mini|hochkant=1.6|Emissionen von Kühlschränken, Sprühdosen, Überschallflugzeugen, Vulkanausbrüchen, Feuerlöschanlagen und Braunalgen als Quellen ozonabbauender Substanzen Als Ozonabbau wird die Zerstörung des Ozons in der Stratosphäre durch photochemische und katalytische Prozesse bezeichnet. Anthropogene Emissionen halogenierter Substanzen, die für Kühl-, Klima- und Wärmepumpensysteme verwendet werden, sowie die Emission von Distickstoffmonoxid haben zu einem Anstieg der Konzentration ozonabbauender Radikale in der Stratosphäre und dadurch zu einem Anstieg des Ozonabbaus im Verhältnis zur Ozonbildung geführt. Der stratosphärische Ozonabbau durch Spurengase aus anthropogenen Quellen ist eines der globalen Umweltprobleme des 21. Jahrhunderts.
Neben dem natürlichen Abbau im Ozon-Sauerstoff-Zyklus wird Ozon katalytisch durch Radikale wie das Hydroxyl-Radikal, Stickstoffmonoxid sowie atomares Chlor, Brom und Iod abgebaut. Letztere werden photolytisch aus halogenorganischen Verbindungen wie Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKW) sowie bromierten und iodierten Kohlenwasserstoffen technischen oder natürlichen Ursprungs freigesetzt. Die Nettoreaktion dieser radikalinduzierten Katalysezyklen ist die Rekombination von Sauerstoffatomen mit Ozon zu molekularem Sauerstoff.
Der Ozonabbau wird zusätzlich zur chemischen Zusammensetzung der Stratosphäre und der Strahlungsleistung der Sonne von einer Vielzahl von Klimafaktoren und atmosphärischen Transportprozessen beeinflusst. Vulkanausbrüche, große Waldbrände und die Emission sehr kurzlebiger halogenorganischer Substanzen natürlichen Ursprungs beeinflussen ebenfalls den stratosphärischen Ozonabbau. Der durch Vulkanausbrüche mögliche Abbau der Ozonschicht wird neben anderen dadurch verursachten Umweltbelastungen mit früheren Massenaussterben in der Erdgeschichte in Verbindung gebracht.
Neben einer generellen Abnahme der Gesamtmenge an Ozon in der weltweiten Ozonschicht seit den 1970er Jahren findet seitdem auch ein starker Ozonabbau während des antarktischen Frühlings von August bis Anfang Dezember über dem Südpol statt. Dieser Abbau ist als Ozonloch bekannt, wobei die Ozonkonzentration innerhalb weniger Wochen dramatisch abnimmt. Der Ozonabbau erreicht dort seinen Höhepunkt Anfang Oktober und endet im späten Frühling oder frühen antarktischen Sommer. Nachdem es bereits in den 1970er Jahren Hinweise auf das Problem des Ozonabbaus gab, wurde 1985 das Ozonloch von Forschern des britischen Polarforschungsprogramms British Antarctic Survey, das ein Netz von Forschungsstationen in der Antarktis unterhält, erstmals weltweit publik gemacht. Besondere meteorologische Bedingungen wie der Einschluss der polaren Luftmassen im Auge des Polarwirbels über dem Südpol und die Bildung von polaren Stratosphärenwolken begünstigen den starken Ozonabbau. Der Ozonabbau in der Arktis ist meist weit weniger ausgeprägt als in der Antarktis. Anhaltende kalte Polarwirbel können jedoch auch in der Arktis einen Ozonabbau ermöglichen, der demjenigen in der Antarktis gleicht.
Der Ozonabbau und die Wechselwirkungen zwischen der stratosphärischen Ozonschicht und der ultravioletten Strahlung der Sonne haben vielfältige Auswirkungen auf die menschliche Gesundheit sowie auf terrestrische und aquatische Ökosysteme, da eine ausgedünnte Ozonschicht mehr UV-B-Strahlung zum Erdboden durchlässt. Dies hat weltweit Besorgnis über ein erhöhtes Hautkrebsrisiko, die Schwächung des menschlichen Immunsystems und die Schädigung der Ökosysteme ausgelöst.
Diese Bedenken führten 1987 zur Verabschiedung des Montreal-Protokolls, eines internationalen Abkommens zum Schutz der Ozonschicht durch den schrittweisen Ausstieg aus der Produktion und Verwendung einer Reihe von ozonabbauenden Substanzen, das am 1. Januar 1989 in Kraft trat. Seither wurde es mehrfach überarbeitet. Mit der Kigali-Änderung des Montreal-Protokolls im Jahr 2016 wurde der Ausstieg aus der Produktion von Fluorkohlenwasserstoffen beschlossen, die zwar nicht ozonabbauend sind, jedoch als starke und langlebige Treibhausgase zum Klimawandel beitragen. Dank des Erfolgs des Montreal-Protokolls und seiner Änderungen und Anpassungen ist die Belastung der Erdatmosphäre mit anthropogenen Halogenen, die in den 1990er Jahren ihren Höhepunkt erreicht hatte, seither langsam zurückgegangen.
Wirkung und Verteilung des atmosphärischen Ozons mini|lang=de|hochkant=1.5|Ozonkonzentrationsprofil in der Atmosphäre mini|Wirkung von Ozon in den Schichten der Atmosphäre Ozon ist ein natürlicher Bestandteil der Atmosphäre, ein Spurengas, das in den verschiedenen Schichten der Atmosphäre auf unterschiedliche Weise wirkt und verteilt ist. Seine Säulenhöhe beträgt im Mittel etwa 350 Dobson-Einheiten, entsprechend 0,035 Meter unter Standardbedingungen. Im Vergleich dazu beträgt die Säulenhöhe der gesamten Atmosphäre unter Standardbedingungen etwa 8031 Meter, die Säulenhöhe des Edelgases Argon 74 Meter und die von Kohlenstoffdioxid 2,5 Meter. Dies zeigt, wie gering die atmosphärische Ozonmenge ist und wie groß die damit verbundene Empfindlichkeit der Ozonschicht.
Die Lebensdauer des Ozons in der sonnenbestrahlten Atmosphäre in etwa 35 bis 70 Kilometern Höhe beträgt weniger als einen Tag und ist damit klein im Vergleich zur Zeitskala, in der atmosphärische Transportprozesse in dieser Höhe ablaufen. Die Ozonchemie wird dort überwiegend durch photochemische Prozesse bestimmt und nicht durch Transportprozesse. Beim Durchgang durch die Atmosphäre schwächt sich die Sonnenstrahlung ab, so dass in immer geringeren Höhen immer weniger Sonnenstrahlung für photochemische Reaktionen zur Verfügung steht. Dadurch verlängert sich die Ozonlebensdauer unterhalb von etwa 25 Kilometern auf Monate bis Jahre und neben den photochemischen Prozessen bestimmen Transportprozesse den Ozonhaushalt in der unteren Stratosphäre.
Etwa 10 % des gesamten atmosphärischen Ozons befinden sich in der Troposphäre und 90 % in der Stratosphäre, wobei der größte Teil, die Ozonschicht, sich in einer Höhe von etwa 15 bis 30 Kilometern befindet. Als bodennahes Ozon ist es schädlich für den Menschen und die terrestrischen Ökosysteme, in der freien Troposphäre erhöht es die Oxidationskapazität und den Schadstoffabbau, in der oberen Troposphäre trägt es zum Treibhauseffekt bei und in der Stratosphäre absorbiert es UV-Strahlung. Neben Feinstaub gilt bodennahes Ozon als ein bedeutender Luftschadstoff, der weltweit für etwa 700.000 Todesfälle pro Jahr verantwortlich ist. Ozon reizt die Schleimhäute und die Augen, beim Einatmen kommt es zu einer Reizung des Lungengewebes, was zu einem verstärkten Hustenreiz und verminderter Leistungsfähigkeit führt.
In Pflanzen bildet Ozon reaktive Sauerstoffspezies wie Wasserstoffperoxid und verringert dadurch die Photosynthese und das Pflanzenwachstum. Aufgrund der schädlichen Auswirkungen von bodennahem Ozon auf das Pflanzenwachstum kommt es zu weltweiten wirtschaftlichen Verlusten, die im Jahr 2012 auf 14 bis 26 Milliarden Dollar geschätzt wurden. In Deutschland liegt das Langfristziel für bodennahes Ozon bei maximal 120 Mikrogramm pro Kubikmeter, gemittelt über ausgewählte Messstationen. Im Zeitraum 2000 bis 2023 wurde dieser Wert an durchschnittlich 19 Tagen pro Jahr überschritten.
In der freien Troposphäre reagiert Ozon mit Wasser zu Hydroxyl-Radikalen. Diese reagieren mit vielen organischen Spurengasen, Stickoxiden und Kohlenstoffmonoxid und tragen damit zum Schadstoffabbau in der freien Troposphäre bei. Troposphärisches Ozon gehört neben Wasserdampf, Kohlenstoffdioxid, Methan, FCKW und Distickstoffoxid zu den relevanten Treibhausgasen. Es absorbiert Infrarotstrahlung im Wellenlängenbereich von 9000 bis 10.000 Nanometern. Dies ist ein Spektralbereich, in dem andere Spurengase kaum absorbieren und der nahe am Emissionsmaximum der Erde liegt.
Stratosphärisches Ozon absorbiert den Großteil der UV-B-Strahlung, wodurch sich die Stratosphäre erwärmt und die Erdoberfläche geschützt wird. Die Temperatur in der Troposphäre sinkt auf weniger als -50 °C an der Tropopause, die Absorption der UV-Strahlung in der Stratosphäre durch Ozon führt jedoch zu einer deutlichen Erwärmung auf bis zu 0 °C in 50 Kilometern Höhe.
Geschichte Frühe Arbeiten mini|hochkant=0.7|Christian Friedrich Schönbein (1857) mini|hochkant=0.7|Charles Fabry Der deutsch-schweizerische Chemiker Christian Friedrich Schönbein gab 1839 die Entdeckung einer neuen Substanz bekannt, die er nach dem griechischen Wort (), „das Riechende“, „Ozon“ nannte. Er hatte bei Versuchen zur Elektrolyse von Wasser einen auffälligen Geruch bemerkt, der ihn auf ein neues Produkt seiner Experimente hinwies. Dabei handelt es sich um ein allotrope Form des Sauerstoffs. Er vermutete, dass Ozon eine bedeutende Rolle in der Atmosphäre als Desinfektionsmittel gegen epidemische Krankheiten spielen könnte und empfahl genaue Messungen des Ozongehalts der Atmosphäre.
Schönbein entwickelte zu diesem Zweck ein „Ozonometer“ aus iodiertem Stärkepapier. Die damit gewonnenen Daten über bodennahes Ozon waren jedoch nur von geringem Wert, da die Methode unspezifisch und von meteorologischen Faktoren wie Windgeschwindigkeit und Luftfeuchtigkeit abhängig war.
Ein weiterer Baustein bei der Erforschung des atmosphärischen Ozons war die Entdeckung des französischen Physikers Alfred Cornu im Jahre 1878, dass das auf der Erdoberfläche messbare Sonnenspektrum unterhalb von 300 Nanometern abbricht. Der irische Chemiker Walter Noel Hartley vermutete 1881 aufgrund spektroskopischer Untersuchungen, dass Ozon für diese Absorption verantwortlich ist. Die entsprechende Absorptionsbande des Ozons im Wellenlängenbereich von 200 bis 300 Nanometern wird ihm zu Ehren „Hartley-Bande“ genannt. Aus seinen Messungen schloss Hartley, dass Ozon ein normaler Bestandteil der Erdatmosphäre ist. mini|hochkant=0.7|Sydney Chapman Die Entdeckung der spektroskopischen Eigenschaften des Ozons durch Hartley eröffnete die Möglichkeit, die Gesamtstärke der atmosphärischen Ozonsäule zu messen. Die französischen Physiker Charles Fabry und Henri Buisson konstruierten zu diesem Zweck einen Spektrographen, mit dem sie im Mai und Juni 1920 die Ozonmenge über Marseille bestimmten. Ihren Messungen zufolge betrug die Dicke der Ozonschicht etwa 3 Millimeter unter Standardbedingungen (0 °C, 1 atm). Sie stellten die Hypothese auf, dass Ozon durch die UV-Strahlung der Sonne entsteht und sich dadurch eine Ozonschicht in etwa 50 Kilometern Höhe bildet.
Ein weiterer wichtiger Beitrag zur stratosphärischen Ozonforschung war die Konstruktion von differentiellen optischen Absorptionsspektrometern zur Messung der Ozonschichtdicke durch Gordon Dobson, sogenannte Dobson-Spektrophotometer. Sie ermöglichten regelmäßige Messungen der Gesamtozonsäule über längere Zeiträume. Die Maßeinheit für die Stärke der atmosphärischen Ozonsäule, die Dobson-Einheit, ist nach ihm benannt.
Der Geophysiker Paul Götz und andere konnten zeigen, dass es in der unteren Atmosphäre wenig Ozon gibt, indem sie UV-Spektren einer Quecksilberdampflampe über lange Strecken in bodennaher Luft aufnahmen. Die Dicke der Ozonschicht in den bodennahen Luftschichten lag bei Standardbedingungen im Bereich von einigen hundertstel Millimetern pro Kilometer Luftlinie. In dem von ihm gegründeten „Lichtklimatischen Observatorium Arosa“ begann Götz 1926 mit Messungen zur Bestimmung der Gesamtmenge des atmosphärischen Ozons, die als die weltweit längsten ihrer Art gelten. Ein wissenschaftlicher Meilenstein war die vertikale Ozonmessung auf der Basis des von Götz entdeckten Umkehreffekts, der zeigte, dass die maximale Ozonkonzentration in einer Höhe von 20 bis 22 Kilometern vorliegt.