Ozon en ultraviolette straling: 1997

Waarnemingen en onderzoek in Nederland en België

Een gezamenlijke BIRA-KMI-KNMI-RIVM-uitgave over ozon- en UV-onderzoek in Nederland en België, met medewerking van de vakgroep Dermatatologie van de Universiteit Utrecht, het IMAU, de IRCEL en de universiteiten van Luik en Brussel.

BIRA: Belgisch Instituut voor Ruimte Aëronomie IMAU: Instituut voor Marien en Atmosferisch onderzoek Utrecht IRCEL: Interregionale Cel voor het Leefmilieu KMI: Koninklijk Meteorologisch Instituut van België KNMI: Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut RIVM: Rijksinstituut voor Volksgezondheid en Milieu

Eindredactie: Peter Siegmund (KNMI)

1 Inleiding In de atmosfeer bevindt zich een geringe hoeveelheid ozon, een speciale vorm van zuurstof, die de voor het leven zo schadelijke ultraviolette (UV) straling van de zon grotendeels tegenhoudt. Het bestaan van deze ozonlaag is niet vanzelfsprekend. Toen het eerste leven op aarde ontstond bevatte de atmosfeer geen zuurstof en geen ozon, en de UV- straling van de zon kon ongehinderd het aardoppervlak bereiken. De eerste levensvormen gebruikten dan ook geen zuurstof en ontstonden in het water, waar de UV-straling minder intens was. Zuurstof ontstond pas in de atmosfeer toen na een lange evolutie er organismen ontstonden die deze stof als afvalproduct produceerden. Dit had grote gevolgen voor het leven op aarde. Er ontstonden nieuwe levensvormen waarvoor zuurstof juist onmisbaar was, uit de zuurstof ontstond de ozonlaag waardoor veel minder UV-straling het aardoppervlak bereikte en ook leven op het land kon ontstaan, en de oude levensvormen kwamen om in hun eigen `afval'. De ozonlaag is er dus dankzij het leven, en het leven is er dankzij de ozonlaag. De wederzijdse beïnvloeding van de ozonlaag en het leven op aarde staat de laatste decennia in een nieuw daglicht. Het menselijk leven heeft immers stoffen geproduceerd die de ozonlaag aantasten, waardoor het leven op aarde aan intensere schadelijke UV-straling wordt blootgesteld. Gelukkig is de menselijke soort ook in staat gebleken om zijn schadelijke invloed op de ozonlaag waar te nemen, te onderzoeken, te begrijpen en te betreuren, en om vervolgens maatregelen te nemen waardoor naar verwachting over enkele decennia de schade grotendeels zal zijn hersteld. Dit waarnemen en onderzoeken van veranderingen in ozon en UV- straling en hun gevolgen voor de mens en de natuur zijn het onderwerp van dit rapport. De verschijningsdatum van dit rapport is 16 september 1997, precies tien jaar nadat het `Montreal Protocol voor de Bescherming van de Ozonlaag' werd ondertekend. Om dit Protocol te gedenken heeft de Algemene Vergadering van de Verenigde Naties 16 september aangewezen als de jaarlijkse `Internationale Dag voor de Bescherming van de Ozonlaag'. Het rapport is een gezamenlijke uitgave van het KNMI en het RIVM in Nederland en het KMI en het BIRA in België. Naast deze vier rijksinstituten werd medewerking verleend door de vakgroep Dermatologie

van de Universiteit Utrecht, het Instituut voor Marien en Atmosferisch onderzoek Utrecht (IMAU), de Interregionale Cel voor het Leefmilieu (IRCEL) en de universiteiten van Luik en Brussel. Het KNMI, RIVM en het IMAU participeren gezamenlijk in het Centrum voor Klimaatonderzoek (CKO). Het accent in het rapport ligt op recent ozon- en UV- onderzoek in Nederland en België in de vier genoemde rijksinstituten. Dit rapport is een vervolg op het in 1995 verschenen rapport `Ozon en ultraviolette straling' van het RIVM en het KNMI en het in 1993 verschenen rapport `Recente ontwikkelingen in de ozonlaag en de ultraviolette straling boven België en Nederland' van het KNMI, het KMI en het RIVM. Hoofdstuk 1 bevat een algemene inleiding over ozon en UV- straling. Hoofdstuk 2 gaat in op waarnemingen van deze grootheden, terwijl in hoofdstuk 3 recent onderzoek op het gebied van ozon en UV-straling in Nederland en België wordt beschreven. Hoofdstuk 4 geeft een overzicht van de biologische effecten van UV-straling, en hoofdstuk 5 gaat in op het internationale beleid ter bescherming van de ozonlaag en op de effecten van dit beleid op de UV-belasting en de volksgezondheid.

Samenvatting Hieronder volgt de samenvatting van dit rapport, alsmede enige achtergrondinformatie bij deze samenvatting.

• De waargenomen hoeveelheid CFK's en soortgelijke ozonafbrekende stoffen in de troposfeer neemt de laatste jaren af.

o Deze afname is het gevolg van internationale maatregelen om de productie en emissie van deze stoffen terug te dringen.

o Naar verwachting zal nog deze eeuw ook in de stratosfeer de hoeveelheid van deze stoffen gaan afnemen en zal de ozonlaag beginnen te herstellen. Het zal echter vermoedelijk nog minstens twintig jaar duren voordat dit verwachte herstel te onderscheiden valt van de natuurlijke variaties in de hoeveelheid ozon en door metingen kan worden bevestigd.

o Volledig herstel van de ozonlaag is op zijn vroegst te verwachten halverwege de volgende eeuw.

• Het `ozongat' boven het zuidpoolgebied is qua omvang en diepte de laatste jaren nauwelijks veranderd.

• De dikte van de ozonlaag is boven onze streken afgenomen, vooral sinds de jaren tachtig. Volgens waarnemingen in Ukkel nam over de periode januari 1980 t/m juni 1997 de ozonkolom af met gemiddeld 0,42% per jaar.

o Deze trend hangt sterk af van het seizoen: tijdens de lente (maart-mei) bedroeg de afname 0,75% per jaar, terwijl in de herfst slechts een zwakke, statistisch niet significante daling werd waargenomen.

o De dalende trend van de ozonkolom wordt grotendeels veroorzaakt door een afname in de ozonconcentratie in de lagere stratosfeer.

o Aan het einde van de winters van 1995-96 en 1996-97 (met name in april) was de ozonlaag boven Nederland en België uitzonderlijk dun. Waarschijnlijk was dit het gevolg van zowel de afbraak van ozon boven het noordpoolgebied als de bijzondere weersituatie in Europa.

• In de afgelopen drie winters (1994-95, 1995-96 en 1996-97) was boven het noordpoolgebied de temperatuur in de lagere stratosfeer uitgesproken laag en werden ongewoon lage ozonwaarden gemeten.

o Onderzoek heeft laten zien dat in deze drie winters boven dit gebied ozon chemisch werd afgebroken als gevolg van de aanwezigheid van polaire stratosferische wolken, volgens hetzelfde proces, maar minder grootschalig, als boven het zuidpoolgebied.

o Deze afbraak was het gevolg van de aanwezigheid van antropogene ozonafbrekende stoffen in combinatie met uitzonderlijk lage temperaturen in de lagere stratosfeer boven het noordpoolgebied.

o De temperatuur in de lagere stratosfeer is de afgelopen decennia wereldwijd gedaald. Dit is waarschijnlijk voor een groot deel het gevolg van de dunner wordende ozonlaag, en daarmee van menselijke activiteiten.

• Niet alleen nabij het aardoppervlak in gebieden met een hoge bevolkingsdichtheid maar in de gehele troposfeer wordt het ozonniveau sterk beïnvloed door antropogene emissies van koolstofverbindingen en stikstofverbindingen.

o In Nederland en België wordt de norm voor de ozonconcentratie in de grenslaag regelmatig overschreden, hetgeen nadelige effecten heeft op de volksgezondheid en schade veroorzaakt aan gewassen en ecosystemen.

o Door vliegtuigemissies neemt op kruisvluchthoogte de concentratie van stikstofoxiden t.o.v. de achtergrondconcentratie aanzienlijk toe (deze hoogte ligt, afhankelijk van de luchtcirculatie, in de hogere troposfeer of in de lagere stratosfeer). Modellen geven aan dat dit op die hoogte leidt tot een toename van de ozonconcentratie met ongeveer 3-5%. De toename in stikstofoxiden door vliegverkeer is ook waargenomen; de toename in ozon is moeilijk met waarnemingen aan te tonen door de sterke natuurlijke variabiliteit van ozon op deze hoogte.

• De effectieve UV-straling, afgeleid uit UV-metingen in Ukkel sinds 1989, vertoont duidelijke schommelingen van jaar tot jaar. De lengte van deze meetreeks is echter nog te kort om zinvolle conclusies te kunnen trekken over een mogelijke langjarige trend in de effectieve UV-straling.

o Toch kan iets worden gezegd over veranderingen in de UV- belasting in de afgelopen jaren, door relaties te onderzoeken van de beschikbare UV-metingen met relevante grootheden waarvan wel lange meetreeksen bestaan. De UV- metingen in Bilthoven sinds 1993 zijn gebruikt om dergelijke relaties af te leiden. Gecorrigeerd voor variaties in de bewolking laten de resultaten zien dat de UV-belasting de afgelopen 15-20 jaar met ongeveer 10-15% is toegenomen. Met name in de periode na 1991 is de toename sterker dan verwacht.

• De mogelijk grootschalige effecten van een toename van de UV- straling op ecosystemen en menselijke populaties zijn grotendeels onbekend; alleen de toename in huidkankers valt te kwantificeren.

• Met de zonkrachtverwachting wordt beoogd mensen regelmatig te attenderen op UV-straling, en ze zo bewust te maken van hun UV- blootstellingsgedrag, opdat dit gedrag zoveel mogelijk gematigd wordt.

• De toename in huidkanker in de afgelopen tientallen jaren is voornamelijk toe te schrijven aan een eerdere toename in de blootstelling aan de zon, bijvoorbeeld tijdens zonvakanties.

o Het verwachte minimum in de ozonlaagdikte rond de eeuwwisseling zal, bij gelijkblijvend UV- blootstellingsgedrag, pas rond 2050 leiden tot een maximum in de toename van huidkanker. In Nederland en België bedraagt deze maximale toename ongeveer 100 gevallen per miljoen inwoners per jaar.

o Indien de internationale afspraken over ozonafbrekende stoffen niet worden nagekomen, kan dit extra aantal in de tweede helft van de volgende eeuw oplopen tot enkele duizenden per miljoen inwoners per jaar.

Achtergrondinformatie bij de samenvatting

Het ozon in de atmosfeer absorbeert een belangrijk deel van de voor het leven op aarde zo schadelijke ultraviolette straling van de zon. Tegelijkertijd is ozon echter een buitengewoon giftig gas. Ongeveer negentig procent van het atmosferische ozon bevindt zich op grote hoogte, in de stratosfeer. Van dit stratosferische ozon heeft het leven uitsluitend profijt; de giftige werking ervan speelt geen rol omdat het leven met dit ozon niet in contact staat. Het ozon in de stratosfeer is daarmee onmisbaar voor het leven op aarde. De overige tien procent van het atmosferische ozon bevindt zich in de onderste luchtlaag, de troposfeer, die zich uitstrekt van het aardoppervlak tot ongeveer tien kilometer hoogte. Het leven op aarde staat in contact met dit troposferische ozon. In de lagere troposfeer zijn te hoge concentraties van het giftige gas ozon daarom ongewenst.

Door menselijk toedoen is de hoeveelheid ozon in de stratosfeer afgenomen en in de troposfeer toegenomen; de afname overtreft hierbij de toename. Beide ontwikkelingen zijn ongewenst: door de ozonafname wordt het leven aan meer schadelijke ultraviolette straling blootgesteld, en door de ozontoename in de troposfeer ondervindt het leven meer last van de giftige werking van ozon.

De afname van ozon in de stratosfeer en de toename in de troposfeer hebben verschillende oorzaken. De ozonafname in de stratosfeer is het gevolg van emissies van CFK's en soortgelijke ozonafbrekende stoffen, die werden toegepast in onder meer koelkasten en piepschuim. Een wereldwijde aanpak van dit probleem leidde tot het Montreal Protocol en bijbehorende Amendementen ter bescherming van de ozonlaag. De ozontoename in de troposfeer is het gevolg van emissies van koolstofverbindingen en stikstofverbindingen door het verkeer en de industrie. In Europees verband streeft men ernaar de emissies sterk terug te dringen. Er zijn nationale en Europese normen vastgesteld voor de ozonconcentratie nabij het aardoppervlak.

1. Ozon en UV-straling in de atmosfeer De ozonlaag beschermt het leven op aarde tegen schadelijke effecten van zonnestraling. Door menselijke activiteiten is de ozonlaag echter dunner geworden. Deze verminderde bescherming tegen ultraviolette (UV) straling heeft nadelige gevolgen voor de mens en de natuur, zoals een verhoogde kans op huidkanker. Er zijn internationale afspraken gemaakt om de productie van ozonaantastende stoffen sterk terug te dringen, waardoor de ozonlaag in de komende decennia naar verwachting zal herstellen.

1.1 Ozon en UV-straling

De atmosfeer van de aarde kan worden verdeeld in een aantal lagen. De onderste laag, de troposfeer, strekt zich boven onze streken van het aardoppervlak uit tot ongeveer 6 tot 15 km hoogte, afhankelijk van de luchtcirculatie. In de troposfeer neemt de temperatuur af met de hoogte. Vrijwel alle menselijke activiteiten spelen zich af in de troposfeer. De laag hierboven, de stratosfeer, strekt zich uit tot ongeveer 50 km hoogte. In de stratosfeer neemt de temperatuur toe met de hoogte. De grens tussen de troposfeer en de stratosfeer wordt de tropopauze genoemd.

Het meeste ozon in de atmosfeer bevindt zich in een laag die in de stratosfeer ligt, tussen ongeveer 15 en 30 km boven het aardoppervlak. Ozon is een molecuul dat bestaat uit drie zuurstofatomen. Het heeft een blauwe kleur en een sterke geur. De zuurstof die het meest voorkomt, die we inademen, heeft twee zuurstofatomen en is kleurloos en reukloos. Ozon komt veel minder voor dan deze zuurstof. Van elke 10 miljoen luchtmoleculen zijn er ongeveer 2 miljoen zuurstof, maar slechts drie zijn er ozon.

Deze kleine hoeveelheid ozon vervult echter een sleutelrol in de atmosfeer. De ozonlaag absorbeert een deel van de kortgolvige, ultraviolette straling van de zon, en voorkomt zo dat dit deel het aardoppervlak bereikt. Deze straling, die UVB wordt genoemd, heeft overwegend schadelijke effecten op organismen. Zo verhoogt UVB de kans op een aantal vormen van huidkanker, en veroorzaakt het schade aan sommige cultuurgewassen en vormen van leven in de zee.

In de stratosfeer wordt voortdurend ozon aangemaakt en afgebroken. Dit gebeurt onder invloed van een deel van het ultraviolette zonlicht. Dit deel, dat UVC wordt genoemd, heeft een kortere golflengte en is nog schadelijker dan UVB, maar wordt volledig geabsorbeerd door zuurstof en ozon in de atmosfeer en bereikt het aardoppervlak niet. Normaal gesproken zijn de aanmaak en afbraak van ozon ongeveer met elkaar in evenwicht, waardoor de totale hoeveelheid ozon slechts weinig varieert.

Wel hangt de dikte van de ozonlaag af van onder meer het seizoen en de geografische breedte. De grootte van deze natuurlijke variaties is uit metingen goed bekend. De afgelopen decennia is de hoeveelheid ozon in de stratosfeer boven de gematigde en polaire breedten echter sterker afgenomen dan met natuurlijke variaties kan worden verklaard. Deze ozonafname is waarschijnlijk grotendeels veroorzaakt door de mens.

Een klein deel van alle ozon, ongeveer 10%, bevindt zich in de troposfeer. Geschat wordt dat hiervan ongeveer de helft ter plekke wordt gevormd. De andere helft is afkomstig uit de stratosfeer. In de troposfeer is sinds het begin van het industriële tijdperk de hoeveelheid ozon toegenomen, op het noordelijk halfrond zelfs met ruwweg een factor twee. Wat betreft de UVB-absorptie compenseert de ozontoename in de troposfeer slechts een klein deel van de ozonafname in de stratosfeer. Ozon is een giftig gas, en de toegenomen ozonconcentratie op leefniveau is dan ook ongewenst.

1.2 Ozonafbraak: oorzaken en gevolgen

Chloorfluorkoolstoffen (CFK's) werden lang gezien als een wondermiddel. Ze zijn chemisch stabiel, onbrandbaar, niet giftig en goedkoop te produceren. Van nature komen CFK's niet voor in de atmosfeer. In de loop der tijd werden CFK's op vele manieren toegepast, zoals in spuitbussen, koelkasten en piepschuim. Ook andere, op CFK's lijkende verbindingen werden toegepast, zoals halonen, een middel om branden te blussen, methylchloroform, een oplosmiddel, en methylbromide, een ontsmettingsmiddel. Al deze verbindingen bevatten chloor of broom, en omdat ze in de troposfeer niet met andere stoffen reageren bereiken ze op den duur de stratosfeer. In de stratosfeer worden de CFK's en soortgelijke verbindingen echter door de hier zeer intense UV-straling afgebroken. Hierbij komt het chloor of

broom vrij, waarvan ieder atoom duizenden ozonmoleculen kan afbreken. Het gevolg is dat er meer ozon wordt afgebroken dan er van nature wordt aangemaakt.

Het chloor dat bijvoorbeeld in zwembaden wordt gebruikt of het chloor in zeezout bereikt de stratosfeer niet of nauwelijks. Vrijwel alle chloor dat van nature voorkomt zit in verbindingen die, in tegenstelling tot CFK's, makkelijk in water oplossen, en zo door neerslag snel uit de troposfeer worden verwijderd.

Door grote vulkaanuitbarstingen, zoals van de El Chichon in 1982 en de Pinatubo in 1991, kunnen zowel chloor als grote hoeveelheden kleine deeltjes, aërosolen genaamd, in de stratosfeer terecht komen. Door de aërosolen wordt de capaciteit van het stratosferische chloor om ozon af te breken vergroot. Inmiddels heeft de uitbarsting van de Pinatubo geen gevolgen meer voor de hoeveelheid ozon in de stratosfeer. Nog steeds blijft echter de hoeveelheid ozon in de stratosfeer afnemen in het tempo van voor deze vulkaanuitbarsting.

De sterkste afbraak van ozon vindt plaats boven het zuidpoolgebied. Sinds het begin van de jaren tachtig verschijnt hier jaarlijks in september-oktober het `ozongat', nadat ruim de helft van de hoeveelheid ozon hier is afgebroken. De afbraak van ozon beperkt zich echter niet tot het zuidpoolgebied, maar vindt plaats op alle geografische breedten, uitgezonderd de tropen. Het dunner worden van de ozonlaag is dus een wereldwijd fenomeen, en niet slechts een probleem bij de zuidpool.

Door de afname in de hoeveelheid ozon neemt de hoeveelheid UVB- straling die het aardoppervlak bereikt toe. Ruwweg geldt, voor Nederland en België, dat 1% minder ozon leidt tot 1,3% meer UVB-straling aan het aardoppervlak. Boven de gematigde breedten neemt de hoeveelheid ozon af met ongeveer 1 tot 7% per decennium, afhankelijk van de beschouwde periode en het seizoen. De toename in de hoeveelheid UVB-straling aan het aardoppervlak door de ozonafbraak vergroot de kans op verschillende vormen van huidkanker, en vergroot de schade door UVB-straling aan onder meer sommige landbouwgewassen en organismen in de zee.

1.3 Beleid: maatregelen en effecten

De bezorgdheid om de ozonlaag leidde in de jaren zeventig in vele landen tot een verbod op het gebruik van CFK's als drijfgas in onder meer spuitbussen. De CFK's vonden echter tal van andere toepassingen en de productie ervan nam allerminst af. De bezorgdheid hield daarom aan en leidde tot een internationale aanpak van het probleem die uiteindelijk uitmondde in het Verdrag van Wenen in 1985 en vervolgens in het Montreal Protocol in 1987, dat voorzag in een reductie van de productie van de belangrijkste ozonaantastende stoffen tot 50% van het 1986-niveau in het jaar 1999. Onder meer omdat de ozonafbraak veel groter bleek dan verwacht, werd dit protocol aanzienlijk aangescherpt in Londen in 1990 en in Kopenhagen in 1992. Het Kopenhagen Amendement voorziet in een productiestop van CFK's en soortgelijke verbindingen in de ontwikkelde landen vanaf 1996.

De internationale aanpak heeft zijn uitwerking niet gemist. Terwijl in de jaren zeventig en tachtig de hoeveelheid ozonafbrekende stoffen in de atmosfeer

ongeremd groeide, nam vanaf ongeveer 1990 de groeisnelheid af. Het maximum in de hoeveelheid ozonafbrekende stoffen in de troposfeer werd bereikt in 1994, waarna de hoeveelheid begon te dalen. De hoeveelheid ozonafbrekende stoffen in de stratosfeer ijlt enkele jaren na op die in de troposfeer, en zal naar verwachting nog deze eeuw beginnen te dalen. Verwacht wordt dat over 50 tot 100 jaar de ozonlaag grotendeels zal zijn hersteld. De internationale aanpak ter bescherming van de ozonlaag is een prachtig voorbeeld van succesvolle samenwerking tussen beleidsmakers, wetenschappers, de milieubeweging en de industrie.

Nobelprijs voor ozononderzoekers

De Nobelprijs voor Chemie 1995 werd toegekend aan Paul Crutzen, Mario Molina en Sherwood Rowland, voor hun werk op het gebied van atmosferische chemie, in het bijzonder wat betreft de chemie van ozon. Crutzen heeft in de jaren zeventig ontdekt dat stikstofoxiden katalytisch (zonder zelf te worden omgezet in andere stoffen) ozon kunnen afbreken. Stikstofoxiden ontstaan onder meer uit lachgas, dat aan de grond wordt gevormd door micro-organismen. Het door Crutzen aangetoonde verband tussen microbiologische activiteit en de dikte van de ozonlaag is een belangrijke drijfveer achter de recente snelle ontwikkeling van onderzoek op het grensgebied van de biologie, de geologie en de chemie. Juist in de jaren zeventig waren er plannen voor een vloot van supersone vliegtuigen die zouden moeten gaan vliegen op hoogten rond de 20 km, midden in de ozonlaag. Omdat door vliegtuigen stikstofoxiden worden uitgestoten (zie paragraaf 3.7.1), gaf Crutzen's werk, samen met dat van anderen, aanleiding tot een uitgebreide discussie over de wenselijkheid van een dergelijke vloot. Paul Crutzen is directeur van het Max Planck instituut voor atmosferische chemie in Mainz, en is sinds 1997 deeltijd-hoogleraar aan de Universiteit Utrecht.

Molina en Rowland hebben in de jaren zeventig ontdekt dat CFK's, die destijds onder meer werden toegepast in spuitbussen, koelkasten en piepschuim, in de stratosfeer door UV-straling kunnen worden omgezet in zogeheten `actief chloor', waarvan bekend was dat het katalytisch ozon af kan breken. Ze berekenden dat bij gelijkblijvende emissies van CFK's de ozonlaag binnen enkele decennia voor een belangrijk deel zou zijn afgebroken. Het onderzoek van Molina en Rowland was, samen met de ontdekking in 1985 van het `ozongat' boven het zuidpoolgebied, de belangrijkste wetenschappelijke aanleiding voor de internationale onderhandelingen over het terugdringen van de productie en emissie van CFK's en soortgelijke verbindingen. Deze onderhandelingen leidden tot het Montreal Protocol en bijbehorende Amendementen ter bescherming van de ozonlaag (zie paragraaf 5.1).

In Memoriam prof. baron M. Nicolet

In 1996 overleed op 85-jarige leeftijd professor baron Marcel Nicolet, eerste directeur van het Belgisch Instituut voor Ruimte Aëronomie. Nicolet verrichtte al in 1938, samen met Götz, metingen van ozon en UV-straling, en publiceerde als eerste over de mogelijke invloed van stikstofverbindingen op ozon in de stratosfeer. In 1945 ontdekte hij dat de ionosfeer ontstaat door de ionisatie van stikstofoxide. Later ontdekte hij, samen met Bates, de rol van waterstof in de stratosfeer. Door deze ontdekking werd de overeenkomst tussen de eerder genoemde ozonmetingen en de theorie verder vergroot. Nicolet was de oprichter van de International Association for Geomagnetism and Aeronomy in 1954. Als

Secretaris-Generaal van het Internationale Geofysische Jaar 1957-58 stimuleerde hij ozonmetingen boven Antarctica en de lancering van de eerste satellieten. Na onderzoek naar het afremmen van satellieten door helium buiten de atmosfeer richtte hij zich begin jaren zeventig weer op de stratosfeer. Ook na zijn emeritaat in 1976 deed hij onderzoek naar atmosferische straling en fotochemie. Nicolet stichtte in 1963 het Belgisch Instituut voor Ruimte Aëronomie, en werd in 1986 bevorderd tot baron door Koning Boudewijn.

2. Waarnemingen van ozon en UV-straling In dit hoofdstuk worden waarnemingen van ozon en UV-straling besproken. Speciale aandacht hierbij krijgen de waarnemingen in het recente verleden, in het bijzonder die in Nederland en België.

Bij metingen van ozon wordt onderscheid gemaakt tussen metingen van de ozonkolom en van het ozonprofiel. De ozonkolom geeft aan, voor een bepaalde plaats op aarde, hoeveel ozon zich bevindt tussen het aardoppervlak en de top van de atmosfeer. Het ozonprofiel geeft de verticale verdeling aan van de hoeveelheid ozon. De ozonkolom wordt zowel gemeten vanaf de grond als vanuit de ruimte, met satellieten. Grond- en satellietmetingen hebben elk hun voor- en nadelen. De grondmetingen gaan het verste terug in de tijd en zijn het meest nauwkeurig. De satellietmetingen beslaan daarentegen de gehele aarde. Beide meetmethoden van de ozonkolom zijn onmisbaar om wereldwijd de ozonlaag en veranderingen daarin nauwkeurig waar te nemen.

De metingen van de UV-straling in dit rapport zijn verkregen met de zogeheten spectrale methode. Dit houdt in dat de sterkte van de UV-straling bij een groot aantal golflengten wordt gemeten. Dit aantal moet groot zijn, omdat de sterkte van de UV-straling aan de grond sterk afhangt van de golflengte. Naast de term `UV-straling' worden in dit rapport ook de termen `effectieve UV-straling' en `UV-belasting' gehanteerd. Kort gesteld is de effectieve UV-straling een maat voor de schadelijke werking van de UV-straling, terwijl de UV- belasting een maat is voor de effectieve UV-straling bij gemiddeld bewolkte omstandigheden. Verderop in de tekst worden deze termen nader uitgelegd.

2.1 Waarnemingen van de ozonkolom

2.1.1 Waarnemingen vanaf de grond in Nederland en België

Het meten van de ozonkolom

In Nederland en België wordt de ozonkolom gemeten met een zogeheten Brewer spectrometer. Voor de meting van de hoeveelheid ozon wordt gebruik gemaakt van het feit dat de absorptie van licht door ozon zeer sterk afhangt van de golflengte (`kleur') in het deel van het ultraviolette spectrum tussen 310 en 320 nanometer. De Brewer meet bij vijf verschillende golflengten de intensiteit van het zonlicht. Uit deze metingen kan de hoeveelheid ozon in de atmosfeer berekend worden. Bij de berekening wordt alleen gebruik gemaakt van de relatieve intensiteit: dit maakt de

metingen relatief ongevoelig voor allerlei storende invloeden (zowel in de atmosfeer als in het instrument). De vijf golflengten zijn zodanig gekozen dat de metingen nauwelijks beïnvloed worden door zwaveldioxide en door aërosolen (kleine vaste of vloeibare deeltjes in de atmosfeer, zoals stuifmeel, zout uit de zee, of druppeltjes zwavelzuur). Indien de zon schijnt wordt het directe zonlicht gemeten. De meetfout is dan ongeveer 2%. Bij bewolkt weer wordt verstrooid zonlicht gemeten. Het pad van het zonlicht door de atmosfeer is dan niet precies bekend, waardoor de metingen minder nauwkeurig zijn. De meetfout kan dan oplopen tot 10%. De Brewer wordt gebruikt sinds de jaren tachtig. Daarvóór werd de ozonkolom gemeten met een zogeheten Dobson spectrometer. Beide apparaten werken op hetzelfde principe; de Brewer maakt gebruik van modernere technologie, en kan volledig automatisch metingen verrichten.

Recente waarnemingen van de ozonkolom

Figuur 2.1 toont de hoeveelheid ozon boven zowel De Bilt als Ukkel in 1996 en de eerste vijf maanden van 1997. De grijze band toont de spreiding rond het gemiddelde van de waarnemingen boven Ukkel sinds 1971; ongeveer 95% van de waarnemingen ligt binnen deze band. Er zijn zeer grote variaties van dag tot dag (vooral in het voorjaar) en daarnaast is er ook een jaarlijkse cyclus met een maximum in maart-april en een minimum in oktober-november. Deze variaties en jaarlijkse cyclus worden hoofdzakelijk veroorzaakt door veranderingen in de atmosferische stromingen. In 1996 en 1997 (t/m mei) was de ozonlaag boven Nederland en België min of meer normaal ontwikkeld. Een uitzondering is echter de maand april, waarin zowel in 1996 als in 1997 boven zowel Ukkel als de Bilt de ozonlaag opmerkelijk dun was. In april 1997 was de ozonkolom boven Ukkel zelfs dunner dan ooit in april sinds het begin van de waarnemingen in 1971.

Figuur 2.1 De ozonkolom in Dobsoneenheden boven Ukkel (rood) en De Bilt (blauw) in 1996 en de eerste vijf maanden van 1997. De grijze band toont de spreiding rond het gemiddelde van de waarnemingen boven Ukkel sinds 1971; ongeveer 95% van de waarnemingen ligt binnen deze band. (KNMI, KMI)

De meetwaarden van de hoeveelheid ozon zijn voor De Bilt gemiddeld iets hoger dan voor Ukkel. Dit komt ten dele doordat de meetwaarden voor De Bilt bij bewolkt weer iets te hoog zijn. Bij bewolkt weer wordt de hoeveelheid ozon afgeleid door gebruik te maken van bijna gelijktijdige ozonwaarnemingen bij bewolkte en onbewolkte omstandigheden in het verleden. Deze methode is nauwkeuriger naarmate de meetreeks langer is. Om die reden is de methode voor Ukkel iets nauwkeuriger dan voor De Bilt. Op de dagen dat het directe zonlicht kon worden gemeten zijn de waarden voor De Bilt gemiddeld 2,5% hoger dan die voor Ukkel. Dit verschil kan worden verklaard uit de meer noordelijke ligging van De Bilt t.o.v. Ukkel.

Er zijn tekenen die er op wijzen dat de lage ozonwaarden boven De Bilt en Ukkel in april 1996 en 1997 mede het gevolg waren van chemische afbraak van ozon boven het noordpoolgebied. Een eerste teken hiervan is dat in zowel de winter van 1995-96 als van 1996-97 in de lagere stratosfeer boven het noordpoolgebied uitzonderlijk lage temperaturen voorkwamen, laag genoeg voor de chemische afbraak van ozon aan polaire stratosferische wolken (het verband tussen lage temperaturen en ozonafbraak wordt nader beschreven in de cursieve tekst bij paragraaf 2.1.2). Door het gecoördineerd oplaten van ozonsondes werd aangetoond (zie paragraaf 2.2.1) dat boven het noordpoolgebied in beide winters inderdaad ozon werd afgebroken. Een tweede teken is dat de lage ozonwaarden boven Ukkel en De Bilt juist optraden in de periode waarin de chemische afbraak van ozon boven het noordpoolgebied het sterkste doorwerkt op lagere breedten, namelijk wanneer in het poolgebied de terugkomst van de zon na de poolwinter tot ozonafbraak heeft geleid en met het toenemen van de zonshoogte de steeds warmer wordende ozonarme polaire lucht naar lagere breedten is gestroomd.

Naast de chemische afbraak van ozon boven het noordpoolgebied heeft ook de weersituatie in Europa bijgedragen aan de lage ozonwaarden in april 1996 en 1997 boven De Bilt en Ukkel. In beide maanden hing de geringe hoeveelheid ozon ook samen met de aanwezigheid van een hogedrukgebied boven West-Europa. In een hogedrukgebied ligt de tropopauze relatief hoog, waardoor de stratosfeer en de ozonlaag die hierin ligt relatief dun zijn. De relatieve grootte van de verschillende bijdragen (chemische afbraak versus weersituatie) aan de lage ozonwaarden is nog onduidelijk.

Lange termijn veranderingen van de ozonkolom

Om tendensen op lange termijn te kunnen bepalen, is het nodig de korte termijn variaties weg te filteren. Figuur 2.2 toont de langjarige variatie van de ozonkolom sinds 1971 zoals afgeleid uit de waarnemingen in Ukkel, waarbij alle variaties met een periode kleiner dan één jaar weggefilterd zijn. Opvallend zijn de zeer lage waarden in 1992-93, die, althans gedeeltelijk, toegeschreven worden aan de combinatie van de vervuiling van de stratosfeer met CFK's en de gevolgen van de

uitbarsting van de vulkaan Pinatubo op de Filippijnen in juni 1991. Hierbij kwam wereldwijd een grote hoeveelheid zwaveldioxide in de stratosfeer terecht, dat werd omgevormd tot zwavelhoudend stof (sulfaataërosolen). Deze aërosolen veroorzaakten gedurende hun aanwezigheid van ongeveer twee jaar wereldwijd een versnelde afbraak van ozon in de lagere stratosfeer.

Figuur 2.2 Tijdreeksen van de ozonkolom (in Dobson eenheden) boven Ukkel zoals gemeten met de Dobson (blauwe lijn) en de Brewer spectrometer(rode lijn). De gegevens werden gefilterd, waardoor alle variaties met een periode kleiner dan een jaar verwijderd zijn. (KMI)

Figuur 2.3 toont een andere manier om te kijken naar veranderingen op lange termijn. De figuur toont voor elke individuele maand de procentuele afwijking van het langjarig gemiddelde voor die kalendermaand. Opnieuw blijken de negatieve uitschieters in 1992-93 na de uitbarsting van de Pinatubo. De meest negatieve afwijkingen komen voor in de maanden januari tot april. Tegelijk is het duidelijk dat er in de winter 1993-94 een tijdelijk herstel is geweest, maar dat er daarna een stabilisatie kwam op waarden die onder het langjarig gemiddelde liggen.

Figuur 2.3 Procentuele afwijkingen van de maandgemiddelden van de langjarige maandgemiddelden. De afname van de ozonkolom boven Ukkel in de periode juli 1971 t/m juni 1997 (paarse lijn) is 0,17% per jaar. (KMI)

Over de volledige periode van de meetreeks, juli 1971 t/m juni 1997, is de ozonkolom boven onze streken gemiddeld met 0,17% per jaar afgenomen. Deze trend is echter sterk afhankelijk van het seizoen: in de maanden januari t/m juni was de procentuele afname bijna dubbel zo groot, terwijl in de overige maanden van het jaar slechts een zwakke, statistisch niet significante dalende trend werd waargenomen. Uit figuur 2.2 blijkt ook dat de hoeveelheid ozon toenam in de jaren zeventig, en pas afneemt sinds begin jaren tachtig. Over de periode januari 1980 t/m juni 1997 werd in Ukkel een afname van de ozonkolom gemeten van 0,42% per jaar. Tijdens deze periode liep de afname in de lente (maart-mei) op tot 0,75% per jaar, terwijl in de herfst (september-november) de afname slechts 0,10% per jaar en statistisch niet significant was. Deze afnames van de ozonkolom zoals gemeten in Ukkel zijn representatief voor de afnames die gemeten werden elders op de gematigde breedten van het noordelijk halfrond.

Het vermijden van meetfouten

Wanneer er naar veranderingen op de langere termijn wordt gekeken, is het belangrijk dat de metingen homogeen zijn. Dit wil zeggen dat de metingen vrij dienen te zijn van instrumentele effecten. Enkele voorbeelden.

1. De metingen met de Dobson spectrometer worden behalve door ozon ook beïnvloed door zwaveldioxide in de atmosfeer. Nu blijkt dat Ukkel, nabij Brussel, in de jaren zeventig vrij hoge concentraties van zwaveldioxide kende, waardoor de Dobsonmetingen tot 3% te hoog waren. Wanneer hiermee geen rekening zou worden gehouden, zou de berekende afname van de ozonkolom sinds de jaren zeventig veel groter zijn dan in werkelijkheid het geval is.

2. De resultaten van ozonsonderingen (zie paragraaf 2.2) zijn heel gevoelig voor de procedure volgens welke de sonderingen worden voorbereid. Veranderingen in deze procedure kunnen, indien niet in rekening gebracht, foutieve trends op lange termijn veroorzaken.

De in dit rapport getoonde tijdreeksen (zowel van de ozonkolom als van het ozonprofiel) werden nauwkeurig nagekeken op deze en andere effecten voordat ze gebruikt werden in tijdreeksanalysen.

2.1.2 Satellietwaarnemingen

TOMS- en TOVS-metingen van de ozonkolom

Ozonmetingen vanuit satellieten hebben het voordeel van een nagenoeg volledige ruimtelijke bedekking van de aarde. De dikte van de ozonlaag wordt onder meer gemeten door de TOMS- (Total Ozone Mapping Spectrometer) en TOVS- satellietinstrumenten (TIROS (Television and InfraRed Observation Satellite) Operational Vertical Sounder).

Op de gematigde breedten wordt sinds de jaren tachtig een afname van de jaargemiddelde ozonlaag van ongeveer 4% per decennium waargenomen, hetgeen correspondeert met de hierboven beschreven ozonmetingen te Ukkel. De grootste afname op de gematigde breedten is in het voorjaar (6% per decennium), wanneer de ozonlaag van nature het dikste is. De ozonafname wordt naar alle waarschijnlijkheid grotendeels veroorzaakt door antropogene emissies van CFK's en soortgelijke verbindingen.

Wat meer in detail beschouwd bedraagt de door satellieten (TOMS) waargenomen ozonafname 4.0% per decennium op de gematigde breedten van het noordelijk halfrond (en 4.5% op die van het zuidelijk halfrond) in de periode januari 1979 t/m mei 1991 (na deze periode trad gedurende enkele jaren versterkte ozonafbraak op door de uitbarsting van de vulkaan Pinatubo in juni 1991). Voor dezelfde periode werd in Ukkel vanaf de grond een ozonafname waargenomen van 2,4% per decennium. Het verschil tussen deze satelliet- en grondmetingen kan gedeeltelijk worden verklaard door de foutengrenzen in beide trendanalyses; bovendien heeft de trend niet noodzakelijk dezelfde waarde in alle gebieden op de gematigde breedten.

Een beeld van de recente ontwikkeling van de ozonlaag op het noordelijk halfrond is te zien in figuur 2.4. De figuur toont de ozonlaag over het gebied van 30°N tot

90°N voor de jaren 1991-1997. Doordat over zo'n groot gebied gemiddeld is zijn de variaties van dag tot dag als gevolg van variaties in het weer zo goed als verdwenen. Ook is goed te zien dat de dikte van de ozonlaag een seizoensgang vertoont. Vanuit `ozon-klimatologisch perspectief' was 1991 een normaal jaar. In de twee jaren hierna was de ozonlaag echter aanmerkelijk dunner, mogelijk als gevolg van de uitbarsting van de vulkaan Pinatubo in 1991. In 1994 leek de ozonlaag zich te herstellen, mogelijk als gevolg van het verdwijnen van het vulkaanstof uit de stratosfeer. In de winter van 1994-95 was de ozonlaag echter weer ongebruikelijk dun, en ook daarna tot en met de lente van 1996 was de ozonlaag aan de dunne kant. Later in 1996 was de ozonlaag normaal ontwikkeld. Deze normale ontwikkeling stopte rond half februari 1997. Vanaf dat moment stopte de verdikking van de ozonlaag (die normaal tot half april doorgaat), en de ozonlaag werd zelfs dunner. Met name in de polaire vortex (ruwweg het gebied ten noorden van 65°N, zie paragraaf 3.6) was er in de lente van 1997 minder ozon dan normaal. Tevens werden in dit gebied in maart record lage temperaturen gemeten, zo laag dat er waarschijnlijk sprake was van chemische afbraak van ozon aan polaire stratosferische wolken (zie cursieve tekst). Ook boven Europa traden lage ozonwaarden op. Waarschijnlijk was dit het gevolg van zowel de weersituatie in Europa als van de chemische afbraak van ozon boven het noordpoolgebied.

Figuur 2.4 Dikte van de ozonkolom in Dobsoneenheden, voor de periode januari 1991 t/m juni 1997, zoals gemeten met het TOVS- satellietinstrument. (KNMI)

Het `ozongat' dat jaarlijks terugkeert boven het zuidpoolgebied aan het einde van de lokale winter (zie cursieve tekst) is de laatste jaren niet veel meer veranderd. Na een sterke vergroting en verdieping van het gat in de periode 1985-1992 is het gat in de periode 1992-1996 nagenoeg hetzelfde gebleven. Mogelijk komt dit vooral doordat sinds 1992 als gevolg van wereldwijde maatregelen ter bescherming van de ozonlaag de chloor- en broombelasting van de stratosfeer niet veel meer is gestegen (zie paragraaf 5.1). Waarom desondanks boven het noordpoolgebied de laatste jaren de ozonafbraak toeneemt is nog onduidelijk.

Ozonafbraak bij zeer lage temperaturen

In de stratosfeer, waar bijna alle ozon zich bevindt, is de lucht zeer droog. Hierdoor komen in de stratosfeer normaal gesproken geen wolken voor. Alleen bij zeer lage temperaturen, onder de -80°C, kunnen in de stratosfeer wolken ontstaan. Dergelijk lage temperaturen komen bijna alleen voor in de lagere stratosfeer boven de polaire gebieden in de winter en de vroege lente. De wolken die daar ontstaan worden daarom ook wel polaire stratosferische wolken genoemd. Een andere benaming is parelmoerwolken, vanwege de prachtige kleuren die de wolken vertonen als ze worden beschenen door de zon. Aan deze wolken vinden chemische reacties plaats waarbij chloor- en broomverbindingen ontstaan die onder invloed van zonlicht ozon kunnen afbreken. Chloor en broom komen van nature niet of nauwelijks voor in de stratosfeer, maar door de antropogene emissies van CFK's en soortgelijke verbindingen is hun hoeveelheid in de stratosfeer sterk toegenomen. Ofschoon de chloor- en broomverbindingen een bepalende rol spelen bij de afbraak van ozon, worden ze zelf niet afgebroken. Hierdoor kan één molecuul van de chloor- of broomverbinding duizenden ozonmoleculen vernietigen.

Afbraak van ozon door reacties aan polaire stratosferische wolken treedt dus op als de temperatuur extreem laag is, en er zowel zonlicht als chloor of broom aanwezig is. Deze situatie doet zich sinds het begin van de jaren tachtig jaarlijks voor boven het zuidpoolgebied aan het einde van de lokale winter en de vroege lente. De afbraak begint ongeveer half september, met enkele procenten per dag, en gaat door totdat in oktober de zon hoog genoeg aan de hemel staat om de stratosfeer op te warmen. Uiteindelijk wordt boven het zuidpoolgebied ongeveer 60% van het ozon afgebroken. Er wordt daarom wel gesproken van een `ozongat'. In november wordt de stratosfeer nog warmer, en stroomt er verse ozonrijke lucht vanaf lagere breedten naar het zuidpoolgebied. Begin december is er geen sprake meer van een `ozongat' en het duurt weer tot september voor de afbraak opnieuw begint.

Op het noordelijk halfrond is door de ligging van de continenten en de bergketens de temperatuur in de polaire stratosfeer minder laag dan op het zuidelijk halfrond. Toch was het met name in de afgelopen winters in de lagere stratosfeer boven het noordpoolgebied op sommige plaatsen zo koud dat er parelmoerwolken ontstonden en ozon werd afgebroken, via de zelfde processen als waardoor het `ozongat' boven het zuidpoolgebied ontstaat (zie ook paragraaf 2.2.1). In februari 1996 werden de parelmoerwolken zelfs waargenomen boven Nederland en boven het zuiden van Engeland (zie foto ). De reden waarom de stratosfeer zo koud was is niet met zekerheid bekend. Wel is het zo dat ozon een belangrijke rol speelt bij de opwarming van de stratosfeer. Daarom ontstaat door de afbraak van ozon een negatieve spiraal, waarin ozonafbraak leidt tot lagere temperaturen, waardoor meer wolken in de ozonlaag ontstaan en nog meer ozon wordt afgebroken, enzovoorts. De spiraal wordt pas doorbroken als vanuit lagere breedten warmere lucht toestroomt of als de zon hoger aan de hemel komt te staan. Boven het zuidpoolgebied treedt deze spiraalwerking zo goed als zeker op. In de afgelopen jaren was hier de temperatuur in de lagere stratosfeer in het voorjaar ongeveer 10°C lager dan normaal. Of ook boven het noordpoolgebied de spiraal de oorzaak is van de lage temperaturen van de afgelopen jaren is, zoals gezegd, onduidelijk. Deze lage temperaturen zouden ook tot de natuurlijke variaties van het weer kunnen behoren.

Parelmoerwolken, waargenomen boven het zuiden van Engeland in februari 1996.

GOME-waarnemingen van de ozonkolom

In april 1995 werd GOME (Global Ozone Monitoring Experiment) aan boord van de ERS-2 satelliet gelanceerd, om als eerste Europese satellietinstrument atmosferisch ozon waar te nemen. Het meten van de ozonlaag vanuit de ruimte heeft een grote betekenis gekregen door de ontdekking van het `ozongat' boven het zuidpoolgebied in 1985. Sindsdien wordt de ontwikkeling van de wereldwijde ozonlaag met grote aandacht gevolgd. Satellietwaarnemingen zijn hierbij

onontbeerlijk, omdat alleen hiermee een wereldwijd overzicht verkregen kan worden.

GOME meet het spectrum van het aan de atmosfeer terugverstrooide zonlicht met een zeer hoge resolutie. Uit dit spectrum wordt afgeleid hoeveel ozon en andere sporengassen in de atmosfeer aanwezig zijn. Door gelijktijdige meting van ozon en van andere gassen, wordt onder meer inzicht verkregen in de gecompliceerde processen die de ozonafbraak bepalen. GOME meet elke drie dagen het gehele aardoppervlak, zodat veranderingen in de wereldwijde ozonhuishouding snel kunnen worden vastgesteld.

Satellietmetingen worden gecontroleerd op hun juistheid (gevalideerd) door ze te vergelijken met andere metingen, zoals grondmetingen. De grondmetingen worden op hun beurt gevalideerd door ze, op internationale schaal, met elkaar te vergelijken. Een voorbeeld van een validatie is te zien in figuur 2.5a, waarin voor Ukkel de GOME-ozonkolom wordt vergeleken met het resultaat van een grondmeting. Hiertoe werden de metingen met de spectrometer eerst gecorrigeerd voor hun afhankelijkheid van de zonshoogte. Uit de resultaten blijkt dat GOME naar behoren functioneert. In de figuur is te zien dat de waarden van de ozonkolom gemeten met GOME op de geografische breedte van België en Nederland niet afhangen van de zonshoogte. Wel blijkt dat de GOME waarden ongeveer 2% lager zijn dan de metingen vanaf de grond. Ter vergelijking zijn in figuur 2.5b de resultaten weergegeven van een dergelijke analyse van TOMS satellietmetingen. In dit geval bestaat er wel een duidelijke afhankelijkheid van de hoogte van de zon. De genoemde onafhankelijkheid van de GOME ozonkolom voor de zonshoogte geldt niet voor geografische breedten hoger dan circa 70°N. Daarnaast is de GOME ozonkolom minder nauwkeurig bij uitgesproken lage of hoge waarden van de ozonkolom, zoals boven het zuidpoolgebied tijdens het `ozongat' of op hoge breedten in de herfst.

Figuur 2.5a Procentuele verschillen tussen metingen van de ozonkolom met GOME en met de Brewer spectrometer in Ukkel, als functie van de hoek van de zon t.o.v. het zenit. (KMI)

Figuur 2.5b Procentuele verschillen tussen metingen van de ozonkolom met TOMS en met de Brewer spectrometer in Ukkel, als functie van de hoek van de zon t.o.v. het zenit. (KMI)

Een directe vergelijking van satelliet- en grondmetingen van ozon is vaak niet mogelijk, doordat de verschillende metingen vaak op verschillende tijden en plaatsen zijn verricht. Toch is het in die situaties mogelijk de satellietgegevens te valideren, namelijk door ze te combineren met windgegevens. Dit wordt ook wel data-assimilatie genoemd. Omdat het ozon immers meestroomt met de wind, kan op deze manier de ozonkolomverdeling worden verkregen ook voor die plaatsen en momenten waarvoor geen directe satellietmetingen beschikbaar zijn. Op deze manier is validatie van satelliet- en grondmetingen van ozon die in ruimte en/of tijd niet samenvallen dus toch mogelijk. Gebleken is dat de ozonkolom met GOME op de meeste plaatsen beter dan 3% nauwkeurig wordt waargenomen. Een voorbeeld van een wereldwijde `ozonkaart', zoals verkregen met de methode van data-assimilatie, is te zien in figuur 2.6. De hierbij gebruikte windgegevens werden verkregen van het Europese weermodel. Als tweede toepassing van data-assimilatie kan op basis van de GOME-ozonmetingen en van de windverwachting de ozonkolomverdeling enkele dagen vooruit worden voorspeld. Daarnaast kan deze techniek worden gebruikt om statistische informatie te verkrijgen over de kwaliteit van de satellietinstrumenten en van de satellietmetingen.

Figuur 2.6 De geografische verdeling van de ozonkolom in de vroege morgen van de Internationale Dag voor de Bescherming van de Ozonlaag 1996 (16 september, 6 uur GMT), berekend uit GOME- ozonwaarnemingen en windgegevens gedurende de periode van ongeveer een week direct voorafgaand aan dit moment. De lage waarden van de ozonkolom boven het zuidpoolgebied, blauw in de figuur, tonen het `ozongat', dat sinds de jaren tachtig jaarlijks aan het einde van de lokale winter in dit gebied ontstaat. Gebieden waar de ozonwaarden onvoldoende nauwkeurig zijn, zijn bruin gekleurd. (KNMI)

2.2 Ozonprofielen

De ozonkolomgegevens van grondmetingen of satellieten geven geen informatie over de verticale verdeling van ozon en ozontrends. Daarvoor zijn metingen nodig van het verticale profiel van ozon. De belangrijkste bron van gegevens over de verticale verdeling zijn de ozonsonderingen. In Nederland worden ozonsonderingen verricht in De Bilt en in België in Ukkel. Daarnaast wordt in Bilthoven het ozon in de troposfeer gemeten met een LIDAR-(LIght Detection And Ranging) instrument. De langste meetreeks is die van Ukkel, die teruggaat tot januari 1969. Deze reeks vormt samen met die van Hohenpeißenberg in Duisland en Payerne in Zwitserland de basis voor studies van de verticale verdeling van ozon op de lange termijn boven Europa. De ozonsondes bereiken doorgaans een hoogte van 30 tot 35 km, royaal boven het maximum van de

ozonlaag. Een voorbeeld van de gegevens die men verkrijgt met een ozonsondering is te zien in figuur 2.7.

Figuur 2.7 Een ozonsondering levert tal van gegevens op: het ozonprofiel (paars), het temperatuurprofiel (rood), het vochtigheidprofiel (groen) en het windprofiel (lichtblauw voor windrichting en donkerblauw voor windsnelheid). De scheiding tussen de stratosfeer en de troposfeer is duidelijk te zien, zowel in het temperatuur- als in het ozonprofiel. Bij deze sondering zijn er meerdere aanwijzingen dat stratosferische lucht de troposfeer is doorgedrongen tot het hoogtegebied rond 4 km. (KMI)

De seizoen-hoogte doorsnede van de partiële ozondruk boven Ukkel gemiddeld over de periode januari 1969 t/m juni 1997 is te zien in figuur 2.8. Het jaarlijks terugkerend ozonmaximum in het voorjaar, dat ook al te zien was in de ozonkolom (figuur 2.1), is het meest opvallende fenomeen en bevindt zich op een hoogte van ongeveer 12 km boven de tropopauze. Tevens is te zien dat in de lage troposfeer, dicht bij het aardoppervlak, zich in de zomermaanden een zwak maximum aftekent.

Figuur 2.8 Seizoen-hoogte doorsnede van de partiële ozondruk (in milliPascal) afgeleid uit de tijdreeks van de ozonsonderingen in Ukkel voor de periode januari 1969 t/m juni 1997. De hoogteschaal is relatief t.o.v de tropopauze: boven de tropopauze zijn de getallen bij benadering kilometers boven de tropopauze, eronder is de schaal van 0 op het tropopauzeniveau tot -10 op zeeniveau. Omdat de tropopauze zich boven onze streken ongeveer op 10 km bevindt kunnen de negatieve getallen in de hoogteschaal bij benadering worden beschouwd als kilometers onder de tropopauze. (KMI)

2.2.1 Stratosferisch ozon

De bezorgdheid om de invloed van menselijke activiteiten op het ozon in de stratosfeer heeft ertoe geleid dat de laatste jaren aanzienlijke inspanningen zijn gedaan om betrouwbare trends van stratosferisch ozon af te leiden uit bestaande meetreeksen. Er zijn maar weinig meetreeksen die voldoende lang (minstens een tiental jaren) zijn om er betrouwbare trends uit af te kunnen leiden. Onder de satellietmetingen komen slechts een paar tijdreeksen in aanmerking. Deze reeksen hebben echter een beperkte verticale resolutie, of zijn onbetrouwbaar voor perioden met veel (vulkaan)stof in de stratosfeer.

Ballonsonderingen met ozonsondes hebben het voordeel dat de verticale resolutie van de ozonprofielen zeer goed is over het volledige bereik van de sondering. Aangezien ballonsonderingen kunnen worden uitgevoerd bij alle weersituaties en de nauwkeurigheid het grootst is in de lage stratosfeer zijn ze bij uitstek geschikt voor trendberekeningen in dit hoogtegebied van de atmosfeer. Een nadeel van de

ozonsonderingen is dat ze slechts op een beperkt aantal plaatsen op aarde worden verricht.

Figuur 2.9 toont voor de verschillende hoogten in de atmosfeer en voor de verschillende perioden van het jaar de ozontrend zoals afgeleid uit de tijdreeks van de ozonsonderingen te Ukkel. De voornaamste conclusies over trends in de stratosfeer zijn: - Tussen ongeveer 7 en 14 km boven de tropopauze (dit is rond het niveau van het ozonmaximum, zie figuur 2.8) is er het hele jaar door een dalende trend van gemiddeld ongeveer -0,5% per jaar. - Tussen 16 km boven de tropopauze en de top van de sonderingen is de trend zwak en statistisch niet significant. - Behalve in een gebied boven de tropopauze in de herfst wordt er in de stratosfeer het hele jaar door een negatieve trend waargenomen. De sterkste dalingen (ruim 1% per jaar) worden waargenomen in de lage stratosfeer in de late winter en in de lente. Dit valt samen met het optreden van relatief hoge ozonwaarden (zie figuur 2.8). Aangezien deze hoge waarden meestal gevonden worden in polaire luchtmassa's wordt vermoed dat deze daling van het ozonniveau het gevolg is van chemische afbraak van ozon boven het noordpoolgebied, wat in overeenstemming is met chemie-transportmodellen van de atmosfeer.

Figuur 2.9 Seizoen-hoogte doorsnede van de ozontrend zoals afgeleid uit de tijdreeks van de ozonsonderingen te Ukkel voor de periode januari 1969 t/m juni 1997. De hoogteschaal is dezelfde als die in figuur 2.8. De donker gekleurde zones geven aan waar de trends statistisch significant zijn. (KMI)

De chemische afbraak van ozon in de stratosfeer boven het noordpoolgebied in de afgelopen drie winters (1994-95, 1995-96 en 1996-97) was het onderwerp van experimenten waarbij ozonsondes gecoördineerd werden opgelaten. Hierbij werd eerst van verschillende polaire stratosferische luchtmassa's de baan door de atmosfeer enkele dagen vooruit berekend, gebruik makend van de weersverwachting. Voor de luchtmassa's die volgens deze berekening op twee of meer momenten toevallig een ozonmeetstation passeerden kon de verandering van de hoeveelheid ozon in de tijd worden bepaald, door bij de juiste stations op het juiste moment een ozonsondering te verrichten. Op deze manier kon worden aangetoond dat in elk van de afgelopen drie winters boven het noordpoolgebied ozon chemisch werd afgebroken. In elk van deze winters was de hoeveelheid ozon boven het noordpoolgebied aanmerkelijk lager dan gemiddeld.

2.2.2 Troposferisch ozon

Bij troposferisch ozon dient onderscheid te worden gemaakt tussen de grenslaag en de vrije troposfeer. In de grenslaag, die zich uitstrekt van het aardoppervlak tot een hoogte van ongeveer 2 km, wordt de ozonconcentratie mede bepaald door lokale omstandigheden, terwijl in de vrije troposfeer, die zich uitstrekt van de top van de grenslaag tot de tropopauze, het ozon veel gelijkmatiger verdeeld is. De ozonconcentratie in de vrije troposfeer wordt bepaald door drie verschillende processen: uitwisseling van luchtmassa's tussen de stratosfeer en de troposfeer, fotochemische productie en afbraak van ozon in de vrije troposfeer, en uitwisseling van luchtmassa's met de grenslaag.

Een voorbeeld van metingen van ozon in de vrije troposfeer is te zien in figuur 2.10. Deze figuur toont het verticale ozonprofiel boven Bilthoven, gemeten met een LIDAR. Om een indruk te geven van de nauwkeurigheid van de metingen, is ook het resultaat van een ozonsondering weergegeven. Terwijl met een sondering het ozonprofiel op één bepaald moment wordt gemeten, kan met een LIDAR, mits er geen wolken zijn, het ozonprofiel in de tijd worden gevolgd. Figuur 2.11 toont de sterkte van het LIDAR-signaal gedurende een meetperiode van enkele uren, waaruit het ozonprofiel gedurende deze periode kan worden berekend. Duidelijk blijkt uit de figuur dat er verscheidene wolkenlagen zijn. Uit de LIDAR-metingen in Bilthoven wordt een tijdreeks samengesteld, die op den duur lang genoeg zal zijn voor een trendanalyse.

Figuur 2.10 Voorbeeld van het verticale ozonprofiel in de vrije troposfeer boven Bilthoven, gemeten met een LIDAR (groene lijn). Ter vergelijking is ook het resultaat van een vrijwel gelijktijdige ozonsondering boven De Bilt weergegeven (blauwe lijn). Het rode vlak links in de figuur is de standaard afwijking in de LIDAR-ozonmeting. (RIVM)

Figuur 2.11 Weergave van een tijdreeks van LIDAR-metingen. Langs de horizontale as is de tijd uitgezet, langs de verticale as de hoogte; de kleurschaal geeft de sterkte van het LIDAR- signaal aan. Duidelijk is te zien dat er meerdere wolkenlagen zijn. (RIVM)

Uitwisseling met de stratosfeer

Behalve door chemische productie komt ozon ook in de troposfeer terecht door ozontransport vanuit de stratosfeer. De relatieve bijdragen van transport en chemische productie zijn een belangrijk onderwerp van onderzoek, omdat hieruit verstrekkende conclusies volgen over de invloed van antropogene sporengassen op de samenstelling van de atmosfeer. Het gaat hierbij dus niet alleen om de lokale luchtkwaliteit maar om de samenstelling van de atmosfeer als geheel.

Uit onderzoek waarin ozonprofielmetingen werden geïnterpreteerd met een chemie-transportmodel is gebleken dat het troposferische ozon kan worden verklaard uit een combinatie van chemische productie in de troposfeer en transport vanuit de stratosfeer. Dit betekent dat niet alleen in gebieden met een hoge bevolkingsdichtheid maar ook in de vrije troposfeer het ozonniveau sterk wordt beïnvloed door antropogene emissies. Bijvoorbeeld in het uiterste westen van Europa, in het plaatsje Mace Head in Ierland (figuur 2.12), is in de winter een belangrijk deel van het ozon afkomstig uit de stratosfeer, terwijl in de zomer troposferische productie overheerst. Deze fotochemische ozon is vooral gevormd uit antropogene emissies die vanuit de Verenigde Staten, met de overheersend westelijke wind, naar Europa worden getransporteerd. Verder naar het oosten in Europa wordt het ozonniveau nabij het aardoppervlak vooral bepaald door de Europese emissies.

Figuur 2.12 Berekende jaarlijkse gang in de bijdrage aan de totale ozonconcentratie bij het aardoppervlak (doorgetrokken lijn) van ozon afkomstig uit de stratosfeer

(gestreepte lijn) en van ozon dat ontstaan is in de troposfeer (streep- stippellijn) in Mace-Head (West-Ierland). De waargenomen concentraties zijn met vierkantjes aangegeven. (IMAU)

Toename in troposferisch ozon

Ozon wordt niet direct door de mens in de atmosfeer gebracht, maar wordt in de troposfeer onder invloed van zonlicht gevormd uit door de mens geëmitteerde stikstofoxiden, koolwaterstoffen en koolmonoxide. Deze stoffen worden daarom wel precursors van ozon genoemd. Sinds het begin van het industriële tijdperk zijn de emissies van precursors van ozon met ongeveer een factor drie toegenomen.

Uit figuur 2.9 blijkt dat de hoeveelheid ozon in de vrije troposfeer in de afgelopen decennia in alle seizoenen is toegenomen. De grootste toename (tot 1.5% per jaar) vond plaats in de hoge troposfeer in september en oktober. In de eerste helft van het jaar valt de overgang tussen negatieve trends in de lage stratosfeer en positieve trends in de troposfeer precies samen met de tropopauze. In de herfst daarentegen loopt de zone van positieve trends in de troposfeer door tot de onderste lagen van de stratosfeer. Een verklaring hiervoor is niet voorhanden.

Ook is het nog onzeker hoe groot het effect van stratosferische ozonafbraak zal zijn op de sterkte van de UV-straling in de troposfeer en daarmee op de hoeveelheid ozon in de troposfeer. Een verhoogde UV-intensiteit zal naar verwachting zowel de vorming als de afbraak van troposferisch ozon versnellen. Het precieze effect van de ozonveranderingen in de stratosfeer op het ozon in de troposfeer is echter nog onduidelijk.

2.2.3 Ozon in de grenslaag

Onder normale omstandigheden wordt de hoeveelheid ozon in de grenslaag sterk beïnvloed door die in de vrije troposfeer. Hoewel deze achtergrondconcentratie op het noordelijk halfrond sinds het begin van het industriële tijdperk duidelijk is gestegen, wordt deze vaak met `natuurlijke achtergrond' aangeduid. Momenteel is deze ongeveer 70 µg per m�; 1 µg is het miljoenste deel van een gram. De groeiseizoen-gemiddelde concentraties van ozon liggen in Nederland weliswaar onder de grenswaarde maar boven de streefwaarde (de grenswaarde bedraagt 100 µg per m�, hetgeen het niveau is dat in principe niet mag worden overschreden, maatregelen zijn anders een vereiste; de streefwaarde, die 50 µg per m� bedraagt, is het niveau waarvan overschrijding zoveel mogelijk moet worden voorkomen teneinde schadelijke effecten bij ecosystemen tegen te gaan). Bij de huidige gemiddelde concentraties treden nadelige effecten op bij zowel gevoelige natuurlijke planten als bij cultuurgewassen.

In West-Europa is de emissiedichtheid van de precursors van ozon hoog. Als door de meteorologische omstandigheden de luchtverontreiniging slecht wordt verspreid en er bovendien veel zonlicht is, kan uit de geaccumuleerde precursors

in de loop van enkele dagen in de grenslaag een sterk verhoogde concentratie van ozon (tot boven 300 µg per m�) ontstaan. Deze zomersmog treedt enkele tot tientallen dagen per jaar op. De concentraties van ozon in de zomer kunnen aanleiding geven tot nadelige effecten op de gezondheid van mensen en op ecosystemen. Er zijn daarom in de Europese Unie (EU) en apart in Nederland grenswaarden vastgesteld voor zowel kortstondige blootstelling aan piekwaarden als langdurige blootstelling aan lagere concentraties.

Nederland

Hieronder wordt een beschrijving gegeven van het optreden van hoge ozonwaarden in Nederland in 1995 op basis van de metingen door het Landelijk Meetnet Luchtkwaliteit.

Ruimtelijke verdeling

Hoewel ruimtelijk gezien binnen Nederland de concentratieniveaus van ozon ruwweg vergelijkbaar zijn, zijn er toch structurele verschillen waar te nemen. Deze worden bepaald door de ligging ten opzichte van de belangrijke brongebieden van precursors van ozon in Nederland en het ons omringende buitenland en door plaatselijke meteorologische verschillen. Zo zijn de piekwaarden bij smog in het zuidoosten doorgaans wat hoger, en in het noorden wat lager dan gemiddeld. In figuur 2.13 is de verdeling over Nederland weergegeven van het aantal dagen waarop in 1995 de ozonconcentratie boven de EU- drempelwaarde voor de bescherming van de bevolking (110 µg per m� voor het 8-uurgemiddelde) lag. Gemiddeld gebeurde dit op dertig dagen. In het zuidoosten was dit aantal dagen echter twee maal zo groot als in het noorden.

Figuur 2.13 De verdeling over Nederland van het aantal dagen waarop in 1995 de ozonconcentratie boven de EU-drempelwaarde voor de bescherming van de bevolking (110 µg per m� voor het 8-uurgemiddelde) lag. (RIVM)

Jaarlijkse verschillen

Het aantal dagen per jaar waarop overschrijding van de genoemde EU-norm optreedt, is sterk afhankelijk van de meteorologische omstandigheden in de zomer van het betreffende jaar (zie figuur 2.14). In jaren met mooi zomers weer, zoals 1989 en 1990, worden er meer normoverschrijdingen waargenomen dan in minder mooie zomers. Door de sterke fluctuaties van jaar tot jaar is er geen duidelijke trend. Deze wordt ook niet verwacht, gezien de daarvoor noodzakelijke aanzienlijke verandering in emissies van stikstofoxiden en koolwaterstoffen niet optreden. De marge in de figuur geeft voor elk jaar de gemeten ruimtelijke spreiding weer.

Figuur 2.14 Het aantal dagen per jaar waarop in Nederland in de periode 1987-1995 overschrijding van de norm van 110 µg per m� voor het 8-uurgemiddelde optrad. (RIVM)

Blootstelling van de bevolking aan piekwaarden van ozon

De gehele Nederlandse bevolking werd in 1995 blootgesteld aan de bovengenoemde EU-norm. Dit gebeurde gemiddeld op dertig dagen en de normoverschrijding was gemiddeld 31 µg per m� Figuur 2.15 laat zien hoe binnen de bevolking het aantal dagen varieerde waarop men was blootgesteld aan ozonconcentraties boven de norm. Dit aantal dagen was bij slechts enkele procenten van de bevolking kleiner dan tien, terwijl ongeveer 85% op meer dan 25 dagen werd blootgesteld aan concentraties boven de norm.

Figuur 2.15 Verdeling binnen de Nederlandse bevolking van het aantal dagen dat men in 1995 was blootgesteld aan ozonconcentraties boven de norm van 110 µg per m�

voor het 8-uurgemiddelde. (RIVM)

Blootstelling van ecosystemen aan ozon

De EU-drempelwaarde voor bescherming van ecosystemen ligt bij een daggemiddelde concentratie van ozon van 65 µg per m�. In heel Nederland vindt elk jaar overschrijding van deze norm plaats. Hoge ozonconcentraties worden vooral veroorzaakt door fotochemische vorming overdag, en vertonen gemiddeld een van noord naar zuidoost oplopende concentratie. Het ruimtelijk patroon van de gangbare, in de nabijheid van de achtergrondconcentratie liggende ozonconcentratie wordt door andere processen gedomineerd dan het ruimtelijke patroon van piekwaarden van ozon. De van nature aanwezige ozon wordt boven land afgebroken, zowel aan het aardoppervlak zelf als door emissies van bijvoorbeeld het verkeer (bij voldoende zonlicht zal de afbraak na enige tijd, en dus op enige afstand van de emissies, worden overtroffen door de vorming van ozon uit deze emissies). Daardoor komt in noordwest Nederland het hoogste aantal en verder landinwaarts een lager aantal dagen voor met daggemiddelde ozonconcentraties boven de 65 µg per m� (zie figuur 2.16). Ook hier geldt echter dat de overschrijdingsfrequentie van jaar tot jaar sterk varieert en gekoppeld is aan het aantal dagen met smog in dat jaar. In de periode van april-september 1995 vond gemiddeld in Nederland overschrijding plaats op 53 dagen. In een jaar met veel smog als 1989 was dit aantal bijna 100 dagen en in een somber jaar als 1993 ongeveer 40 dagen.

Figuur 2.16 De verdeling over Nederland van het aantal dagen waarop in 1995 de ozonconcentratie boven de EU-drempelwaarde voor de bescherming van ecosystemen (65 µg per m� voor het 24-uurgemiddelde) lag. (RIVM)

België

Hieronder wordt een beschrijving gegeven van het optreden van hoge ozonwaarden in België op basis van de metingen door het Meetnet van de Luchtkwaliteit van de Gewesten Vlaanderen, Brussel en Wallonië, alsmede op basis van ozonsonderingen in Ukkel.

Resultaten van de gewestelijke meetnetten

Evenals in Nederland varieert in België het aantal dagen waarop de EU-drempelwaarde voor de bescherming van de bevolking (110 µg per m� voor het 8-uurs gemiddelde) wordt overschreden sterk van jaar tot jaar. Gemiddeld is in België dit aantal dagen per jaar ongeveer 15 groter dan in Nederland. Overschrijding van de EU-drempelwaarde voor de bescherming van ecosystemen (65 µg per m� voor de daggemiddelde concentratie) kwam in België in de periode 1987-1996 gemiddeld ongeveer 100 dagen per jaar voor. In 1995 en 1996 was dit aantal relatief hoog, ongeveer 150 dagen. De door de verhoogde ozonconcentraties veroorzaakte afname in de opbrengst van graangewassen in België wordt voor de periode 1987-1996 geschat op gemiddeld ongeveer 10%.

Analyse van ozonsonderingen

Aan de hand van de tijdreeks van ozonsonderingen in Ukkel is nagegaan in welk percentage van de ozonprofielen er een ozonmaximum van minstens 110 µg per m� optrad in de grenslaag, waarbij bovendien het ozonniveau minstens 30% groter was dan in de laag tussen 2,5 en 5 km. Uit figuur 2.17 blijkt dat dergelijke episodes van fotochemische productie van ozon in de grenslaag bijna uitsluitend voorkomen tijdens de maanden april tot september. In augustus loopt het aantal sonderingen dat aan voornoemde criteria voldoet op tot ongeveer 9%. Deze resultaten zijn gebaseerd op een relatief klein aantal sonderingen die een duidelijk signaal vertonen van ozonproductie in de grenslaag. Het is daarom onduidelijk of het relatieve minimum in juli een reëel effect is. Om dezelfde reden dient de interjaarlijkse variatie in figuur 2.18 met enig voorbehoud geïnterpreteerd te worden. Toch geven deze resultaten een indicatie dat fotochemische ozonproductie in de grenslaag vaker voorkwam in het laatste decennium dan in de jaren zeventig. Dit blijkt ook uit figuur 2.9 waar men ziet dat de ozontrend in de grenslaag boven Ukkel een duidelijke seizoensvariatie vertoont, met de meest uitgesproken stijging tijdens de zomermaanden. Het hoogste percentage in de zeventiger jaren trad op in 1976, toen 's zomers de temperatuur in West-Europa zeer hoog was.

Figuur 2.17 Gemiddelde jaarlijkse variatie van het aantal ozonsonderingen (in procenten) in Ukkel waarbij er aanwijzingen waren voor fotochemische ozonproductie in de grenslaag. (KMI)

Figuur 2.18 Interjaarlijkse variatie van het aantal ozonsonderingen van maart tot oktober (in procenten) in Ukkel waarbij er aanwijzingen waren voor fotochemische ozonproductie in de grenslaag. In 1969 en 1972-1974 kwam deze situatie niet voor, terwijl in de jaren aangeduid met (X) het aantal hiaten in de tijdreeks te groot was om bruikbare resultaten te kunnen verkrijgen. (KMI)

2.3 Waarnemingen van de UV-straling

Het meten en berekenen van de effectieve UV-straling

De metingen van de effectieve UV-straling in dit rapport zijn verkregen met de zogeheten spectrale methode. Dit houdt in de praktijk in dat de sterkte van de UV-straling bij een groot aantal golflengten wordt gemeten. Dit aantal moet groot zijn, omdat de sterkte van de UV-straling aan de grond sterk afhangt van de golflengte. Op deze wijze wordt het UV-spectrum aan de grond gemeten. Door de grote verschillen in de sterkte van de UV-straling bij verschillende golflengten worden hoge eisen gesteld aan de meetinstrumenten. Regelmatig vinden dan ook internationale meetcampagnes plaats om de verschillende meetinstrumenten onderling te vergelijken. Bij de UV-metingen wordt de intensiteit van de UV-straling bij een veel groter aantal golflengten bepaald dan bij de ozonmetingen, en bovendien wordt de uit alle richtingen komende straling gemeten.

Uit de gemeten UV-spectra kan de voor biologische effecten van belang zijnde UV-straling worden afgeleid. Daarbij moet rekening gehouden worden met het feit dat de mate waarin een hoeveelheid UV-straling bijdraagt aan effecten sterk afhankelijk is van de golflengte. Deze afhankelijkheid wordt beschreven met een voor ieder effect specifiek `actiespectrum'. Het product van dit actiespectrum en het UV-spectrum aan de grond geeft het effectieve UV-spectrum. Dit spectrum geeft aan welke straling in de praktijk het biologische effect veroorzaakt. De hoeveelheid straling in dit spectrum kan over de verschillende golflengten gesommeerd worden, en dit geeft de effectieve UV-straling. De in dit rapport getoonde metingen van de effectieve UV-straling in Bilthoven en Ukkel zijn alle gebaseerd op hetzelfde actiespectrum, een actiespectrum voor huidkanker. Dit actiespectrum lijkt grofweg op dat voor zonnebrand, zodat de hier gepresenteerde gegevens een maat zijn voor de effecten van UV-straling op zowel huidkanker als op zonnebrand.

Het bovenstaande wordt nog eens verduidelijkt met figuur 2.19, waarin twee metingen van het UV-spectrum worden getoond, een buiten de atmosfeer en een aan de grond. Duidelijk blijkt dat door de absorptie van UV-straling door ozon de intensiteit van de straling aan de grond voor golflengten kleiner dan ongeveer 315 nm veel kleiner is dan buiten de atmosfeer. De biologisch zeer schadelijke UVC-straling, met golflengten kleiner dan 280 nm, bereikt dankzij het ozon het aardoppervlak zelfs helemaal niet. Ook laat de figuur zien dat aan de grond de intensiteit van de UV-straling sterk afhangt van de golflengte (merk op dat de verticale as logaritmisch is en dat het gemeten spectrum tussen 300 en 320 nm toeneemt met ongeveer een factor 50).

Figuur 2.19 toont ook een actiespectrum voor huidkanker, alsmede het product van dit actiespectrum met het UV-spectrum aan de grond, oftewel

het effectieve UV-spectrum (rode lijn). Dit actiespectrum werd toegepast bij de in dit rapport getoonde resultaten van de effectieve UV-straling. Bij de golflengte waarbij dit effectieve UV-spectrum de hoogste waarde heeft, ongeveer bij 315 nm, is de straling het meest schadelijk. De effectieve UV-straling wordt in de figuur voorgesteld door het oranje oppervlak.

Figuur 2.19 Het zonnespectrum, buitenaards (bovenste zwarte grafiek) en op grondniveau (onderste zwarte grafiek), een actiespectrum voor huidkanker (rode stippellijn), en de effectieve UV-straling op grondniveau (oranje oppervlak). (RIVM)

Metingen van de effectieve UV-straling

De intensiteit van de UV-straling vertoont gedurende een dag grote variaties, die behalve door de zonshoogte ook door de bewolking worden bepaald. Dit is te zien in figuur 2.20, waarin het dagverloop van de effectieve UV-straling wordt getoond voor twee dagen in juni 1994. De eerste juni was een tamelijk heldere dag met weinig variatie in de bewolking, en de derde juni was een dag met een sterk wisselende bewolking. Duidelijk is te zien dat de sterkte van de UV-straling toeneemt met toenemende zonshoogte, maar dat bewolking een forse verandering van dit dagverloop teweeg kan brengen. Voor de schadelijke effecten van UV-straling is doorgaans niet zo zeer de momentane UV-straling van belang, als wel de over een zekere periode, bijvoorbeeld een dag, gesommeerde stralingshoeveelheid (per eenheid van oppervlak, eenheid: Joule per m�).

Figuur 2.20 Dagverloop van de effectieve UV-straling op een zonnige en wisselend bewolkte dag in de zomer. (RIVM)

De dagsommen van de effectieve UV-straling in Bilthoven gedurende het jaar 1996 worden weergegeven door de rode lijn in figuur 2.21. Behalve door het seizoen en de bewolking worden de variaties in de dagsommen voor een relatief klein deel ook bepaald door de hoeveelheid ozon en aërosolen. De blauwe lijn in de figuur geeft aan hoe de dagsommen zouden zijn geweest bij onbewolkte hemel. Deze dagsommen vertonen een duidelijke jaarlijkse gang, met een maximum in de zomer, met daar aan toegevoegd relatief kleine variaties die met name het gevolg zijn van variaties in de dikte van de ozonlaag.

Figuur 2.21 De effectieve UV-straling in Bilthoven (dagsommen, gewogen met een huidkanker-actiespectrum) gedurende het jaar 1996 zoals gemeten (rode lijn). De blauwe lijn geeft aan hoe de dagsommen bij onbewolkte hemel zouden zijn

geweest, en toont met name de effecten van variaties in de ozonkolom. (RIVM)

De dagelijkse effectieve UV-straling zoals gemeten met een Brewer spectrometer in Ukkel sinds maart 1989 wordt getoond in figuur 2.22. Het betreft hier geen dagsommen, maar de waarden gemeten op het lokale middaguur, als de zon het hoogst staat. De omhullende van de waarden in deze figuur toont een duidelijk schommeling van jaar tot jaar. De periode van acht jaar waarover deze reeks metingen zich uitstrekt is echter te kort om er zinvolle conclusies uit te kunnen trekken over een mogelijke langjarige trend in de effectieve UV-straling. Het effect van de bewolking op de UV-straling aan de grond komt duidelijk tot uiting in figuur 2.23. Ook is te zien dat door de jaarlijkse schommeling van de dikte van de ozonlaag de intensiteit van de effectieve UV-straling niet symmetrisch is t.o.v. 21 juni (wanneer de zon het hoogst staat). Zo is rond 15 april (als de ozonlaag gemiddeld het dikst is) de effectieve UV-straling op het lokale middaguur bij onbewolkte hemel gemiddeld 0,16 Watt per m�, terwijl rond 27 augustus (als de zon even hoog staat maar de ozonlaag veel dunner is) een gemiddelde waarde van 0,19 Watt per m� wordt gemeten.

Figuur 2.22 De effectieve UV-straling in Ukkel sinds maart 1989 (dagelijkse waarden op het lokale middaguur, gewogen met een huidkanker-actiespectrum), zoals gemeten met een Brewer spectrometer. (KMI)

Figuur 2.23 Gemiddelde jaarlijkse variatie van de effectieve UV-straling op het lokale middaguur in Ukkel, afgeleid uit de gegevens in figuur 2.22. De blauwe curve geeft de variatie bij een onbewolkte hemel, terwijl de rode getrokken lijn en de rode stippellijn respectievelijk de variatie geven bij een bewolkingsgraad tussen 1 en 6 achtsten en een bewolkingsgraad van 7 of 8 achtsten. (KMI)

De over de maand gesommeerde effectieve UV-straling in Bilthoven voor de afgelopen zes jaar is te zien in figuur 2.24. Voor de periode april 1993 t/m december 1996 is de effectieve UV-straling in Bilthoven direct gemeten. Op basis van de metingen zijn modellen opgesteld die gebruikt zijn om de effectieve UV-straling te berekenen uit relevante grootheden, waarvan wel metingen in eerdere jaren beschikbaar zijn, zoals de zonnestraling, de bewolking en de dikte van de ozonlaag (op deze rekenmethode wordt nader ingegaan in paragraaf 3.4). De som van de gekleurde en open balken in figuur 2.24 geeft aan hoe groot de effectieve UV-straling zou zijn geweest bij onbewolkte hemel. De variaties van jaar tot jaar in deze som voor een bepaalde maand zijn het gevolg van variaties of een trend in de dikte van de ozonlaag in die maand.

Figuur 2.24 De effectieve UV-straling in Bilthoven (maandsommen, gewogen met een huidkanker-actiespectrum) voor de periode 1991-1996. De vermindering van de straling door bewolking en aërosolen wordt door de open balken weergegeven. (RIVM)

3. Ander recent ozon- en UV-onderzoek in Nederland en België Het is vanzelfsprekend dat om de toestand van de ozonlaag en de sterkte van de UV-straling aan het aardoppervlak te kennen waarnemingen zoals beschreven in het vorige hoofdstuk onmisbaar zijn. Eveneens onmisbaar is de kennis om die waarnemingen te kunnen interpreteren. Dankzij het onderzoek van de afgelopen decennia kunnen momenteel veel belangrijke vragen op ozon- en UV-gebied worden beantwoord. Sommige andere belangrijke zaken zijn echter nog steeds niet opgehelderd. Zo is het onzeker waarom de laatste jaren boven het

zuidpoolgebied het ozongat ongeveer stabiel bleef, terwijl tegelijkertijd boven het noordpoolgebied de ozonafbraak toenam. Ook onduidelijk is nog steeds wat de ozonafname boven de gematigde breedten precies veroorzaakt. Wordt het ozon vooral ter plekke afgebroken, of vooral boven de poolgebieden? En hoe groot is de bijdrage van natuurlijke processen, zoals variaties in de atmosferische stromingen, aan deze ozonafname? De verwachting is dat het wereldwijde ozon- en UV-onderzoek de komende tijd dit soort vragen zal kunnen beantwoorden, niet in de laatste plaats door de toenemende beschikbaarheid van (satelliet)waarnemingen en door de steeds beter wordende modellen van het klimaat en de chemie van de atmosfeer. In dit hoofdstuk wordt ingegaan op enkele voorbeelden van recent onderzoek op ozon- en UV-gebied in Nederland en België.

3.1 Stratosfeer-troposfeer uitwisseling

Stratosfeer-troposfeer uitwisseling

Jaarlijks stroomt ongeveer 5% van de troposferische luchtmassa door de tropopauze naar de stratosfeer. Dit gebeurt voornamelijk in de tropen. Vervolgens stroomt deze lucht richting de polen, en daalt boven de gematigde en polaire breedten weer af naar de troposfeer. De verticale luchtsnelheden waarmee deze uitwisseling tussen de stratosfeer en de troposfeer gepaard gaat zijn zeer klein; ze zijn, bijvoorbeeld, vele tientallen malen kleiner dan de verticale snelheden op het niveau halverwege het aardoppervlak en de tropopauze. Ook al gaat het wat stratosfeer-troposfeer uitwisseling betreft in kwantitatieve zin dus om een betrekkelijk bescheiden fenomeen, de gevolgen van deze uitwisseling zijn groot. Het is immers deze uitwisseling waardoor de CFK's in de stratosfeer terecht komen, waar ze door de intense UV-straling worden afgebroken en het hierbij vrijkomende chloor vervolgens ozon kan afbreken. Omdat jaarlijks slechts ongeveer 5% van alle CFK-moleculen in de stratosfeer terecht komt en hiervan slechts ongeveer de helft wordt afgebroken voordat, na ongeveer twee jaar, de lucht weer terugstroomt naar de troposfeer, duurt het nog zeer lang, 50 tot 100 jaar, voordat de meeste CFK-moleculen uit de atmosfeer zullen zijn verdwenen.

Stratosfeer-troposfeer uitwisseling boven de gematigde breedten

Het neerwaartse transport van stratosferische lucht naar de troposfeer op de gematigde en polaire breedten vindt voor een groot deel plaats bij breuken in de tropopauze, die verbonden zijn met fronten in de troposfeer. In de verticale profielen van ozon en meteorologische grootheden vindt men aanwijzingen voor deze uitwisseling als, onder meer, de profielen een uitgesproken ozonmaximum in de troposfeer vertonen, en bovendien de relatieve vochtigheid ter hoogte van dit maximum zeer laag is. Stratosferische lucht bevat immers veel ozon en is zeer droog. Een voorbeeld van zo'n situatie is te zien rond 4 km hoogte in figuur 2.7.

De tijdreeks van ozonsonderingen in Ukkel werd gebruikt om de gevallen te identificeren waarbij er duidelijk tekenen zijn dat stratosferische, ozonrijke lucht

de troposfeer is ingestroomd. Uit figuur 3.1 blijkt dat in onze streken het gemiddelde aantal van deze gevallen in de loop van het jaar niet of nauwelijks varieert (het zwakke maximum in juni en juli is statistisch niet significant). De ozonpieken die worden waargenomen bij breuken in de tropopauze vertonen de hoogste concentraties in de lente en in de vroege zomer (zie de doorgetrokken lijn in figuur 3.1), hetgeen een gevolg is van het feit dat in die periode van het jaar de ozonconcentratie in de lagere stratosfeer het grootst is.

Figuur 3.1 Gemiddelde jaarlijkse variatie van 1) het percentage ozonsonderingen in Ukkel waarbij er aanwijzingen zijn dat stratosferische ozonrijke lucht de troposfeer is binnengedrongen (kolommen, linker schaal), 2) de maximale ozonconcentratie in de tropopauze breuk (doorgetrokken lijn, rechter schaal). (KMI)

Zoals gezegd beweegt boven de gematigde breedten de lucht in de stratosfeer omlaag, richting de troposfeer. Dit `eenrichtingsverkeer' geldt echter alleen op hoogten van meer dan enkele kilometers boven de tropopauze. In de lagere stratosfeer vindt boven de gematigde breedten ook opwaarts transport plaats. Het gaat hier om lucht die recentelijk op de gematigde breedten door de tropopauze heen omhoog is gestroomd. Dit is relevant, bijvoorbeeld, voor de effecten van vliegtuigemissies op het ozon in de lagere stratosfeer (zie paragraaf 3.7.1). Uit analyse van wind- en temperatuurgegevens op het niveau van de tropopauze blijkt dat op de gematigde en polaire breedten op kleine ruimte- en tijdschalen (hooguit 100 km en enkele uren) zowel sterk opwaarts als sterk neerwaarts transport door de tropopauze plaats vindt, dat in beide richtingen enkele tientallen malen zo sterk kan zijn als het netto (neerwaartse) maand- en gebiedgemiddelde transport door de tropopauze.

3.2 Ozonproductie in de grenslaag

De ozonproductie in de grenslaag tijdens episodes van zomersmog werd bepaald aan de hand van sonderingen met een kabelballon, die uitgevoerd werden in een semi-landelijk gebied ongeveer 17 km ten zuidoosten van Ukkel. Hierbij werden tussen zonsopgang en zonsondergang ononderbroken profielen gemeten van ozon, temperatuur, vochtigheid, windrichting en windsnelheid. De waarden van de ozonproductie in de ozonkolom van het aardoppervlak tot de top van de grenslaag die hieruit afgeleid werden variëren tussen 0 en 9 µg per m� per seconde. Uit de metingen bleek verder dat de ozonproductie stijgt met de intensiteit van de directe zonnestraling, en dit tot een waarde van ongeveer 650 Watt per m�. Boven deze waarde wordt de ozonproductie in hoofdzaak begrensd door de aanvoersnelheid van koolwaterstoffen. De ozonproductie vertoont ook een uitgesproken toename met de temperatuur.

Uit figuur 3.2 volgt dat de periode van het jaar met de hoogste temperaturen ongeveer een maand na het begin van de zomer optreedt, hetgeen ongeveer overeenkomt met de periode van het jaar waarin het aantal ozonepisodes maximaal is. Uit de kabelballonmetingen bleek dat de ozonproductie gemiddeld groter is dan 1 µg per m� per seconde vanaf intensiteiten van de directe zonnestraling groter dan 350 Watt per m� en vanaf temperaturen hoger dan 20°C. Het gele gebied in figuur 3.2 geeft dus een indicatie tijdens welke uren van de dag en perioden van het jaar een merkbare fotochemische ozonproductie kan optreden in de grenslaag boven onze streken.

Figuur 3.2 Dikke lijnen: isolijnen van gemiddelde waarden van de directe zonnestraling bij heldere hemel in Ukkel, als functie van het seizoen en het uur (dikke doorgetrokken lijnen bij 350 Watt per m� en stippellijn bij 650 Watt per m�). Dunne doorgetrokken lijnen: isolijnen van de temperatuur in Ukkel (in °C) die overschreden werd in 10% van de gevallen. De punt-stippellijn toont het verloop van het lokale middaguur (dit is het uur van de dag waarop de zon het hoogst

staat) in Ukkel. Geel gebied: zie tekst. (KMI)

3.3 Klimaateffecten van ozonveranderingen

Ozon absorbeert zowel de kortgolvige straling afkomstig van de zon als de langgolvige straling afkomstig van de aarde. Hierdoor heeft ozon een belangrijke invloed op de temperatuur. Het is daarom aannemelijk dat veranderingen in ozonconcentraties de temperatuur en daarmee het klimaat zullen beïnvloeden.

Klimaateffecten van stratosferische ozonveranderingen

Het ozon in de stratosfeer absorbeert de kortgolvige straling van de zon, en verhoogt daarmee de temperatuur ter plekke. In de afgelopen twee decennia is de hoeveelheid ozon in de stratosfeer wereldwijd afgenomen. Dit geldt het sterkst voor het `ozongat' dat ieder jaar rond oktober boven het zuidpoolgebied ontstaat, maar het geldt ook voor de gematigde breedten, waar de hoeveelheid ozon met ongeveer 4% per decennium afneemt. De afname is het sterkst in de lagere stratosfeer, op een hoogte van 12 tot 20 km. Metingen met satellieten en met ballonsondes laten zien dat ter plekke van de ozonafname ook de temperatuur afneemt. In de jaren tachtig daalde de temperatuur in de lagere stratosfeer boven de gematigde breedten met 0,5-1°C, en boven de polaire gebieden in de winter met ruim 2,5°C. Het blijkt dat deze waargenomen temperatuurafname qua grootte en afhankelijkheid van de geografische breedte en het seizoen goed correspondeert met wat klimaatmodellen op grond van de waargenomen ozonafname verwachten. Deze ozonafname is voornamelijk het gevolg van antropogene emissies van CFK's en soortgelijke verbindingen. Daarom lijkt de waargenomen temperatuurdaling in de lagere stratosfeer voor een belangrijk deel een gevolg van menselijke activiteiten. De afname in ozon en temperatuur zou echter ten dele ook het gevolg kunnen zijn van de waargenomen toename in de hoogte van de tropopauze. De bijdrage aan de temperatuurdaling in de lagere stratosfeer van veranderingen in concentraties van andere sporengassen dan ozon, zoals kooldioxide, is waarschijnlijk klein.

De invloed van de stratosferische ozonafname op de temperatuur van de troposfeer en van het aardoppervlak bestaat uit een afkoelend en een opwarmend effect. Het afkoelende effect ontstaat doordat de stratosfeer door haar afgenomen temperatuur minder langgolvige straling naar beneden uitstraalt. Het opwarmende effect ontstaat doordat de armer aan ozon geworden stratosfeer meer kortgolvige (UV) straling naar beneden doorlaat. Netto betreft het een kleine afkoeling, corresponderend met een stralingsforcering van ongeveer -0,1 Watt per m� (zie cursieve tekst).

Stralingsforcering

Sommige stoffen, zoals ozon en kooldioxide, beïnvloeden de straling in de atmosfeer. Een verandering in de hoeveelheid van deze straling-actieve stoffen heeft daarom gevolgen voor de straling in de atmosfeer. Deze gevolgen worden vaak beschreven met het begrip `stralingsforcering'. Deze is gedefinieerd als de verandering in de sterkte van de netto neerwaartse straling (langgolvig plus kortgolvig, in Watt per m�) op de hoogte van de tropopauze, als gevolg van een verandering in de hoeveelheid van een of meer straling-actieve stoffen. De stralingsforcering is een maat voor de invloed van een verandering in de atmosferische samenstelling op het klimaat. De stralingsforcering door, bijvoorbeeld, de door de mens veroorzaakte toename in kooldioxide is ongeveer 1,6 Watt per m�. Een wereldwijd gemiddelde stralingsforcering van 1 Watt per m� veroorzaakt volgens de huidige inzichten een toename in de wereldwijd gemiddelde temperatuur aan het aardoppervlak van ongeveer (0,7 ± 0,3)°C.

Klimaateffecten van troposferische ozonveranderingen

Ozon is een broeikasgas, hetgeen betekent dat het infrarode straling kan absorberen en emitteren. Een toename van ozon veroorzaakt zo een verhoging van de temperatuur aan het aardoppervlak. Voorts absorbeert ozon een deel van de kortgolvige straling van de zon. Ook hierdoor leidt een toename van ozon tot een verhoging van de temperatuur aan het aardoppervlak. Dit effect is extra sterk in bewolkte gebieden en in gebieden met een sterk reflecterend aardoppervlak, omdat hier de zonnestraling gemiddeld een langere weg door de atmosfeer aflegt waardoor de kans dat de straling door ozon wordt geabsorbeerd toeneemt.

Figuur 3.3 toont de stralingsforcering zoals berekend voor de maand juli als gevolg van de ozontoename van het begin van het industriële tijdperk tot aan 1990. De hoogste waarden (ruim 0,8 Watt per m�) treden op boven Zuid-Europa/Noord-Afrika en boven het zuiden van de Verenigde Staten. Hoewel de ozonconcentratie boven Groenland minder toenam dan in bovengenoemde gebieden is de forcering er toch groot, door het hoge reflecterende vermogen van de ijskap. De berekende wereldwijd- en jaargemiddelde stralingsforcering door troposferisch ozon in 1990 bedroeg 0,4 Watt per m�. De verwachting is dat de troposferische ozonconcentraties in de toekomst wereldwijd verder zullen stijgen. Vooral landen met een groeiende industriële activiteit zullen hieraan bijdragen.

Figuur 3.3 De stralingsforcering in juli 1990 als gevolg van de ozontoename in de troposfeer sinds het begin van het industriële tijdperk. (KNMI)

3.4 Trendanalyse van de UV-belasting

De huidige meetreeksen van de UV-straling in Nederland en België zijn nog te kort om mogelijke trendmatige veranderingen in de effectieve UV-straling vast te kunnen stellen. Toch is het mogelijk om iets te zeggen over recente veranderingen in de effectieve UV-straling. Dit kan door de UV-straling te berekenen uit relevante grootheden waarvan wel (relatief) lange meetreeksen bestaan, zoals de hoeveelheid zonnestraling, de bewolking en de dikte van de ozonlaag. Voorwaarde voor het hanteren van deze methode is wel dat het verband tussen UV- straling en de andere meteorologische grootheden in de loop der tijd niet verandert. Omdat dit zeker in een periode van klimaatverandering zoals de huidige periode niet valt uit te sluiten, blijft een lange meetreeks van groot belang.

Door de berekende UV-straling voor recente perioden te vergelijken met de UV-metingen, wordt een indruk verkregen van de nauwkeurigheid van de berekeningen. Figuur 3.4 geeft een vergelijking tussen de berekende en gemeten effectieve UV- straling in Nederland, uitgedrukt in dagsommen, voor de zomerdagen van 1996. De onzekerheid in de berekende dagsommen bedraagt ongeveer 10%. Het betreft hier echter vooral een toevallige fout, zodat gemiddeld over een maand een veel nauwkeuriger beeld ontstaat.

Figuur 3.4 Vergelijking van berekende en gemeten dagsommen van de effectieve UV-straling voor de zomer van 1995. (RIVM)

De methode is toegepast om de effectieve UV-straling in de in de afgelopen 17 jaar te berekenen, en te vergelijken met een berekend UV-niveau van vóór het begin van de wereldwijde CFK- emissies. Figuur 3.5 geeft hiervan de resultaten.

Voor de jaren 1994-1996 is de vergelijking ook toegepast op de effectieve UV-straling zoals gemeten.

Figuur 3.5 Toename en variatie van de berekende jaarsommen van de effectieve UV-straling vergeleken met een berekende jaarsom vóór de grootschalige emissies van CFK's. (RIVM)

De variaties van jaar op jaar in de effectieve UV-straling ontstaan door variaties in de bewolking, in ozon en in aërosolen. Om de invloed van ozonvariaties te scheiden van andere invloeden, is ook gerekend met een gemiddelde invloed van bewolking en aërosolen. De op deze wijze berekende effectieve UV-straling wordt in dit rapport de UV-belasting genoemd en is getoond in figuur 3.6. De variaties in deze figuur weerspiegelen de veranderingen in de dikte van de ozonlaag boven Nederland. In de figuur is te zien dat sinds 1980 de berekende UV-belasting gemiddeld is toegenomen. De afgelopen vijf jaar lag het niveau van de UV-belasting 10-15% boven het berekende niveau van vóór de emissies van CFK's. De sterke toename in de UV-belasting in Nederland in de periode 1991-1993 wordt in verband gebracht met een door de Pinatubo vulkaanuitbarsting versnelde wereldwijde ozonafbraak door CFK's. Verwacht werd dat deze versnelde afbraak na enkele jaren weer zou verdwijnen, en in 1994 nam de UV-belasting inderdaad weer enigszins af. In 1995 was de UV-belasting in Nederland echter weer vrijwel op het hoge niveau van 1993. De zonnige zomer van 1995, met een gemiddeld hoge tropopauze en daardoor dunne ozonlaag, speelde daarbij een belangrijke rol. Ook in 1996 was de UV-belasting hoog vergeleken met het niveau van vóór de emissies van CFK's, maar beduidend lager dan in 1995.

Figuur 3.6 De berekende relatieve verandering in de UV- belasting in Nederland in de afgelopen 17 jaar. (RIVM)

Door de natuurlijke variabiliteit in de ozonkolom zijn nog zeker tien tot vijftien jaar aan UV- en ozonwaarnemingen nodig voordat kan worden vastgesteld of er al of niet een reële trend is in de UV-belasting. Het meten en analyseren van de UV- belasting zal de komende jaren naar verwachting een belangrijke rol spelen in het

vaststellen van mogelijke trends in de UV- belasting en van het succes van de internationale afspraken over de productie en emissie van ozonaantastende stoffen.

3.5 Het meten en voorspellen van de zonkracht

Het ozon in de atmosfeer absorbeert de UV-straling van de zon en beschermt daardoor het leven op aarde tegen de schadelijke effecten van deze straling. Niet alle UV-straling wordt echter geabsorbeerd; een deel ervan bereikt de aarde. Het bij de bevolking meest bekende effect van UV-straling is het rood worden van de huid, of `verbranden'.

Hoe schadelijk UV-straling voor de mens is, hangt af van twee factoren: ten eerste hoeveel straling er op de huid terecht komt en ten tweede hoe gevoelig de huid is voor die straling. Bij zowel het meten als het voorspellen van de zonkracht moeten dan ook beide factoren in rekening worden gebracht.

De zonkracht is een maat voor de effectieve UV-straling gebaseerd op het actiespectrum van zonnebrand (de begrippen `effectieve UV-straling' en `actiespectrum' worden uitgelegd in de cursieve tekst bij paragraaf 2.3). De zonkracht is evenredig met deze effectieve UV-straling en is zodanig geschaald dat de waarde in Nederland en België niet boven de tien uitkomt. De UV-straling waaruit de zonkracht wordt afgeleid wordt gemeten met een Brewer spectrometer (zie paragraaf 2.3).

Waarvan is de zonkracht afhankelijk?

Figuur 3.7 toont de maximaal gemeten zonkracht per dag gedurende het jaar 1996. Duidelijk is te zien dat de zonkracht het grootst is in de zomer, en dat de verschillen van dag tot dag groot zijn. Variaties in de zonkracht ontstaan door een aantal factoren:

De hoogte van de zon.

Hoe hoger de zon aan de hemel staat, hoe groter de zonkracht.

De bewolking.

Wolken houden niet alleen het zichtbare zonlicht gedeeltelijk tegen, maar ook het ultraviolette zonlicht. Het verband tussen bewolking en zonkracht is echter niet eenvoudig. Bij een gebroken wolkendek kan de combinatie van direct zonlicht en aan de wolken verstrooid licht de zonkracht zelfs hoger maken dan bij een onbewolkte hemel.

De hoeveelheid ozon in de atmosfeer.

Ruwweg kan men zeggen: 1% minder ozon geeft 1,3% meer zonkracht. De hoeveelheid ozon fluctueert sterk van dag tot dag, als gevolg van stromingen in de atmosfeer.

Aërosolen.

Ofwel kleine vaste of vloeibare deeltjes in de lucht. Deze verminderen de zonkracht. In de bergen is de zonkracht vaak groter dan in een laag gelegen gebied, mede doordat in de bergen de lucht vaak zeer schoon is.

De luchtdruk.

Hoe lager de luchtdruk, hoe minder lucht er is die de UV- straling kan terugverstrooien. Ook hierdoor is in de bergen de zonkracht groter dan in een laag gelegen gebied.

Terugkaatsing tegen de grond, bebouwing.

Sneeuw, wit zand etc. weerkaatsen UV-straling. Hier kan men dus een hogere zonkracht verwachten. In de bewoonde omgeving, waar een groot deel van de hemel afgeschermd wordt door bebouwing, zal de zonkracht lager zijn.

Figuur 3.7 De gemeten maximum zonkracht per dag gedurende het jaar 1996. (KNMI)

Het voorspellen van de zonkracht

Om een goede verwachting van de zonkracht te maken moeten alle bovengenoemde factoren `voorspeld' worden. Voor de zonshoogte en de hoeveelheid ozon is dat goed mogelijk. In de praktijk is de voorspelling van de hoeveelheid ozon gebaseerd op de voorspelling van de toestand van de atmosfeer een aantal dagen vooruit, berekend met het Europese weersmodel. Ook wordt gebruikt gemaakt van recente satellietmetingen van ozon.

De bewolking, die sterk van tijd tot tijd en van plaats tot plaats kan verschillen, is echter moeilijk goed te voorspellen. In de praktijk wordt de zonkrachtverwachting zowel voor heldere hemel als voor de verwachte gemiddelde bewolkte omstandigheden berekend. Aërosolen, waarvan onvoldoende gegevens beschikbaar zijn, worden nog niet meegenomen bij de zonkrachtverwachting.

De zonkracht wordt sinds 30 april 1997 vermeld in de weerberichten voor Nederland en de vakantielanden.

3.6 Modelresultaten van ozonafbraak

Met modellen van de atmosferische chemie en het klimaat is het mogelijk inzicht te krijgen in de waargenomen veranderingen in de ozonconcentratie. Door de huidige modellen wordt de sterke afbraak van ozon boven de poolgebieden aan het einde van de winter en de vroege lente (zie paragraaf 2.1.2) redelijk gesimuleerd, ofschoon de gesimuleerde variabiliteit in ruimte en tijd verbetering behoeft. De significante negatieve trends in de lagere stratosfeer buiten de poolgebieden en buiten het winterseizoen zijn echter niet goed begrepen en zijn momenteel onderwerp van discussie. Van belang hierbij is dat versterkte ozonafbraak in de polaire gebieden kan bijdragen aan de ozonvermindering op lagere breedten door uitwisseling van lucht tussen beide gebieden. Deze uitwisseling is het sterkst boven het noordelijk halfrond juist in de lagere gedeelten van de stratosfeer waar de sterkste ozonafname wordt waargenomen.

Metingen ter plekke in de atmosfeer vormen een essentiële aanvulling op de satellietmetingen bij het testen van de modellen. Een voorbeeld waarbij metingen ter plekke worden geïnterpreteerd met een model is te zien in figuur 3.8. Het betreft hier ozonwaarnemingen verricht met een vliegtuig in februari 1993 in de lagere stratosfeer boven het noordpoolgebied. Deze waarnemingen werden vergeleken met de resultaten van een zogeheten chemie-trajectoriemodel. In dit model wordt de verandering van de ozonconcentratie in een bewegende luchtmassa berekend. Uit de baan (trajectorie) van de luchtmassa, die berekend wordt uit windgegevens, volgt de voor de ozonberekening benodigde temperatuur

en stand van de zon. Het model blijkt goed in staat de waargenomen afbraak van ozon te beschrijven. Tevens volgt uit het model dat chloorcomponenten een bepalende rol spelen bij de waargenomen ozonafbraak, die plaats vindt tot zelfs in het laagste deel van de stratosfeer.

Figuur 3.8 Ozonafbraaksnelheden in de stratosfeer boven het noordpoolgebied gemiddeld over februari 1993 (in aantal moleculen ozon per miljard moleculen lucht per dag, en in % per dag), zoals berekend met een chemie-trajectoriemodel voor 21 verschillende luchtmassa's (doorgetrokken lijn), en zoals waargenomen (stippellijn). (IMAU)

Een tweede voorbeeld waarbij een model gebruikt wordt om ozonmetingen te interpreteren is te zien in figuur 3.9. Deze figuur toont de ozonkolom (gele balken) zoals waargenomen nabij Oslo in een gebied dat zich nu eens in, dan weer op de rand, en dan weer buiten de polaire vortex bevindt. De polaire vortex bestaat uit stratosferische polaire lucht die nauwelijks mengt met lucht van lagere breedten en waarin de ozonchemie specifieke kenmerken vertoont. De ozonmetingen nabij Oslo zijn op twee manieren gesimuleerd met een chemie-transportmodel. In de eerste simulatie hingen de gemodelleerde ozonvariaties alleen samen met variaties in de atmosferische stromingen (rode stippellijn in figuur 3.9), terwijl in de tweede simulatie ze bovendien samenhingen met de chemische afbraak van ozon (blauwe lijn). De resultaten laten zien dat de waargenomen ozonvariaties niet alleen samenhingen met variaties in de atmosferische stromingen, maar ook met de chemische afbraak van ozon.

Figuur 3.9 De ozonkolom (in Dobson eenheden) zoals waargenomen in Harestua, nabij Oslo, in de winter 1994-95 (gele balken), en nagebootst met een model zonder chemische ozonafbraak (rode stippellijn) en met chemische ozonafbraak (blauwe lijn). (BIRA)

3.7.1 Invloed van vliegtuigemissies op ozon in de atmosfeer

Van alle antropogene sporengassen hebben CFK's en soortgelijke verbindingen verreweg de grootste invloed op de ozonlaag. De hoeveelheid ozon in de atmosfeer wordt echter ook beïnvloed door andere sporengassen, onder meer afkomstig van vliegtuigemissies. Hieronder wordt deze invloed nader beschreven.

Sinds enige tijd bestaat er een hernieuwde belangstelling voor de effecten van vliegtuigemissies op ozon. In de zestiger en zeventiger jaren werd veel aandacht geschonken aan de mogelijke afbraak van ozon op hoogten rond de 20 km ten gevolge van de emissies door nieuw te ontwikkelen supersone vliegtuigen, zoals de Concorde. In de negentiger jaren is er groeiende aandacht voor de gevolgen van emissies op lagere hoogte rond de tropopauze, waar het meeste vliegverkeer

plaatsvindt. Dit geldt vooral voor het vliegverkeer tussen Europa en de VS, de zogeheten Noord-Atlantische vliegcorridor, waar de tropopauzehoogte varieert tussen ongeveer acht en twaalf km. Door vliegtuigen worden onder meer stikstofoxiden uitgestoten, waardoor de ozonconcentratie kan veranderen. Hieronder volgt een overzicht van de effecten van vliegtuigemissies op ozon, en de hieruit volgende effecten op UV-straling en het klimaat.

Vliegtuigemissies

Van de door het vliegverkeer uitgestoten stoffen zijn het vooral de stikstofoxiden die effect hebben op ozon. Stikstofoxiden komen in principe niet vrij bij de verbranding van kerosine in de vliegtuigmotoren. Door de hoge temperatuur waarbij de verbranding plaats vindt, reageert echter een deel van het stikstof uit de lucht met zuurstof tot stikstofoxiden. De emissie van stikstofoxiden door het vliegverkeer bedraagt ongeveer 2% van alle antropogene stikstofemissies. De belangrijkste andere bronnen zijn het overige verkeer, de industrie, de verbranding van biomassa en bliksem. Ofschoon het dus om een betrekkelijk klein percentage gaat, blijken vliegtuigemissies een meer dan evenredige verandering te veroorzaken in het klimaat. Dit komt doordat ze niet bij het aardoppervlak plaatsvinden, zoals de meeste andere emissies, maar op grote hoogte in de atmosfeer. In de nabije toekomst zullen de emissies door vliegverkeer toenemen. De groei in het gebruik van vliegtuigbrandstof tot het jaar 2015 wordt geschat op 3 tot 4% per jaar.

Verspreiding van vliegtuigemissies

De door vliegtuigen in de hoge troposfeer en lage stratosfeer uitgestoten stoffen kunnen een aanmerkelijke verstoring van de natuurlijke achtergrondconcentraties veroorzaken. Zo kan de stikstofoxideconcentratie vlak achter het vliegtuig 1000- 5000 pptv bedragen (pptv = parts per trillion (10 12) by volume). In de Noord-Atlantische vliegcorridor vinden we gemiddeld ongeveer 150 pptv stikstofoxide, en op tropopauzehoogte in gebieden met weinig vliegverkeer tussen de 1 en 50 pptv.

In de troposfeer worden stikstofoxiden snel in de vorm van zure regen uit de atmosfeer verwijderd. In de stratosfeer daarentegen is de levensduur van stikstofoxiden door de geringe verticale uitwisseling veel langer (5-20 dagen). Het is daarom belangrijk te weten hoeveel van de vliegtuigemissies in de stratosfeer terecht komt. Behalve door directe emissie in de stratosfeer, gebeurt dit ook door de menging van troposferische emissies met stratosferische lucht (zie paragraaf 3.1).

Bijdrage van vliegverkeer aan vervuiling op kruisvluchthoogte

Figuur 3.10a toont voor juli de procentuele bijdrage van vliegtuigemissies aan de stikstofoxideconcentratie op kruisvluchthoogte (op het drukniveau van 250 hPa, ofwel een hoogte van ongeveer 12 km), zoals berekend met een chemie- transportmodel. Met dit model kunnen de ruimtelijke verdelingen worden

berekend van de stoffen die de ozonconcentratie beïnvloeden, zoals stikstofoxiden en methaan. Om het transport van de verschillende stoffen na te bootsen, worden wereldwijde waarnemingen van de wind ingevoerd in het model. Duidelijk is in figuur 3.10a de Noord-Atlantische vliegcorridor te herkennen. De grootste toename in de concentratie van stikstofoxide door vliegverkeer in deze corridor en stroomafwaarts ervan bedraagt ongeveer 50%. Het gaat hier dus ondanks de geringe omvang van de vliegtuigemissies ten opzichte van andere bronnen om een aanzienlijke verstoring door het vliegverkeer van de natuurlijke achtergrondconcentratie van stikstofoxiden. De toename in stikstofoxiden door vliegverkeer is ook waargenomen.

Figuur 3.10 Bovenste figuur (a): De bijdrage van het vliegverkeer aan de stikstofoxideconcentratie op kruisvluchthoogte (d.w.z. op het drukniveau van 250 hPa, oftewel op ongeveer 12 km hoogte) voor juli 1990 zoals berekend met een chemie-transportmodel (in %);

Middelste figuur (b): De ozontoename voor juli 1990 door de stikstofoxideverstoring door vliegverkeer uit figuur (a), zoals berekend met een chemie-transport model (in %); Onderste figuur (c): De verandering in de effectieve UV-straling aan het aardoppervlak door de ozonverstoring door vliegverkeer uit figuur (b), voor juli 1990 (in %). (KNMI)

Ozon- en UV-verstoring door vliegtuigemissies

Net als in de grenslaag (zie paragraaf 2.2.3) kan ook op kruisvluchthoogte een toename van stikstofoxiden leiden tot ozonvorming. Het gaat hier om de vorming van ozon rond het niveau van de tropopauze, dus onder het niveau van de lagere stratosfeer waar de hoeveelheid ozon juist afneemt als gevolg van antropogene emissies van CFK's en soortgelijke verbindingen. Figuur 3.10b laat zien dat de gemiddelde verstoring van de ozonconcentratie op kruisvluchthoogte door vliegtuigemissies in de zomer maximaal ongeveer 5% bedraagt (in de winter ongeveer 3%). Doordat het gevormde ozon een levensduur heeft van enkele maanden en gedurende deze periode door de wind wordt verspreid, hangt de ozonverstoring nauwelijks af van de geografische lengte. De toename in ozon is moeilijk met waarnemingen aan te tonen door de sterke natuurlijke variabiliteit van ozon op kruisvluchthoogte.

De toename in de hoeveelheid ozon door vliegverkeer leidt tot een afname van de hoeveelheid UV-straling aan het aardoppervlak. Figuur 3.10c toont de berekende procentuele verandering in de effectieve UV-straling aan het aardoppervlak bij onbewolkte hemel ten gevolge van de ozonverstoring uit figuur 3.10b.

Klimaateffecten van vliegtuigemissies

Door emissie van stikstofoxiden, kooldioxide, waterdamp en zwaveloxiden heeft het vliegverkeer invloed op het klimaat en op de UV-straling. We beperken ons hier tot het klimaateffect van de ozonverstoring die ontstaat door de genoemde emissie van stikstofoxiden. Zoals beschreven in paragraaf 3.3 is ozon een broeikasgas. Nu geldt dat de opwarmende werking van broeikasgassen sterker is naarmate ze zich bij een lagere temperatuur bevinden. De ozontoename door het vliegverkeer rondom de (koude) tropopauze veroorzaakt daarom een relatief sterke opwarming. De stralingsforcering als gevolg van de in figuur 3.10b getoonde ozonverstoring door vliegtuigemissies is, wereldwijd gemiddeld, 0,04 Watt per m� in juli en 0,02 Watt per m� in januari (voor een uitleg van het begrip stralingsforcering zie paragraaf 3.3). Deze gemiddelde forcering is klein vergeleken met de forcering door de totale toename in troposferisch ozon die 0,4 Watt per m� bedraagt (zie paragraaf 3.3). In de vliegcorridor kan de stralingsforcering echter oplopen tot ruim 0,1 Watt per m�.

3.7.2 Invloed op ozon van methaan, kooldioxide en lachgas

De aantasting van de ozonlaag wordt voornamelijk veroorzaakt door de toegenomen emissie van chloor- en broomhoudende verbindingen, zoals CFK's. De bijdrage van emissies van andere stoffen wordt vaak verwaarloosd. In eerste benadering is dit correct, maar vooral de (antropogene) emissies van methaan, lachgas en kooldioxide kunnen direct of indirect de ozonlaag beïnvloeden.

Uit berekeningen volgt dat de toename in de concentratie van CFK's en soortgelijke verbindingen op de gematigde breedten een trend in de ozonkolom heeft veroorzaakt van -5,8% voor de periode 1980-1990. Als bovendien rekening wordt gehouden met de toename in de methaanconcentratie, vermindert de berekende trend met 1,4% tot -4,4%. Deze vermindering ontstaat doordat het chloor dat uit de CFK's vrijkomt met methaan kan reageren, waardoor het chloor zijn ozonaantastende werking verliest; door de toegenomen methaanconcentratie treedt deze reactie vaker op. De stijgende lachgasconcentratie beïnvloedt de ozontrend op eenzelfde manier als de stijgende methaanconcentratie, en leidt tot een verdere vermindering van de ozontrend tot -4,3%. De stijgende kooldioxideconcentratie leidt tot een temperatuurdaling in de stratosfeer (en tot een temperatuurstijging in de troposfeer). Door de temperatuursafhankelijkheid van de aanmaak- en afbraaksnelheden van ozon neemt door deze temperatuurdaling de ozonconcentratie boven de gematigde breedten enigszins toe. Als ook dit effect in rekening wordt gebracht, vermindert de trend berekend voor de periode 1980-1990 verder tot -3,9%. Deze laatste waarde komt goed overeen met de gemeten waarde van -4,0% voor dezelfde periode.

Als in de komende eeuw de concentraties van methaan, lachgas en kooldioxide toenemen, dan zal dit volgens bovengenoemde berekeningen het herstel van de ozonlaag beïnvloeden. Verwacht wordt dat als het Montreal Protocol en de bijbehorende amendementen (zie paragraaf 5.1) strikt worden uitgevoerd, de ozonlaag rond 2080 zal zijn hersteld tot het niveau van 1980. Door toename in methaan kan dit niveau 20 jaar eerder worden bereikt, terwijl een toename in lachgas het iets kan vertragen.

In de berekeningen is geen rekening gehouden met de in paragraaf 2.1.2 beschreven afbraak van ozon aan polaire stratosferische wolken. In de stratosfeer boven de polaire gebieden kan een temperatuurdaling, veroorzaakt bijvoorbeeld door een daling van de ozonconcentratie of een stijging van de kooldioxideconcentratie, leiden tot meer stratosferische wolken en bijgevolg tot extra ozonafbraak.

4. Biologische effecten van UV-straling Schade door UV-straling

Zonlicht is de fundamentele energiebron voor het leven op aarde door de fotosynthese in bijvoorbeeld fytoplankton in de oceanen en in de planten op het land. De zon zendt echter ook UV- straling uit en deze straling heeft overwegend schadelijke effecten op organismen. UV-straling is bijzonder fotochemisch actief, zoals blijkt uit verschijnselen als de vorming van fotochemische smog of de afname in de kwaliteit van verven en plastics door blootstelling aan UV-straling.

Organische macromoleculen absorberen de UV-straling en kunnen door de daarop volgende fotochemische reactie beschadigd raken. Dit geldt vooral voor eiwitten en DNA in cellen. Schade aan deze moleculen kan het functioneren van cellen verstoren, en kan zelfs leiden tot celsterfte. DNA is de drager van de fundamentele genetische code, die doorgegeven wordt van moedercel naar dochtercel, en op basis waarvan een cel eiwitten maakt die belangrijk zijn voor zijn functioneren. Zo kan schade aan het DNA van één moedercel een domino-effect veroorzaken in alle daarvan afgeleide dochtercellen. Aangezien alle levende organismen uit één of meer cellen bestaan met daarin eiwitten en DNA, heeft UV-straling een universeel beschadigende invloed op alle aan zonlicht blootgestelde planten en dieren, en met name ook op de mens.

Aanpassingen aan UV-straling

De organismen die blootgesteld worden aan zonlicht hebben zich moeten aanpassen aan de UV-straling om te kunnen overleven. Op de eerste plaats vormt de productie van zuurstof door fotosynthese een belangrijke atmosferische barriëre tegen UV- straling: het ozon dat uit de zuurstof gevormd wordt in de stratosfeer stopt de meest energierijke en schadelijke UV- straling. De UV-straling die ons bereikt aan het aardoppervlak kan echter nog steeds cellen beschadigen en doden. Aangezien de UV-straling sterk geabsorbeerd wordt, dringt deze slechts enkele cellagen diep door. Daarom moeten vooral de oppervlakkig gelegen cellen verder beschermd worden. De aan zonlicht blootgestelde organismen hebben daartoe allerlei beschermingsmechanismen tot hun beschikking, welke verschillen van sterk absorberende lagen (pigmenten, verhoornde cellen in de huid, pels) tot het efficiënt opruimen en herstellen van de schade (in het bijzonder: eiwitten vernieuwen, DNA repareren en beschadigde of dode cellen vervangen).

Uit de rijke natuur om ons heen blijkt duidelijk dat de aanpassingen aan de UV-straling bijzonder succesvol zijn. Toch is gebleken dat met name cultuurgewassen gevoelig kunnen zijn voor UV-straling en dat de huidige natuurlijke blootstelling aan UV-straling (in de tropen) een remmende werking heeft op de groei van sommige bomen. De belangrijke vraag is natuurlijk of een toename in UV-straling door een ozonlaagverdunning onopgemerkt blijft door het aanpassingsvermogen van organismen, of dat er ernstige veranderingen in ecosystemen zullen optreden omdat sommige gevoelige organismen zich niet voldoende kunnen aanpassen.

Korte termijn experimenten of effecten van een slechts enkele maanden per jaar bestaand `ozongat' boven het zuidpoolgebied zijn waarschijnlijk niet maatgevend voor lange termijn effecten van een aanhoudende verdunning van de ozonlaag. Ofschoon een plotselinge verhoging in UV-straling een verlaagde fotosynthese van fytoplankton tot gevolg kan hebben, herstelt dit effect zich al na een paar dagen. Lange termijn effecten (bijvoorbeeld door veranderingen in DNA) op de verschillende fytoplanktonpopulaties zijn veel belangrijker, maar ook veel moeilijker in te schatten. Eventuele nadelige effecten op het fytoplankton zouden verregaande consequenties kunnen hebben, omdat fytoplankton aan de basis staat van de voedselketen in de oceanen.

UV-straling en de mens

De menselijke huid is ook zeer goed aangepast aan de UV- straling van de zon. De ogen zijn dit wat minder, maar deze liggen beschermd onder de wenkbrauwen en kunnen worden beschermd door de oogleden. De aanpassing van de huid gaat zelfs zo ver, dat de UV-straling benut wordt om vitamine D3 aan te maken. Een hormoon dat gevormd wordt uit dit vitamine is belangrijk voor de calciumopname uit voedsel, de botstofwisseling en andere functies in het lichaam. Voor onze vitamine D huishouding is onze dagelijkse blootstelling aan zonlicht voldoende: uitgebreid zonnebaden draagt voornamelijk bij aan de nadelige effecten van UV-straling op de huid.

De bekende nadelige korte termijn effecten van UV-straling zijn `zonnebrand' en `sneeuwblindheid'; dat laatste is eigenlijk een zonnebrand van de oogbol. Als maat voor de zonnebrandsterkte geldt de `zonkracht' (zie paragraaf 3.5). Bij het gestaag toenemen van de UV-straling van lente naar zomer wordt de huid geleidelijk minder gevoelig, d.w.z. de huid gewent. Dit komt door een verdikking van de opperhuid en, bij mensen die daar aanleg voor hebben, door het bruin worden van de huid. Waarschijnlijk spelen nog andere, minder duidelijk waarneembare effecten (vooral immunologisch van aard) een rol bij deze gewenning aan UV-straling. Door deze UV-gewenning treedt zonnebrand minder snel op.

Een minder bekend korte termijn effect van UV-straling is een onderdrukking van bepaalde immunologische afweerreacties. Omdat UV-straling allerlei eiwitten in de huid zodanig kan veranderen dat sterke afweerreacties uitgelokt kunnen worden die de huid beschadigen, lijkt een onderdrukking hiervan zeer wenselijk. Maar als zo'n onderdrukking optreedt tijdens een infectie, kan het de infectie juist verergeren, of zelfs een chronische infectie tot gevolg hebben. Als voorbeeld wordt vaak de door zonlicht veroorzaakte koortslip genoemd. Uit dierexperimenten blijkt dat ook andere infecties zouden kunnen verergeren. Vreemd genoeg lijken mensen met een blanke huid ongeveer even gevoelig voor de onderdrukking van immuunreacties als mensen met een bruine huid.

Bekende lange termijn effecten van UV-straling zijn veroudering van de huid (d.w.z. rimpels en verlies van elasticiteit) en de vorming van huidkanker. Het laatste is naar alle waarschijnlijkheid het gevolg van een kwaadaardige verandering door UV-straling in het DNA van één enkele cel, die vervolgens dochtercellen maakt met dezelfde kwaadaardige eigenschappen, waaruit dan de tumormassa ontstaat. Er zijn huidkankers (zogeheten plaveiselcelcarcinomen) die samenhangen met de totale hoeveelheid UV-straling die men tijdens het leven opdoet, maar er zijn er ook die vooral samenhangen met de UV- blootstelling tijdens de jeugd (het basaalcelcarcinoom en het bijzonder kwaadaardige melanoom; deze laatste vormt zich uit de pigmentcellen). Ernstige zonnebrand, vooral tijdens de jeugd, lijkt een sterke risicofactor voor het ontstaan van huidkanker. Uit deze gegevens blijkt dat men zowel de totale hoeveelheid als het aantal overdoseringen van UV-straling beperkt dient te houden om het risico te verlagen. De golflengte afhankelijkheid voor de kankervorming (en DNA-beschadiging) in de huid lijkt grofweg op die voor de zonnebrand. Daarom is het waarschuwen tegen zonnebrand met behulp van de `zonkracht' ook direct relevant voor het verlagen van het huidkankerrisico.

Het individuele risico op huidkanker (voor een blanke) in Nederland of België is ongeveer 1 op 20 voor het basaalcelcarcinoom en 1 op 100 voor het melanoom en

het plaveiselcelcarcinoom; in Australië is de kans op een huidkanker daarentegen 1 op 3. De frequentie van huidkanker is de afgelopen decennia sterk gestegen (vooral voor basaalcelcarcinomen en melanomen), en bedraagt nu zo'n 18000 gevallen per jaar in Nederland. Deze toename komt doordat de mensen meer zijn gaan zonnen. Het stoppen van deze stijging en het terugdringen van de huidkankers is een belangrijk doel van het volksgezondheidbeleid, waarvoor o.a. de Nederlandse Kanker- Bestrijding zich inspant via campagnes als `Kijk uit voor je huid' en `Zon wijzer', en waarvoor sinds kort de `zonkracht' wordt voorspeld (zie paragraaf 3.5).

Toekomstverwachtingen voor de effecten van een verdunde ozonlaag

Er is redelijk veel bekend over de fundamentele effecten van UV-straling op cellen, genoeg om ons ongerust te maken over een ozonlaagverdunning, maar de wetenschappelijke kennis schiet nog schromelijk tekort om mogelijke effecten op ecosystemen of menselijke populaties te kwantificeren. Een uitzondering hierop is het effect op huidkankers. Dit effect is het onderwerp van paragraaf 5.2.

5. Beleid

5.1 Internationaal en nationaal beleid

Vanwege het mogelijk grote aantal schadelijke effecten van de waargenomen wereldwijde afname van de ozonlaag zijn er internationale afspraken gemaakt over het terugdringen van de productie en emissie van ozonaantastende stoffen. De aantasting van de ozonlaag wordt internationaal aangepakt via de door UNEP (United Nations Environmental Program) georganiseerde Weense Conventie ter bescherming van de ozonlaag in 1985. Deze Conventie vormde het startpunt voor internationale afspraken over maatregelen. In het kader van deze Conventie is allereerst het Montreal Protocol opgesteld in 1987, dat voorzag in een reductie van de productie van de belangrijkste ozonaantastende stoffen tot 50% van het 1986- niveau in het jaar 1999. Onder meer omdat de aantasting van de ozonlaag groter bleek dan voorzien, is dit protocol later tweemaal aanzienlijk aangescherpt: in 1990 in London en in 1992 in Kopenhagen. De Londense Amendementen voorzagen in een complete productiestop van de belangrijkste ozonaantastende stoffen voor 1999, en in de Kopenhagen Amendementen is die productiestop vervroegd tot 1 januari 1996, en werd tevens het gebruik van een aantal alternatieven voor de CFK's gereguleerd.

Nederland en België houden zich aan het Kopenhagen-protocol, waardoor het gebruik in beide landen sinds 1996 tot nul is gereduceerd, met uitzondering van hergebruik. Conform de internationale afspraken produceert Nederland alleen nog voor ontwikkelingslanden, gezien de beschikbare milieuvriendelijke productiecapaciteit. De emissie van ozonafbrekende stoffen in Nederland en België is nog niet tot nul terug gebracht, ten eerste door het genoemde hergebruik en ten tweede doordat de emissie van deze stoffen door het gebruik in producten met een langere levensduur, zoals koelkasten, belangrijk naijlt bij de productie.

Figuur 5.1 geeft de wereldwijde productie van CFK's en soortgelijke ozonaantastende stoffen. De geproduceerde hoeveelheden van de verschillende stoffen zijn omgerekend naar een hoeveelheid CFK-11 met hetzelfde ozonafbrekende vermogen. Het uitvoeren van de protocollen heeft geleid tot een sterke afname in de productie en emissie van CFK's. Dat de emissies sterk zijn afgenomen blijkt duidelijk uit metingen van de atmosferische concentraties van de verschillende ozonaantastende stoffen. Een voorbeeld hiervan zijn de metingen van CFK-11 in de troposfeer in figuur 5.2. De figuur laat zien dat in de jaren zeventig en tachtig de concentratie van CFK-11 ongeremd toenam. Als gevolg van internationale afspraken over het terugdringen van de productie en emissie van CFK's en soortgelijke stoffen, nam vanaf begin jaren negentig de snelheid van de groei sterk af. In de troposfeer kwam in 1994 de groei in de CFK-11-concentratie tot stilstand, en sindsdien is in deze onderste luchtlaag de concentratie voortdurend gedaald. Ook van andere belangrijke ozonafbrekende stoffen neemt de concentratie momenteel af. De afname geldt echter niet voor alle ozonafbrekende stoffen, bijvoorbeeld niet voor CFK-12. De som van de concentraties van alle ozonafbrekende stoffen tezamen, rekening houdend met het ozonafbrekende vermogen van iedere stof afzonderlijk, neemt in de troposfeer echter wél af. De broomhoudende ozonafbrekende stoffen zijn bij deze som inbegrepen. De stratosferische concentratie van de ozonaantastende stoffen loopt enkele jaren achter op die in de troposfeer, en zal naar verwachting tussen 1997 en 1999 beginnen te dalen.

figuur 5.1 De wereldwijde productie van CFK's en soortgelijke stoffen die de ozonlaag aantasten. (RIVM)

Figuur 5.2 De CFK-11 concentratie in de periode 1978-1996, gemeten op een vijftal plaatsen nabij het aardoppervlak en representatief voor de concentratie in de troposfeer, in pptv (parts per trillion (1012) by volume). (Bron: ALE/GAGE/AGAGE global network program). (RIVM)

De komende jaren moeten uitwijzen of deze daling in de stratosferische concentratie van ozonaantastende stoffen leidt tot het verwachte herstel van de ozonlaag. Ofschoon het herstel waarschijnlijk nog deze eeuw zal beginnen, zal het vermoedelijk nog minstens twintig jaar duren voordat het herstel groot genoeg is om te kunnen worden onderscheiden van de natuurlijke ozonvariaties. Volledig herstel is op zijn vroegst te verwachten halverwege de volgende eeuw.

Met betrekking tot het troposferische ozon is in Nederland een reeks van maatregelen in werking en in voorbereiding. Deze beogen op termijn de emissies van stikstofoxiden en koolwaterstoffen met 70-80% terug te dringen. Het Nederlandse beleid gaat hiermee verder dan de aanbevelingen van de EU. Tijdelijke en lokale maatregelen tijdens smogepisoden worden niet overwogen, omdat het rendement hiervan zeer gering is. Het Belgische beleid inzake

troposferisch ozon volgt de aanbevelingen van de EU, namelijk controle op de uitstoot van stikstofoxiden en koolwaterstoffen in de transportsector op federaal niveau en in de industrie op gewestelijk niveau. Zowel in Nederland als in België bestaat een meetnet om de luchtkwaliteit te controleren en een systeem om de bevolking bij te hoge ozonwaarden te informeren.

5.2 Effecten van internationaal beleid op UV-belasting en huidkankerrisico's

De vraag doet zich voor wat de gevolgen zijn van het dunner worden van de ozonlaag, en welke invloed de genomen internationale maatregelen hebben op de UV-belasting en de hieruit voortkomende risico's. Voor huidkanker is het mogelijk een schatting van de risico's te maken. Hiertoe wordt gebruik gemaakt van een zogeheten UV-ketenmodel, dat hieronder kort wordt beschreven. Het model is toegepast op een vijftal productie- en emissiescenario's: Niet-Restrictief beleid (ofwel: geen maatregelen) (NR), beleid volgens het Montreal Protocol (MP), volgens de Kopenhagen Amendementen (CA) van het Montreal Protocol, en een tweetal varianten op de Kopenhagen Amendementen.

Het UV-ketenmodel

In het UV-ketenmodel wordt eerst de chloorbelasting van de stratosfeer bij de verschillende scenario's uitgerekend. Vervolgens wordt hieruit de dikte van de ozonlaag geschat. Hierbij wordt gebruik gemaakt van de relatie tussen de dikte van de ozonlaag en de chloorbelasting zoals waargenomen in de afgelopen decennia, en van modellen van de ozonchemie. Als derde stap wordt, op de manier zoals beschreven in paragraaf 3.4, uit de ozonlaagdikte de toekomstige UV-belasting geschat. Ten slotte worden uit de UV-belasting de toekomstige huidkankerrisico's berekend. Hierbij wordt rekening gehouden met het feit dat de risico's niet evenredig toenemen met de blootstelling, en bovendien afhangen van de leeftijd waarop de blootstelling plaatsvindt.

Bij de berekeningen zijn drie belangrijke uitgangspunten genomen: 1) behoudens de veranderingen in ozon zijn geen andere atmosferische veranderingen meegenomen die de UV-straling beïnvloeden (met name veranderingen in de hoeveelheid aërosolen en in de bewolking); 2) de gevoeligheid van de bevolking voor het krijgen van huidkanker en het blootstellingsgedrag zijn constant genomen; 3) er is gerekend met een vaste leeftijdsopbouw van de bevolking (de Nederlandse bevolking van 1990).

Scenario analyse van huidkankerrisico's door ozonafbraak

Figuur 5.3 geeft de ontwikkeling in de voor huidkanker relevante UV-belasting conform de vijf bovengenoemde scenario's van de productie en emissie van ozonaantastende stoffen. Het NR-scenario leidt reeds rond het midden van de volgende eeuw tot een verdubbeling van de UV-belasting, terwijl het CA- scenario

leidt tot bijna 10% toename in de UV-belasting in de periode 1995-2000. Om vast te kunnen stellen of de prognoses ook werkelijk gerealiseerd worden, blijft het waarnemen van ozon en UV-straling in de komende decennia van groot belang.

Figuur 5.3 Relatieve toename van de jaarlijkse dosis effectieve UV-straling op grondniveau op 52°N (representatief voor Nederland en België). De getrokken rode lijn geeft het scenario zonder beleid weer (NR-scenario), de gebroken oranje lijn het Montreal-scenario (MP) en de getrokken groene lijn het Kopenhagen-scenario (CA). Tevens zijn twee varianten van het CA-scenario doorgerekend (zie tekst). De punten in de grafiek geven de ontwikkeling van de gemodelleerde UV-belasting in de afgelopen jaren voor Nederland en België. (RIVM)

De invloed van de toename in de UV-belasting op het aantal gevallen van huidkanker zal door de lange latentieperiode voor het ontstaan van huidkanker pas over enkele decennia duidelijk kunnen zijn, maar kan nog belangrijk gewijzigd worden bij gewijzigd blootstellingsgedrag. Figuur 5.4 toont de verwachte toename van de incidentie van huidkanker voor de vijf scenario's. De grote verschillen tussen de NR-, MP- en CA- scenario's geven aan dat de overeengekomen maatregelen leiden tot een aanzienlijke vermindering van de huidkankerrisico's.

Niettemin is de toename in de incidentie ook in het CA-scenario niet verwaarloosbaar, en het extra sterfterisico overschrijdt ook voor dit scenario de voor Nederland maximaal toelaatbare risicogrens van 1 per miljoen inwoners per jaar. Het huidige internationaal afgesproken beleid (CA) betekent echter een aanzienlijke gezondheidswinst ten opzichte van het niet- restrictieve en het Montreal Protocol scenario. Deze gezondheidswinst bedraagt rond 2050 ten opzichte van het MP- scenario 100 gevallen van huidkanker per miljoen per jaar en ten opzichte van het NR-scenario 220 gevallen per miljoen per jaar. Na 2050 lopen deze waarden op tot, respectievelijk, bijna 1000 en 3400 per miljoen inwoners per jaar.

Figuur 5.4 Extra gevallen van huidkanker berekend voor de bevolking van Nederland, corresponderend met de vijf scenario's uit figuur 5.3, rekening houdend met de vertraging tussen blootstelling en het optreden van huidkanker. (RIVM en vakgroep Dermatologie, UU)

Het is van groot belang dat de afspraken wereldwijd volledig worden nagekomen en dat uiteindelijk ook de ontwikkelingslanden de uitstoot van ozonaantastende

stoffen reduceren. Indien rond 30% van de ontwikkelingslanden de restricties op de productie van ozonaantastende stoffen niet realiseert (CA--scenario) zal er nauwelijks of geen herstel van de ozonlaag optreden, en zal derhalve de UV-belasting na het jaar 2000 nauwelijks afnemen. In het jaar 2100 zou dit in Nederland en België leiden tot naar schatting 170 extra gevallen van huidkanker per miljoen inwoners per jaar tegen 80 extra gevallen per miljoen per jaar voor het CA-scenario. Indien de ontwikkelingslanden zich volledig houden aan de restricties die gelden voor de ontwikkelde landen (CA+-scenario) dan zal het aantal extra gevallen van huidkanker rond de 60 per miljoen per jaar uitkomen in 2100. Gezien het feit dat nog altijd productie van belangrijke ozonaantastende stoffen plaatsvindt is het vrijwel uitgesloten dat het CA+-scenario gerealiseerd wordt.

Literatuur De Backer, H., Ozone measurements at the Royal Meteorological Institute of Belgium, Nouvelles de la science et des technolologies, Vol 13, no 2/3/4, 61-66, Coordinated by D. Cahen, Groupe operationelle de Recherche, de Documentation et d'Etude sur la Science, 1995.

IPCC 1996: Climate change 1995. The science of climate change. Edited by J.T. Houghton et al., Cambridge University Press, 572 pp.

KNMI, KMI, RIVM, 1993: Recente ontwikkelingen in de ozonlaag en de ultraviolette straling boven België en Nederland. Een rapportage van het KMI, het RIVM en het KNMI, augustus 1993.

Lelieveld, J., B. Bregman, F. Arnold, V. Burger, P.J. Crutzen, H. Fischer, A. Waibel, P.C. Siegmund, P.F.J. van Velthoven, 1997: Chemical perturbation of the lowermost stratosphere through exchange with the troposphere. Geophys. Res. Lett. 24, 603-606.

RIVM, KNMI, 1995: Ozon en ultraviolette straling, veranderingen, gevolgen en effecten; een gezamenlijke RIVM-KNMI uitgave over ozon- en UV-onderzoek in Nederland.

Roozendael, M. van, J.-C. Lambert, P.C. Simon, G. Hansen, A. Dahlback, D. De Muer, E. Schoubs, R. Koopman, H. Vanderwoerd, A. Piters, A. Barbe, H. Claude, J. de La Noë, M.-F. Merienne and J. Staehelin, 1996: Ground-based validation of GOME total ozone measurements by means of Dobson, Brewer and GUV instruments; to be published in the proceedings of the 18th quadrennial ozone symposium, L'Aquila, Italy, September 1996.

Slaper, H., G.J.M. Velders, J.S. Daniel, F.R. de Gruijl, J.C. van der Leun, 1996: Estimates of ozone depletion and skin cancer incidence to examine the Vienna Convention achievements. Nature, 384, 256-258.

Velthoven, P.F.J. van, J.P.F. Fortuin, W.M.F. Wauben en H. Kelder, 1996: Klimaat- en milieueffecten van mondiaal vliegverkeer. Nederlands Tijdschrift voor Natuurkunde, 62/5, 71-75.

Verstandig zonnen, 1997. Een uitgave van de afdeling Voorlichting van de Nederlandse Kankerbestrijding/KWF.

World Meteorological Organization (WMO), Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1994, Global Ozone Research and Monitoring Project, Report no. 37, Geneva, 1995.

World Wide Web-adressen Dit rapport:

http://www.knmi.nl/voorl/achtergr/ozon_uv_97.htm

KNMI, RIVM, KMI, BIRA, IMAU:

http://www.knmi.nl/ http://www.knmi.nl/onderzk/atmosam/ http://www.rivm.nl/ http://www.rivm.nl/sector5/llo/index.html http://www.meteo.oma.be/IRM-KMI/ http://www.oma.be/BIRA-IASB/ http://www.fys.ruu.nl/~wwwimau/

Frequently asked questions about ozone depletion:

http://www.cs.ruu.nl/wais/html/na-dir/ozone-depletion/.html

Impacts of a projected depletion of the ozone layer:

http://www.gcrio.org/CONSEQUENCES/summer95/impacts.html

Recente geassimileerde GOME ozonvelden:

http://www.knmi.nl/onderzk/atmosam/GOME/images.html

European Ozone Research Coordinating Unit:

http://www.ozone-sec.ch.cam.ac.uk/

World Meteorological Organization (WMO) Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1994, Executive Summary:

http://www.al.noaa.gov/WWWHD/pubdocs/WMOUNEP94.html

U.S. Environmental Protection Agency, Stratospheric Ozone:

http://www.epa.gov/ozone/index.html

Montreal Protocol:

http://www.ciesin.org/TG/PI/POLICY/montpro.html

Begrippenlijst actiespectrum: het totaal van golflengte-afhankelijke weegfactoren, die de mate waarin straling van een bepaalde golflengte bijdraagt aan een bepaald (biologisch) effect weergeeft. Het actiespectrum wordt doorgaans bij de golflengte waarbij de bijdrage maximaal is op één genormeerd.

aërosolen: kleine vaste of vloeibare deeltjes in de atmosfeer, zoals stuifmeel, zout uit de zee, of druppeltjes zwavelzuur

afbraak van ozon: het verdwijnen van ozon door chemische reactie met andere stoffen.

carcinoom: kwaadaardig gezwel (kanker).

CFK: chloorfluorkoolstof, verzameling van ozonaantastende stoffen.

chemie-transportmodel: een numeriek wiskundig model waarin het transport van sporengassen door de atmosfeer alsmede hun chemische wisselwerking worden nagebootst.

Dobson eenheid: doorgaans wordt de ozonkolom uitgedrukt in Dobson eenheden. Een typische waarde van de ozonkolom is 300 Dobson eenheden. Bij een druk van 1 atmosfeer en een temperatuur van 0°C komt dit overeen met een laag ozon met een dikte van (slechts) 3 mm.

effectieve UV-straling: de sterkte van de UV-straling, gewogen met een actiespectrum; de effectieve UV-straling is een maat voor de schadelijke werking van de UV-straling.

gematigde breedten: het gebied tussen de subtropen en de polaire gebieden.

GOME: Global Ozone Monitoring Experiment: instrument aan boord van een Europese satelliet dat het ozon in de atmosfeer waarneemt.

grenslaag: onderste laag van de troposfeer, die zich uitstrekt van het aardoppervlak tot ongeveer twee kilometer hoogte.

Kopenhagen Amendement: uitbreiding van het Montreal Protocol (in 1992 geratificeerd in Kopenhagen).

LIDAR: Light Detection and Ranging. Een instrument waarmee zeer sterke lichtpulsen in de atmosfeer kunnen worden gezonden. Op basis van meting van de reflectie en absorptie van dit licht kan de ozonconcentratie in de atmosfeer worden gemeten.

Montreal Protocol: internationaal verdrag voor de bescherming van de ozonlaag (in 1987 geratificeerd in Montreal).

µg: microgram; 1 µg is het miljoenste deel van een gram.

nm: nanometer; 1 nm is het miljardste deel van een meter.

ozon: gasvormige verbinding, waarvan de moleculen uit drie zuurstofatomen bestaan, die in geringe hoeveelheid voorkomt in de atmosfeer en die de eigenschap heeft UV-straling te absorberen.

`ozongat': uiterst lage waarden van de hoeveelheid ozon boven het zuidpoolgebied aan het einde van de lokale winter en de vroege lente.

ozonkolom: de totale hoeveelheid ozon in een verticale kolom in de atmosfeer.

ozonprofiel: de verticale verdeling van ozon in de atmosfeer.

ozonsonde: een instrument dat, hangend aan een ballon, het ozonprofiel meet.

Pinatubo: vulkaan op de Filippijnen; door de uitbarsting van deze vulkaan in 1991 kwam een grote hoeveelheid aërosolen in de stratosfeer terecht, waardoor tot enkele jaren na de uitbarsting versnelde afbraak van ozon optrad.

polaire stratosferische wolken: (ook wel parelmoerwolken genoemd): wolken die in de lagere stratosfeer bij zeer lage temperaturen kunnen ontstaan; deze lage temperaturen komen vrijwel alleen voor boven het zuidpool- en, in mindere mate, boven het noordpoolgebied. Deze wolken spelen een belangrijke rol bij de afbraak van ozon en bij het ontstaan van het `ozongat'.

polaire vortex: stratosferische lucht boven het noordpool- of zuidpoolgebied, die nauwelijks mengt met lucht van lagere breedten, en waarin de ozonchemie specifieke kenmerken vertoont.

spectrometer: een instrument dat de sterkte van het (ultraviolette) licht kan meten bij meerdere golflengten.

sporengas: gas dat in slechts zeer geringe hoeveelheid in de atmosfeer voorkomt, zoals ozon, kooldioxide en methaan.

stratosfeer: luchtlaag direct boven de troposfeer, die zich uitstrekt tot een hoogte van ongeveer 50 km. De meeste ozon bevindt zich in de stratosfeer.

tropopauze: het grensvlak tussen de troposfeer en de stratosfeer.

troposfeer: onderste laag van de atmosfeer, die zich boven onze streken uitstrekt van het aardoppervlak tot ongeveer 6 tot 15 km hoogte, afhankelijk van de luchtcirculatie. In de troposfeer neemt de temperatuur af met de hoogte.

UV-straling: ultraviolette straling, straling met een golflengte tussen de 280 en 400 nm, korter dan de golflengte van zichtbaar licht.

UV-belasting: in dit rapport is deze gedefinieerd als de effectieve UV-straling bij gemiddeld bewolkte omstandigheden. Een verandering in de UV-belasting is gelijk aan een verandering in de effectieve UV-straling, gecorrigeerd voor effecten van mogelijke veranderingen in de bewolking. De UV-belasting is zo een geschikte maat voor de effecten van ozonveranderingen op de schadelijke werking van UV-straling.

vrije troposfeer: het deel van de troposfeer dat zich boven de grenslaag bevindt.

zomersmog: sterk verhoogde ozonconcentraties op leefniveau zoals die in de zomermaanden tijdens bepaalde meteorologische omstandigheden (lage windsnelheid, warm en zonnig weer) kunnen optreden.

zonkracht: de zonkracht is evenredig met de effectieve UV- straling (gebaseerd op het actiespectrum van zonnebrand) en is zodanig geschaald dat de waarde in Nederland en België niet boven de tien uitkomt.

Opmerking: dit is een elektronische versie van het rapport `Ozon en ultraviolette straling: 1997', dat verkrijgbaar is bij de bibliotheek van het KNMI, telefoon (030) 22 06 855, email biblioth@knmi.nl