Veranderingen in het klimaat kunnen gevolgen hebben voor ozon, maar veel gevolgen zijn nog onzeker.
Bij de vorming van ozonsmog spelen hoge temperaturen en sterke zonne-instraling een belangrijke rol. Als het warmer wordt zullen piekniveaus van vervuiling tijdens smogepisodes hoger worden bij gelijkblijvende emissies. De smogvorming wordt mogelijk ook beïnvloed door veranderingen in de bewolking.
Ook is de aan- en afvoer van ozon en van de voorlopers van ozon afhankelijk van circulatiepatronen in de troposfeer die kunnen veranderen. In Nederland komt ozonsmog vooral voor op warme, zonnige dagen, bij zwakke wind uit oostelijke of zuidelijke richting en een blokkade van de westelijke stroming. Vervuiling blijft dan hangen en ozon kan zich ophopen, mede door aanvoer van vervuiling uit Duitsland of België. Als zulke weercondities vaker voorkomen, zullen ook smogepisodes vaker voorkomen. De huidige klimaatmodellen kunnen echter nog niet met zekerheid zeggen of zulke blokkades vaker of juist minder vaak zullen voorkomen.
De meeste klimaatmodellen voorspellen dat de opwarming van de aarde de grootschalige circulatie in de stratosfeer zal versterken. Dan zal hoogstwaarschijnlijk ook de instroom van ozon vanuit de stratosfeer toenemen, wellicht met ongeveer 25% in de loop van de eeuw, ofwel een toename met ongeveer 6 μg.m-3 ozon in februari-maart.1
Daar staat tegenover dat de afbraak van ozon in de troposfeer onder invloed van zonlicht – vooral boven tropische oceanen – sneller zal verlopen door een hogere luchtvochtigheid.
Het gecombineerde effect van de genoemde veranderingen op de ozonconcentratie aan het aardoppervlak (Figuur 1) vertoont nog relatief grote onderlinge verschillen tussen modellen. De schattingen van deze effecten zijn dus nog onzeker.
Klimaatverandering heeft ook indirect invloed op ozon, bij voorbeeld doordat de biogene emissies van NMVOS (zoals isopreen en terpenen) door bomen en planten veranderen, en ook de emissie van NOx uit de bodem en de NOx-productie in de hogere troposfeer door bliksem.
Klimaatverandering volgens het IPCC-A2-scenario zou tussen 2000 en 2100 een forse invloed kunnen hebben op de emissies van koolwaterstoffen als isopreen (+60%) en terpenen (+100%) en op NOx-emissies uit de bodem (+22%)3. In onze regio zouden ozonconcentraties in juni-augustus hierdoor kunnen oplopen met 30 μg.m-3. Dit is meer dan het effect van klimaatverandering zonder veranderingen in biogene emissies, dat wordt geschat op maximaal 16 μg.m-3 in West-Europa (Figuur 2).
Deze cijfers uit mondiale modellen worden bevestigd door regionale modellen voor Europa die het gecombineerde effect beschrijven van klimaatverandering en toename van biogene uitstoot van NMVOS. Regionale modellen hebben een hogere ruimtelijke resolutie en zijn daarom beter in staat om de kleinschalige processen te beschrijven die een rol spelen bij de vorming van ozonsmog in industriële gebieden.
Recent4 zijn de regionale Europese ozonconcentraties berekend voor de laatste decennia van de eeuw. Op basis van hetzelfde IPCC-A2-scenario als hierboven gebruikt, zouden de zomerse piekwaarden in Nederland toenemen met maximaal ongeveer 32 μg.m-3. Bij een alternatief IPCC-B2-scenario komt de groei uit op 20 μg.m-3 (Figuur 3). Die groei wordt in in beide gevallen vooral toegeschreven aan de toenemende biogene emissies van isopreen. Ook de afname van de bewolkingsgraad boven grote delen van Europa en een toename van de temperatuur in de atmosferische grenslaag zullen ozonvorming in de zomer versnellen. Deze conclusies worden bevestigd door een eerdere regionale modelstudie5 .
De modelstudies nemen tot dusverre echter niet het effect van de veranderende CO2-concentatie mee. Door een toename van de CO2-concentratie zullen de emissies van isopreen en waarschijnlijk ook die van andere koolwaterstoffen minder snel toenemen of mogelijk zelfs kunnen afnemen. De mondiale isopreenemissies zouden door CO2-toename volgens het IPCC-A2-scenario zelfs kunnen halveren, wat opgeteld bij het klimaateffect netto neerkomt op een lichte afname van isopreenemissies (-14%)6. Voor West-Europa betekent dit maximaal 20 μg.m-3 ozon minder, gemiddeld over de maand juli.
Klimaatverandering kan ook leiden tot een afname van de droge depositie van ozon. De snelheid waarmee ozon door vegetatie kan worden opgenomen neemt namelijk af door een gebrek aan bodemwater in perioden van droogte. In Nederland zou een verminderde depositie ten gevolge van klimaatverandering (IPCC-A2-scenario) in deze eeuw kunnen leiden tot een toename van maximaal 2-4 μg.m-3 in de dagelijkse ozonmaxima gemiddeld over de zomer7. Tijdens perioden van extreme droogte kan het effect van een verminderde depositie groter zijn. Zo heeft een verminderde depositie waarschijnlijk bijgedragen aan de extreem hoge ozonconcentraties in Europa tijdens de hittegolf van augustus 20038. Een bovengrens voor dit effect is geschat door in een model de droge depositie helemaal uit te zetten in een groot deel van het Europese domein. Hierdoor namen de maximale ozonconcentraties tijdens de hittegolf toe met gemiddeld 34 μg.m-3 9. In werkelijkheid zal het effect niet zo groot zijn, omdat een deel van de droge depositie van ozon niet via de huidmondjes van planten plaatsvindt en de depositie dus nooit helemaal zal stil vallen.
Ten slotte kunnen ook de frequentie en omvang van bosbranden en natuurlijke methaanemissies veranderen. Ook de impact van deze koppelingen is nog onvoldoende bekend.
Ozon werkt op twee niveaus in op het klimaat. In de stratosfeer heeft de mens via uitstoot van chloorfluorkoolwaterstoffen, cfk’s, een negatieve invloed op de hoeveelheid ozon. Zo ontstaat jaarlijks het ozongat boven de Zuidpool. Ook heeft de afnemende ozonconcentratie in de stratosfeer een licht koelende werking op de atmosfeer. Dat komt enerzijds doordat de stratosfeer minder zonlicht absorbeert, waardoor zonlicht meer vrije doorgang heeft. De lagere stratosfeer wordt daardoor iets koeler en dan ontstaat een tweede effect: minder thermische infraroodstraling richting troposfeer.
De sterkte van het effect op het klimaat geven onderzoekers aan met de term ‘stralingsforcering’: de verandering in de netto-instraling op de grens van troposfeer en stratosfeer (de ‘tropopause’). Het meest recente rapport van het Intergovernmental Panel on Climate Change10 schat dat de netto-instraling (zon plus infrarood) door de afname van stratosferisch ozon is gedaald met 0,05 Watt per m2, met een onzekerheidsmarge van 0,10 W.m-2. Overigens heeft het internationale Protocol van Montreal uit 1987 de uitstoot van cfk’s zo ver teruggebracht dat de stratosferische ozonlaag zich naar verwachting halverwege deze eeuw zal hebben hersteld.
In de troposfeer neemt de ozonconcentratie juist toe, en ook dat speelt een belangrijke rol in de opwarming van de aarde. Vooral in de hogere troposfeer, waar de temperaturen laag zijn, is ozon een sterk broeikasgas.
Na kooldioxide en methaan is troposferisch ozon het belangrijkste antropogene broeikasgas (Figuur 4). Het IPCC schat de relatieve bijdrage van troposferisch ozon aan de totale stralingsforcering op 0,35 W.m-2, ofwel 12% van het totaal. Omdat deze waarde gebaseerd is op modelberekeningen en omdat de pre-industriële ozonniveaus niet goed bekend zijn, is de onzekerheid in deze schatting echter groot. Het IPCC geeft aan dat de waarde voor 90% betrouwbaar ligt tussen 0,25 W.m-2 en 0,65 W.m-2. Met die bovenwaarde zou ozon zelfs vóór methaan (0,48 ± 0,05 W.m-2) het belangrijkste antropogene broeikasgas na kooldioxide zijn.
In tegenstelling tot de andere broeikasgassen in Figuur 4, hangt de concentratie van troposferisch ozon sterk af van de locatie op het aardoppervlak, dus is de forcering van het klimaat ook regionaal afhankelijk. Modelberekeningen laten zien dat ozon het noordelijk halfrond11 ongeveer twee keer zo snel heeft opgewarmd als het zuidelijk halfrond. In de periode 1890 tot 1990 heeft de toename van troposferisch ozon vooral sterk bijgedragen aan de opwarming van het Noordpoolgebied in de winter en de lente, met 0,4 tot 0,5 oC. Dat komt omdat ozon daar dan slechts langzaam wordt afgebroken en vanuit Noord-Amerika, Europa en Azië wordt aangevoerd.
In bepaalde vervuilde gebieden van het noordelijk halfrond is de opwarming in de zomer lokaal meer dan 0,5 oC12. Dit is bijvoorbeeld het geval in delen van Noord-Amerika, in het noorden van Scandinavië en in delen van Oost-Europa en Centraal- en Oost-Azië. Vrijwel overal in West-Europa wordt de bijdrage in de zomer echter geschat op minder dan 0,3 oC. Dit is te weinig om in de simulaties een statistisch significant signaal op te leveren.
Naast deze directe bijdrage, beïnvloedt ozon het klimaat ook indirect. Hoge ozonconcentraties nabij het aardoppervlak leiden namelijk tot schade aan vegetatie en tot verminderde landbouwopbrengsten. Daarmee verstoort ozon de opname van CO2 in de biosfeer. De stralingsforcering door de extra hoeveelheid CO2 die zich hierdoor in de atmosfeer bevindt wordt geschat op 0,2 tot 0,4 W.m-2, wat vergelijkbaar is met het directe effect van troposferisch ozon13.
Voor het klimaatbeleid is het relevant te weten hoe de klimaatverandering door ozon en methaan uiteindelijk te herleiden is naar antropogene emissies. Zowel bij ozon als methaan is de stralingsforcering een optelsom van chemische reacties in de atmosfeer.
Methaanemissies veroorzaken een wereldwijde toename van de methaanconcentratie en bevorderen daardoor de vorming van ozon op mondiale schaal. Emissies van de andere precursorgassen (CO, NOx en NMVOS) leiden tot ozonvorming op regionale schaal maar beïnvloeden ozon ook op mondiale schaal door hun effect op methaan. Emissies van CO en NMVOS vertragen de afbraak van methaan (door OH) in de troposfeer en verhogen daardoor de methaanconcentratie, wat leidt tot extra ozonvorming op mondiale schaal. Emissies van NOx hebben een tegenovergesteld effect op methaan en brengen de ozonvorming op mondiale schaal juist omlaag.
De bijdrage van CO, NMVOS en NOx aan de stralingsforcering door ozon bestaat dus uit een positieve regionale component en een mondiale component, die positief is voor CO en NMVOS maar negatief voor NOx. Voor alle precursorgassen geldt echter dat hun nettobijdrage aan de wereldgemiddelde forcering door troposferisch ozon positief is (Figuur 5).
De bijdrage aan de stralingsforcering door methaan is positief voor methaan, CO en NMVOS, maar negatief voor NOx. Deze negatieve bijdrage van NOx aan de forcering door methaan is sterker dan de positieve bijdrage van NOx aan de forcering door ozon (Figuur 5). Dit is het geval voor alle antropogene bronnen van NOx behalve voor NOx-emissies van vliegverkeer, die in hogere luchtlagen plaatsvinden14.
Antropogene emissies van methaan dragen dus sterker bij aan de opwarming van de aarde dan de directe stralingsforcering door de toegenomen hoeveelheid methaan in de atmosfeer suggereert. De invloed van antropogeen methaan wordt voor een deel gemaskeerd door de andere precursorgassen en wordt de helft van de stralingsforcering door ozon veroorzaakt door antropogeen methaan.
Concluderend schatten modelberekeningen15 de totale stralingsforcering ten gevolge van antropogene methaanemissies op 0,79 W.m-2 (Figuur 5). Dit is 26% van de geschatte totale stralingsforcering door broeikasgassen. Emissies van CO en NMVOS leveren samen een forcering van 0,21 W.m-2 en emissies van NOxeen negatieve forcering van 0,11 W.m-2.
Hieruit blijkt dat emissiereductie van methaan een effectieve manier is om de opwarming van de aarde tegen te gaan.16
Ten slotte beïnvloeden de antropogene emissies van deze gassen het klimaat ook op indirecte manieren. Stikstofdepositie bijvoorbeeld leidt tot vermesting of verzuring van de bodem en beïnvloedt daarmee de groei van vegetatie en dus de CO2-balans in de atmosfeer. Methaan versterkt de productie van waterdamp in de stratosfeer, wat de broeikaswerking versterkt. Sommige ozonprecursorgassen reguleren de vorming van sulfaat- en nitraataerosolen, die zowel het zonlicht direct weerkaatsen als de vorming van wolken beïnvloeden.17, 18
Veranderingen in het klimaat hebben mogelijk grote gevolgen voor de ozonconcentraties op mondiale, regionale en lokale schaal.
Voor Nederland is het aannemelijk te veronderstellen dat de ozonpieken zullen stijgen ten gevolge van klimaatverandering. De ozonvorming neemt namelijk toe bij hogere temperaturen doordat de chemische reacties die leiden tot ozonvorming efficiënter verlopen en bomen en omdat planten meer isopreen gaan uitstoten. Klimaatverandering kan ook leiden tot een afname van de depositie van ozon door een minder efficiënte opname door vegetatie tijdens perioden van droogte.
Op basis van de huidige klimaatmodellen is niet met zekerheid te zeggen of de meteorologische condities die de vorming van ozonsmog bevorderen, in de toekomst vaker dan wel minder vaak zullen voorkomen.
Ook is nog onzeker hoe de frequentie en omvang van bosbranden zullen veranderen en wat het gevolg daarvan is op de ozonconcentraties.
De toename in de isopreenemissies ten gevolge van klimaatverandering wordt gedeeltelijk of geheel gecompenseerd door de stijgende CO2-concentratie. Het netto-effect is niet goed bekend.
Ozon is een belangrijk klimaatgas. Van alle antropogene broeikasgassen draagt troposferisch ozon na CO2 en methaan het meest bij aan de opwarming van de aarde.
De toename van troposferisch ozon sinds het begin van de industrialisatie heeft vooral sterk bijgedragen aan de opwarming van het Noordpoolgebied in de winter en lente en een aantal geïndustrialiseerde regio’s in de zomer. In een groot deel van West-Europa (inclusief Nederland) is de bijdrage van ozon aan de opwarming relatief klein geweest.
De klimaatforcering door ozon wordt voor ongeveer de helft veroorzaakt door antropogene emissies van methaan. Aangezien methaan zelf een belangrijk broeikasgas is, is het reduceren van methaanemissies daarom een effectieve manier om de opwarming van de aarde tegen te gaan.
Dit artikel is een bewerking van Hoofdstuk 4 uit het Dossier Ozon 2011: Een overzicht van de huidige stand van kennis over ozon op leefniveau in Nederland.
Collins WJ, Derwent RG, Garnier B, Johnson CE, Sanderson MG, Stevenson DS. Effect of stratosphere-troposphere exchange on the future tropospheric ozone trend. J Geophys Res. 2003;108(D12):8528.
Ellingsen K, Gauss M, Van Dingenen R, Dentener FJ, Emberson L, Fiore AM, Schultz MG, Stevenson DS, et al. Global ozone and air quality: a multi-model assessment of risks to human health and crops. Atmos Chem Phys Discuss. 2008;8:2163-2223.
Hauglustaine DA, Lathière J, Szopa S, Folberth GA. Future tropospheric ozone simulated with a climate-chemistry-biosphere model. Geophys Res Lett. 2005;32:L24807, doi:10.1029/2005GL024031.
Meleux F, Solmon F, Giorgi F. Increase in summer European ozone amounts due to climate change. Atmos Environ. 2007;41:7577-7587.
Langner J, Bergström R, Foltescu V. Impact of climate change on surface ozone and deposition of sulphur and nitrogen in Europe. Atmos Environ. 2005;39:1129-1141.
Young PJ, Arneth A, Schurgers G, Zeng G, Pyle JA. The CO2 inhibition of terrestrial isoprene emission significantly affects future ozone projections. Atmos Chem Phys. 2009;9:2793-2803.
Andersson C, Engardt M. European ozone in a future climate: Importance of changes in dry deposition and isoprene emissions. J Geophys Res. 2010;115:D02303, doi:10.1029/2008JD011690.
Vautard R, Honoré C, Beekmann M, Rouil L. Simulation of ozone during the August 2003 heat wave and emission control scenarios. Atmos Environ. 2005;39:2957-2967.
Solberg S, Hov Ø, Søvde A, Isaksen ISA, Coddeville P, De Backer H, Foster C, Orsolini Y, Uhse K. European surface ozone in the extreme summer 2003. J Geophys Res. 2008;113: D07307, doi:10.1029/2007JD009098.
IPCC. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change In: Solomon S, Qin D, Manning M, Chen Z, Marquis M, Averyt KB, Tignor M, Miller HL (redactie). Groot-Brittannië en New York, NY, Verenigde Staten: Cambridge: Cambridge University Press:2007.
Mickley LJ, Jacob DJ, Field BD, Rind D. Climate response to the increase in tropospheric ozone since preindustrial times: A comparison between ozone and equivalent CO2 forcings. J Geophys Res. 2004;109:D05106, doi:10.1029/2003JD003653.
Shindell D, Faluvegi G, Lacis A, Hansen J, Ruedy R, Aguilar E. Role of tropospheric ozone increases in 20th-century climate change. J Geophys Res. 2006;111:D08302, doi:10.1029/2005JD006348.
Sitch S, Cox PM, Collins WJ, Huntingford C. Indirect radiative forcing of climate change through ozone effects on the land-carbon sink. Nature. 2007;448:791-794.
Wild O, Prather MJ, Akimoto H. Indirect long-term global radiative cooling from NOx emissions. Geophys Res Lett. 2001;28:1719-1722.
Shindell DT, Faluvegi G, Bell N, Schmidt GA. An emissions-based view of climate forcing by methane and tropospheric ozone. Geophys Res Lett. 2005;32:L04803, doi:10.1029/2004GL021900.
Hansen J, Sato M, Ruedy R, Lacis A, Oinas V. Global warming in the twenty-first century: An alternative scenario. Proc Natl Acad Sci. 2000;97:9875-9880.
Unger N, Shindell DT, Koch DM, Streets DG. Cross influences of ozone and sulfate precursor emissions changes on air quality and climate. Proc Natl Acad Sci. 2006;103:4377-4380.
Shindell DT, Faluvegi G, Koch DM, Schmidt GA, Unger N, Bauer SE. Improved attribution of climate forcing to emissions. Science. 2009;326:716, doi:10.1126/science.1174760.