Otsonikato

Wikipedia

   

Eteläisen napa-alueen otsoniohentuma näkyy satelliittikuvissa selvärajaisena ”aukkona”. Etelämantereen yllä havaittiin tavallista suurempi otsoniaukko syyskuussa 2000.

Otsonikadolla tarkoitetaan stratosfäärissä eli Maan ilmakehän yläosassa sijaitsevan otsonikerroksen ohenemista. Otsoni on kolmesta happiatomista muodostunut molekyyli, joka absorboi eli imee itseensä tehokkaasti Auringon lähettämää ultravioletti- eli UV-säteilyä. Otsonikerroksen heikkeneminen kasvattaa maan pinnalle saapuvan UV-B-säteilyn määrää, mikä voi olla tuhoisaa alhaisempaan säteilymäärään sopeutuneille eliöille. Se voi aiheuttaa ihosyöpää ja muita vaurioita sekä vahingoittaa kasveja ja planktonia.

Otsonikadosta puhuttaessa tulee erottaa kaksi erillistä mutta toisiinsa yhteydessä olevaa ilmiötä: hidas, melko vakaa ja maailmanlaajuinen stratosfäärin otsonin kokonaismäärän väheneminen (noin 3,5 % vuosien 1964–1980 keskimääräisestä tasosta^[1]) 1980-luvun alusta lähtien, ja paljon voimakkaampi mutta jaksoittainen otsonin väheneminen Maan napa-alueilla. Jälkimmäisestä ilmiöstä puhuttaessa käytetään usein termiä ”otsoniaukko”, vaikka kyse ei ole aukosta vaan otsonikerroksen ohentumasta. Otsoniaukon syntymekanismi poikkeaa keskileveysasteiden otsonikerroksen ohenemisesta, mutta molemmat ilmiöt perustuvat siihen, että kloori- ja bromiatomit katalysoivat otsonia tuhoavia reaktioita.

Nykyisen otsonikadon on osoitettu johtuvan ihmisen ilmakehään päästämistä kemiallisista yhdisteistä, joista vapautuu kloori- ja bromiatomeja stratosfääriin. Näistä yhdisteistä tärkeimmät ovat halogenoidut hiilivedyt, pääasiassa CFC-yhdisteet eli freonit ja halonit. Ensimmäisen kerran niiden otsonikerrosta tuhoava vaikutus ennustettiin 1970-luvulla. 1980-luvun alussa näytti siltä, että huoli otsonikerroksesta oli ollut aiheeton, mutta vuonna 1985 maailmaa hätkäytti uutinen, jonka mukaan otsonipitoisuudet Etelämantereen yllä olivat vähentyneet kymmenessä vuodessa jopa 40 %. Koska otsonikerros estää haitallisten UV-säteilyn aallonpituuksien (270–315 nm) pääsyä Maan pinnalle, otsonin väheneminen on aiheuttanut maailmanlaajuista huolta. Otsonikadon estämiseksi solmittiin vuonna 1987 Montrealin pöytäkirja, jolla rajoitettiin CFC-yhdisteiden ja muiden otsonikerrosta tuhoavien aineiden käyttöä. Päästörajoitusten avulla näiden aineiden pitoisuudet ilmakehässä on saatu laskuun, ja otsonikerroksen toipumisen toivotaan alkavan viimeistään 2020-luvulla.

[muokkaa] Perustietoja otsonista ja otsonikerroksesta

Otsonin pitoisuus ilmakehässä sekä UV-A-, UV-B- ja UV-C-säteilyn tunkeutuminen ilmakehään. Runsaimmin otsonia esiintyy 15–30 kilometrin korkeudessa. Haitallisin UV-C-säteily ei pääse maan pinnalle asti, ja otsoni absorboi huomattavan osan haitallisesta UV-B-säteilystä.

Otsonin luonnollinen synty ja tuhoutuminen stratosfäärissä. Auringon UV-säteily synnyttää otsonia hajottamalla happimolekyylejä.

Pääartikkelit: Otsoni ja Otsonikerros

Ilmakehän otsonista (O₃) noin kymmenesosa sijaitsee ilmakehän alimmassa osassa, troposfäärissä. Suurin osa (90 %) on ylempänä stratosfäärissä, noin 10–50 kilometrin korkeudessa, jossa se muodostaa niin sanotun otsonikerroksen. Maan pinnalle tuotuna (NTP-olosuhteissa) kaikki ilmakehän otsoni vastaisi noin kolmen millimetrin paksuista kerrosta koko maapallolle levitettynä. Otsonikerroksen paksuutta mitataan yleensä Dobsonin yksiköissä (DU): yksi DU vastaa 0,01 millimetrin otsonikerrosta NTP-olosuhteissa. Tyypilliset otsonikerroksen paksuuden arvot ovat siis luokkaa 300 DU. Etelämantereen otsoniaukon kohdalla lukema voi alimmillaan olla noin 100 DU.

Otsonimolekyyli syntyy, kun aallonpituudeltaan alle 242 nanometriä (nm) oleva Auringon ultraviolettisäteily hajottaa ilmakehän happimolekyylin (O₂) kahdeksi happiatomiksi (O). Näin lyhytaaltoista säteilyä ei esiinny alle 30 kilometrin korkeudella.^[2] Atomaarinen happi yhdistyy sitten tavalliseen happimolekyyliin, jolloin syntyy otsonia. Otsoni absorboi voimakkaasti lyhytaaltoista (200–310 nm) UV-säteilyä, joka saa sen hajoamaan. Näin se estää UV-säteilyn etenemisen Maan pinnalle asti. Hajoamistuotteet voivat reagoida keskenään ja muodostaa jälleen otsonia.

O₂ + (säteily < 242 nm) → 2 O

O + O₂ + M → O₃ + M

O₃ + (säteily 200–310 nm) → O₂ + O

O₂ + O + M → O₃ + M

Reaktioissa M on jokin molekyyli, esimerkiksi happi- tai typpimolekyyli, joka ei muutu reaktiossa mutta ottaa vastaan ylimääräisen energian. Absorptiossa vapautunut energia aiheuttaa stratosfäärin lämpötilaprofiilin: lämpötila kasvaa ylemmäs mentäessä päinvastoin kuin troposfäärissä. Näin syntynyt rajavyöhyke, tropopaussi, eristää alemmat ilmakehän kerrokset stratosfääristä. Vapaa happiatomi voi toisaalta yhdistyä myös otsonimolekyyliin ja muodostaa kaksi tavallista happimolekyyliä tuhoten siten otsonia. Nämä valokemialliset reaktiot, joissa otsonia syntyy ja tuhoutuu Auringon säteilyn vaikutuksesta, tunnetaan Chapmanin reaktioina. Ne esitti ensimmäisenä Sidney Chapman vuonna 1930.

Otsonikerroksen paksuus vaihtelee maapallolla sekä ajallisesti että paikallisesti. Otsonin jakautumiseen vaikuttavat pääasiassa Auringon säteilymäärän vaihtelut ja ilmakehän kiertoliike. Otsonia syntyy ja tuhoutuu eniten tropiikissa, jossa säteily on runsainta. Kuitenkin otsonikerroksen paksuus on yleisesti ottaen pienempi päiväntasaajan lähellä kuin napa-alueilla. Tämä johtuu stratosfäärissä vallitsevasta hitaasta Brewerin–Dobsonin kiertoliikkeestä, joka kuljettaa tropiikissa syntynyttä otsonia navoille.

[muokkaa] Otsonin tuhoutuminen

Otsonia voivat tuhota useat kemialliset radikaalit, joista tärkeimmät ovat hydroksyyli (OH), typpioksidi (NO) sekä atomaarinen kloori (Cl), bromi (Br) ja vety (H)^[3]. Näillä kaikilla on sekä luonnollisia että ihmisperäisiä lähteitä. Ihminen on muuttanut otsonin synty- ja tuhoutumisreaktioiden välistä tasapainoa lisäämällä etenkin aktiivisen kloorin ja bromin määrää stratosfäärissä. Näitä alkuaineita on tietyissä orgaanisissa yhdisteissä kuten CFC-yhdisteissä, jotka voivat päätyä stratosfääriin tuhoutumatta troposfäärissä. Yläilmakehässä ultraviolettisäteily hajottaa yhdisteet, jolloin vapautuu kloori- ja bromiatomeja. Nämä puolestaan voivat tuhota otsonia toimimalla katalyytteina esimerkiksi seuraavasti:

Cl + O₃ → ClO + O₂

ClO + O → Cl + O₂

Tässä klooriatomi reagoi otsonimolekyylin kanssa irrottaen siitä yhden happiatomin, jolloin syntyy kloorimonoksidia (ClO). Vapaa happiatomi puolestaan muuttaa kloorimonoksidin takaisin klooriksi. Lopputuloksena otsoni on muuttunut hapeksi mutta kloori ei ole kulunut reaktiossa. Muut katalyytit toimivat vastaavalla tavalla. Yksi klooriatomi voi tuhota jopa satatuhatta otsonimolekyyliä, ennen kuin se kulkeutuu takaisin troposfääriin^[4]. Bromi on jopa 60 kertaa klooria tehokkaampi otsonintuhoaja ja lisäksi pitkäikäisempi, mutta sitä kulkeutuu stratosfääriin vähemmän^[5]. Toisaalta kloori voi joksikin aikaa poistua kierrosta sitoutumalla otsonia tuhoamattomiksi reserviyhdisteiksi, joita ovat esimerkiksi kloorinitraatti ja suolahappo. Bromin reagoimattomat muodot ovat hyvin lyhytikäisiä, eikä se siksi varastoidu vastaavanlaisiksi reserviyhdisteiksi^[6].

Kloorin ja bromin lisäksi myös muut halogeenit, kuten fluori ja jodi, voivat toimia katalyytteina otsonia tuhoavissa reaktioissa. Fluoria on sekä CFC-yhdisteissä että haloneissa, mutta stratosfäärissä suurin osa siitä muodostaa reagoimatonta vetyfluoridia (HF). Jodiyhdisteitä vapautuu runsaasti meristä, mutta nämä kaasut ovat sen verran lyhytikäisiä, että niitä ei ilmeisesti pääse stratosfääriin merkittäviä määriä.^[7]

[muokkaa] Otsonikadon syyt

CFC-molekyylejä. Vihreät pallot kuvaavat klooriatomeja.

Otsonin tuhoutumista jouduttavat siis erilaiset katalyytit, joita ovat sekä vedyn ja typen oksidit että kloori ja bromi. Kaikki nämä tulevat stratosfääriin pääasiassa pitkäikäisten, alailmakehästä kulkeutuneiden kaasujen hajotessa. Pitkäikäisyys tarkoittaa käytännössä sitä, että kaasut ovat troposfäärissä reagoimattomia, eivät liukene veteen eivätkä absorboi näkyvää valoa tai pitkäaaltoista ultraviolettisäteilyä. Vasta stratosfäärissä kaasut hajoavat lyhytaaltoisen UV-säteilyn vaikutuksesta. Typen oksidien määrään stratosfäärissä vaikuttavat etenkin dityppioksidin eli ilokaasun (N₂O) päästöt ja vetyradikaalien määrään metaanin pitoisuus^[8]. Metaania kulkeutuu stratosfääriin Brewerin–Dobsonin kiertoliikkeen mukana. Stratosfäärissä olevan kloorin tärkeimmät lähteet ovat CFC- ja HCFC-yhdisteet sekä metyylikloridi (CH₃Cl). Bromia puolestaan vapautuu pääasiassa haloneista ja metyylibromidista (CH₃Br).

Otsonikato johtuu siitä, että ihminen on lisännyt edellä mainittujen kaasujen pitoisuuksia ilmakehässä. Otsonin reaktiot luonnollisten katalyyttien eli vedyn ja typen oksidien kanssa eivät voi selittää havaittua otsonikatoa. Klooriyhdisteillä on ollut ihmisen ilmakehään päästämistä yhdisteistä suurin vaikutus otsonikatoon. Esimerkiksi CFC-11 (CFCl₃) absorboi stratosfäärissä lyhytaaltoista (alle 260 nm) auringonsäteilyä, joka irrottaa siitä yhden klooriatomin. Jäljelle jäänyt CFCl₂ reagoi edelleen, ja siitä vapautuu lisää klooria ja fluoria.^[9]

Klooria ja bromia pääsee stratosfääriin myös luonnollisista lähteistä, kuten tulivuorista, joista vapautuu ilmakehään suuria määriä kloori- ja fluorivetyä, sekä maasta ja merestä vapautuvasta metyylikloridista ja -bromidista. Stratosfäärissä olevasta kloorista arviolta noin 16 % ja bromista 27–42 % on luonnollista alkuperää^[10]. Ihmistoiminnan vaikutusta pidettiin aiemmin luonnollisten lähteiden rinnalla merkityksettömän pienenä, mutta sateiden ansiosta vain hyvin pieni osa luonnollisesta kloorista pääsee ylempään ilmakehään vahingoittamaan otsonikerrosta. Sen sijaan esimerkiksi CFC-yhdisteet ovat veteen liukenemattomia ja pääsevät siksi esteettä stratosfääriin. Vain hyvin voimakkaat tulivuorenpurkaukset voivat aiheuttaa kloorin kulkeutumista suoraan stratosfääriin.

Voimakkaiden tulivuorenpurkausten lisäksi otsonia tuhoavia yhdisteitä vapautuu suoraan stratosfääriin avaruussukkuloiden laukaisujen yhteydessä. Avaruuslentojen otsonia tuhoavat päästöt ovat kuitenkin merkityksettömän pieniä sekä muihin ihmisen aiheuttamiin että luonnollisiin päästöihin nähden. Eräs huolenaihe ovat stratosfäärissä lentävien yliäänikoneiden päästöt. Ongelma on monimutkainen: Yliäänikoneet päästävät stratosfääriin typen oksideja NO ja NO₂, jotka voivat katalysoida otsonin tuhoutumisreaktioita. Toisaalta typpidioksidi NO₂ reagoi kloorin kanssa sitoen sitä reserviyhdisteiksi, mikä hillitsee otsonikatoa. Ilmeisesti yliäänikoneiden vaikutus otsonikatoon ei ainakaan toistaiseksi ole suuren suuri, ja koneita kehitetään jatkuvasti vähäpäästöisemmiksi.^[11] Nykyisten ylätroposfäärissä ja alastratosfäärissä lentävien aliäänikoneiden päästöt sen sijaan lisäävät otsonin määrää siitä huolimatta, että niiden aerosolipäästöillä on otsonia vähentävä vaikutus^[12].

Kloori muuttuu otsonin kannalta vaarattomaksi vasta, jos sen kanssa reagoi jokin inaktivoiva aine, kuten metaani- (CH₄), typpidioksidi- (NO₂) tai peroksidimolekyyli (HO₂). Tällöin aktiivinen kloori sitoutuu otsonille vaarattomiksi reserviyhdisteiksi kuten suolahapoksi (HCl) tai kloorinitraatiksi (ClONO₂). Pelkät halogeenien katalysoimat reaktiot eivät sen vuoksi riitä selittämään kadon voimakkuutta eivätkä sitä, miksi otsonia tuhoutuu eniten Etelämantereella ja suhteellisen alhaisissa korkeuksissa. Sen selittämiseen tarvitaan aerosolien (ilmakehässä leijuvien hiukkasten) pinnalla tapahtuvia reaktioita, joissa kloori pääsee vapautumaan reserviyhdisteistä ja jatkamaan otsonin tuhoamista.

[muokkaa] Etelämantereen otsoniohentuma

Etelämantereen yläpuolella havaittiin huomattava otsoniohentuma eli ”otsoniaukko” ensimmäisen kerran vuonna 1985, ja jälkikäteen otsoniaukkoilmiön on voitu todeta esiintyneen joka vuosi 1970-luvun lopusta lähtien. Alhaisen otsonin alue näkyy satelliittikuvissa melko selvärajaisena ”aukkona”, joksi ilmiötä varsin nopeasti alettiin kutsua. Otsoniaukko muodostuu keväisin (elo–lokakuussa) hyvin nopeasti: otsonin määrä romahtaa muutamassa viikossa.^[13] Syy tähän on sama kuin muuallakin maapallolla eli lisääntynyt kloorin ja bromin määrä stratosfäärissä. Aukko syntyy kuitenkin juuri Etelämantereen yläpuolelle siellä vallitsevien meteorologisten olosuhteiden vuoksi.

Otsoniohentuma on melko symmetrinen ja sen keskuksena on etelänapa. Aukko määritellään alueeksi, jossa otsonin kokonaismäärä on alle 220 DU. Tätä pienempiä otsonimääriä ei ole havaittu Etelämantereella ennen vuotta 1979. Kato on erityisen voimakasta korkeudella 14–22 km, jossa miltei kaikki otsoni tuhoutuu.^[14]

[muokkaa] Helmiäispilvet ja polaaripyörre

Arktinen helmiäispilvi

Otsoniaukon syntymisen Maan napa-alueille selittää niin sanottu polaaripyörre: voimakas napa-alueita lännestä itään kiertävä tuulivirtaus, joka muodostuu talvisin lämpötilan laskiessa. Se eristää napojen ilmamassan muusta ilmakehästä estäen siten otsonin ja lämpimän ilman kulkeutumisen alemmilta leveysasteilta. Pohjoisen pallonpuoliskon polaaripyörre on eteläistä heikompi maantieteellisten seikkojen vuoksi, eikä otsonikato ole siellä tämän vuoksi niin voimakasta. Polaaripyörre syntyy kaamosrajalle muodostuvan lämpötilaeron seurauksena.

Pyörteen sisällä lämpötila laskee Auringon lämmittävän säteilyn puuttuessa hyvin alhaiseksi, jopa lähemmäs sataa pakkasastetta, jolloin olosuhteet ovat suotuisat helmiäispilvien eli polaaristen stratosfääripilvien (Polar Stratospheric Cloud, PSC) syntymiselle 12–25 kilometrin korkeudessa. Helmiäispilvet vaikuttavat otsonikatoon hyvin olennaisesti, koska niiden pinnalla tapahtuu reaktioita, jotka vapauttavat klooria reserviyhdisteistä jälleen aktiiviseen muotoon. Tätä vaikutusta ei osattu ottaa huomioon ensimmäisissä ennusteissa. Keväällä voimistuva UV-säteily pystyy hajottamaan näin syntyneet Cl₂- ja HOCl-yhdisteet otsonin tuhoutumisreaktioita katalysoiviksi radikaaleiksi. Lisäksi typen oksidit sitoutuvat reaktioissa typpihapoksi, mikä vähentää kloorin sitoutumista kloorinitraatiksi. Niin kauan kuin olosuhteet pysyvät tarpeeksi kylminä, pyörteen sisällä tapahtuu voimakasta otsonikatoa. Marras–joulukuuhun mennessä lämpötila on Etelämantereen yllä noussut jo niin paljon, että helmiäispilviä ei muodostu ja polaaripyörre alkaa vähitellen purkautua.

Polaaripilvet koostuvat tyypillisesti rikkihapon (H₂SO₄), typpihapon (HNO₃) ja vesihöyryn (H₂O) sekoituksesta. Ne jaetaan kahteen tyyppiin: tyypin I pilvet koostuvat typpihaposta ja vedestä, tyypin II pilvet puolestaan jääkiteistä. Keskeisiä helmiäispilvien muodostumiselle ovat rikkihappoaerosolit, jotka toimivat pilvien tiivistymisytiminä. Rikkihappoa muodostuu stratosfäärissä rikkidioksidista (SO₂) ja karbonyylisulfidista (COS), joita kulkeutuu stratosfääriin Brewerin–Dobsonin kiertoliikkeen mukana tai suoraan tulivuorenpurkausten yhteydessä.^[15] Voimakkaat tulivuorenpurkaukset voivat siten voimistaa otsonikatoa huomattavasti tuomalla stratosfääriin rikkidioksidia ja aerosoleja: esimerkiksi vuonna 1991 tapahtunut Pinatubo-tulivuoren purkaus pahensi otsonikatoa keskileveysasteilla miltei kaksinkertaiseksi.^[16] Vaikutus on kuitenkin lyhytaikainen, muutaman vuoden luokkaa.

Polaaripyörteen purkautumisen ajankohta vaikuttaa siihen, miten pahaksi sen sisällä tapahtuva otsonikato ehtii kehittyä. Talvella klooria vapautuu reserviyhdisteistä myös pohjoisilla napa-alueilla: polaaripyörteen sisällä kloorimonoksidin (ClO) pitoisuudet ovat havaintojen mukaan olleet jopa sata kertaa pyörteen ulkopuolisia pitoisuuksia suurempia. Pohjoisella pallonpuoliskolla otsonikatoa ei kuitenkaan ehdi syntyä nimenomaan siksi, että pyörre purkautuu siellä yleensä jo ennen maaliskuuta, jolloin auringon säteily alkaa voimistua alueella.^[17]

Helmiäispilviin liittyy myös otsonikadon ja kasvihuoneilmiön kytkeytyminen toisiinsa. Otsonikadon seurauksena stratosfäärin lämpötila laskee, sillä UV-säteilyn absorptiossa vapautuu energiaa ja otsonin vähetessä myös absorptio vähenee. Kylmemmissä olosuhteissa helmiäispilviä muodostuu enemmän ja otsonikato voimistuu entisestään. Samoin käy kasvihuoneilmiön lämmittäessä troposfääriä, jolloin stratosfääri jäähtyy.

[muokkaa] Otsoniohentuma pohjoisella pallonpuoliskolla

Kuten edellä todettiin, otsoniaukkoa ei ehdi syntyä pohjoisnavan ympäristöön, koska pohjoinen polaaripyörre purkautuu eteläistä aikaisemmin. Vastaavaa otsoniaukkoilmiötä on kuitenkin etsitty myös pohjoisilta napa-alueilta, ensimmäisen kerran talvella 1988–89. Tuolloin havaittiin, että myös pohjoisen napapyörteen sisälle muodostuu korkeita kloorimonoksidipitoisuuksia. Tämä tarkoittaa, että jos olosuhteet olisivat pohjoisessa yhtä kylmät kuin etelässä, vakava otsoniohentuma saattaisi esiintyä vuosittain myös pohjoisilla napa-alueilla. Pohjoisen napapyörteen sisälle muodostuva otsoniaukko olisi huolestuttava uutinen, koska se ulottuisi myös asuttujen alueiden yläpuolelle. Etelämantereen otsoniaukko yltää Etelä-Amerikan kärkeen vain harvoin.

Ennen vuotta 1996 pohjoisessa ei havaittu Etelämantereen otsoniohentumaa vastaavaa otsonikatoa. Parina seuraavana talvena myös pohjoisilla napa-alueilla havaittiin kuitenkin huomattavaa otsonin kokonaismäärän vähentymistä. Talvella 1996–97 polaaripyörre pysyi koossa pidempään kuin koskaan aikaisemmin, myöhäiseen huhtikuuhun. Otsonin kokonaismäärän maaliskuun 1997 keskiarvo pohjoisella pallonpuoliskolla oli kuitenkin vielä 354 DU, reilusti otsoniaukon rajan 220 DU yläpuolella. Kevään otsonimäärät pohjoisessa ovat silti selvästi laskeneet 1970-luvun tasosta, joka oli yli 460 DU.^[18] Viimeksi kato oli pohjoisessa erityisen suurta keväällä 2005, jolloin stratosfäärin lämpötila oli alhainen ja helmiäispilviä muodostui runsaasti^[19][20].

Tulevaisuuden huolenaihe on se, miten stratosfäärin lämpötila kehittyy pohjoisen ja eteläisen polaaripyörteen sisäpuolella. Kasvihuonekaasujen lisääntyvien pitoisuuksien pelätään viilentävän stratosfääriä ja vaikuttavan ilmakehän virtauksiin kuten Brewerin–Dobsonin kiertoliikkeeseen. Jos pohjoisesta polaaripyörteestä tulee aiempaa pysyvämpi tai jos lämpötila stratosfäärissä muuten laskee, otsoniaukosta voi tulla jokavuotinen ilmiö myös pohjoisessa, ennen kuin hitaasti laskevat klooripitoisuudet ehtivät pelastaa tilanteen.

[muokkaa] Otsonia tuhoavat yhdisteet

Klooriyhdisteiden uskotaan olevan merkittävin otsonikadon aiheuttaja. Miltei kaikki ihmisperäiset päästöt kulkeutuvat stratosfääriin troposfäärin kautta. Yhdisteiden tulee olla riittävän pitkäikäisiä, jotta ne pääsevät stratosfääriin: otsonikadon kannalta esimerkiksi vesiliukoisilla klooriyhdisteillä ei siis ole suurta merkitystä. Aineen kykyä tuhota otsonia mitataan niin kutsutulla ODP-kertoimella (Ozone Depletion Potential). Asteikko on suhteutettu trikloorifluorimetaaniin (CFC-11), jonka ODP-kertoimeksi on asetettu yksi.

[muokkaa] CFC-yhdisteet

Pääartikkeli: CFC-yhdiste

CFC-yhdisteet (chlorofluorocarbons eli kloorifluorihiilivedyt), joihin usein viitataan tuotenimellä freonit, ovat tärkein otsonikatoa aiheuttava yhdisteryhmä: stratosfäärin kloorista 67 % oli peräisin CFC-yhdisteistä vuonna 1999^[24]. CFC-molekyyli koostuu metaani- tai etaanimolekyylistä, jossa kaikki tai osa vetyatomeista on korvattu kloorilla ja fluorilla. Stratosfäärissä UV-säteily vapauttaa CFC-yhdisteistä klooria.

CFC-yhdisteet ovat veteen liukenemattomia, myrkyttömiä ja siksi hyvin käyttökelpoisia erilaisissa teollisissa sovelluksissa. Niitä pidettiin pitkään täysin synteettisinä, mutta tulivuorenpurkauksien on havaittu vapauttavan ilmakehään ainakin CFC-11:tä. Nämä päästöt ovat kuitenkin ihmisperäisiin päästöihin verrattuna merkityksettömän pieniä.^[25] CFC-yhdisteitä on käytetty ilmastointijärjestelmissä, kylmälaitteissa, suihkepullojen ponnekaasuina ja puhdistusprosesseissa. Niitä esiintyy myös joidenkin kemiallisten prosessien sivutuotteina. CFC-yhdisteiden eliniät vaihtelevat noin 50 vuodesta satoihin vuosiin. Niiden käyttö kiellettiin Montrealin pöytäkirjassa, mutta vaikka kansainvälisiä rajoituksia onnistuttaisiinkin noudattamaan, säilyy otsoniongelma silti kymmeniä vuosia kaasujen pitkäikäisyyden takia.

CFC-yhdisteiden käyttöä on onnistuttu vähentämään, koska niille on löytynyt sopivia korvaavia yhdisteitä. Alkuvaiheessa näitä ovat etenkin osittain halogenoidut kloorifluorihiilivedyt eli HCFC-yhdisteet, myöhemmin fluorihiilivedyt eli HFC-yhdisteet ja perfluorihiilivedyt eli PFC-yhdisteet. Useimmat näistä ovat kuitenkin voimakkaita kasvihuonekaasuja ja aiheuttavat itsekin otsonikatoa, joskin vähemmän kuin CFC-yhdisteet. HCFC-yhdisteet sisältävät vähemmän klooria kuin CFC-yhdisteet ja ovat huomattavasti lyhytikäisempiä, mutta pieni osa niistä pääsee kuitenkin stratosfääriin. Siksi tavoitteena on luopua niiden käytöstä maailmanlaajuisesti vuoteen 2040 mennessä. Esimerkiksi EU:ssa niiden käyttö muussa kuin kylmä- ja ilmastointilaitteiden huollossa on kielletty, ja lopullisesti ne kielletään vuoden 2015 alusta lähtien^[26]. HFC-yhdisteet eivät sisällä klooria lainkaan, mutta useat niistä ovat varsin pitkäikäisiä. Voimakkaan kasvihuonevaikutuksen vuoksi myös CFC-yhdisteiden korvaajina käytettyjen fluoriyhdisteiden päästöjä halutaan vähentää. Korvaavia yhdisteitä voisivat kylmälaitteissa olla esimerkiksi ammoniakki ja hiilidioksidi.^[27]

[muokkaa] Halonit

Pääartikkeli: Haloni

Halonit ovat CFC-yhdisteiden kaltaisia aineita, jotka sisältävät kloorin ja fluorin lisäksi bromia. Halonien ODP-kertoimet ovat otsonia tuhoavista yhdisteistä kaikkein suurimpia, välillä 3–10. CFC-yhdisteet ovat kuitenkin otsonikadon kannalta tärkeämpiä, koska niitä käytetään enemmän: klooria on stratosfäärissä noin 170 kertaa bromia enemmän^[25]. Haloneita käytettiin lähinnä sammuttimissa, sekä pienissä käsisammuttimissa että suuremmissa sammutusjärjestelmissä. Suomessa niitä ei ole saanut käyttää sammutuslaitteissa vuoden 1999 jälkeen^[28]. Bromia stratosfääriin tuovien yhdisteiden käytön vähentäminen ei kuitenkaan ole onnistunut maailmanlaajuisesti yhtä hyvin kuin CFC-yhdisteiden.

[muokkaa] Muut yhdisteet

Stratosfäärin bromin luonnolliset lähteet ovat kloorin luonnollisia lähteitä merkittävämpiä. Stratosfäärissä olevan bromin tärkein lähde halonien jälkeen on metyylibromidi (CH₃Br). Sitä käytetään muun muassa tuholaistorjuntaan, mutta sillä on myös huomattavia luonnollisia lähteitä. Metyylibromidin lähteisiin ja vaikutuksiin liittyy vielä paljon epävarmuutta. Kloorin tärkein luonnollinen lähde on metyylikloridi (CH₃Cl). Molempia kaasuja vapautuu valtamerten ja maaperän ekosysteemeistä.

Lyhytikäiset kloori- ja bromiyhdisteet (elinikä alle vuosi) vaikuttavat otsonikatoon vain vähän, koska niitä ei pääse stratosfääriin suuria määriä. Niiden osuus stratosfäärin kloorin ja bromin määrästä on edelleen epäselvä. Tulevaisuudessa lyhytikäisten yhdisteiden merkitys kuitenkin kasvaa, kun pitkäikäisten yhdisteiden päästöt vähenevät. Tällä hetkellä niiden vaikutuksen arvioidaan olevan pieni, mutta merkittävä: esimerkiksi stratosfäärin bromista melko huomattavan osan (15 %) arvellaan olevan peräisin luonnollisista, lyhytikäisistä yhdisteistä kuten bromoformista (CHBr₃). Kloorille vastaava luku on vain 1–2 %.^[25][29]

Muita otsonikatoa aiheuttavia yhdisteitä ovat muun muassa hiilitetrakloridi, trikloorietaani ja bromikloorimetaani. Hiilitetrakloridi on näistä merkittävin: sen osuus stratosfäärin kloorin lähteenä oli 12 % vuonna 1999^[25]. Hiilitetrakloridin päästöt ovat ihmisperäisiä, mutta sen käytöstä on pitkälti luovuttu jo aineen myrkyllisyydenkin vuoksi. Kaikkien näiden samoin kuin halonien ja CFC-yhdisteiden käyttö on kielletty Suomessa joitakin harvoja käyttökohteita lukuun ottamatta.^[30][31]

[muokkaa] Otsonin määrän mittaaminen

Dobsonin spektrofotometri D071, Meteorologischen Observatorium Lindenberg.

Otsonikadon määrää ja vakavuutta arvioitaessa on tärkeintä tuntea otsonin kokonaismäärä ilmakehässä tietyn pisteen yläpuolella. Tämän ilmaisemiseen käytetään Dobsonin yksikköä. Usein on hyödyllistä tuntea myös otsonin pystyprofiili eli se, miten otsonin määrä vaihtelee eri korkeuksilla. Otsonin pystyprofiili voidaan mitata otsoniluotaimella, joka lähetetään havaintopallon mukana suoraan ylöspäin. Se analysoi ilmasta otsonin konsentraation kullakin korkeudella. Tällaisia otsonin määrää suoraan ilmasta mittaavia laitteita on myös sekä kaupallisten että tutkimuskäytössä olevien lentokoneiden kyydissä. Jotkin tutkimuslennot voivat ulottua otsonikerrokseen saakka, muut lentokonemittaukset tehdään troposfäärissä ja alastratosfäärissä.^[32] Pystyprofiilimittausten tulokset ilmaistaan useimmiten joko otsonin osapaineena, otsonimolekyylien määränä suhteessa muiden ilmamolekyylien määrään tai otsonimolekyylien määränä jossakin tilavuudessa, tyypillisesti kuutiosenttimetrissä.

Suoran mittaamisen lisäksi otsonin määrää voidaan tutkia erilaisilla kaukokartoitusmenetelmillä joko lidarin (Light Detection and Ranging) tai satelliittien avulla. Lidar toimii kuten tutka, mutta siinä käytetään radioaaltojen sijaan lasersädettä. Otsonin määrän muutoksia voidaan arvioida epäsuorasti myös mittaamalla Maan pinnalle pääsevän UV-säteilyn määrää. Tähän perustuu muun muassa Dobsonin spektrofotometri, joka oli ensimmäinen otsonin mittaamiseen käytetty laite, ja sen modernimpi versio Brewerin spektrofotometri. Dobsonin spektrofotometrin kehitti Gordon Dobson 1920-luvun puolivälissä, jolloin myös ensimmäiset otsonimittaukset alkoivat.^[33][34]

Otsonin kokonaismäärää ilmakehässä alettiin Euroopassa seurata 1920-luvulla, ja maailmanlaajuisesti havaintoja on 1950-luvulta alkaen. Otsonin määrän vähentymistä verrattuna 1970-luvun tasoon on voitu seurata satelliittien avulla esimerkiksi sellaisilla instrumenteilla kuin Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) ja ERS-2:n kyydissä oleva Global Ozone Monitoring Experiment (GOME). Sekä GOMEn että TOMSin toiminta perustuu Maasta takaisin sironneen UV-säteilyn mittaamiseen eri aallonpituuksilla, jotka kuuluvat otsonin absorptioalueelle. Maahan saapuvan ja sieltä takaisin sironneen tai heijastuneen säteilyn erotuksesta voidaan päätellä otsonin määrä.^[35] Vuonna 2006 TOMSin korvasi EOS-Aura -satelliitin Ozone Monitoring Instrument (OMI), jonka rakentamisessa oli mukana myös Ilmatieteen laitos.

[muokkaa] Otsonikerroksessa havaitut muutokset

Otsonin kokonaismäärä maailmanlaajuisesti (65°N–65°S) TOMSin mittausten mukaan aikavälillä 1979–2002. Kaaviossa näkyy vuotuisen otsonisyklin lisäksi selvä suuntaus alaspäin.

TOMSin havaitsema otsonin minimimäärä Etelämantereella 1980-luvun alusta nykypäivään.

Otsoniaukon (kokonaisotsoni alle 220 DU) laajuuden kasvu vuosina 1979–2004 (TOMS).

Otsonin pitoisuus ilmakehässä muuttuu tavallisesti melko hitaasti. Se noudattaa vuosittain toistuvaa säännöllistä sykliä. Pohjoisilla napa-alueilla otsonin määrä on maksimissaan keväällä maalis–huhtikuussa. Etelässä tilanne on voimakkaan otsonikadon vuoksi päinvastainen ja otsoniminimi havaitaan syys–lokakuussa (keväällä). Auringon aktiivisuuden 11-vuotinen sykli näkyy myös otsonikerroksessa, ja voimakkaat tulivuorenpurkaukset voivat vaikuttaa otsonin määrään muutaman vuoden ajan. Vielä lyhyemmän aikavälin muutoksia ovat otsonin vuorokautisvaihtelut. Otsonin määrä reagoi esimerkiksi ilmanpaineen ja säätilojen muutoksiin.

Maailmanlaajuisesti kokonaisotsonin määrä on laskenut vuoteen 2006 mennessä noin 3,5 % vuosien 1964–1980 keskimääräisestä tasosta. Kato on ollut hieman suurempaa eteläisellä kuin pohjoisella pallonpuoliskolla. Otsonin määrä ei ilmeisesti ole enää laskussa, vaan arvot ovat pysytelleet melko vakaina vuosituhannen taitteesta lähtien. Tropiikissa otsonikatoa ei ole tapahtunut käytännössä lainkaan. Havaintojen mukaan otsonikato on ollut suurinta alastratosfäärissä, mutta siellä otsonin määrä on lisääntynyt vuoden 1996 jälkeen. Ylästratosfäärissä otsonin määrä väheni merkittävästi (keskileveysasteilla 10–15 %) vuosina 1979–1995, minkä jälkeen otsonin määrä on pysynyt vakaana. Keskileveysasteiden otsonikadosta suuri osa johtuu siitä, että polaaripyörteen purkautuessa sen sisällä ollut vähäotsoninen ilma sekoittuu muuhun ilmakehään. Pohjoisen pallonpuoliskon otsonikadosta tämä selittää noin kolmanneksen, eteläisen jopa puolet.^[36]

Otsonikadosta Etelämantereen yllä raportoitiin ensimmäisen kerran vuonna 1985, ja sen jälkeen otsoniaukko on havaittu joka kevät. Kehitys näytti välillä pysähtyvän, mutta sen jälkeen otsonipitoisuudet ovat jatkaneet laskuaan, eikä aukon toipumisesta ole vielä merkkejä. Otsonipitoisuuksia verrataan 1970-luvun tasoon, koska luotettavia mittauksia ei ole kovin pitkältä aikaväliltä. Tuolloin lokakuun keskiarvo oli Etelämantereella noin 300 DU, joka oli vuoteen 1985 mennessä laskenut noin 200 DU:iin. 1990-luvulla otsonin kokonaismäärä syys- ja lokakuussa on ollut 40–50 % alhaisempi kuin ennen otsonikatoa: alhaisimmillaan hetkelliset pitoisuudet ovat olleet vain 100 DU.^[37] Polaaripyörteen on havaittu purkautuvan nykyään myöhemmin kuin 1970-luvulla, mikä johtuu todennäköisesti otsonikadon aiheuttamasta jäähtymisestä. Pohjoisessa otsonikadon suuruus vaihtelee enemmän ja on vähäisempää kuin etelässä, mutta kylminä talvina kuitenkin merkittävää.

Samaan aikaan kun otsonipitoisuudet ovat vähentyneet yläilmakehässä, alailmakehän haitallinen otsoni on lisääntynyt. Alatroposfäärin otsonikonsentraation on havaittu viimeisen vuosisadan aikana kasvaneen 20–100 %, mutta tulos on epävarma, koska kovin vanhoja mittaussarjoja ei ole^[38].

[muokkaa] Otsonikato Suomen yläpuolella

Otsonikato on ollut selvästi havaittavaa myös Suomessa: Etelämantereen jälkeen kato on ollut voimakkainta juuri pohjoisella pallonpuoliskolla Suomen leveysasteilla. Vuosina 1979–1995 kokonaisotsonimäärän vuosikeskiarvo Suomessa on laskenut noin 350 DU:sta runsaaseen 310 DU:iin. Otsonin vähenemä on ollut suurempaa talvisin ja keväisin kuin kesäisin ja syksyisin.^[39] Otsonin pitoisuudessa tapahtuu kuitenkin myös suurta luontaista vaihtelua. UV-säteilyn määrää seuraa Suomessa Ilmatieteen laitos, jolla on tällä hetkellä kuusi mittausasemaa. Tarvittaessa se antaa kansalaisille varoituksen poikkeuksellisen voimakkaasta säteilystä. Mittauksissa on havaittu lyhytaikaista UV-säteilyn lisääntymistä otsoniohentumien yhteydessä, mutta ihmisten saamaan vuotuiseen säteilyannokseen otsonikadolla ei ole ollut merkittävää vaikutusta. Yksilön säteilyaltistukseen vaikuttaa huomattavasti enemmän se, kuinka paljon hän viettää aikaa auringossa ja miten hyvin hän suojautuu säteilyltä.^[40]

[muokkaa] Otsonikadon vaarat

Otsonikerros suojaa elämää maapallolla. Ilmakehän happi ja otsoni estävät kokonaan kaikkein vaarallisimman UV-säteilyn (niin sanottu UV-C-säteily) pääsyn Maan pinnalle. Lisäksi otsoni absorboi suuren osan UV-B-säteilystä, joka voi aiheuttaa muutoksia solujen DNA:ssa. Ohentunut otsonikerros ei pysty absorboimaan UV-B-säteilyä yhtä tehokkaasti, joten säteily Maan pinnalla voimistuu. Tämä voi aiheuttaa eliöissä sairauksia ja pahimmillaan jopa tuhota niitä. Otsonikerroksen ohentumisella on arveltu olevan vaikutuksia muun muassa metsiin, viljelykasveihin, vesiekosysteemeihin ja ihmisten terveyteen. UV-säteilyn määrään vaikuttavat kuitenkin monet muutkin tekijät kuin otsonikerroksen paksuus, tärkeimpinä maantieteellinen sijainti, auringon korkeuskulma, pilvisyys ja ilmakehän epäpuhtaudet. Säteily vaimenee sitä tehokkaammin, mitä pidemmän matkan se kulkee ilmakehässä. Sen takia säteily on voimakkainta tropiikissa ja vuoristoseuduilla.

Otsonikato voimistaa kasvihuoneilmiötä jäähdyttämällä yläilmakehää. Lisääntynyt UV-säteily troposfäärissä kiihdyttää myös alailmakehän valokemiallisia reaktioita, joissa syntyy otsonia. Alailmakehän otsoni vaurioittaa kasveja ja on terveysriski myös ihmisille.

[muokkaa] Vaikutukset ihmisiin

Ihosyöpäriskiä ja silmäsairauksia on yleensä pidetty ihmisille ongelmallisimpina lisääntyneen UV-säteilyn seurauksina. Säteily ei tunkeudu ihon pintakerrosta syvemmälle, joten vaarassa ovat vain iho ja silmät. UV-B-säteily ruskettaa ja aiheuttaa ihon palamista, minkä lisäksi se vaikuttaa immuunijärjestelmän toimintaan heikentäen vastustuskykyä. Lisäksi säteily vanhentaa ihoa muuttaen sen kuivaksi, kimmottomaksi ja karheaksi sekä aiheuttaa ihoon värimuutoksia. Toisaalta ihminen tarvitsee UV-säteilyä D-vitamiinin muodostamiseen. Otsonikato ja siitä seurannut UV-B-säteilyn lisääntyminen ei kuitenkaan automaattisesti tarkoita haittavaikutusten lisääntymistä, koska iho voi sopeutua kasvaneeseen säteilymäärään erilaisin mekanismein.^[41]

Kasvaneen UV-säteilyannoksen tiedetään lisäävän riskiä sairastua ihosyöpään, koska säteily voi aiheuttaa mutaatioita soluissa. Melanooma on ihosyövistä vaarallisin, jopa tappava. Sen esiintyminen on viisinkertaistunut Suomessa 1900-luvun loppupuolella. Ihosyövistä jopa 70 prosentin arvioidaan nykyään aiheutuvan auringon säteilystä; seurauksena on noin 50–100 kuolemantapausta vuodessa.^[42] Otsonikadon vaikutusta melanoomatapausten lisääntymiseen on kuitenkin vaikea arvioida: enemmänkin on kyse ihmisten elämäntapojen muutoksesta. Mahdollisen vastustuskyvyn heikkenemisen vaikutusta sairauksien leviämiseen ei osata arvioida.^[43]

Pitkäaikainen altistuminen voimakkaalle UV-säteilylle aiheuttaa silmän mykiön samentumia, pahimmillaan kaihia ja jopa sokeuden. Lyhytaikainenkin altistus voi aiheuttaa silmän sarveiskalvon tulehduksen eli lumisokeuden, etenkin jos säteily tulee epätavallisesta suunnasta, kuten lumisesta maasta heijastumalla. Säteily saattaa aiheuttaa myös pysyviä sarveiskalvon rappeumia, mikäli altistus on jatkuvaa. UV-säteily aiheuttaa silmän pohjassa verkkokalvon solujen rappeumia, jotka vaikuttavat erityisesti lähinäkökykyyn. Otsonikadon seurauksena silmäsairaudet saattavat jonkin verran lisääntyä, mutta arvioiden tekeminen on vaikeaa.^[44]

Etelämantereen otsoniaukko ulottuu kaikeksi onneksi vain harvoin asuttujen alueiden eli Etelä-Amerikan, Australian tai Uuden-Seelannin yläpuolelle. Otsonikadon vaikutuksesta pingviineihin ei ole tietoa^[45], mutta planktonin väheneminen saattaisi olla kohtalokasta näille ravintoketjun huipulla oleville linnuille.

[muokkaa] Vaikutukset kasveihin ja vesiekosysteemeihin

Lisääntyneen ultraviolettisäteilyn pelätään vaikuttavan kasviplanktoniin ja sitä kautta koko valtamerten ekosysteemiin.

Kasvit reagoivat lisääntyneeseen UV-säteilyyn, mutta ne pystyvät jossain määrin myös sopeutumaan suurempaan säteilymäärään. Otsonikadon pelätään pienentävän viljelykasvien satoja ja vaikeuttavan siten ihmiskunnan ruokahuoltoa. UV-säteilyn vaikutuksista kasveihin tiedetään kuitenkin vielä liian vähän, koska tutkimukset on tehty lähinnä viljelykasveille kasvihuoneissa tai muuten koeolosuhteissa. Lisäksi UV-säteilyn suoraa vaikutusta tärkeämpi saattaa olla sen vaikutus kasvitauteihin ja tuholaisiin. Metsistä tiedetään vielä vähemmän, mutta pienetkin muutokset säteilymäärässä voivat pitkäikäisille kasveille olla merkittäviä.^[46]

Ultraviolettisäteilyn lisääntyminen saattaa vaurioittaa pintavesien planktonia, mikä voi vahingoittaa koko maapallon ekosysteemiä. Tämän pelätään heikentävän merten hiilinielua, koska kasviplankton sitoo ilmasta hiilidioksidia yhteyttäessään.^[47] Etelämantereella on havaittu kasviplanktonin tuotannon vähentyneen otsonikadon seurauksena. Planktonin merkitys on suuri, koska se muodostaa perustan valtamerten ravintoketjuille. Säteily voi vahingoittaa myös varhaisessa kehitysvaiheessa olevia kaloja ja äyriäisiä. Lisääntyneellä UV-B-säteilyllä tiedetään olevan haitallisia vaikutuksia meriekosysteemeihin, mutta niiden suuruutta voidaan vasta karkeasti arvioida. On esitetty, että otsonin vähentyminen 16 prosentilla voisi aiheuttaa kasviplanktonin vähenemisen viidellä ja sen seurauksena kalansaaliiden pienenemisen seitsemällä prosentilla.^[48]

[muokkaa] Poliittiset toimet

Joidenkin otsonia tuhoavien kaasujen pitoisuuksien kehitys. CFC-yhdisteiden käyttö on selvästi vähentynyt, mutta niitä korvaavien HCFC-yhdisteiden pitoisuudet kasvavat. Kaiken kaikkiaan otsonia tuhoavien yhdisteiden määrä on kuitenkin laskenut.

Pääartikkeli: Montrealin pöytäkirja

Jo vuonna 1976 saatiin tieteellistä näyttöä siitä, että CFC-yhdisteet saattavat tuhota otsonia yläilmakehässä. Silloin jotkin maat, kuten Yhdysvallat, Kanada, Ruotsi ja Norja, alkoivat vähentää CFC-yhdisteiden käyttöä ponnekaasuina. Euroopan yhteisö ei ryhtynyt toimenpiteisiin, ja CFC:n tuotanto palasi vuoteen 1986 mennessä lähes rajoituksia edeltäneelle tasolle.

Vuonna 1985 laadittiin otsonikerroksen suojelua koskeva Wienin yleissopimus, jolla hahmoteltiin tulevaa yhteistyötä otsonikerroksen tutkimiseksi ja suojelemiseksi. Päätöstä konkreettisista päästörajoituksista ei vielä saatu aikaan, koska tieteelliset todisteet merkittävästä otsonikadosta puuttuivat. Etelämantereen otsoniohentuma havaittiin kuitenkin vain vähän myöhemmin, mikä toi asialle julkisuutta ja CFC-päästöjen rajoittamiselle poliittista tahtoa. Kaksi vuotta myöhemmin, 16. syyskuuta 1987, kaikkiaan 46 valtion edustajat allekirjoittivat Montrealin pöytäkirjan ja siten sitoutuivat jäädyttämään CFC-yhdisteiden tuotannon vuoden 1986 tasolle ja vähentämään sitä puolella vuoteen 1999 mennessä. Kun kadosta saatiin lisää tieteellisiä tutkimustuloksia, sopimusta vahvistettiin vuonna 1990 Lontoossa. Nyt osanottajat sitoutuivat lopettamaan CFC-yhdisteiden ja halonien käytön kokonaan vuoteen 2000 mennessä lukuun ottamatta hyvin pieniä tärkeitä käyttökohteita muun muassa astmalääkkeissä. Vuoden 1992 kokouksessa Kööpenhaminassa aikataulua kiristettiin vuoteen 1996.^[49]

CFC-kaasuja on korvattu vähemmän haitallisilla HCFC-yhdisteillä, joista ollaan kuitenkin myös huolestuneita. Joissakin sovelluksissa on käytetty HFC-yhdisteitä, jotka eivät sisällä klooria tai bromia mutta ovat voimakkaita kasvihuonekaasuja. Näistä käyttökelpoisin on luultavasti HFC-134a, jolla esimerkiksi Yhdysvalloissa on suurelta osin korvattu CFC-12 autojen ilmastointijärjestelmissä. Myös hiilivedyillä voidaan korvata CFC-yhdisteitä. Montrealin pöytäkirjan katsotaankin olleen menestyksellinen juuri siksi, että korvaavia yhdisteitä oli kohtuullisen helppo löytää. Nykyään jo melkein kaikki maailman valtiot ovat allekirjoittaneet sekä Wienin yleissopimuksen että Montrealin pöytäkirjan.

Vuonna 1994 YK nimitti Montrealin pöytäkirjan allekirjoituspäivämäärän (16. syyskuuta) kansainväliseksi otsonikerroksen suojelemisen päiväksi (International Day for the Preservation of the Ozone Layer).

[muokkaa] Otsonikerroksen tulevaisuus

Otsoniohentuma Etelämantereen yllä syyskuussa 2006.

Montrealin pöytäkirjan voimaantulo ja siihen tehdyt täydennykset ovat johtaneet CFC-yhdisteiden käytön vähentymiseen. Tästä syystä tärkeimpien otsonia tuhoavien yhdisteiden pitoisuudet alailmakehässä ovat pienentyneet: vuoteen 2005 mennessä ihmisperäisten otsonia tuhoavien kaasujen määrä troposfäärissä oli laskenut 8–9 % niiden 1990-luvun alussa havaittuihin huippulukemiin verrattuna^[50]. Etelämantereen yläpuolisen otsonikerroksen toipuminen vie kuitenkin aikansa, koska otsonia tuhoavat yhdisteet viipyvät ilmakehässä vuosikymmeniä, jopa vuosisatoja. Otsonikerroksen kehitystä tulevina vuosikymmeninä voidaan arvioida tietokonemallien avulla: sen arvellaan palautuvan ennalleen aikaisintaan vuoden 2050 tienoilla. Mallien luotettavuutta on kuitenkin vaikea arvioida.

Myönteisen kehityksen taantumista saattaa aiheuttaa ilmaston lämpeneminen, jonka odotetaan viilentävän stratosfääriä. Tämän pelätään pahentavan otsonikatoa etenkin pohjoisilla napa-alueilla, koska stratosfäärin jäähtyminen saattaa vahvistaa pohjoista polaaripyörrettä ja pidentää sen elinikää. Kytkennät ovat kuitenkin monimutkaisia, eikä niitä ymmärretä vielä täydellisesti. Lisäksi ilmastonmuutos voi vaikuttaa UV-säteilyn määrään esimerkiksi pilvisyyden ja maanpinnan heijastavuuden kautta.^[51]

Toinen epävarmuutta aiheuttava tekijä on otsonia tuhoavien aineiden käyttö kehitysmaissa ja se, miten hyvin muut maat noudattavat päästörajoituksia. Montrealin pöytäkirjasta huolimatta halonien ja CFC-yhdisteiden tuotanto on jatkunut esimerkiksi joissakin entisen Neuvostoliiton maissa, ja CFC-yhdisteitä on salakuljetettu Yhdysvaltoihin ja EU:hun^[52]. CFC-yhdisteitä on korvattu muilla klooria sisältävillä kaasuilla kuten HCFC-yhdisteillä, joiden määrä ilmakehässä kasvaa samaan aikaan kun CFC-yhdisteiden pitoisuudet pienenevät. Niidenkin käyttö pyritään lopettamaan tulevina vuosikymmeninä. Tulevaisuudessa on lisäksi pohdittava tarkoin muun muassa stratosfäärissä lentävien yliäänikoneiden vaikutusta otsonikerrokseen, mikäli liikenne yläilmakehässä lisääntyy. Voimakkaat tulivuorenpurkaukset saattavat myös hidastaa otsonikerroksen toipumista.

Viimeaikaisten havaintojen perusteella otsonikerroksen toipuminen saattaa kestää hieman odotettua pidempään. Vuoden 2006 syksyllä Etelämantereen yllä havaittiin ennätyssuuri, yli 27 miljoonan neliökilometrin laajuinen otsoniaukko.^[53] Toisaalta vuonna 2007 aukko oli jopa 30 prosenttia edellisvuotta pienempi, mutta muutoksen arvellaan johtuvan luontaisesta vaihtelusta.^[54] Luontainen vaihtelu on suurta erityisesti napa-alueilla, missä ilmakehän kiertoliike vaikuttaa otsonipitoisuuksiin. Muualla maapallolla otsonimäärän hidas lasku on ilmeisesti pysähtynyt.^[51] NASAn arvion mukaan otsonikerroksen tilan pitäisi kääntyä hitaasti parempaan päin viimeistään 2020-luvulla. Tässä arviossa on huomioitu sekä CFC-yhdisteiden että ilmastonmuutoksen vaikutus.^[55] Otsoniohentuman kuroutuminen umpeen vie kuitenkin aikaa: otsonikerros saattaa palautua ennalleen vasta pari vuosikymmentä odotettua myöhemmin, 2060-luvun lopulla.^[56]

[muokkaa] Tutkimuksen historiaa

Otsonikerroksen pystyprofiilia mittaavan havaintopallon laukaisu Etelämantereella

Ensimmäiset säännölliset otsonimittaukset aloitti Gordon Dobson 1920-luvulla Oxfordin yliopistossa. Hänen mittalaitteensa mittasi otsonin kokonaismäärää maan pinnalta ilmakehän yläosaan tietyllä paikalla. Dobson huomasi, että otsonin määrä ei ole vakio vaan vaihtelee erityisesti vuodenaikojen mukaan. Otsonikerroksen muodostukseen liittyvän peruskemian ja -fysiikan selvitti Sidney Chapman hiukan myöhemmin. 1950-luvulla David Bates ja Marcel Nicolet esittivät todisteita siitä, että vapaat radikaalit kuten hydroksyyli (OH) ja typpioksidi (NO) saattaisivat katalysoida otsonin reaktioita. Näitä yhdisteitä tiedettiin olevan stratosfäärissä, joten asiaa pidettiin luonnollisena otsonin määrän säätelijänä. Kansainvälisenä geofysiikan vuonna 1957 aloitettiin säännölliset otsonimittaukset Etelänapamantereella.

Vuonna 1970 Paul Crutzen esitti, että dityppioksidin (N₂O) päästöt saattaisivat vaikuttaa typpioksidin määrään stratosfäärissä. Hän huomautti, että dityppioksidi on riittävän pitkäikäinen päästäkseen stratosfääriin, jossa se muuttuu typpioksidiksi, ja että lannoitteiden lisääntyvä käyttö voisi johtaa dityppioksidin päästöjen kasvuun. Siten ihmistoiminnalla saattaisi olla vaikutusta otsonikerrokseen. Seuraavana vuonna Crutzen ja hänestä riippumatta Harold Johnston esittivät, että alastratosfäärissä lentävien yliäänikoneiden NO-päästöt saattaisivat myös tuhota otsonia.^[57]

CFC-yhdisteiden otsonia tuhoavan vaikutuksen huomasivat ensi kertaa Frank Sherwood Rowland ja Mario Molina vuonna 1974. He ehdottivat, että pitkäikäiset halogenoidut orgaaniset yhdisteet saattaisivat toimia samaan tapaan kuin Crutzenin dityppioksidi. James Lovelock oli sitä ennen jo mitannut CFC-yhdisteiden pitoisuuksia ilmakehässä ja huomannut, että melkein kaikki ihmisen valmistamat CFC-yhdisteet olivat yhä tallella ilmakehässä. Molina ja Rowland päättelivät, että CFC-kaasut pääsevät stratosfääriin ja että niistä vapautuu siellä klooria UV-säteilyn vaikutuksesta. Vuotta aikaisemmin Richard Stolarski ja Ralph Cicerone olivat selvittäneet, että kloori voi katalysoida otsonia tuhoavia reaktioita, mutta vasta Molina ja Rowland oivalsivat CFC-yhdisteiden olevan stratosfääriin pääsevän kloorin lähde. Molinan ja Rowlandin osoitettua CFC-yhdisteiden olevan uhka otsonikerrokselle muutamat valtiot kielsivät niiden käytön ponnekaasuina 1970-luvun lopussa. Molina, Rowland ja Crutzen saivat vuoden 1995 Nobelin kemianpalkinnon tutkimuksistaan.^[58]

Vaikka CFC-yhdisteistä osattiin jo olla huolestuneita, Etelämantereen otsoniohentuman havaitseminen 1980-luvun puolivälissä tuli tutkijoille yllätyksenä. Joseph Farman, Brian Gardiner ja Jonathan Shanklin havaitsivat vuonna 1985, että otsonin kokonaismäärä Etelämantereen yläpuolella alkukeväästä oli laskenut melkein puoleen vuosien 1975 ja 1984 välisenä aikana. Vaikka otsonikadosta oli saatu viitteitä jo aikaisemmin, tulokset olivat niin yllättäviä, että niitä pidettiin aluksi mittausvirheinä. Nämä mittaukset tehtiin maasta käsin Dobsonin spektrofotometrillä Halleyn tutkimusasemalla (76°S, 27°W). 1950- ja 60-lukujen vaihteessa otsonin kokonaismäärä oli ollut keväisinkin yli 300 DU, kun se 1980-luvun alussa oli vain noin 200 DU. Vuotta myöhemmin satelliittihavaintojen avulla varmistettiin, että otsonikatoa tapahtui melkein koko Etelämantereen alueella.^[59]

Havaitulle ilmiölle alettiin heti kehitellä erilaisia selityksiä. Syyllistä etsittiin muun muassa auringonpilkuista, mutta jatkotutkimukset saivat tutkijat vakuuttuneiksi siitä, että kadon syynä olivat kylmissä olosuhteissa syntyvien hiukkasten pinnoilla tapahtuvat kemialliset reaktiot, joissa klooria vapautuu reserviyhdisteistä.

[muokkaa] Vääriä käsityksiä ja kritiikkiä

Rowlandin ja Molinan esitettyä vuonna 1974 teoriansa siitä, että CFC-yhdisteet tuhoavat otsonia, he saivat osakseen voimakasta kritiikkiä. Etelämantereen otsoniohentuman havaitseminen vuonna 1985 vei kuitenkin pohjan kriitikoiden epäilyiltä: kato oli ollut paljon suurempaa kuin edes Rowland ja Molina olivat uumoilleet.^[60] Nykyään tiedeyhteisössä vallitsee suuri yksimielisyys siitä, että otsonikato johtuu ihmisen ilmakehään päästämistä yhdisteistä. Seuraavassa on käsitelty joitakin aiheeseen usein liitettyjä harhaluuloja.

[muokkaa] CFC-yhdisteiden pääsy yläilmakehään

Toisinaan huomautetaan, että koska CFC-molekyylit ovat paljon ilmaa raskaampia, niitä ei voi merkittävässä määrin päästä stratosfääriin otsonia tuhoamaan. Ilmakehän kiertoliike on kuitenkin riittävän voimakas kuljettamaan näitä yhdisteitä stratosfääriin. Koska CFC-yhdisteet ovat todella pitkäikäisiä, tuulet sekoittavat ne tasaisesti ilmakehään. Tämän vuoksi ei myöskään ole merkitystä sillä, missä kohtaa maapalloa niiden päästöt tapahtuvat: otsonikato voimistuu kaikkialla (ja erityisesti napa-alueilla) riippumatta siitä, käytetäänkö CFC-yhdisteitä Suomessa vai Intiassa.^[61]

[muokkaa] Luonnolliset kloorin lähteet

Pinatubo-tulivuoren purkauksella vuonna 1991 oli vaikutusta otsonikatoon.

Toinen argumentti otsonikatoa vastaan liittyy luonnollisista lähteistä peräisin olevan kloorin määrään ilmakehässä. Klooria (ja bromia) pääsee troposfääriin muun muassa valtameristä ja tulivuorista. Otsonikadon kannalta ratkaisevaa on kuitenkin stratosfäärin kloorin määrä. Valtamerien kloori vapautuu hyvin matalalle ilmakehään. Samoin suurin osa tulivuorenpurkauksista on niin heikkoja, että ne eivät ulotu stratosfääriin. Tämä kloori on enimmäkseen vetykloridia (HCl) ja siten vesiliukoista. Se ei koskaan pääse stratosfääriin, koska se liukenee veteen ja poistuu sadeveden mukana ilmakehästä. Alailmakehään vapautettu yhdiste tarvitsee ainakin muutaman vuoden kulkeutuakseen stratosfääriin: vain hyvin pieni osa lyhytikäisistä yhdisteistä pääsee yläilmakehään. CFC-yhdisteet sen sijaan ovat veteen liukenemattomia ja siten pitkäikäisiä.

Hyvin voimakkaat tulivuorenpurkaukset voivat aiheuttaa vetykloridin kulkeutumista suoraan stratosfääriin, mutta suorat mittaukset ovat osoittaneet, että niiden vaikutus on vähäinen CFC-yhdisteiden klooriin verrattuna. Sen sijaan tulivuoret voivat vaikuttaa otsonikatoon lisäämällä aerosolien määrää stratosfäärissä. Merten biologisissa prosesseissa syntyy myös metyylikloridia, joka on pitkäikäisempi yhdiste, mutta senkin vaikutus on melko vähäinen. Kaiken kaikkiaan stratosfäärin kloorista alle 20 % on peräisin luonnollisista lähteistä, loppu on kokonaan ihmisperäistä.^[62]

[muokkaa] Lähteet

• Gustafsson, Jaana (toim.): Maailmanlaajuiset ympäristöongelmat – uhkakuvista yhteistyöhön. Turun yliopiston täydennyskoulutuskeskus, 1999. ISBN 951-29-1516-2. Luku 6: Stratosfäärin otsoni ja auringon ultraviolettisäteily (Petteri Taalas).
• Hakala, Harri & Jari Välimäki: Ympäristön tila ja suojelu Suomessa. Helsinki:Gaudeamus, 2003. ISBN 951-662-875-3. Otsonikato s.113–126.
• Kulmala, Markku, Jukka Hienola, Kaarle Hämeri, Liisa Pirjola ja Timo Vesala: Fysiikka, kemia ja ympäristöongelmat. Helsinki:Aerosolitutkimusseura ry, 1999. ISBN 952-5027-19-8. Luku 5: Otsoni.
• Environmental Effects of Ozone Depletion: 1994 Assessment Marraskuu 1994. UNEP. Viitattu 20.1.2007. (englanniksi)
• Scientific Assessment of Ozone Depletion 2002 WMO ja UNEP. Viitattu 14.10.2007. (englanniksi)
  • Fahey, D.W. ym.: Twenty Questions and Answers About the Ozone Layer 2002. Scientific Assesment of Ozone Depletion. Viitattu 10.1.2007. (englanniksi)
• Scientific Assessment of Ozone Depletion 2006 WMO ja UNEP. Viitattu 14.10.2007. (englanniksi)
• Stratospheric Ozone: An Electronic Textbook United States Coast Guard Academy, NASA Goddard Space Flight Center ja Department of Ocean, Earth & Atmospheric Sciences, Old Dominion University. Viitattu joulukuussa 2006.

[muokkaa] Viitteet

[muokkaa] Aiheesta muualla

Wikimedia Commonsissa on kuvia tai muita tiedostoja aiheesta otsonikerros.

• Otsonikato (www.ymparisto.fi)
• Ilmatieteen laitos – tietoa kahdesta eri otsoniongelmasta
• Otsoni ja CFC-yhdisteet – Ympäristökemian verkkokurssi
• NOAA Stratospheric Ozone Webpage (englanniksi)
• Ozone Depletion And Global Environmental Change (Columbia University) (englanniksi)
• The Ozone Tour (Centre for Atmospheric Science, University of Cambridge) (englanniksi)
• U.S. Environmental Protection Agency: Ozone Depletion (englanniksi)
  • On the Trail of the Missing Ozone – johdatus otsonikatoon sarjakuvana (englanniksi)
• Faqs.org: Ozone Depletion (englanniksi)
• Encyclopedia of the Atmospheric Environment (englanniksi)
• Frequently Asked Questions about the Ozone Hole (The Weather Underground) (englanniksi)