prozesse, die nur an festen und flüssigen Oberflächen ablaufen, berücksichtigt.

ClO_x und NO_x sind die wichtigsten Radikalketten im Gasphasen-Reaktionsschema. Die Geschwindigkeit mit der sie das Ozon zerstören bestimmen die Reservoirgase Chlornitrat (ClONO₂) und Salzsäure (HCl). In der südlichen Polarnacht während dem Zirkumpolarwirbel sinkt die Stratosphärentemperatur sehr tief. Obwohl es sehr trocken ist, bilden sich bei solchen Temperaturen stratosphärische Polarwolken. Diese bestehen entweder aus Salpetersäurekristallen mit angelagertem Kristallwasser (unterhalb von -80° C) oder auch aus reinen Eiskristallen (unterhalb von -86° C).

Wenn sich die Luft schnell abkühlt bilden sich Perlmutterwolken mit zahlreichen verhältnismäßig kleinen Eiskristallen, die das Sonnenlicht vielfach streuen und brechen. Sie sind, da sie in einem flachen Winkel zur Lichtrichtung stehen, farbenprächtig und gut sichtbar. Wolken mit großen Eiskristallen, wie sie bei langsamer Abkühlung entstehen, sind weniger gut sichtbar.
 

 
Diese großen irisierenden Perlmutterwolken entstehen in der polaren Stratosphäre in ungefähr 18 Kilometer Höhe bei mindestens -83° Kälte. Solche tiefen Temperaturen treten im antarktischen Winter öfter und für längere Zeit als im arktischen Winter auf. Wasser kondensiert bei diesen Temperaturen an Salpetersäuretrihydrat-Aerosolteilchen und es bilden sich Salpetersäurewolken, die chemische Reaktionen mit Chlor ermöglichen. Dies ist der Anfang einer Reaktionskette, bei der Ozon zerstört wird.

Außerdem werden in der Polarnacht die Stickoxide aufoxidiert:

NO₂ + O₂ ® NO₃ + O₃

NO₂ + O₃ (+M) ® N₂O₅ (+M)

N₂O₅ reagiert weiter an der Oberfläche der stratosphärischen Polarwolken und so entsteht Salpetersäure HNO₃, die zusammen mit anderen festen Komponenten an den Polarwolken haftet. Da diese Stickstoff aus der Stratosphäre entfernt (Dentrifikation), schränkt sie die Umwandlung der ClO_x- Radikale in das Reservoirgas Chlornitrat (ClONO₂) stark ein. Neben dieser Reaktion finden allerdings noch andere wichtige heterogene Reaktionen an der Oberfläche der Polarwolkenkristalle statt.

Es wird zum Beispiel die Verteilung der Chlorspezies stark verändert. Die Reservoirgase ClONO₂ und HCl werden in lichtunbeständige Bestandteile HOCl und Cl₂ umgewandelt. Während der Polarnacht fehlt also Chlor und so wird die ClO_x Kettenreaktion gestoppt. Solange kein Licht diese Luftmassen erreicht, bleiben die Reservoirgase stabil. Gelangen jedoch, die für die Umwandlung benötigten Sonnenstrahlen zu den Reservoirgasen, werden sofort ClO_x -Kettenträger gebildet:

HOCl - hn ® Cl + OH

Cl₂ - hn ® 2Cl

Die Intensität der UV-Strahlung ist von Ende September bis Anfang November gering und so bleibt die O-Konzentration gering und die ClO-Konzentration groß. Daher kommt es zu weiteren ozonzerstörenden Reaktionen.

1) durch den ClO_x -Zyklus

Cl + O₃ ® ClO + O₂

ClO + ClO (+M) ® ClOOCl (+M)

ClOOCl - hn ® Cl + OOCl

OOCl (+M) ® Cl + O₂(+M)
 

S : 2O₃ ® 3O₂
 

2) durch den ClO_x / BrO_x -Zyklus

ClO + BrO ® Br + OClO

OClO - hn ® Cl + O₂

Ungefähr 75-80% der Ozonzerstörung erfolgt durch den ClO_x -Zyklus der Rest durch den ClO_x /BrO_x -Zyklus.
 

 
Da sich die meteorologischen Bedingungen zwischen Arktis und Antarktis stark unterscheiden, wurde bisher keine mit dem antarktischen Ozonloch vergleichbare Ozonzerstörung festgestellt. Am Nordpol werden die tiefen Temperaturen, die für die Bildung der Stratosphärenwolken nötig sind, nur sehr selten erreicht. Außerdem ist der Polarwirbel wärmer und bricht am Polartag zusammen, so daß es zu keinem ClO_x und ClO_x /BrO_x -Zyklus kommt.
Im Winter 92/93 wurde die bisher größte Ozonzerstörung in der Arktis beobachtet. Der Zirkumpolarwirbel blieb damals länger stabil und es wurden tiefere Temperaturen erreicht. Die normalerweise eher lokale Ozonreduktion dehnte sich bis nach Nordeuropa aus. Dadurch konnte die neue Ozontheorie bestätigt werden.
 
 

Variabilität des stratosphärischen Ozons

 
Um einen genauen Überblick über das Ausmaß der vom Menschen verursachten Ozonzerstörung zu bekommen, mußten zunächst die Änderung des Ozons durch natürliche Einflüsse geklärt werden. Aufgrund der Meßergebnisse bis 1971 konnte 1973 zum ersten Mal eine genaue Studie über die natürliche Schwankungsbreite des Ozons veröffentlicht werden.

Folgende wichtige Einflüsse wurden festgestellt und beschrieben:

a.)Es besteht ein bis in mittlere Breiten feststellbaren Zusammenhang zwischen dem elfjährigen Sonnenfleckenzyklus und dem Totalozon. Durch den Sonnenfleckzyklus verändert sich die Stärke der UV-Strahlung und beeinflußt somit die Ozonbildung in der Quellregion über den Tropen.

b.)Weiters wurde der Einfluß der QBO auf das Ozon in den Tropen und mittleren Breiten erkannt. Die QBO ist eine Schwingung der Atmosphäre über den Tropen, die je nach Vorzeichen östliche bzw. westliche Windanteile aufzeigt. Die Schwingung dauert ungefähr 26 Monate und beeinflußt die Stärke des Ozonflusses aus der tropischen Quellregion in die mittleren Breiten.

c)Auch das El Niño Phänomen ist eine Schwingung, die vor allem in der tropischen Atmosphäre auftritt. Es kommt zu entgegengesetzte Druckanomalien zwischen dem Indischen Ozean und dem Pazifik. Die Schwingungsdauer beträgt vier Jahre. Sie bewirkt eine Änderung der Oberflächentemperatur im östlichen Pazifik. Über den wärmeren Meeresteilen steigen Luftmassen stärker auf (Konvektion) und dies verursacht unterschiedliche Tropopausenhöhen entlang des Äquators. Das Totalozon ändert sich um einige DU (100 Dobson Units = 1mm Schichtdicke Ozon bei einem Gesamtdruck von 1atm und bei 25°C).

d)Starke Sonnenprotonenereignisse beeinflussen den Ozongehalt über den Polen, weil dabei NO_x-Radikale gebildet werden. Dieser Effekt ist allerdings nur oberhalb von 35km und zwischen 55°N und 65°N für den Totalozonwert von Bedeutung.
 
Es wurden noch andere Zusammenhänge entdeckt, die aber noch nicht ganz geklärt werden konnten.
In den letzten zwei Jahrzehnten fand man zum Beispiel eine Korrelation zwischen der Temperatur der Meeresoberfläche im östlichen äquatorialen Pazifik von Juni bis August und den Ozonwerten über dem Südpol im folgenden Frühling, vom 15. und 31. Oktober.
Weiters wurde während den 60er Jahren an den meisten nördlichen Stationen ein Ozonanstieg, der auf die Änderung der Meeresoberflächentemperatur zurückzuführen ist, verzeichnet. Es wird vermutet, daß der indirekte Einfluß der Meeresoberflächentemperatur auf das globale Wettergeschehen, welches sich wiederum auf die Ozonkonzentrationen auswirkt, der grundlegende Mechanismus dafür ist.
Zwei Wissenschaftler (Marko und Fissel) entdeckten 1993 eine hohe Korrelation von Totalozonwerten dreier Stationen auf der Nordhemisphäre (Toronto, Edmonton und Arosa) und dem Ausmaß der Eisschilder im nördlichen Polarmeer östlich von Grönland, in der Barentssee und der Karasee. Eine mögliche Erklärung ist die Verbindung zwischen Ozonabnahme und der weltweiten Klimaänderung.
Bei all diesen Ereignissen weiß man noch nicht, ob sie sich langzeitig auf das Ozon auswirken.

Langzeitentwicklung in nördlichen mittleren Breiten

 
Die seit 1926 in Arosa durchgeführten Meßreihen mittels Dobson Spektrophotoskopie, ist die längste kontinuierliche Meßreihe des Totalozons. Die Messungen zeigen zwischen 1961 und 1970 einen Ozonanstieg. Seit den 70er Jahren nimmt das Totalozon ab und erreichte 1992/93 die bis jetzt tiefsten Werte.
1986 konnte zum ersten Mal nachgewiesen werden, daß der Ozonschild auch über mittleren Breiten abgenommen hat.

Seit man das Ozon auch von Satelliten aus messen kann (TOMS-Instruments = Total Ozone Mapping Spectrometer an Bord des Satelliten Nimbus 7) verglich man die Bodenmessungen mit den Satellitenmessungen und überarbeitete sie neu. Dabei stellte sich heraus, daß manche Daten von Meßstationen wesentlich andere Ergebnisse lieferten. Große Konzentrationen an Schwefeldioxid führten in den 70er Jahren zu einer Verfälschung der Totalozonmessungen. Dabei waren jene Meßstationen, die in der Nähe von Großstädten liegen, betroffen.
Bei abgelegenen Stationen waren die Meßdaten korrekt, da die Schwefeldioxidkonzentration nieder war.
Satelliten ermöglichen die Überwachung des Ozonschildes in globalem Umfang.
Die längste Meßreihe stammt vom TOMS -Instrument auf Nimbus 7. Die Auswertung dieser Daten, welche von November 1978 bis Frühling 1993 reichen, ergaben eine Abnahme des Ozons in nördlichen mittleren Breiten von bis zu 6% mit einer Spitze im Winter und zu Beginn des Frühlings.
Es konnte allerdings keine Änderung des Totalozons über den Tropen festgestellt werden. Dies zeigte die beachtliche Abhängigkeit des Ozonabbaus von der geographischen Breite.
 

Regionale Trends festgestellt durch Dobson Messungen des Totalozons (WMO 1992). Die Werte sind in Prozent pro Jahrzehnt:
 

Zwischen den Messungen des Dobson Netzes und den TOMS- Messungen besteht eine akzeptable Übereinstimmung. Die Trends bei den TOMS- Daten sind ungefähr um 1% stärker.
Anhand von Ozonballonsondenmessungen in der Schweiz ließ sich eine Abhängigkeit der Ozonänderung bezüglich der Höhe erkennen.
Durch photochemische Smog-Reaktionen steigt das Ozon in der Troposphäre steil an. Betrachtet man daher die Gesamtozonsäule so heben sich die steigenden Tendenzen in der Troposphäre und der Ozonverlust in der Stratosphäre auf. In einer Höhe von ca. 18km und wiederum bei 45km findet der stärkste Ozonabbau statt. Dazwischen (bei 30km) gibt es keine signifikante Zerstörung. Am wichtigsten für die Entwicklung des Gesamtozons ist der Ozonverlust in der tieferen Stratosphäre, weil sich dort die größte Ozonkonzentration befindet.
Im Winter und Frühjahr sind die Ozonwerte dort am tiefsten.

Interpretation der Trends

 
Die starke Abnahme des Ozons über mittlere Breiten seit den 70er Jahren war mit den Gasphasenchemiemodellen nicht erklärbar. Es konnte zwar die Ozonzerstörung in einer Höhe von 40km vorausgesagt werden, aber man wußte nicht warum es in der tieferen Stratosphäre zu einer relativ starken Ozonzerstörung kommt.

Drei neue Erklärungen werden momentan diskutiert:
 
1. Einfluß der polaren Atmosphärenchemie

In der Arktis können ebenfalls Stratosphärenwolken gebildet werden und eine Störung der Verteilung der Chlorspezies bewirken. Erwärmt sich der Polarwirbel zu Beginn des Frühlings so könnte dies einen direkten Einfluß auf das Totalozon in mittleren Breiten haben. Zwischen Arktis und mittleren Breiten besteht ein ständiger Luftaustausch, da der Vortex immer nur kurzzeitig stabil ist. So gelangen die lichtunbeständigen Reservoirgase in mittlere Breiten und werden dort unter Sonnenbestrahlung in ClO_x Radikale umgewandelt. Allerdings können die Cl-Kettenträger nicht nur mit O₃, sondern auch mit NO₂ zu ClONO₂ reagieren und so die Ozonzerstörung bremsen. Es ist also mit dieser Theorie nicht möglich die tiefen Ozonwerte im Winter 1992/93 in nördlichen mittleren Breiten zu erklären. Man vermutete, daß sie durch die Bewegung von "Luftpaketen" aus der Arktis verursacht wurden.

2. Oberflächenreaktionen an Schwefelaerosolen

Nicht nur Kristalle der polaren Stratosphärenwolken, sondern auch Sulfataerosole ermöglichen Oberflächenreaktionen, die die Gasphasenchemie stören. Bei der Eruption des El Chichón erklärte man sich die tiefen Ozonwerte dadurch, daß auf der Oberfläche der Sulfataerosole N₂O₅ schnell zu HNO₃ umgewandelt wird. Diese Reaktion entzieht der Stratosphäre NO_x Radikale (Denitrifikation) und beschleunigt somit den ClO_x Kettenmechanismus. Auch dieses Modell weist Probleme auf, da die Reaktionen zu langsam sind, um für die Stratosphäre mittlerer Breiten von Bedeutung zu sein. Sie haben höchstens in der Nähe des Polarwirbels, wo die Temperaturen sehr tief sind, einen Einfluß auf den Ozongehalt. Eine Verbesserung des Modells erreicht man, wenn der vertikale als auch der Transport entlang geographischer Breiten sowie chemische Reaktionen berücksichtigt werden. Die Sulfataerosolteilchen befinden sich in einer Höhe von 15-24km über der ganzen Erde verteilt.

Bei dieser Reaktion wird die NO und NO₂ Konzentration vermindert (Denitrifikation) und die OH Konzentration wegen der Photolyse von HNO₃ erhöht. Durch die Erhöhung der ClO_x Radikale wird die Ozonzerstörung deutlich beschleunigt. Durch den vermehrten SO₂ Ausstoß des ansteigenden Luftverkehrs in den 80er Jahren wuchs die Konzentration der Sulfataerosolteilchen.

2. Spezielle meteorologische Gegebenheiten

In den letzten Jahren wurde über Mitteleuropa ein Zusammenhang zwischen meteorologischen Ereignissen und tiefen Totalozonwerten festgestellt. Länger andauernde Hochdrucklagen über dem Nordatlantik verursachen höhere Tropopausenhöhen und eine damit verbundene Hebung von Luftmassen in der Stratosphäre, was zu einer Verminderung des Ozons führt. Anhand solcher meteorologischer Faktoren läßt sich die Breitenabhängigkeit der stratosphärischen Ozonzerstörung erklären.
Keine der drei Erklärungen beschreibt die Entwicklung der Ozonzerstörung wahrheitsgetreu. Wissenschaftler hoffen, daß die neuen Messungen durch Satelliten und anderer Meßtechniken neue Erkenntnisse bringen und eine genauere Voraussage ermöglichen.
Durch Infrarotspektroskopie auf dem Jungfraujoch konnte die starke Zunahme von HF Fluorwasserstoff (entsteht bei der Aufspaltung der FCKW aus den dabei freigesetzten Fluoratomen) und HCl Salzsäuregas nachgewiesen werden. Dies beweist, daß die Fluorchlorkohlenwasserstoffe eine wichtige Rolle bei der Ozonzerstörung in mittleren Breiten spielen.  
 
 

Vulkaneruptionen können auf viele verschiedene Weisen ablaufen. Am meisten festes und gasförmiges Material gelangt bei einem explosiven Ausbruch in die Stratosphäre. Die Stärke eines Vulkanausbruches wird anhand von VEI (Volcanic Explosivity Index, logarithmische Skala von 0-8) klassifiziert und das Volumen des ausgestoßenen Materials, auch Tephra genannt, kann durch die Dicke der Ablagerungen auf der Erdoberfläche bestimmt werden. Erst ab einer Stärke von 3-4 VEI erreichen Gase und Staub die Stratosphäre. Bei einem Vulkanausbruch sind vor allem Wasserdampf, Kohlendioxid, Salzsäuregas, und Schwefelsäure vorhanden. Schwefelsäure wird sehr schnell in Schwefeldioxid umgewandelt und dieses wiederum oxidiert zu Schwefelsäure. Es bilden sich Sulfataerosole, die für 12-18 Monate in der Stratosphäre bleiben. Durch genaue Messungen läßt sich ein deutlicher Zusammenhang zwischen Vulkanausbrüchen und Ozonabnahme feststellen.

Vergleich zwischen Totalozon in Arosa und Vulkanaktivitäten:

Anhand des Bildes (siehe nächste Seite) erkennt man, daß im Jahr der starken Eruptionen oder auch in den darauffolgenden Jahren tiefere Totalozonwerte gemessen wurden. Im März 1956, zum Beispiel, brach Bezymianny (56°N) aus und beeinflußte die Ozonwerte von 1956 und 1957. El Chichón (17°N, März/April 1982) und Pinatubo (15°N, Juni 1991) wirkten sich auf den Ozongehalt von 1983 bzw. 1992 aus. Der Einfluß der Ausbrüche des Cerro Azul (VEI5, 36°S, Oktober 1932) und des St. Helens (Mai 1980, 46°N) auf die Ozonschicht konnten durch die Messungen über Arosa nicht festgestellt werden, da sie zu weit entfernt liegen.
Vulkanausbrüche verstärken in einer bereits gestörten chemischen Stratosphäre die Ozonzerstörung. Aerosole bieten Oberflächen an denen N₂O₅ zu HNO₃ umgewandelt wird und somit wird die Bildung der Reservoirspezies Chlornitrat vermindert. Außerdem führen Aerosole über den Tropen wegen ihrer Heizwirkung zu einem erhöhten vertikalen Transport, der das Ozon in größere Höhen bringt. Dadurch wird der Transport von Ozon aus der tropischen Quellregion nach mittleren Breiten reduziert.

Durch den Wellengang von den Ozeanen lösen sich immer wieder Wassertropfen. Das Wasser verdunstet und es entstehen Seesalzaerosole. Es wurde schon des öfteren behauptet, daß diese einen Einfluß auf den Chlorgehalt in der Stratosphäre haben und somit an der Ozonzerstörung beteiligt sind. Die heutigen Messungen und Theorien widerlegen allerdings diese Annahme.
Es gibt zwei Wege auf denen das Chlor der Seesalzaerosole in die Stratosphäre gelangen könnte:

1) Die Aerosole selbst könnten in die Stratosphäre transportiert werden. Dies ist allerdings sehr unwahrscheinlich, da sie schwer und relativ groß (ca. 1m m) sind. Sie würden daher nur geringe Höhen erreichen (bei Gasen spielt das Gewicht bei der vertikalen Verteilung keine Rolle). Vertikale Messungen bestätigen diese Theorie. Ab einer Höhe von 3-4km nimmt der Chlorgehalt abrupt ab. In der Stratosphäre ist kein Natrium zu finden und es kann daher angenommen werden, daß die Seesalzaerosole die Tropopause nicht erreichen.

2) Chlor kann auch aus den Seesalzaerosolen herausgelöst werden. Durch die Aufnahme von Salpeter- und Schwefelsäure an der Aerosoloberfläche wird HCl -Gas freigesetzt. Die Aerosole können aber auch mit troposphärischem Ozon oder mit N₂O₅ reagieren. Bei diesen Reaktionen entsteht reines Chlorgas bzw. NO₂Cl, das unter Lichteinfluß schon in der Troposphäre zu Chlor-Radikalen umgewandelt wird. Diese reagieren wiederum sofort mit organischen Kohlenwasserstoffen und bilden dabei HCl. Es entsteht also bei allen möglichen Reaktion gut wasserlösliche Salzsäure, die eine Verweilzeit von ungefähr drei Tagen hat. Das heißt, sie wird noch bevor sie in die Stratosphäre gelangt, ausgewaschen und gelangt in den Ozean zurück.
 
Aus mehreren vertikalen Messungen kann man darauf schließen, daß der größte Anteil an HCl in der Stratosphäre durch die FCKWs verursacht wird und der HCl Eintrag aus dem Meer nur von geringer Bedeutung ist.
 

Durch verminderten Ozongehalt in der Stratosphäre erreicht mehr UV-B Strahlung die Erdoberfläche.
Dies wirkt sich auf die gesamte Biosphäre schädlich aus.
Untersuchungen im Labor und Freiland zeigen, daß Plankton - Organismen durch UV-Strahlung in ihrer Beweglichkeit, Orientierung und Schwimmgeschwindigkeit beeinträchtigt werden. Bei zu hoher UV-B Bestrahlung sterben die Organismen ab und dies führt daher zu einer Beeinträchtigung der Populationsdichte des Phytoplanktons. Es reagieren allerdings nicht alle Arten gleich sensibel auf UV-B Strahlung und so könnte es zu einer neuen Artenzusammensetzung kommen. Dies würde sich auf die gesamte Nahrungskette auswirken. Eine Abnahme des Planktons wäre mit dem Aussterben vieler Tiere verbunden, da das Plankton am Anfang der Nahrungskette steht und nur 10% der verzehrbaren Biomasse in der nächsten Ebene verwertet werden. Auch der Mensch bezieht etwa 30% des Proteins zur menschlichen Ernährung aus dem Meer. Das Plankton in den Weltmeeren stellt eine Senke für das atmosphärische CO₂ dar. Bei Schädigung des Planktons durch erhöhte UV-Strahlung würden große Mengen CO₂ in der Atmosphäre bleiben und den Treibhauseffekt verstärken.

UV-B Strahlung wirkt sich auch auf höhere Pflanzen, speziell Nutzpflanzen aus.
Höhere Pflanzen zum Beispiel Reis sind nicht in der Lage atmosphärischen Stickstoff aufzunehmen und in Proteine einzubauen. Mikroorganismen können atmosphärischen Stickstoff in eine Form übertragen, die von Nutzpflanzen aufgenommen werden kann. In den Tropen und Subtropen werden Cyanobakterien in den Reisfeldern künstlich eingesetzt, um die Stickstoffversorgung zu übernehmen. Da diese Mikroorganismen extrem UV-B empfindlich sind, hätte eine Ozonabnahme einen Ausfall der Stickstoffversorgung zur Folge. In der Dritten Welt könnte dieser schon aus finanziellen Gründen nicht durch künstlichen Stickstoffdünger ausgeglichen werden. Eine Verringerung der Ernteerträge hätte dramatische Auswirkungen auf die Ernährungsversorgung, der schnell wachsenden Weltbevölkerung.

Besonders betroffen von der erhöhten UV-Strahlung sind bisher die Länder der südlichen Halbkugel. In Australien und Neuseeland werden über Rundfunksender Hautkrebswarnungen verbreitet. Australische Firmen arbeiten daran eine Hautcreme zu produzieren, die mit einem künstlichen Hormon die Pigment-Produktion anregen soll. UV-B Strahlung regt die Vitamin D- Bildung an. Steigt allerdings die Intensität so ist sie äußerst gefährlich und wirkt auf Haut, Augen und Immunsystem schädigend. So wird zum Beispiel geschätzt, daß bei einer 1%igen Abnahme des Gesamtozongehaltes die Häufigkeit für Melanome um 2% wächst. Es ist wichtig das Auge durch eine Sonnenbrille vor UV-Strahlung zu schützen, weil hohe UV-B Dosen zu Schneeblindheit und Grauen Star führen. Bei Versuchen mit Mäusen wurde beobachtet, daß eine Bestrahlungszeit von weniger als 30 Minuten in äquatorialen Gebieten zu einer Immunschwächung um 50% führt. Es ist noch nicht geklärt, inwieweit sich dieses Ergebnis auf das Immunsystem des Menschen übertragen läßt.
Um Schädigungen durch UV-B Strahlung zu vermeiden müssen die Menschen ihr Verhalten entscheidend ändern.
 
 

Obwohl die zerstörerische Wirkung der Fluorchlorkohlenwasserstoffe bereits 1974 (Molina/Rowland) bekannt war, rückte erst 1988 der Treibhauseffekt und das Ozonloch weltweit in den Mittelpunkt des Interesses. Es bedurfte mehreren Schreckensmeldungen in den Medien, um diese Probleme auch in der Politik zu einem Thema zu machen. Es folgten mehrere Kongresse und Klimakonferenzen
Die Notwendigkeit politischen Handelns zur Reduzierung der FCKW Emissionen wurde durch die internationale Konferenz von Montreal (1.1.1989) und deren Folgekonferenzen (Helsinki 1989, London 1990) von den meisten Industrienationen und einigen Entwicklungsländern erkannt. Allerdings wurden die getroffenen Maßnahmen von vielen Umweltschützern als zu gering bezeichnet, da selbst bei einem sofortigen Emissionsstop die Ozonzerstörung wegen der Langlebigkeit der Gase für mehrere Jahrzehnte anhalten würde. In den Montrealen Protokollen wurden viele wichtige Stoffe, die zur Ozonzerstörung beitragen, nicht berücksichtigt. Der Emissionsstop geht viel zu langsam vor sich und mehrere Länder halten sich nicht einmal an diese Maßnahmen zur Reduzierung der Fluorchlorkohlenwasserstoffe.

Kürzlich, am 2.November 1998, fand in Buenos Aires die vierte Vertragsstaatenkonferenz zur Klimakonvention statt. Das Ziel war, die Vorgaben aus dem Kyoto Protokoll umzusetzen. Unter anderem sollte geklärt werden, in wie weit auch Entwicklungsländer die Emissionen von Schadstoffen begrenzen müssen.
Noch steigt der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre und bis zum Jahr 2100 droht die globale Temperatur der Erde um bis zu drei Grad anzusteigen. Über die notwendigen Maßnahmen zum Klimaschutz haben am 2.11.98 Vertreter aus rund 180 Ländern beraten. Auf dem Klimagipfel im japanischen Kyoto hatte sich die internationale Staatengemeinschaft vor einem Jahr darauf geeinigt, daß die Industrieländer die Emissionen von sechs Treibhausgasen bis spätestens 2012 im Vergleich zu 1990 um insgesamt 5,2 % senken. Für die Europäische Union gilt mit 8 % die höchste Reduktionsquote. Die USA sollen ihre Emissionen um 7% reduzieren, Japan, Kanada, Polen und Ungarn um 6%. Norwegen, Island und Australien dürfen den Ausstoß um bis zu 10% steigern.
Noch haben die Entwicklungsländer keine Verpflichtungen übernommen. Von der UNO wird allerdings vorausgesetzt, daß sie Maßnahmen ergreifen, um den Anstieg ihrer Emissionen zu begrenzen. Indien zum Beispiel hat innerhalb von vier Jahren die Kapazitäten im Bereich der Windenergie von 39 Megawatt auf 820 MW erhöht und in China decken erneuerbare Energien bereits 25% des Energieverbrauchs. Auch Argentinien hätte ein geeignetes Potential für Windenergie. In den bisherigen Klimakonferenzen hatte Paul Estrada, Verhandlungsführer der Argentinier, betont, daß Klimaschutz ein langwieriger Prozeß sei, sich aber nicht mehr aufhalten ließe. Dieser Prozeß hat 1992 auf dem Umweltgipfel in Rio de Janeiro begonnen. Damals wurde die          Klimarahmenkonvention von den meisten Industrieländern unterzeichnet. Bei dieser Klimakonferenz in Buenos Aires hoffte man, daß auch Argentinien als Vorbild für andere Entwicklungsländer die Klimakonvention unterzeichnen würde.
Der Vertreter Argentiniens weigerte sich jedoch wider Erwarten, sein Land zu einer Reduktion der Treibhausgase zu verpflichten. Dies hatte zur Folge, daß auch andere Entwicklungsländer nicht bereit waren, ihre Emissionen zu verringern.
 
 

Ohne die Möglichkeit genaue Messungen zu machen, würden wir nichts über das Ozonloch und den Treibhauseffekt wissen. Wissenschaftler benötigen Messungen, die ihnen helfen geeignete Modelle für die Prozesse in der Atmosphäre zu erstellen und zukünftige Trends vorauszusagen. Diese Beweggründe stellen hohe Anforderungen an die Meßgeräte.

Die Atmosphäre besteht aus vielen verschiedenen Bestandteile mit unterschiedlichen chemischen Eigenschaften. CO₂, N₂O, CH₄ und Fluorchlorkohlenwasserstoffe haben eine Latenzzeit von Jahren bis zu Jahrhunderten. OH Radikale hingegen bleiben für weniger als eine Sekunde stabil.

Wichtige Kriterien für ein Meßinstrument:

1) Wie viele verschiedene Arten kann das Meßgerät messen und wie viele kann es gleichzeitig messen?
2) Ist es sensibel genug um den Stoff in seiner in der Natur vorkommenden Konzentration zu messen?
3) Wie stark wird die Messung von anderen atmosphärischen Gasen beeinflußt?
4) Wird die Konzentration des Gases durch die Messung verändert (wichtig bei der Messung von hochreaktiven Gasen, wie zum Beispiel OH)?
5) Wieviel Zeit nimmt die Messung in Anspruch?
6) Besitzt das Meßgerät die Fähigkeit nicht nur am Boden, sondern auch auf einem Flugzeug oder Ballon zuverlässige Daten zu messen?
7) Einfache Handhabung und Datenreduktion
8) Kosten
 

Bodenmessungen

Es gibt viele verschiedene Arten, wie man die Konzentration eines Gases messen kann. Für die Ozonmessung ist die Spektroskopie eine der gängigsten Methoden. 

UV-Absorption:

UV- Absorption ist die Grundlage bei den meisten Ozonmeßgeräten. Man nützt dabei die Eigenschaft von Ozon, daß es besonders Licht das im Bereich von 253,7nm liegt, absorbiert. Vorteile dieses Meßgerätes sind, daß es leicht zu bedienen ist und auch unter vielen Bedingungen eingesetzt werden kann.
 

Satellitenmessungen

Satellitenmessung ermöglichen globale Totalozonmessung von hoher Genauigkeit.
1978 wurde das TOMS Instrument auf dem Satelliten Nimbus 7 zum ersten Mal verwendet. Dieses Meßgerät wurde entwickelt um die Verteilung des Gesamtozongehaltes zu messen. Später erkannte man, daß sich auch hohe Konzentrationen an Schwefeldioxid in der Stratosphäre mit dem TOMS Instrument messen lassen (z.B.: beim Ausbruch des Pinatubo). Das Instrument mißt das reflektierte Licht im UV-Bereich.

Durch Vergleiche und Kombinationen von Meßmethoden kann man vielleicht die Komplexität der Stratosphärenchemie besser verstehen und beschreiben. Dies ist vor allem für die Entwicklung in der Zukunft von Bedeutung.

Microtops II ist ein handliches mit 5 Kanälen und einem schmalen Bandfilter pro Kanal ausgestattetes Meßgerät. Der Ozongehalt wird aus drei verschiedenen UV Wellenlängen, Längen- und Breitengrad, Zeit, Höhe und Druck automatisch berechnet. Der Druck wird durch ein eingebautes Druckmeßgerät ermittelt. Die anderen zwei Kanäle dienen der Messung von der Luftfeuchtigkeit.  

Einleitung

Man versuchte ein billiges tragbares Ozonmeßgerät zu konstruieren. Das größte Problem war stabile schmale UV Bandfilter einzubauen. Fortschritte in der Schmalfilmtechnik ermöglichten die Herstellung von Filmen, die eine zufriedenstellende Qualität aufwiesen. Aufgrund früherer Erfahrungen konnte man nun ein zuverlässiges genaues Ozonmeßgerät entwickeln. Microtops II mißt die Sonnenstrahlung im Bereich von 300, 305.5, 312.5, 940 und 1020 nm. Durch diese Messungen berechnet das Gerät den Ozongehalt und Wasserdampf.

Grundlage des Instruments

Ozon absorbiert kurze Wellenlängen des ultravioletten Lichtes viel stärker als lange Wellenlängen. Die Menge des Ozons zwischen der Sonne und dem Gerät ist proportional zum Verhältnis von zwei Wellenlängen der ultravioletten Strahlung. Microtops II verwendet diesen Zusammenhang um den Totalozongehalt zu berechnen. Es mißt ähnlich wie das Dobson Meßgerät 3 Wellenlängen im UV Bereich. Die dritte Wellenlänge dient zur Korrektur um eventuelle Fehler durch Streulicht zu verhindern.

Design des Instruments

Optischer Block

Der Vorteil dieses Gerätes ist seine Fähigkeit den Ozongehalt stabil unter vielen verschiedenen atmosphärischen Bedingungen zu messen. Das gesamte Gerät wurde durch Computersimulationen getestet. Um eine langzeitige Stabilität zu erreichen, wird der optische Block aus einer Aluminiumplatte gefertigt. Die mechanische Anordnung der optischen Kanäle ist genauer als 0.1°. Die eingebauten Ablenkplatten in jedem Kanal verhindern, daß reflektiertes Licht die Photodetektoren erreicht. Die inneren Oberflächen sind mit einem nur schwach reflektierenden Material ausgekleidet.

Das größte Problem stellten die optischen Filter und Photodetektoren dar. Die Computersimulation ergab, daß der Verlust bei 300nm Filter nicht größer als 10^-7 sein darf, da bei kürzeren Wellenlängen das Signal schwächer ist als bei längeren. Die GaP Photodetektoren, welche im Microtops II eingebaut sind, haben im UV Bereich eine hohe Empfindlichkeit, einen niederen Geräuschpegel und reagieren über 500nm nur schwach.
 
Signalempfang

Microtops II mißt jede Wellenlänge unabhängig voneinander und berechnet das Verhältnis. Die Genauigkeit wird dadurch erzielt, daß Microtops II in der Lage ist, sehr starke und sehr schwache Signale unter einer angemessenen Signal-Lärm Proportion und hoher Linearität zu messen. Damit die Messungen stabil bleiben, muß der elektronische Schaltkreis beständig gegenüber Temperaturschwankungen sein. Die Zeit und das Datum für die Berechnung des Winkels zwischen Zenit und Sonnenstand werden durch die eingebaute Uhr erfaßt.

Visier

Microtops II wird hauptsächlich manuell bedient. Die Genauigkeit der Messung hängt also auch davon ob, wie ruhig und präzise die Sonne anvisiert wird. Mehrere Tests ergaben, daß ein trainierter Benutzer bis zu einem Grad vom Sonnenmittelpunkt abweicht. Starker Wind oder Kälte können größere Abweichungen bewirken. Eine Steigerung der Genauigkeit wurde durch eine Serie von schnell aufeinander folgenden Messungen, die das Gerät analysiert, erreicht.
 

Eichung und Messung des Ozons

Die Eichung des Microtops II Instruments verlangt, daß, wenn die Intensität der in den Kanälen gemessenen Strahlung analysiert wird, das Lambert Beer Gesetz gilt.

Lambert - Beer Gesetz: I = I₀ e^{a m W - mb P/ Po}

I₀ ist die Intensität der entsprechenden Wellenlänge, bevor sie die Atmosphäre durchdringt
I ist die verbleibende Intensität nach allen abschwächenden Prozessen, die der vorkommenden Strahlung passiert sind.
W Ozongehalt
a der Ozonabsorptionskoeffizient einer spezifischen Wellenlänge
m ist das Verhältnis der tatsächlichen und vertikalen Weglänge der Strahlung durch die Ozonschicht
P ist der Druck der Atmosphäre in mb
P₀ ist der Normaldruck = 1013,25 mb
m ist die Menge der Luftmasse, die sich aus dem Verhältnis der tatsächlichen und vertikalen Weglänge der Strahlung durch die gesamte Atmosphäre bis zum Meßgerät. Wenn m< 2 ist so sind m und m eigentlich gleich.
b Streulichtkoeffizient

Ausdrücke für m und m:

m = sec Z - 0.0018167 × (sec Z - 1) - 0.002875 × (sec Z - 1)² - 0.0008083 × (sec Z - 1)³

m = (R + h) / [ (R + h)² - (R + r)² × sin² Z] ^1/2

R ist der Radius der Erde (6371 km)
r Höhe der Ozonstation über dem Meeresspiegel
h Höhe der Ozonschicht über dem Meeresspiegel

                  h[ km] = 26 - 0.1× geographischer Länge [ °]

Der Winkel zwischen Zenit und Sonnenstand Z, welcher die Grundlage zur Berechnung von m und m ist, kann aus den Koordinaten des Ortes der Messung und der Zeit (UT Universal Time) berechnet werden.

Der theoretische Ausdruck für den Ozongehalt von den zwei Kanälen ist:

a ₁₂ = (a ₁ - a ₂) Differenz des Ozonfaktors für den jeweiligen Kanal 1 und 2
b ₁₂ = (b ₁ - b ₂) Differenz des Luftstreuungsfaktors für den jeweiligen Kanal
L₁₂ = (L1 - L2) = ln(I_{0 1}/I_{0 2}) die vereinigte außerirdische Konstante
L₁₂ wird aus der Messung der Sonnenstrahlung über der Atmosphäre ermittelt
Die Ozonschichtdicke wird in DU angegeben.
Die a `s und b `s werde durch ein Modell aus dem TERC Projekt berechnet. Die exponentielle Gleichung ergibt linearisiert folgenden Ausdruck:

1) ln I = ln I₀ - a m W - m b P/ P₀

Für m = m ergibt sich ein Wert für ln(I₀) und ein gesamter Faktorenwert für die übrigen Terme abhängig von der Beziehungsanalyse. Diese Konstante wird in den Term für Ozonabsorption und in den Term für die Lichtstreuung eingesetzt. TERC entwickelte ein einfaches Modell, welches annimmt, daß sich ein schmaler Bandfilter wie ein Filter für eine einzige Wellenlänge verhält. Das verursacht, daß die Koeffizienten bestimmt sein müssen, weil sie beide für die Wellenlänge passend sein müssen. Hilfreich ist auch, daß a und b sich je nach Wellenlänge ändern. Um die Begrenzung von a und b zu vereinfachen kann man die Abhängigkeit der Koeffizienten von der Wellenlänge berechnen.

2) a (l ) = (2.1349 * 10¹⁹) e ^-0.14052 l

3) b (l ) = (16.407 - 0.085284l + 0.00011522l ²)

l Wellenlänge in nm
Durch Substitution von 2 und 3 in 1 kann man die Steigung D der lnI Kurve berechnen.

D = -1 * [(2.1349 * 10¹⁹) e ^-0.14052 l * W / 1000 + (16.407 - 0.085284l + 0.00011522l ²) P/ P₀]

Der 1/1000 Faktor bei W kommt von der Umwandlung von Dobson Units und atm-cm.
 

Die wirksame Wellenlänge l ₀ von dem jeweiligen Störungsfilter des Kanals kann durch Herausfinden, wo die Steigung des ln des gemessenen Signals mit der theoretischen Steigung zusammenfällt, bestimmt werden. Die Ozonwerte, die zur Berechnung von D benötigt werden, können von einem unabhängigen Meßgerät (z.B. Dobson Spectrophotometer) ermittelt werden. Kennt man das l ₀ dann wird a und b für den jeweiligen Kanal berechnet (Gleichung 2 und 3). Die Filter die in Microtops II verwendet werden haben eine effektive Wellenlänge l ₀, die ungefähr einen nm über der Wellenlänge, die im Zentrum des Filters ist, liegt.

Microtops II ist ein Meßgerät, das schnelle und genaue Ozongehalt- und Luftfeuchtigkeit- Messungen ermöglicht. Tests haben ergeben, daß das Gerät unter verschiedenen Klima- und Wetterbedingungen sinnvolle Ergebnisse liefert. Microtops II wurde mit dem Dobson Spectrophotometer in Colorado verglichen. In Mauna Loa, Hawaii, wurde das Gerät unter wesentlich verschiedenen Klimabedingungen geeicht. Die bis jetzt vorliegenden Vergleiche mit anderen Meßgeräten zeigen eine gute Übereinstimmung.
Die Abweichung zwischen zwei Microtops Geräten liegt bei 1-2%. Bei der Wiederholung von aufeinanderfolgenden Meßreihen besteht ein Unterschied von 0.5%. Messungen bei Wolken und Nebel weichen um 1-2% ab.
Ähnlich zu anderen Meßgeräten zeigt auch Microtops II eine Abhängigkeit von der Luftmasse. Dies ist auf die Streuung von UV Strahlung und den Eigenschaften der Filter selbst zurückzuführen.
Die Qualität der Eichung nach der Langley Methode hängt stark vom Wetter ab.
 

Karrösten
 

Höhe: 925m

östliche Länge: 10,75°

nördliche Breite: 47,25°

Messungen vom 07.11.1998 bis 29.11.1998

Vergleich mit:

Arosa (Schweiz) Höhe: 1742m, östliche Länge: 10° nördliche Breite: 46,9°

Sonnblick (Österr.) Höhe: 3106m, östliche Länge: 13° nördliche Breite: 47,05°

Das Meßgerät Microtops II ist leicht zu handhaben und stabil. Um eine genaue Messung durchführen zu können, sollte der Himmel möglichst klar sein. Da im Winter der Sonnenstand nieder ist, mißt man am besten um die Mittagszeit.
Wenn der Bereich um die Sonne von keiner Wolke bedeckt ist, schaltet man das Meßgerät ein und wartet bis auf dem Display der RDY (ready) Modus erscheint. Man öffnet das Visier und versucht das Meßgerät so auszurichten, daß die Sonne sich möglichst im Zentrum des Fadenkreuzes auf dem Gerät befindet. Während man die Sonne nun ruhig anvisiert, drückt man auf die SCAN - Taste. Das Gerät piepst kurz und beginnt mit der Messung. Sobald das Meßgerät zweimal piepst ist die Messung abgeschlossen. Den gemessenen Wert liest man im Untermenü des RDY Modus ab. Zur Kontrolle kann man schnell hintereinander zwei Messungen durchführen. Nach dem Meßvorgang wird das Gerät mit der ON/OFF Taste abgeschaltet und zum Schutz in den vorgesehenen Koffer gelegt. An einem schönen Tag habe ich ungefähr 4-6 Mal in halbstündigen Abständen gemessen. Die größten Tagesschwankungen würde man allerdings im Frühjahr beobachten.

  Sonnblick

Höhe: 3106m

östliche Länge: 13°

nördliche Breite: 47,05°

 
Sonnblick ist das höchste Observatorium in den Alpen. Ignaz Rojacher gründete Ende des 19. Jahrhunderts in einer Höhe von 3106m in den Tauern dieses Observatorium. Von nun an war es möglich die Atmosphäre in höheren Schichten zu studieren. Durch Zusammenarbeit mit anderen Höhenobservatorien entstanden Forschungsarbeiten, die mit dem Nobelpreis ausgezeichnet wurden.
 

Höhe: 1742m

östliche Länge: 10°

nördliche Breite: 46,9°
 

Arosa liegt im östlichen Teil der Schweiz und gilt als eine der bedeutendsten Meßstationen zur Beobachtung der Atmosphäre in Europa.

Die Katastrophenmeldungen in den Medien über das Ozonloch haben zwar große Bestürzung hervorgerufen, aber zu ausreichenden Maßnahmen gegen die ozonzerstörenden Gase kam es bis heute noch nicht. Dieses Jahr 1998 wurden die bisher tiefsten Ozonwerte gemessen. Die Folgen einer Klimaänderung wären fatal. Das Problem ist, daß nicht alle Staaten an einer globalen Lösung interessiert sind. Rußland zum Beispiel erhofft sich sogar Vorteile durch eine globale Erwärmung. Diese kurzsichtige Denkweise verhindert gemeinsames und effektives Handeln.

Es sind immer noch nicht alle Vorgänge und Einflüsse in der Atmosphärenchemie bekannt und deshalb ist es schwer zukünftige Voraussagen zu treffen. Trotzdem müssen sofortige Maßnahmen ergriffen werden, da durch die lange Lebensdauer einiger Gase, die Ozonschicht selbst bei einem sofortigen Emissionsstop noch lange Zeit zerstört werden würde und die Regeneration des Ozonschildes nur sehr langsam vor sich geht. Es muß uns klar werden, daß wir nur durch den Schutz der Ozonschicht auf der Erde leben können.
 

Mein besonderer Dank gilt Univ. Prof. Dr. Mario Blumthaler für die Bereitstellung des Meßgerätes Microtops II und seine Unterstützung.

Außerdem möchte ich mich bei meinem Betreuungslehrer Prof. Mag. Kurt Leitl für seine Hilfe bedanken.

The Chemistry of the Atmosphere: Ist Impact on Global Change
Edited by Jack G. Calvert
 
Die Bedrohung des Ozonschildes: Heutiger Wissensstand und Unsicherheiten
Autoren: Magnus von Piechowski, Johannes Stähelin und Beat Oberholzer
Laboratorium für Atmosphärenphysik der ETH, Zürich

Gefährdung der Biosphäre
Helmut Grimm
 
Auswirkungen von Änderungen des Gesamtozons auf die solare UV-B- Strahlung und die Biosphäre
Univ.-Prof. Dr. Mario Blumthaler, Institut für Medizinische Physik
 
Ozonschicht und solare UV-Strahlung
Univ.-Prof. Dr. W. Ambach und Univ.-Prof. Dr. Mario Blumthaler
Institut für Medizinische Physik

Polare Stratosphärenwolken und Ozonloch
Autoren: Owen B. Toon und Richard P. Turco

Die Planeten
CD-ROM Corvus

Internet:

http://eospso.gsfc.nasa.gov/NASA_FACTS/ozone/ozone.html

http://eospso.gsfc.nasa.gov/NASA_FACTS/ozone/ozonefig2.GIF

http://www.hagen.de/OZON/ozon_1.htm

http://www.welt.de/archiv/1998/10/30/1030ws01.htm

http://www.ZAMG.ac.at/sonnblick

User`s Guide Version 1.40
Microtops II Ozone Monitor and Sunphotometer
1996 Solar Light Company