Az ózonképződés, bár elsősorban a nap UV sugárzásának hatására indul meg, szorosan összefügg a hőmérsékleti viszonyokkal is. A sztratoszférában, ahol az ózonréteg található, a hőmérséklet nem egyenletes, és ez jelentősen befolyásolja az ózon molekulák képződésének és lebomlásának sebességét. Alacsonyabb hőmérsékleten az ózon stabilabb, míg magasabb hőmérsékleten a lebomlási folyamatok felgyorsulnak.
Az ózonképződés alapvető folyamata, amikor az UV sugárzás az oxigén molekulákat (O2) atomi oxigénre bontja (O + O). Ezek az atomi oxigének aztán egy másik oxigén molekulával egyesülve ózont (O3) hoznak létre. Ez a folyamat exoterm, azaz hő szabadul fel, ami tovább befolyásolja a helyi hőmérsékletet.
Ugyanakkor az ózon molekulák is képesek elnyelni UV sugárzást, ami a molekula felbomlásához vezethet oxigén molekulára és atomi oxigénre. Ez a folyamat endoterm, azaz hőt von el a környezetből. A hőmérsékleti egyensúlynak kritikus szerepe van abban, hogy mennyi ózon képes hosszabb távon fennmaradni a sztratoszférában. A hőmérséklet befolyásolja a kémiai reakciók sebességét, így közvetve az ózonkoncentrációt is.
A sztratoszféra hőmérsékleti profilja, azaz a hőmérséklet változása a magassággal, kulcsfontosságú az ózonréteg eloszlásának és vastagságának meghatározásában.
A sarkvidéki területeken, különösen a téli hónapokban, a rendkívül alacsony hőmérséklet (akár -80°C is) elősegíti a poláris sztratoszférikus felhők (PSC) kialakulását. Ezek a felhők felületén lejátszódó kémiai reakciók katalizálják a klór és bróm tartalmú vegyületek aktiválódását, amelyek aztán rendkívül hatékonyan bontják le az ózont. Ez az ózonlyuk kialakulásának egyik legfontosabb tényezője.
Az ózonképződés kémiai mechanizmusa: Chapman-ciklus és egyéb reakciók
Az ózon (O3) képződése a sztratoszférában egy komplex kémiai folyamat, melyet elsősorban a Chapman-ciklus ír le. Ez a ciklus UV sugárzás hatására indul be, ami oxigénmolekulákat (O2) atomi oxigénre (O) bont. Az atomi oxigén aztán rekombinálódik egy oxigénmolekulával, így ózon keletkezik (O + O2 -> O3). A hőmérséklet kulcsszerepet játszik ebben a folyamatban.
A Chapman-ciklus hatékonysága erősen függ a hőmérséklettől. A reakciók sebessége, különösen a fotodisszociáció (O2 -> 2O) és az ózonképződés sebessége, érzékeny a hőmérsékletre. Magasabb hőmérsékleten a molekulák kinetikus energiája nő, ami elméletileg gyorsabb reakciókat eredményezhet. Azonban a gyakorlatban a helyzet bonyolultabb.
A sztratoszférában a hőmérséklet függ a magasságtól és a szélességi köröktől. A trópusokon a sztratoszféra alsóbb rétegei hidegebbek, mint a magasabb rétegek. A sarkok felett télen nagyon alacsony hőmérsékletek alakulhatnak ki, aminek jelentős hatása van az ózonképződésre és -bomlásra.
A hőmérséklet befolyásolja a reakciók egyensúlyát is. Például, az ózon bomlása (O3 -> O2 + O) is hőmérsékletfüggő. Magasabb hőmérsékleten a bomlási reakciók felgyorsulhatnak, ami csökkenti az ózon koncentrációját. Azonban, a Chapman-ciklusban szereplő reakciók többsége exotherm, ami azt jelenti, hogy hőt szabadítanak fel. Ez a hő segíthet fenntartani a sztratoszféra hőmérsékletét.
Továbbiak a témában
Az ózonréteg elvékonyodása, különösen a sarkok felett, részben a poláris sztratoszférikus felhők (PSC) kialakulásának köszönhető. Ezek a felhők nagyon alacsony hőmérsékleten (-80°C alatt) alakulnak ki, és felületükön olyan kémiai reakciók mennek végbe, amelyek elősegítik a klór- és brómtartalmú vegyületek aktiválódását. Ezek a vegyületek aztán katalitikusan bontják az ózont.
A legfontosabb megállapítás az, hogy az ózonképződés és -bomlás egyensúlya rendkívül érzékeny a hőmérsékletre, és a hőmérsékletváltozások jelentős hatással lehetnek az ózonréteg vastagságára, különösen a sarkvidékeken.
Azonban a Chapman-ciklus csak egy leegyszerűsített modell. A valóságban számos más reakció is befolyásolja az ózon koncentrációját, beleértve a nitrogén-, hidrogén- és halogéntartalmú vegyületekkel való reakciókat. Ezeknek a reakcióknak a sebessége szintén hőmérsékletfüggő, ami tovább bonyolítja a helyzetet.
Összefoglalva, a hőmérséklet kritikus fontosságú az ózonképződés és -bomlás szempontjából. Befolyásolja a reakciók sebességét, az egyensúlyi viszonyokat és a poláris sztratoszférikus felhők kialakulását. A sztratoszféra hőmérsékletének változásai tehát komoly következményekkel járhatnak az ózonréteg állapotára nézve.
Az ultraibolya sugárzás szerepe az ózon keletkezésében
Az ózon (O3) keletkezésének kulcsa a Napból érkező ultraibolya (UV) sugárzás. Ez a sugárzás, különösen az UV-C tartomány, rendelkezik elegendő energiával ahhoz, hogy a légkörben található oxigénmolekulákat (O2) felbontsa két különálló oxigénatomra (O).
Ezek az egyes oxigénatomok aztán reakcióba lépnek a még meglévő oxigénmolekulákkal, így jön létre az ózon. Fontos megjegyezni, hogy ez a folyamat folyamatosan zajlik a sztratoszférában, ahol a legmagasabb az UV sugárzás intenzitása.
A hőmérséklet befolyásolja az ózonképződést, de nem közvetlenül az UV sugárzás hatékonyságát. Az UV sugárzás energiája független a hőmérséklettől. Viszont a reakció sebessége, amellyel az oxigénatomok az oxigénmolekulákkal egyesülnek, függ a hőmérséklettől. Alacsonyabb hőmérsékleten lassabb a reakció, így kevesebb ózon keletkezik.
Azonban a magasabb hőmérséklet sem feltétlenül kedvező, mert az ózonmolekulák maguk is bomlékonyabbá válnak hő hatására. Ez azt jelenti, hogy magasabb hőmérsékleten az ózon könnyebben elbomlik oxigénmolekulákká és oxigénatomokká, így a nettó ózontermelés csökkenhet.
Az UV sugárzás biztosítja azt az energiát, ami az oxigénmolekulákat atomokra bontja, elindítva ezzel az ózonképződés láncreakcióját. Nélküle nem jöhetne létre ózon, függetlenül a hőmérséklettől.
Összefoglalva, az UV sugárzás elengedhetetlen az ózon képződéséhez. A hőmérséklet befolyásolja a reakció sebességét és az ózon stabilitását, de az UV sugárzás a kiindulópont és a meghatározó tényező.
A hőmérséklet hatása a kémiai reakciók sebességére: Arrhenius-egyenlet az ózonképződésben
Az ózon (O3) képződése egy komplex folyamat, melynek sebességét jelentősen befolyásolja a hőmérséklet. A Arrhenius-egyenlet kulcsfontosságú a hőmérséklet és a kémiai reakciók sebessége közötti kapcsolat leírásában. Ez az egyenlet azt mutatja, hogy a reakciósebességi állandó (k) exponenciálisan függ a hőmérséklettől (T). Az ózon képződésénél ez azt jelenti, hogy bizonyos hőmérsékleti tartományokban a reakciók gyorsabban, más tartományokban lassabban zajlanak le.
Az ózon képződését az ultraibolya (UV) sugárzás indítja el, mely a kétatomos oxigén molekulákat (O2) atomi oxigénre (O) bontja. Ez az atomi oxigén aztán reakcióba lép egy másik O2 molekulával, létrehozva az ózont. Mindkét lépés sebességét befolyásolja a hőmérséklet. Magasabb hőmérsékleten a molekulák nagyobb mozgási energiával rendelkeznek, ami növelheti a sikeres ütközések és a reakciók valószínűségét.
Fontos azonban megjegyezni, hogy az ózon lebomlása is hőmérsékletfüggő. Az ózon könnyen elbomlik, különösen katalizátorok jelenlétében, mint például a nitrogén-oxidok (NOx) és a klór (Cl). A magasabb hőmérséklet nemcsak az ózon képződését gyorsíthatja fel, hanem a lebomlását is, ami bonyolult egyensúlyt eredményez. A sztratoszférában, ahol az ózonréteg található, a hőmérséklet viszonylag alacsony, ami kedvező az ózon hosszú távú fennmaradásához.
Azonban a túlságosan alacsony hőmérséklet is gátló lehet, mivel a reakciókhoz szükséges aktivációs energia eléréséhez elegendő hőenergiára van szükség. Az optimális hőmérséklet tehát egy kompromisszum, ahol a képződés sebessége maximalizálódik a lebomlás sebességének minimalizálásával.
A hőmérséklet mellett a légköri nyomás és a sugárzás intenzitása is befolyásolja az ózonképződést. Ezek a tényezők együttesen határozzák meg az ózon koncentrációját a légkör különböző rétegeiben. Például, a sarkvidéki tél során, amikor a hőmérséklet rendkívül alacsony, és a napfény hiányzik, az ózonréteg elvékonyodása, az úgynevezett „ózonlyuk” alakulhat ki, mivel a képződés sebessége jelentősen lecsökken.
A sztratoszféra hőmérsékleti profilja és az ózonréteg elhelyezkedése
A sztratoszféra hőmérsékleti profilja alapvetően eltér a troposzféráétól. Míg a troposzférában a magassággal csökken a hőmérséklet, a sztratoszférában emelkedik. Ennek a jelenségnek a kulcsa az ózonréteg, és az általa elnyelt UV sugárzás.
Az ózonréteg főként a sztratoszféra alsó és középső részén található, körülbelül 15-35 km magasságban. Itt a beérkező UV sugárzás – különösen az UV-B és UV-C – elnyelődik az ózonmolekulák (O3) által. Ez az elnyelés hővé alakul, ami felmelegíti a sztratoszférát.
A hőmérséklet emelkedése a magassággal egészen a sztratopauzáig tart (kb. 50 km), ahol a hőmérséklet megközelítheti a 0 °C-ot is. Ez a melegedés elengedhetetlen az ózonréteg stabilitásához, mivel befolyásolja a légköri áramlásokat és a kémiai reakciók sebességét.
Az ózonképződéshez és -bomláshoz szükséges kémiai reakciók hőmérsékletfüggőek. A magasabb hőmérséklet bizonyos reakciókat felgyorsíthat, míg másokat lelassíthat. Azonban a sztratoszféra hőmérsékleti viszonyai általában kedveznek az ózonképződésnek, legalábbis addig, amíg nem lépnek be a képbe egyéb, ózonkárosító anyagok (pl. CFC-k). A megfelelő hőmérsékleti tartomány tehát létfontosságú ahhoz, hogy az ózonréteg hatékonyan tudja védeni a Földet a káros UV sugárzástól.
Fontos megjegyezni, hogy a hőmérséklet eloszlása nem egyenletes a sztratoszférában. A sarkok felett, különösen a téli időszakban, jelentős hőmérsékletcsökkenés tapasztalható, ami hozzájárulhat az ózonlyukak kialakulásához. Ez a jelenség is rámutat arra, hogy a hőmérsékleti viszonyok és az ózonréteg elhelyezkedése szoros összefüggésben állnak egymással.
A hőmérséklet közvetlen hatása az ózonmolekulák stabilitására
A hőmérséklet kritikus szerepet játszik az ózonképződésben és az ózonmolekulák stabilitásában. Bár a magasabb hőmérséklet elvileg kedvez a reakciósebességnek, paradox módon az ózon szempontjából a alacsonyabb hőmérséklet a kedvezőbb.
Ennek oka, hogy az ózonmolekulák nem túl stabilak. Könnyen bomlanak oxigénmolekulákká (O2) és egy szabad oxigénatommá (O). Ez a bomlási folyamat, akárcsak az ózonképződés, hőmérsékletfüggő. Magasabb hőmérsékleten a bomlási sebesség jelentősen megnő, ami azt jelenti, hogy az ózonmolekulák gyorsabban szétesnek, mint ahogy képződnének.
A sztratoszférában, ahol az ózonréteg található, a hőmérséklet változó, de általában jóval alacsonyabb, mint a Föld felszínén. Ez a hideg környezet segít stabilizálni az ózonmolekulákat, és lehetővé teszi, hogy hosszabb ideig megmaradjanak. Ez kulcsfontosságú az ózonréteg fenntartásához és a káros UV sugárzás elleni védelemhez.
A lényeg tehát, hogy bár az ózonképződéshez energia szükséges (amit a napfény biztosít), az ózonmolekulák stabilitása szempontjából a hidegebb hőmérséklet a kívánatos.
Éppen ezért a sarkvidéki területeken, ahol a téli hónapokban rendkívül alacsony hőmérsékletek alakulnak ki, a sztratoszférában polar stratospheric clouds (PSC), azaz sarki sztratoszférikus felhők képződnek. Ezek a felhők tovább hűtik a levegőt, és speciális kémiai reakciók színterévé válnak, melyek elősegítik a klór és bróm alapú ózonkárosító anyagok aktiválódását, majd a tavaszi napfény hatására az ózon gyors bomlását. Ez vezet az ózonlyuk kialakulásához.
A hőmérséklet közvetett hatása az ózonkoncentrációra: légköri áramlások és keveredés
A hőmérséklet önmagában nem katalizálja közvetlenül az ózon képződését (O3), de jelentősen befolyásolja a légköri áramlásokat és keveredést, ami kulcsszerepet játszik az ózon koncentrációjában. A hőmérsékleti különbségek a légkör különböző részein nyomáskülönbségeket hoznak létre, ami szelekhez és általános légköri áramlásokhoz vezet.
Például, a trópusokon a magas hőmérséklet intenzív konvekciót okoz, ahol a meleg levegő felemelkedik. Ez a feláramlás szállítja az ózon prekurzorait (pl. nitrogén-oxidokat) a magasabb légrétegekbe, ahol a napfény hatására ózon képződhet. Ugyanakkor, a leszálló áramlások, amelyek jellemzően a magasabb szélességi körökön fordulnak elő, a felsőbb légrétegekből szállíthatnak ózont alacsonyabb rétegekbe.
A hőmérséklet befolyásolja a légköri stabilitást is. Instabil légkörben, ahol a hőmérséklet gyorsan csökken a magassággal, a keveredés intenzívebb, ami elősegíti az ózon és prekurzorai eloszlását. Stabil légkörben, ahol a hőmérséklet lassan csökken vagy akár emelkedik is a magassággal (inverzió), a keveredés korlátozott, ami lokális ózon koncentrációk kialakulásához vezethet.
A hőmérséklet által generált légköri áramlások és keveredés kritikus fontosságúak az ózon globális eloszlásának szempontjából.
A sarki örvények, amelyek télen alakulnak ki a sarkok felett, szintén a hőmérséklethez kapcsolódnak. Ezek a stabil, alacsony hőmérsékletű légköri képződmények elszigetelik a sarkvidéki levegőt, ami a sztratoszférikus ózonréteg elvékonyodásához vezethet, mivel a klór és bróm tartalmú vegyületek (CFC-k) alacsony hőmérsékleten aktívabbá válnak és ózonbontó reakciókat katalizálnak. A hőmérséklet tehát közvetetten, a légköri folyamatokon keresztül, jelentősen befolyásolja az ózonréteg vastagságát és eloszlását.
A sarkvidéki sztratoszféra sajátosságai: alacsony hőmérséklet és ózonlyuk kialakulása
A sarkvidéki ózonlyuk kialakulásának kulcsa a rendkívül alacsony hőmérséklet a sztratoszférában, különösen a téli hónapokban. Bár az ózonképződéshez alapvetően UV sugárzás és oxigénmolekulák szükségesek, a sarkvidéki régiókban a hőmérséklet befolyásolja a kémiai reakciók sebességét és a különböző vegyületek stabilitását, amelyek részt vesznek az ózon lebontásában.
A téli sarkvidéki sztratoszférában a hőmérséklet akár -80 Celsius fok alá is süllyedhet. Ez a rendkívüli hideg kedvez a sztratoszférikus felhők (PSC) kialakulásának. Ezek a felhők jégkristályokból állnak, és a felszínükön olyan kémiai reakciók játszódnak le, amelyek a klórtartalmú vegyületeket (pl. CFC-k, HCFC-k, halonok) reaktív formákká alakítják, elsősorban klóratommá (Cl) és klór-monoxiddá (ClO). Ezek a reaktív formák a napfény visszatéréséig „tárolódnak” a felhők felszínén.
Amikor a tavaszi napfény eléri a sarkvidéket, az UV sugárzás hatására a klóratomok és a klór-monoxid molekulák felszabadulnak, és katalitikusan lebontják az ózont. Ez azt jelenti, hogy egyetlen klóratom több ezer ózonmolekulát képes elpusztítani, mielőtt inaktiválódna. Az ózon lebontása rendkívül gyors és hatékony ebben a környezetben.
Fontos megjegyezni, hogy a magasabb hőmérséklet megakadályozná a sztratoszférikus felhők kialakulását, és ezáltal csökkentené a reaktív klór mennyiségét. Ezért a sarkvidéki ózonlyuk kialakulása szorosan összefügg a rendkívül hideg téli hőmérséklettel.
A sarkvidéki ózonlyuk kialakulásának legfontosabb feltétele a rendkívül alacsony sztratoszférikus hőmérséklet, amely lehetővé teszi a sztratoszférikus felhők képződését, és ezáltal a klórtartalmú vegyületek aktiválódását.
Összefoglalva, az ózonképződéshez szükséges UV sugárzás és oxigén mellett a sarkvidéki területeken a hőmérséklet kulcsfontosságú szerepet játszik az ózonpusztulásban. Az alacsony hőmérséklet aktiválja a klórtartalmú vegyületeket, amelyek aztán a tavaszi napfény hatására katalitikusan lebontják az ózont, létrehozva az ózonlyukat.
Heterogén kémiai reakciók a sarkvidéki sztratoszférában: jégkristályok szerepe
A sarkvidéki ózonréteg elvékonyodása, azaz az ózonlyuk kialakulása szorosan összefügg a rendkívül alacsony hőmérsékletekkel. Az ózonképződéshez napfényre van szükség, azonban a sarkvidéki tél során a fény hiánya önmagában nem magyarázza a drasztikus ózonvesztést. A kulcs a sztratoszférában uralkodó, extrém hidegben lejátszódó heterogén kémiai reakciókban rejlik.
Amikor a hőmérséklet a sztratoszférában -80°C alá süllyed, sztratoszférikus felhők (PSC-k) képződnek. Ezek a felhők nem vízgőzből, hanem főként jégkristályokból és salétromsav-trihidrátból (SAT) állnak. A jégkristályok felülete kiváló helyszínt biztosít a halogéntartalmú gázok (pl. klór- és brómtartalmú CFC-k bomlástermékei) reakciójához. Ezek a reakciók a gázfázisban rendkívül lassúak lennének, de a jégkristályokon sokkal gyorsabban mennek végbe.
A jégkristályok felületén olyan inaktív klórtartalmú vegyületek (pl. HCl és ClONO2) alakulnak át aktív formákká (pl. Cl2). Amikor a tavaszi napsugarak elérik a sarkvidéket, az aktív klór fény hatására klóratomokra bomlik, melyek katalitikusan pusztítják az ózont. Egyetlen klóratom több ezer ózonmolekulát képes elpusztítani, mielőtt inaktiválódna.
Ez a folyamat addig tart, amíg a hőmérséklet nem emelkedik annyira, hogy a sztratoszférikus felhők elpárolognak, így megszüntetve a heterogén reakciók felületét.
Fontos megjegyezni, hogy a hőmérséklet csökkenése, amely a sarkvidéki örvény erősödésével jár, közvetve is hozzájárul az ózonréteg elvékonyodásához, mivel a hideg levegő tovább marad a sarkvidék felett, meghosszabbítva a sztratoszférikus felhők élettartamát és ezáltal az ózonpusztulás időtartamát is. Tehát, az alacsony hőmérséklet nem csak a PSC-k képződéséhez szükséges, hanem a folyamat fennmaradásához is elengedhetetlen.
A hőmérséklet befolyása az ózonlebontó anyagok (CFC-k, halonok) aktivitására
A hőmérséklet kulcsfontosságú szerepet játszik az ózonlebontó anyagok, mint például a CFC-k (klór-fluorokarbonok) és a halonok aktivitásában, különösen a sarki sztratoszférában. Alacsony hőmérsékleten, jellemzően -80 °C alatt, a sztratoszférában poláris sztratoszférikus felhők (PSC-k) képződnek.
Ezek a felhők jégkristályokból állnak, amelyek felületén heterogén kémiai reakciók zajlanak. Ez azt jelenti, hogy a reakciók nem a gázfázisban, hanem a jégkristályok felületén mennek végbe. A PSC-k felületén a kevésbé reaktív klór-tartalékok, mint például a sósav (HCl) és a klór-nitrát (ClONO2), reaktív klór formákká alakulnak át, mint például a molekuláris klór (Cl2).
Amikor a tavaszi napsugarak elérik a sarkvidéket, a molekuláris klór fotolízisnek indul, azaz a napfény hatására klóratomokra bomlik. Ezek a klóratomok rendkívül hatékonyan bontják az ózont katalitikus ciklusokban.
A hideg hőmérséklet tehát nem közvetlenül bontja az ózont, hanem elősegíti a PSC-k képződését, amelyek felületén az ózonlebontó anyagok aktiválódnak, és a tavaszi napsütés hatására intenzív ózonréteg-vékonyodást okoznak.
Fontos megjegyezni, hogy a hőmérséklet emelkedésével a PSC-k elpárolognak, leállítva a heterogén kémiai reakciókat. Ezért az ózonréteg helyreállításában a sztratoszféra melegedése is kulcsfontosságú szerepet játszik.
Összefoglalva, a rendkívül alacsony hőmérséklet a sarkvidéki sztratoszférában nem közvetlenül felelős az ózon lebontásáért, hanem lehetővé teszi a CFC-k és halonok által okozott ózonlebontás intenzitásának növekedését a poláris sztratoszférikus felhők képződésén keresztül.
A vulkáni tevékenység hatása a sztratoszférára: aeroszolok és hőmérsékletváltozások
A vulkáni tevékenység komoly hatással van a sztratoszférára, különösen az ózonrétegre, elsősorban az aeroszolok kibocsátásán és a hőmérsékletváltozásokon keresztül. Amikor egy vulkán kitör, hatalmas mennyiségű kén-dioxid (SO2) kerül a magas légkörbe. Ez a kén-dioxid a sztratoszférában lassan kénsav aeroszolokká alakul át.
Ezek az aeroszolok kétféleképpen befolyásolják az ózonképződést. Egyrészt, visszaverik a napsugarakat, ami lokálisan csökkenti a sztratoszféra hőmérsékletét. Másrészt, a kénsav aeroszolok felületén heterogén kémiai reakciók zajlanak le. Ezek a reakciók aktiválják a klórt és a brómot tartalmazó vegyületeket, melyek katalitikusan lebontják az ózont.
A hidegebb sztratoszférikus hőmérséklet, amit a vulkáni aeroszolok okoznak, különösen a sarkvidéki területeken felerősíti az ózonpusztulást, mivel a poláris sztratoszférikus felhők (PSC-k) képződését segíti elő. Ezek a felhők még hatékonyabban aktiválják a klórt és a brómot, ami súlyos ózonvesztéshez vezethet a sarkvidéki tél folyamán.
Röviden összefoglalva, a vulkáni tevékenység által a sztratoszférába juttatott aeroszolok csökkentik a hőmérsékletet, ami a klór és bróm aktivációjához vezet, ezáltal felgyorsítva az ózon lebomlását. Fontos megjegyezni, hogy ez a hatás időleges, mivel az aeroszolok néhány év alatt eltűnnek a sztratoszférából, de a rövid távú hatás jelentős lehet az ózonréteg védelmére nézve.
Az éghajlatváltozás hatása a sztratoszféra hőmérsékletére és az ózonrétegre
A sztratoszférában az ózonképződés szempontjából kulcsfontosságú a hőmérséklet. Az optimális ózonképződéshez bizonyos hőmérsékleti viszonyok szükségesek, melyek a kémiai reakciók sebességét és egyensúlyát befolyásolják. Az éghajlatváltozás azonban jelentősen megváltoztatja a sztratoszféra hőmérsékletét, ami közvetlenül hat az ózonréteg állapotára.
A globális felmelegedés hatására a troposzféra (a Föld felszínéhez legközelebbi légköri réteg) melegszik, ezzel párhuzamosan a sztratoszféra hűl. Ez azért van, mert a troposzféra által elnyelt hő kevesebb jut fel a sztratoszférába. A sztratoszféra lehűlése különösen a sarkvidékek felett jelentős.
A hidegebb sztratoszférikus hőmérsékletek kedveznek a sarki sztratoszférikus felhők (PSC-k) kialakulásának. Ezek a felhők jégkristályokból állnak, és a felületükön olyan kémiai reakciók játszódnak le, amelyek lebontják az ózont védő vegyületeket (pl. klór-nitrát). A PSC-k jelenléte tehát felerősíti az ózonlebontást, különösen a sarkvidékeken, ami az ózonlyukak kialakulásához vezet.
Fontos megjegyezni, hogy a sztratoszféra hőmérsékletének változása nem egyenletes. Vannak területek, ahol a hőmérséklet csökken, míg máshol kevésbé változik, vagy akár emelkedik is. Ez a komplex kölcsönhatások eredménye, melyekben a légkör dinamikája és a sugárzási folyamatok is szerepet játszanak.
A sztratoszféra lehűlése, amit az éghajlatváltozás okoz, paradox módon ellentétes hatást vált ki: míg a troposzférában a felmelegedés a probléma, a sztratoszférában a lehűlés fokozza az ózonlebontást, különösen a sarkvidékeken.
A jövőben, ahogy a szén-dioxid és más üvegházhatású gázok koncentrációja tovább nő a légkörben, a sztratoszféra lehűlése valószínűleg folytatódik. Ez azt jelenti, hogy a sarki ózonlyukak helyreállása lassabb lehet a vártnál, és a sarkvidéki ózonréteg továbbra is sérülékeny marad.
Az ózonréteg védelmének érdekében elengedhetetlen a globális felmelegedés mérséklése. A károsanyag-kibocsátás csökkentése és a megújuló energiaforrások használata kulcsfontosságú lépések a sztratoszféra hőmérsékletének stabilizálásához és az ózonréteg helyreállításához.
