stratosphärische Wolken mit einem

Untersuchungen stratosphärische Aerosole vulkanischen Ursprungs und polarer

stratosphärische Wolken mit einem

Mehrwellen-Lidar auf Spitzbergen (7g0N, 12OE) Multiwavelength Lidar Measurements

of Stratospheric Volcanic Aerosols and Polar Stratospheric Clouds on Spitsbergen (7g0N, 12OE)

Georg Beyerle

Ber. Polarforsch. 138 (1 994)

ISSN 01 76 - ⁵⁰²⁷

Georg Beyerle

Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung Forschungsstelle Potsdam, Telegraphenberg A43 D-14473 Potsdam, Bundesrepublik Deutschland

Die vorliegende Arbeit wurde im Dezember 1993 dem Fachbereich 2 (Biologie/Chemie) der Universitä Bremen als Dissertation vorgelegt.

Inhaltsverzeichnis

Zusammenfassung 5

Summary 7

Verzeichnis der Variablen 9

1 Einleitung 11

1.1 Vulkanausbrüch im 19

.

und 20

.

Jahrhundert

. . .

12

1.2 Polare stratosphärisch Wolken

. . .

13

1.3 Inhaltsübersich

. . .

14

2 Aspekte der Aerosolphysik 15 2.1 Gröf3enspektre

. . .

15

2.2 Nukleation

. . .

16

2.2.1 Homogene Nukleation

. . .

18

2.2.2 Heterogene Nukleation

. . .

19

2.3 Kondensation und Verdunstung

. . .

20

2.4 Sedimentation

. . .

21

2.5 Koagulation

. . .

22

3 Stratosphärisch Aerosole 23 3.1 Hintergrundaerosol

. . .

24

3.2 Vulkanisches Aerosol

. . .

25

3.3 Polare stratosphärisch Wolken

. . .

26

3.4 Auswirkungen stratosphärische Aerosole

. . .

29

3.4.1 Vulkanisches Aerosol

. . .

29

3.4.2 Polare stratosphärisch Wolken

. . .

30

4 Dynamische Prozesse in der polaren Stratosphär 33

. . .

4.1 Potentielle Temperatur 34

. . .

4.2 Potentielle Wirbelstärk 35

. . .

4.3 Der Polarwirbel 35

. . .

4.3.1 Entstehung des arktischen Vortex 35

4.3.2 Unterschiede zwischen arktischem und antarktischem Vortex

.

³⁶

5 Molekül und Partikelstreuung 39

. . .

5.1 Stokes-Vektoren und Müller-Matrize 39

. . .

5.2 Molekülstreuun 40

. . .

5.2.1 Rayleigh-Streuquerschnitt 41

. . .

5.2.2 Streu- und Extinktionskoeffizienten 42

. . .

5.2.3 Linienbreiten 42

5.3 Mie-Streuung

. . .

43 5.3.1 Mie-Streueffizienzen

. . .

44

. . .

5.3.2 Streu- und Extinktionskoeffizienten 45

. . .

5.3.3 Numerische Berechnung 46

6 Lidar-Meflverfahren fü Stratosphärenuntersuchunge 4 7 6.1 Lidar-Gleichung fü unpolarisiertes Licht

. . .

48 6.2 Lidar-Gleichung fü polarisiertes Licht

. . .

50

. . .

6.3 Rü~kstreuverhältn 51

7 Mehrwellenl&gen-Aerosol-Lidar 53

7.1 Laserlichtquellen . . . 55

. . .

7.1.1 Nd:YAG-Laser 55

7.1.2 Excimer-Laser . . . 57 7.2 Aussendeoptik

. . .

57

. . .

7.3 Teleskop 59

7.4 Mehrwellenlängendetekto

. . .

59

. . .

7.5 Datenaufnahmesystem 63

. . .

7.5.1 Software 64

. . .

7.5.2 Hardware 64

8 Methoden zur Datenauswertung 67

8.1 Rohdatenerfassung und -aufbereitung

. . .

69

8.1.1 Totzeitkorrektur

. . .

70

8.1.2 Untergrundkorrektur

. . .

71

8.1.3 Stokes-Vektor des Rückstreulicht

. . .

71

8.1.4 Auswertbarer Höhenbereic . . . 72

8.2 Volumendepolarisation . . . 73

8.3 Klett-Methode zur Berechnung von Rückstreukoeffiziente . . . 74

8.3.1 Fehlerberechnung . . . 77

8.4 Optische Dicke des stratosphärische Aerosols . . . 79

8.5 Partikelgröi3en und -0berflächenspektre . . . 80

8.5.1 Aerosol-Modell

. . .

80

8.5.2 Bestimmung von Partikelgröf3enverteilunge

. . .

82

8.5.3 Bestimmung von Partikeloberflächen und -volumenverteilungen 84 8.6 Koexistenztemperaturen

. . .

84

9 Ergebnisse. deren Interpretation und Bewertung 8 7 9.1 S t r a t ~ s p h à ¤ r e n d ~ n a m i in den Wintern 1991/92 und 1992193

. . .

88

9.2 Vulkanisches Aerosol

. . .

89

9.2.1 Sommer 1991

. . .

89

9.2.2 Winter 1991192

. . .

90

9.2.3 Sommer 1992 . . . 93

9.2.4 Winter 1992193 . . . 94

9.3 Polare stratosphärisch Wolken

. . .

100

9.3.1 Januar 1989 und Januar 1990

. . .

100

. . . 9.3.2 Januar1993 101

. . .

9.4 Fazit 105 10 Vergleich der Ergebnisse mit Resultaten anderer Messungen 107 . . . 10.1 Optische Dicke 107 10.2 Aerosol-Rückstreuprofil mehrerer Lidar-Stationen

. . .

110

A Verzeichnis der Aerosol-Lidar-Megtage 115

B Fehlerberechnung im Klett-Verfahren C Herleitung der Depolarisationsgleichungen Literatur

nicht mehr nachweisbar. Die Aerosol-Lidar-Messungen liefern keine Hinweise auf ein Ausfrieren der HzS04-Tröpfchen

Da der Polarwirbel im Winter 1991192 von einer gro§e Stratosphärenerwärmu Mitte Januar gestör wird und die Stratosphärentemperature daher fü länger Zeit nicht unter die Koexistenztemperatur von Salpetersäuretrihydra (NAT) fallen, wer- den im Winter 1991/92 übe ~ ~ - A l e s u n d bis auf eine unbedeutende Ausnahme keine polaren stratosphärische Wolken (PSW) beobachtet. Der folgende Winter 1992193 dagegen ist charakterisiert durch einen stabilen Wirbel. Im Januar 1993 sinken die Temperaturen im Höhenbereic um 480 K übe mehrere Wochen unter die NAT- Koexistenztemperatur. Anhand des Ruckstreuverhältnisse R und der Volumende- polarisation 8 könne PSW vom Typ Ia und Typ Ib unterschieden werden, Eiswolken (Typ 11) werden nicht beobachtet. Die Analyse von R und S in Abhängigkei von der adiabatischen Abkühlungsrat und der Temperatur des beobachteten Luftpakets zeigt, da PSW vom Typ Ia bei Unterkuhlungen von etwa -1 bis -2 K auftreten.

Eine derartige Unterkühlun entspricht einer zwei- bis vierfachen Übersättigu von HNOa. PSW vom Typ Ib entstehen bei einer Unterkühlun von ca. -3 K entspre- chend einer Über Übersättig von etwa S ^à 9. Die beobachteten Übersätt gungswerte sind ein Indiz fü eine schlechte Kompatibilitä zwischen dem H2S04- Nukleationskeim und NAT.

Summary

Lidar investigations of stratospheric aerosols were performed at Ny-Alesund, Spits- bergen (7g0N, l l O E ) during winter 1991/92 and 1992193. Height profiles of backscat- ter ratios at wavelengths of 353 and 532 nm (1991/92), and 353, 532 und 1064 n m (1992193) and of volume depolarizations at 532 nm were determined. The aerosol lidar facility was set up by extending an ozone DIAL lidar at ~ ~ - A l e s u n d operated jointly by Alfred Wegener Institute and Institute of Environmental Physics (Uni- versity of Bremen) since 1988.

Throughout the whole measurement period the aerosol content of the Arctic stra- tosphere is dominated by sulfuric acid aerosols produced by the eruption of t h e Philippine volcano Mt. Pinatubo (15ON, 120°E in mid-June 1991. Traces of vol- canic aerosols above Spitsbergen observed at altitudes of 14 km on August l l t h , 1991 - less than eight weeks after the eruption - indicate the occurrence of fast meridional transport processes in the lower stratosphere. Between November 1991 and mid-March 1992 the polar vortex prevents penetration of volcanic aerosols into the polar stratosphere above the isentropic leve1 of 500 K. Below this altitude the isolating effect of the vortex decreases and exchange processes across the vortex boundary are possible. Distortions of the polar circulation end of January and in mid-February 1992 lead to transient occurrences of volcanic aerosols also at higher altitudes. Not until after the break-up of the polar vortex in March 1992 strong backscatter signals above 500 K are observed. An exponential fit to the temporal development of the aerosol optical density since March 1992 results in an e-folding time of about 350 days. Photometer measurements are in agreement with this result.

A parameterization of the aerosol size spectrum during winter 1992193 using a lognormal size distribution yields median radii of about 0.1 pm in the altitude range between 350 and 400 K. The surface density decreases in the Same altitude region from about 100 to about 50 pm2/cm3 with increasing potential temperature. The estimated error of the calculated median radii and surface densities is approximately a factor of two.

Measurements of volume depolarization show that t h e layer of maximum back- scatter ratio is dominated by spherical particles throughout the measurement period.

During winter 1991192 the lidar measurements indicate the occurrence of volcanic ash particles with radii around 0,5 pm in the lower layer of the aerosol cloud below 375 K. In winter 1992193 these nonspherical particles are no longer present. The lidar observations produce no evidence for the occurrence of frozen sulfuric acid droplets.

In winter 1991192 the polar vortex is disturbed by a strong stratospheric warming event at the end of January and in mid-February and stratospheric temperatures do

not reach the coexistence temperature of nitric acid trihydrate (NAT). Therefore, polar stratospheric clouds (PSC) are not observed above Spitsbergen during win- ter 1991192. The following winter 1992193 is characterized by a stable polar vortex.

During several weeks in January 1993 temperatures drop below the NAT coexist- ence temperature at altitudes around 480 K. Using backscatter ratio R and volume depolarization 8 PSC of type Ia and type Ib are differentiated, water ice clouds (type 11) are not observed during the measurement period. An analysis of R and 6 as a function of the adiabatic cooling rate and the temperature of the corresponding air parcel indicates that PSW of type Ia occur under cooling rates of about -1 to -2 K. This rate corresponds to a supersaturation with respect to HNOa of two to four. PSC of type Ib form under cooling rates of about -3 K corresponding to a HNOs supersaturation of S sv 9. The observed supersaturation indicate reduced compatibility of H2SOd-particle and NAT.

Verzeichnis der Variablen

Mol ' ~ b s ãMo Ext A e r

Ext

ßRa Ã

^Aer

Rayleigh-Streukoeffizient Molekülabsorptionskoeffizien Molekülextinktionskoeffizien Partikelextinktionskoeffizient Rayleigh-Rückstreukoeffizien Partikelrückstreukoeffizien Lichtgeschwindigkeit

spezifische Wärm von Luft bei konstantem Druck spezifische Wärm von Luft bei konstantem Volumen optische Dicke des atmosphärische Aerosols

optische Dicke des stratosphärische Aerosols optische Dicke des troposphärische Aerosols Volumendepolarisation

Volumendepolarisation von Partikelstreuung V~lumende~olarisation von Rayleigh-Streuung Anisotropiefaktor fü trockene Luft

Fehler von X

Müller-Matri fü Partikelrückwärtsstreuu Müller-Matri fü Raylefgh-Rückwärtsstreuu Imaginärtei von ^X

Mie-Streuverhältni Rayleigh-Streuverhältni

Wellenlänge mittlere freie Wegläng Brechungsindex; Kompatibilitä

Molekülteilchendicht Partikelteilchendichte Partikelgröf3enverteilun Strahlüberlappfunktio Druck

Sättigungsdampfdruc Potentielle Wirbelstärk

Mie-Extinktionseffizienz Mie-Rückstreueffizien Mie-Streueffizienz Modenradius Rückstreuverhaltni Realteil von X

Massendichte

geometrische Standardabweichung Übersättigu

Standardabweichung von x Oberflächenspannun

differentieller Rayleigh-Streuquerschnitt differentieller Rayleigh-Rückstreuquerschnit Partikelextinktionsquerschnitt

differentieller Partikelstreuquerschnitt differentieller Partikelrückstreuquerschnit Kontaktwinkel; potentielle Temperatur Temperatur; Transmission

Koexistenztemperatur von Eis Koexistenztemperatur von NAT

Unterkühlun fü die Bildung von PSW Typ Ia Unterkühlun fü die Bildung von PSW Typ Ib Sedimentationsgeschwindigkeit

Höh

Tropopausenhöh

MassenmischungsverhäJtni Volumenmischungsverhaltnis Zählrat

Signalzählrat Untergrundzählrat

Kapitel 1 Einleitung

Nach einer zweimonatigen Phase seismischer Aktivität geologischer Verformungen und kleinerer Ascheeruptionen brach am 15. und 16. Juni 1991 der philippinische Vulkan Mt. Pinatubo im Südweste der Insel Luzon auf 15ON und 120'0 aus.

Währen eines Zeitraums von uber 15 Stunden emittierte der Vulkan festes, flüssige und gasförmige Material in einer Reihe gewaltiger Eruptionen. Die Eruptionssäul reichte bis in die mittlere Stratosphär in Höhe von 35 bis 40 km. Im Verlauf der Ausbrüch wurde ein Teil der Bergspitze von Mt. Pinatubo weggesprengt; es entstand ein Einbruchskessel von etwa 2,s km Durchmesser. Bis 111 Entfeinüiige von mehreren tausend Kilometern ging Vulkanasche nieder. Unter anderem wurde Aschenfall in Südvietna und im nördliche Borneo beobachtet [EOS, 19911.

Schlammlawinen und Erdrutsche, die durch heftige Regenfäll ausgelös wurden, verwüstete die näher Umgebung des Vulkans. Trotz der Evakuierung von uber 200.000 Bewohnern gefährdete Gebiete durch die philippinischen Behörde kamen mehr als 300 Menschen ums Leben. Neben den Zerstörungen die der Vulkanaus- bruch in der unmittelbaren Nachbarschaft verursachte, hatte die Eruption auch Kon- sequenzen fü das globale Klimageschehen. Nach Satellitenbeobachtungen injizierte der Vulkan neben Staub- und Aschepartikeln auch etwa 20 Mt SO2 in die Strato- sphäre Das partikulär Material mit Partikeldurchmessern von mehr als einigen Mi- krometern sedimentierte innerhalb weniger Wochen in die Troposphär und wurde dort ausgewaschen. Aus dem Schwefeldioxid hingegen entstanden mit einer Zeit- konstanten von etwa 3 bis 4 Wochen Schwefelsäureaerosole die durch zonale und meridionale Transportprozesse währen der folgenden Monate in der unteren und mittleren Stratosphär global verteilt wurden. Die Ausbreitung dieser vulkanischen Aerosole, ihre mikrophysikalische Struktur und die Folgen fü den Strahlungshaus- halt stellen den ersten Themenkomplex dieser Arbeit dar.

Polare stratosphärisch Wolken (PSW) sind die zweite Klasse stratosphärische Aerosole, die im Rahmen dieser Arbeit untersucht wird. Sie haben im Gegensatz zum vulkanischen Aerosol eine nur geringe Auswirkung auf den Strahlungshaushalt.

Die Bedeutung der PSW besteht in ihrem Einflu auf die heterogene Chemie der polaren Stratosphären

Krakatau Katmai Agung St. Helens E1 Chich6n Pinatubo

6's) 105'0 58'N,155'W gOS, 115'0 46ON, 122OW

17'N, 93OW MärzIApri 1982 15'N, 120'0

1

Juni 1991 Vulkan

Tambora

~ u g u s t 1883 Juni1912 MarzlMai 1963

Mai 1980

Tabelle 1.1: Vulkanausbrüch der vergangenen 200 Jahre, die globale Klimaveränderunge zur Folge hatten. Die Tabelle enthäl Angaben übe die Gesamtmenge der vulkanischen Aerosols in der Stratosphär und übe das Gesamtvolumen des emittierten Materials [Deirmendjian, 1973;

Rampino et al., 1988; Pinto et al., 1989; Schmincke, 19931. Die Angaben fü die Ausbrüch des 19. Jahrhunderts beruhen auf Abschätzungen

1.1 Vulkanausbrüch

im 19. und 20. Jahrhundert

Ort 8'S,118'0

Dem nordamerikanischen Staatsmann, Schriftsteller und Physiker Benjamin Frank- lin (1706-1790) wird zugeschrieben, als erster den Zusammenhang zwischen Vulkan- ausbrüche und Klimaschwankungen erkannt zu haben [z.B. Rampino et al., 19881.

Franklin hatte nach dem Ausbruch des isländische Vulkans Laki (64'N, 18'W) im Jahre 1783 eine reduzierte Solarstrahlung beobachtet und die Eruption des Vul- kans mit dem harten Winter 1783184 in Europa und dem östliche Nordamerika in Verbindung gebracht. Der Ausbruch des Laki war allerdings nicht explosiver Na- tur und führt nur zu einem troposphärische Materialeintrag. Die klimatischen Auswirkungen blieben daher auf Europa und Nordamerika beschränkt

Unter den dokumentierten Vulkanausbrüche der vergangenen 200 Jahre ist die Eruption des Tambora im Jahre 1815 die energiereichste gewesen ISelf und Rampino, 19811. Der Ausbruch fördert etwa 150 bis 180 km3 Asche und Staub. Infolge der Eruption entstanden etwa 200 Mt vulkanisches Aerosol in der Stratosphär (vgl.

Tab. 1.1). Diese Angaben beruhen auf Abschätzunge und sind daher mit gro5en Unsicherheiten verbunden. Die Konsequenzen des Ausbruchs waren weltweit zu spüren Das Jahr 1816 ging als ),das Jahr ohne Sommer" in die Geschichte ein. Ein ungewöhnlic kaltes und trockenes Klima in Nordamerika und Europa verursachte Mi5ernten mit schwerwiegenden wirtschaftlichen und sozialen Folgen [Stommel und Stommel, 19881.

Datum April 1815

Die Explosion des Krakatau im Jahr 1883 war eine der ersten Vulkaneruptio- nen, die von Zeitgenossen wissenschaftlich genauer untersucht wurden. Diese Ar- beiten und eine Reihe von Studien in spätere Zeit ergaben, da5 im Verlauf des Ausbruchs etwa 20 km3 Bimsstein und Asche ausgesto5en wurden, die auf einem übe 700.000 km2 grofien Gebiet niedergingen. Mehrere Kubikkilometer an Mag- men, die nach den explosiven Ausbrüche in die See flossen, verursachten bis zu 40 m hohe Flutwellen an den benachbarten Küsten Als Folge der Eruption ent- standen etwa 50 Mt vulkanische Aerosole in der Stratosphäre Diese Aerosolschicht führt in der Nordhemisphär zu einer Abnahme der Durchschnittstemperaturen um

Straf. Aerosol [ M ~ I ca. 200

AschevÖlume [km3]

ca. 150-180

etwa 0,3 K ISelf und Rampino, 1981; Francis und Self, 19881.

Obwohl der Ausbruch des Katmai im Jahre 1912 zu den stärkste Vulkanerup- tionen in diesem Jahrhundert gehör und die bei der Eruption freigesetzte Energie mit der des Krakatau vergleichbar ist, existieren keine systematischen Untersuchun- gen und Analysen. Ein Grund hierfü ist vermutlich, da der Ausbruch nur geringe globale Auswirkungen hatte [Deirmendjian, 19731.

Bis Ende der sechziger Jahre herrschte die Ansicht vor, klimatische Variationen nach Vulkaneruptionen seien auf die in die Stratosphär eingetragenen Asche- und Staubpartikel zurückzuführe Erst die Ausbrüch des Mt. St. Helens im Jahr 1980 und des E1 Chichhn zwei Jahre späte lieferten die wissenschaftlichen Beweise, da nicht diese direkten Emissionsprodukte, sondern Schwefelsäuretröpfche die durch Oxidation von SO2 - und in geringerem Ma§ auch HzS - entstehen, fü die be- obachteten Klimaschwankungen verantwortlich sind. Beide Eruptionen förderte vergleichsweise geringe Mengen festen und flüssige Materials. Im Gegensatz zu Mt. St. Helens emittierte E1 Chichhn Gase mit einem hohen Gehalt an Schwefel- dioxid. Das SO2 wurde innerhalb weniger Wochen zu etwa 10 bis 20 Mt Schwe- felsäureaeroso oxidiert. Modellrechnungen sagten fü diese Mengen stratosphäri scher Aerosole eine Erniedrigung der Durchschnittstemperatur um einige Zehntel Kelvin voraus. Im Jahr 1982 wurden tatsächlic um etwa 0,4 K geringere Durch- schnittstemperaturen in der Nordhemisphär beobachtet [Rampino et al., 19881.

Nach der Eruption des Mt. St. Helens konnten dagegen, abgesehen von lokalen Einflüssen keine signifikanten Veränderunge des globalen Klimas festgestellt wer- den.

1.2 Polare stratosphärisch Wolken

Die Beobachtungen von polaren stratosphärische Wolken (PSW) reichen bis ins vergangene Jahrhundert zurück Aufgrund der im Vergleich zur Südhemisphä

höhere Besiedlungsdichte der arktischen Polargebiete stammen diese Berichte in erster Linie aus nordskandinavischen Länder IStanford und Davies, 19741. PSW sind mit blo§e Auge nur unter besonderen Bedingungen zu beobachten. Man hielt sie daher bis vor wenigen Jahren fü ein seltenes Phänomen Die Auswertung von Satellitenbeobachtungen, in denen seit Beginn der achtziger Jahre die Extinktion der Stratosphär bestimmt wird, zeigten allerdings, da PSW insbesondere in der Antarktis sehr häufi auftreten [McCormick et al., 1982; McCormick et al., 19931.

Ihr Verbreitungsgebiet ist auf die polaren Stratosphäre beschränkt In der Ark- tis beobachtet man PSW am häufigste im Höhenbereic zwischen 20 und 22 km, in der Antarktis zwischen 16 und 18 km. Weitere Analysen der Satellitendaten offenbaren eine deutliche Korrelation zwischen dem Auftreten von PSW und dem Unterschreiten einer Temperatur, die etwa 5-7 K übe der Koexistenztemperatur von Eis liegt. Auf der Basis dieser Beobachtungen stellten Crutzen und Arnold [I9861 sowie Toon und Mitarbeiter unabhängi voneinander die Hypothese auf, da unter stratosphärische Bedingungen neben HzO auch HNOs ausfriert [Toon et al., 19861. Laboruntersuchungen bestätigten da sich bei Temperaturen von etwa 195 K kristalline oder amorphe Partikel aus Salpetersäurehydra bilden [Hanson und Mau- ersberger, 19881. Der genaue Temperaturwert ist vom HzO- und HNOs-Partialdruck

abhängig Sinken die Temperaturen unter die Koexistenztemperatur von Eis, lagert sich auf dem ausgefrorenen Salpetersäurehydra Eis ab und es entstehen Eiskristalle.

Letztere sind in der Arktis ein seltenes Phänomen d a die Durchschnittstemperatu- ren in den Polargebieten der Nordhemisphär höhe sind als in der Antarktis.

1.3 Inhaltsübersich

Die drei folgenden Kapitel dienen einer kurzen Einführun in die Thematik der stratosphärische Aerosole. Ich diskutiere zunächs in Kapitel 2 Aspekte der Aero- solphysik, die fü die Untersuchung stratosphärische Aerosole von Bedeutung sind.

In Kapitel 3 werden die wichtigsten Klassen des partikuläre Materials in der Stra- tosphär vorgestellt. Die räumlich und zeitliche Verteilung der Aerosole in der polaren Stratosphär werden von globalen Transportprozessen beeinfluflt. Kapitel 4 ist der Diskussion dynamischer Vorgäng in der polaren Stratosphär gewidmet.

Kapitel 6 bis 8 beinhalten eine Beschreibung der angewendeten Meoverfahren und Methoden der Datenauswertung. Nach einer allgemeinen Diskussion des Lidar- Meaverfahrens in Kapitel 6 beschreibe ich in Kapitel 7 den Aufbau des Aerosol- Lidars. Mit diesem Instrument sind die in dieser Arbeit dargestellten Messungen durchgeführ worden. Als Vorbereitung fü Kapitel 8, das eine Darstellung der Aus- wertemethoden enthält wird in Kapitel 5 die Wechselwirkung von Laserlicht mit den Moleküle der Atmosphär und dem in der Atmosphär suspendierten partikuläre Material kurz beschrieben. In Kapitel 9 und 10 werden die Ergebnisse diskutiert und in einen Zusammenhang mit den Ergebnissen anderer Arbeiten gestellt.

Diese Einteilung ist nicht willkürlich In Abschnitt 3.1 wird diese Klassifizierung physikalisch begründet

Fü quantitative Aussagen übe Oberflächen oder Massendichten ist die Kennt- nis der Teilchenzahl in diesen drei Gröfienklasse nicht ausreichend. Man benötig Informationen übe das Gröfienspektrum Das Partikelgröfienspektru oder die Partikelgröfienverteilun dNAer/dr ist definiert als die Anzahl der Partikel i m infi- nitesimalen Radiusintervall [r, r

+

dr]. dNAer/dr wird in der Regel durch Anpassen von Mefiwerten A N ( r ) / A r an eine analytische Funktion bestimmt. Ausgeprägt Maxima der Funktion dNAer/dr bezeichnet man als Moden. Ist die Verteilung von einem Maximum dominiert, spricht man von einer monomodalen Verteilung, ein bi- oder trimodales Spektrum besitzt zwei bzw. drei Maxima.

In der Literatur findet sich eine grofie Zahl unterschiedlicher Verteilungsfunktio- nen dNAer/dr [z.B. Junge et al., 1961; Pinnick et al., 1976; Pruppacher und Klett, 1978; Thomason, 19911. Ich erwähn hier nur die Lognormal-Verteilung, da sie fü die Beschreibung stratosphärische Aerosole sehr verbreitet ist und in der vorliegen- den Arbeit ausschlief3lich verwendet wird,

NAer

ist die Gesamtteilchenzahldichte und

r

der Modenradius. s bezeichnet m a n als die geometrische Standardabweichung, sie ist ein Mafi fü die Breite der Verteilung.

Die verbreitete Anwendung der Lognormal-Verteilung gründe sich nicht darauf, da sie tatsächlich Gröfienverteilunge besser als andere Funktionen beschreibt, sondern basiert auf ihrer einfachen mathematischen Handhabbarkeit. Die Funktion ist integrierbar fü alle Radien und die k-ten Momente der Verteilung lassen sich in einer einfachen analytischen Form darstellen [Reist, 19841,

Die Form flüssige Teilchen wird in der Regel in ausreichender Genauigkeit durch Sphäre beschrieben. Feste Partikel könne amorphe Strukturen oder komplexe Kristallformen entwickeln, die von der Kugelform stark abweichen [Pruppacher und Klett, 19781. Fü die Beschreibung dieser asphärische Teilchen führ man Äquiva lentradien ein, die sich von Sphäre gleicher Volumina, gleicher Massen oder gleichen aerodynamischen oder optischen Verhaltens ableiten.

2.2 Nukleat ion

Die Entstehung eines Aerosolpartikels aus der Gasphase bezeichnet man als Nuklea- tion. Eine Voraussetzung fü das Einsetzen der Nukleation ist das Vorhandensein einer Übersättigun d.h. der Partialdruck des betreffenden Gases muf3 grö§ als der Sättigungsdampfdruc sein. Sind verschiedene Molekül am Nukleationsprozefi

Konzentration H2S04 [%I

Abbildung 2.1: Die relativen Sättigungsdampfdrüc p s / p S j m von H2S04 (99%) und H20 übe einer Schwefelsäurelösu als Funktion der Konzentration fü eine Temperatur von 296 K. pStw ist der Sättigungsdampfdruck der sich übe reinem HsO bzw. 99 prozentiger H2S04 einstellt, p' bezeichnet den Druck, der sich übe der Mischung einstellt. psl* beträg bei 296 K fü HzO etwa 28,4 hPa, fü H2s04 (99%) etwa 3,3 mPa IRoedel, 19791.

beteiligt, spricht man von heteromolekularer, sonst von homomolekularer Nuklea- tion. Heteromolekulare Nukleation ist gegenübe homomolekularer energetisch be- vorzugt, d a in der Regel der Sättigungsdampfdruc uber einer Mischung geringer als uber der reinen Substanz ist. Abb. 2.1 demonstriert dies am Beispiel des Systems HZSO4/H20. Dargestellt sind die relativen Sättigungsdampfdrückeps/ps~ von H20 und H2S04 uber verdünnte Schwefelsäur als Funktion der H2S04-Konzentration [Roedel, 19791. Hierbei bezeichnet pstm den Sättigungsdampfdruck der sich uber rei- nem H 2 0 bzw. 99 prozentiger H2S04 einstellt, und ps den Druck uber der Mischung.

Fü 80 prozentige H2S04 verringern sich beispielsweise die Sättigungsdampfdrüc von H 2 0 und H2S04 um mehr als das Sofache. Zu beachten ist, da fü eine Tempe- ratur von 296 K der Sättigungsdampfdruc von H 2 0 etwa pSlm = 28,4 hPa beträgt der von H2S04 (99%) dagegen mit ps-OO = 3,3 mPa um fast sechs Gröflenordnunge geringer ist [Roedel, 19791.

Der Sättigungsdampfdruc ist definiert fü eine ebene Grenzfläch zwischen gas- förmige und flüssige oder fester Phase. Ist die Grenzfläch stark gekrümmt wird sich im Gleichgewicht ein Partialdruck einstellen, der höhe als der Sättigungsdampf druck ist. Dieses Phänome bezeichnet man als Kelvin-Effekt. Der Partialdruck p übe einem Tröpfche des Radius r berechnet sich zu [Hinds, 1982; Reist, 19841

p = p exp

(;ET)

-

Hierbei sind p' der Sättigungsdampfdruc und T die Temperatur; a , m und p be- zeichnen die Oberflächenspannung Molekülmass und Massendichte der Flüssigkeit k ist die Boltzmann-Konstante. Da unter atmosphärische Bedingungen der Par- tialdruck von Spurengasen übe Längenskalen die der Ausdehnung eines Aerosol- partikels entsprechen, als konstant angesehen werden kann, sind Partikel mit Radien grö§ als r nach Gl. 2.3 einem höhere Partialdruck ausgesetzt, als fü den Gleich- gewichtszustand erforderlich. Diese Teilchen nehmen daher durch Kondensation an Volumen zu. In analoger Weise verlieren Partikel mit Radien kleiner als r durch Verdunstung an Volumen.

2.2.1 Homogene Nukleation

Mit homogener Nukleation oder Selbstnukleation bezeichnet man die Kondensation aus der Gasphase ohne die Gegenwart von Nukleationskeimen. Homogene Nuklea- tion spielt bei der Entstehung stratosphärische Aerosole nur unter extremen Bedin- gungen, wie z.B. tiefen Temperaturen oder hohen Spurengaskonzentrationen, eine Rolle [Hamill et al., 19821. Sie soll dennoch an dieser Stelle beschrieben werden, da sie die Grundlage fü das Konzept der heterogenen Nukleation darstellt.

Die klassische Theorie der homogenen Nukleation basiert auf der Vorstellung, da sich Molekül in der Gasphase zu Gruppen geringer Bindungsenergie, sogenannten Embryos, zusammenlagern, die thermisch leicht wieder aufgebrochen werden. Aus- gangspunkt fü die folgenden Überlegunge sind zwei Annahmen. Erstens setzt man voraus, da die Embryos als sphärisch Partikel mit makroskopischen Eigen- schaften im Hinblick auf Dichte, Form und Oberflächenspannun behandelt wer- den können Zweitens geht man davon aus, da die Verteilung der Embryos dem Boltzmann-Gesetz folgt. Die Wahrscheinlichkeit fü das Entstehen eines Teilchens pro Volumen- und Zeiteinheit ist unter den genannten Annahmen durch die Nuklea- tionsrate [Pruppacher und Klett, 19781

AFhom (T) J ⁼ Kl exp

(- )

gegeben. AFhom(r) bezeichnet die freie Energie fü die homogene Nukleation eines Partikels mit Radius r . f i ist ein kinetischer Vorfaktor. Die freie Energie AFhm setzt sich zusammen aus der Volumenenergie A F v , die bei der Entstehung eines Partikels frei wird, und der Oberflächenenergi A F O , die gegen die Oberflächen spannung des Partikels aufgebracht werden mu§ D.h. es gilt

mit positiven Parametern A und B. Fü kleine Radien liefert die Oberflächenener gie den dominierenden Beitrag zu Afiom und die Nukleation ist vernachlässigba gering. Fü gro§ Radien dominiert die Volumenenergie, und Teilchenbildung setzt ein. Der Radius, fü den ^.Fhom den maximalen Wert annimmt, kennzeichnet den Übergangsbereich Es zeigt sich, da dieser Radiuswert durch

gegeben ist. S = p/ps bezeichnet man als ~ b e r s à ¤ t t i ~ u n ~ s v e r h a l t n i oder kurz Ãœbersättigun Im Maximum von AFhom halten sich Kondensation und Verdun- stung die Waage, daher ist Gl. 2.5 identisch mit Gl. 2.3 [Pruppacher und Klett, 19781.

P e r definitionem wird eine Nukleationsrate J

>

1 c m 3 s e c 1 mit einsetzen- der Teilchenbildung identifiziert. Der genaue Zahlenwert ist nicht relevant, d a J sehr empfindlich von den Partialdrücke des kondensierenden Gases abhängt Bei- spielsweise nimmt die Nukleationsrate von HzO-Tröpfche bei einer Temperatur von 261 K um etwa fün Gröfienordnunge zu, wenn die Übersättigu von S = 5 auf S = 6 zunimmt [Pruppacher und Klett, 19781.

2.2.2 Heterogene Nukleation

Währen homogene Nukleation sehr hohe Übersättigung benötigt bevor Teil- chenwachstum einsetzen kann, erlaubt das Vorhandensein von Kondensationsker- nen Partikelentstehung schon bei Übersättigung von wenigen Prozent übe eins.

Man bezeichnet diesen Fall als heterogene Nukleation [Pruppacher und Klett, 19781.

Hierbei häng die Definition des Kondensationskerns vom betrachteten Aerosol ab.

Beispielsweise dienen Ionencluster oder Mikrometeore als Nukleationskeime fü das stratosphärisch HzS04-Hintergrundaerosol [Arnold, 19801. Bei der Entstehung von polaren stratosphärische Wolken fungieren nun die HzS04-Partikel ihrerseits als Kondensationskerne.

Die Rate fü heterogene Nukleation ist analog zu Gl. 2.4 J = K Z exp

(

--

*$)

Die freie Energie ^.Fhet berechnet sich im Unterschied zum homogenen Fall nach

wobei r N und r die Radien des Kondensationskerns und des Kondensats bezeichnen.

6 ist der Grenzwinkel, den die Oberfläch des Kondensats mit der Oberfläch des Kerns bildet. Der Grenz- oder auch Kontaktwinkel 0 lä sich aus der Oberflächen spannung

&^

des Kondensats an der Grenzfläch zur Luft und aus den Ober- flächenspannunge o-L/N und crKIN des Kondensationskerns an der Grenzfläch zur Luft und zum Kondensat anhand der Youngschen Gleichung [Pruppacher und Klett, 19781

bestimmen. Die Funktion f ( r / r N , m ) kontrolliert die Nukleationsrate. Ihre Be- rechnung basiert auf geometrischen Überlegunge fü die heterogene Nukleation von Flüssigkeite [Pruppacher und Klett, 19781. Abb. 2.2 zeigt die Abhängigkei von f ( r / r N , m ) vom Radius des Kondensats r fü eine gute ( m = 0,95) und eine

Abbildung 2.2: Der Nukleationsfaktor f ( r / r N , m ) als Funktion des Verhältnisse von Teilchenra- dius r zu Kondensationskernradius r N . f ( r / r N , m ) ist fü eine gute ( m = 0,95) und eine schlechte (m = 0,88) Kompatibilitä berechnet worden.

schlechte Kompatibilitä (m = 0,88). Nach Gl. 2.6 bedeuten geringe Werte von f ( r / r N , m ) hohe Nukleationsraten.

Obwohl die klassische Theorie der heterogenen Nukleation makroskopische Kon- zepte, wie z.B. Kontaktwinkel, Oberflächenspannun oder Dichte, auf mikrophysi- kalische Vorgäng anwendet, sind die Übereinstimmunge mit experimentellen Er- gebnissen erstaunlich gut. Mahatat und Alofs [I9751 untersuchten die heterogene Kondensation von Wasser an ebenen Oberfläche und fanden geringe Differenzen zwischen ihren Resultaten und den Vorhersagen der klassischen Theorie fü Kon- taktwinkel kleiner als 25' (m

>

^0,9).

2.3 Kondensation und Verdunstung

Ist durch heterogene oder homogene Nukleation ein Teilchen entstanden, dessen Radius den kritischen Radius nach Gl. 2.5 übersteigt wächs es durch Kondensation weiter an. Die Wachstumsrate dr/dt ist abhängi von der Übersättigu S und der Knudsen-Zahl K n , dem Verhältni von mittlerer freier Wegläng A der Molekül in der Atmosphär und dem Teilchenradius r,

l l Illllll l l Illllll l l Illllll l l lllllll l l lllllll l l Illllll l 1111111-

-

/ / / ' , ' /

/

/ / I ; / ' ;

-

1 '

Fallgeschwindigkeit [mlsec]

Abbildung 2.3: Die Fallgeschwindigkeit eines sphärische Partikels der Dichte 1,73 g/cm3 als Funktion der Höhe Die Kurven zeigen (von links nach rechts) die Fallgeschwindigkeit fü die Radien 0,01, 0,03, 0,1, 0,3 1, 3 und 10 Pm. Der Berechnung der Atmosphikendichte ist eine Skalenhöh von 6,5 km und eine höhenkonstant Temperatur von 230 I< zugrunde gelegt worden.

Unter der Annahme, da sich an der Oberfläch der Aerosolpartikel ein Gleichge- wichtsdruck pW nach Gl. 2.3 einstellt, berechnet sich die Zu- oder Abnahme des Teilchenradius pro Zeiteinheit zu [z.B. Pruppacher und Klett

,

19781

dr D pw - - - - --

d t r p k T

f

( K n )

.

D bezeichnet die molekulare Diffusionskonstante. p ist der Partialdruck in einem Abstand, der deutlich grö§ als die mittlere freie Wegläng ist. Der Korrekturfak- tor f ( K n ) ist nur fü kleine Partikel (Kn

>

¹⁾ von Bedeutung. Er ist erforderlich, d a die klassische Theorie fü kleine Teilchenradien höher Verdunstungs- bzw. Kon- densationsraten liefert, als sie im Experiment beobachtet werden [Pruppacher und Klett, 19781.

2.4 Sedimentation

Neben Teilchenverlust durch Verdunstung nach Gl. 2.7 ist Sedimentation eine wei- tere Senke fü stratosphärisch Aerosole. Die Fallgeschwindigkeit vT, die ein Teil- chen der Massendichte p und des Radius r unter dem Einfluo der Gravitation in der Höh z erreicht, ist gegeben durch [Pruppacher und Klett, 19781

Hierbei bezeichnet p~ die Massendichte der Atmosphäre 7 die kinematische Zähig keit der Luft und g die Gravitationsbeschleunigung. Gl. 2.8 ist gülti fü sphärisch Partikel mit Radien kleiner als etwa 80 ,um [Pruppacher und Klett, 19781. Der Cunningham-Korrekturfaktor C parametrisiert die Abnahme der Reibungskräft fü kleine Teilchen. Fü Partikel, deren Ausdehnung geringer als die mittlere freie Wegläng ist, stellt das sie umgebende Gas kein Kontinuum dar und die Gültigkei des Stokes-Gesetzes ist nicht mehr gewährleistet

In Abb. 2.3 sind Fallgeschwindigkeitenfü Partikel mit einer Dichte von 1,73 g/cm3 (75 prozentige HzS04 bei 230 K) als Funktion der Höh fü verschiedene Teilchen- radien dargestellt. Hiernach benötig beispielsweise ein stratosphärische H2S04- Aerosolpartikel mit einem Radius von 0 , l pm etwa 1 Jahr, um in einer Höh von 20 km um 1,5 km zu sedimentieren.

2.5 Koagulation

Aerosolpartikel sind nicht nur der Wechselwirkung mit Moleküle der sie umgeben- den Atmosphär ausgesetzt, sondern sie kollidieren aufgrund ihrer Eigenbewegung auch miteinander. In der Regel verläuf ein hoher Prozentsatz dieser Kollisionen inelastisch und führ zur Bildung neuer Teilchen, die aus den beiden StoBpartnern bestehen. Diesen ProzeB bezeichnet man als Koagulation [z.B. Pruppacher und Klett, 1978; Hinds, 19821.

Die Wahrscheinlichkeit fü die Koagulation eines kleinen mit einem groBen Par- tikel ist höhe als die gleich groBer Teilchen. Im ersteren Fall bewirkt die hohe Mobilitä des einen und die groBe Oberfläch des anderen StoBpartners eine hohe Kollisionsrate. Koagulation führ daher im GröBenspektru zu einem Verschwin- den von Moden bei kleinen Radien, währen sich der Radius des grÖBere Teilchens kaum ändert Bezeichnen

n

und r2 die Radien des grÖBere und des kleineren Partikels, ist die Zunahme des Radius

gegenübe ri vernachlässigba gering, falls rz T Z ,

In der Stratosphär beeinfluBt Koagulation das GröBenspektru nur geringfügig da die Teilchendichten von groBen Partikeln wenige c m 3 nicht übersteigen Nach Modellrechnungen von Toon et al. [I9891 ist die Koagulationsrate von 0,l und 0,5 um-Partikeln mit Teilchen, die nicht gröBe als 100 p m sind, auf einer Zeitskala von Tagen vernachlässigba gering.

Kapitel 3

Stratosphärisch Aerosole

Die Arbeiten von Junge und Mitarbeitern zu Beginn der sechziger Jahre liefern den ersten direkten Nachweis von partikuläre Material in der Stratosphär [Junge et al., 1961; Junge und Manson, 19611. Zahlreiche Untersuchungen beschäftige sich seit dieser Zeit mit den verschiedensten Aspekten des stratosphärische Aero- sols [z.B. Hofmann et al., 1989; Wilson et al., 1992; Dye et al., 19921. Die Ergebnisse von in-situ-Meoverfahren geben Hinweise auf die mikrophysikalische Struktur der Partikel. Fernerkundungsme§system liefern Informationen übe globale Ausdeh- nung und Ausbreitung stratosphärische Aerosole. Mit der Erkenntnis, da hetero- gene chemische Reaktionen, die an Oberfläche des partikuläre Materials ablaufen, eine fundamentale Bedeutung fü die Chemie der polaren Stratosphär haben, be- ginnt Ende der achtziger Jahre eine Phase intensiver Forschung sowohl im Bereich der Feld- und Laboruntersuchungen als auch auf dem Gebiet der Modellierung.

Es zeigt sich, da der grö§ Teil des stratosphärische Aerosols durch Konden- sation oder Ausfrieren von Spurengasen entsteht. Dies erleichtert die Charakterisie- rung des partikuläre Materials hinsichtlich seiner chemischen und physikalischen Eigenschaften. Ich werde in den folgenden Abschnitten drei Arten stratosphärische Aerosole diskutieren. Das stratosphärisch Hintergrundaerosol wird in Zeiten ge- ringer vulkanischer Aktivitä beobachtet. Nach energiereichen Vulkaneruptionen, die zu einem Eintrag von Material in die Stratosphär führen wird das Hinter- grundaerosol übe einen Zeitraum von mehreren Jahren vom vulkanischen Aerosol verdeckt. Das vulkanische Aerohol ist im Hinblick auf seine Zusammensetzung dem Hintergrundaerosol verwandt, weist jedoch um Gröflenordnunge höher Massen- mischungsverhä,ltniss auf. Die dritte Klasse stellen die polaren stratosphärische Wolken dar, die ausschlie§lic bei sehr tiefen Temperaturen in den polaren Strato- sphäre auftreten.

Ich verzichte im folgenden auf eine Diskussion anderer in der Stratosphär vorkom- mender Aerosolarten, da diese mit einem bodengestützte Lidar nicht nachweisbar sind. Hierzu gehöre beispielsweise Mikrometeore und Ionencluster [Arnold, 19801, die fü die heterogene Nukleation des Schwefelsäureaerosol von Bedeutung sind, sowie Riesenpartikel mit Radien übe 1 u m und Teilchenzahldichten von 1 0 ' bis 1 0 6 c m 3 [Zolensky et al., 19891. Letztere sind im wesentlichen anthropogenen Ursprungs.

3.1 Hintergrundaerosol

Eine genaue Beschreibung des Hintergrundaerosols und seine Abgrenzung zum Aero- so1 vulkanischen Ursprungs ist aus zwei Gründe schwierig. Vulkanausbrüche die Material in die Stratosphär eintragen, treten in unregelm3igen Abstände auf und führe zu einer Störun des stratosphärische Aerosolhaushalts, die mehrere Jahre andauern kann. Zweitens gibt es Hinweise auf den Eintrag schwefelhaltiger Gase in die Stratosphär zu Zeitpunkten, an denen kein gröflere Vulkanausbruch registriert worden ist [Sedlacek et al., 19831. Unter diesen Umstände kann nur indirekt auf den vulkanischen Ursprung der Störun des Hintergrundaerosols geschlossen werden.

Im Zeitraum der letzten zwanzig Jahre ist die Periode zwischen 1976 und 1979 und zwischen 1986 und 1990 charakterisiert durch geringe vulkanische Aktivität Der Me§zeitrau der Aerosol-Lidar-Untersuchungen, die Gegenstand dieser Arbeit sind, fäll in die Phase der sehr starken Störun des stratosphärische Aerosolhaushalts durch den Ausbruch des Mt. Pinatubo im Juni 1991. Da keine Messungen des Hintergrundaerosols im Rahmen dieser Arbeit vorliegen, werde ich im folgenden nur kurz seine wichtigsten Eigenschaften darstellen.

Nach den Untersuchungen von Junge et al. [I9611 sowie Arbeiten von Rosen und Hofmann [I9861 besteht das Hintergrundaerosol aus verdünnte Schwefelsäure Die Partikel sind mit gro§e Wahrscheinlichkeit flüssig Die Höhenverteilun ist in cha- rakteristischer Weise abhängi vom Teilchenradius. Es zeigt sich, da sich eine fü alle geographischen Breiten vergleichbare Höhenabhängigke ergibt, wenn man als Höhenvariabl die Höh uber der Tropopause einsetzt.

Das Massenmischungsverhältni von Partikeln in der Nukleationsmode mit Ra- dien kleiner als 0,l um nimmt mit der Höh stark ab. Dies legt den Schluf3 nahe, da sich die Quelle fü diese Teilchen in der Troposphär befindet. Die Höhen verteilung grofler Teilchen - das sind Partikel mit Radien uber 0,l p m - besitzt dagegen ein ausgeprägte Maximum im Bereich zwischen 7 und 10 km uber der Tro- popause. Diesen Bereich bezeichnet man nach seinem Entdecker als Junge-Schicht.

Die Junge-Schicht besitzt eine bemerkenswert geringe meridionale und zonale Varia- bilität Untersuchungen von Hofmann lassen allerdings eine deutliche jahreszeitliche Abhängigkei erkennen, deren Ursache im Detail noch ungeklär ist [Hofmann und Rosen, 19811.

Als Quelle fü das stratosphärisch H2S04-Hintergrundaerosol kommen nur schwe- felhaltige Gase in Betracht, die uber eine ausreichende troposphärisch Lebens- dauer verfügen damit vertikale Transportprozesse sie in die Stratosphär eintragen können In Phasen geringer vulkanischer Aktivitä ist die dominierende Quelle OCS.

Auch ein Beitrag durch CS2 wird diskutiert [Crutzen, 19761. Carbonylsulfid wird photochemisch in Schwefeldioxid überführ dieses oxidiert unter dem Einflu des OH-Radikals zu Schwefelsäure Der direkte Eintrag von troposphärische Schwefel- dioxid in die Stratosphär ist vernachlässigbar da SOz bereits in der Troposphär zu

& S o 4 oxidiert und vom Niederschlag ausgewaschen wird. Eine wichtige Ausnahme sind energiereiche Vulkaneruptionen, die einige Mt SOz direkt in die Stratosphär eintragen. Dies wird im folgenden Abschnitt diskutiert.

Der Kondensationsprozefl, der H2S04 aus der Gasphase in Schwefelsäureaeroso überführ ist noch nicht im Detail verstanden. Modelluntersuchungen deuten darauf

hin, da homogene Nukleation unter den normalerweise in der Stratosphär vorherr- schenden Bedingungen unwahrscheinlich ist [Hamill et al., 1977; Hamill et al., 19821.

Es wird daher die Kondensation an extraterrestrischen Partikeln (Mikrometeoren), Ionenclustern oder Nukleationskeimen troposphärische Ursprungs diskutiert [Ar- nold, 1980; Turco et al., 19791.

Experimentelle und theoretische Untersuchungen liefern Hinweise dafür da die H2S04-Teilchen fü Temperaturen bis hinunter zu 195-200 K in der flüssige Phase vorliegen [Pueschel et al., 1989; Dye et al., 1992; Jensen et al., 19911. Dies bedeutet, da das Schwefelsäureaeroso um bis zu 40 K unterkühl ist. Die Konsequenzen die- ser Resultate im Hinblick auf die Ausbildung von polaren stratosphärische Wolken werden in Abschnitt 3.3 diskutiert.

Durch Kondensation wachsen die Aerosolpartikel und sedimentieren schlie§lic unter dem Einflu der Gravitation in die Troposphäre wo sie vom Niederschlag ausgewaschen werden.

3.2 Vulkanisches Aerosol

Eruptionssäule energiereicher Vulkanausbrüch könne Gase und Staubpartikel bis in die untere und mittlere Stratosphär tragen. Im unteren Teil der Säul wird der Materialtransport von der kinetischen Energie des austretenden Magmas angetrie- ben. Atmosphärisch Konvektionsprozesse, die durch die hohen Temperaturen des ausgeworfenen Materials ausgelös werden, stabilisieren die Vertikalbewegung im oberen Bereich der Säule

Die Auswirkungen eines Vulkanausbruchs auf den Aerosolhaushalt der Strato- sphär ist in erster Linie abhängi von der Gesamtmenge an schwefelhaltigen Ga- sen, die in die Stratosphär eingetragen werden. Diese Menge mu nicht mit der währen eines Ausbruchs freigesetzten Energie oder der Masse an ausgeworfenem Material korrelieren. So hat der Ausbruch des mexikanischen Vulkans E1 Chich6n im April 1982 mit etwa 0,5 bis 0,6 km3 etwa fünfma weniger Staub und Asche geförder als die Eruption des nordamerikanischen Vulkans Mt. St. Helens im Mai 1980. Die Gesamtmenge des stratosphärische Schwefelsäureaerosols die nach dem Ausbruch des E1 Chich6n entstanden ist, übertriff jedoch die des Mt. St. Helens um fast zwei Gröflenordnunge [Turco et al., 19831. Staub- und Aschepartikel, deren Durchmesser einige Mikrometer überschreiten sedimentieren unter dem Einflu der Gravitation innerhalb weniger Tage bis Wochen in die Troposphär und werden dort vom Regen ausgewaschen. Gasanalysen des Eruptionsmaterials zeigen einen hohen Anteil an SO2. Auch H2S wird in geringen Mengen gefunden. Die in die Stratosphär ein- getragenen schwefelhaltigen Gase werden unter Beteiligung des Hydroxyl-Radikals zu H2S04 oxidiert. Die genauen Reaktionskanäl sind noch nicht im Detail ver- standen. Es wird jedoch vermutet, da der folgende Reaktionsmechanismus in der Stratosphär eine dominierende Rolle spielt [Turco, 19851,

SO2 + O H

-%

HSOS HSO3

+

^{OH Ñ}

so3 +

^H20

HS03-i-0 + SOs-i-OH SOs+HzO

-M-^

H2So4.

Das vulkanische Aerosol entsteht schlie§lic durch Kondensation von H2S04 und HzO. Eine teilweise Kondensation setzt bereits im oberen Bereich der Eruptions- säul ein, d a die Temperaturen dort auf ausreichend niedrige Werte abgesunken sind und hohe Partialdrück von HzS04 und H 2 0 auftreten [Tabazadeh und Turco, 19931.

Die Zeitkonstante fü die Kondensation des Schwefelsäureaerosol beträg etwa 20 bis 30 Tage [Bluth et al., 1992; McPeters, 1993; Deshler et al., 19911.

Schwefelsäuretröpfch befinden sich im Gleichgewicht mit dem in der Gasphase vorhandenen Wasser, d.h. die Anzahl der pro Zeiteinheit kondensierenden H 2 0 - Molekül entspricht der pro Zeiteinheit verdunstenden Moleküle Abschätzunge fü diesen Proze ergeben eine Zeitkonstante in der Gröflenordnun weniger Se- kunden [Steele und Hamill, 19811. In Abhängigkei von Wasserpartialdruck und Temperatur stellt sich unter Annahme typischer Stratosphärenbedingunge eine HzS04-Konzentration zwischen 60 und 85% ein ISteele und Hamill, 19811. Da das Volumenmischungsverhältni von H2S04 in der Gasphase gegenübe dem H 2 0 - Mischungsverhältni etwa acht Gröflenordnunge geringer ist, ist die Zeitkonstante fü Kondensation und Verdunstung von SchwefelsäuremolekŸl wesentlich grö§

als die Abklingzeit der Störun durch das vulkanische Aerosol. Das Aerosoltröpf chen wird sich daher in der Regel bezüglic des Austauschs von H2S04 nicht im Gleichgewicht befinden.

Die Partikelradien des vulkanischen Aerosols nehmen aufgrund von Kondensa- tionsprozessen zu, bis die Teilchen unter dem Einflufl der Gravitation durch die Tropopause in die Troposphär sedimentieren. Ein Partikelwachstum aufgrund von Koagulation kann wegen der geringen Teilchendichte von wenigen hundert Parti- keln pro Kubikzentimeter vernachlässig werden. Dieser Sedimentationsproze ist ein sehr langsamer Vorgang. Die durch vulkanisches Aerosol erhöht optische Dicke kehrt mit einer Abklingzeit von 9 bis 11 Monaten auf den Normalwert der un- gestörte Stratosphär zurüc [Sedlacek et al., 19831.

3.3 Polare stratosphärisch Wolken

Aus Satellitenbeobachtungen weil3 man, da das Auftreten von Wolken in den po- laren Stratosphäre kein seltenes Phänome sind. Währen des Polarwinters findet m a n in der Antarktis an 30% aller Tage polare stratosphärisch Wolken (PSW), in der Arktis aufgrund der höhere Durchschnittstemperaturen nur an etwa 5% aller Tage [McCormick et al., 19821. Auf der Basis dieser Beobachtungen definiert man eine PSW als eine vorübergehend Erhöhun des Partikelextinktionskoeffizienten, ausgehend von einem Hintergrundwert von etwa 1 0 4 k m 1 , um mehr als eine Gröflenordnung Das Auftreten von PSW ist mit der Stratosphärentemperatu kor- reliert. Oberhalb von 200 K werden nur mit sehr geringer Wahrscheinlichkeit PSW beobachtet. Fäll die Temperatur unter 190

K,

besteht eine hohe Wahrscheinlichkeit fü ein PSW-Ereignis [McCormick et al., 19821. I m Gegensatz zum Hintergrundaero- so1 und den vulkanischen Aerosolen ist das Auftreten von polaren stratosphärische Wolken ein räumlic begrenztes Phänomen Horizontale Ausdehnungen betragen in der Regel nicht mehr als einige hundert Kilometer. Wolkendicken zwischen wenigen Metern und wenigen Kilometern werden beobachtet [Hofmann et al., 1990; Browell et al., 19901.

Temperatur [K]

Abbildung 3.1: Vergleich eines Temperaturprofils mit der Koexistenztemperatur von NAT und Eis. Die durchgezogene Linie ist das stratosphärisch Temperaturprofil vom 27. Januar 1993 übe

~ ~ - A l e s u n d . Die unterbrochenen Linien kennzeichnen den Verlauf der Koexistenztemperatur von NAT und Eis, TNAT und T§,, Die Berechnung von TNAT und TEis basiert auf einem Profil des HNOs-Mischungsverhältnisse mit einem Maximalwert von 10 ppbv in etwa 23 km Höh (vgl.

Abb. 8.9) und einem höhenkonstante HaO-Mischungsverhältni von 5 ppmv.

Mit der Erkenntnis, da PSW zur gestörte Chemie in den polaren Stratosphäre währen der Polarnacht beitragen, hat in den vergangenen Jahren das wissenschaft- liche Interesse an dieser Klasse von stratosphärische Aerosolen zugenommen. Den- noch sind der EntstehungsprozeG und die mikrophysikalische Zusammensetzung der Wolkenpartikel noch nicht im Detail verstanden. Im folgenden werde ich zunächs PSW phänomenologisc beschreiben und im AnschluG die Hypothese der selektiven Nukleation fü den EntstehungsprozeG von PSW diskutieren. [Toon et al., 1989;

Toon et al., 19901.

Man unterscheidet zwei Typen von polaren stratosphärische Wolken. PSW vom Typ I bestehen aus Salpetersäurehydra [Crutzen und Arnold, 1986; Toon et al., 19861. L a b o r u n t e r s u c h u ~ ~ e n zur thermodynamischen Stabilitä liefern Hinweise dar- auf, da es sich in erster Linie um Salpetersäuretrihydra oder NAT (nitric acid trihydrate, H N 0 3 3 HzO) handelt [Hanson und Mauersberger, 1988; Middlebrook et al., 1992; Schrems et al., 19931. Jedoch ist auch Salpetersäuredihydra (NAD) unter stratosphärische Bedingungen stabil [Koehler et al., 1992; Peil und Schrems, 19931. Nach FTIR-spektroskopischen Analysen tritt NAT in zwei Modifikationen auf (Q-NAT und ß-NAT IMiddlebrook et al., 1992; Peil und Schrems, 19931. Da ß-NA die stabilere Konfiguration darstellt, wird vermutet, da die natürliche PSW-Partikel vom Typ I in der /^-Konfiguration vorliegen. Nach in-situ-Analysen enthalten Typ I-Partikel variable Konzentrationen an HNO3. Neben NAT sind daher

vermutlich auch andere Salpetersäurehydrat in einem PSW-Partikel vorhanden.

PSW vom Typ I1 sind Wassereiswolken. Die Koexistenztemperatur von NAT, TNAT, liegt fü typische stratosphärisch H 2 0 - und HN03-Partialdrück etwa 5-7 K übe der Koexistenztemperatur von Eis (TEiS, Frostpunkt) [Hanson und Mauersber- ger, 19881. Als Koexistenztemperatur wird hier diejenige Temperatur bezeichnet, bei der sich die feste bzw. flüssig Phase einer Substanz im Gleichgewicht mit der gasförmige Phase befindet. Die absoluten Werte von TNAT und

TE^^

hänge von den H 2 0 - und HN03-Partialdrücke ab. Abb. 3.1 zeigt TNAT und

TE^^

zusammen mit dem stratosphärische Temperaturprofil vom 27. Januar 1993. Es zeigt sich, da die Koexistenztemperaturen wegen der starken Höhenabhängigke der H 2 0 - und HN03-Partialdrück mit zunehmender Höh deutlich abnehmen.

Gefrierkeime fü Typ I-Partikel liefert das Hast^-Hintergrundaerosol. In dem von Toon und Mitarbeiter formulierten mikrophysikalischen Modell zur Entstehung von PSW wird angenommen, da diese H2S04-Teilchen gefroren sind [Toon et al., 19901.

Damit ist es plausibel, von einer guten Kompatibilitä (m = 0,95) zwischen Nuklea- tionskeim und NAT auszugehen. Fäll die Temperatur weiter, kann Wassereis auf den Typ I-Teilchen ausfrieren. Natürlic ist eine Ablagerung von HN03 weiterhin möglich jedoch ist zu diesem Zeitpunkt Salpetersäur schon fast vollständi aus der Gasphase entfernt. Die Eiskristalle könne zu Partikeln mit mehreren Mikrometern Durchmesser anwachsen.

Lidar-Beobachtungen von PSW durch Browell e t al. [1990] liefern Hinweise, da zwei Unterklassen von Typ I PSW existieren. Browell bezeichnet sie als Typ Ia und Ib. Typ Ia ist charakterisiert durch niedrige Rückstreuverhältnis zwischen 1,2 und 1,5 und hohe Aerosoldepolarisationen zwischen 0,3 und 0,5. (Rückstreuverhäl nis und Aerosoldepolarisation werden in den Abschnitten 6.3 und 8.2 definiert.) PSW vom Typ Ib dagegen verursachen hohe Rückstreuverhältnis zwischen 3 und 8 und eine geringe Aerosoldepolarisation von 0,005 bis 0,025. Ausgehend von der Tat- sache, da hohe Rückstreuverhältnis durch hohe Teilchenzahldichten und hohe Ae- rosoldepolarisation durch asphärisch Partikel verursacht werden, entwickeln Toon und Mitarbeiter ein Konzept der selektiven Nukleation fü die Entstehung von T y p I-Partikeln IToon e t al., 19901. Nach ihren Modellrechnungen aktivieren ge- ringe Abkühlungsrate von unter 1 K/d weniger als 5% der zur Verfügun stehen- den Nukleationskeime. Da ausreichend H N 0 3 in der Gasphase zur Verfügun steht, könne die Partikelradien auf mehr als 1 pm anwachsen. Dentritisches Wachstum führ zu Abweichungen von der sphärische Form und erkläx die hohe Aerosolde- polarisation. Unabhängi von der Abkühlungsrat könne Typ Ia-PSW auch ent- stehen, wenn die Koexistenztemperatur nur geringfügi unterschritten wird und die sich einstellende Übersättigu nur ausreicht, um. die grö§t Schwefelsäurepartike als Nukleationskeime zu aktivieren IToon e t al., 19901.

Steigen die Abkühlungsrate dagegen auf Werte u m 10 K/d, wird fast 60% des H2S04-Aerosols als Nukleationskeim aktiviert. Die hohe Teilchendichte verursacht eine deutliche Erhöhun des Rückstreuverhältnisse Die Partikelradien werden nicht grö§ als etwa 0,s pm, d a die Partikel um H N 0 3 in der Gasphase konkurrieren müssen Es entstehen Typ Ib-Teilchen. Es ist allerdings auch denkbar, da aufgrund der schnellen Abkühlun die Partikel als unterkühlt Tröpfche vorliegen, die nicht depolarisierend wirken. Nach Arbeiten von Toon und Mitarbeiter ist auch bei der Ausbildung von Typ II-Wolken selektive Nukleation fü eine starke Abhängigkei

der PartikelgrÖBe von der Abkühlrat verantwortlich. H20 ist jedoch mit einem etwa drei Grö§enordnung höhere Mischungsverhältni in der Stratosphär vor- handen. Das Partikelwachstum wird daher nicht durch einen Mangel an H20 in der Gasphase behindert.

Das Toonsche Modell der PSW-Entstehung lä einige Fragen unbeantwortet.

Zum einen ist eine gute Kompatibilitä von m = 0,95 nicht im Einklang mit expe- rimentellen Befunden. Eine gute Kompatibilitä bedeutet, da schon eine geringe

~ ~ ~ ~ - à œ b e r s à ¤ t t i ~ u ausreicht, um NAT auszufrieren. Dagegen folgern Hofmann e t al. [I9891 aus ihren Beobachtungen mit ballongetragenen Partikelzählern da fü PSW-Bildung eine bis zu zehnfache ~ ~ ~ ~ - à œ b e r s à ¤ t t i ~ u erforderlich ist. Auch die dieser Arbeit zugrundeliegenden Lidar-Messungen deuten auf eine schlechtere Kompatibilitä von m 0,88 hin [Peter, 19931.

Zweitens gibt es experimentelle Hinweise darauf, da das Schwefelsäureaeroso auch bei Temperaturen unterhalb von 200 K nicht gefroren ist und damit nicht als Gefrierkern fü PSW-Teilchen zur Verfügun steht [Pueschel e t al., 1989; Dye e t al., 19921. Ist das Hintergrundaerosol nicht gefroren, könnt die Entstehung einer PSW sich folgendermaaen darstellen [Peter, 19931. Bei sinkenden Temperaturen nimmt das HzSO4-Tröpfche H 2 0 und HN03 aus der Gasphase auf. Der Radius des Parti- kels nimmt währen dieses Prozesses etwa auf das Doppelte zu. Fäll die Tempera- t u r unter die Koexistenztemperatur von NAT, bilden sich innerhalb des Tröpfchen

NAT-Partikel. Diese wirken als Gefrierkeime fü die H N O ~ / H ~ S O ~ / H ~ O - M ~ S C ~ U ~ ~ und das Tröpfche friert als Schwefelsäuretetrahydra (SAT, HzSO4 4H20), NAT

und Eis aus. Laboruntersuchungen unterstütze die Hypothese, da eine Mischung aus HN03/H2S04/H20 nicht als ternär Lösung sondern als SAT und NAT aus- friert ITolbert und Middlebrook, 19901.

Als Senke fü PSW treten zwei Prozesse auf. Zum einen löse sich die Wolken auf, falls die Temperatur übe die Koexistenztemperatur TNAT steigt. Nach Unter- suchungen von Peter und Mitarbeiter beträg die Lebensdauer von Typ I-Teilchen bei Erwärmun auf übe 200 K weniger als eine Stunde, Typ II-Partikel sublimie- ren innerhalb weniger Sekunden [Peter, 19921. Zum anderen könne Typ I a und Typ II-Partikel aufgrund ihrer Grö innerhalb weniger Tage um einige Kilometer sedimentieren.

3.4 Auswirkungen stratosphärische Aerosole

In diesem Abschnitt werden die Auswirkungen stratosphärische Aerosole unter zwei Gesichtspunkten diskutiert. Erstens steht das partikulär Material mit der solaren Einstrahlung und der vom Erdboden aufsteigenden thermischen Infrarotstrahlung in Wechselwirkung und beeinflu§ dadurch den stratosphärische Strahlungshaushalt.

Zweitens führ die Entstehung von Aerosolpartikeln zu Änderunge in Spurengas- konzentrationen und zu einer Erhöhun der Partikeloberflächendichte

3.4.1 Vulkanisches Aerosol

Der Einflu vulkanischer Aerosole auf den Strahlungshaushalt der Erde à ¤ d e r sich in zweierlei Weise. Zum einen führ das Vorhandensein des partikuläre Materials

durch verstärkt Absorption von Solarstrahlung zu einer Temperaturerhöhun in der Stratosphäre Beispielsweise sind nach dem Ausbruch des Mt. Pinatubo Tem- peraturdifferenzen von bis zu +3,5 K gegenübe dem langjährige Mittel beobach- tet worden [Labitzke und McCormick, 19921. Auf dem 30 hPa Druckniveau liegen die Abweichungen der Monatsmitteltemperaturen im September und Oktober 1991 bei +2,5 K. Die zweite Auswirkung betrifft die Temperaturentwicklung in der Tro- posphäre Stratosphärisch Aerosole erhöhe die Albedo und verringern damit die solare Einstrahlung am Erdboden. Gleichzeitig führe die Aerosolpartikel zu einer Reflexion der thermischen Infrarotstrahlung, die von der Erdoberfläch emittiert wird. Beide Prozesse wirken in die entgegengesetzte Richtung. Eine höher Albedo verursacht geringere Temperaturen in der Troposphäre der Treibhauseffekt hat eine Temperaturerhöhun zur Folge. Nach Untersuchungen von Lacis et al. [I9921 über wiegt fü Partikel mit kleineren effektiven Radien als etwa 2 pm der Albedoeffekt, erst fü gröi3er Teilchen dominiert der Treibhauseffekt. Da der mittlere Radius des vulkanischen Aerosols zwischen 0,l und 0,2 pm liegt, sollte man nach starken Vulkanausbrüche eine Abkühlun in der Troposphär erwarten.

Die Modellierung des atmosphärische Strahlungshaushalts nach dem Ausbruch des E1 Chich6n im Jahr 1982 liefert in der Tat troposphärisch Temperaturernied- rigungen um etwa -0,4 K in der Nordhemisphär [z.B. Harshvardhan et al., 19841.

Die numerische Simulationen zeigen aber auch, da die zeitliche Entwicklung der Troposphärentemperatu mit einer Zeitkonstanten von etwa 5 Jahren auf die vulka- nische Störun reagiert. In der Stratosphär ist die Antwortzeit mit einem Monat wesentlich kürzer Da die Abklingzeit der vulkanischen Aerosolschicht weniger als ein Jahr beträg (vgl. Abschnitt 10.1), kann sich in der Troposphär kein Gleichge- wichtszustand einstellen [Lenoble, 19841.

Eine Temperaturreduktion in der Grö§enordnu von -0,4 K ist anhand von Be- obachtungsdaten schwer nachzuweisen, da sie von dynamischen Vorgänge in der Atmosphär Überdeck wird. Untersuchungen der klimatischen Auswirkungen von Vulkanausbrüche der letzten 100 Jahre durch Robock und Mao [I9921 ergeben, da die mittleren Oberflächentemperature in dem dem Ausbruch folgenden Win- ter im Mittleren Osten tiefer, in Nordamerika und Eurasien dagegen höhe als im langjährige Mittel gewesen sind [siehe auch Halpert et al., 19931. Die Ursache hierfü ist zum Teil dynamischer Natur. Die Temperaturerhöhun in der tropischen Stratosphär führ zu einem erhöhte meridionalen Temperaturgradienten, der zo- nale Windströmunge in mittleren und hohen Breiten intensiviert. In der Folge wird verstärk warme Meeresluft übe die nordamerikanischen und eurasischen Kon- tinente transportiert. Diese führe dort zu einer Erhöhun der beobachteten mitt- leren Temperatur. In tropischen Breiten dagegen überwieg die Abkühlun durch verminderte solare Einstrahlung und es kommt zu einer Temperaturerniedrigung.

3.4.2 Polare stratosphärisch Wolken

PSW haben in zweifacher Weise Auswirkungen auf den Strahlungshaushalt der Stra- tosphär [Pollack und McKay, 1985; Kinne und Toon, 19901. Zum einen erhöhe sie die optische Dicke des stratosphärische Aerosols. Zum zweiten führ das Ausfrie- ren von HNOs und H 2 0 zu einer Verringerung der molekularen Absorption solarer oder thermischer Strahlung durch diese Spurengase. Die Wechselwirkung von PSW