Lexikon der Geographie: Ozon
Ozon, in Form dreiatomiger Moleküle als atmosphärischer Spurenstoff vorkommender Sauerstoff. Zu unterscheiden ist grundsätzlich zwischen zwei Ozonkreisläufen, einem in der Stratosphäre und einem in der unteren Troposphäre.
Das stratosphärische Ozon hat für das Leben auf der Erde elementare Bedeutung, da es die ultraviolette Strahlung absorbiert und erdgeschichtlich erst die Voraussetzung schuf, dass das Leben die Ozeane verlassen konnte. Die Energieaufnahme durch die Absorption ultravioletter Strahlung h v führt zur Aufspaltung von O 2 in zwei Sauerstoffatome (Photodissoziation) und anschließender Kombination von Ozon:
O 2+h v(188nm≤λ≤242nm)→O+O
O+O 2+M→O 3+M.
Voraussetzung für die zweite Reaktion ist die Existenz eines Neutralgases M, dies ist meist N 2. Das Ozon absorbiert nun auch die längerwellige UV-Strahlung bis 320 nm. Durch diese Reaktion wird Ozon photolytisch wieder in seine Komponenten zerlegt. Dabei sind Radikale als Katalysatoren beteiligt:
X·+O 3→XO·+O 2
O 3+h v(188nm≤λ≤320nm)→O 2+O
O+XO·→X·+O 2.
Die wichtigsten Katalysatoren (Radikale XO· und X·) in der Stratosphäre sind NO und NO 2. Sie werden aus den Stickoxid- und Lachgasemissionen (N 2O) der Erdoberfläche in der Stratosphäre gebildet. Lachgas entstammt mikrobiologischen Prozessen in Böden. Es ist in der bodennahen Atmosphäre reaktionsträge und hat eine durchschnittliche Lebensdauer von 150 Jahren. In der Stratosphäre reagiert es mit den Sauerstoffatomen, es entsteht NO x, das den Abbauprozess des Ozons startet. Daneben gibt es auch andere NO x-Quellen, in der Stratosphäre etwa Flugverkehrsemissionen oder Reaktionsprozesse der Korpuskularstrahlung, in der Troposphäre die Verbrennung fossiler Rohstoffe, doch ist deren Lebensdauer zu gering, um in relevantem Umfang in den Prozess des stratosphärischen Ozonkreislaufs einbezogen zu werden. Eine weitere natürliche Reaktion läuft über die Katalysatoren HO und HO 2, die sich in der Stratosphäre aus dem Wasserdampf und den Sauerstoffatomen bilden. Neben diesen natürlichen Prozessen gibt es einen weiteren, der anthropogen ist. Es ist die Einbeziehung von Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKW), insbesondere CFCl 3 und CF 2Cl 2, in den katalytischen Kreislauf. Diese sind ebenfalls am Boden sehr stabil und reagieren nicht mit anderen Bestandteilen der Atmosphäre, weshalb sie besonders geeignet sind, um als Treibgase (z.B. in Spraydosen) verwendet zu werden. In der Stratosphäre ist die ultraviolette Strahlung energiereich genug, um diese Moleküle zu zerlegen und Chlormonoxid (ClO) freizusetzen. Diese sind noch wirkungsvollere Katalysatoren als NO und NO 2. Es findet also in der Stratosphäre ein kontinuierlicher Prozess der Dissoziierung und Rekombination von Ozon statt, der sich unter natürlichen Bedingungen in einem Gleichgewicht befindet, das der Mensch – wie bei anderen Spurengasen auch – beeinflusst. Dadurch nimmt die mittlere Menge des stratosphärischen Ozons ab und der kurzwellige Strahlungsinput auf der Erdoberfläche entsprechend zu. Es bildet sich das Ozonloch.
Das troposphärische Ozon gelangt in geringen Mengen aus der Stratosphäre in Bodennähe; wesentlich bedeutsamer aber sind anthropogen initiierte Ozonbildungsprozesse. Ozon wird nicht direkt emittiert, sondern entsteht durch die Photolyse von NO, NO 2 und NO 3 und hat in der Regel keine lange Lebensdauer. Es ist ein Zwischenprodukt des Stickoxidkreislaufs. Aufgrund eines ungepaarten Elektrons sind die Stickoxide reaktionsbeschleunigende Radikale. Es gibt sehr unterschiedliche photochemische Reaktionen der Stickstoffoxide. Für die Ozonbildung ist zunächst NO entscheidend. Es stammt aus Verbrennungsprozessen oder wird unter Einfluss der Strahlung aus NO 2 dissoziiert:
NO 2+h v(λ≤410nm)→NO+O.
Die Intensität dieses Prozesses ist von der Energieflussdichte der Strahlung abhängig, an strahlungsreichen Tagen also hoch. Aus dem freien Sauerstoffatom und einem Sauerstoffmolekül bildet sich nun Ozon:
O 2+O+M→O 3+M
Der nicht reaktive Partner M ist meist N 2. Das NO wird nun durch zwei Reaktionen oxidiert:
2NO+O 2→2NO 2
NO+O 3→NO 2+O 2
Die Oxidation des NO durch Ozon läuft sehr schnell ab. Ohne Sonneneinstrahlung wird das Ozon verbraucht, daher nimmt nachts die Konzentration ab. Die Koppelung an den NO-NO 2-Zyklus erklärt, dass man in Reinluftgebieten kaum NO findet, dafür entsprechend mehr Ozon. Am Rande von Straßen wird ständig NO nachgeliefert, sodass das Ozon umgewandelt wird. Dort findet man kein Ozon, entsprechend mehr NO. Dies ist ein dynamischer Prozess, dessen Einflüsse zeitlichen und räumlichen Schwankungen unterliegen, insbesondere die Einstrahlung und die Stickoxidemission. Die Ozonkonzentration ist eine Restgröße aus diesen hier sehr einfach zusammengefassten Prozessen. Da Stickoxide auch mit anderen Spurengasen reagieren, beispielsweise Kohlenwasserstoffen, ist eine quantitative Bilanzierung sehr aufwändig. In der Summe ergibt sich eine Ozonkonzentration in Abhängigkeit von der Verfügbarkeit der Vorläufersubstanzen und meteorologischen Bedingungen, insbesondere der Einstrahlung. An strahlungsreichen Sommertagen nimmt die Ozonkonzentration also in Gebieten abseits der Stickoxidemittenten zu. Die Konzentrationsfelder ergeben sich dann meist aufgrund lokaler und regionaler vertikaler und horizontaler Transportprozesse.
JVo
Lit: [1] MOUSSIOPOULOS, N.; OEHLER, W.; ZELLNER, K. (1989): Kraftfahrzeugemissionen und Ozonbildung. – Berlin. [2] MÈGIE, G. ((1989): Ozon. Atmosphäre aus dem Gleichgewicht. – Berlin. [3] SONNEMANN, G. (1992): Ozon. Natürliche Schwankungen und anthropogene Einflüsse. – Berlin. [4] ZELLNER, R. (2000): Chemie der Stratosphäre und der Ozonabbau. In: GUDERIAN, R. (Hrsg.): Handbuch der Umweltveränderungen und Ökotoxikologie Band 1A. – Berlin.
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