In situ - Partikelsonden

Als eine interessante Ergänzun der Lidar-Messungen haben sich begleitende Mes- sungen von Aerosoleigenschaften mit in situ -Partikelsonden erwiesen. In Tabel- le 3.11 sind die Startzeiten der Partikelsonden in den Wintern 1995196 und 1996197

1

Startzeiten der Partikelsonden

1

OPC-Sonden

1

BKS-Sonden

Tabelle 3.11.: Liste der Tage mit OPC- bzw. BKS-Sondierungen in den Wintern 1995/96 und l996/97

Riickstreusonden

In den beiden betrachteten Wintern sind insgesamt 10 (vgl. Tabelle 3.11) von der University of Wyoming [Rosen und Kjome, 19911 gebaute Rückstreusonden im folgenden BKS-Sonden genannt, gestartet worden. Diese Ballonsonden messen die Rückstreuintensità (bei einer Verteilung von Streuwinkeln um = 173') einer 7- JIPuls Xenon Blitzlampe, die alle 7 s getriggert wird (Höhenauflösu Ca. 40 m).

Das effektive Meflvolumen beträg etwa 1 m3 in einer Entfernung von einigen Me- tern von der Sonde. Zwei Photodioden mit vorgeschalteten Glasfiltern messen die Rückstreuintensità bei zwei effektiven Wellenlängen 490 und 940 nm. Meteoro- logische Parameter (Temperatur, Druck, O ~ o n ~ a r t i a l d r u c k ) werden gleichzeitig ge- messen und dienen u.a. zur Berechnung der Höhe Eine instrumentelle Kalibration erlaubt die Berechnung von Rückstreuverhältniss Rwo und R940, aus deren Kom- bination (,,colorindex") es möglic ist, grobe, aber oft ausreichende Informationen übe die effektive Partikelgrofle abzuleiten. Besonders interessant ist die gleichzeitige Messung von optischen Eigenschaften (R490 und RgdO, colorindex) und Temperatur

. 2

190 200 21 0 220

Tice , TNAT T [K]

R(490nm) [BKS] and R(353nm) [Lidar]

1-1

-2 R(940nm) [BKS] and R(532nm) [Lidar] -1 0

1

¹

Abbildung 3.34.: Vergleich von BKS-Messungen a m 25.2.1 997 m i t dem etwa gleichzeitig aufgenommen Lidarprofil. Das Bild oben links zeigt die Atmosphärentemperatu (schwar- ze Linie) i m Vergleich m i t TNAT und Tice; i m schraffierten Höheninterval ist T < TNAT.

Die Rückstreuprofil sind in den beiden unteren Abbildungen dargestellt; links bei 490 n m (BKS) bzw. 353 n m (Lidar), rechts bei 940 n m (BKS) bzw. 532 n m (Lidar). Der Wel- lenlängenexponen ~ ( 4 9 0 , 9 4 0 n m ) ist in der oberen rechten Figur dargestellt (schwarze Linie, Fehlergrenzen grü gestrichelt); zum Vergleich ist i n dieselben Achsen die mit Lidar bestimmte Aerosoldepolarisation S^ eingetragen. Maxima i n T (gro§ Teilchen) entspre- chen deutlich einer erhöhte Aerosoldepolarisation.

im selben Probevolumen. Weiterhin ist das Signal-zu-Rausch-Verhältni in gro§e Höhe besser als beim Lidar, z.B. w 50 : 1 in 30 km Höhe3' Bild 3.34 zeigt zur Veran- schaulichung gleichzeitig aufgenommene BKS- und Lidarprofile; es ist zu beachten, da die BKS-Sonde in der Stratosphär t,ypischerweise (50.

. .

150) km von der Lidar- station weggedriftet ist, so da die PSC-Strukturen nicht direkt vergleichbar sind.

Aufierdem sind die Meopunkte der BKS-Sonde ,,Momentaufnahmen" währen das Lidar übe 10 bis 60 min mittelt. Hinzu kommt noch, da die Sonde die ,,Rückstreu ung" aus einem Streuwinkel von Ca. 173Ound nicht 180°wi beim Lidar mi§t die

^Dies allerdings nur mit Glättun übe 1 km-Intervalle.

3. Instrument und Methode

Streuintensitäte sind somit nicht direkt vergleichbar. Nur unter Zuhilfenahme ei- nes Aerosolmodells und Berechung der Phasenfunktion fü diese beiden Winkel ist eine Umrechnung möglich

Optische Partikelzähle

In ~ ~ - A l e s u n d werden gelegentlich (vgl. Tabelle 3.11) a n der Koldewey-Station ballongetragene optische Partikelzähle der U n i v e r ~ i t ~ t Nagoya (abgekürz OPC- Sonden) gestartet, vgl. [Watanabe et al., 19971. Diese Sonden messen die Vorwärts Streuintensitä einzelner Teilchen im Probevolumen bei 810 nm (Laserdiode) und diskriminieren die Teilchengröfi anhand des Vergleichs der gemessenen Inten- sitä mit einer Mie-Rechnung fü einen Brechungsindex von m = 1 , 4

+

O i Par- tikelgrö§enklass von

<

^{0 , 3 ,}

<

^{0 , 5}

, <

^0,8,

<

^{1 , 2 ,}

<

3 , 6 p m (Durchmesser) könne unterschieden werden. Der Me§bereic der Partikelkonzentrationen ist et- wa (104 . . .108) m 3 (bei kleineren Konzentrationen wird der Fehler

>

Ca. 50%, bei grö§er erfolgt Sättigun der Detektoren). Abb. 3.35 zeigt ein Profil vom 6.1.96 mit einer P S C ~ ~ etwa 20 km Höhe

OPC 9601 06

300

Abbildung 3.35.: OPC-Sondierung vom 6.1.1996. Der

>

0.3,~~nz-Kanal ist oberhalb von Ca. 20 k m fehlerhaft (Detektor in Sättigung)

In diesem Kapitel möcht ich die Resultate der Aerosol-Lidarbeobachtungen im Kon- text mit der Stratosphärendynami vorstellen. Zunächs stelle ich in Abschnitt 4.1 die Dynamik des Polarwirbels in den beiden Mefiwintern vor und gehe der Frage nach, ob die PSC-Messungen in Ny-Alesund als repräsentati fü den arktischen Vortex bzw. die Arktis angesehen werden können Nach einem Überblic übe die Meflstatistik (Abschnitt 4.2) präsentier ich die Aerosolmessungen; nach einer Dar- stellung des Hintergrundaerosols werde ich die zu einer Datenbank zusammenge- fafiten PSC-Messungen ausführlic darstellen und diskutieren. Es schliefit sich die Vorstellung der typischen zeitlichen Entwicklung der PSC-Beobachtungen an, wor- aufhin die ,,normalenu und ,,SonderM-PSCs diskutiert werden. Einige interessante Einzelaspekte zum Test von mikrophysikalischen Modellen werden in Abschnitt 4.5 behandelt; anschlieflend stelle ich die Resultate einer breit angelegten Analyse von Rückwärtstrajektori zu allen PSC-Beobachtungen vor. In Abschnitt 4.8 gehe ich abschlieflend auf die Bedeutung der hier erzielten Erkenntnisse fü die stratosphäri sche Ozonchemie ein.

4.1. Stratosphärendynami im arktischen Wirbel

Die räumlich und zeitliche Verteilung der fü die Aerosolentwicklung relevanten Parameter mufl bekannt sein, um die Verhältniss in der arktischen Stratosphär zu verstehen. Ich werde zunächs abschätzen inwieweit die Station (Ny-Alesund), an der die Messungen durchgeführ werden, als typisch fü den gesamten arktischen Wirbel angesehen werden kann.

Die Verteilung der stratosphärische Aerosole ist dynamisch beeinfluflt: Die Entwick- lung des Polarwirbels bestimmt die Temperaturveränderun in der Stratosphäre Die Temperatur ist der kritische Parameter fü die Bildung der verschiedenen Typen von polaren stratosphärische Wolken. Im Vergleich zum Polarwirbel auf der südliche Hemisphär ist der arktische Wirbel i.A. durch die Aktivitä der planetaren Wellen dynamisch stark gestör (vgl. Kapitel 1.2.3). Die Entwicklung und Stärk des arkti- schen Wirbels und die damit verknüpfte Temperaturen variieren demzufolge stark zwischen den einzelnen Wintern. Diese grof3e Variabilitä spiegelt sich in der Häufig keit der PSC-Bildung wieder. Polare stratosphärisch Wolken treten verstärk in Wintern mit kalten, stark ausgebildeten Polarwirbeln auf.

4. Ergebnisse

Im folgenden Abschnitt wird ein Überblic Ÿbe die Dynamik und die Temperatur- entwicklung der arktischen Stratosphär der Winter 1995196 und 1996197 gegeben.

Die Darstellung stütz sich auf die Stratosphären-Analyse des Instituts fü Meteo- rologie der Freien Universitä Berlin [Naujokat und Pawson, 1996, 19981 sowie auf die Analysen von Manney et al. [1996] und Kilbane-Dawe und Harris [1997].

Im Anschlug wird die relative Lage von Ny-Alesund im Bezug zum polaren Wirbel währen der Beobachtungen der polaren stratosphärische Wolken diskutiert.

Im Dokument Meinen Eltern (Seite 115-119)