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4.4: Stratosphärische Ozonbildung - Geowissenschaften

4.4: Stratosphärische Ozonbildung - Geowissenschaften


Ozon ist Ozon, egal wo es sich in der Atmosphäre befindet. Gutes Ozon ist nur deshalb gut, weil es sich in der Stratosphäre befindet, wo wir es nicht atmen können (Abbildung (PageIndex{1})). Schlechtes Ozon absorbiert auch ultraviolettes Sonnenlicht der Sonne, aber es befindet sich in der Nähe der Erdoberfläche, wo wir es atmen können. Für den UV-Schutz interessiert uns die Gesamtzahl der Ozonmoleküle zwischen uns und der Sonne. 90% der Ozonmoleküle befinden sich in der Stratosphäre und 10% in der Troposphäre – einige davon in der Nähe der Erdoberfläche, wo wir sie atmen können. Sowohl für das gute als auch für das schlechte Ozon gibt es wichtige Probleme, die die menschliche und ökologische Gesundheit beeinträchtigen. Für gutes Ozon sind die wichtigsten Themen die Reduzierung des Ozons weltweit, die Ozonloch in der Antarktis, und arktischer Ozonverlust, der durch Fluorchlorkohlenwasserstoffe verursacht wird. Reduziertes Ozon bedeutet, dass mehr UV-Strahlung auf den Boden gelangt und mehr Hautkrebs verursacht. Für schlechtes Ozon sind die wichtigsten Probleme die Produktion von zu viel Ozon in Städten und umliegenden Regionen, die durch zu viele Schadstoffe aus Verkehr, Industrieprozessen, Stromerzeugung und anderen menschlichen Aktivitäten verursacht wird. Erhöhtes Ozon bedeutet, dass mehr Menschen Atem- und Herzprobleme haben. Betrachten wir sowohl das Gute als auch das Schlechte, beginnend mit dem stratosphärischen Ozon.

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Erklärungsdiagramm des typischen vertikalen Ozonprofils für die Tropen

Stratosphärisches Ozon (die Ozonschicht, ~15-35 km) enthält 90% des atmosphärischen Ozons positive Rolle: wirkt als primärer UV-Strahlungsschutz Aktuelle Probleme

  • langfristige globale Abwärtstrends
  • antarktisches Ozonloch im Frühling jedes Jahr
  • arktische Ozonverluste im Frühjahr in den letzten Jahren
  • Episoden von hohem Oberflächenozon in städtischen und ländlichen Gebieten

Troposphärisches Ozon (0-15 km) enthält 10% des atmosphärischen Ozons schädliche Auswirkungen: toxische Auswirkungen auf Mensch und Vegetation aktuelle Probleme

Um die Gesamtozonmenge zwischen uns und der Sonne zu erhalten, addieren wir einfach die Ozonmenge, beginnend an der Oberfläche und bis zur Spitze der Ozonschicht. Beachten Sie, wie viel mehr Ozon in der Stratosphäre vorhanden ist. In höheren Breiten liegt der Boden der stratosphärischen Ozonschicht bei etwa 10-12 km. Erinnern Sie sich an das folgende Bild aus Lektion 2:

Der Prozess der stratosphärischen Ozonbildung beginnt mit Ozon (O3), das durch ultraviolettes Sonnenlicht in der Stratosphäre (aber nicht in der Troposphäre, wie wir sehen werden) entsteht. Die beiden Reaktionen sind:

[O_{2}+operatorname{hard} U V ightarrow O+O]

[O+O_{2}+N_{2} ightarrow O_{3}+N_{2}]

Beachten Sie, dass N2 reagiert in dieser letzten chemischen Gleichung nicht wirklich, sondern stößt einfach auf das O3 Molekül während seiner Bildung und stabilisiert es, indem ein Teil der Energie aus O . entfernt wird3. Wir rufen O3 ein Oxidationsmittel, da es mit einigen Verbindungen reagieren und diese oxidieren kann.

Diese O3 kann durch ultraviolettes Licht zu O . zerlegt werden2 und O. Normalerweise verbindet sich O mit O2 O . bilden3 auf diese Weise: O+O2+Nein2→O3+Nein2, also passiert eigentlich nichts, außer dass die Sonnenenergie, die das O . auseinanderbricht2 endet als zusätzliche Energie für das O3 und für das kollidierende N2 und erwärmt dadurch die Luft. Manchmal kollidiert O mit O3 und reagiert: O+O3→O2+O2. Wenn wir alle Reaktionen zusammenfassen, können wir den chemischen Lebenszyklus von Ozon in der Stratosphäre sehen. Diese Reihe von Reaktionen wurde in den 1930er Jahren von Chapman vorgeschlagen:

Stratosphärisches Ozon und atomare Sauerstoffproduktion, Zyklen und Verlust
Ö2 + hartes UV → O + OProduktion
2(O + O2 + Nein2 → Aus3 + Nein2)Radfahren
Ö3 + UV → O2 + AusRadfahren
O + O3 → Aus2 + Aus2Verlust
Netto: UV → höheres T

Diese vier Reaktionen könnten die grundlegenden Eigenschaften der Ozonschicht erzeugen, wie sie in den 1940er bis 1970er Jahren war. Diese Theorie erzeugte jedoch Ozonspitzenwerte von 50 Millipascal, nicht die 25-30 Millipascal, die in der ersten Abbildung oben zu sehen sind. Somit waren die gemessenen Ozonwerte in der Stratosphäre etwa die Hälfte der von Chapmans Theorie vorhergesagten - es war ein echtes Rätsel. In den 1970er Jahren schlugen Wissenschaftler jedoch neue Reaktionsreihen mit anderen Gasen vor, die die gleichen Ergebnisse wie die oben gezeigte Verlustreaktion erzielten. Ein berühmtes Beispiel war Chlor, das hauptsächlich aus vom Menschen hergestellten Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKW) stammt:

Die stratosphärischen Chlorkatalysezyklen, die Ozon zerstören
FCKW + UV → Produkt + ClProduktion
Cl + O3 → ClO + O2Radfahren
ClO + O → Cl + O2Radfahren
Cl + CH4 → HCl + CH3Verlust
Netto O3+O: Aus3 + O → O2 + Aus2

Während des Kreislaufs werden Chlor (Cl) und Chlormonoxid (ClO) nicht zerstört, sondern nur ineinander rezykliert. Bei jedem Zyklus gehen zwei Ozonmoleküle verloren (eines direkt und ein zweites, weil O fast immer mit O . reagiert2 O . bilden3). Dieser Zyklus kann Hunderttausende Male durchlaufen, bevor Cl in HCl gebunden wird. ClO- und Cl-Gehalte von mehreren zehn Teilen pro Billion Luft (10-12) sind in der Lage, mehrere Prozent der wenigen Teile pro Million von O . zu zerstören3. Sherry Rowland und Mario Molina haben diesen Zyklus herausgefunden und 1974 eine Arbeit darüber geschrieben. Für diese Arbeit erhielten sie 1995 den Nobelpreis für Chemie. Wenn in die Theorie katalytische Zyklen mit Chlor, Stickoxiden und OH einbezogen werden, wird die Übereinstimmung zwischen Theorie und Messungen viel besser.

Ausübung

Beachten Sie, dass die Gesamtozonmenge in den mittleren Breiten größer ist als die Menge in den Tropen. Dies sollte Ihnen seltsam vorkommen, da die Sonnen-UV, die Teil des Chapman-Mechanismus ist, in den Tropen am stärksten ist. Warum wird Ihrer Meinung nach das Gesamtozon auf diese Weise verteilt?

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ANTWORT: Die Ozonverteilung ist auf die Bewegung der Luft durch die Stratosphäre zurückzuführen. Luft kommt hauptsächlich in den Tropen aus der Troposphäre in die Stratosphäre, und während sie sich schnell von West nach Ost bewegt, bewegt sie sich langsam von den Tropen in die Nähe der Pole, wo sie wieder in die Troposphäre eintritt. Der größte Teil des Ozons wird also in den Tropen in höheren Lagen produziert und dann wird ein Teil dieses Ozons durch chemische Reaktionen zerstört, wenn das Ozon polwärts und nach unten transportiert wird. Während also das Ozonmischungsverhältnis von den Tropen zu den hohen Breiten leicht abnimmt, nimmt die Ozonkonzentration (Mol pro Volumen) zu, wenn es in niedrigere Höhen transportiert wird, wo der Druck und die Anzahl der Mole größer sind, mehr als doppelt so groß (siehe Lektion 2 Bild oben).

Das niedrige Ozon über der Antarktis oben ist das antarktische Ozonloch; das Video unten (:31) mit dem Titel "Ozone Minimums With Graph" (von der NASA) zeigt die Veränderungen der Ozonkonzentration zwischen 1979 und 2013. Das Video wird nicht erzählt:

Das Ozonloch in der Antarktis ist ein extremes Beispiel für die Zerstörungskraft von Chlorkatalysezyklen. Unterschiedliche Katalysezyklen dominieren die Ozonzerstörung über der Antarktis und in geringerem Maße auch der Arktis. Aber mit Hilfe der Chemie auf den Oberflächen natürlich vorkommender polarer Stratosphärenwolken wird das gesamte Cl in Form von HCl freigesetzt, so dass die polaren Katalysezyklen in der Lage sind, einige Prozent des Ozons pro Tag in einem Pfropfen der Größe von . zu zerstören Antarktis von einer Höhe von 12 km bis zu 20 km.

Glücklicherweise nimmt die Menge an Chlor, die in die Stratosphäre injiziert wird, aufgrund des Montrealer Protokolls, dem weltweit ersten internationalen globalen Umweltabkommen, ab.


von Markus Rex* und Peter von der Gathen*

Internationales Polarjahr 2007-2008

Das Jahr 2007 markiert ein wichtiges Ereignis in den Geowissenschaften – den 125. Jahrestag des ersten Internationalen Polarjahres (IPY) 1882-1883. Die Aktivitäten, die während des ersten IPY und seiner Folgemaßnahmen in den Jahren 1932-1933, insbesondere dem Internationalen Geophysikalischen Jahr 1957-1958, begannen, legten den Grundstein für viele wichtige Elemente unseres gegenwärtigen Verständnisses des Erdsystems. Um zu diesem enormen Erfolg beizutragen und eine weitere bahnbrechende Forschungsaktivität in Schwung zu bringen, hat die internationale Gemeinschaft von Geowissenschaftlern das IPY 2007-2008 gegründet.

Der Fokus auf die Polarregionen zeigt die allgemeine Vorstellung, dass wir erhebliche Fortschritte bei der Beobachtung und dem Verständnis des Erdsystems gemacht haben, unser Verständnis vieler Prozesse in den Polarregionen jedoch noch durch die spärliche Datenmenge begrenzt ist. Ein beeindruckendes Spektrum an Aktivitäten während des IPY wird alle Aspekte der Polarforschung von der Ozeanographie über die Physik der festen Erde über die Kryosphäre bis zur Atmosphäre abdecken.

Schlüsselelemente der Atmosphärenforschung während des IPY sind Studien zum stratosphärischen polaren Ozonabbau – einem der stärksten anthropogenen Signale im globalen Klimasystem. Eine der größten Forschungsaktivitäten in der polaren Stratosphäre während des IPY ist die Match-Aktivität.

Zerstörung der Ozonschicht in der polaren Umgebung

Die Ozonschicht ist ein wichtiger Bestandteil des globalen Umweltsystems. Die Absorption schädlicher ultravioletter (UV) Sonnenstrahlung in der Ozonschicht schützt die Biosphäre und erwärmt die Stratosphäre. So wirken sich Veränderungen der atmosphärischen Zirkulation und der Emission anthropogener Stoffe, die die Ozonhäufigkeit in der Atmosphäre beeinflussen, direkt auf das globale Klimasystem aus. Ein detailliertes Verständnis der Prozesse, die die Verteilung von Ozon in der Atmosphäre regulieren, ist grundlegend für zuverlässige Klimavorhersagen und für die Abschätzung zukünftiger UV-Werte an der Oberfläche – ein wichtiger Parameter für die Biosphäre.

Seit den 1960er und 1970er Jahren hat der Mensch große Mengen an Fluorchlorkohlenwasserstoffen (FCKW) und bromhaltigen Verbindungen (Halone) in die Atmosphäre abgegeben. In der Troposphäre sind diese Stoffe äußerst stabil und wenig reaktiv und erreichen eine lokale atmosphärische Lebensdauer von Jahrhunderten. Aus der Troposphäre steigen sie jedoch langsam in die Stratosphäre auf, wo sie durch hochenergetische kurzwellige UV-Strahlung über der Ozonschicht zerfallen.

Beim Abbau von FCKW und Halone werden Chlor- und Bromradikale freigesetzt, die Ozon sehr effizient zerstören. Die Ozonzerstörungszyklen beinhalten eine Gruppe von sogenannten aktiven Chlorverbindungen „ClOx“ (Chlor (Cl), Chlormonoxid (ClO) und Dichlorperoxid (Cl2O2)). Glücklicherweise durch schnelle Reaktionen dieser Spezies mit anderen Spurenspezies in der Stratosphäre , sind die ClOx-Spezies in die inaktiven Reservoirspezies Chlornitrat (ClONO2) und Chlorwasserstoff (HCl) eingebunden, die die Ozonschicht kaum schädigen, sodass die stratosphärische Häufigkeit von ClOx meist sehr gering ist.

Bei den derzeitigen stratosphärischen Konzentrationen von Gesamtbrom in der Stratosphäre sind die Bromradikale nur dann wirksam bei der Zerstörung von Ozon, wenn ClOx in beträchtlichen Konzentrationen vorhanden ist. Daher ist die Wirkung der FCKW- und Halon-Emissionen auf das stratosphärische Ozon in mittleren und tropischen Breiten sehr begrenzt. Hier ist ein signifikanter Ozonabbau auf die höchsten Bereiche der Ozonschicht beschränkt, wo die UV-Strahlung intensiv genug ist, um Reaktionen auszulösen, die erhebliche Mengen an Chlorradikalen aus den langlebigeren Reservoirspezies freisetzen.

Anders sieht es in der Polarregion aus. Im Polarwirbel – einem isolierten Tiefdrucksystem, das sich jeden Winter in der polaren Stratosphäre bildet – sinken die Temperaturen deutlich. Bei Temperaturen unter etwa –78 °C können sich polare Stratosphärenwolken (PSCs) bilden (Abbildung 1). An der Oberfläche von PSC-Partikeln laufen heterogene chemische Reaktionen ab, die die harmlosen Chlorspeicherverbindungen innerhalb weniger Stunden wieder vollständig in ClOx umwandeln können. Während des folgenden Polarfrühlings zerstört ClOx dann Ozon in einem katalytischen Zyklus, der die Anwesenheit von Sonnenlicht erfordert. Die Anwesenheit von Bromradikalen ermöglicht einen zweiten Katalysezyklus, der den Ozonabbauprozess insgesamt noch effizienter macht. Seit mehr als zwei Jahrzehnten führen diese Prozesse fast jedes Frühjahr zum saisonalen Auftreten des Ozonlochs über der Antarktis (z. B. WMO, 2007).

Abbildung 1 – Polare Stratosphärenwolken

Im Vergleich zur Antarktis sind die meteorologischen Bedingungen in der arktischen Winterstratosphäre wesentlich variabler und die Temperaturen meist deutlich höher, was zu einer selteneren und weniger verbreiteten Bildung von polaren Stratosphärenwolken führt. Anfang der 1990er Jahre war unklar, ob vergleichbare chemische Prozesse, die aus der Antarktis bekannt waren, zu einer Ozonzerstörung in der arktischen Stratosphäre führen würden. Aus dynamischen Gründen unterscheidet sich das Ozonfeld in der Arktis stark von der Antarktis und die Spuren des chemischen Ozonabbaus sind schwer zu erkennen.

Es wurden mehrere Methoden entwickelt, um Ozonverluste in der veränderlichen arktischen Umgebung zu identifizieren und zu quantifizieren. Dazu gehört die Match-Methode, die entwickelt wurde, um den chemischen Verlust von Ozon in der polaren Stratosphäre präzise zu messen. Seit Anfang der 1990er Jahre wurde in einer Reihe von kalten arktischen Wintern eindeutig ein anthropogener chemischer Ozonverlust festgestellt. Detaillierte Vergleiche gemessener Ozonverlustraten und Modellergebnisse zeigen die große Unsicherheit unseres quantitativen Verständnisses des Ozonverlustprozesses und die kritische Rolle großer Unsicherheiten bei wichtigen kinetischen Parametern, die zur Berechnung der chemischen Ozonverlustraten mit einem chemischen Modell erforderlich sind. Um unser quantitatives Verständnis des Ozonverlustprozesses voranzutreiben und eine bessere Grundlage für modellbasierte Vorhersagen über die Zukunft der Ozonschicht zu schaffen, findet derzeit im Rahmen des IPY eine zusätzliche Match-Kampagne in der Antarktis statt.

Quantifizierung des anthropogenen Ozonverlusts – die Match-Methode

Die Ozonhäufigkeit über einer einzelnen Polarstation ändert sich aufgrund variabler Transportprozesse ständig. Solche dynamisch verursachten Schwankungen maskieren den anthropogenen chemischen Verlust und müssen von jedem chemischen Ozonverlustsignal getrennt werden. Anstatt Zeitreihen von Ozon an festen Orten (d. h. im Eulerschen Sinne) zu beobachten, basiert der Match-Ansatz auf Lagrange-Messungen. Die Grundidee besteht darin, wiederholte Messungen einzelner Luftmassen durchzuführen, die über die Polkappe driften und sich manchmal einer der vielen Ozonsondenstationen in den Polarregionen nähern.

Der prinzipielle Vorteil dieses Verfahrens besteht darin, dass die Advektionsterme, die die Ozonänderungen im Eulerschen Gerüst dominieren, in der Lagrangeschen Formulierung der Kontinuitätsgleichung verschwinden. Der Einfluss von Diffusionstermen in der Kontinuitätsgleichung kann auch durch eine sorgfältige Auswahl der beobachteten Luftmassen basierend auf den Eigenschaften der Strömung begrenzt werden. Daher können Änderungen der Ozonkonzentration im Intervall zwischen zwei Messungen auf eine chemische Verarmung zurückgeführt werden. Durch eine statistische Auswertung einer Vielzahl solcher Messpaare ist es möglich, den anthropogenen chemischen Ozonabbau direkt zu beobachten und chemische Ozonverlustraten in situ zu messen.

Beim Match-Ansatz werden die Messungen mit Ozonsonden durchgeführt, die an vielen polaren und subpolaren Stationen gestartet werden. Zur Identifizierung von „Match Events“ – Situationen, in denen einzelne Luftmassen in der Regel zweimal an verschiedenen Stationen abgetastet werden – werden Trajektorien basierend auf Daten des European Center for Medium-Range Weather Forecasts berechnet (Abbildung 2). Für den arktischen Winter 1991/1992 wurden die Match-Ereignisse identifiziert, nachdem im Winter etwa 1 200 Ozonsonden ohne Echtzeitkoordinierung gestartet wurden (Rex, 1993 von der Gathen et al., 1995). Seit dem Winter 1994/1995 werden Match-Events durch das Auslösen von mehreren hundert Ozonsondierungen pro Winter in Echtzeit-Koordination produziert.

Abbildung 2 – Illustration des Match-Ansatzes: Rote Punkte kennzeichnen Ozonsondenstationen, die blaue Linie zeigt eine beispielhafte Flugbahn mit sonnenbeschienenen Teilen in Rot.

Während eines Match-Experiments werden typischerweise 300 bis 600 Ozonsonden an etwa 30 Stationen auf der Nordhalbkugel oder an neun Stationen in der Antarktis gestartet. Auch Daten von Satelliten werden verwendet. Aufgrund der großen vertikalen Scherung in der Strömung ist dies jedoch auf Satellitensensoren beschränkt, die Daten mit hoher vertikaler Auflösung (1-1,5 km oder besser) liefern können. Daten aus den Missionen Polar Ozone and Aerosol Measurement, dem Improved Limb Atmospheric Spectrometer und dem SAGE (Stratospheric Aerosol and Gas Experiment) Satelliten wurden erfolgreich eingesetzt.Match-Kampagnen fanden in 10 arktischen Wintern und einem antarktischen Winter (2003) statt, wobei die zweite Antarktis-Match-Kampagne in der südlichen Hemisphäre derzeit nicht mitgezählt wird.

Eine Reihe wichtiger Schritte in der Ozonforschung beruhen auf dem Match-Ansatz. Match fand zum ersten Mal eindeutige Beweise für den anthropogenen chemischen Ozonverlust in der arktischen Stratosphäre. Basierend auf Match-in-situ-Daten wurde außerdem gezeigt, dass Sonnenlicht tatsächlich für den Ozonverlustprozess benötigt wird, was ein wichtiges Element unseres theoretischen Verständnisses des Prozesses bestätigt. Es wurde auch gezeigt, dass die Denitrifikation das Potenzial hat, den Ozonverlust in der Arktis zu verschlimmern, wenn ein Winter besonders kalt ist (Rex et al., 1997). Bisher war dieser Effekt nur in der antarktischen Stratosphäre bekannt. Mehrjährige Daten aus den Match-Kampagnen ermöglichten die Ermittlung der Sensitivität des arktischen Ozonverlusts auf Klimaänderungen – ein Schlüsselparameter für zukünftige Projektionen des polaren Ozonverlusts in der sich verändernden Atmosphäre.

Basierend auf zwei Forschungsergebnissen der letzten zehn Jahre wurde beschlossen, die Match-Aktivität fortzusetzen. Erstens sind die Bedingungen in den von Match beprobten Luftmassen gut charakterisiert, daher eignen sich die Produkte besonders gut für detaillierte Vergleiche mit stark eingeschränkten Modellrechnungen. Dies ermöglicht eine genaue Überprüfung des Grades unseres theoretischen Verständnisses des Ozonverlustprozesses. In letzter Zeit wurden große Unsicherheiten in unserem theoretischen Verständnis der Kinetik der relevanten chemischen Prozesse offensichtlich. Kontinuierliche Match-Messungen können dazu beitragen, eine bessere Beobachtungsgrundlage zur Reduzierung dieser Unsicherheiten bereitzustellen.

Zweitens wurde eine Tendenz beobachtet, dass die kalten arktischen Winter in den letzten 40 Jahren deutlich kälter wurden, obwohl die warmen und kalten arktischen Stratosphärenwinter von der internen Variabilität des Klimasystems angetrieben werden. Diese Veränderung der Klimabedingungen in der arktischen Stratosphäre hat seit Mitte der 1990er Jahre zu großen Ozonverlusten in der Arktis beigetragen. Es ist unklar, ob sich der Trend in Zukunft fortsetzen wird und wie sich dies auf das arktische Ozon auswirken könnte. Diese beiden Probleme werden im Folgenden genauer erörtert.

Quantitatives Verständnis des chemischen Ozonverlustprozesses

Ein quantitativ korrektes theoretisches Verständnis der beobachteten Ozonverlustraten ist für eine zuverlässige Vorhersage der stratosphärischen Ozonverteilung in einer Welt steigender Treibhausgaskonzentrationen und sinkender Halogenbelastung unabdingbar. Zur Berechnung der Ozonverlustraten der während der Match-Kampagnen untersuchten Luftmassen wurden Modelle unterschiedlicher Komplexität entwickelt. Die robustesten Aussagen über den Stand unseres heutigen Verständnisses stammen aus Modellläufen, bei denen der Grad der Chloraktivierung extern vorgegeben wird. Dieser Modellaufbau ermöglicht die Berechnung robuster Obergrenzen möglicher Ozonverlustraten basierend auf unserem aktuellen theoretischen Verständnis der Chemie. Es stellt sich heraus, dass die berechneten Obergrenzen, basierend auf Standardannahmen, durchweg etwa 20 Prozent kleiner sind als die beobachteten Ozonverlustraten in den kalten arktischen Januaren (Rex et al., 2004).

Eine allen Modellen gemeinsame Schlüsselannahme betrifft die Gesamtmenge der Bromspezies in der Stratosphäre. Lange Zeit ging man davon aus, dass nur langlebige Bromspezies wie Methylbromid und Halone in die Stratosphäre gelangen können. Neuere Beobachtungen von Brom legen jedoch nahe, dass in der Stratosphäre eine größere Menge an Brom vorhanden ist, als durch langlebige Bromspezies allein erklärt werden kann. Dies deutet darauf hin, dass ein Teil der sehr kurzlebigen Bromspezies auch die Stratosphäre erreichen kann. Die Erhöhung des stratosphärischen Bromgehalts erklärt etwa die Hälfte der Diskrepanzen zwischen den berechneten Obergrenzen der Ozonverlustraten und den Beobachtungen.

Den Modellrechnungen liegen kinetische Parameter zugrunde, die etwa alle vier Jahre von einem Gremium von Laborchemikern empfohlen werden. Aus Beobachtungen des Gleichgewichts zwischen ClO und Chlorperoxid (ClOOCl) in der Stratosphäre wurde jedoch abgeleitet, dass die Photolyserate von ClOOCl größer (ca. 150 Prozent) ist als der derzeit empfohlene Wert (Stimpfle et al., 2004). Dieser aus In-situ-Beobachtungen abgeleitete Wert liegt noch innerhalb der Unsicherheitsschätzung des empfohlenen Wertes. Mit dem größeren Wert steigt die berechnete Ozonverlustrate im Modell weiter an, wodurch die meisten der verbleibenden Diskrepanzen beseitigt werden (Frieler et al., 2006 WMO, 2007). Diese Ergebnisse lösten neue Labormessungen der Photolysequerschnitte von ClOOCl aus (Pope et al., 2007). Interessanterweise liefern die neuen und stark verbesserten Messungen Werte, die fast eine Größenordnung kleiner sind als die aus In-situ-Messungen abgeleiteten Querschnitte und führen zu einer guten Reproduktion der beobachteten Ozonverlustraten. Basierend auf dem Papst et al. (2007)-Querschnitte würde unser Verständnis des polaren Ozonverlustprozesses völlig auseinanderbrechen – eine Tatsache, die die enormen Unsicherheiten unterstreicht, die noch immer in unserem theoretischen Verständnis eines der wichtigsten anthropogenen Prozesse in der globalen Atmosphäre vorhanden sind.

Ozonverlust und Klimawandel

Abbildung 3 veranschaulicht den zwischenjährlichen Verlauf der chemischen Ozonverluste in der Arktis seit Anfang der 1990er Jahre. Die ausgeprägte Variabilität von Jahr zu Jahr ist viel größer als der Einfluss der allmählichen Änderung der Chlor- und Halogenbelastung in diesem Zeitraum. Vielmehr wird die Variabilität des Ozonverlusts aufgrund der wichtigen Rolle der heterogenen Reaktionen auf polaren Stratosphärenwolken hauptsächlich durch die ausgeprägte Variabilität der meteorologischen Bedingungen getrieben. Dies wird in Abbildung 4 gezeigt, wo Ozonverluste gegen VPSC dargestellt sind. (VPSC ist ein rein temperaturbasierter Parameter, der im Wesentlichen das durchschnittliche Wintervolumen angibt, wenn die Temperaturen unter der Schwelle der polaren stratosphärischen Wolkenbildung lagen.)

Abbildung 3 – Veränderung der Gesamtozonverluste seit Anfang der 1990er Jahre

Aus der Steigung der kompakten empirischen Beziehung zwischen Ozonverlust und VPSC in Abbildung 4 lässt sich die Sensitivität des arktischen Ozonverlusts auf einen möglichen Klimawandel in der arktischen Stratosphäre ableiten. Für die aktuelle Halogenbelastung stellt sich heraus, dass mit etwa 15 Dobson-Einheiten zusätzlicher Ozonverlust pro Kelvin Abkühlung der arktischen Stratosphäre zu erwarten ist. Abbildung 4 zeigt auch einen Vergleich der Beobachtungsdaten mit einem Modell, das auf Standardannahmen des WMO Ozone Assessment 2002 basiert. Dieses Modell unterschätzte die Klimasensitivität des arktischen Ozonverlusts um etwa den Faktor drei. Die oben beschriebenen Modellverbesserungen führen zu einer erheblichen Verbesserung der Fähigkeit des Modells, die beobachtete Klimasensitivität zu reproduzieren und damit eine verbesserte Vorhersagefähigkeit.

Abbildung 4 – Beziehung zwischen dem Gesamtozonverlust und Vpsc (temperaturbasierter Parameter, der das durchschnittliche Wintervolumen angibt, in dem die Temperaturen unter dem Schwellenwert für die Bildung von polaren Stratosphärenwolken (PSC) lagen). Der Wert für das Jahr 2007 (schwarzes Symbol) basiert auf vorläufigen Daten.

Abbildung 5 zeigt die Entwicklung des Parameters VPSC über die letzten vier Jahrzehnte (Rex et al., 2006 WMO, 2007). Die warmen Winter, die die untere Einhüllende der Variabilität definieren, zeigen nur geringe Veränderungen. Das Risiko großer Ozonverluste in der Arktis oder gar der Bildung eines arktischen Ozonlochs hängt jedoch von der zukünftigen Entwicklung der Bedingungen in den kalten Wintern ab – der oberen Hülle der Variabilität. Die kalten Winter zeigen eine deutliche Tendenz, in den letzten vier Jahrzehnten kälter geworden zu sein. Die Wahrscheinlichkeit für das zufällige Auftreten eines solchen Trends in einer zufälligen Zeitreihe ist kleiner als 10-6 (Rex et al., 2006). Dafür gibt es zwei mögliche Erklärungen: Zum einen wird der Trend von außen forciert, z.B. durch die zunehmende Treibhausgaskonzentration in der Atmosphäre oder zweitens durch die langfristige interne Variabilität des Klimasystems auf einer dekadischen Zeitskala. Tatsächlich neigen steigende Treibhausgaskonzentrationen dazu, die Stratosphäre abzukühlen, aber die beobachtete Abkühlung während der kalten Winter ist viel größer als ohne weiteres verstanden werden kann und würde die Existenz eines dynamischen Rückkopplungsmechanismus erfordern. Untersuchungen möglicher Rückkopplungsmechanismen und der Rolle der dekadischen internen Variabilität der arktischen Stratosphäre sind notwendig und erfordern globale 3D-Modellstudien. Ein besseres Verständnis der Gründe für den beobachteten Trend in der Vergangenheit ist unerlässlich, bevor die Wahrscheinlichkeit seiner Fortsetzung in der Zukunft beurteilt werden kann.

Abbildung 5 – Langfristige Entwicklung von VPSC in den letzten vier Jahrzehnten

Große Ozonverluste in einigen der letzten arktischen Winter waren eine Folge der langfristigen Veränderungen in der Verteilung von VPSC und damit einer langfristigen Änderung der Klimabedingungen in der arktischen Winterstratosphäre. Unter den meteorologischen Bedingungen der 1960er Jahre wären selbst bei der heutigen hohen Halogenbelastung nicht so große Ozonverluste aufgetreten. Eine zuverlässige Vorhersage der Ozonverteilung in der arktischen Stratosphäre für die kommenden Jahrzehnte erfordert daher ein besseres Verständnis der Gründe für diese meteorologischen Veränderungen.

Beobachtungen während des Internationalen Polarjahres werden dazu beitragen, die oben beschriebenen Probleme anzugehen. Die konzertierte Aktion unzähliger Wissenschaftler aus der ganzen Welt, um die arktische Umwelt in all ihren Aspekten besser zu erforschen, ist ein aufregendes Unternehmen und eine beispiellose Gelegenheit, unser Verständnis vieler Aspekte dieser rauen, aber äußerst schönen und interessanten Teile unseres Planeten zu verbessern.

Danksagung

Wir danken den zahlreichen Personen, die durch die Bereitstellung oder den Start von Ozonsonden, durch Bereitstellung meteorologischer Daten (z Laufen. Die internationale Zusammenarbeit, für die Match steht, ist dank des Engagements der vielen Beteiligten möglich – zu viele, um hier aufgelistet zu werden. Wir danken auch vielen Organisationen, die diese Aktivitäten finanziert haben, insbesondere der Generaldirektion Forschung der Europäischen Kommission, für die Unterstützung bei einer Reihe von Projekten.

Frieler, K., M. Rex, R.J. Salawitch, T. Canty, M. Streibel, R. Stimpfle, K. Pfeilsticker, M. Dorf, D.K. Weisenstein und S. Godin-Beekman, 2006: Auf dem Weg zu einem besseren quantitativen Verständnis des Ozonverlusts in der polaren Stratosphäre, Geophys. Res. Lett., 33, L10812, doi:10.1029/2005GL025466.

Pope, F. D., J. C. Hansen, K. D. Bayes, R. R. Friedl und S. P. Sander, 2007: Ultraviolet Absorption Spectrum of Chlorine Peroxide, ClOOCl, J. Phys. Chem.-Nr. A, 111 (20), 4322 -4332.

Rex, M., 1993: Stratosphärische Ozonabbauraten aus den Ozonsondendaten der EASOE-Kampagne im Winter 1991/92, Diplomarbeit, Fachbereich Physik, Georg-August-Universität zu Göttingen, Georg-August-Universität zu Göttingen.

Rex, M., N.R.P. Harris, P. von der Gathen, R. Lehmann, G. O. Braathen, E. Reimer, A. Beck, M.P. Chipperfield, R. Alfier, M. Allaart, F. O’Connor, H. Dier, V. Dorokhov, H. Fast, M. Gil, E. Kyrö, Z. Litynska, I.S. Mikkelsen, M. G. Molyneux, H. Nakane, J. Notholt, M. Rummukainen, P. Viatte und J. Wenger, 1997: Prolonged stratosphere ozone loss in the 1995/96 Arctic winter, Nature, 389, 835-838.

Rex, M., R. J. Salawitch, P. von der Gathen, N.R.P. Harris, M. Chipperfield und B. Naujokat, 2004: Arktischer Ozonverlust und Klimawandel, Geophys. Res. Lett., 31, L04116, doi:10.1029/2003GL018844

Rex, M., R. J. Salawitch, H. Deckelmann, P. von der Gathen, N.R.P. Harris, M. P. Chipperfield, B. Naujokat, E. Reimer, M. Allaart, S.B. Andersen, R. Bevilacqua, GO Braathen, H. Claude, J. Davies, H. De Backer, H. Dier, V. Dorokov, H. Fast, M. Gerding, K. Hoppel, B. Johnson, E. Kyrö, Z. Litynska, D. Moore, T. Nagai, MC Parrondo, D. Risley, P. Skrivankova, R. Stübi, C. Trepte, P. Viatte und C. Zerefos, 2006: Arktischer Winter 2005: Implikationen für stratosphärischen Ozonverlust und Klimawandel, Geophys. Res. Lett., 33, L23808. doi:10.1029/2006GL026731.

Stimpfle, R., D.M. Wilmouth, R. J. Salawitch und J. G. Anderson, 2004: Erste Messungen von ClOOCl in der Stratosphäre: Die Kopplung zwischen ClOOCl und ClO im arktischen Polarwirbel, J. Geophys. Res., 109, D03301, doi:10.1029/2003JD003811.

von der Gathen, P., M. Rex, N.R.P. Harris, D. Lucic, B. M. Knudsen, GO Braathen, H. De Backer, R. Fabian, H. Fast, M. Gil, E. Kyrö, I. St. Mikkelsen, R. Rummukainen, M., J. Stähelin und C. Varotsos, 1995: Observational Beweise für den chemischen Ozonabbau über der Arktis im Winter 1991-92, Nature, 375, 131-134.

WMO, 2003: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2002, Global Ozone Research and Monitoring Project Report No. 47, 498 S., Genf, Schweiz.

WMO, 2007: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2006, Global Ozone Research and Monitoring Project Report No. 50, 572 S., Genf, Schweiz.


2.1 Modellbeschreibungen

Wir beschreiben hier hervorstechende Merkmale der fünf Modelle, die für diese Studie verwendet wurden. Ergänzungstabelle S1 fasst die allgemeinen strukturellen Aspekte als Referenz zusammen.

2.1.1 GFDL-ESM4

Die atmosphärische Komponente des GFDL-ESM4 (Dunne et al., 2019) namens AM4.1 umfasst ein interaktives troposphärisches und stratosphärisches Gasphasen- und Aerosolchemieschema (Horowitz et al., 2020). Das Modell umfasst 56 prognostische (transportierte) Tracer und 36 diagnostische (nicht transportierte) chemische Spezies mit 43 Photolysereaktionen, 190 kinetischen Gasphasenreaktionen und 15 heterogenen Reaktionen. Die troposphärische Chemie umfasst Reaktionen für die NO x ‐-HO x ‐-Ox--CO--CH 4 System- und Oxidationsschemata für andere NMVOCs. Die Stratosphärenchemie erklärt die wichtigsten Ozonverlustzyklen (Ox, HO x , NEIN x , ClO x und BrO x ) und heterogene Reaktionen an flüssigen und festen stratosphärischen Aerosolen wie in Austin et al. (2012) . Das chemische System wird mit einer impliziten Euler-Rückwärtsmethode mit Newton-Raphson-Iteration gelöst. Die Photolyseraten werden interaktiv mit dem FAST-JX-Code der Version 7.1 berechnet, der die Strahlungseffekte simulierter Aerosole und Wolken berücksichtigt. Die Emissionen von BVOCs, einschließlich Isopren und Monoterpenen, werden in AM4.1 online mit dem Model of Emissions of Gases and Aerosols from Nature (MEGAN (Guenther et al., 2006) ) als Funktion der simulierten Lufttemperatur und der kurzwelligen Strahlungsflüsse berechnet . Details zum chemischen Mechanismus sind in Horowitz et al. (2020) . Die Konfiguration der Gasphase und der heterogenen Chemie ähnelt der von Schnell et al. (2018) . Anthropogene und Biomasseverbrennungsemissionen werden aus dem Datensatz von Hoesly et al. (2018) und van Marle et al. (2017a) zur Unterstützung von CMIP6 entwickelt. Die nicht interaktiv berechneten natürlichen Emissionen von Ozonvorläufern werden analog zu Naik et al. (2013) .

The bulk aerosol scheme, including 18 transported aerosol tracers, is similar to that in AM4.0 (Zhao et al., 2018) , with the following updates: (1) ammonium and nitrate aerosols are treated explicitly, with ISORROPIA (Fountoukis and Nenes, 2007) used to simulate the sulfate–nitrate–ammonia thermodynamic equilibrium (2) oxidation of sulfur dioxide and dimethyl sulfide to produce sulfate aerosol is driven by the gas-phase oxidant concentrations (OH, H 2 Ö 2 and ozone) and cloud pH simulated by the online chemistry scheme and (3) the rate of ageing of black and organic carbon aerosols from hydrophobic to hydrophilic forms varies with calculated concentrations of hydroxyl radical (OH). Sources of secondary organic aerosols (SOAs) include an anthropogenic source from oxidation of the simulated C 4 h 10 hydrocarbon tracer by hydroxyl radical and a biogenic pseudo-emission scaled to BVOC emissions from vegetation.

2.1.2 UKESM1-0-LL

UKESM1-0-LL (also abbreviated to “UKESM1” here) is the UK's Earth system model (Sellar et al., 2019) . It is based on the Global Coupled 3.1 (GC3.1) configuration of HadGEM3 (Williams et al., 2018) , to which various Earth system components have been added, e.g. ocean biogeochemistry, terrestrial carbon–nitrogen cycle and atmospheric chemistry. The atmospheric and land components are described in Walters et al. (2019) . The chemistry scheme included in UKESM1 is a combined stratosphere–troposphere chemistry scheme (Archibald et al., 2020b) from the UK Chemistry and Aerosol (UKCA) model, combining the stratospheric chemistry scheme of Morgenstern et al. (2009) with the tropospheric (TropIsop) chemistry scheme of O'Connor et al. (2014) . A paper describing and evaluating this stratosphere–troposphere scheme in UKESM1 is currently in discussion (Archibald et al., 2020b) . The aerosol scheme is a two-moment scheme from UKCA, called GLOMAP mode, and is part of the Global Atmosphere 7.0/7.1 configuration of HadGEM3 (Walters et al., 2019) . It models sulfate, sea salt, organic carbon and black carbon. Some improvements to the aerosol scheme for GA7.1 were required to address the strong negative aerosol forcing found with GA7.0 and are documented in Mulcahy et al. (2018) . Dust is modelled separately in six size bins following a variant of the Woodward scheme. Further discussion of the aerosol radiative forcing UKESM1 is given in Mulcahy et al. (2020) .

Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017a) , but emissions of isoprene and monoterpenes are interactive and are based on the interactive biogenic VOC (iBVOC) emission model (Pacifico et al., 2011) . Lightning emissions of NO x (LNO x ) are also interactive using the cloud top height parameterization of Price and Rind (Price and Rind, 1992, 1993) . Other natural emissions are prescribed as climatologies and will be discussed fully in Archibald et al. (2020b) . For volcanic eruptions, internally consistent stratospheric aerosol optical depth (AOD) and surface area density (SAD) are prescribed for both the volcanic forcing and for the UKCA stratospheric heterogeneous chemistry.

2.1.3 CESM2-WACCM

CESM2-WACCM uses the Community Earth System Model version 2 (Emmons et al., 2020) and is a fully coupled Earth system model. The Whole Atmosphere Community Climate Model version 6 (WACCM6) is coupled to the other components in CESM2. The Parallel Ocean Program version 2 (POP2) (Smith et al., 2002 Danabasoglu et al., 2012) includes several improvements compared to earlier versions, including ocean biogeochemistry represented by the Marine Biogeochemistry Library (MARBL), which incorporates the biogeochemical elemental cycle (BEC) ocean biogeochemistry–ecosystem model (e.g. Moore et al., 2013) . Additional components are the sea-ice model CICE version 5.1.2 (CICE5) (Hunke et al., 2015) and the Community Ice Sheet Model version 2.1 (CISM2.1) (Lipscomb et al., 2019) . The Community Land Model version 5 (CLM5) also includes various updates, including interactive crops and irrigation for the land and the Model for Scale Adaptive River Transport (MOSART).

CESM2-WACCM has a good representation of the tropospheric dynamics and climate and also simulates internal variability in the stratosphere, including stratospheric sudden warming (SSW) events on the intraseasonal timescales and the explicitly resolved Quasi-Biennial Oscillation (Gettelman et al., 2019) . The CESM2-WACCM model includes interactive chemistry and aerosols for the troposphere, stratosphere and lower thermosphere with 228 chemical compounds, including the four-mode Modal Aerosol Model (MAM4) (Emmons et al., 2020) . In particular, it includes an extensive representation of secondary organic aerosols based on the Volatility Basis Set (VBS) model framework (Tilmes et al., 2019) following the approach by Hodzic et al. (2016) . The scheme includes both updates to the SOA formation and removal pathways. MAM4 has been further modified to incorporate a new prognostic stratospheric aerosol capability (Mills et al., 2016) . The modifications include mode width changes, growth of sulfate aerosol into the coarse mode, and the evolution of stratospheric sulfate aerosols from natural and anthropogenic emissions of source gases, including carbonyl sulfide (OCS) and volcanic sulfur dioxide (SO2). Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017a) . Biogenic emissions including BVOC are produced from MEGAN version 2.1 (Guenther et al., 2012) and are also used for SOA formation.

2.1.4 GISS-E2-1-G

GISS-E2-1-G is the NASA Goddard Institute for Space Studies (GISS) chemistry–climate model version E2.1 using the GISS Ocean v1 (G01) model. The model configurations submitted for CMIP6 are described in detail by Kelley et al. (2020) and Miller et al. (2014) . Here, we use the subset of model configurations that ran with online interactive chemistry. The atmospheric component was run with a horizontal resolution of 2 ∘ latitude by 2.5 ∘ longitude with 40 hybrid sigma–pressure vertical layers extended from the surface to 0.1 hPa ( ∼ 28 in the troposphere). Online interactive chemistry follows the GISS Physical Understanding of Composition-Climate INteractions and Impacts (G-PUCCINI) mechanism for gas-phase chemistry (Shindell et al., 2001, 2003, 2006, 2013 Kelley et al., 2020) and either the One-Moment Aerosol (OMA) or the Multiconfiguration Aerosol TRacker of mIXing state (MATRIX) model for the condensed phase (Bauer et al., 2020) . The gas-phase mechanism includes 146 reactions (including 28 photodissociation reactions) acting on 47 species throughout the troposphere and stratosphere including five heterogeneous reactions. The model advects 26 (OMA) or 51 (MATRIX) aerosol particle tracers and 34 gas-phase tracers. Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed following the CMIP6 guidelines. Lightning NO x emissions are calculated online in deep convection as described by Kelley et al. (2020) . Soil microbial NO x emissions are prescribed from climatology. Biogenic emissions of isoprene are calculated online and respond to temperature (Shindell et al., 2006) but are prescribed for alkenes, paraffins and terpenes. Methane is prescribed as a surface boundary condition but allowed to advect and react with the chemistry in the historical runs and a subset of the SSP simulations some future simulations used interactive online methane emissions following Shindell et al. (2004) . The atmosphere is coupled to the GISS Ocean v1 (GO1) model (Kelley et al., 2020) with a horizontal resolution of 1 ∘ latitude by 1.25 ∘ longitude with 40 vertical levels.

2.1.5 MRI-ESM2-0

MRI-ESM2-0 is the Meteorological Research Institute (MRI) Earth System Model (ESM) version 2.0. Detailed descriptions of the model and evaluations are given by Yukimoto et al. (2019a) , Kawai et al. (2019) and Oshima et al. (2020) . MRI-ESM2-0 consists of four major component models: an atmospheric general circulation model with land processes (MRI-AGCM3.5), an ocean–sea-ice general circulation model (MRI Community Ocean Model version 4, MRI.COMv4), an aerosol chemical transport model (Model of Aerosol Species in the Global Atmosphere mark-2 revision 4-climate, MASINGAR mk-2r4c) and an atmospheric chemistry model (MRI Chemistry Climate Model version 2.1, MRI-CCM2.1). A coupler is used to interactively couple each component model (Yoshimura and Yukimoto, 2008) . MRI-ESM2-0 uses different horizontal resolutions in each atmospheric component model but employs the same vertical resolution: MRI-AGCM3.5, the aerosol model and the atmospheric chemistry model use TL159 (approximately 120 km or 1.125 ∘ × 1.125 ∘ ), TL95 (approximately 180 km or 1.875 ∘ × 1.875 ∘ ) and T42 (approximately 280 km or 2.8125 ∘ × 2.8125 ∘ ), respectively, and all models employ 80 vertical layers (from the surface to the model top at 0.01 hPa) in a hybrid sigma–pressure coordinate system. MRI.COMv4 uses a tripolar grid with a nominal horizontal resolution of 1 ∘ in longitude and 0.5 ∘ in latitude with 60 vertical layers (Tsujino et al., 2017) . Detailed descriptions of the CMIP6 CMIP historical experiments by MRI-ESM2-0 are given by Yukimoto et al. (2019b) .

MRI-ESM2-0 includes interactive chemistry and aerosols in the atmosphere. The atmospheric chemistry model, MRI-CCM2.1, calculates the evolution and distribution of the ozone and other trace gases in the troposphere and middle atmosphere (Yukimoto et al., 2019b Deushi and Shibata, 2011) . The model includes 64 prognostic chemical species and 24 diagnostic chemical species, with 184 gas-phase reactions, 59 photolysis reactions and 16 heterogeneous reactions. It considers the Ox–HOx–NOx–CH 4 –CO chemical system and NMVOC oxidation reactions, as well as the major stratospheric chemical system. Anthropogenic and biomass burning emissions are prescribed (Hoesly et al., 2018 van Marle et al., 2017b) . Lightning emissions of NO x are diagnosed at 6 h intervals following the parameterization of Price and Rind (Price and Rind, 1992, 1993) . Other natural emissions such as biogenic, soil and ocean emissions are prescribed as climatologies (Deushi and Shibata, 2011) . The aerosol component model, MASINGAR mk-2r4c, calculates the physical and chemical processes of the atmospheric aerosols and treats the following species: non-sea-salt sulfate, black carbon, organic carbon, sea salt, mineral dust and aerosol precursor gases (Yukimoto et al., 2019b Oshima et al., 2020) . The size distributions of sea salt and mineral dust are divided into 10 discrete bins, and the sizes of the other aerosols are represented by lognormal size distributions.


1. Einleitung

[2] Global warming will continue for decades due to anthropogenic emissions of greenhouse gases and aerosols [ Zwischenstaatlicher Ausschuss für Klimaänderungen (IPCC), 2007a ], with many negative consequences for society [ IPCC, 2007b ]. Although currently impossible, as there are no means of injecting aerosols or their precursors into the stratosphere, the possibility of geoengineering the climate is now being discussed in addition to the conventional potential responses of mitigation (reducing emissions) and adaptation [ IPCC, 2007c ]. While originally suggested by Budyko [1974 , 1977] , Dickinson [1996] , and many others (see Robock et al. [2008] and Rasch et al. [2008a] for a comprehensive list), Crutzen [2006] and Wigley [2006] rekindled interest in stratospheric geoengineering using sulfate aerosols. This proposal for “solar radiation management,” to reduce insolation with an anthropogenic stratospheric aerosol cloud in the same manner as episodic explosive volcanic eruptions, will be called “geoengineering” here, recognizing that others have a more inclusive definition of geoengineering that can include tropospheric cloud modification, carbon capture and sequestration, and other proposed techniques.

[3] The decision to implement geoengineering will require a comparison of its benefits, dangers, and costs to those of other responses to global warming. Here we present a brief review of these factors for geoengineering. It should be noted that in the three years since Crutzen [2006] and Wigley [2006] suggested that, in light of no progress toward mitigation, geoengineering may be necessary to reduce the most severe impacts of global warming, there has still been no global progress on mitigation. In fact, Mauna Loa data show that the rate of CO2 increase in the atmosphere is actually rising. However, the change of U.S. administration in 2009 has completely changed the U.S. policy on global warming. In the past eight years, the U.S. has stood in the way of international progress on this issue, but now President Obama is planning to lead a global effort toward a mitigation agreement in Copenhagen in December 2009. If geoengineering is seen as a potential low-cost and easy “solution” to the problem, the public backing toward a mitigation agreement, which will require some short-term dislocations, may be eroded. This paper, therefore, is intended to serve as useful information for that process.

[4] Crutzen [2006] , Wigley [2006] , and others who have suggested that geoengineering be considered as a response to global warming have emphasized that mitigation is the preferable response and that geoengineering should only be considered should the planet face a climate change emergency. However, there are no international governance mechanisms or standards that would allow the determination of such an emergency. Furthermore, should geoengineering begin, it would have to continue for decades, and the decision to stop would be even more difficult, what with commercial and employment interests in continuing the project as well as concerns for the additional warming that would result.

[5] Robock [2008a] presented 20 reasons why geoengineering may be a bad idea. Those reasons are updated here. However, there would also be benefits of geoengineering, against which the risks must be weighed. So first we discuss those benefits, then the risks, and finally the costs. As the closest natural analog, examples from the effects of volcanic eruptions are used to illustrate the benefits and costs.


Inhalt

The mechanism describing the formation of the ozone layer was described by British mathematician Sydney Chapman in 1930. [8] Molecular oxygen absorbs high energy sunlight in the UV-C region, at wavelengths shorter than about 240 nm. Radicals produced from the homolytically split oxygen molecules combine with molecular oxygen to form ozone. Ozone in turn is photolysed much more rapidly than molecular oxygen as it has a stronger absorption that occurs at longer wavelengths, where the solar emission is more intense. Ozon (O3) photolysis produces O and O2. The oxygen atom product combines with atmospheric molecular oxygen to reform O3, releasing heat. The rapid photolysis and reformation of ozone heat the stratosphere, resulting in a temperature inversion. This increase of temperature with altitude is characteristic of the stratosphere its resistance to vertical mixing means that it is stratified. Within the stratosphere temperatures increase with altitude (see temperature inversion) the top of the stratosphere has a temperature of about 270 K (−3°C or 26.6°F). [9]

This vertical stratification, with warmer layers above and cooler layers below, makes the stratosphere dynamically stable: there is no regular convection and associated turbulence in this part of the atmosphere. However, exceptionally energetic convection processes, such as volcanic eruption columns and overshooting tops in severe supercell thunderstorms, may carry convection into the stratosphere on a very local and temporary basis. Overall the attenuation of solar UV at wavelengths that damage DNA by the ozone layer allows life to exist on the surface of the planet outside of the ocean. All air entering the stratosphere must pass through the tropopause, the temperature minimum that divides the troposphere and stratosphere. The rising air is literally freeze dried the stratosphere is a very dry place. The top of the stratosphere is called the stratopause, above which the temperature decreases with height.

Sydney Chapman gave a correct description of the source of stratospheric ozone and its ability to generate heat within the stratosphere he also wrote that ozone may be destroyed by reacting with atomic oxygen, making two molecules of molecular oxygen. We now know that there are additional ozone loss mechanisms and that these mechanisms are catalytic meaning that a small amount of the catalyst can destroy a great number of ozone molecules. The first is due to the reaction of hydroxyl radicals (•OH) with ozone. •OH is formed by the reaction of electrically excited oxygen atoms produced by ozone photolysis, with water vapor. While the stratosphere is dry, additional water vapor is produced in situ by the photochemical oxidation of methane (CH4). The HO2 radical produced by the reaction of OH with O3 is recycled to OH by reaction with oxygen atoms or ozone. In addition, solar proton events can significantly affect ozone levels via radiolysis with the subsequent formation of OH. Nitrous oxide (N2O) is produced by biological activity at the surface and is oxidised to NO in the stratosphere the so-called NOx radical cycles also deplete stratospheric ozone. Finally, chlorofluorocarbon molecules are photolysed in the stratosphere releasing chlorine atoms that react with ozone giving ClO and O2. The chlorine atoms are recycled when ClO reacts with O in the upper stratosphere, or when ClO reacts with itself in the chemistry of the Antarctic ozone hole.

Paul J. Crutzen, Mario J. Molina and F. Sherwood Rowland were awarded the Nobel Prize in Chemistry in 1995 for their work describing the formation and decomposition of stratospheric ozone. [10]

Commercial airliners typically cruise at altitudes of 9–12 km (30,000–39,000 ft) which is in the lower reaches of the stratosphere in temperate latitudes. [12] This optimizes fuel efficiency, mostly due to the low temperatures encountered near the tropopause and low air density, reducing parasitic drag on the airframe. Stated another way, it allows the airliner to fly faster while maintaining lift equal to the weight of the plane. (The fuel consumption depends on the drag, which is related to the lift by the lift-to-drag ratio.) It also allows the airplane to stay above the turbulent weather of the troposphere.

The Concorde aircraft cruised at Mach 2 at about 19,000 m (62,000 ft), and the SR-71 cruised at Mach 3 at 26,000 m (85,000 ft), all within the stratosphere.

Because the temperature in the tropopause and lower stratosphere is largely constant with increasing altitude, very little convection and its resultant turbulence occurs there. Most turbulence at this altitude is caused by variations in the jet stream and other local wind shears, although areas of significant convective activity (thunderstorms) in the troposphere below may produce turbulence as a result of convective overshoot.

On October 24, 2014, Alan Eustace became the record holder for reaching the altitude record for a manned balloon at 135,890 ft (41,419 m). [13] Eustace also broke the world records for vertical speed skydiving, reached with a peak velocity of 1,321 km/h (822 mph) and total freefall distance of 123,414 ft (37,617 m) – lasting four minutes and 27 seconds. [14]

The stratosphere is a region of intense interactions among radiative, dynamical, and chemical processes, in which the horizontal mixing of gaseous components proceeds much more rapidly than does vertical mixing. The overall circulation of the stratosphere is termed as Brewer-Dobson circulation, which is a single-celled circulation, spanning from the tropics up to the poles, consisting of the tropical upwelling of air from the tropical troposphere and the extra-tropical downwelling of air. Stratospheric circulation is a predominantly wave-driven circulation in that the tropical upwelling is induced by the wave force by the westward propagating Rossby waves, in a phenomenon called Rossby-wave pumping.

An interesting feature of stratospheric circulation is the quasi-biennial oscillation (QBO) in the tropical latitudes, which is driven by gravity waves that are convectively generated in the troposphere. The QBO induces a secondary circulation that is important for the global stratospheric transport of tracers, such as ozone [15] or water vapor.

Another large-scale feature that significantly influences stratospheric circulation is the breaking planetary waves [16] resulting in intense quasi-horizontal mixing in the midlatitudes. This breaking is much more pronounced in the winter hemisphere where this region is called the surf zone. This breaking is caused due to a highly non-linear interaction between the vertically propagating planetary waves and the isolated high potential vorticity region known as the polar vortex. The resultant breaking causes large-scale mixing of air and other trace gases throughout the midlatitude surf zone. The timescale of this rapid mixing is much smaller than the much slower timescales of upwelling in the tropics and downwelling in the extratropics.

During northern hemispheric winters, sudden stratospheric warmings, caused by the absorption of Rossby waves in the stratosphere, can be observed in approximately half of winters when easterly winds develop in the stratosphere. These events often precede unusual winter weather [17] and may even be responsible for the cold European winters of the 1960s. [18]

Stratospheric warming of the polar vortex results in its weakening. [19] When the vortex is strong, it keeps the cold, high-pressure air masses enthalten in the Arctic when the vortex weakens, air masses move equatorward, and results in rapid changes of weather in the mid latitudes.

Bacteria Edit

Bacterial life survives in the stratosphere, making it a part of the biosphere. [20] In 2001, dust was collected at a height of 41 kilometres in a high-altitude balloon experiment and was found to contain bacterial material when examined later in the laboratory. [21]

Birds Edit

Some bird species have been reported to fly at the upper levels of the troposphere. On November 29, 1973, a Rüppell's vulture (Gyps rueppelli) was ingested into a jet engine 11,278 m (37,000 ft) above the Ivory Coast, and bar-headed geese (Anser indicus) reportedly overfly Mount Everest's summit, which is 8,848 m (29,029 ft). [22] [23] [24]

In 1902, Léon Teisserenc de Bort from France and Richard Assmann from Germany, in separate but coordinated publications and following years of observations, published the discovery of an isothermal layer at around 11–14 km, which is the base of the lower stratosphere. This was based on temperature profiles from mostly unmanned and a few manned instrumented balloons. [25]


4.4: Stratospheric Ozone Formation - Geosciences

ABSTRAKT

The impact of stratospheric ozone depletion, and its anticipated subsequent recovery this century, on several aspects of the climate and weather of the Antarctic and Southern Ocean regions is of considerable interest in the study of high-latitude climate dynamics. This modeling study seeks to use best available observations (i.e. reanalysis products) and the ensemble output of several contemporary coupled chemistry climate models (CCMs) to project the past and present impact of ozone depletion on Southern Hemisphere (SH) tropospheric and oceanic circulation features. Of particular interest is the projected evolution of these in the 21st century as high latitude ozone recovers (due to the Montreal protocols), and yet while greenhouse gases (GHGs) continue to increase.

Modeling studies suggest that the influence of SH ozone extend to much more than general atmospheric circulation. Trends in polar stratospheric temperature, the location of polar tropospheric jets, the intensity of the Southern Annular Mode (SAM), high latitude precipitation, poleward shifts of subtropical dry zones, Antarctic surface temperatures and other changes have been suggested to show dependencies on O3 concentrations in model climate simulations. Attention will be paid to the examination of impacts of stratospheric ozone on synoptic weather systems at high latitudes.

Both the interpretation of future IPCC climate projections and WMO/UNEP high latitude ozone assessments represent the main societal impact in the outcome of this work.

AUS DIESER FORSCHUNG HERGESTELLTE PUBLIKATIONEN

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PROJECT OUTCOMES REPORT

This Project Outcomes Report for the General Public is displayed verbatim as submitted by the Principal Investigator (PI) for this award. Any opinions, findings, and conclusions or recommendations expressed in this Report are those of the PI and do not necessarily reflect the views of the National Science Foundation NSF has not approved or endorsed its content.

This project has used observations and models to provide insight into the role of the Antarctic ozone hole in past changes in tropospheric weather systems and climate, and ocean circulations.

Using a hierarchy of numerical models together with meteorological reanalyses we have shown that the formation of the ozone hole has been a major contributor to several different summertime changes in the southern hemisphere over the last few decades. This includes the movement of the peak of the mid-latitude westerly winds towards the pole, expansion of the tropical circulation (so called Hadley Cell), and changes in the frequency of synoptic weather systems such as Rossby wave breaking events and cut-off lows. These circulation changes have important societal implications. The westerly winds, Hadley Cell, Rossby wave breaking events and cut-off lows all impact precipitation, and the above changes will alter precipitation patterns (and potentially the occurrence of extremes) from the subtropics to high latitudes. These results highlight the importance of ozone depletion on the hydrological cycle in the southern hemisphere.

We have also shown that the ozone hole has had an impact on the ocean circulation. Using measurements of the man-made compounds CFC-12 and SF6 in the southern oceans we showed that there have large-scale coherent changes in atmosphere to ocean transport times (so called &ldquoventilation&rdquo times), with decreases in the subtropical thermocline and intermediate waters and increases in circumpolar deep waters. These inferred changes are consistent with expected response due to the changes in surface winds that have been linked to the formation of the Antarctic ozone hole. This finding is potentially a very significant result as the southern oceans accounts for a large fraction of the global ocean uptake of heat and anthropogenic carbon, and large-scale changes in southern ocean ventilation will likely impact oceanic uptake of heat and carbon. Thus, the ozone hole may have altered the global climate and ocean biogeochemistry.

The above research findings are of societal impact as they help us better understand the connections between stratospheric ozone depletion and the global climate system and weather events in the southern hemisphere. This project has also provided funding and training for multiple graduate students and post-doctoral scholars. Furthermore, funding was provided to 8 US early career scientists so they could attend an international workshop in Buenos Aires, Argentina that brought together specialists from multiple disciplines, including Southern Hemisphere weather and climate, atmospheric chemistry, cryosphere and oceanography, to discuss the connections between stratospheric ozone and changes in Antarctic and climate.


3.2 Stratospheric ozone profiles

The distribution of O3 within the stratosphere is important not only as a diagnostic of chemistry and transport but also as the driver of stratospheric heating. We thus choose a metric based on the Aura MLS observations of the monthly zonal mean cross section (latitude by pressure) of ozone abundance (ppm, mole fraction in parts per million) as shown in Fig. 4. Our ozone profile metric includes all 12 months plus the annual mean, but only June and October plus the annual mean are included in Fig. 4. We avoid the lowermost stratosphere where zonal variability is large and restrict ourselves to a pressure range of 100 to 0.2 hPa (approximately 16 to 50 km altitude). The goal in terms of matching the ozone profiles (not usually quantified) was to get peak ozone above 10 ppm at 10 hPa in the tropics and the slightly upturned contours (i.e., at 5 hPa the 6 ppm contours extend over a wider latitude range than at 20 hPa). Overall the models match the observed patterns, including the seasonal upward shift of contours in the winter (60 ∘ S in June and 60 ∘ N in October). This test emphasizes the region where photochemistry is active (sunlit latitudes) and ozone is in a quasi-steady state and little influenced by transport. Since both UCI and EAM are using the same chemistry module, they should give nearly identical results in this test. The chemistry depends somewhat on temperature and that can explain the slightly larger peak tropical O3 in EAM versions. Poleward of 60 ∘ transport plays a more important role, and we see the differences between UCI and EAM.

Figur 4Latitude by pressure plots of multi-year zonal mean stratospheric ozone abundances (in parts per million mole fraction, ppm). The three columns show the annual mean, June values, and October values (left to right). The rows show MLS (years 2005–2019) observations, E3SM O3v1 (1995–2014), E3SM O3v2 (1995–2014), and UCI CTM (2005–2017) (top to bottom).

In terms of Taylor diagrams, this metric collapses to a small region, indicating excellent performance (Fig. 3b). Correlations are close to 1.0 for all simulations, indicating excellent pattern agreement. Variances are underestimated by the models, implying that the linearized chemistry is based on a more uniform set of background conditions than those occurring in the stratosphere, and this is to be expected. The 20 % O3 differences between O3v2 and O3v1 in the lowermost stratosphere have little impact on this metric, as expected. If all models used Linoz chemistry, this metric would not be useful, but since many have their own independent chemistry modules, we expect this to be a useful check.

The interannual variability of these monthly mean profiles is more difficult to reproduce. Here we are not trying to match specific year-to-year changes but are calculating a monthly latitude-by-pressure map of the 13-year record of SD of O3 abundance in ppm at each point. The Taylor diagram for these data (Fig. 3c) shows that all models become worse than they did for the climatological mean, specifically with smaller correlations and smaller RMSE. The obvious explanation is that the interannual variations in the middle stratospheric consist of both temperature (mapped reasonably into O3 variations by Linoz) and chemical variations (not included in Linoz). This metric is driven by the large interannual MLS variations in the tropical middle stratosphere (not shown). UCI CTM has a closer match to MLS observations than either EAM versions both in terms of SD and correlation. This metric is a difficult one for the models to have high scores for and clearly separates the two models, but we will need to add some other models to see how well it works outside of Linoz chemistry.

Abbildung 5(a, d) Time series of zonal mean SCO by latitude (unit: DU) showing the Antarctic ozone hole over the years 1995–2014 and (b, e) daily evolution of the ozone hole from 1 July to 31 December as measured by area ( 10 6 km 2 ) and (c, f) minimum total column ozone (DU). Results are shown for the models E3SM O3v1 (a, b, c) and O3v2 (d, e, f). Results for UCI CTM are not shown because daily diagnostics were not saved. Observations from the NASA ozone watch data for 1990–2019 are also shown in the two right columns. The lines indicate the multi-year mean (observations in black and models in blue), and shaded area covers ±1 SD.


2.2 Description of the experiments

The SSP5-34-OS CMIP6 scenario is used as the baseline scenario for the GeoMIP testbed experiments. It starts in 2015 from a historical simulation and ends in 2100 (O'Neill et al., 2016) . Anthropogenic, biomass burning, ocean, soil, and volcanic emissions are prescribed, as well as surface concentrations of greenhouse gases and land surface values, using the corresponding scenarios (Meinshausen et al., 2017) , while biogenic emissions are interactively calculated. SSP5-34-OS follows the same specifications as the SSP5-85 high forcing scenario until 2040. After 2040, the SSP5-34-OS scenario diverts from SSP5-85. SSP5-85 CO2 concentrations continuously increase after 2040 until the end of the 21st century, reaching up to 1100 ppm, and methane ( CH4 ) concentrations increase until 2070 and slowly decline thereafter (Fig. 1b). For SSP5-34-OS, strong mitigation efforts are set in place after 2040, as well as the inclusion of negative emissions. Nevertheless, CO2 concentrations still grow until about 2060, reaching ≈550 ppm, and then slowly decline by the end of the 21st century, reaching ≈500 ppm based on WACCM6 simulations. CH4 concentrations drop relatively quickly after 2040, due to its much shorter lifetime than CO2 , reaching values of 1 ppb by the end of the 21st century. This is assuming a drastic phase-out of any anthropogenic production of CH4 after 2040.

Abbildung 1(ein) Annual surface air temperature evolution for two ensemble members of the business-as-usual case (SSP5-85), the overshoot case that is following the SSP-85 case until 2040 and then starting strong mitigation and carbon dioxide removal (SSP5-34-OS), and for three different SAG scenarios: based on the SSP5-85 baseline scenario and applying sulfur injections to reduce warming to 1.5 ∘ C above pre-industrial (PI) conditions (Geo SSP5-85 1.5) based on the SSP5-34-OS and reducing warming to 1.5 ∘ C above PI (Geo SSP5-34-OS 1.5), and based on the SSP5-34-OS and reducing warming to 2.0 ∘ C above PI (Geo SSP5-34-OS 2.0) A 10-year running mean has been applied to all the time series. Black lines indicate the 1850–1900 temperature average (pre-industrial (PI) control temperatures) and the 1.5 and 2.0 ∘ C surface air temperatures above PI control. (B) Concentrations of carbon dioxide ( CO2 , dotted lines) and methane ( CH4 , solid line) for the two baseline simulations.

Two climate intervention experiments are designed to use the same prescribed greenhouse gas concentrations, emissions, and land surface values as the baseline SSP5-34-OS scenario. The experiments are designed to maintain global mean near-surface temperatures around 1.5 and 2.0 ∘ C warming compared to 1850–1900 levels, respectively, and are called “Geo SSP5-34-OS 1.5” and “Geo SSP5-34-OS 2.0”. The start of each climate intervention experiment is defined by the time that the baseline simulation has reached a near-surface global mean temperature of 1.5 and 2.0 ∘ C above pre-industrial, considering a 10-year running mean (in WACCM6, this is around 2020–2025 for 1.5 ∘ C and around 2034 for 2 ∘ C). For easier comparisons, all ensemble members use the same exact numbers for reaching the three temperature targets, even if surface temperatures slightly vary for different ensemble members.

Besides global mean surface temperature targets, we require two more surface temperature measures in the proposed experiments, namely interhemispheric temperature gradients and Equator-to-pole temperature targets, as described in Kravitz et al. (2016) and MacMartin et al. (2017) . These additional temperature targets are defined based on the period when global mean surface temperatures have reached the specific climate goals see above. Sulfur dioxide injections into the stratosphere are performed at four locations 5 km above the tropopause, at 15 ∘ N, 15 ∘ S, 30 ∘ N, and 30 ∘ S in latitude, and at an arbitrary longitude of 180 ∘ W, following the approach described in Kravitz et al. (2017) and Tilmes et al. (2018) . We suggest the use of a feedback control algorithm, as applied here, that was developed by MacMartin et al. (2017) , based on an earlier WACCM version 5.4 (WACCM5.4) (Mills et al., 2017) . The injection rate each year is computed based on an initial guess (a “feedforward”) that is corrected based on the actual temperature history (the “feedback”). The feedforward function helps the controller more easily to reach the goals. This algorithm has been adopted in the WACCM6 without any changes, despite using a slightly different scenario in WACCM6 (using SSP5-85) compared to GLENS (using RCP8.5). For the OS simulations, the same feedback algorithm was applied but with changes to the feedforward function to account for the different temperature evolution in the baseline simulation. Details are described in the Appendix.

In this study, two realizations of the proposed experiments have been performed. Since the SSP5-85 scenario is identical to SSP5-34-OS until 2040, we started the SSP5-34-OS in 2040 from the SSP5-85 scenario. WACCM6 near-surface temperatures reached around 1.3 ∘ C warming compared to the 1850–1900 average by 2015 and 1.5 ∘ C around 2020–2025 using the two WACCM6 ensemble members from the historical simulation (Fig. 1a). The global mean surface warming reaches 6.3 ∘ C by 2100. The SSP5-34-OS global mean surface temperature reaches up to 3 ∘ C above the 1850–1900 temperature by 2060, aligned with the maximum peak in CO2 concentrations. Temperatures slightly decline by the end of the century to about 2.5 ∘ C above pre-industrial. Global near-surface temperature targets were reached in the two SAG model experiments within about 0.2 ∘ C (Fig. 1a, green and orange lines).

In addition to the proposed GeoMIP testbed experiments, we also performed a third climate intervention experiment that uses SSP5-85 as the baseline scenario, while applying sulfur injections to keep near-surface temperature levels at 1.5 ∘ C targets, called “Geo SSP5-85 1.5”. This scenario is identical to the “Geo SSP5-34-OS 1.5” experiment between 2015 and 2040 (Fig. 1a, purple lines). This experiment is not required for the proposed GeoMIP testbed experiment but can be useful for additional analysis. Comparing the outcomes of Geo SSP5-85 1.5 with the Geo SSP5-34-OS 1.5 experiment allows us to explore the differences of the impact of SAG using a high forcing greenhouse gas scenario vs. the overshoot scenario after 2040. Geo SSP5-85 1.5 can also be compared to the results in GLENS, since it uses the same setup with a similar baseline simulation but different model versions (WACCM5.4). GLENS simulations include a three-member ensemble of the future baseline simulation starting in 2010, following the RCP8.5 pathway, called “RCP8.5” in the following. GLENS SAG simulations reached the same surface temperature targets of around 1.5 ∘ C and are called “Geo RCP8.5 1.5” in the following (see Table 1).

Tabelle 1Overview of model simulations.

* Ensemble mean for GLENS (Geo RCP8.5 1.5) the two numbers correspond to the two ensemble members for the WACCM6 Geo cases.


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