Meteorologie

Distickstoffoxid (N2O)

Distickstoffoxid, auch unter dem Namen Lachgas bekannt, ist in der Atmosphäre mit 0,32 ppm vertreten. Nach Crutzen (1983) stammen etwa 7 Mio. t pro Jahr aus natürlichen Quellen. Zu ihnen zählen die Wald-, Busch- und Steppenbrände, die 2 Mio. t pro Jahr liefern, das Ausgasen aus Ozeanen, das ebenfalls 2 Mio. t pro Jahr und die Bodenatmung, die 3 Mio. t pro Jahr freisetzt. Weitere 8 Mio. t pro Jahr werden aus anthropogenen Quellen freigesetzt: teils durch das Verbrennen fossiler Energieträger, teils durch die in der landwirtschaftlichen Produktion verwendeten Düngemittel.

Neuerdings (Schönwiese, 2020) werden jedoch erheblich höhere anthropogene Beiträge genannt. Einschlägige Forschungsergebnisse deuten außerdem darauf hin, dass bis zu 90 % des anthropogen produzierten N2O aus der Landnutzung stammen könnten.

Der Zusammenhang zwischen Düngemitteleinsatz und N2O-Bildung stellt sich folgendermaßen dar: Wenn im Boden viel Wasser und wenig Luft vorhanden ist – man spricht dann von anaeroben Verhältnissen – breiten sich Bakterienarten aus, die den für ihre Lebensvorgänge notwendigen Sauerstoff aus dem stufenweisen Abbau von Nitratradikalen beziehen.

Dabei läuft folgende Reaktionskette ab:

NO3 → NO2 → NO → N2O (→ N2)

Bei jedem Reaktionsschritt wird Sauerstoff abgegeben.

Man nennt diesen Vorgang mikrobielle Denitrifikation. Die in die Reaktionsfolge eintretenden Nitrate stammen entweder aus Kunstdünger oder sind unter aeroben Verhältnissen von entsprechenden Bodenbakterien aus leicht zersetzbarem organischem Dünger, z. B. Gülle, aufgebaut worden. Beschleunigend wirken: hoher Bodenwassergehalt – insbesondere Staunässe – oder Bodenverdichtungen jeweils bei gleichzeitig hohen Bodentemperaturen. Vorgänge dieser Art laufen selbstverständlich auch außerhalb landwirtschaftlicher Nutzflächen ab, wenn auch langsamer. Das dabei entstehende N2O wurde oben in die Bodenatmung mit einbezogen.

Der Gehalt der Luft an Distickstoffoxid hat in den letzten Jahren kontinuierlich zugenommen. Aus Messungen an den US-amerikanischen Baseline-Stationen weiß man, dass seine Konzentration jedes Jahr um 0,75 ppb steigt. Abgebaut wird Lachgas fast ausschließlich in der Stratosphäre unter Bildung Ozon zerstörender NOx-Radikale. Wegen seines auf rund 4 % bezifferten Beitrags zum atmosphärischen Glashauseffekt zählt es zu den klimarelevanten Substanzen.

Methan (CH4)

Die Atmosphäre enthält im Durchschnitt etwa 1,81 ppm Methan. Neben natürlichen Quellen tragen auch menschliche Aktivitäten zur Produktion dieses stark klimarelevanten Gases bei. Sein 24 Beitrag zum Glashauseffekt wird auf 16 % geschätzt. Khalil und Rasmussen (1982) beziffern die beim Reisanbau freigesetzte Methanmenge auf jährlich 95 Mio. t. Im Verdauungstrakt der etwa 1,3 Mrd. auf der Erde lebenden Rinder und anderer Wiederkäuer entstehen durch bakterielle Zersetzung von Zellulose schätzungsweise 130 Mio. t pro Jahr. Bei der Verbrennung von Biomasse werden weitere 25 Mio. t und durch andere anthropogene Aktivitäten (Umgang mit Erdgas, Kohlebergbau und Mülldeponien) schließlich noch einmal 130 Mio. t in die Atmosphäre abgegeben. Das macht zusammen rund zwei Drittel der Jahresproduktion aus. Der Rest stammt aus natürlichen Quellen. Hierunter fällt auch die in der jüngsten Zeit diskutierte Methanproduktion durch Termiten, die auf ähnliche Vorgänge zurückgeht wie die in den Rinderpansen.

Man kann davon ausgehen, dass die Methankonzentration derzeit jährlich um 4 ppb steigt. Sollten als Folge von Klimaänderungen die sogenannten Permafrostböden, das sind ganzjährig gefrorene Böden in den hohen geografischen Breiten, auftauen, dann werden heute noch unabsehbare CH4-Mengen zusätzlich freigesetzt. (Neuere Zahlen bei Schönwiese, 2020)

Bolin et al. (1986) konnten einen eindeutigen Zusammenhang zwischen dem Methangehalt der Luft und der Weltbevölkerung nachweisen. Danach steigt die Konzentration um 0,22 ppm pro Mrd. Menschen. Abgebaut wird Methan in erster Linie durch Reaktion mit OH-Radikalen, durch Vorgänge in der hohen Atmosphäre und durch Bodenbakterien.

Aus dem Alltag

Bei Verbrennungsvorgängen, beim Umgang mit Erdgas, bei der landwirtschaftlichen Produktion (Nass­reisanbau) und bei der Viehhaltung wird doppelt so viel Methan freigesetzt wie aus natürlichen Quellen.

Halogenierte Kohlenwasserstoffe

Diese Stoffgruppe ist auch unter Namen wie Fluor-Chlor-Kohlenwasserstoffe, Chlorfluormethane oder FCKWs bekannt. Sie bestehen aus Kohlenwasserstoffen, bei denen ein oder mehrere Wasserstoffatome durch Chlor- oder Fluoratome ersetzt sind. Die am häufigsten verwendeten sind CFCl3 und CF2CI2, bekannt unter den Handelsnamen F11 und F12.

Im Gegensatz zu den bisher genannten atmosphärischen Spurenstoffen stammen sämtliche FCKWs aus menschlicher Produktion. Bevor im „Montrealer Protokoll“ von 1987 vereinbart wurde, ihre Herstellung zu stoppen, wurden sie hauptsächlich als Kühlmittel in Kühlschränken und Klimaanlagen, als Reinigungsmittel insbesondere für elektronische Bauteile oder als Treibmittel zur Schaumstoffproduktion und in Spraydosen eingesetzt. Ihren verbreiteten Einsatz verdankten diese Stoffe vier außerordentlich wichtigen Eigenschaften: Erstens lassen sie sich leicht verflüssigen (Kühlmittel), zweitens sind sie chemisch äußerst reaktionsträge, gehen also keine Verbindungen ein, drittens sind sie nicht giftig und schließlich viertens nicht brennbar.

Aber gerade die chemische Stabilität ist es, die den Klimaforschern und Luftchemikern seit vielen Jahren Sorgen bereitet. Da die halogenierten Kohlenwasserstoffe nämlich in der unteren Atmosphäre (Troposphäre) keine Reaktionspartner finden, gelangen sie bis in Höhen über 20 km hinauf, wo sie auf die dort vorhandene Ozonschicht treffen. Die in dieser Höhe herrschenden physikalischen und chemischen Bedingungen ermöglichen den FCKWs Reaktionen, die schließlich zum Abbau dieser Schicht führen. Darüber hinaus leisten sie einen Beitrag zum atmosphärischen Glashauseffekt, der vor dem Produktionsstopp auf bis zu 11 % beziffert wurde.

Ozon (O3)

Ozon ist ein dreiatomiger Sauerstoff. Er entsteht in Höhen zwischen etwa 10 und 50 km unter der Wirkung der ultravioletten Sonnenstrahlung aus gewöhnlichem Sauerstoff. Seine maximale Konzentration von 8 bis 10 µg/g Luft – das sind knapp 10 ppm – erreicht es je nach geografischer Breite in 15 bis 30 km Höhe. Seine mittlere Höhenverteilung ist in Abbildung 1.15 (→ S. 47) dargestellt.

Merke

In der Fachliteratur findet man Vertikalverteilungen der Ozonmenge häufig als Ozon-Partialdruck angegeben. Als Einheit wird üblicherweise Nanobar (nbar) verwendet; 1 nbar = 10–9 bar. Auch im vorliegenden Buch wurde diese Darstellungsform gewählt. Sie 25 gestattet eine bequeme Berechnung des Volumen-Mischungsverhältnisses Ozon zu Luft. Dazu braucht man nur den Partialdruck des Ozons durch den Gesamtluftdruck in der betreffenden Höhe zu dividieren.

Ozonbildung und Ozonabbau

Der Entstehungsprozess stellt sich – nach der Chapman-Theorie – in vereinfachter Form folgendermaßen dar: Zunächst wird in einem ersten Schritt (1) molekularer Sauerstoff durch sogenannte harte, also besonders kurzwellige und damit energiereiche UV-Strahlung mit Wellenlängen ≤ 0,24 µm in einzelne Sauerstoff-Atome ge­spalten. Man nennt einen solchen Vorgang Fotodissoziation. Im zweiten Schritt (2) reagieren diese mit benachbarten O2-Molekülen und bilden unter Mitwirkung eines Stoßpartners M ein Ozonmolekül. M trägt die überschüssige Re­aktionsenergie in Form von kinetischer Energie – also Wärme – fort (Molekularkinetische Theorie), bleibt aber selbst unverändert.

Diesem Aufbauprozess steht ein parallel ablaufender Zerfallsprozess gegenüber. Dabei wird im ersten Schritt (3) wiederum durch Fotodissoziation aus einem Ozonmolekül ein atomarer Sauerstoff freigesetzt, der in einem zweiten Schritt (4) mit einem weiteren Ozonmolekül reagiert. Dabei entstehen zwei gewöhnliche Sauerstoffmoleküle. Für die Reaktion (3) reicht erheblich energieärmere Strahlung mit Wellenlängen ≤ 1,1 µm aus; UV-Strahlung mit Wellenlängen ≤ 0,3 µm führt bei diesem Vorgang zur Entstehung einer sehr reaktionsfreudigen Form von atomarem Sauerstoff, der beim Abbau der Ozonschicht im Rahmen der sogenannten Ozonloch-Problematik eine große Rolle spielt (→ siehe unten).

(1) Quant + O2 → O + O (Wellenlänge ≤ 0,24 µm)

(2) O + O2 + M → O3 + M + Wärmeenergie

(3) Quant + O3 → O + O2 (Wellenlänge ≤ 1,1 µm)

(4) O + O3 → 2 O2

Diese vier Prozesse zusammen führen zu einem Konzentrationsgleichgewicht.

Von erheblicher Tragweite sind die zu den Reaktionen (1) und (3) führenden Absorptionsvorgänge. Sie führen dazu, dass über 50 % der ankommenden UV-Strahlung von der Erde ferngehalten werden. Vor allem die besonders gefährlichen kurzen Wellenlängen, also das harte UV wird durch die Ozonschicht aus der Sonnenstrahlung praktisch restlos herausgefiltert. Welche Wellenlängen davon im Einzelnen betroffen sind, zeigt die Abbildung 3.12. Wie dadurch die Spektralverteilung der Sonnenstrahlung verändert wird, sieht man in Abbildung 3.8.

Bekannte Persönlichkeiten

Chapman, Sidney; Geophysiker und Mathematiker; * 21.1.1888 in Eccles bei Manchester; † 16.6.1970 in Boulder. Bedeutende Arbeiten zur kinetischen Gastheorie, zum Erdmagnetismus, über Polarlichter, Sonnenplasma und Ozon.

Ozon bildet sich bevorzugt in den niederen Breiten, weil dort die Sonnenstände und damit die Strahlungsintensität besonders hoch sind. Polwärts lässt die Produktion rasch nach. Messungen in höheren Breiten ergeben jedoch größere Ozonwerte als aufgrund theoretischer Betrachtungen zu erwarten wäre. Diese Diskrepanz lässt sich nur mit einem kontinuierlichen Ozontransport von der Äquatorialregion zu den höheren Breiten erklären.

Es ist naheliegend, danach zu fragen, warum sich das Ozon nur in der begrenzten Höhenschicht zwischen 10 und 50 km bildet. Die Antwort ist einfach: Beim Passieren der Ozonschicht wird infolge der dort ablaufenden Reaktionen (1) und (3) bereits so viel UV-Strahlung absorbiert, dass in tieferen Etagen für die Reaktion (1) des Syntheseprozesses nicht mehr genügend zur Verfügung steht. Dass die Ozonkonzentration oberhalb von 40 km rasch zurückgeht, liegt daran, dass mit zunehmender Höhe der Luftdruck und damit die Luftdichte zurückgeht – die Luft immer „dünner“, wie man landläufig sagt – und damit das Ausgangsmaterial, der Sauerstoff, immer weniger wird.

Die Reaktion (2), so haben wir gesehen, ist eine exotherme Reaktion, eine Reaktion also, bei der Wärmeenergie freigesetzt wird. Diese führt zu einem deutlichen Anstieg der Lufttemperatur im Bereich der Ozonschicht. Dadurch wird die mit der Höhe fortschreitende Abkühlung der Atmosphäre gestoppt – mehr noch, zwischen etwa 20 und gut 40 km Höhe steigt die Temperatur sogar stetig an, d. h. es baut sich eine sogenannte Inversion auf, die die gesamte Dynamik der unteren 26 Atmosphäre, insbesondere die Wettervorgänge und den Vertikaltransport atmosphärischer Spurengase und Aerosole, entscheidend beeinträchtigt.

1985 wurde erstmals beobachtet, dass zum Ende des Polarwinters hin über der Antarktis eine dramatische Abnahme der Ozonkonzentration stattfindet. Auch in den Folgejahren setzte jeweils im September und Oktober insbesondere in Höhen zwischen 15 und 25 km ein rapider Ozonverfall ein, der jedes Jahr etwas stärker wurde. Man sprach kurzerhand vom Ozonloch. Das ist natürlich Unsinn, denn es handelt sich ja nicht um ein „Loch“ in der Ozonschicht, sondern um einen Konzentrationsrückgang, der allerdings beachtliche Dimensionen annahm. Die Abbildung 1.5 stützt sich auf Messergebnisse von der Südpolstation Amundsen-Scott. Die schwarze Kurve zeigt die Ozon-Höhenverteilung vom 29. Juli 1998, von einem Zeitpunkt also, an dem ganz normale Verhältnisse geherrscht haben. Man erkennt ein Konzentrationsmaximum in etwa 17 km Höhe mit einem Partialdruck von etwas über 150 nbar. Die blaue Kurve wurde am 29. Oktober 1998 erhoben, also mitten während einer „Ozonloch“-Episode. Wie man sieht, bricht die Konzentration in einer Höhe von etwa 13 km sehr stark ein, bewegt sich dann bis etwa 22 km Höhe nur wenig oberhalb Null, um dann, innerhalb von nicht einmal 2 km, wieder auf den gewohnten Wert zu springen.

Abb. 1.5 Ozonkonzentration in Abhängigkeit von der Höhe unter normalen Bedingungen (schwarz) und während einer „Ozonloch“-Episode (blau).

Mögliche Auswirkungen eines Ozonschwundes

Nachdem man den Rückgang der Ozonkonzentration über der Antarktis festgestellt hatte, kam die Befürchtung auf, der Ozon-Verlust könnte die ganze Atmosphäre erfassen, zumal man auch in niedereren Breiten eine – allerdings weniger spektakuläre – Ozonabnahme festgestellt hatte: Am Meteorologischen Observatorium auf dem Hohenpeißenberg (nördlich von Garmisch-Partenkirchen), wo seit den 1960er-Jahren Ozonforschung getrieben wird, hat man einen jährlichen Rückgang von durchschnittlich 0,2 % beobachtet (Wege et al. 1988). Der Rückgang des Ozons bedeutet aber gleichzeitig eine Zunahme der UV-Strahlung. Eine einfache Faustregel der Luftchemiker besagt: Jedes Prozent Ozonverlust lässt zwei Prozent mehr UV-Strahlung zur Erdoberfläche durchdringen.

Man begann abzuschätzen, welche Folgen eine weitere Ozon-Abnahme und damit ein Anstieg der UV-Bestrahlung für das Leben auf der Erde haben könnten. So ergaben Modellrechnungen, dass eine 5 %ige Abnahme der Ozonkonzentration ein um 10 % erhöhtes Hautkrebsrisiko bewirken würde. Das bedeutet z. B. allein für die USA jährlich 40 000 neue Fälle. Aus anderen Modellrechnungen geht hervor, dass 1 % Ozonabnahme nach 20 Jahren das Risiko, an einem Nicht-Melanom-Hautkrebs zu erkranken, um 3 % erhöht. Weitere Folgen eines Ozonschwundes wären Hautverbrennungen, Augenerkrankungen und Schäden am Immunsystem. 1 % weniger Ozon hat 0,6 bis 0,8 % mehr Fälle von Augenlinsentrübungen zur Folge.

Unter den Pflanzen gelten eine Reihe von Nahrungs- und Futterpflanzen, darunter die Sojabohne, als außerordentlich UV-empfindlich. Eine Untersuchung hat gezeigt, dass bei einer simulierten Ozonabnahme um 25 % die Nettoproduktion um 20 bis 27 25 % sinken kann (Schönwiese und Diekmann 1987). Besonders folgenschwer wären Schäden an Mikroorganismen, insbesondere Algen, denn sie produzieren doppelt so viel Sauerstoff und binden doppelt so viel Kohlendioxid wie die grünen Pflanzen zusammen. Sie stehen zudem am Beginn einer Nahrungskette, die bis zum Menschen reicht.

Ursachen des Ozonschwundes

Angesichts solcher Gefahren hat man mit Nachdruck die Erforschung des Phänomens forciert und hat verschiedene Theorien entwickelt, von denen aber keine eine umfassende Erklärung zu liefern vermochte. Im Lauf der Zeit ist aber klar geworden, dass anthropogene Einflüsse beim Ozonabbau eine erhebliche, wahrscheinlich sogar die ausschlaggebende Rolle spielen. Heute weiß man, dass insbesondere die FCKWs, aber auch andere ähnliche Substanzen, eine gewaltige Zerstörungskraft entwickeln.

Ozonabbau durch FCKWs

Die Reaktionsfolge (5) bis (7) beschreibt den Ozonabbau durch FCKWs. Zunächst wird in Reaktion (5) unter der Einwirkung von harter UV-Strahlung ein Chlor-Atom abgespalten, das in Reaktion (6) unter Zerstörung eines Ozon-Moleküls oxidiert wird. Über die schon von oben bekannte Reaktion (3) werden O-Radikale produziert, die dem Chloroxid in (7) den Sauerstoff wieder entreißen. Das dabei frei werdende Cl-Atom – und das ist das Teuflische an diesem Vorgang – ist damit bereit, erneut in die Reaktion (6) einzutreten und ein nächstes Ozon-Molekül zu reduzieren. Bis zu 10 000-mal kann sich dieser Prozess wiederholen, ehe das Chlor anderweitig gebunden wird. Man muss sich einmal klarmachen, was das bedeutet: Ein einziges FCKW-Molekül kann auf diese Weise bis zu 10 000 Ozonmoleküle zerstören.

(5) Quant + CCI2F2 → CCIF2 + CI (Wellenlänge ≤ 0,22 µm)

(6) CI + O3 → O2 + CIO

(3) Quant + O3 → O + O2 (Wellenlänge ≤ 1,1 µm)

(7) CIO + O → CI + O2

Ähnliche katalytische Prozesse laufen auch mit Brom-Molekülen ab, die aus Feuerlöschern und Treibstoffen stammen, und schließlich wird das oben schon diskutierte N2O in eine katalytische Reaktionskette einbezogen, bei der NO als Katalysator fungiert.

Angesichts der schwerwiegenden Folgen des stratosphärischen Ozonabbaus gelang es, das bis heute erfolgreichste Klimaschutzabkommen zu treffen: das Montrealer Protokoll. Die zunächst 48 Unterzeichnerstaaten verpflichteten sich darin zur Reduzierung und schließlich zur vollstän­digen Beendigung der Emission von chlor- und bromhaltigen Chemikalien, die atmosphärisches Ozon zerstören. Es wurde am 16.09.1987 abgeschlossen und trat am 01.01.1989 in Kraft. Im Laufe der Folgejahre traten dem Abkommen zahlreiche weitere Staaten bei. Die Vereinbarung zeigte rasch Wirkung: Der Anstieg der Konzentration gefährlicher FKW und FCKW verlangsamte sich innerhalb weniger Jahre und ging alsbald in einen kontinuierlichen Rückgang über. In einem im September 2014 von der Weltorganisation für Meteorologie (WMO) herausgegebenen Bericht heißt es, wenn sich die Entwicklung so fortsetze wie bisher, werde das Ozonloch spätestens im Jahr 2050 kein Thema mehr sein. Das zeigt, wie erfolgreich engagierte internationale Abkommen sein können!

Ozonbildung in der unteren Atmosphäre

Während in der höheren Atmosphäre, der sogenannten Stratosphäre, das Ozon abnimmt, wird es in der bodennahen Atmosphäre, der sogenannten Troposphäre, immer mehr. Zurzeit steigt dort der Ozongehalt pro Jahr um etwa 1,1 %. Bei den Ozon-Messungen auf dem Hohenpeißenberg wurde sogar eine doppelt so schnelle Zunahme festgestellt. Allerdings ist dieser Anstieg nur auf der Nordhalbkugel zu beobachten. Gegenwärtig beträgt die bodennahe Ozon-Konzentration nördlich des Äquators im Mittel etwa 40 ppb. Auf der Südhalbkugel liegt sie nur um 10 bis 20 ppb. In Deutschland findet man üblicherweise Werte zwischen 25 und 45 ppb, hat aber auch schon Konzentrationen über 200 ppb gemessen.