Das Ozonloch

Polare Stratosphärenwolken = Polar Stratospheric Clouds (PSC)

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http://www.sediment.uni-goettingen.de/staff/ruppert/skript/UG04.ppt

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.

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Ozonverteilung in der Atmosphäre

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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-A: 320 - 400 nm (biologically uncritical) UV-B: 280 - 320 nm (critical) UV-C: < 280 nm (very critical)

UV-B protection by the ozone layer

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

← 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

http://sedac.ciesin.columbia.edu/ozone/docs/UNEP98/UNEP98p6.html ↓

Plot of solar spectral irradiances (mW/m2/nm) and UV erythemal action from 290 to 400 nm for June 22 at solar noon. At 290-320 nm plants and animals are most sensitive to erythemal action. http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/stratosphere/uv_index/uv_nature.shtml

UV-induzierte Risiken bei Menschen

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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.

http://ozone.unep.org/Events/25_anniversary/Vital-Ozone-Graphics-3.pdf (12.3.2015)

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.

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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

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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.

Biologische Wirksamkeit einer erhöhten UV-B-Strahlung IIMensch:• 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)

Long-term changes in surface erythemal radiation.

Solar ultraviolet (UV) radiation at Earth’s surface has increased over much of the globe since 1979. 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.

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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.http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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.

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.

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..http://www.esrl.noaa.gov/gmd/dv/spo_oz/ozdob.html6.12.2013

Halley Bay Station (Antarktis)

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Long-term changes in Antarctic total ozoneEach map is an average during October, the month of maximum O3 depletion

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.

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http://www.cmdl.noaa.gov/ozwv/ozsondes/spo/index.html

Jahresverlauf der Ozonschicht über dem Südpol im Jahr 1999

Höhenabhängigkeit des Ozon-Partialdruckes über der Antarktis im Verlauf des Jahres 2000

Ozon-Partialdruck in Nanobar

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)

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Negative Korrelation zwischen der Größe des Ozonloches (Millionen km2) und der Menge an Ozon (Dobson Units) in der Antarktis im Zeitraum 1992 -2010

UNEP (2011). Keeping Track of Our Changing Environment: From Rio to Rio+20 (1992-2012).www.unep.org/geo/pdfs/Keeping_Track.pdf (11/2011)

Stratospheric Ozone Production

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/2006/twentyquestions.html (3/2010)

Ozone can be destructed by sunlight (UV and visible wavelength)

↑ http://www-imk.fzk.de/imk2/kasima/aktuelles/ozonloch/

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) + 100 kJ/mol (2)

O3 destruction O3 + hν (<900 nm) → O2 + O (3)

New O3 formation O + O2 → O3 (2)

Destruction of O3 by O O + O3 → O2 + O2 (4)

Step 3

Step 4

18. März 2011: stark verringerte Ozonwerte (links, dunkelblau) und deutlich erhöhte Konzentration von Chlormonoxid (rechts, rot)

IMK-ASF, KIT (2011)

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.

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Primary Sources of Chlorine and Bromine for the Stratosphere in 2008 Precursor substances for ozone destruction in the stratosphere

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)http://ozone.unep.org/Assessment_Panels/SAP/ADM_2014OzoneAssessment_Final.pdf (3.2.2015)

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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).

Atmospheric lifetimes, global emissions, and Ozone Depletion Potentials of halogen source gases including both human and natural sources.

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. b E

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R.P. Turco (1997): Earth under Siege. S. 429

Methyl chloride formation mainly by action of sunlight and chloride in sea foam

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.

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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.

Polar stratospheric clouds = PSC

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.

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

Long-term changes in average springtime total ozone contents measured between 63° and 90° latitude

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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.

Conversion of halogen source gases into reservoir and reactive gasesin the stratosphere

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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.

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

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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.

Ozone destruction: Cycles 2 and 3

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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Der Antarktischer Polarwirbel (Vortex) und die Polare Stratosphären-wolken (PSC) beteiligen sich an der Entstehung des Ozonlochs

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 Winters2. die Bildung eines stabilen Polarwirbels, der eine O3-Zufuhr von außen behindert3. die Bildung polarer stratosphärischer Wolken, auf denen Chlor-Reservoirmoleküle (ClONO2, HCl etc.) in Cl2 umgewandelt werden, welches dann mit dem Frühjahrslichtozonabbauende Cl- und ClO-Radikale bildet.

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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.

http://www.atm.ch.cam.ac.uk/tour/tour_de/part3.html

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 1987 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. ht

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Emissions of halogen source gases (ODSs + natural sources) weighted by their ozone-depletion potential (ODP)

ODS = Ozone-depleting substanceODP = Ozone-depletion potential

http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/ (10.12.2013)

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Past and expected future abundances of atmospheric halogen gases

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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.

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http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2010/twentyquestions/booklet.pdf (25.11.2013)

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