{"title":"Ozon: Infobox III","body":"Ozon<\/STRONG>
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<\/BR>Bildung und Abbau von Ozon:<\/STRONG> Zu unterscheiden ist grundsätzlich zwischen 2 Ozonkreisläufen, einem in der Stratosphäre und einem in der unteren Troposphäre (Bodennähe).
<\/BR>1)<\/STRONG> Das stratosphärische Ozon<\/I> ist für das Leben<\/A> auf der Erde von elementarer Bedeutung, da es die ultraviolette Strahlung (Ultraviolett<\/A>) absorbiert und im Laufe der Erdgeschichte<\/A> erst die Voraussetzung schuf, daß das Leben<\/A> die Ozeane verlassen konnte. Die Energieaufnahme (Energie<\/A>) durch die Absorption<\/A> ultravioletter Sonnenstrahlung (Wellenlänge λ<\/I>) der Energie hν<\/I> (h<\/I> = Plancksches Wirkungsquantum, ν<\/I> = Frequenz) führt zur Aufspaltung von molekularem Sauerstoff O2<\/SUB> in 2 Sauerstoffatome O (Photodissoziation) und anschließenden Reaktion von molekularem Sauerstoff mit atomarem Sauerstoff zu Ozon:
<\/BR>O2<\/SUB> + hν<\/I> (188 nm ≤ λ<\/I> ≤ 242 nm) → O + O
<\/BR>O + O2<\/SUB> + M → O3<\/SUB> + M.
<\/BR>Voraussetzung für die zweite Reaktion ist die Existenz eines Neutralgases M (meist N2<\/SUB>), das als Stoßpartner (aus Impulserhaltungsgründen) fungiert, also die überschüssige Energie aufnimmt. (Diese Ozonbildung<\/I> erfolgt wegen der Intensitätsverteilung der kurzwelligen Sonnenstrahlung hauptsächlich in der mittleren und oberen Stratosphäre; die Produktionsrate ist mit etwa 106<\/SUP>\/[cm3<\/SUP>As] im Bereich der Tropen am höchsten und nimmt bis zu mittleren Breiten [60' Br.] auf etwa 1\/3 dieses Wertes ab.) Das Ozon absorbiert nun auch die längerwellige UV-Strahlung bis ca. 320 nm. Durch diese Reaktion wird Ozon photolytisch (Photolyse<\/A>) wieder in seine Komponenten zerlegt. Bei diesem Ozonabbau<\/I> sind Radikale als Katalysatoren<\/A> beteiligt:
<\/BR>XA + O3<\/SUB> → XOA + O2<\/SUB>
<\/BR>O3<\/SUB> + hν<\/I> (188 nm ≤ λ<\/I> ≤ 320 nm) → O2<\/SUB> + O
<\/BR>O + XOA → XA + O2<\/SUB>.
<\/BR>Die wichtigsten Katalysatoren (Radikale XOA und XA) in der Stratosphäre sind NO und NO2<\/SUB>. Sie werden aus den Stickoxid- und Lachgas-Emissionen<\/A> (N2<\/SUB>O) der Erdoberfläche in der Stratosphäre gebildet. Lachgas<\/A> 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 NOx<\/SUB> (Stickoxide<\/A>), das den Abbauprozeß des Ozons startet. Daneben gibt es auch andere NOx<\/SUB>-Quellen, in der Stratosphäre etwa Flugverkehrsemissionen oder Reaktionsprozesse der Korpuskularstrahlung, in der Troposphäre die Verbrennung fossiler Brennstoffe<\/A>, 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 HO2<\/SUB>, die sich in der Stratosphäre aus dem Wasserdampf<\/A> (Wasser<\/A>) und den Sauerstoffatomen bilden. Neben diesen natürlichen Prozessen gibt es einen weiteren, der anthropogen ist. Es ist die Einbeziehung von Fluorchlorkohlenwasserstoffen<\/A><\/I> (FCKW), insbesondere CFCl3<\/SUB> und CF2<\/SUB>Cl2<\/SUB>, 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; Aerosol<\/A>) 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 NO2<\/SUB>. Es findet also in der Stratosphäre ein kontinuierlicher Prozeß der Dissoziation<\/A> und Rekombination<\/A> 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<\/I>.
<\/BR>2)<\/STRONG> Das troposphärische Ozon<\/I> gelangt in geringen Mengen aus der Stratosphäre in Bodennähe. Wesentlich bedeutsamer aber sind anthropogen initiierte Prozesse der Ozonbildung<\/I>. Ozon wird nicht direkt emittiert, sondern entsteht durch die Photolyse von NO, NO2<\/SUB> und NO3<\/SUB> und hat in der Regel keine lange Lebensdauer. Es ist ein Zwischenprodukt des Stickoxidkreislaufs. Aufgrund eines ungepaarten Elektrons sind die Stickoxide<\/A> reaktionsbeschleunigende Radikale (freie Radikale<\/A>). Es gibt sehr unterschiedliche photochemische Reaktionen (Photochemie<\/A>) der Stickstoffoxide. Für die Ozonbildung ist zunächst NO [Stickstoff(II)-oxid, Stickstoffmonoxid<\/A>] entscheidend. Es stammt aus Verbrennungsprozessen oder wird unter Einfluß der Strahlung aus NO2<\/SUB> [Stickstoff(II)-Oxid, Stickstoffdioxid] dissoziiert:
<\/BR>NO2<\/SUB> + hν<\/I> (λ<\/I> ≤ 410 nm) → NO + O.
<\/BR>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:
<\/BR>O2<\/SUB> + O + M → O3<\/SUB> + M.
<\/BR>Der nicht-reaktive Partner M ist meist N2<\/SUB> (Stickstoff<\/A>). Das NO wird nun durch 2 Reaktionen oxidiert:
<\/BR>2NO + O2<\/SUB> → 2NO2<\/SUB>
<\/BR>NO + O3<\/SUB> → NO2<\/SUB> + O2<\/SUB>.
<\/BR>Die Oxidation des NO durch Ozon läuft sehr schnell ab. Ohne Sonneneinstrahlung wird das Ozon verbraucht (Ozonabbau):<\/I> daher nimmt nachts die Konzentration ab. Die Koppelung an den NO-NO2<\/SUB>-Zyklus erklärt, daß man in Reinluftgebieten kaum NO findet, dafür entsprechend mehr Ozon. Am Rande von Straßen wird ständig NO nachgeliefert, so daß 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, z.B. Kohlenwasserstoffen<\/A>, ist eine quantitative Bilanzierung sehr aufwendig. 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. In der bodennahen Atmosphäre werden an sonnigen Sommertagen in Deutschland Werte bis etwa 200–280 μg\/m3<\/SUP> Ozon gemessen. Oberhalb bestimmter Konzentrationen (etwa 180 μg\/m3<\/SUP> bei empfindlichen Personen [Kleinkinder, Asthmatiker, Herz-Kreislauf-Kranke, Allergiker], etwa 360 μg\/m3<\/SUP> für normal gesunde Personen) kann Ozon Schleimhäute reizen und Kurzatmigkeit hervorrufen. In manchen Bundesländern wird deshalb bei Überschreiten einer bestimmten Ozonkonzentration während einer bestimmten Zeitspanne (z.B. ab 180 μg\/m3<\/SUP> Ozon als zweistündiger Mittelwert) Ozonalarm<\/I> ausgerufen. – Als Folge der zunehmenden anthropogenen Luftverschmutzung und entsprechend steigender Emissionen von Stickoxid hat die Ozonbildung in der Troposphäre während der vergangenen Jahrzehnte zugenommen, und dies hat zu einer Zunahme des mittleren troposphärischen Ozongehalts über Mitteleuropa um nahezu 50% geführt (vgl. Abb. 5). Obwohl infolge der Luftreinhaltemaßnahmen die Konzentration der Photooxidantien in den 1990er Jahren wieder zurückging, setzt sich der Ozonanstieg fort. Die Ursachen dafür sind derzeit noch ungeklärt."}