Kitabı oku: «Meteorologie», sayfa 3

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1.3.2Sauerstoff

Der aggressive Sauerstoff initiiert die unterschiedlichsten Oxidationsprozesse: Verbrennungsvorgänge genauso wie stille Oxidationen. Zu den Verbrennungsvorgängen zählen natürliche Feuer wie Wald und Steppenbrände, aber auch alle künstlichen, Energie spendenden Verbrennungsvorgänge, von der Raumheizung über die Elektrizitätserzeugung bis zum Automotor und Flugzeugtriebwerk. Stille Oxidationen sind z. B. das Rosten von Eisen, die Zersetzung organischen Materials oder Oxidationsprozesse, aus denen Pflanzen, Tiere und Menschen ihre Lebensenergie schöpfen, die sogenannte Veratmung (vgl. Seite 21).

Das Gleichgewicht zwischen Sauerstoffverbrauch und Sauerstoffproduktion wird durch die ständig zunehmende Verbrennung fossiler Energieträger einseitig belastet. Dennoch besteht keine Gefahr eines folgenschweren O2-Schwundes. Würde man alle ausbeutbaren fossilen Brennstoffe auf einmal verbrennen, würde sich die Sauerstoffkonzentration nur um etwa 1,5 % vermindern.

1.3.3Argon

Das Argon ist seiner Natur nach ein Edelgas und als solches chemisch inaktiv. Es hat deshalb keine weitere Bedeutung.

1.3.4Wichtige atmosphärische Spurengase

Die Bezeichnung Spurengase macht schon deutlich, dass die Luft nur winzige Mengen dieser Gase enthält. Würde man ihre Konzentration in %vol angeben, so würde man sehr unhandliche Zahlen bekommen. Man benützt daher die Einheit „ppm“ = parts per million. 1 ppm bedeutet: Auf je 1 Mio. Luftteilchen trifft 1 Teilchen Spurengas.

Aus dieser Definition ergeben sich die folgenden Zusammenhänge:

1 ppm = 0,0001 %vol; 1 %vol = 10 000 ppm

Für noch geringere Konzentrationen verwendet man die Einheit „ppb“ = parts per billion. Bei einer Konzentration von 1 ppb trifft erst auf 1 Mrd. (109) Luftteilchen 1 Teilchen Spurengas. (Um keine Verunsicherungen aufkommen zu lassen: Im Englischen bezeichnet man die Zahl 109 – anders als im Deutschen – als „billion“).

Zur Angabe extrem kleiner Konzentrationen werden die Einheiten ppm und ppb verwendet. Es gelten folgende Umrechnungsformeln:

1 ppm

0,0001 %vol

100 ppm

0,01 %vol

1 %vol

10 000 ppm

1 ppm

1000 ppb

1 ppb

0,001 ppm

100 ppb

0,1 ppm

Trotz scheinbar vernachlässigbarer Mengen haben die atmosphärischen Spurengase in der modernen Meteorologie große Bedeutung erlangt. Zu ihnen zählen nämlich insbesondere diejenigen, die den sogenannten atmosphärischen Glashauseffekt hervorrufen und dadurch einen erheblichen Einfluss auf unser Klima ausüben. 24 Wie es zum Glashauseffekt kommt, wird auf Seite 210 besprochen; auf welche Weise er unser Klima beeinträchtigt, wird ab Seite 211 diskutiert.

Kohlendioxid (CO2)

Das atmosphärische Kohlendioxid ist die Quelle, aus der die grünen Pflanzen den für den Aufbau ihrer Körpersubstanz benötigten Kohlenstoff beziehen. Da alle tierischen Lebewesen einschließlich der Menschen letzten Endes von den Pflanzen leben, ist dieses Spurengas als Grundstoff jeglichen organischen Materials auf der Erde zu sehen.

Der Assimiliations- oder Fotosyntheseprozess, der diesen Stoffaufbau ermöglicht, benötigt Sonnenstrahlung als Energiequelle und kann deshalb nur tagsüber ablaufen. Gleichzeitig setzen die Pflanzen jedoch – genauso wie auch die tierischen Lebewesen – ständig durch Veratmung Kohlendioxid frei. Man nennt diesen Vorgang Respiration. Einzelheiten dazu findet man z. B. bei Larcher (2001). Betrachten wir beide Vorgänge zusammen, so ergibt sich das folgende Gesamtbild: Am Tag entnehmen die Pflanzen durch Assimilation aus der Luft mehr Kohlendioxid, als sie durch Respiration zurückgeben. In der Nacht, wenn keine Assimilation stattfindet, wird die Luft wieder mit Kohlendoxid angereichert. Als Folge davon findet man insbesondere in ländlichen Gegenden in Bodennähe einen ausgeprägten Tagesgang (Tagesgang ist der meteorologische Fachausdruck für Tagesverlauf) der CO2-Konzentration mit einem Maximum in der Nacht und einem Minimum am Tag. Besonders groß ist die Tag-Nacht-Schwankung während der Hauptvegetationszeit von Mai bis September (Abb. 2).

Abb. 2 Tagesgang der Kohlendioxid-Konzentrationen in einer ländlichen Gegend (nach Oke, 1992).

Der Jahresgang der CO2-Konzentration erklärt sich aus der jahreszeitlich wechselnden, also der außertropischen Vegetation der jeweiligen Erdhalbkugel. Auf der Nordhalbkugel zeigt er ein Maximum in den Monaten März bis April nach der Winterruhe und ein Minimum zum Ende der Vegetationszeit im Oktober oder November. Während der Wachstumsperiode wird der Atmosphäre kontinuierlich CO2 entzogen und ab Herbst durch Veratmung wieder zugeführt. Mit Beginn der Heizperiode kommt es darüber hinaus zu einer verstärkten anthropogenen Kohlendioxidfreisetzung. Auf der Südhalbkugel fällt das Maximum aus analogen Gründen in die Monate Oktober oder November und das Minimum in den April oder Mai. Da die Nordhalbkugel sehr viel mehr vegetationsbedeckte Festlandsfläche besitzt als die Südhalbkugel ist leicht einzusehen, dass die Amplitude der Jahresschwankung auf der nördlichen Hemisphäre deutlich größer ausfällt als auf der südlichen. Abb. 3 zeigt den Jahresgang der CO2-Konzentration in den verschiedenen geografischen Breiten der Erde in stark schematisierter Form. 25

Abb. 3 Jahresgang der CO2-Konzentration (stark schematisiert).

Würde man das täglich (1990) weltweit freigesetzte Kohlendioxid zu Trockeneis verarbeiten und in Güterwagen verladen, würde man dazu einen Zug mit einer Länge von 2 500 km benötigen. Das entspricht der Strecke Paris – Moskau (Kerner, 1990). Die Natur hat zum Aufbau derjenigen Menge fossiler Brennstoffe, die die Menschheit in einem einzigen Jahr verfeuert, etwa 2 Mio. Jahre gebraucht (Schneider, 1990).

Wie inzwischen allgemein bekannt ist, werden von Jahr zu Jahr mehr Kohle, Erdöl und Erdgas verbrannt, was zu einer ständig wachsenden CO2-Belastung der Atmosphäre führt. Heute werden auf diese Weise jährlich über 30 Gt (1 Gt = 109 t) produziert. Das bedeutet, dass täglich um die 60 Mio. Tonnen in die Atmosphäre abgelassen werden.

Beiträge der verschiedenen Quellen zum anthropogen verursachten CO2-Ausstoß in Deutschland (in %):

Haushalte:	14,9
Industrieprozesse:	2,7
Flugverkehr:	3,5
Straßenverkehr:	17,9
übriger Verkehr:	1,4
Kleinverbraucher:	6,9
Industriefeuerungen:	16,3
Kraft-, Heizwerke:	36,4

(nach versch. Quellen)

Seit dem Beginn der Industrialisierung Mitte des 18. Jahrhunderts ist der Kohlendioxidgehalt der Luft von damals 280 ppm mit kontinuierlicher Beschleunigung auf den heutigen Wert von etwa 400 ppm gestiegen (371 ppm betrug die Konzentration im Jahr 2001). Während sich die Steigerungsrate anfänglich um 0,2 ppm pro Jahr bewegte, liegt sie heute bereits bei über 1,6 ppm pro Jahr; diese Zunahme ist auch in Abb. 3 in stark schematisierter Form angedeutet. Dieses zusätzliche Kohlendioxid stammt aber nicht nur aus der Verbrennung fossiler Energieträger. Gewaltige Mengen werden auch bei der Rodung von Wäldern und der Zerstörung des Bodens freigesetzt.

Damit erfährt der ohnehin schon komplizierte globale Kohlenstoffkreislauf noch eine anthropogen bedingte Erweiterung. Er ist in Abb. 4 in vereinfachter Form dargestellt. Die in den einzelnen Speichern (Atmosphäre, Ozeane, Festländer und Erdkruste) enthaltenen Mengen sind in Klammern gesetzt und in 109 t Kohlenstoff angegeben. Die Pfeile beschreiben die Kohlenstofftransporte. Die durchgezogenen stellen natürliche Ströme dar, die gestrichelten bezeichnen die auf menschliche Aktivitäten zurückgehenden. Ihre Einheit ist 109 t Kohlenstoff pro Jahr. Die ergiebigste anthropogene Quelle stellt, wie man sieht, das Verbrennen von Kohle, Erdöl und Erdgas – kurz gesagt fossiler Brennstoffe – dar. Sie liefert jährlich 7 109 t Kohlenstoff. Die Waldrodungen schlagen mit 2 109 t Kohlenstoff zu Buche und bei der Zerstörung des Bodens werden 1 109 t Kohlenstoff freigesetzt. 26

Abb. 4 Globaler Kohlenstoffkreislauf (Zahlenangaben nach verschiedenen Quellen).

Eine wichtige Kohlendioxidsenke ist das Oberflächenwasser der Weltmeere. Es entzieht der Atmosphäre jedes Jahr 3 109 t anthropogen emittierten Kohlenstoff (vgl. Seite 20). Die Vegetation reagiert auf das gesteigerte Kohlendioxid-Angebot mit verstärktem Wachstum und bindet dadurch jährlich zusätzliche 2 109 t Kohlenstoff. Von den pro Jahr anthropogen freigesetzten 10 109 t werden also, wie man sieht, nur 5 109 t gebunden. Der Rest sammelt sich in ständig wachsender Konzentration in der Atmosphäre an.

Ozeane und Vegetation können nur die Hälfte des von der Menschheit künstlich freigesetzten Kohlendioxids abschöpfen. Der Rest reichert sich kontinuierlich in der Atmosphäre an. Seit Beginn der Industrialisierung hat seine Konzentration um fast 1/3 zugenommen. Sie steigt zurzeit exponentiell an.

Zu beängstigenden Konzentrationssteigerungen kommt es häufig in industriellen Ballungsgebieten, wo zeitweise Werte weit über 450 ppm gemessen werden. In einem extremen Fall hat man im Londoner Nebel sogar schon 3 000 ppm, also fast das 10fache der Normalmenge gefunden (Möller 1973; s. Seite 22).

Kohlendioxid ist Hauptverursacher des atmosphärischen Glashauseffektes – über 60 % davon geht auf sein Konto (vgl. Seite 210) – es zählt daher in besonderem Maße zu den klimarelevanten Substanzen.

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 (siehe unten), 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. (Neuere Zahlen bei Schönwiese, 2013) 27

Neuerdings (Schönwiese, 2013) 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 (s. Seite 33). Wegen seines auf rund 4 % bezifferten Beitrags zum atmosphärischen Glashauseffekt (s. Seite 210) 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 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 28 Termiten, die auf ähnliche Vorgänge zurückgeht wie die in den Rinderpansen.

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.

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, 2013)

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.

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 (Einzelheiten dazu s. Seite 33) wurden sie hauptsachlich 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, s. Seite 59) keine Reaktionspartner finden, gelangen sie bis in Höhen über 20 km hinauf, wo sie auf die dort vorhandene Ozonschicht (s. Seite 30) treffen. Die in dieser Höhe herrschenden physikalischen und chemischen Bedingungen ermöglichen den FCKWs Reaktionen, die schließlich zum Abbau dieser Schicht führen. Was dabei im Einzelnen vor sich geht, wird auf Seite 33 besprochen. Darüber hinaus leisten sie einen Beitrag zum atmosphärischen Glashauseffekt, der vor dem Produktionsstopp auf bis zu 11 % beziffert wurde. 29

Ozon (O3)

Ozon ist ein dreiatomiger Sauerstoff. Er entsteht in Höhen zwischen etwa 10 und 50 km (s. Seite 58) 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 Abb. 15 dargestellt.

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 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 (s. Seite 162) UV-Strahlung mit Wellenlängen ≤ 0,24 µm in einzelne Sauerstoff-Atome gespalten. Man nennt einen solchen Vorgang Fotodissoziation (vgl. Seite 21). 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.

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.

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 (vgl. Seite 31).

(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 30 Wellenlängen, also das harte UV wird durch die Ozonschicht aus der Sonnenstrahlung praktisch restlos herausgefiltert. Welche Wellenlängen davon im Einzelnen betroffen sind zeigt die Abb. 74. Wie dadurch die Spektralverteilung der Sonnenstrahlung verändert wird, sieht man in Abb. 70.

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 nahe liegend, 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 (vgl. Seite 58) – 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 (vgl. Seite 58) 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 (s. Seite 49) auf, die die gesamte Dynamik der unteren Atmosphäre, insbesondere die Wettervorgänge (s. Seite 49, 296) 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 annehmen kann. Die Abb. 5 stützt sich auf Messergebnisse von der Südpolstation Amundsen-Scott. Die schwarze Kurve zeigt die Ozon-Höhenverteilung 31 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.