Vertikale und globale Verteilung

Im Gegensatz zur absoluten Temperatur zeigt Wasserdampf eine enorme räum liche wie auch zeitliche Variabilität So besteht ein sehr goße Unterschied zwi- schen dem Totalgehalt an Wasser am Äquato und an den Polen. Betrachtet man

I Diese Zahl wird in der Literatur unterschiedlich angegeben. Die Angaben schwanken zwischen 55 und 75%

Atmosphärische Wasserdampf 33

ein kontinuierliches Absorptionsspektrum, dessen Ursache noch nicht endgülti geklär ist, das aber wahrscheinlich eine Uberlagerung von Linienflügel weiter entfernter starker Wasserdampf-Linien darstellt4.

Wie Abbildung 6.1 zeigt, ist der Bereich der mrn- und subrnrn-Wellen fü Spek- trallinien im Frequenzbereich > 350 GHz aufgrund des Wasserdampf-Kontiriu- ums praktisch optisch dicht. Dies gilt übe den dargestellten Frequenzbereich hinaus bis etwa 5 THz. Dargestellt ist in Abbildung 6 . l a die Helligkeitstempe- ratur des Emissionspektrums der Atmosphär im Frequenzbereich 1 - 1000 GHz , währen in Abbildung 6.1b die Opazitä gezeigt ist. In beiden Grafiken ist die Berechnung fiir zwei verschiedene Beobachtungshöhe zu sehen. Die gestri- chelte Linie zeigt Helligkeitstemperaturen bzw. Opazitäte fü bodengebundene Messungen. Die durchgezogene Linie beschreibt die Bedingungen fü eine Beobachtungshöh von 10 km, also z. B. von flugzeuggetragenen Messungen (s. Kapitel 8.4.1).

a) b)

Abbildung 6.1: Vorwärtsrechnun der Sondendaten vom 08.03.1995 fü den Fre- quenzbereich 1 - 1000 GHz: a) Helligkeits-Temperaturen in Zenit-Richtung, b) die berechneten Opazitäten Die gestrichelte Linie stellt die Bedingungen fü Bodenmes- sungen dar, währen die durchgezogene Linie die Bedingungen bei einer Beobach- tungshöh von 10 km (z. B. fü Flugzeugmessungen) wiedergibt.

Aus der Abbildung ergeben sich zwei Konsequenzen:

Fü Spektrallinien im Frequenzbereich < 350 GHz muss mit einem variablen Untergrund zum Signal durch den troposphärische Wasserdampf gerechnet werden. In diesem Fall träg die emittierte Strahlung des Kontinuums als offset zur empfangenen Ernissionslinie der Strahlung des untersuchten Molekül bei.

Dieser offset muss durch indirekte Berechnungen und unter Verwendung

Die den Spektrallinien-Berechnungen zugrundeliegende Linienform-Funktion (z. B. Van VIeck-Weisskopf) gilt streng genommen zwar nur in der Näh der Linienmitte, wird aber oft auch fü die Linienflügel die bis reichen, angenommen. Sehr anschaulich wird dies im Vergleich mit einer anderen Linienform-Funktion, wie es in Bühle [I9961 dargestellt ist.

Atmosphärische Wasserdampf 35

. .

Trotz der enormen Bedeutung, die dem atmosphärische Wasserdampf zukommt, ist die absolute Menge seines Vorkommens relativ gering. Die Atmo- sphär enthäl etwa 1.3-1016 kg oder 1.3-1013 m3 Wasser, zum weitaus größt Teil in Form von ~ a s s e r d a m ~ f 8 . Dies fuhrt zu einer mittleren Wasserdarnpf- Säulenhö von etwa 23-25 mm. Diese Säulenhö wird auch als Flussigwas- ser-Äquivalen (engl. precipitable water vapor) bezeichnet. Im Gegensatz zum Fliissigwasser-Aquivalent wird als troposphärische Flussigwassergehalt die restliche Feuchtigkeit der Troposphär bezeichnet, wie sie z. B. in Form von Wolken oder Niederschlag vorkommt.

Es gibt unterschiedliche Wege, die Säulenhö zu bestimmen. So wurde z. B. in empirischen Untersuchungen aus dem bodennahen Volumenmischungsverhält nis auf das ~lüssi~wasser-Äquivale geschlossen, um darübe zu Aussagen uber den Wärmeflus in der unteren Atmosphär zu gelangen (Liu [1986]). Es ist auch möglic uber den Aufstieg einer meteorologischen Sonde und die dadurch erhaltene vertikale Verteilung der relativen Feuchte (in Verbindung mit den Druck- und Temperaturdaten) das Flussigwasser-Aquivalent zu ermitteln.

Daneben gibt es auch MW-Verfahren zur Bestimmung dieser Gröss und zur Unterscheidung zwischen Flussigwasser-Äquivalen und troposphärische Flussigwassergehalt.

Da sich mehr als 97% des Wasserdampfs in der Troposphär befinden, kann hinsichtlich der Opazitä der Atmosphär in guter Näherun von der Tro- posphärenopazità geredet und der Wasserdampf in größer Höhe vemach- lässig werden. Das direkte Verhältni zwischen Troposphärenopazità und tro- posphärische Wasserdampf kann genutzt werden, um aus der ermittelten Opa- zitä auf das ~lussigwasser-Äquivalen zu schließen Untersuchungen dazu wurden bereits vorgenommen. Bühle [I9941 zitiert Arbeiten ab 1945 und prä

sentiert selber Berechnungen von Messungen an den amerikanischen antarkti- schen Stationen Amundsen-Scott (Südpol und McMurdo (77.8OS,166.7OE), in denen er eine gute Korrelation zwischen Opazitä und Flussigwasser-Äquivalen nachweist.

Im Rahmen meiner Arbeit habe ich U. a. untersucht, ob sich eine solche Korrela- tion auch aus unseren MW-Daten aus ~ ~ - A l e s u n d gewinnen lässt

Die Troposphärenopazità aus den MW-Daten (hier der ClO-Messungen) wurde unter Verwendung von Gl. (5.8) in Kapitel 5.3.2.1 aus dem Elevationswinkel des Signalzweigs ermittelt.

' ~ a s geschätzt Volumen der Weltmeere bei einer Durchschnittstiefe von 3500 m beträg 1.35-10" m 1

36 Atmosphärische Wasserdampf

50 55 60 65 70 75 80 85 90

Julianischer Tag 1995

Abbildung 6.2: Aus MW-Daten ermittelte Opazitäte des Winters 1995

Die Opazitä wird im ClO-Datenauswertungsprogramm gegenwärti fü jede einzelne ClO-Messung errechnet. Da die Messungen im Prinzip kontinuierlich durchgeführ werden9, liegen also auch die Opazitäte als kontinuierliche Datenreihe vor, währen Sondendaten in Ny-Alesund entsprechend internatio- nalen Standards in der Regel jeweils fü 12 Uhr UTC eines Tages vorhanden sind.

n

Um einen Uberblick übe den troposphärische Wasserdampf der Winterperi- oden übe Ny-Alesund zu gewinnen, wurde ein Vergleich zwischen Sondenda- ten und unseren MW-Daten hinsichtlich der Troposphärenopazità durchge- führt Aus Vorwärtsrechnunge fü die wesentlichen Spurenstoffe zusammen mit den tatsächliche Feuchte-, Druck- und Temperaturprofilen aus den Son- dendaten wurde die troposphärisch Opazitä bestimmt.

Da die Troposphärenopazità als der limitierende Faktor fü die ClO-Profile gilt, war die anschliefiende Frage, ob eine statistische Untersuchung der Mess-

Tatsächlic werden die ClO-Messungen währen des gesamten Winters durchgeführt Seit Winter 1997 werden ClO-Messungen nur noch bei entsprechend guten n~eteorologischen Bedingungen durchgeführt Der ent- scheidende Parameter ist dabei der fü die ClO-Messung notwendige Signalelevationswinkel, der kontinuierlich bestimmt wird.

Atmosphäsische Wasserdampf 37

bedingungen in ~ ~ - A l e s u n d wahrend der Wintermonate Auskunft übe Zeitpe- rioden geben kann, in denen ClO-Profile zu gewinnen wären

Die Aufbereitung der Sondendaten fü den Vergleich bestand im Wesentlichen darin, alle verfügbare Ballonsonden zusarnmenzuste1len, die Daten mit einer geeigneten Höhenauflösu zu interpolieren und mit den Daten fü Druck und Temperatur ein H20-VMR zu erzeugen. Alle Profile wurden bei einer Höh von 20 km abgeschnitten. Diese Maßnahm tragt einerseits dem Umstand Rech- nung, dass die Detonationshöh vieler Ballons nicht sehr viel höhe liegt, ande- rerseits ist die Genauigkeit der Sonden in diesem Bereich zweifelhaft (s. U.) und darüberhinau ist der Fehler, der durch diese Nahemng gemacht wird, außeror dentlich gering, da sich oberhalb von 20 km Höh weit weniger als 1 ^%O des gesamten atmosphärische Wasserdampfgehalts befindet. Mit diesen drei Para- metern Druck, Temperatur und H20-VMR sowie einem typischem VMR von N2, O2 und evtl. vohandenem 03-VMR aus Sondendaten wurden dann durch eine Strahlungstransfer-Rechnung ~16t dem Liebe-Modell (MPM-93, Millimetre Wave Propagation odel von 1993) die Abso~-ptionskoeffizienten fü die jeweilige Höh berechnet.

Dabei wurde die Höhenauflösu im unteren Höhenbereic (< 5 h ) mit 100 m sehr fein gewählt um die starken Änderunge der relativen Feuchte (RH nach dem englischen ,,relative hu~nidity") in diesem Höhenbereic zu berücksichti gen. Die Integration der Abso~-ptionskoeffizienten lieferte die gesuchte Opazitä

gemä

20

Tze,,,t 20 =

J

^{a(z)dz (6.11}

-0

Dabei ist die Opazitä in Zenitrichtung fü die untersten 20 km des Atmo- sphare,

a(z)

der Absosptionskoeffizient bei der Höh z.

Wie der Abbildung 6.3 leicht zu entnehmen ist, gibt es eine nicht unerhebliche Disksepanz zwischen den beiden Datensatzen, vor allem in Zeiträume mit höhere Opazität Die Ursachen dafü sind bisher nicht endgülti geklärt Neueste Analysen der Vo~wärtsrechnungs-Softwar weisen darauf hin, dass das verwendete Liebe-Modell eine Näherun macht, die im betrachteten Frequenz- bereich zu einer Unterschätzun der Absosptionskoeffizienten und damit direkt der Opazitä von etwa 20% führt Damit wäre die grossen systematischen Abweichungen zu erklären Dennoch gibt es auch andere Einflüsse die zu einer Diskrepanz zwischen den aus RAM- und aus Sondendaten bestimmten Opazitäte füllse können Dies soll im weiteren untersucht werden.

38 Atmosphärische Wasserdampf

I

+-.

,

50 55 60 65 70 75 80 85 90

Julianischer Tag 1995

Abbildung 6.3: Vergleich der Zenitopazitäte im Winter 1995 ermittelt aus MW- Daten ^{( 0 )} und Sondendaten (+).

Es ist anzunehmen, dass des Flug des Sonde und die MW-Messung verschie- dene Richtung haben, also eventuell vollkommen verschiedene Luftpakete bepsoben, was beim Durchzug von Kalt- bzw. Wasmfsonten Übe ~ ~ - i k l e s u n d von Bedeutung sein kann, da sich des Wassesgehalt des Luftmassen innerhalb von Stunden um eine Gsößenosdnu änder kann. Die Messungenauiglceiten des Sonde hinsichtlich des relativen Feuchte in größer Höhe und Tempesa- tusen unterhalb Ca. -50° sind bekannt. Die Hersteller-Firma Vaisäl gibt fü ihre Sonden (RS 80 Radiosondes) im RH-Bereich 0-100% mit 1% Auflösun eine Genauigkeit von 2 2% in des Feuchtemessung an, jedoch ohne den Tem- pestusbeseich zu nennen, in dem die RH-Weste diese Genauigkeit erreichen. In des Literatur wird noch dasübe diskutiert, ab welchen Dsiicken und Tempesatu- Sen die Zuveslässigkei des RH-Weste nicht mehr gegeben ist. ^{l 0}

Die Berechnung des Wasserdampf-Spektmms dusch die Voswästssechnun geschah mit Hilfe des semiempisischen Methode von Liebe. English verweist in seines Untersuchung mehreres Modelle zur Bestimmung atmosphäsische Was- serdampfs auf die jeweils verwendeten Datensätz fü das Wassesdampf-Konti- nuum und die Linien, die stark voneinander abweichen. (English [1995])

'%ähren M a a o n e n [I9961 behauptet, die von Vaisala verwendeten Dünnfilm-Kapazitäts-Sensor könnte generell unter O° nicht unbeheizt verwendet werden, nennt Anderson [I9941 eine untere Grenze von -40°C

40 Atmosphärische Wasserdampf

20 hohe Opazitaet

10-

- korrigierte RH

-

^.--. unkorrigierte RH

X C m m

= 1 - 0 5 -

'

00005 00010 00015 00'020 00025 00030 VMR

20

niedrige Opazitaet

10 20 30 40 50 60

Rel Abweichung [%I

Abbildung 6.4: Vergleich von HzO-VMRs mit (-)und ohne(---) Korrektur der RH (links) fü eine Troposphär hoher und niedriger Opazitä vom 08.03. bzw.

04.03.1995. Rechts sind relative Abweichungen der korrigierten von den unkorsi- gierten Profile dargestellt.

I

203.5 204 204 5 205 Frequenz [GHz]

7

8 g'4 35

2

^{4 3}

4 25

4 2 203 5

\

²⁰⁴ Frequenz [GHz] 204 5 205

Abbildung 6.5: Relative Abweichung der aus den korrigierten bzw. unkorrigierten Sondendaten berechneten Opazitäte in Zenitrichtung. Links Sondendaten vom 08.03., rechts solche vom 04.03.1995.

Atmosphärische Wasserdampf 4 1

Die Verwendung eines realistischen (gaussfösmigen ~ntennen-chasaktesistiki2 statt eines idealen Stsahls (,,pencil beam") in des Voswästssechnun führ eben- falls zu Abweichungen.

Eine Antenne mit einem ~ f f n u n ~ s w i n k e l von 4* empfäng untes dem Eleva- tionswinkel von IOo ein Signal aus eines Höh von 7 km nach eines Wegläng von immerhin Ca. 40 km. Des Duschmesses des bepsobten Luftmasse beträg dann bereits Ca. 3 km. Da die Höhenverteilun des Wasserdampfs in der Tso- posphäs stark nichtlineas ist, ,,sieht" die reale Antenne untes diesem Winkel Beitsgge aus tieferen Schichten, die eine idealisierte pencil beam-Antenne untes gleichem Winkel von 10 nicht detektiert. Diese Abweichungen aufgsund des Annahme eines idealisierten Antenne sind vor allem im Falle hohes Zenitwinkel als Beobachtungswinkel von Bedeutung.

0.28

I

203.5 204 204.5 205 IYanit = 80'

Frequenz [GHz]

Abbildung 6.6: Aus Sondendaten errechnete Opazitä fü unterschiedliche Zenit- winke1 und gaussförmig Antenne (durchgezogene Linie) bzw. pencil beam (strichpunktierte Linie).

I 2 ~ i e Berechnungen wurden mit k 2' Öffnungs~vinkel entsprechend 4 O voller Breite des halben Max~mums (full width half n~aximum) durchgeführt Späte stellte sich heraus, dass die Hornantenne des CIO-Empfänger einen Öffnungswinke von etwa zk 1.6' aufweist, Die beschriebenen Fehler stellen damit eine konservative Abschätzun dar und sind tatsächlic etwas geringer anzusetzen.

42 Atmosphärische Wasserdampf

Abbildung 6.6 zeigt errechnete Opazitäte aus unkorrigierten Sondendaten des Sonde vom 04.03.1995 fü den idealisierten und den gaussförmige Strahl. Es ergeben sich fü einen Zenitwinkel von 80 (unterste Grafik) rel. Abweichungen von knapp 3% (Unterschätzun der Opazitä durch pencil beam-Antenne im Vergleich zur gaussförmige Charakteristik), währen die rel. Abweichungen fü 75' und 70 1.2% bzw. 1% betragen.

Da die MW-Messungen des RAM in der Regel unter einein Zenitwinkel von etwa 70'-80 durchgeführ werden, ist ein Teil des Disksepanz in Abbildung 6.3 auf die ungenaue Bestimmung der RH und die unterschiedlichen Antennencha- sakteristiken zurückzuführe Beide Fehler sorgen in der Summe fü eine Untes- schätzun der Opazitä um 4-7%, um die die Opazitäte aus den Sondendaten nach oben korrigiert werden müssten

Eine weitere prinzipielle Unsicherheit der RH-Messungen wird vermutlich durch Wolken bewirkt. Zwar kann Wasser auch bei Temperaturen erheblich unter O° flüssi sein, doch geht Makkonen L19961 davon aus, dass RH-Senso- Sen, wie sie U. a. auch in den RS 80-Radiosonden von Vaisäl verwendet wer- den, als Nukleationsoberfläche dem Wasser zur Sublimation dienen und des- halb grundsätzlic untauglich fü RH-Messungen oberhalb des Frostpunkts sind. Danach würd lediglich RH übe Eis gemessen, was bei tiefen Temperatu- ren zu erheblichen Abweichungen des ausgewiesenen RH-Wertes im Vergleich zum tatsächliche führe kann. Der Sensor misst innerhalb der Wolke außerde nicht mehr als 90% rel. Feuchte, weist aber nach Verlassen der Wolke dauerhaft höher aus. Dies ist das Ergebnis eines Vergleichs zweier Sondentypen aus Klein [1987]. Auch die Hersteller-Firma verweist auf das letztere Problem, das nach ihren Angaben ab einer Wolkendicke von 400 m auftreten kann.

(Vaisäl [1994])

Natürlic ist auch die Bestimmung der Opazitä aus dem Elevationswinkel der MW-Messung fehlerbehaftet. Die Genauigkeit der Winkeleinstellung des Dseh- spiegels ist eine möglich Fehlerquelle der MW-Messungen. Da nach Art unse- rer Berechnung die Opazitä im Wesentlichen eine Funktion des Signalstrahl- elevationswinkels und der momentanen Außentemperatu am Boden ist'?', kann sich nur hierin ein systematischer Fehler bemerkbar machen. Eine systematische Untersuchung des Einflusses einer fehlerhaften Winkeleinstellung und der Verwendung einer falschen Bodentempesatur auf die berechnete Helligkeits- temperatur und Opazitä ist daher unerlässlich Da die Opazitä aus dem air- mass-Faktor berechnet wird, sei an dieser Stelle auf die Diskussion des Fehlers

Ohne weitere Erklärun sei hier nur auf GI. (7.4) verwiesen, in der durch leichte Umformungen die Opazitä in Abhängigkei von der Aussentemperatur und dem Elevationswinkel bestimmt werden kann.

44 Atmosphärische Wasserdampf

Die durchschnittliche physikalische Temperatur der Atmosphär wird in der Literatur unterschiedlich abgeschätzt je nach verwendetem Atmosphärenmodel und meteorologischen Gegebenheiten. Fü die RAM-Daten wird mit der Temperatur am Boden abzuglich 7 K als mittlere Atmosphärentemperatu (7;,,,,I) gerechnet, wie es z. B. in Janssen [1993], Parrish [I9881 und deZafra [I9951 beschrieben ist. In Nedoluha [I9951 wird ein Korrekturterm aus Bevilacqua [I9821 fü die mittlere Atmosphärentemperatu angegeben, der den Umstand berücksichtigt dass mit höhere Bodentemperatur (z. B. in mittleren Breiten) die gemittelte Atmosphärentemperatu nicht in gleichem Maß ansteigt.

Da diese Korrekturen empirischer Art sind, kann eine ebensolche auch speziell fü die MW-Messungen in ~ ~ - A l e s u n d gefunden werden. Dazu wurden die Bal- lonsondenaufstiege der Koldewey-Station des Alfred-Wegener-Instituts in Ny- Alesund aus den Jahren 1992 bis 1997 verwendet.

Abbildung 6.7 zeigt die Bodentemperaturen der Sondendaten der Monate Januar bis April der betreffenden 6 Jahre. Gegen die Sondendaten sind die mittleren Atmosphärentemperature aufgetragen, wie sie sich aus den Sonden- aufstiegen unter Verwendung einer wasserdampfgewichteten Mittelung erge- ben. Die Korrelation zwischen der Bodentemperatur der Sondendaten und den so gewonnenen mittleren Atmosphärentemperature ist mit Korrelationskoeffi- zienten zwischen 0.86 und 0.94 recht groà und berechtigt zu der Annahme, dass die gewichteten mittleren Temperaturen der 'wahren' mittleren Atmosphären temperatur entsprechen.14 Neben dem Least-Squares-Fit durch die Datenpunkte sind zwei Korrekturen dargestellt, wie sie sich aus den beiden Formeln

'Faustformel'

(%,,I )

^{TBodet~ -} (taust) bzw.

'Bevilacqua' : (T,,,,,) = Tãe, .0.95

+

4.45K (bevil)

ergeben. Die angegebenen Differenzen (T) -

beschreiben

die Abweichun- gen der beiden Näherunge vom Least-Squares-Fit, währen die Standardab- weichung (1-sigma) die Streuung der gemittelten Temperaturen um die jewei- lige Näherun ist.

Die Grafik zeigt, dass die Gerade nach der Faustformel im mittleren Tempera- turbereich die durchschnittliche Atmosphärentemperatu gut wiedergibt, jedoch bei höhere und niedrigeren Bodentemperaturen stark über bzw. unterschätzt Dies wird auch durch die relativ groß Standardabweichung deutlich. Dem gegenübe zeigt die Korrekturfbrmel von Bevilacqua aufgrund der Berücksich

I' Eine weitergehende Betrachtung müsst in Betracht ziehen, dass z. B. Inversionswetterlagen mit ungewöhnlic niedriger Bodentemperatur von keiner Korrekturformel erfasst werden können Ohne diese besondere mctcorologische Situation wird die Korrelation noch wesentlich stärke sein.

Atmosphärische Wasserdampf 45

tigung der Temperaturabhängigkei des Terms eine geringere Steigung und damit eine etwas geringere ~tandardabweichung. Allerdings werden vor allem niedrige Werte generell stärke unterschätzt Das zeigt, dass diese Näherun fü die Temperaturen in mittleren Breiten angepasst ist.

faust

Abbildung 6.7: Mittlere Atmosphärentemperatu Taim der Winter 1992-97, ermittelt aus Sondendaten im Vergleich mit der 'Faustformel' (gestrichelte Linie) und der Formel von Bevilacqua (punktierte Linie). Erläuterun der Formeln in1 Text.

Bodentemperatur [K]

' 3 3 5 240 245 250 255 260 265 270 275 2Bo

46 Atmosphärische Wasserdampf

Aus dem Fit der 'wahren' Werte läss sich eine Korrekturformel abschätzen die zumindest fü die betrachteten Winter eine gute Näherun darstellt:

Doch selbst mit der Näherun nach der Faustformel läss sich abschätzen dass der Fehler zur Berechnung der Opazitä aufgrund einer falschen Temperaturab- schätzun bei realistischen meteorologischen Bedingungen unter 0.01 Neper bleibt. ^{l 5}

Von gleicher Größenordnu ist der Fehler aufgrund einer fehlerhaften Win- keleinstellung des Drehspiegels. Er setzt sich zusammen aus der Unsicherheit in der Justage und der Genauigkeit, mit der der verwendete Motor eine Position anfahren kann. Mit einem konservativ abgeschätzte AG von ±O.S fü beide Effekte gemeinsam wird der Fehler mit denselben Werten wie den unter Fuß note 15 angegebenen mit etwa 0.013 Neper bestimmt, was bei einer Troposphä

renopazitä von 0.3 Neper etwa 4.3% entspricht.

Unter außerordentlic guten Messbedingungen (z. B. einer Troposphärenopa zitä von 0.1 Neper und einem Signalelevationswinkel von 10° kann dieser Fehler mit 0.01 Nepemoch geringer ausfallen.

Damit ergibt sich ein maximaler absoluter Fehler fü ^T= aus Gleichung (6.5):

AT. ⁼ 4 0 . 0 0 5 ~

+

0 . 0 1 3 ~ = 0.014 Neper

Die Unsicherheit der Opazitätsberechnun aus den MW-Daten, wie sie in Abbildung 6.3 gezeigt sind, liegt also bei maximal 4.3% und ist damit ver- gleichbar mit der Unsicherheit der Opazitätsberechnunge aus den Sondenda- ten.

Die Diskrepanz zwischen den berechneten Troposphären-Helligkeitstemperatu ren der vier Winkeleinstellungen eines Sky-Dip führt im Frühjah 1997 zu einer erneuten Überprüfu der absoluten Winkeleinstellung. Prinzipiell sollte bei unterschiedlichen Blickrichtungen in die Troposphär die Zenitopazitä

(berechnet mittels des Luftmassen-Faktors) stets dieselbe sein. Tatsächlic zei- gen die Opazitäte signifikant unterschiedliche Werte.

Die theoretischen Uberlegungen, wonach der Winkel systematisch um etwa 1.1 ^O zu weit nach unten schaut, wurden bestätigt Mit der erfolgten Einstellungskor-

15 Mit Ÿ=18' mittlere Atmosphärentemperatu

(q,,,,)

= 250 K, Kontinuumtemperatur Tc, = 135 K und einem AT von 3.5K (entsprechend den Standardabweichungen aus Abbildung 6.7) ergibt sich ein Feliler von 0.005 Neper auf 0.3 Neper, bzw 1.7% aufgrund einer falschen mittleren Atmosphärentemperatur

Atmosphärische Wasserdampf 47

rektur des Winkels sollte der Fehler AI) nur noch maximal k0.2' betragen.

Damit reduziert sich der Fehler in der Opazitätsberechnun auf 0.007 Neper.

Diese ~ b e r l e ~ u n g e n führe außerde dazu, dass die in Abbildung 6.2 bzw.

Abbildung 6.3 gezeigten Opazitäten wie sie aus MW-Messungen bestimmt wurden, etwa um 3-4% zu niedrig angesetzt ist, da der Luftmassen-Faktor sys- tematisch zu groà gewähl wurde.

inter

Aus den massiven Einschränkungen die die Opazitä vor allem fiir die C10- Messungen darstellt, ergibt sich die Frage, in welchem Ausmaà die besonderen meteorologischen Bedingungen in N~-Älesun die ClO-Messung beeinträchti gen.

Zur Beantwortung dieser Frage wurde eine statistische Auswertung der Sonden- daten ohne eine Korrektur der RH fü die Jahre 1992-1997 vorgenommen. Nach den oben beschriebenen Verfahren wurden jeweils fü die ersten 4 Monate eines Jahres die Opazitäte speziell fü den interessierenden Frequenzbereich um 204 GHz ( 500 MHz) berechnet. Abbildung 6.8 zeigt das Ergebnis dieser Untersuchung. Dabei ist die Opazitä fü die Höh der NDSC-Station, nämlic fü Meereshöh (auf der das MW-Radiometer arbeitet), berechnet worden.

An dieser Stelle muà ich dem nachfolgenden Kapitel übe die Datenauswertung etwas vorgreifen, indem ich darauf hinweise, dass sich eine Opazitä von ca.

0.15 Neper als empirischer Grenzwert herausgestellt hat, oberhalb dessen nicht mit einer erfolgreichen Bearbeitung der ClO-Spektren bis hin zum ClO-Profil zu rechnen i s t . Zu beachten ist allerdings, dass sich diese Grenze auf die durch MW-Messungen gewonnenen Opazitäte bezieht, währen in Abbildung 6.8 die (systematisch etwas geringeren) Opazitäte der Sondendaten abgebildet sind. Dennoch vermag diese Abbildung einen ~ b e r b l i c k übe die Messbedin- gungen in N~-Älesun zu gewähren Es zeigt sich, dass fü Messungen vom Boden nur eine sehr begrenzte Anzahl von Tagen zur Verfügun steht, zumal diese niedrige Opazitä übe einen Zeitraum von 24 Stunden gewährleiste sein muss.

Bei den angegebenen Prozentzahlen ist nicht berücksichtigt ob die zur Bildung von C10 notwendige Sonneneinstrahlung vorhanden ist oder nicht. Das heisst, auch solche Perioden sind in dieser Statistik berücksichtigt in denen zwar die

Bei den angegebenen Prozentzahlen ist nicht berücksichtigt ob die zur Bildung von C10 notwendige Sonneneinstrahlung vorhanden ist oder nicht. Das heisst, auch solche Perioden sind in dieser Statistik berücksichtigt in denen zwar die

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