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Das Ozonloch http://www-imk.fzk.de/imk2/kasima/aktuelles/ozonloch/ Polare Stratosphärenwolken = Polar Stratospheric Clouds (PSC) http://www.sediment.uni-goettingen.de/staff/ruppert/skript/UG04.ppt.

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1 Das Ozonloch Polare Stratosphärenwolken = Polar Stratospheric Clouds (PSC)

2 Ozonverteilung in der Atmosphäre
As shown in the graph, most atmospheric ozone is concentrated in a layer in the stratosphere, about kilometers above the Earth's surface (graph courtesy of World Meteorological Organization, Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1998, WMO Global Ozone Research and Monitoring Project - Report No. 44, Geneva, 1998). Ozone is a molecule containing three oxygen atoms. It is blue in color and has a strong odor. Normal oxygen, which we breathe, has two oxygen atoms and is colorless and odorless. Ozone is much less common than normal oxygen. Out of each 10 million air molecules, about 2 million are normal oxygen, but only 3 are ozone. However, even the small amount of ozone plays a key role in the atmosphere. The ozone layer absorbs a portion of the radiation from the sun, preventing it from reaching the planet's surface. Most importantly, it absorbs the portion of ultraviolet light called UVB. UVB has been linked to many harmful effects, including various types of skin cancer, cataracts, and harm to some crops, certain materials, and some forms of marine life. Ozon bildet eine Schicht in der unteren Stratosphäre (15-35 km Höhe), welche in den Tropen (entlang des Äquators) am dünnsten ist und gegen die Pole hin dicker wird. 90 % des Ozons ist in der Stratosphäre. Ozon absorbiert dort einen Teil der potentiell schädlichen ultravioletten Strahlung.

3 Verband der Chemischen Industrie

4 UV-B protection by the ozone layer
The ozone layer resides in the stratosphere and sur-rounds the entire Earth. UV-B radiation (280 to 315 nm wavelength) from the Sun is partially absorbed in this layer. As a result, the amount reaching Earth’s surface is greatly reduced. UV-A (315 to 400 nm wave-length) and other solar ra-diation are not strongly ab-sorbed by the ozone layer. Human exposure to UV-B increases the risk of skin cancer, cataracts, and a suppressed immune sys-tem. UV-B exposure can also damage terrestrial plant life, single cell orga-nisms, and aquatic eco-systems. UV-B protection by the ozone layer UV-C wird in der oberen Stratosphäre durch die Aufspaltung des molekularen Sauerstoffes in zwei Atome und durch Absorption durch das Ozon vollständig absorbiert. Es gelangt also nicht bis zum Erdboden. Solares UV-C bedeutet daher keine Belastung für die Pflanzen und Lebewesen. UV-B wird zum größten Teil - aber nicht vollständig - durch Ozon absorbiert. In dem Maße, in dem Ozon zerstört wird, nimmt die Strahlenbelastung durch UV-B am Erdboden zu. UV-A: nm (biologically uncritical) UV-B: nm (critical) UV-C: < 280 nm (very critical) ( )

5 ← Dependence of erythemal ultraviolet (UV) radiation at the Earth's surface on atmospheric ozone, measured on cloud-free days at various locations, at fixed solar zenith angles. erythema = abnormal skin-reddening due to local congestion, as in inflammation; Erythem = länger anhaltende Hautrötung Plot of solar spectral irradiances (mW/m2/nm) and UV erythemal action from 290 to 400 nm for June 22 at solar noon. At nm plants and animals are most sensitive to erythemal action.

6 UV-induzierte Risiken bei Menschen
( )

7 The global solar UV index für den 28.10.2004
The risk of Australians suffering from melanoma is four times higher than for their US, Canadian or UK counterparts. Skin cancer costs the Australian health service about US$ 245 million a year, the largest amount for any cancer. ( )

8 Ultraviolet (UV) radiation at Earth’s surface that causes sun burning has increased over the globe between 1979 and 1992. The changes in ultraviolet radiation in the tropics are estimated to be the smallest because observed changes in tropical ozone have been the smallest. ( )

9 Number of extra skin cancer cases related to UV radiation (cases per million inhabitants per year) for 2000, 2020, and 2060 ( )

10 Biologische Wirksamkeit einer erhöhten UV-B-Strahlung II
Mensch: Hautkrebs (Melanome) (teilweise verusacht durch Freizeitverhalten) Gutartige Geschwülste (Nicht-Melanome) Vorzeitige Alterung der Haut Aktinische Keratose (Hautveränderung unter UV-B-Licht, Vorstadium Hautkrebs) Katarakte (Grauer Star) und andere Augenkrankheiten Suppression des Immunsystems Gewässerorganismen: UV-B-Strahlung kann in klaren Gewässern bis in 20 m Tiefe vordringen. Plankton ist besonders sensitiv. Klein-Lebewesen, wie Jungfische, Krebse und Shrimps, die an der Oberfläche leben, sind ebenfalls verletzlich. Diese Organismen bilden die Basis der ozeanischen Nahrungskette (Störung des ozeanischen Ökosystems) Pflanzen Die Erträge werden zunächst bis zu Ozonverlusten von etwa -3% besser, da die Pflanzen mehr Energie in Form von UV-Licht erhalten. Der Ertrag nimmt bei Ozonverlusten von -40% drastisch ab (Einwirkung auf CO2-Gehalt der Atmosphäre). Die allgemeine Widerstandskraft gegen Krankheiten erhöht sich mit zunehmender Belastung. Der Proteingehalt steigt mit zunehmender UV-Belastung zu, der Kohlenhydrat-gehalt sinkt.

11 Long-term changes in surface erythemal radiation.
Solar ultraviolet (UV) radiation at Earth’s surface has increased over much of the globe since Surface erythemal radiation responds to changes in total ozone as well as clouds and aerosols. Erythemal radiation at Earth’s surface has in-creased over much of the globe over the period 1979 to 2008, particularly at midlatitudes in both hemispheres (bottom panel). The increases in the Southern Hemisphere would have been larger without the offsetting changes due to clouds and aerosols (upper panel). The smallest estima-ted changes in erythemal radiation are in the tropics because observed total ozone changes over this period are smallest there. The shaded areas surrounding the figure lines represent the uncertainties in the estimates. ( )

12 Change of ozone values in the atmosphere between 1980 and 2004
The largest decreases of O3 are at the highest latitudes in both hemispheres because of the large winter/spring depletion in polar regions. The losses in the South are greater than those in the North. Long-term changes in the tropics are much smaller because reactive halogen gases are not abundant in the tropical lower stratosphere. ( )

13 Seit Ende der 1970er Jahre ist das Gleichgewicht zwischen O3-Bildung und -Abbau zunehmend gestört. Urs-ache ist die anthropogene Emission von halogenierten Kohlenwasserstof-fen, die Cl und Br enthalten. Die Cl enthaltenden Fluorchlorkohlen-wasserstoffe (FCKW) dienten lange als Treibgas in Spraydosen, als Kälte-mittel in Kühlgeräten, als Aufschäum-mittel für Bau-stoffe, als Lösemittel für Reinigungszwecke. Die Brom enthal-tenden Halone wurden für Feuer-löscher genutzt. In die Atmosphäre entweichende FCKW und Halone sind in der Troposphäre fast unzerstörbar und reichern sich hier an. Sie gelangen teilweise in die Stratosphäre und wer-den dort durch die starke UV-Strahlung und chemische Reaktionen in reaktive Gase umgewandelt, die O3 zerstören.. Halley Bay Station (Antarktis) Man gibt die Gesamtmenge an Ozon über einem Punkt der Erdoberfläche in Dobson-Einheiten (DU = Dobson Units) an - typisch sind ~260 DU nahe den Tropen und anderswo mehr bei starken jahreszeit-lichen Fluktuationen. Ozon < 220 DU  Ozonloch. In den zwanziger und dreißiger Jahren des 20. Jahrhunderts wurde durch Messungen von Dobson, Goetz und Regener festgestellt, dass in der Atmosphäre eine Schicht von Ozonmolekülen vorhanden ist, in der in einer Höhe von ca. 22 km die größte Anzahl an Ozonmolekülen, das Maximum der Ozonschicht, zu finden ist. Dobson erfand in Oxford zu diesem Zweck das sogenannte Dobson-Spektrometer, mit dem in den folgenden Jahren Reihenuntersuchungen über den Ozongehalt der Stratosphäre durchgeführt wurden. Er stellte über 100 dieser bodengebundenen Instrumente weltweit auf. Dobson bestimmte damit auch erstmals den typischen Gehalt an Ozon. Ihm zu Ehren wird heute die Menge des atmosphärischen Ozons in sogenannten Dobson Units (DU; deutsch: Dobson-Einheiten) angegeben. Dobson-Einheiten (DU): Bei einer Temperatur von 25°C und einem Standard-Druck von 1 atm entspricht 1 DU = 0.01 mm O3; 300 DU = 3 mm O3.

14 Long-term changes in Antarctic total ozone
Each map is an average during October, the month of maximum O3 depletion (11/2011)

15 In 13 bis 22 km Höhe kommt es über der Antarktis seit den 1980er Jahren im September/Oktober in der Regel zum Abbau des Großteils der Ozonmenge. Der Ozonverlust über der Arktis geringer.

16 Jahresverlauf der Ozonschicht über dem Südpol im Jahr 1999

17 Höhenabhängigkeit des Ozon-Partialdruckes über der Antarktis im Verlauf des Jahres 2000
Ozon-Partialdruck in Nanobar

18 Long-term changes of the Antarctic ozone hole in springtime: the area
enclosed by the 220-DU contour on maps of total ozone (upper panel) and the minimum total O3 amount within the 220-DU contour (lower panel) (11/2011) The magnitude of ozone depletion gradually increased beginning in In the 1990s, the depletion reached steady year-to-year values, except for the unusually low depletion in The magnitude of Antarctic ozone depletion will decrease as ODSs are removed from the atmosphere. The return of Antarctic total ozone to 1980 values is not expected to occur before 2050

19 Negative Korrelation zwischen der Größe des Ozonloches (Millionen km2) und der Menge an Ozon (Dobson Units) in der Antarktis im Zeitraum The ozone hole over the Antarctic is showing only slow progress of recovery. The amount of ozone, measured in Dobson Units, varies yearly due to different temperatures in the Antarctic, but shows a small, positive, increase (WMO/UNEP 2010). UNEP (2011). Keeping Track of Our Changing Environment: From Rio to Rio+20 ( ). (11/2011)

20 Stratospheric Ozone Production Ozone can be destructed by sunlight
(UV and visible wavelength) Step 3 Step 4 http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/2006/twentyquestions.html (3/2010) Step 1 und 2: Ozone is naturally produced in the stratosphere in a two-step process. In the first step, ultraviolet sunlight breaks apart an oxygen molecule to form two separate oxygen atoms. In the second step, each atom then undergoes a binding collision with another oxygen molecule to form an ozone molecule. In the overall process, three oxygen molecules plus sunlight react to form two ozone molecules. Chapman reactions (1930): Formation of an oxygen radical O2 + hν (λ <240 nm) → O + O (1) O3 formation O + O2 + M → O3+ M (e.g. N2) kJ/mol (2) O3 destruction O3 + hν (<900 nm) → O2 + O (3) New O3 formation O + O → O3 (2) Destruction of O3 by O O + O → O2 + O2 (4)

21 18. März 2011: stark verringerte Ozonwerte (links, dunkelblau) und deutlich erhöhte Konzentration von Chlormonoxid (rechts, rot) Die erhöhten Temperaturen in der Troposphäre der Arktis führten im Winter 2010/11 zu niedrigeren Temperaturen in der unteren Strato-sphäre, was die Bildung von PSC und den Abbau von Ozon im polaren Frühling begünstigt. IMK-ASF, KIT (2011)

22 Primary Sources of Chlorine and Bromine for the Stratosphere in 2008 Precursor substances for ozone destruction in the stratosphere ppt = parts per trillion = parts per 1012 1996: 3522 ppt 2008: 3320 ppt 2012: 3210 ppt A variety of halogen source gases emitted from natural sources and by human activities transport chlorine and bromine into the stratosphere. Ozone-depleting substances (ODSs) are the subset of these gases emitted by human activities that are controlled by the Montreal Protocol. These partitioned columns show the sources and abundances of chlorine- and bromine-containing gases entering the stratosphere in The approximate amounts are derived from tropospheric observations of each gas in Note the large dierence in the vertical scales: total chlorine entering the stratosphere is 150 times more abundant than total bromine. Human activities are the largest source of chlorine reaching the stratosphere and the CFCs are the most abundant chlorine-containing gases. Methyl chloride is the primary natural source of chlorine. HCFCs, which are substitute gases for CFCs and also controlled under the Montreal Protocol, are a small but growing fraction of chlorine-containing gases. For bromine entering the stratosphere, halons and methyl bromide are the largest contributors. Methyl bromide has an additional, much larger, natural source. Natural sources provide a much larger fraction of total bromine entering the stratosphere than of total chlorine. (Unit “parts per trillion” = 1 part per trillion equals the presence of one molecule of a gas per trillion (=1012) total air molecules.) The main source of these halogen atoms in the stratosphere is photodissociation of man-made halocarbon refrigerants, solvents, propellants, and foam-blowing agents (CFCs, HCFCs, freons, halons). ( ) ( )

23 Atmospheric lifetimes, global emissions, and Ozone Depletion Potentials of halogen source gases including both human and natural sources. (11/2011) b Estimates are very uncertain for most species Ozone-depleting substances are compared in their effectiveness to destroy stratospheric ozone using the “Ozone Depletion Potential” (ODP), as listed in the Table above. A gas with a larger ODP has a greater potential to destroy ozone over its lifetime in the atmosphere. The ODP is calculated on a “per mass” basis for each gas relative to CFC-11, which has an ODP defined to be 1. Halon-1211 and Halon-1301 have ODPs significantly larger than CFC-11 and most other emitted gases. This results because bromine is much more effective overall (about 45 times) on a peratom basis than chlorine in chemical reactions that destroy ozone in the stratosphere. The gases with small ODP values generally have short atmospheric lifetimes. The “Ozone Depletion Potential” (ODP) is calculated on a “per mass” basis for each gas relative to CFC-11, which has an ODP defined to be 1. Other gases such us water, methane (CH4) and nitrous oxide (N2O) also influence the stratospheric ozone abundances. They react in the stratosphere to form water vapour, reactive hydrogen, and nitrogen oxides, respectively.

24 R.P. Turco (1997): Earth under Siege. S. 429
Methyl chloride formation mainly by action of sunlight and chloride in sea foam Large amounts of chloromethane are produced naturally in the oceans by the action of sunlight on biomass and chlorine in sea foam. R.P. Turco (1997): Earth under Siege. S. 429

25 Formation of reactive Cl compounds in the stratosphere
The strong UV light in the stratosphere decomposes the FCKW and halone compounds. Examples for the formation of reactive Cl compounds: + nO2 + OH* CFCl3 + hν (λ < 260 nm) → CO2 + HF + 3 (Cl* or ClO*) (1a) CF3Cl + O* → CF3 + ClO* (1b) The Cl* bzw. ClO* radicals formed are reacting immediately with an other reactant gas. For example with nitrogen dioxide NO2 and oxygen the radicals form chloronitrate ClONO2. With methane they form hydrochloric acid HCl. Cloud water is able to scavenge HCl and the chlorine can be slowly removed from the stratosphere into the troposphere.

26 R.P. Turco (1997): Earth under Siege. S. 431

27 Polar stratospheric clouds = PSC
Wolken in der unteren Stratosphäre (polar stratospheric clouds = PSC) spielen in der Antarktis, in geringerem Maße auch in der Arktis bei der ozonzerstörenden Chemie eine wesentliche Rolle. Sie befinden sich in 15 – 25 km Höhe und bestehen aus kleinen, gefrorenen Partikeln, die aus Salpetersäure und/oder Wasser sowie Schwefelsäure bestehen können. Die Bildung kann nur bei Temperaturen unterhalb -78°C erfolgen.

28 Minimum Air Temperatures in the Polar Stratosphere
Über der Antarktis liegen die strato-sphärischen Winter-temperaturen ca. 5 Monate lang unter der Grenze von 78 oC für die Bildung von PSCs, über der Arktis nur etwa 2 Monate lang. Durch die große Schwan-kungsbreite Tempe-raturen in der Arktis kommt in der Zeit von Dezember bis Februar manchmal auch nicht zu einer PSC-Bildung. ( )

29 Long-term changes in average springtime total ozone contents measured between 63° and 90° latitude
( ) Each point represents a monthly average for October in the Antarctic or March in the Arctic. After 1982, significant ozone depletion is found in most years in the Arctic and all years in the Antarctic. The largest average depletions have occurred in the Antarctic since The ozone changes are the combination of chemical destruction and natural variations. Variations in meteorological conditions influence the year-to-year changes in ozone, particularly in the Arctic. Essentially all of the decrease in the Antarctic and usually about 50% of the decrease in the Arctic each year are attributable to chemical destruction by reactive halogen gases. In the Arctic, the other 50% is attributable to natural variations in the amounts of ozone transported to polar regions before and during winter. Average total ozone values over the Arctic are naturally larger at the beginning of each winter season because, in the preceding months, more ozone is transported poleward in the Northern Hemisphere than in the Southern Hemisphere.

30 Conversion of halogen source gases into reservoir and reactive gases in the stratosphere
Halogen source gases are chemically converted to reactive halogen gases primarily in the stratosphere. The conversion requires ultraviolet sunlight and a few other chemical reactions. The short-lived gases undergo some conversion in the troposphere. The reactive halogen gases contain all the chlorine and bromine originally present in the source gases. Some reactive gases (HCl, ClONO2, BrONO2) serve as reservoirs of chlorine and bromine whereas others such as ClO, BrO, Cl, and Br participate in ozone destruction cycles. The most important reactive chlorine- and bromine containing gases that form in the stratosphere are shown in the Figure. Away from polar regions, the most abundant are hydrogen chloride (HCl) and chlorine nitrate (ClONO2). These two gases are considered reservoir gases because they do not react directly with ozone but can be converted to the most reactive forms that do chemically destroy ozone. The most reactive forms are chlorine monoxide (ClO) and bromine monoxide (BrO), and chlorine and bromine atoms (Cl and Br). A large fraction of available stratospheric bromine is generally in the form of BrO whereas usually only a small fraction of stratospheric chlorine is in the form of ClO. In polar regions, the reservoirs ClONO2 and HCl undergo a further conversion on polar stratospheric clouds to form ClO. In that case, ClO becomes a large fraction of available reactive chlorine. ( )

31 Ozone destruction: Cycle 1
We have 3 ozone destruction cycles. Cycle 1 is most important in the stratosphere at tropical and middle latitudes where ultraviolet sunlight is most intense. The cycle can begin with either ClO or Cl. When starting with ClO, the first reaction is ClO with O to form Cl. Cl then reacts with ozone and reforms ClO. The cycle then begins again with another reaction of Ozone Destruction Cycle 1. The cycle is made up of two basic reactions: ClO + O and Cl + O3. The net result of Cycle 1 is to convert one ozone molecule and one oxygen atom into two oxygen molecules. In each cycle chlorine acts as a catalyst because ClO and Cl react and are reformed. In this way, one Cl atom participates in many cycles, destroying many ozone molecules. For typical stratospheric conditions at middle or low latitudes, a single chlorine atom can destroy hundreds of ozone molecules before it reacts with another gas to break the catalytic cycle. ClO with O. Because Cl or ClO is reformed each time an ozone molecule is destroyed, chlorine is considered a catalyst for ozone destruction. Atomic oxygen (O) is formed when ultraviolet sunlight reacts with ozone and oxygen molecules. ( )

32 Ozone destruction: Cycles 2 and 3
Significant destruction of ozone occurs in polar regions because ClO abundances reach large values. In that case, the cycles initiated by the reaction of ClO with another ClO (Cycle 2) or the reaction of ClO with BrO (Cycle 3) efficiently destroy ozone. The net reaction in both cases is two ozone molecules forming three oxygen molecules. The reaction of ClO with BrO has two pathways to form the Cl and Br product gases. Ozone destruction Cycles 2 and 3 are catalytic, because chlorine and bromine react and are reformed in each cycle and can act X0 000 times. Sunlight is required to complete each cycle and to help form and maintain ClO abundances. Polar Ozone Destruction Cycles 2 and 3. The abundance of ClO is greatly increased in polar regions during winter as a result of reactions on the surfaces of polar stratospheric cloud (PSC) particles. Cycles 2 and 3 become the dominant reaction mechanisms for polar ozone loss because of the high abundances of ClO and the relatively low abundance of atomic oxygen (which limits the rate of ozone loss by Cycle 1). Cycle 2 begins with the self-reaction of ClO. Cycle 3, which begins with the reaction of ClO with BrO, has two reaction pathways to produce either Cl and Br or BrCl. The net result of both cycles is to destroy two ozone molecules and create three oxygen molecules. Cycles 2 and 3 account for most of the ozone loss observed in the Arctic and Antarctic stratospheres in the late winter/spring season. At high ClO abundances, the rate of ozone destruction can reach 2 to 3% per day in late winter/spring. ( )

33 Der Antarktischer Polarwirbel (Vortex) und die Polare Stratosphären-wolken (PSC) beteiligen sich an der Entstehung des Ozonlochs Grundlegend sind die niedrigen Stratosphären-Temperaturen, die während des antarktischen Winters bei -80 oC und weniger liegen. Dadurch kommt es es über der Antarktis zum Absinken von Luftmassen, wodurch in der Stratosphäre ein kräftiges Tiefdruckgebiet entsteht. Die in das Tief einströmende Luft wird durch die Corioliskraft zu einem sich im Uhrzeigersinn drehenden zirkumpolaren Wirbel umgelenkt. Die Untergrenze des Polarwirbels liegt einige km über der Tropopause, die Obergrenze bei etwa 30 km Höhe. Die den Pol umkreisende Winde verhindern das Eindringen wärmerer und ozonreicherer Luftmassen aus niederen Breiten. Ohnehin sind die planetaren Wellen, die für einen meridionalen Lufttransport Richtung Pol sorgen könnten, aufgrund der Land-Meer-Verteilung auf der Südhalbkugel nur schwach ausgebildet. Durch diese Isolation der antarktischen Stratosphäre von der übrigen Atmosphäre können sich die spezifischen meteorologischen Bedingungen über mehrere Monate ungestört auswirken. Die wichtigste Folge im Hinblick auf die antarktische Ozonzerstörung ist die Entstehung von polaren Stratosphärenwolken (PSC für engl. Polar Stratospheric Clouds), die sich bei Temperaturen unter -78 oC bilden. Bei weiter sinkenden Temperaturen wachsen in den PSC Tröpfchen Eiskristalle heran, die als Perlmuttwolken beobachtet werden können. Die besonderer Bedeutung der PSC-Wolken für die Entstehung eines Ozonlochs besteht darin, dass auf den Oberflächen ihrer Partikel chemische Reaktionen ablaufen, die Chlorreservoirmoleküle in Chlormoleküle umwandeln. Vor allem reagieren dabei die Reservoirmoleküle Chlornitrat und Salzsäure miteinander: ClONO2 + HCl -> Cl2 + HNO3 Das dabei entstehende Chlormolekül (Cl2) ist für das Ozon zunächst unproblematisch. Es wird jedoch am Ende der Polarnacht durch die ersten Sonnenstrahlen in Chlorradikale gespalten, die dann in den katalytischen Chlorzyklus nach Abb. 6 eintreten.: Cl2 + hv -> Cl + Cl Die Reaktionen an den PSC-Partikeln vernichten nahezu das gesamte Chlornitrat im Umfeld der Stratosphärenwolken und legen dadurch die Grundlage für seine Umwandlung in Chlorradikale. Hinzu kommt, dass größere PSC-Partikel während des polaren Winters absinken und dabei nahezu vollständig Salpetersäure (HNO3) aus der Ozonschicht entfernen. Das ist deswegen problematisch, weil unter normalen Bedingungen aus Salpetersäure unter Einwirkung von Sonnenstrahlung Stickstoffdioxid (NO2) entsteht und über die Reaktion mit Stickstoffdioxid Chlormonoxid (ClO) in das Reservoirmolekül Chlornitrat (ClONO2) eingebaut wird: HNO3 + hv -> NO2 + OH NO2 + ClO -> ClONO2 Je weniger Salpetersäure vorhanden ist, desto weniger Stickstoffdioxid steht für diesen Prozess zur Verfügung. Dadurch wird der Wiedereinbau von Chlorradikalen in Reservoirmoleküle im Frühjahr deutlich verzögert und die Ozonzerstörung verlängert. Die Temperaturen der polaren Stratosphäre spielen nicht nur für die Entstehung der PSC eine wichtige Rolle, sondern beeinflussen auch direkt die Reaktivität von Chlor, die bei Temperaturen um -78 oC besonders hoch ist. Höhere Temperaturen reduzieren die Reaktion mit Ozon. Das ist von besonderer Bedeutung für die Ausdehnung des Ozonlochs, dessen Rand entscheidend durch die dort herrschende Temperatur bestimmt wird. Eine Temperaturabnahme um 1 oC am Ozonlochrand bewirkt eine Vergrößerung der Fläche des Ozonlochs um 1,1 Mio km2. Die Temperaturen hier hängen wiederum stark von der Wirkung troposphärischer Wellen auf die Stratosphäre, d.h. von dem Einstrom wärmerer Luft, ab. Folgende Faktoren sind dafür verantwortlich, dass sich die Chlorchemie der Antarktis (geringfügig auch in der Arktis) von der der übrigen Stratosphäre unterscheidet: 1. extrem niedrige Temperaturen während des antarktischen Winters 2. die Bildung eines stabilen Polarwirbels, der eine O3-Zufuhr von außen behindert 3. die Bildung polarer stratosphärischer Wolken, auf denen Chlor-Reservoirmoleküle (ClONO2, HCl etc.) in Cl2 umgewandelt werden, welches dann mit dem Frühjahrslicht ozonabbauende Cl- und ClO-Radikale bildet.

34 R.P. Turco (1997): Earth under Siege. S. 443/4

35 Zutaten zum Ozonverlust (Zusammenfassung):
Der Polarwinter führt zur Bildung des Polarwirbels, welcher die darin enthaltene Luft abschirmt. Tiefe Temperaturen von <78 °C treten innerhalb des Wirbels auf; tief genug zur Bildung der Polaren Stratosphärenwolken (PSCs). Dies ist im antarktischen Winter über dem Südpol der Fall, seltener über dem Nordpol. Infolge der Ab-schirmung des Wirbels bleiben die tiefen Temperaturen und die PSCs erhalten. Sind die PSCs vorhanden, treten heterogene Reaktionen auf, welche zuvor inaktive Chlor- und Brom-Verbindungen (Reservoire) in aktivere Formen von Cl2 und Br2 überführen. Ozonabbau tritt erst auf, wenn Sonnenlicht wieder die Luft im Polarwirbel erreicht, was zur Produktion von aktivem Chlor und Brom führt. Es initiiert die katalytischen Ozonabbau-Zyklen. Die Ozonzerstörung geht schnell vor sich. Das Ozonloch nimmt derzeit ungefähr die Größe von Nordamerika ein und erfasst eine Säule von etwa 10 km Höhe in der unteren Stratosphäre. Die Troposphärenerwärmung kann den Ozonabbau eventuell begünstigen, da die zurückgehaltene Wärme die Stratosphäre abkühlen lässt und sich vermehrt PSCs bilden.

36 Effect of the Montreal Protocol
Purpose: to achieve reductions in stratospheric abundances of chlorine and bromine. Predictions for the future abundance of effec-tive stratospheric chlorine are shown in the top panel assuming (1) no Protocol regulations, (2) only the regulations in the original Montreal Protocol, and (3) additional regulations from the subsequent amendments and adjustments. Effective stratospheric chlorine as used here accounts for the combined effect of chlorine and bromine gases. Without a protocol, strato-spheric halogen gases are projected to have increased significantly in the 21st century. The “zero emissions” line shows stratospheric abundances if all emissions were reduced to zero beginning in 2003. The lower panel shows how excess skin can-cer cases would increase with no regulations and how they will be reduced under the Protocol provisions. ( ) The production of ozone-depleting gases is regulated under a 1987 international agreement known as the “Montreal Protocol on Substances that Deplete the Ozone Layer” and its subsequent Amendments and Adjustments. The Protocol, now ratified by over 190 nations, establishes legally binding controls on the national production and consumption of ozone-depleting gases. Production and consumption of all principal halogen-containing gases by developed and developing nations will be significantly phased out before the middle of the 21st century.

37 Emissions of halogen source gases (ODSs + natural sources) weighted by their ozone-depletion potential (ODP) The graph shows the history and near future of annual total emissions of ozone-depleting substances (ODSs) combined with natural emissions of halogen source gases. ODSs are halogen source gases controlled under the Montreal Protocol (1987). The emissions, when weighted by their potential to destroy ozone, peaked near after several decades of steady increases. Between1990 and the present, emissions have decreased substantially as a result of the Montreal Protocol and its subsequent Amendments and Adjustments coming into force. ODS = Ozone-depleting substance ODP = Ozone-depletion potential ( )

38 http://www. un. org/millenniumgoals/pdf/MDG%20Report%202012. pdf (19
( )

39 Past and expected future abundances of atmospheric halogen gases
( ) The rise in effective stratospheric chlorine values in the 20th century has slowed and reversed in the last decade (top left panel). Effective stratospheric chlorine values are a measure of the potential for ozone depletion in the stratosphere, obtained by summing over adjusted amounts of all chlorine and bromine gases. Effective stratospheric chlorine levels as shown here for midlatitudes will return to 1980 values around The return to 1980 values will occur around 2065 in polar regions. In 1980, ozone was not significantly depleted by the chlorine and bromine then present in the stratosphere. A decrease in effective stratospheric chlorine abundance follows reductions in emissions of individual halogen source gases. Overall emissions and atmospheric concentrations have decreased and will continue to decrease given international compliance with the Montreal Protocol provisions. The changes in the atmospheric abundance of individual gases at Earth’s surface shown in the panels were obtained using a combination of direct atmospheric measurements, estimates of historical abundance, and future projections of abundance. The past increases of CFCs, along with those of CCl4 and CH3CCl3, have slowed significantly and most have reversed in the last decade. HCFCs, which are used as CFC substitutes, will continue to increase in the coming decades. Some halon abundances will also continue to grow in the future while current halon reserves are depleted. Smaller relative decreases are expected for CH3Br in response to production and use restrictions because it has substantial natural sources. CH3Cl has large natural sources and is not regulated under the Montreal Protocol.

40 Die Heilung des Ozonloches kann sich verzögern
Da die Stratosphäre durch den Klimawandel kühler wird (um etwa 10 C im letzten Jahrzehnt durch weniger Rückstrahlung von der Erdoberfläche) und dadurch die PSC zunehmen, kann das Ozonloch zunächst noch wachsen. Schon heute werden die klimaänderungsbedingten Anteile des Ozontrends in der unteren Stratosphäre auf 20-50% beziffert. Die Reparatur des Ozonschildes könnte sich somit um X0 Jahre verzögern. Zusätzlich wirkt der prognostizierte Anstieg von N2O ozonabbauend.

41 Total ozone and equivalent stratospheric chlorine -
Results from atmospheric chemistry-climate models for 1960 to 2100 ( )


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