Meinen Eltern

Meinen Eltern

Jens Biele 1998

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

Die vorliegende Arbeit wurde im April 1998 dem Fachbereich Geowissenschaften der Freien Universitä Berlin als Dissertation vorgelegt.

Danksagung

Ich danke

Herrn Prof. Dr. Jürge Fischer fü die Betreuung dieser Arbeit.

Herrn Prof. Dr. Ludger Wöst fü die Übernahm des Koreferats.

all denen, die durch Lidar-Messungen zum Gelingen dieser Arbeit beigetragen haben: Ingo Beninga, Dr. Roland Neuber, Patrick Scheuch, Hauke Schütt Wilfried Ruhe und last but not least Jens Warming.

Dr. Roland Neuber fü die hervorragende ,,online!'-Betreuung am AWI und ganz besonders fü seine Geduld.

Dr. Peter von der Gathen, ohne dessen Hilfsbereitschaft und sein offe- nes Ohr fü meine vielen Fragen die Programmierung vieler Auswerte- algorithmen mich zur Verzweiflung getrieben hätte Dr. Georg Beyerle fü seine zahlreichen und hervorragenden Matlab-Programme, auf denen ich aufbauen konnte; Wilfried Ruhe fü seine Unterstützun bei der C-Programmierung; meinen Doktorandengenossinnen Kerstin Stebel, Edo Becker, Markus Rex, Christoph Abegg und Carsten Wedekind fü viele gute Diskussionen und manche Hilfe.

Allen Menschen, die mir in ~ ~ - A l e s u n d begegnet sind und die mich auf unterschiedliche Weise unterstütz haben; insbesondere

Svein-Arne Stiberg.

Thomas Peter, Sakis Tsias und Ken Carslaw vom MPI fü Luftchemie in Mainz haben mir in der Endphase der Auswertung sehr geholfen.

Schlie§lic möcht ich mich bei den Mitarbeitern des AWI Potsdam fü das gute Arbeitsklima und die vielfältig persönlich Unterstützun bedanken.

Umarmt sei Henrike Neumann, ohne deren sorgfältige Korrekturlesen, ihre Un- terstützun und Liebe diese Arbeit so nicht hätt entstehen können

Diese Arbeit wurde unterstütz durch das Bundesministerium fü Bildung, Wis- senschaft, Forschung und Technologie und durch das Projekt DG XI1 (ES- MOS/Arctic I & 11, European Stratospheric Monitoring Stations in the Arctic) der Kommission der Europäische Union.

Die zentrale Rolle von polaren stratosphärische Wolken (PSCs) fü die chemische Ozonzerstörun in hohen Breiten ist seit etwa zehn Jahren bekannt. Zur Vorhersage des Ozonverlustes werden daher genaue PSC-Modelle benötigt d.h. Informationen übe Bildungszeit, geographischen Ort, Höhe Oberflächendicht und Zusammenset- zung, Phase der Wolkenpartikel und die Dauer der PSC-Ereignisse.

Entstehung, Entwicklung und physikalisch-chemische Eigenschaften von PSCs zu bestimmen ist das Thema dieser Arbeit; das Motiv ist, den chemischen Ozonabbau im Zusammenspiel von PSC-, chemischen und Klimamodellen besser als bisher zu beschreiben und zu prognostizieren.

Zur systematischen Beobachtung von PSCs eignen sich Lidar-Systeme hervorragend.

Das Mehrwellenlängen-Lida in ~ ~ - A l e s u n d auf Spitzbergen (79' N, 12' 0 ) liegt, wie die meteorologische Datenanalyse der letzten acht Winter (1989/90 bis 1996197) ergab, zumeist im Zentrum des arktischen Wirbels. An durchschnittlich 25% aller Me§tag (Winter 95/96 und 96/97: 63%) wurden PSCs beobachtet, die nicht von lokalen orographischen Effekten beeinfluot sind und damit als repräsentati fü das arktische Wirbelzentrum gelten können

Aus der Analyse der Me§date unter Zuhilfenahme von lokalen Vertikalprofilen der Temperatur sowie von Riickwärtstrajektorie der untersuchten Luftmassen ergibt sich fü die Bildung und Existenz von flüssige (Typ Ib) PSCs, da eine Strato- sphärentemperatu T von 3 bis 4 K unterhalb der NAT-Existenztemperatur TNAT eine notwendige und hinreichende Bedingung ist.

Die Bildung von festen (Typ Ia) PSC-Partikeln ist offenbar wesentlich komplizierter:

es gilt T - T ~ ~ A T

<

0 K als notwendige, jedoch nicht hinreichende Bedingung; es wird gezeigt, da eine Herkunft der Luftpakete aus Richtung Grönlan mit T ^- TNAT

<

0 K währen des Transports nach ~ ~ - A l e s u n d stark positiv mit dem Auftreten von festen Partikeln korreliert. Dies wird mit der Wellenaktivitä an den grönländisch Küste gedeutet, wobei die Luftmassen durch Hebung kurzzeitig tief unter die syn- optische Temperatur abkühle und Partikel gefrieren können Es wird weiterhin gezeigt, da lang andauernde tiefe Temperaturen vor der Beobachtung oft eine ex- terne Mischung aus festen und flüssige Teilchen erzeugen, Partikel, die unabhängi voneinander existieren. Hier greift auch die klassische empirische Unterscheidung von PSCs in Ia- und Ib-Wolken nicht mehr.

Es wird gelegentlich ein Sondertyp, Id genannt, beobachtet, der nur mit der weit- gehenden Kondensation von H N 0 3 in feste Partikel erklär werden kann. Norma-

lerweise kondensiert nur maximal etwa 10% der verfügbare Salpetersäur in den festen Aerosolen.

Typ 11-PSCs (Eiswolken) konnten nicht beobachtet werden.

Die PSC-Entwicklung in den beiden untersuchten kalten stratosphärische Wintern 1995196 und 1996197 kann anhand der meteorologischen Situation befriedigend er- klär werden.

The key role of Polar Stratospheric Clouds (PSCs) for chemical ozone destruction at high latitudes is well known. Predicting ozone loss requires accurate modelling of PSC properties, i.e. the formation time, the geographical location, the altitude, the surface area density and chemical composition, the physical phase of the cloud particles as well as the duration of PSC events.

This thesis investigates the formation, development and chemical/physical proper- ties of PSCs; the motive is a better modelling and prediction of chemical ozone destruction combining PSC-models, chemical and climate models.

Lidar Systems are well suited for the systematic ranging of PSCs.

According to meteorological data analysis of eight winters (1989/90 to 1996/97), the multiwavelength Lidar in on Spitsbergen (7g0N, 12OE) lies in the center of the arctic vortex most of the time. An average of 25% (winters 95-96, 96-97: 63%) of all mcasurement days show PSCs, which are not disturbed by local orographic effects and should therefore be representative for the Artic vortex center.

The analysis of the Lidar data, using local temperature profiles and back trajectories, shows a rather simple necessary and sufficient condition for the formation of liquid (type Ib) PSCs: the stratospheric temperature T must fall (3.. . 4 ) K below the condensation temperature TNAT of H N 0 3 . 3 HzO.

The formation of solid (type Ia) particles is much more involved: lidar data show that T

TM^ <

⁰ K is a necessary but not sufficient condition; it is shown that back trajectories coming from Greenland while T-TNAT

<

0 K on the way to observation correlate strongly with the occurence of Ia-layers. This might be explained with frequent mountain wave activity a t Greenland's coasts, which have the potential to strongly cool air parcels and thereby trigger the freezing of particles.

It is shown t h a t low temperatures for a long time before observation correlate stron- gly with the observation of a mixture of independently coexisting solid and liquid particles. Here the usual empirical classification of PSCs in I a and Ib types must fail.

A few observations show a special type, called Id, which can be explained with near-complete condensation of H N 0 3 into solid particles, where normally only a few percent condense. Type 11-PSCs (Iceclouds) could not be observed within eight observation winters over Spitsbergen.

PSC-development in the two cold polar stratospheric winters 1995196 and 1996197 can be satisfactorily explained with the meteorological situation.

Inhaltsverzeichnis

Zusammenfassung iv

Summary vi

Verzeichnis der Symbole ^X

1

.

Einführun 1

. . .

1.1. Gegenstand und Zielsetzung der Arbeit 1

. . .

1.2. Dynamische Prozesse 2

1.2.1. Potentielle Temperatur, Adiabatische und Diabatische Prozesse 2 . . .

1.2.2. Potentielle Wirbelstärk 4

. . .

1.2.3. Der Polarwirbel 5

. . .

1.3. Aspekte der Aerosolphysik 7

. . .

1.3.1. Grofienspektren 7

1.3.2. Entstehungs- und Entwicklungsprozesse von Aerosolen

. . . .

8 . . .

1.4. Stratosphärisch Aerosole 11

. . .

1.4.1. Das Hintergrundaerosol 11

. . .

1.4.2. Vulkanisches Aerosol 12

. . .

1.4.3. Polare stratosphärisch Wolken 13

Streu- und Lidar-Theorie 21

. . .

2.1. Stokes-Vektoren und Müller-Matrize 21

. . .

2.2. Molekülstreuun 23

. . .

2.2.1. Rayleigh-Streuquerschnitt 23

. . .

2.2.2. Streu- und Extinktionskoeffizienten 26

. . .

2.2.3. Linienbreiten 26

. . .

2.3. Partikel-Streuung 27

. . .

2.3.1. Mie-Streuung 27

. . .

2.3.2. Streuung an asphärische Partikeln 28

. . .

2.4. Die Lidar-Gleichungen 32

. . . 2.4.1. Lidar-Gleichung fü unpolarisiertes Licht 32

. . . 2.4.2. Lidar-Gleichung fü polarisiertes Licht 33

. . .

2.4.3. Rückstreuverhältn 35

. . .

2.4.4. Korrektur der Spurengasabsorption 36

vii

3.1. Fernerkundung mit Lidar . . . 40

3.1.1. Geschichte der Lidar-Beobachtungen in ~ ~ - A l e s u n d . . . 41

3.2. Beschreibung des Instruments . . . 43

3.2.1. Laser . . . 48

3.2.2. Sende- und Empfangsoptik . . . 51

3.2.3. Mehrwellenlängendetekto 95/96 und 96/97 . . . 53

3.2.4. Trigger- und Datenaufnahmesystem . . . 57

3.2.5. Software . . . 58

3.3. Methoden zur Datenauswertung . . . 59

3.3.1. Rohdatenerfassung und -aufbereitung . . . 60

3.3.2. Berechnung der Depolarisation . . . 70

3.3.3. Berechnung der Rückstreukoeffiziente nach der Klett-Methode 72 . . . 3.3.4. Die Problematik der räumliche und zeitlichen Mittelung 75 3.3.5. Fehlerberechnung . . . 77

3 . 3 6 Validation . . . 78

3.4. Abgeleitete GroBen . . . 79

3.4.1. Aerosoldepolarisation . . . 79

3.4.2. Wellenlängenabhängigke der Riickstreuung . . . 80

3.4.3. Bestimmung von Gröfienverteilunge aus optischen Daten

.

. 81

3.4.4. Integralgrofien: Oberflächen und Volumendichten der Aerosole 82 3.4.5. Sonstige Grofien . . . 83

3.5. Sonstige Daten . . . 88

3.5.1. Radio- und Ozonsondenprofile . . . 88

3.5.2. ~ ~ - A l e s u n d Referenzatmosphär . . . 90

. . . 3.5.3. Meteorologische Felder: ECMWF-Daten und Trajektorien 92 3.5.4. Spurengasprofile . . . 93

3.5.5. Existenztemperaturen der verschiedenen Aerosole . . . 96

3.5.6. In situ - Partikelsonden . . . 103

4

.

Ergebnisse 106 4.1. Stratosphärendynami im arktischen Wirbel . . . 106

4.1.1. Dynamik des Polarwirbels . . . 107

4.1.2. Lage von ~ ~ - A l e s u n d relativ zum arktischen Wirbel . . . 109

4.1.3. Fazit . . . 111

4.2. MeBstatistik . . . 111

4.3. Aerosolmessungen: Das Hintergrund-Aerosol . . . 113

4.4. Aerosolmessungen: PSC-Beobachtungen . . . 114

4.4.1. Zusammenfassende Darstellung . . . 114

4.4.2. Diskussion . . . 124

4.4.3. Typische zeitliche Entwicklung . . . 125 viii

. . . 4.4.4. Klassifikation und Vergleich mit Modellrechnungen 127

4.5. Überprüfu von mikrophysikalischen Modellen . . . 135

. . . 4.5.1. Existenz von SAT in der Stratosphär 136 . . . . 4.5.2. Ausreichende Bedingung fü die Bildung von STS-PSCs 138 . . . 4.5.3. Heterogenes Gefrieren? 138 4.6. Bedeutung von kleinskaligen Temperaturvariationen . . . 139

4.7. Trajektorienrechungen . . . 140

4.7.1. Temperatur-Rückwärtstrajektori . . . 143

4.7.2. Statistische Analyse der Ortskurven . . . 145

4.8. Oberflächen und Volumendichten . . . 147

5

.

^{Fazit 150} Anhang 153 A

.

Übersich übe die Betriebszeiten des Lidars 154 B

.

Übersich übe die PSC-Beobachtungen 1 6 1 C

.

Temperaturentwicklung übe Ny-&esund 165 D

.

Entwicklung der Polarwirbel 168 E

.

Verschiedenes 173 E.1. Verwendete Computerprogramme . . . 173

E.2. Referenzatmosphär NARA97 . . . 174

E.3. Korrektur der polarisationsabhängige Grofien . . . 176

Literaturverzeichnis 180

Verzeichnis der Variablen

a

A e r -Mol

Abs a R a ~

à ßAe

à Ÿ M O C

s

s A e r

^ R ~ Y

11 L Aer

~ M i e

L R ~ Y

A m

~ M o l

dNAeT/dr P

Extinktionskoeffizient

Aerosol-Extinktionskoeffizient Molekul-Absorptionskoeffizient Rayleigh-Extinktionskoeffizient Ruckstreukoeffizient

Aerosol-Rückstreukoeffizien Rayleigh-Ruckstreukoeffizient Lichtgeschwindigkeit

Volumendepolarisation Aerosoldepolarisation

durch Rayleigh-Streuung an Luftmoleküle verursachte Volumendepolarisation

Wellenlängenexponen der Aerosolruckstreuung Aerosol-Streuverhältni

Mie-Streuverhältni Rayleigh-Streuverhältni Wellenläng

Brechungsindex Molekulteilchendichte

Grofienverteilung der Partikel Druck

T Tx

'JL 'JD

6

V

X

z

^T 2 0

z

zs

ZU

Potentielle Wirbelstärk Mie-Ruckstreueffizienz Mie-Extinktionseffizienz Modenradius

Ruckstreuverhältni

Signal-zu-Rausch-Verhältni Oberflächendicht der Aerosole Molekul-Absorptionskoeffizient

differentieller Rayleigh-Streuquerschnitt differentieller Rayleigh-Ruckstreuquerschnitt Laufzeit des Lichtes

Temperatur

Koexistenztemperatur von X (X: Eis, STS, NAT, SAT) Pulsläng des Lasers

Integrationszeit des Detektors Potentielle Temperatur Volumendichte der Aerosole Gröflenparamete

geometrische Höh

Tropopausenhöhe Beobachtungshöh Zählrat

Signalzählrat Untergrundzählrat

Verzeichnis chemischer Abkürzunge

M T Salpetersäuretrihydra (nitric acid trihydrate) NAD Salpetersäuredihydra (nitric acid dihydrate) SAT Schwefelsäuretetrahydra (sulfuric acid tetrahydrate) STS unterkühlt ternär Lösun (supercooled ternary solution)

AWI D1 AL EASOE ECMWF ESMOS/Arctic LIDAR LIMS NDSC PSC SAGE SAM SAOZ SESAME TOMS WMO

Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung Differential Absorption Lidar

European Arctic Stratospheric Ozone Experiment European Center for Medium-Range Weather Forecasts European Stratospheric MOnitoring Stations in the A r c t i c Light Detection and Ranging

Limb Scanning Infrared Monitor of the Stratosphere Network for the Detection of Stratospheric Cha.nge Polar Stratospheric Cloud

Stratospheric Aerosol and Gas Experiment Stratospheric Aerosol Measurement

Systeme d'Analyse par Observaton Zenithale

Second European Stratospheric Arctic and Midlatitude Experiment

Total Ozone Mapping Spectrophotometer World Meteorological Organization

xii

1. Einführun

1.1. Gegenstand und Zielsetzung der Arbeit

Seit mehreren Jahren ist unstrittig, da Polare Stratosphärisch Wolken (PSCs)l eine Schlüsselroll bei der stratosphärische Ozonzerstörun spielen.

PSCs treten in der winterlichen polaren Stratosphär bei sehr tiefen Temperaturen auf und führe unter den gegenwärti durch anthropogene Einflüss stark erhöhte Konzentrationen an Chlor- und Bromverbindungen zu gro§räumig chemischem Ozonabbau [WMO, 1994; Rex, 19971.

Die polaren stratosphärische Wolken bereiten die winterliche Stratosphär auf zwei Arten fü die nachfolgende chemische Ozonzerstörun vor:

Heterogene chemische Reaktionen an der Oberfläch der Aerosolpartikel wan- deln sog. Chlor- und Brom-Reservoirverbindungen (Salzsäur HC1, Chlorni- t r a t CIONOz) in potentiell ozonzerstörend Radikale um. Die Raten dieser heterogenen Reaktionen sind um Gröfienordnunge höhe als die Raten aller denkbaren homogenen Reaktionen in der Gasphase.

Die genannten heterogenen Reaktionen sowie die Kondensation von HN03 bei der Bildung der Partikel entfernen Salpetersäur aus der Gasphase. Re- aktiver Stickstoff würd sonst die 03-Zerstörun in der unteren S t r a t o ~ p h ~ r e reduzieren, weil Chlor-Radikale auf dem Weg der Rückreaktio wieder in Re- servoirspezies verwandelt würde [Solomon, 1988, 1990; WMO, 1991, 19941.

Durch Sedimentation der PSC-Partikel kann eine irreversible Denitrifizierung und Dehydrierung bewirkt werden. Dies ist in Einzelfälle auch in der Arktis bereits nachgewiesen worden [Höpfne et al., 1996; Vöme et al., 19971.

Die Raten der heterogenen Reaktionen hänge stark von der Temperatur, der Zu- sammensetzung und der Phase der Teilchen ab IMolina et al., 1993; Ravishankara.

und Hanson, 19961; fü eine effektive Denitrifizierung müsse relativ gro§ feste Partikel vorliegen.

'Mit der im Deutschen eingebürgete englischen Abkürzun P S C = P o l a r S t r a t o s p h e r i c C l o u d bezeichnet

1

Damit ergibt sich:

Um den genauen Einfluf3 von PSCs auf den chemischen Ozonabbau ver- stehen (und realistisch modellieren) zu können muf3 die Natur der Teil- chen und ihr Bildungsprozef3 bekannt sein.

PSC-Beobachtungen verfolgen zur Zeit zwei Ziele: einmal die Überprüfu mikro- physikalischer Modelle zur PSC-Bildung und -Entwicklung, zum anderen die Be- reitstellung von Beobachtungsdaten als Input fü z.B. Chemical-Box-Modelle der Ozonchemie (hierfü werden insbesondere Oberflächen und Volumendichten, die Phase und die Zusammensetzung benötigt)

Das Fernziel all dieser Bemühunge ist die Vorhersagbarkeit von PSCs (und dann der Ozonzerstörung anhand meteorologischer Daten und in Klimamodellen. Be- sonders interessant ist hier die Kopplung des anthropogenen ,,Treibhauseffektsu mit der PSC-Bildung: Eine Erwärmun der Erdoberfläch durch erhöht Konzentra- tionen an Treibhausgasen korrespondiert (aus Strahlungsbilanzgründen mit einem Abkühlungstren der Stratosphäre was zu vermehrtem Auftreten von PSCs und damit verstärkte Ozonabbau führe kann IShindell et al., 1998; Salawitch, 19981.

1.2. Dynamische Prozesse

Die Dynamik der polaren Stratosphär währen der Polarnacht ist bestimmt von einem starken Westwindband im Höhenbereic oberhalb von etwa 15 km. Das Ma- ximum der zonalen Geschwindigkeitskomponente dieses Starkwindsystems befindet sich auf einer geographischen Breite von etwa 60'. Es markiert die Grenze des Po- larwirbels, der im folgenden auch als Vortex bezeichnet wird. Die Windströmun erschwert oder verhindert sogar den Transport von Luftpaketen übe die Wirbel- grenzen hinweg und führ damit zu einer Isolation polarer Luftmassen.

Bevor ich nähe auf Ursachen fü die Entstehung des Polarwirbels und seine Auswir- kungen eingehe, werden in den folgenden Abschnitten zwei Grö§e die potentielle Temperatur 9 und die potentielle Wirbelstärk Q , definiert. Es zeigt sich nämlich da die geometrische Höh und die geographische Breite ungeeignete Koordinaten fü die Diskussion dynamischer Prozesse in der polaren Stratosphär sind. Die Positi- on des Wirbelzentrums weicht oft erheblich vom geographischen Pol ab. Trajektorien von Luftpaketen verlaufen in der Regel nicht in konstanter geometrischer Höhe Die Darstellung dynamischer Vorgäng als Funktion von 6 und Q ermöglich eine dem Problem angemessenere Beschreibung IHoskins et al., 19851.

1.2.1.

Potentielle Temperatur, Adiabatische und Diabatische Prozesse

Die potentielle Temperatur 0 ist per definitionem die Temperatur, die ein Luftpaket besitzt, nachdem es adiabatisch, also ohne Zu- oder Abfuhr von Wärmeenergie von

1. Einführun

Tabelle 1.1.: Zusammenhang zwischen potentieller Temperatur und Höh fü die Winter- monate (NDJFM) 95/96 und 96/97in der polaren Stratosphär übe

esund. und.

^{Als Mai3}

fü die Variabilitä ist zusätzlic die Standardabweichung des Mittels der geometrischen Höhe werte angegeben.

pot. Temperatur

1

^Höh

1

Standardabweichung

der Temperatur T und dem Druck p auf einen Referenzdruck po komprimiert oder expandiert worden ist [Andrews, 1987; Rogers und Yau, 19891,

Hier bezeichnet ^K den Quotienten cp/cv, also das Verhältni der spezifische Wärm von Luft bei konstantem Druck und bei konstantem Volumen. Konventionell wird der ideale Wert ^K = 715 benutzt, obwohl ^K etwas von Temperatur und Druck abhäng [D'Ans und Lax, 1967, Tab. 2145031. Der Referenzdruck beträg po = 1000 hPa.

Adiabatische Transportprozesse finden auf Fläche konstanter potentieller Tempe- ratur statt; diese Fläche werden als Isentropen bezeichnet.

Da in einer statisch stabilen Atmosphär die potentielle Temperatur monoton mit der Höh zunimmt, kann man 0 als Höhenvariabl interpretieren. Tabelle 1.1 gibt einen Überblic übe die Höhenbereiche in denen bestimmte Niveaus der poten- tiellen Temperatur in der polaren Stratosphär währen der Wintermonate zu finden sind; Abb. 1.1 gibt einen Eindruck von der Variabilitä des Zusammenhangs zwischen geometrischer Höh und 0. Beispielsweise entspricht eine potentielle Temperatur von 400 K ^- in Abhängigkei von der vorliegenden meteorologischen Situation ^- einer geometrischen Höh im Bereich zwischen 14 und 17 km, 500 K einer Höh zwischen 20 und 22 km und 600 K einer Höh zwischen 23 und 26,5 km.

[km1

K l [km1

z als Funktion von @ in den Wintern 95/96 und 96/97

Abbildung 1.1.: Zusammenhang zwischen potentieller Temperatur 0 und geometrischer Höh z fü alle Radiosondenprofile i n den beiden MeSwintern.

1.2.2.

Potentielle Wirbelstärk

Ein quantitatives Mafi fü die polare Zirkulation ist die isentrope potentielle Wir- belstärk

Q.

Sie ist in der hydrostatischen Näherun gegeben durch [Houghton, 1977;

Hoskins et al., 19851

wobei f = 2u sin($!>) den Coriolis-Parameter2, und

Ce

= (V ^X die 6-Komponente der Rotation des Windfeldes à bezeichnet. Die Einheit von Q ist nach Gl. 1.1 [K m2 s-I kg-'1. Ich werde im folgenden fü 1 0 6 K m2 s 1 k g l die Abkürzun 1 PVU (potentielle Wirbelstärkeneinheit benutzen. Die potentielle Wirbelstärk ist fü adiabatische, reibungsfreie Transportprozesse eine Erhaltungsgröfie Q ist daher dem Mischungsverhältni einer chemischen Substanz vergleichbar, fü die keine Quellen oder Senken vorhanden sind.

Anhand von Druck-, Temperatur- und Windfeldern kann die potentielle Wir- belstärk nach Gl. 1.1 berechnet und auf Isentropen graphisch dargestellt wer- den [Hoskins e t al., 1985; Knudsen et al., 19921. Diese Stratosphärenkarte zeigen währen der Polarnacht eine in der Regel monotone Zunahme der potentiellen Wir- belstärk mit abnehmender Distanz zum Wirbelzentrum. In der Zone, in der die höchste zonalen Windgeschwindigkeiten auftreten, nimmt das Betragsquadrat des Gradienten von Q - ermittelt auf der Fläch konstanter potentieller Temperatur

' W ist die Winkelgeschwindigkeit der Erdrotation und <j> die geographische Breite

1. Einführun

- maximale Werte an. Man definiert daher die Wirbelgrenze als den Bereich, in dem dieser Meridionalgradient von Q maximal wird. In erster Näherun kann man davon ausgehen, da auf der 435 K-Isentrope die Wirbelgrenze bei etwa 21 PVU, auf 475 K bei etwa 33 PVU und auf 550 K bei etwa 71 PVU zu finden ist [Knudsen et al., 1992; Rummukainen et al., 1994; Dameris et al., 19951.

1.2.3.

Der Polarwirbel

Mit Beginn der Polarnacht geht der solare Energieeintrag zurüc und die Strato- sphär kühl sich ab. Als Folge der Abkühlun sinken die stratosphärische Luft- schichten und es bildet sich ein meridionaler Druck- und Temperaturgradient aus.

Die Komprimierung der Luftpakete währen des Absinkens führ wiederum zu einer Temperaturerhöhung die dem Auskühle entgegenwirkt. Unterhalb von 30 km stellt sich ein neues Strahlungsgleichgewicht ein und die Absinkbewegung geht zurüc [Schoeberl und Hartmann, 19911, vgl. Abbildung 1.2. Unter dem Einflu der Coriolis- Kraft werden die Luftpakete, die der meridionalen Druckgradientenkraft folgen, nach Osten abgelenkt. In der mittleren und oberen Stratosphär entsteht eine Zone star- ker Westwinde mit Windgeschwindigkeiten von übe 100 m/s [Schoeberl und Hart- mann, 1991; Schoeberl et al., 19921, mit anderen Worten, es bildet sich eine winter- liche Zyklone von der oberen Troposphär bis in die Mesosphäre Der Bereich des Starkwindbands definiert die Grenzen des Polarwirbels.

Die innerhalb des Wirbels aus der oberen Stratosphär und Mesosphär absinken- den Luftmassen führe die in ihnen enthaltenen Spurengasmischungsverhältniss mit sich. Zwar sind au§erhal des Wirbels die Absinkraten u.U. grö§e da die Luft wärme ist und damit die erreichbaren Abkühlrate grö§ sind, jedoch führ hier die Aktivitä planetarischer Wellen zu einer stärkere meridionalen Durchmischung als innerhalb des Vortex und verhindert vertikale Verschiebungen von Mischungs- verhältnissen

Beide Prozesse, die Absinkbewegung innerhalb und die Durchmischung aui3erhalb des Wirbels, verursachen eine scheinbare vertikale Verschiebung von etwa 2-3 km währen der Wintermonate [Schoeberl und Hartmann, 1991; Rosenfield et al., 19941.

Der Polarwirbel der Südhemisphä ist in der Regel stärke ausgepräg als der ark- tische Vortex. Er Überdeck eine grö§e Fläche es werden tiefere Temperaturen beobachtet und die polare Zirkulation ist übe einen längere Zeitraum hin stabil.

Die Ursachen fü die Labilitä des arktischen Wirbels sind Störunge der arkti- schen Zirkulation durch planetarische Wellen. Diese periodischen Dichteschwankun- gen sind troposphärische Ursprungs. Sie werden durch Gebirgszüg angeregt und breiten sich in die Stratosphär aus. Aufgrund der mit der Höh abnehmenden Luft- dichte nimmt die Amplitude der Welle währen ihrer Ausbreitung exponentiell zu und führ schliefilich zu einer lokalen Instabilitä der Atmosphär mit der Folge der Dissipation der Wellenenergie [McIntyre und Palmer, 19831. Eine derartige Störun ist in der Regel von Temperaturerhöhunge begleitet. So ist beispielsweise im Janu- ar 1992 in der arktischen Stratosphär eine Temperaturerhöhun von mehr als 50 K

l

358ec Jan Feb Mar

Monatsanfang 1995196 358:c ^{Jan Feb Mar 1}

Monatsanfang 1996197

Abbildung 1.2.: Berechnetes integrales Absinken der Luftmassen i m arktischen Vortex;

Bezugszeitpunkt ist der 1. Januar. Nach R e x [1997)

innerhalb weniger Tage beobachtet worden [Naujokat et al., 19921. Reicht die Tempe- raturerhohung aus, um das Vorzeichen des meridionalen Temperaturgradienten um- zukehren und wechselt darüberhinau die vorherrschende zonale Luftströmun ihre Richtung, spricht man von einer Stratosphärenerwä.rmu [Naujokat et al., 19921.

Gro§ Stratosphärenerwärmung treten in unregelmäflige Abstände auf. Es ist bisher noch nicht im Detail verstanden, welche Faktoren fü ihre Entstehung eine Rolle spielen. Man vermutet jedoch, da die polare Stratosphär fü einen Zusam- menbruch der polaren Zirkulation konditioniert sein mu§ Auch gibt es Hinweise auf einen Zusammenhang mit der quasi bzannua,l oscillatzon, einem Wechsel der vorherr- schenden Windrichtung in der tropischen Stratosphär mit. einer Periode von etwa zwei Jahren und mit dem Sonnenzyklus [L,abitzke und van Loon, 19881.

Aufgrund der unterschiedlichen Orographie der Antarktis sind Störunge der po- laren Zirkulation durch planetarische Wellen in der Südhemisphä von geringerer Bedeutung als in der Arktis. Der Temperaturhaushalt des antarktischen Wirbels ist daher in erster Linie strahlungsdominiert. Dies hat zur Folge, da der antarkti- sche Vortex bis mindestens Anfang oder Mitte Oktober bestehen bleibt. Der Wirbel stabilisiert den chemisch gestörte Zustand der Stratosphär solange, bis die im Ok- tober beginnende solare Einstrahlung den katalytischen Ozonabbau beginnen kann [Anderson et al., 19911. In der Arktis dagegen führe Störunge der polaren Zir- kulation oft bereits im Februar zum Einflie§e von Luft subpolarer Herkunft. Den ganzen Winter hindurch wird jedoch (Dynamik!) ozonreiche Luft aus den Tropen zu den Polargebieten transportiert, was zu einem klimatologischen Frühjahrsmaximu der Ozonsäulendichte führt

1. Einführun

1.3. Aspekte der Aerosolphysik

Ich stelle hier zunächs kurz einige Begriffe der Aerosolphysik vor, soweit sie fü diese Arbeit von Bedeutung sind. Detailliert werden diese Themen z.B. in [Beyerle, 19941 beschrieben.

1.3.1.

Größenspektr

Die Grö atmosphärische Aerosolpartikel variiert Ÿbe mehr als vier Grö§enor nungen. Sie reicht von einigen zehn Nanometern bis zu mehreren hundert Mikro- metern. Aus thermodynamischen Gründe ist der Bereich, in dem stabile Teilchen auftreten können zu kleinen Radien hin beschränkt kor'tinuumsmechanische Pro- zesse begrenzen den Gröfienbereic zu groBen Radien hin. Hierauf wird im folgenden noch genauer eingegangen werden.

Die Untersuchungen am stratosphärische Aerosol Ende der fünfzige Jahre führt Junge und Mitarbeiter dazu, das paitikulare Material in drei GröBenklasse einzu- teilen [Junge et al., 19611,

e Aitken-Kerne oder Nukleationsteilchen mit Radien kleiner als 0 , l ,um,

e gro§ Teilchen mit Radien zwischen 0,1 und 1 ,um und

e Riesenteilchen mit Radien gröBe als 1 ,um

Fü quantitative Aussagen übe Oberflächen oder Massendichten ist die Kenntnis der Teilchenzahl in diesen drei Gröi3enklasse nicht ausreichend. Man benötig Infor- mationen Ÿbe das Grö§enspektru Das Partikelgrö§enspektr oder die Partikel- grö8enverteilun d N A / d r ist definiert als die Anzahl der Partikel im infinitesimalen Radiusintervall [r, r

+

dr] [Seinfeld, 19861. dNA/dr wird in der Regel durch Anpas- sen von Me§werte A N ( r ) / A r an eine analytische Funktion bestimmt. Ausgeprägt Maxima der Funktion d w d r 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 gro§ Zahl unterschiedlicher Verteilungsfunktio- nen d N A / d r (z.B. [Junge et al., 1961; Pinnick et al., 1976; Pruppacher und Klett, 1978; Thomason, 19911). Ich erwähn hier nur die Lognormal-Verteilung, d a sie fü die Beschreibung stratosphärische Aerosole sehr verbreitet ist und in der vorliegen- den Arbeit ausschlie§lic verwendet wird,

NA

ist die Gesamtteilchenzahldichte und

r

der Modenradius (genauer: Medianradi- us). s bezeichnet man als die geometrische Standardabweichung, sie ist ein Ma fü die Breite der Verteilung; monodisperse Aerosole haben die Eigenschaft s ⁼ 1.

Die verbreitete Anwendung der Lognormal-Verteilung gründe sich nicht darauf, da sie tatsächlich Gröflenverteilunge viel 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,

Aufierdem lassen sich beliebige reale Gröfienverteilunge immer durch eine Sum- me von Lognormal-Verteilungen darstellen; den einzelnen Summanden entsprechen physikalisch Moden der Verteilung.

Die Form flüssige Teilchen wird in der Regel in ausreichender Genauigkeit durch Sphäre beschrieben. Feste Partikel könne amorphe Strukturen oder komplexe Kri- stallformen 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.

1.3.2.

Entstehungs- und Entwicklungsprozesse von Aerosolen Nukleation

Die Entstehung eines Aerosolpartikels aus der Gasphase bezeichnet man als Nuklea- tion. Eine Voraussetzung fü das Einsetzen der Nukleation ist das Vorhandensein einer Ãœbersättigu d.h. der Partialdruck p des betreffenden Gases mufl grö§ als der Sättigungsdampfdruc ps sein. Das Verhältni S = p / p 5 bezeichnet man als à œ b e r ~ à ¤ t t i ~ u n ~ s v e r h a l t n oder kurz Ãœbersättigun

0 Nukleationsrate: Die Wahrscheinlichkeit fü das Entstehen eines Teilchens pro Volumen- und Zeiteinheit wird durch die Nukleationsrate J angegeben [Pruppacher und Klett, 19781. Per definztzonem wird eine Nukleationsrate J

>

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

Homogene Nukleation: Mit homogener Nukleation oder Selbstnukleation be- zeichnet man die Kondensation aus der Gasphase ohne die Gegenwart von Nukleationskeimen. Homogene Nukleation spielt bei der Entstehung strato- sphärische Aerosole nur unter extremen Bedingungen, wie z.B. tiefen Tempe- raturen oder hohen Spurengaskonzentrationen, eine Rolle [Hamill et al., 19821.

1 . Einführun

Heterogene Nukleation: Währen homogene Nukleation sehr hohe à œ b e r ~ ~ t t i gungen benötigt bevor Teilchenwachstum einsetzen kann, erlaubt das Vor- handensein von Kondensationskernen Partikelentstehung schon bei Ãœbersätt gungen von wenigen Prozent übe eins. Man bezeichnet diesen Fall als hete- rogene Nukleation [Pruppacher und Klett, 19781. Hierbei häng die Definition des Kondensationskerns vom betrachteten Aerosol ab. Beispielsweise dienen Ionencluster oder Mikrometeore offenbar als Nukleationskeime fü das strato- sphärisch HaS04-Hintergrundaerosol IArnold, 19801. Bei der Entstehung von polaren stratosphärische Wolken fungieren nun die H2S04-Aerosole ihrerseits als Kondensationskerne.

Gefrierprozesse: Neben der Kondensation aus der Gasphase spielt in der Stra- tosphär auch der Gefrierprozess eine Rolle, der flüssig in feste Partikel Überführ Auch hier kann wieder zwischen homogenem Gefrieren eines Tröpf chens und heterogenem Gefrieren an einen sog. Gefrierkeim unterschieden wer- den. Die Nukleationsraten einiger stratosphärisc wichtiger Substanzen werden zur Zeit im Labor untersucht [Kräme et al., 1996, 1998a,b]; ich werde späte darauf zurückkommen

Kondensation und Verdunstung

Ist durch heterogene oder homogene Nukleation ein Teilchen entstanden, dessen Radius den sog. kritischen Radius r*

übersteigt wächs es durch Kondensation weiter an, andernfalls verdunstet es. In GI. 1.4 ist S das ~ b e r s à ¤ t t i ~ u n ~ s v e r h a l t n i und T die Temperatur; o-, m und p be- zeichnen die Oberflächenspannung Molekülmass und Massendichte der Flüssigkeit k ist die Boltzmann-Konstante.

Sedimentation

Neben Teilchenverlust durch Verdunstung ist Sedimentation eine weitere Senke fü stratosphärisch Aerosole. Die Sedimentationsgeschwindigkeit V, ist proportional zur Dichte des Teilchens p und proportional zum Quadrat des Teilchenradius r . In der Abbildung 1.3 aus [Stebel, 19981 sind die Fallgeschwindigkeiten fü Teilchen, die in erster Näherun als sphärisc angenommen werden, als Funktion des Teil- chenradius fü drei verschiedene Höhe (10, 20 und 30 km) dargestellt. Die Angaben gelten fü 75 prozentige Schwefelsäure NAT, STS und Eis (mit Dichten aus Drdla et al. [1993]; Carslaw et al. [1995b]). Ein Schwefelsäuretröpfch mit einem Radius von 0.05 pm sedimentiert aus 20 km Höh lediglich 5 cm pro Tag. Wachsen die stratosphärisch Aerosolteilchen auf 1 ^- 10 ,um an (z.B. PSCs des Typs 11), könne

o;l o0

5 1 0 - I

^

.- +- X 0)

91o - ~

.- 3

.£

E

^{1 o - ~}

- 0)

- es

^ ^I o - ~

I o - ~

1 o - ~ 10-l 1 o0 1 o1

Teilchenradius [um]

Abbildung 1.3.: Fallgeschwindigkeiten fü Teilchen - die in erster Näherun als sphärisc angenommen werden - als Funktion des Teilchenradius, fü verschiedene Höhe (10, 20 und 30 k m ) .

sie von einigen 10 Metern bis zu einigen Kilometern pro Tag sedimentieren. Hier- durch kann es zur Denitrifi~ie~ung oder Dehydrierung bestimmter Höhenbereich der Stratosphär kommen.

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 Stoflpartnern bestehen. Diesen Prozefl bezeichnet man als Koagulation (z.B. [Pruppacher und Klett, 1978; Hinds, 19821).

Die Wahrscheinlichkeit fü die Koagulation eines kleinen mit einem grofien Partikel ist höhe als die gleich grofier Teilchen. I m ersteren Fall bewirkt die hohe Mobilitä

des einen und die grofie Oberfläch des anderen Stoflpartners eine hohe Kollisionsra- te. Koagulation führ daher im Groflenspektrum zu einem Verschwinden von Moden bei kleinen Radien. währen sich der Radius des gröfiere Teilchens kaum ändert In der Stratosphär beeinflufit Koagulation das Gröfienspektru nur geringfügig d a die Teilchendichten von gro§e Partikeln wenige c m 3 nicht Übersteigen Nach Mo- dellrechnungen von Toon et al. [I9891 ist die Koagulationsrate von 0 , l und 0,5 pm- Partikeln mit Teilchen, die nicht grö§ als 100 p m sind, auf einer Zeitskala von Tagen vernachlässigba gering.

1 . Einführun

Bevor ich nähe auf polare stratosphärisch Wolken eingehe, werde ich kurz die wichtigsten Fakten zu den beiden anderen durch Lidar me§bare Aerosoltypen, dem Hintergrund- und dem vulkanischen Aerosol, skizzieren.

1.4.1.

D a s Hintergrun

Man findet in einer Höh von 7-10 km oberhalb der Tropopause (d.h. in 80°N ca.

16-19 km Höhe eine permanent vorhandene stratosphärisch Aerosolschicht, nach ihrem Entdecker auch Junge-Schicht genannt [Junge et al., 19611. Die Abgrenzung zum vulkanischen Aerosol ist schwierig, da beide Partikeltypen ähnlich Eigenschaf- ten aufweisen. Langzeitbeobachtungen [Jäge et al., 1997, z.B.1 zeigen jedoch, da die Aerosolbeladung auch in langen vulkanisch ruhigen Zeitperioden nicht gegen Null tendiert; aufierdem hat das Partikelspektrum nur fü gro§ Teilchen ( F

>

0, l p m ) ein Maximum im genannten Höhenbereic (1-10 Teilchen/cm3), wahrend d a s Mas- senmischungsverl~ältni fü Teilchen in der Nukleationsmode ( F

<

0, l p m ) mit der Höh stark abnimmt. Dies deutet auf eine Quelle in der Troposphär hin. Als Quel- le fü das stratosphärisch H2S04-Hintergrundaerosol kommen nur schwefelhaltige Gase in Betracht, die übe eine ausreichende troposphärisch Lebensdauer verfügen damit vertikale Transportprozesse sie in die Stratosphär eintragen können In Pha- sen geringer vulkanischer Aktivitä ist die dominierende Quelle Carbonylsulfid, OCS.

Carbonylsulfid wird photochemisch in Schwefeldioxid überfuhrt dieses oxidiert unter dem Einflu des OH-Radikals zu H a S 0 4 . Der direkte Eintrag von troposphärische Schwefeldioxid in die Stratosphär ist vernachlässigbar da SO2 bereits in der Tro- posphär zu H 2 S 0 4 oxidiert und vom Niederschlag ausgewaschen wird. Eine wichtige Ausnahme sind energiereiche Vulkaneruptionen, die SO2 direkt in die Stra,tosphare eintragen. Dies wird im folgenden Abschnitt diskutiert.

Es bilden sich in wenigen Wochen schlie§lic H2S04-Tröpfche [Turco, 19851. Die Bildung dieser Aerosole mu durch heterogene Nukleation geschehen, d a experi- mentell [Kräme et al., 1 9 9 8 ~ 1 fü Tröpfche mit einem H2S04-Anteil von mehr als 55% auch bei sehr tiefen Temperaturen (< 160K) keine homogene Nukleation beob- achtet wird. Schwefelsauretröpfche befinden sich i m Gleichgewicht mit dem in der Gasphase vorhandenen Wasser, d.h. die Anzahl der pro Zeiteinheit kondensierenden HaO-Molekül entspricht der pro Zeiteinheit verdunstenden Moleküle Abschatzun- gen fü diesen Proze ergeben eine Zeitkonstante in der Gröfienordnun weniger Sekunden ISteele und Hamill, 19811. In Abhängigkei von Wasserdampfpartialdruck und Temperatur stellt sich unter Annahme typischer Stratosphärenbedingunge eine HzS04-Konzentration zwischen 60 und 85% ein [Steele und Hamill, 19811.

Sedimentation in die Troposphär bielll die Senke fü das Hintergrundaerosol dar.

Die Zeitskala fü diesen Prozefl liegt grö§enordnungma bei etwa 10 Jahren (vgl. Abb. 1.3, typischer Radius 0 , l p m ) .

Als von vulkanischem Aerosol ungestört Perioden könne die Jahre 1979, 1989-91

Background aerosol

Abbildung 1.4.: JahresmitteJwerte (1 994-1 996) fü das in Berlin [Wede- kind, 1997, p.162, Abb. 101 gemesse- ne Rückstreuverhältn des Hinter- grundaerosols bei 532 n m . Die Wer- te R - 1 streuen u m 10 bis 50%. Es ist deutlich der RŸckgan der Ae- rosolbeladung durch das Verschwin- den des Pinatubo-Aerosols zu erken- nen. 1996 kann als Jahr m i t ,,nor- maler" Hin tergrundbeladung ange- sehen werden. Vgl. Abb. 4.3

und wieder ab Winter 1996197 angesehen werden (s.a. [Wedekind, 19971). Ein lang- samer anthropogener Anstieg der Hintergrundaersolbeladung kann nach neuesten Analysen verneint werden [ebendort], Die Gröfienverteilun der wesentlichen Mode des ungestörte Hintergrundaerosols kann nach Zhao e t al. [I9951 durch eine Log- normalverteilung mit den Parametern

r

^{= O.O8pm,} a = 1 , 8 und

N A

= 1 5 c m 3 befriedigend dargestellt werden.

Fü die in dieser Arbeit diskutierten Aerosolmessungen ist die Grofienordnung der durch das Hintergrundaerosol verursachten Aerosolstreuung interessant; hierzu wur- den die in mittleren Breiten gemessenen Aerosolrückstreukoeffiziente (nach Wede- kind [1997]) in Rückstreuverhältnis -R umgerechnet und in Fig. 1.4 dargestellt.

Fü die beiden Mefiwinter 1995196 und 1996197 sind danach maximale Rückstreu verhältniss von 1,l zu erwarten. Eigene Messungen des Hintergrundaerosols werden in Abschnitt 4.3 vorgestellt.

1.4.2.

Vulkanisches Aerosol

Der stratosphärisch Aerosolhaushalt wird zumindest sporadisch durch den Eintrag vulkanischen Materials beeinflufit. Die Injektion von Schwefeldioxid in die untere und mittlere Stratosphär führ zur Bildung von Schwefelsäureaerosolen wobei der Mechanismus und die Zusammensetzung der HaS04-Partikel denen des Hintergrund- aerosols analog sind.

In der Abbildung 1.5 ist eine Übersich übe die globale optische Dicke des stra- tosphärische Aerosols im Zeitraum zwischen 1883 und 1990 gegeben nach Sato e t al. [I9931 Die Eruptionen des Mt. Pinatubo (Nr. 9 in der Abbildung) führte am 15. und 16. Juni 1991 zu einem Anstieg der optischen Dicke um mehr als eine Grofienordnung.

1. Einführun

Abbildung 1.5.; Zeitliche Entwicklung der global gemittelten optischen Dicke [Aerosolan- teil) der Atmosphär bei einer Wellenläng von 550 n m nach [Sato et al., 19931. Eruption Nr. 2: Kratatau (18831, Ni-. 8: E1 Chichon (19821, Nr. 9: Mt. Pinatubo (1991).

Der Anstieg des stratosphärische Aerosolgehalts modifizierte das Strahlungsfeld und die Dynamik der Erdatmosphär (vgl. Stebel [1998]). Die vulkanische Aerosol- schicht beeinfluote troposhärisch und stratosphärisch Temperaturen; die chemi- sche Zusammensetzung - in erster Linie der Stratosphär - wurde veränder [Hansen et al., 1996; Hofmann et al., 1994; Koike et al., 19941. So wurde beispielsweise ein verstärkte Abbau des stratosphärische Ozons beobachtet IRosenfield et al., 19971.

Vulkanische Aerosole sind ein kritischer Faktor in der Ozonchemie der mittleren Breiten (in den Polargebieten überwiege die PSC-Effekte). Es ist jedoch das an- thropogene Chlor, das das Vorzeichen der Ozonveränderun bestimmt! Ohne Bela- stung der Stratosphär durch anthropogenes Chlor würd vulkanisches Aerosol die Ozondichte sogar erhöhe [Tie und Brasseur, 19951.

Zum aktuellen Zeitpunkt ist das vulkanische Schwefelsäureaeroso fast vollständi wieder aus der Stratosphär entfernt [Stebel, 19981, [Wedekind, 19971 und spielt fü die hier diskutierten PSC-Beobachtungen unmittelbar keine Rolle; festzuhalten bleibt, da PSCs erst nachgewiesen werden können wenn ihr maximales Rückstreu verhältni das Rückstreusigna des Hintergrundaerosols signifikant übersteigt mit anderen Worten, wenn R 2 1 , l .

1.4.3.

Polare stratosphärisch Wolken

Schon seit mindestens dem letzten Jahrhundert sind ,,Perlmutterwolken" beschrie- ben worden, insbesondere in Skandinavien (Eine Zusammenstellung der Beobach-

tungen seit 1870 geben Stanford und Davis [1974]). Diese sehr auffälligen häufi far- bigen und mit blo§e Auge sichtbaren Wolken könne beobachtet werden, wenn sich die Sonne knapp unter dem Horizont befindet und Sonnenlicht unter einem flachen Winkel auf die Unterseite der Wolken fällt Bereits Anfang des Jahrhunderts wurden Wolkenhöhe mittels Triangulation bestimmt [Stgrmer, 19291. Mit typischen Höhe um 25 km sind Perlmutterwolken eindeutig den polaren stratosphärische Wolken zuzuordnen3. Erst seit Anfang der achtziger Jahre dieses Jahrhunderts wurde durch satellitengestütz Messungen der stratosphärische Extinktion eine systematische Beobachtung der PSC-Häufigkei möglic [McCormick et al., 1982, 19931. Polare stratosphärisch Wolken wurden demnach währen der Winterhalbjahre an Ca. 30%

aller Tage in der Antarktis und an ca. 5% aller Tage in der Arktis beobachtet.

Einzelne PSC-Partikel sind in situ noch nie analysiert worden; indirekte Rück schlüss auf die Form der Partikel lassen die Messungen von Iwasaka et al. [I9931 zu, die mit einem Elektronenmikroskop die ,,Abdrücke von Partikeln auf Carbon- bzw. Nitronfilmen analysiert haben. Es wurden zwei Arten von Nitrat-haltigen Ae- rosolteilchen beobachtet, von denen die eine Art kristallin zu sein schien und die zweite Spezies flüssig

In den letzten drei arktischen Wintern (1994195 bis 1996197) bildeten polare stra- t o ~ p h ~ r i s c h e Wolken (PSCs) den Hauphnteil des stratosphärische Aerosols in der Arktis.

Die erste Klassifikation von PSC-Typen stammt von Browell et al. [1990]. Die ark- tischen flugzeuggetragenen Lidarmessungen lie§e sich in drei Klassen einteilen: sie- he Tabelle 1.2.

Die Wellenlängenabhängigke von Rückstreuverhältn und Aerosoldepolarisation wird dabei wie folgt angenommen (Definitionsgleichung fü a und

0):

R - 1 ex A 4  bzw. JAeT oc A à und wurde von Browell et al. aus den Rückstreudate des Wellenlängenpaar (603,1064) nm berechnet. Umgerechnet auf die in dieser Arbeit verwendete Lidarwellenläng von 532 nm ergeben sich in Tabelle 1 . 2 die Werte in Klammern.

Zusammenfassend l%§ sich diese klassische Einteilung wie folgt beschreiben: Ia- Partikel sind offenbar grö§e von geringerer Konzentration, liefern niedrigere Rück~treuverh~ltniss und sind asphärisch Ib-Partikel scheinen kleiner zu sein, die Anzahldichte ist höher sie liefern grö§e Rückstreuverhältnis und sind sphärisc oder nahezu sphärisch Typ-11-Partikel sind sehr gro§ stark depolarisierend und das Rückstreuverhältn kann Werte von übe 100 erreichen.

Im Laufe der Zeit sind noch andere ,,Typenu hinzugekommen:

3Wegen der gro§e optischen Dichte mu es sich um Wassereis- ( T y p 11) PSCs handeln, die oft in Leewellen der skandinavischen Gebirge auftreten.

14

1. Einführun

Tabelle 1.2.: Klassifizierung von PSC-Typen aus Lidar-Messungen nach Browell et al.

[1990]. Es bedeuten R Rückstreuverhältni JAer Aerosoldepolarisation; a und à kennzeich- nen die Wellenlängenabhängigke von Rückstreuverhältn und Aerosoldepolarisation und werden i m Text erklärt Die Werte i n Klammern (fü 532 n m ) wurden berechnet. T y p I- Wolken werden nur fü T < TNAT und T y p II- Wolken nur fü T < TIce beobachtet.

TYP Ia Ib I1

Ic Tabazadeh und Toon [I9961 beschrieben in sztu-Messungen von Aerosolvolumi- na und -zusammensetzung in PSCs, die im Januar 1989 im Rahmen der AASE- Kampagne (auf ER-2) beobachtet wurden. Es handelt sich hierbei nicht u m Lidar- messungen, sondern um Messungen des Aerosolgrö§enspektru mit einem Parti- kelzähle und um Analysen der Gasphasenzusammensetzung. Die Daten einiger Me§

flüg sind weder mit NAT/NAD-Wolken noch mit PSCs aus STS-Teilchen noch mit Mischungen beider Partikelsorten verträglich die Autoren postulieren deshalb die Existenz eines weiteren Teilchentyps, der als wasserreiche metastabile feste H N 0 3 - Phase charakterisiert werden kann. Wasserreich hei§t da etwa 5 bis 16 Molekül H z 0 pro HN03-Molekü vorliegen müssen um die beobachteten Zusammensetzun- gen zu erklären Metastabil deshalb, weil derartige amorphe Teilchen im Gleich- gewicht in die thermodynamisch stabilen Hydrate NAT (oder NAD) übergehe müssen was auch ein mögliche Bildungsweg der ,,klassischen" I a-Partikel (NAT) wäre Diese Interpretation der ER-2-Daten wird von Peter [I9971 kritisiert. A d e r - dem sind die (Lidar-)optischen Daten der postulierten Ic-Partikel nicht bekannt, so da ich sie hier nicht weiter betrachten werde.

M Bezeichnung von Rosen et al. [I9971 fü mit Rückstreusonde beobachtete Parti- kel, die aufgrund der Klassifizierung nach R(940 nm) und Farbindex weder sicher als I a noch als I b-PSCs separiert werden können Vermutlich eine Mischung (M=,,Mi- xed") beider Typen.

Ix Shibata et al. [I9971 beschrieben nach ihren Lidar-Messungen im Januar 1995 in ITy-€lesu einen PSC-Typ mit R = ( 5 . . . 8 ) , 6Aer

<

0.005 und 7

>

-0,5; dies deutet auf gro§ ( F

2

0 , 4 p m ) flüssig Partikel. Die beobachtete Temperatur in den ãIx"-Schichte war extrem kalt: <I90 K und nur wenig oberhalb des Frostpunktes.

Die Autoren modellieren das Partikelgrö§enspektr mit dem STS-Modell von Ta- bazadeh et ul. [I99461 und kommen zu dem Schlufi, da die beobachteten Aerosole grö§ sind als sie das Modell vorhersagt und da sie mehr Wasser enthalten müsse als NAT oder STS.

Id Kürzlic beschrieben Peter et ul. [I9971 die Lidarmessung einer 400 km langen PSC südlic von Spitzbergen a m 31.12.1996 mit R=2,5 und QAer = 0,15; diese Kombination pa§ eindeutig nicht in die Ia/Ib-Klassifikation von Browell. Ähnli

a 0,4 2-3

<0,8

R _Ã

à §

-

à §

QAer [%]

603 nm (532 nm) 1,2-1,5(1,1-1,4)

3-8(2,5-7,s)

>10(>7)

603 nm (532 nm) 30-50 0,5-2,5

>10 1064 nm

2-5 5-20

>20

1064 nm 30-50

<

4

>10

ehe Beobachtungen beschreiben Mehrtens [I9981 vom ALOMAR-Lidar in Andoya (6g0N, 16'0) und Wedekind [I9971 aus Sodankylä/Finnland diese Messungen wer- den in Abschnitt 4.4.4 vorgestellt und zusammen mit vergleichbaren eigenen Be- obachtungen aus ~ ~ - A l e s u n d diskutiert. Der (vorläufige Name ,,Idl' stammt von Wedekind [1997]. Alle diese Beobachtungen zusammengefafit (wenn sie denn die gleichen Partikel beschreiben) führe auf die Klassifikation Id mit R = ( l , 4 . . .3,4), dAei = ( 0 , l . . .O, 25).

Mikrophysikalische Modelle

Es steht aui3er Frage, da Typ 11-PSCs hauptsächlic aus Wassereis bestehen müssen nur HgO liefert genügen kondensierbare Materie, um die hohen Rückstreu verhältniss zu erklären Die Partikel in PSCs vom Typ I1 enthalten wahrscheinlich neben Wassereis auch Spuren von HNOs, entweder in Form von NAT-Kernen, auf de- nen das Eis durch Depositionsnukleation entstanden ist, oder als individuelle NAT- Cluster im Falle der Co-Kondensation mit Wassereis. Ähnlic könne auch Spuren von HC1 und anderen Spurengasen CO-kondensieren.

Tabazadeh et al. [I9971 haben die Nukleation von Eispartikeln thermodynamisch betrachtet: danach kann die Nukleation von Eis auf flüssigen hauptsächlic aus be- stehenden Hintergrundaerosolen nur 2-3 K unterhalb des Frostpunktes Tice erfolgen.

Zur Aktivierung eines signifikanten Anteils der Kondensationskeime sind zusätzlic Abkühlungsrate von

>

500 K/d erforderlich, wie sie offenbar nur in kalten Leewel- len vorkommen können Beobachtungen [Rosen et al., 19971 zeigen indes, da die Wahrscheinlichkeit, PSC I1 zu beobachten, innerhalb von ± K von Tice dramatisch ansteigt (von w 0.05 auf w 0.95), was eine vorangegangene Unterkühlun jedoch nicht ausschlie§t

Die Entstehung der Typ I-PSCs ist weniger klar. Ursprünglic wurde vorgeschla- gen [Toon et al., 19901, da Ia-PSCs durch Nukleation von NAT auf (gefrorenen) Hintergrundaerosol-Partikeln entstehen. Die geringen Übersättigung in Luftmas- sen mit kleiner Kühlrat führe dazu, da nur ein kleiner Bruchteil der Partikel als aktive Keime dienen kann; das Wachstum von wenigen gro§e Teilchen ist die Folge.

Schnelle Abkuhlung würd zu höhere Übersättigung führe und damit zur Kon- densation von NAT auf einer gröi3ere Anzahl oder auf allen vorhandenen Partikeln, was umgekehrt zu den kleineren Radien der Ib-Partikel führe sollte. Die sehr kleine Depolarisation der Ib-Partikel kann damit erklär werden, da die Teilchen kleiner als w 0,Zpm sind4.

Dieses einfache Szenarium kann aber aus mehreren Gründe nicht aufrechterhalten werden. Erstens könne gefrorene Hintergrundaerosole nach Laborbeobachtungen i.A. ausgeschlossen werden [Kräme et al., 1998~1, zweitens wurden mesoskalige Temperaturfluktuationen (MTF) effektiv dazu führen da die meisten Luftpake- te hohe Abkühlrate erführe [Murphy und Gary, 19951. Drittens ist nach neueren

"Die Empfindlichkeit der Depolarisation auf asphärisch Teilchen wird dann bei den Ÿbliche Lidarwellenlänge sehr klein, vgl. Kapitel 2.3.2.

16

1. Einführun

Beobachtungen auszuschlie§en da die Partikel in Ib-PSCs asphärisch d.h. fest, sind (die beobachteten Radien sind zu gro§ um eine verschwindende Aerosolde- polarisation bei optischen Wellenlänge zu bewirken). Es ist allgemein akzeptiert, da Typ I-PSCs grö§tentei aus Salpetersäur und Wasserdampf (sowie der Schwe- felsäur des Hintergrundaerosols) entstehen, den beiden kondensierbaren Gasen, die in der Stratosphär in ausreichender Menge zur Verfügun stehen.

Anfangs ist vorgeschlagen worden, da Typ I-PSCs aus Salpetersäuretrihydrat H N 0 3

-

3 H 2 0 (NAT) bestehen, einem festen Kristall [Toon et al., 1986; Crutzen und Arnold, 19861. Dieser Vorschlag ist zunächs einmal durch den Nachweis von H N 0 3 in PSCs gestütz worden [Fahey et al., 19891, zum anderen durch Labor- untersuchungen [Hanson und Mauersberger, 1988~1, die zeigen, da NAT bei etwa denselben Temperaturen entstehen könnte bei denen PSCs beobachtet werden.

Später genaue PSC-Beobachtungen zeigten allerdings, da PSCs normalerweise erst mehrere Kelvin unterhalb des NAT-Frostpunktes (TNAT) beobachtet werden.

Diese Diskrepanz könnt damit erklär werden, da fŸ die normale Kondensation keine effektiven Nukleationskerne zur Verfügun stehen und hohe Übersättigung notwendig sind, um Kondensation auf (unbekannten) speziellen Keimen zu erzwin- gen. Dieses Szenarium wär mit der Bildung von Ia-PSCs konsistent, hat aber den schwerwiegenden Mangel, da weder Beobachtungen noch Modellrechnungen die notwendigen Kondensationskeime eindeutig benennen könne (mit der Ausnahme von Eispartikeln) .

Vor wenigen Jahren wurde klar, da die Mehrzahl der Ib-PSC-Beobachtungen mit Wolken aus unterkühlte Tröpfche (supercooled ternary systems, STS) erklär wer- den kann [Tabazadeh et al., 1994a; Carslaw et al., 19941. Diese Modelle sagen ein si- gnifikantes Wachsen des Hintergrundaerosols durch die rasche Aufnahme von HNOs und H 2 0 unterhalb einer einigerma§e wohldefinierten Temperatur TSTS voraus, die Ca. 4 K unterhalb von TNAT liegt. In einigen Fallstudien ist bereits gezeigt worden, da die Bildung von PSCs mit Ib-Charakteristik bei TSTS erfolgt [Dye et al., 1992;

Carslaw et al., 1994; Drdla et al., 1994; Beyerle et al., 19971.

Tabazadeh et al. [I9961 kritisieren daran, da die Mehrzahl der Beobachtungen einen PSC-Ib-Einsetzpunkt in einem etwas wärmere und breiteren Temperaturintervall zeigt.

Koop und Carslaw [1996] beschrieben ein Vielkomponentensystem, bei dem gefrore- ne Hintergrundpartikel (SAT, H2S04 4 H 2 0 ) sich bei Abkühlun durch die Aufnah- me von H N 0 3 plötzlic verflüssige (bei T = TsATudet.) und übe ein nur 1 K breites Temperaturintervall dramatisch wachsen können Unterhalb der Verfliissigungstem- peratur würde sich die Tröpfche wie STS verhalten; bei Abkühlun unter den Frostpunkt könnt neben Eis wieder SAT auskristallisieren, das bei nachfolgender Erwärmun bis Ca. 215 K stabil wär und bei der nächste Abkühlun wieder die Bildung von flüssige Aerosolen einleiten würde D a die Verflüssigungstemperatu und die STS-Bildungstemperatur fast identisch sind, TsAT-dei. ^w T S ~ S

+

0 , 8 K , dürf te die experimentelle Unterscheidung dieses Mechanismus' von der Kondensation von STS-Teilchen allerdings schwierig sein.

Die Annahme, da SAT in der St,ratosphare existiert, ist allerdings interessant.

Zhang et al. [I9951 haben gezeigt, da NAT von aktivierten SAT-Keimen relativ leicht kondensiert, d.h. auf SAT-Keimen, die bereits mindestens einmal mit einer Monolage NAT bedeckt waren. Diese Partikel, falls sie zu Beginn des Winters ein- mal (z.B. in kalten Leewellen bei Temperaturen unterhalb des Frostpunktes) ent- standen sind und 'ktiviert wurden, könne lange überlebe (ihr Schmelzpunkt von ca. 210.. ,215 K wird nur selten im arktischen Wirbel überschritten und immer wieder zur Kondensation von NAT führen es sei denn, sie verflüssige sich! Nun haben aber Koop et al. [1997] gezeigt, da aus thermodynamischen Gründe H2S04- Hydrate sich in der Anwesenheit von NAT oder Eis nicht verflüssige können Wenn also wirklich aktiviertes gefrorenes Hintergrundaerosol, mit 'nderen Worten SAT, in der arktischen Stratosphä,r entstehen kann, dann sind Keime fü die Kondensation von NAT bei moderaten Übersättigung vorhanden; bei Erwärmun übe TNAT bliebe der Keim erhalten, falls die Temperatur nicht übe 210.. ,215 K steigt.

Zur Zeit werden nur noch zwei andere Möglichkeite zur Bildung fester PSC- Teilchen im Temperaturbereich Tgis

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T

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TNAT diskutiert: Die Kondensation von NAX/SAX5 auf Eisteilchen bei T < TEis und nachfolgender Erwärmung wobei das NAX/SAX-Partikel übrigbleib und sich langsam in die thermodynamisch stabilste Form, NAT, umwandelt [Koop et al., 19971; und das Gefrieren von STS-Teilchen im Nichtgleichgewicht (z.B. durch schnelle Temperaturschwankungen in Leewellen verursacht) zu NAX oder NAD [Meilinger et al., 19951.

Zusammenfassend kann festgestellt werden, da die mikrophysikalischen Theorien zur Bildung von PSC-Ia-Teilchen sä.mtlic die Unterschreitung der Frostpunkttem- peratur bzw. schnelle Temperaturschwankungen in Leewellen fordern, zumindest zu Beginn des Winters (Erzeugung von aktivierten SAT-Keimen).

Der Einfluà des PSC-Typs auf die Ozonchemie in der Arktis

Obwohl die Physik und Chemie von PSCs gut genug verstanden sind, um das antark- tische Ozonloch erkläre zu können ist man noch weit davon entfernt, die komplexe Situation in der Arktis zu verstehen bzw. modellieren zu können Dieser Unterschied hat meteorologische Gründe die Chloraktivierung in der extrem kalten antarktischen Stratosphär ist oft in Sättigun (was die genaue Kenntnis der Partikeltypen relativ unwichtig macht), wahrend in der wärmere Arktis die Details der PSC-Entstehung und die chemischen Prozesse auf den verschiedenen PSC-Typen von gro§e Bedeu- tung sind.

Nach [Sessler et al., 1996; R a ~ i s h a n k ~ r a und Hanson, 19961 laufen die Konversionsre- aktionen, die die Reservoirgase in reaktives Chlor umwandeln, an flüssige Aerosolen schneller (etwa eine Gröfienordnung a b als an NAT oder SAT. Neben der Reaktions- geschwindigkeit spielen noch die Oberflächendicht der Partikel und die Höhe in der die PSCs auftreten, eine Rolle. Wegen der um ca 3 K tieferen Existenztemperatur von flüssige (STS) Aerosolen ist das Volumen der Atmosphäre das von Ib-PSCs

^AX: Sammelbegriff fü alle HNOs-Hydrate, SAX: Sammelbegriff fü alle HzSO4-Hydrate

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1 . Einführun

eingenommen wird, wesentlich kleiner als das Volumen, in dem feste PSCs existie- ren können Andererseits treten, wie in dieser Arbeit gezeigt werden wird, Ib-PSCs bei Unterschreitung ihrer Existenztemperatur immer auf, währen die Bildung von Ia-PSCs eine komplizierte Funktion der Geschichte des Luftpakets zu sein scheint, Zusammenfassend: feste PSC-Teilchen sind fü die Chloraktivierung nicht notwen- dig, es könne (auf flüssige PSCs) in der Arktis substantielle Mengen aktives Chlor auch ohne die Nukleation von festen PSCs generiert werden.

PSCs

und Klima/Strahlungshaushalt

Die Wechselwirkungen von PSCs mit der Solarstrahlung sind von untergeordne- ter Bedeutung, d a sie zumeist nur bei gro§e Sonnenzenitstände auftreten. Die Erwärmungs und Abkühlrate am Boden sind von der aufsteigenden thermischen Infrarotstrahlung abhängi [Kinne und Toon, 19901. Übe warmen Gebieten (Ozea- nen) erwartet man eine Erwärmun (Überwiege des Effekts der absorbierten Rück strahlung), iiber kalten Fläche (Polarregionen) eine Abkühlun (Überwiege des Effekts der absorbierten kurzwelligen Strahlung). Der Effekt von PSCs des Typs I auf die radiativen Heizraten in der Stratosphär ist mit & 1 K pro Tag vernachlässigbar PSCs des Typs I könne im 70 mbar Niveau zu einer Temperaturänderun zwischen +1 und -0.2 K pro Tag führen Fü orographisch induzierte PSCs wurden +3 bis -0.5 K pro Tag berechnet [Rosenfield, 19931.

Fü die Arktis mit vergleichsweise wenigen und kurzlebigen PSCs vom Typ I1 dürf te der direkte Einflu auf den Strahlungshaushalt vernachlässigba sein. Allerdings kann der indirekte Einflufi iiber den Abbau des stratosphärische Ozons in der un- teren Stratosphär signifikant sein [ebendort].

Experimentelle Fragen

Mit dem in dieser Arbeit vorgestellten Lidar-Experiment soll den folgenden experi- mentellen Fragen nachgegangen werden:

0 Wie lassen sich PSCs sinnvoll klassifizieren, d.h. nicht nur phänomenologisch sondern auch mikrophysikalisch sinnvoll?

0 WELS ist der Existenztemperaturbereich bzw. die Einsatztemperatur dieser Ty- pen?

Wie häng das Auftreten der verschiedenen Typen (au§e von der Umgebungs- temperatur) von der Temperatur- und sonstigen Vorgeschichte der Luftpakete ab?

0 Welche mikrophysikalischen Modelle sind mit den Beobachtungen konsistent?

0 Wie kann die PSC-Statistik mit der Meteorologie der Stratosphär erklär werden?

0 Wie kann die beobachtete zeitliche Entwicklung der PSCs mit mikrophysika- lischen Modellen unter Berücksichtigun der Meteorologie erklär werden?

Was bedeutet das fü die Os-Chemie?