Zusammenhang zwischen atmosphärischen Telekonnektionen und stratosphärischer Ozonverteilung

Hak, Claudia

Zusammenhang zwischen atmosphärischen Telekonnektionen und stratosphärischer Ozonverteilung

Geowissenschaften / Geographie - Meteorologie, Aeronomie, Klimatologie

Zusammenfassung

Inhaltsangabe:Zusammenfassung:
Ziel dieser Diplomarbeit ist es, die Änderungen in der stratosphärischen Ozonverteilung hoher nördlicher Breiten im Winter im Zusammenhang mit atmosphärischen Telekonnektionen zu untersuchen. Die Untersuchung schließt die erwähnte Nordatlantische Oszillation und Polar-Eurasische Telekonnektion mit ein und eine weitere Telekonnektion der Nordhemisphäre, die Ostatlantische Telekonnektion. Dazu werden statistische Verfahren der Korrelationsanalyse und der Analyse mittels Empirischer Orthogonaler Funktionen (EOF) angewendet, die durch höhenabhängige Untersuchung Einblick in die dynamisch bedingte Ozonvariabilität gewähren.
Aus der Analyse der Ergebnisse können Hypothesen möglicher Mechanismen entwickelt werden, welche die beobachtete Variabilität herbeiführen. Hierfür werden zusätzlich Untersuchungen des PV-Feldes im Zusammenhang mit den Telekonnektionen durchgeführt, welches die Dynamik der Stratosphäre maßgeblich beherrscht und auch mit der polaren Ozonverteilung eng verbunden ist. Eine höhenaufgelöste Untersuchung wird durch Verwendung von Ozondaten aus Satelliten-Okkultationsmessungen und Ozonsondenprofilen einer arktischen Station ermöglicht. Die Satellitenmessungen gewährleisten eine kontinuierliche Überdeckung hoher Breiten und erfassen einen größeren Höhenbereich als Ballonsondierungen.

Inhaltsverzeichnis:Inhaltsverzeichnis:
Einleitung1
1.Grundgrößen der Stratosphäre4
1.1Thermischer Aufbau der Atmosphäre4
1.2Potentielle Temperatur5
1.3Potentielle Vorticity6
2.Ozon und Dynamik der Stratosphäre8
2.1Messgrößen für Ozon8
2.2Ozonchemie9
2.2.1Chapman-Chemie9
2.2.2Katalytische Zyklen10
2.3Vertikale und globale Ozonverteilung12
2.4Polarwirbel und stratosphärische Zirkulation14
2.5Prozesse im polaren Sommer15
2.6Unterschiede nord- und südhemisphärischer Polarwirbel17
3.Telekonnektion19
3.1Telekonnektionskarten20
3.2Methode der rotierten Empirischen Orthogonalfunktionen20
3.3Verwendete Telekonnektionen21
3.3.1Nordatlantische Oszillation NAO21
3.3.2Polar-Eurasisches Muster POL23
3.3.3Ostatlantisches Muster EA24
4.Verwendete Ozondaten26
4.1Satellitenfernerkundung von Ozonvertikalverteilungen26
4.1.1Okkultations-Beobachtung27
4.1.2Limb-Messung (Horizontsondierung)28
4.2Satelliten-Meßinstrumente29
4.2.1Polar Ozone and Aerosol Measurement (POAM-II und -III)29
4.2.2Improved Limb Atmospheric Spectrometer (ILAS)30
4.2.3Microwave Limb Sounder (MLS)31
4.3Ozonsonden32
5.Analyse des Ozonfeldes […]

Leseprobe

Inhaltsverzeichnis

ID 5046

Hak, Claudia: Zusammenhang zwischen atmosphärischen Telekonnektionen und

stratosphärischer Ozonverteilung / Claudia Hak - Hamburg: Diplomica GmbH, 2002

Zugl.: München, Universität, Diplom, 2001

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Verfügung. Wir freuen uns auf eine gute Zusammenarbeit.

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Inhaltsverzeichnis

Einleitung... 1

Grundgrößen der Stratosphäre ... 4

1.1

Thermischer Aufbau der Atmosphäre ... 4

1.2

Potentielle Temperatur ... 5

1.3

Potentielle Vorticity ... 6

Ozon und Dynamik der Stratosphäre... 8

2.1

Meßgrößen für Ozon ... 8

2.2

Ozonchemie ... 9

2.2.1

Chapman-Chemie ... 9

2.2.2

Katalytische Zyklen ... 10

2.3

Vertikale und globale Ozonverteilung... 12

2.4

Polarwirbel und stratosphärische Zirkulation... 14

2.5

Prozesse im polaren Sommer ... 15

2.6

Unterschiede nord- und südhemisphärischer Polarwirbel... 17

Telekonnektionen... 19

3.1

Telekonnektionskarten ... 20

3.2

Methode der rotierten Empirischen Orthogonalfunktionen ... 20

3.3

Verwendete Telekonnektionen ... 21

3.3.1

Nordatlantische Oszillation - NAO ... 21

3.3.2

Polar-Eurasisches Muster - POL ... 23

3.3.3

Ostatlantisches Muster - EA ... 24

Verwendete Ozondaten ... 26

4.1

Satellitenfernerkundung von Ozonvertikalverteilungen ... 26

4.1.1

Okkultations-Beobachtung ... 27

4.1.2

Limb-Messung (Horizontsondierung) ... 28

4.2

Satelliten-Meßinstrumente ... 29

4.2.1

Polar Ozone and Aerosol Measurement (POAM-II und -III) ... 29

4.2.2

Improved Limb Atmospheric Spectrometer (ILAS) ... 30

4.2.3

Microwave Limb Sounder (MLS) ... 31

4.3

Ozonsonden ... 32

Analyse des Ozonfeldes mittels Empirischer Orthogonalfunktionen (EOF)... 33

5.1

Führende EOFs... 33

5.2

Zeitliche Entwicklungskoeffizienten (PCs)... 36

5.3

Physikalische Deutung ... 37

Inhaltsverzeichnis

Korrelationsuntersuchung ... 39

6.1

Methode ... 39

6.2

Idee und Vorgehen ... 40

6.3

Grundlegende Zusammenhänge zur Interpretation der Korrelationsplots ... 41

6.3.1

Bedeutung der Lage horizontaler Gradienten ... 41

6.3.2

Chemische Lebensdauer von Ozon ... 42

6.3.3

Diabatische Lebensdauer der Temperatur ... 43

6.4

Datenübersicht ... 45

6.5

Korrelationsanalyse: Nordatlantische Oszillation ... 46

6.5.1

Beobachtung: Satelliten- und Sondendaten ... 47

6.5.2

Interpretation ... 49

6.6

Korrelationsanalyse: Polar Eurasische Telekonnektion ... 54

6.6.1

Beobachtung instantaner und zeitlich verschobener Zusammenhänge ... 54

6.6.2

Interpretation ... 58

6.7

Korrelationsanalyse: Ostatlantische Telekonnektion ... 63

6.7.1

Beobachtung: Satelliten- und Sondendaten ... 63

6.7.2

Interpretation anhand eines Modells ... 65

Zusammenfassung und Ausblick... 70

Verwendete Symbole und Abkürzungen ... 72

Anhang

Statistische Verfahren ... 73

Breitenvariation der Satelliten ... 78

Literaturverzeichnis... 80

Einleitung

Das Spurengas Ozon absorbiert einen Großteil der solaren UV-Strahlung, die daher nur abge-

schwächt zum Erdboden gelangt. Die energiereichen Photonen der UV-Strahlung können zu

Zellveränderungen bei Menschen, Tieren und Pflanzen führen, indem sie große organische

Moleküle wie die DNS oder Proteine zerstören. Eine abnehmende Ozonschichtdicke hat somit

schädigende Auswirkungen auf die Biosphäre.

Die Entdeckung des Ozonloches, also der Ausdünnung der Ozonschicht in der unteren Strato-

sphäre, über der Antarktis durch Chubachi [1984] und Farman et al. [1985] löste daher große

Besorgnis aus und die offensichtliche Bedrohung der Ozonschicht führte in den folgenden Jah-

ren zu intensiven Forschungsaktivitäten. Man erkannte, daß bei tiefen stratosphärischen Tempe-

raturen Chlor und Brom aus inaktiven Reservoirgasen (z.B. ClONO

, HCl) an der Oberfläche von

kondensierten Teilchen in reaktive Radikale überführt werden, die unter Sonneneinstrahlung

katalytisch Ozon abbauen. Dieser Abbau spielt sich seit den 80er Jahren des vorhergehenden

Jahrhunderts jedes Jahr im Winter bis Frühjahr über der unbesiedelten Antarktis ab. Die

Abnahme der Ozonschichtdicke über der Antarktis hat Auswirkungen bis in mittlere Breiten der

Südhalbkugel. Von der Abnahme der Ozonschichtdicke sind daher auch Australien und Neusee-

land betroffen, wo die weltweit höchste Hautkrebsrate verzeichnet wird. Im Gegensatz zur Süd-

hemisphäre ist die Nordhemisphäre bis in hohe Breiten dicht bevölkert. Die langfristige

Entwicklung der arktischen Ozonschicht ist daher von besonderem Interesse.

Auch über der Arktis findet chemischer Ozonabbau statt. Aufgrund der im Mittel höheren Tempe-

raturen auf der Nordhemisphäre fiel der arktische Ozonabbau jedoch bislang moderat aus. Der

erkennbare Trend ist nur knapp signifikant und nicht zu vergleichen mit dem starken Signal des

antarktischen Ozonlochs. Wegen der schwerwiegenden Folgen einer Ozonzerstörung in der Ark-

tis wurde die Ozonschicht in diesem Bereich - insbesondere der Aspekt des chemischen Ozon-

abbaus - seit der Entdeckung des antarktischen Ozonlochs intensiv untersucht. Die starke

natürliche Variabilität der Ozonschicht über der Arktis im Zusammenhang mit zeitlich stark variie-

renden meteorologischen Bedingungen und der größeren dynamischen Variabilität der Atmo-

sphäre der Nordhalbkugel weist auf eine große Bedeutung dynamischer Prozesse hin, die auf

die Ozonverteilung einwirken. Ein Gesamtverständnis der Ozonschicht der Nordhemisphäre

erfordert daher nicht nur Kenntnisse der Chemie, sondern auch des Einflusses dynamischer Pro-

zesse auf die Ozonverteilung in der Stratosphäre.

Studien, in denen die Bedeutung der dynamischen Veränderungen hervorgehoben wird, stam-

men von Hood et al. [1997], die einen großen Teil des zonal gemittelten Ozontrends von 1979-91

in mittleren Breiten auf eine Änderung des advektiven Transports zurückführen, und Steinbrecht

et al. [1998], die ein Viertel des Ozontrends der letzten 30 Jahre über Hohenpeißenberg mit

einem lokalen Trend in der Tropopausenhöhe erklären.

Im Zusammenhang mit der Tropopausenhöhe wird immer häufiger auf das Wirken typischer Zir-

kulationsmuster, der Telekonnektionen, auf das Gesamtozon hingewiesen. Telekonnektionsmu-

ster sind bevorzugte Muster der atmosphärischen Zirkulation und können einen großen Teil der

Einleitung

beobachteten Variabilität erklären. Die für den europäischen Raum wichtigste Telekonnektion ist

die Nordatlantische Oszillation (NAO), eine natürliche Schwankung des Luftdruckgradienten

über dem Nordatlantik. Die Auswirkungen des Phänomens NAO wurden bereits um 1770 von

dem Dänen H.E. Saabye erkannt [Østerman, 1942] und es gelangte in jüngster Zeit verstärkt in

den Blickpunkt des Interesses. Grund dafür war der positive Trend des NAO-Index, der die Inten-

sität der NAO angibt, von stark negativen zu stark positiven Werten in den vergangenen 40 Jah-

ren. Ein solcher Trend war in einer über 100 Jahre umfassenden Zeitreihe zuvor nicht

aufgetreten. Da die NAO den Tropopausendruck kontrolliert und deshalb ein Zusammenhang

zwischen Ozonverteilung und NAO vermutet werden kann, müßte auch im Ozon ein Trend nach-

weisbar sein. Tatsächlich konnte in einer Studie von Appenzeller et al. [2000] ein Viertel des

lokalen negativen Gesamtozontrends der letzten 30 Jahre über Arosa (Schweiz) auf den Trend

der NAO zurückgeführt werden, und andererseits für Reykjavik (Island) gezeigt werden, daß hier

erst unter Berücksichtigung der NAO ein negativer Gesamtozontrend sichtbar wird, da der Trend

in der NAO hier in Richtung höherer Ozongesamtsäulen wirkt.

Die Kopplung der Zirkulationsmoden der mittleren Atmosphäre an troposphärische Vorgänge wie

Klimaoszillationen ist bislang kaum erforscht. Erste Hinweise [Perlwitz und Graf, 1995] zeigen

eine starke Kopplung zwischen der Stabilität des stratosphärischen arktischen Polarwirbels und

der zuvor nur in der Troposphäre beschriebenen Nordatlantischen Oszillation. Es ist daher zu

vermuten, daß Zusammenhänge zwischen Telekonnektionen und Ozonverteilung nicht nur im

Gesamtozon, sondern auch höhenabhängig nachweisbar sind und somit einen Teil der dyna-

misch bedingten Ozonvariabilität erklären können. In einer Reihe von Studien wurde bisher

besonders der Zusammenhang zwischen NAO und Gesamtozon in mittleren Breiten untersucht

[z.B. Weiss et al., 1999, Steinbrecht et al., 1999, Appenzeller et al., 2000]. Steinbrecht et al.

[1999] untersuchten die interannuelle Änderung des Gesamtozons an der Station Hohenpeißen-

berg im Zeitraum zwischen Februar 1998 und Februar 1999, in dem eine starke Zunahme um 90

Dobson Units (DU) auftrat. Sie fanden heraus, daß die Polar-Eurasische Telekonnektion (POL)

zur Beschreibung der interannuellen Änderungen von Februar-Gesamtozon an der Station

wesentlich ist. Durch Einbeziehung der Indizes der troposphärischen Zirkulation in ein lineares

Regressionsmodell für die Beschreibung von Gesamtozon über dieser Station konnten 83% der

Gesamtvarianz beschrieben werden.

Besonders interessant ist die Antwort auf die Frage, in welchen Höhenbereichen Änderungen

der Ozonverteilung auftreten. Dies erleichtert nicht nur die Identifizierung möglicher Ursachen für

die Gesamtozonänderungen, sondern ist auch entscheidend bei der Beurteilung der Auswirkun-

gen von Ozonänderungen auf den globalen Strahlungshaushalt und das Klima. Als Treibhausgas

hat das Ozon eine wichtige Klimawirkung. Es beeinflußt die Temperaturverteilung in der Strato-

sphäre und damit die Dynamik der gesamten mittleren Atmosphäre. Ozon hat daher eine sehr

große Bedeutung für Wechselwirkungen zwischen Troposphäre und Stratosphäre.

Erste höhenaufgelöste Untersuchungen des NAO-Einflusses bis ca. 30 km Höhe über der

Schweiz waren anhand von Ozonsondendaten aus Payerne (Schweiz) möglich. Weiss et al.

[1999] fanden für diese Sondenstation den stärksten Einfluß in der unteren Stratosphäre und

stellten fest, daß die Trendanalyse von Ozonprofilen besonders in der unteren Stratosphäre stark

von der richtigen Berücksichtigung der NAO abhängt. Der Effekt ist im Winter und Frühjahr am

Einleitung

stärksten, wo bis zur Hälfte des Ozontrends in der unteren Stratosphäre der Dynamik zuge-

schrieben werden kann.

Ziel dieser Diplomarbeit ist es, die Änderungen in der stratosphärischen Ozonverteilung hoher

nördlicher Breiten im Winter im Zusammenhang mit atmosphärischen Telekonnektionen zu

untersuchen. Die Untersuchung schließt die erwähnte Nordatlantische Oszillation und Polar-

Eurasische Telekonnektion mit ein und eine weitere Telekonnektion der Nordhemisphäre, die

Ostatlantische Telekonnektion. Dazu werden statistische Verfahren der Korrelationsanalyse und

der Analyse mittels Empirischer Orthogonaler Funktionen (EOF) angewendet, die durch höhen-

abhängige Untersuchung Einblick in die dynamisch bedingte Ozonvariabilität gewähren. Aus der

Analyse der Ergebnisse können Hypothesen möglicher Mechanismen entwickelt werden, welche

die beobachtete Variabilität herbeiführen. Hierfür werden zusätzlich Untersuchungen des PV-Fel-

des im Zusammenhang mit den Telekonnektionen durchgeführt, welches die Dynamik der Stra-

tosphäre maßgeblich beherrscht und auch mit der polaren Ozonverteilung eng verbunden ist.

Eine höhenaufgelöste Untersuchung wird durch Verwendung von Ozondaten aus Satelliten-

Okkultationsmessungen und Ozonsondenprofilen einer arktischen Station ermöglicht. Die Satel-

litenmessungen gewährleisten eine kontinuierliche Überdeckung hoher Breiten und erfassen

einen größeren Höhenbereich als Ballonsondierungen.

Die vorliegende Arbeit gliedert sich in sechs Kapitel. Die grundlegenden Größen zur Beschrei-

bung der Vorgänge in der Stratosphäre werden im ersten Kapitel eingeführt. Kapitel zwei enthält

einführende Abschnitte über das Spurengas Ozon, dessen Verteilung in der Stratosphäre und

die für diese Verteilung verantwortlichen dynamischen Prozesse. Anschließend wird in Kapitel

drei die Bedeutung der atmosphärischen Telekonnektion erläutert und die wichtigsten, in dieser

Arbeit verwendeten, Telekonnektionsmuster der Nordhemisphäre beschrieben. Die Beschrei-

bung der Meßinstrumente und Meßmethoden für die Bestimmung der verwendeten Ozondaten

in Kapitel vier bildet den Abschluß der Einführung. Die Muster der maximalen erklärten Varianz

des Ozonfeldes der Nordhemisphäre werden durch eine EOF-Analyse in Kapitel fünf ermittelt.

Es werden knapp Verbindungen zu möglichen dynamischen Ursachen dieser Variabilität des

stratosphärischen Ozons hergestellt. In Kapitel sechs wird anfangs die Methode der angewende-

ten Korrelationsuntersuchung vorgestellt. Es werden vorweg Zusammenhänge erläutert, die der

Interpretation der Korrelationsergebnisse dienen. Anschließend erfolgt die Untersuchung des

Zusammenhanges der Ozonverteilung mit der Nordatlantischen Oszillation, der Polar-Eurasi-

schen Telekonnektion und der Ostatlantischen Telekonnektion. Eine Zusammenfassung der

wichtigsten Ergebnisse mit Ausblick schließt diese Arbeit.

1 Grundgrößen der Stratosphäre

1.1

Thermischer Aufbau der Atmosphäre

Die Atmosphäre wird aufgrund ihres vertikalen Temperaturprofils in verschiedene Schichten

unterteilt (Abb. 1.1): In die Troposphäre, die Stratosphäre, die Mesosphäre und die Thermo-

sphäre. Der Temperaturverlauf ergibt sich durch Absorption solarer Strahlung durch die Moleküle

und N

(

200 nm) in der Thermosphäre bzw. O

in der Stratosphäre. Die absorbierte Strah-

lungsenergie wird als kinetische Energie der Dissoziationsprodukte abgeführt und in Wärme

umgewandelt. Aufgrund des unterschiedlichen Temperaturverlaufs weisen die Schichten unter-

schiedliches dynamisches Verhalten auf.

Die Troposphäre, die sich vom Erdboden bis in ca. 18 km Höhe in den Tropen bzw. 6-8 km Höhe

in den Polargebieten erstreckt, enthält etwa 90% der atmosphärischen Masse. Die Temperatur

nimmt mit der Höhe ab, wobei der feuchtadiabatische Temperaturgradient im globalen Mittel

etwa -6,5 K pro km beträgt. Da ihre primäre Wärmequelle der Erdboden ist, führen in der Tropo-

sphäre konvektive Prozesse zu einer starken vertikalen Durchmischung. Die Troposphäre wird

nach oben hin durch die Tropopause begrenzt.

Oberhalb der Tropopause nimmt die Ozonkonzentration stark zu. Das Maximum der Ozonvertei-

lung und damit etwa 90% des atmosphärischen Ozons befindet sich in der Stratosphäre. Auf-

grund der Absorption solarer Strahlung durch Ozonmoleküle nimmt die Temperatur in der

darüberliegenden Stratosphäre nach oben hin zu bis zu einem Temperaturmaximum, das in etwa

50 km Höhe liegt. Die Absorption umfaßt einen breiten Wellenlängenbereich (bis

< 1140 nm),

Abbildung 1.1: Thermischer Aufbau der Atmosphäre (aus Brasseur und Solomon

[1986])

1 Grundgrößen der Stratosphäre

wobei der Prozeß im UV-Bereich (um 200-320 nm) besonders stark ist und die wichtigste Ener-

giequelle für die mittlere Atmosphäre darstellt.

Der positive vertikale Temperaturgradient hat in der Stratosphäre eine im Gegensatz zur Tropo-

sphäre stabile Schichtung der Luft zur Folge, wodurch der Austausch mit der Troposphäre stark

unterdrückt wird. Ihre vertikale thermische Struktur wird in erster Näherung durch den Strah-

lungshaushalt und die Ozonverteilung bestimmt. Die Energieabgabe in der oberen Stratosphäre

erfolgt dagegen hauptsächlich durch die Infrarotabstrahlung der CO

-Moleküle bei 15

m, aber

auch durch Ozon. Die absolute Temperaturverteilung in der Stratosphäre hängt jedoch nicht nur

von den Strahlungsprozessen ab, sondern wird auch durch adiabatische Absink- und Aufstiegs-

bewegungen und die Wechselwirkung mit planetaren Wellen beeinflußt. Die Stratosphäre zeich-

net sich außerdem durch einen im Vergleich zur Troposphäre extrem niedrigen Wasserdampf-

gehalt aus. Sie erstreckt sich bis in eine Höhe von ca. 50 km, in der sich die Stratopause befin-

det.

Man kann die Troposphäre und die Stratosphäre nicht unabhängig voneinander betrachten, denn

obwohl sie durch die Tropopause getrennt sind, bestehen Wechselwirkungen. Durch Wellen, die

in der Troposphäre angeregt werden und sich in die Stratosphäre ausbreiten können, hat die Tro-

posphäre beispielsweise entscheidenden Einfluß auf die winterliche Zirkulation der Stratosphäre

und damit auch auf die stratosphärische Ozonverteilung.

Im folgenden werden mit der potentiellen Temperatur und der potentiellen Vorticity zwei Größen

eingeführt, die bei der Beschreibung dynamischer Prozesse in der polaren Stratosphäre verwen-

det werden.

1.2

Potentielle Temperatur

Die potentielle Temperatur

einer Luftmasse ist die Temperatur, die eine Luftmasse annimmt,

wenn sie trockenadiabatisch von der Temperatur T und dem Druck p auf den Referenzdruck

1000 hPa komprimiert bzw. expandiert würde,

(1.1)

Für trockene Luft, die in der Stratosphäre annähernd gegeben ist, nimmt der Adiabatenexponent

= R/c

den Wert

= 0,286 an, wobei R die spezifische Gaskonstante ist und c

die spezifische

Wärmekapazität bei konstantem Druck. Während sich T und p bei adiabatischen Bewegungen

ändern, ist

eine Erhaltungsgröße.

Der vertikale Gradient von

ist ein Maß für die Stabilität der Schichtung der Atmosphäre. Ein

Luftpaket, das aus seiner Ruhelage nach oben ausgelenkt wird, paßt sich dem Umgebungsdruck

an und expandiert dabei adiabatisch, d.h. seine potentielle Temperatur bleibt konstant. Nimmt

nach oben ab, ist das Luftpaket wärmer als die umgebende Luft. Es besitzt damit eine geringere

Dichte, erfährt daher einen Auftrieb und beschleunigt weiter. Eine solche Schichtung ist instabil.

Dagegen wird ein aufsteigendes Luftpaket in einer Schichtung mit nach oben zunehmendem

eine kleinere Dichte als die Umgebung haben und eine rücktreibende Beschleunigung erfahren.

1000hPa

-------------------------

1 Grundgrößen der Stratosphäre

Da in der Stratosphäre die Temperatur generell nach oben zunimmt, nimmt auch die potentielle

Temperatur streng monoton mit der Höhe zu, so daß die Luftschichtung hier sehr stabil ist. Das

heißt, daß man jeder geometrischen Höhe in der Stratosphäre eindeutig eine potentielle Tempe-

ratur

zuordnen kann. Anstatt der geometrischen Höhe oder des Luftdrucks eignet sich also in

der Stratosphäre in häufigen Fällen die potentielle Temperatur als Höhenskala. Da sich Luftpa-

kete bei Abwesenheit diabatischer Prozesse auf Isentropen, d.h. Flächen gleicher potentieller

Temperatur, bewegen, wird in dieser Arbeit die potentielle Temperatur als Höhenkoordinate ver-

wendet. Der Vorteil dieser Skala ist, daß aufgrund der konservativen Eigenschaften von

einem solchen System keine vertikalen Bewegungen auftreten, solange adiabatische Prozesse

betrachtet werden.

Die Tabelle 1.1 liefert Anhaltspunkte dafür, welcher geometrischen Höhe ein Niveau potentieller

Temperatur etwa entspricht. Die Werte wurden mit Formel (1.1) aus Druck- und Temperaturwer-

ten der US-Standardatmosphäre berechnet.

1.3

Potentielle Vorticity

Für die Wirbelstärke horizontaler Strömungen wird die englische Bezeichnung

vorticity

verwen-

det, so daß man anstelle von potentieller Wirbelstärke von potentieller Vorticity spricht. Die Ertel-

sche potentielle Vorticity (PV), ein quantitatives Maß für die Zirkulation, ist ebenfalls eine

konservative Größe, solange keine diabatischen Prozesse auftreten,

(1.2)

Dabei bezeichnet g die Erdbeschleunigung, f den Coriolis-Parameter und

die

-Komponente

der Rotation des Windfeldes. Als Einheit der potentiellen Vorticity wird die PVU

(potential vorticity

unit)

verwendet: 1 PVU = 10

K m

Die Zeitskala diabatischer Prozesse in der polaren Stratosphäre ist wesentlich länger als die der

Advektion. Daher kann die PV eines Luftpakets, das sich auf einer isentropen Fläche bewegt,

Tabelle 1.1: Umrechnungstabelle geometrischer Höhenniveaus auf potentielle

Temperatur nach der US-Standardatmosphäre 1976.

Höhe [km]

potentielle

Temperatur [K]

Druck [hPa]

497,3

54,7

635,8

25,1

808,4

11,7

1044,9

5,6

1352,0

2,8

1725,0

1,4

2111,5

0,7

-------

(

)

1 Grundgrößen der Stratosphäre

über einen Zeitraum von wenigen Wochen in erster Näherung als konstant angenommen wer-

den. Die PV eignet sich also als dynamischer Tracer für horizontale Bewegungen. PV ist damit

dem Mischungsverhältnis einer chemischen Substanz vergleichbar, für die keine Quellen oder

Senken vorhanden sind.

Während der Polarnacht wird die polare Stratosphäre von einem Zirkulationssystem beherrscht,

dem Polarwirbel. Dieser ist durch eine charakteristische Verteilung der potentiellen Vorticity

gekennzeichnet. Mit abnehmender Distanz zum Wirbelzentrum nimmt PV auf einer Isentropen-

fläche monoton zu, bis im Zentrum des Polarwirbels das PV-Maximum erreicht wird. In der Zone,

in der die höchsten Windgeschwindigkeiten auftreten, nimmt der horizontale PV-Gradient maxi-

male Werte an. Man definiert daher den Rand des polaren Vortex als den Bereich, in dem der

horizontale Gradient der PV maximal wird. Da die PV für adiabatische Bewegungen eine Erhal-

tungsgröße darstellt, verhindert der hohe PV-Gradient am Wirbelrand einen Transport von Luft-

paketen aus dem Wirbel heraus bzw. in den Wirbel hinein. Außerhalb des Wirbels nimmt PV auf

einer Isentropenfläche nach außen monoton ab. Mit zunehmender Höhe nimmt PV zu.

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

Die Zusammensetzung der Atmosphäre ist bis in eine Höhe von etwa 80 km homogen, darüber

tritt eine Entmischung durch gaskinetische Effekte auf. Die Hauptkomponenten von Luft bilden

Stickstoff N

(

78,09%), Sauerstoff O

(

20,95%) und Argon Ar (

0,93%). Dazu kommen diverse

Spurengase, zu denen neben Wasserdampf und Kohlendioxid auch das Ozon O

zählt. Ozon ist

die dreiatomige Form des Sauerstoffs, der in der Atmosphäre auch in atomarer

Form vorkommt.

Die Ozonkonzentration weist ein ausgeprägtes Maximum in der unteren Stratosphäre auf, das

sich in hohen Breiten in etwa 20 km Höhe befindet. Aber selbst in dieser sogenannten Ozon-

schicht, beträgt das Mischungsverhältnis nur wenige ppmv.

Brächte man die gesamte Erdatmosphäre auf Normalbedingungen (0

C, 1013 hPa), so ergäbe

sich eine Schicht von ungefähr 7-8 km Dicke. Davon entfallen nur etwa 3,5 mm auf das Spuren-

gas Ozon. Trotz seines geringen Anteils an der Gesamtatmosphäre hat Ozon für das Leben auf

der Erde eine besondere Bedeutung, denn es absorbiert die solare UV-Strahlung zwischen 240

und 290 nm nahezu vollständig und oberhalb von 290 nm teilweise. Kein anderes atmosphäri-

sches Spurengas hat in diesem Spektralbereich eine vergleichbare Filterwirkung. Strahlung im

UV ist energiereich genug, um Proteine und Nukleinsäuren - die Bausteine des Lebens - zu zer-

stören und somit Zellveränderungen bei Menschen, Tieren und Pflanzen zu bewirken. Die uns

bekannte Vielfalt irdischer Lebensformen konnte sich daher erst entwickeln, nachdem sich genü-

gend Ozon in der Erdatmosphäre angereichert hatte.

Die Verteilung des stratosphärischen Ozons, die in Abschnitt 2.3 behandelt wird, ergibt sich

durch das Zusammenwirken von Strahlungsprozessen und großskaliger Dynamik. Die speziellen

Verhältnisse, die sich im Winter in der polaren Stratosphäre ausbilden, werden in Abschnitt 2.4

und 2.5 beschrieben.

2.1

Meßgrößen für Ozon

Der Gehalt an Ozon in der Atmosphäre kann in verschiedenen physikalischen Größen angege-

ben werden. Die Ozonkonzentration oder -teilchenzahldichte [O

] gibt die Anzahl der Ozonmole-

küle pro Volumeneinheit an. Sie wird in der Einheit cm

angegeben. Der Ozonpartialdruck

gibt den Teil des Gesamtdrucks an, der von den Ozonmolekülen erzeugt wird.

Das Volumenmischungsverhältnis bezeichnet den Anteil des von den Ozonmolekülen eingenom-

menen Volumens am Gesamtvolumen. Das Mischungsverhältnis

ist eine dimensionslose

Größe, wird jedoch in der Regel in ppmv (

parts per million volume

= 10

) angegeben.

(2.1)

1. Oberhalb von 100 km wird atomarer Sauerstoff zum häufigsten Bestandteil der Luft.

[

]

------------

---------

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

dabei ist

die Teilchenzahldichte der Luft. Im Gegensatz zur Konzentration und dem Partial-

druck, die Änderungen durch Druck- oder Temperaturänderungen in der Luftmasse unterliegen,

stellt das Volumenmischungsverhältnis

bei adiabatischen Zustandsänderungen eine physi-

kalische Erhaltungsgröße dar. Solange Ozon nicht an chemischen Prozessen beteiligt ist, bleibt

das Ozonmischungsverhältnis somit konstant. Daher wird für die Betrachtung dynamischer Pro-

zesse bevorzugt das Mischungsverhältnis verwendet.

Für die UV-Belastung an der Erdoberfläche ist der Gesamtgehalt an Ozon in der Luftmasse zwi-

schen Erdboden und Sonne ausschlaggebend (Gesamtozon). Die über die Höhe aufintegrierte

Ozonkonzentration bezeichnet man als Ozongesamtsäule oder Ozonschichtdicke

(2.2)

wobei z die vertikale geometrische Koordinate ist. Als Einheit für die Ozongesamtsäule sind die

Dobson Units (DU) gebräuchlich. Dobson Units geben die Schichtdicke in 1/100 Millimetern an,

die alle Ozonmoleküle in der Säule bilden würden, wenn man sie unter Normalbedingungen

(1013 hPa, 0

C) zu einer Schicht zusammenbringen würde: 100 DU entsprechen demnach

einer Schichtdicke von 1 mm. Typische Werte für Ozongesamtsäulen liegen zwischen 200 und

400 DU.

Im Rahmen dieser Arbeit werden nicht Ozongesamtsäulendaten verwendet, sondern Vertikalpro-

file. Untersuchungen zum Zusammenhang von Telekonnektionen und Gesamtozon haben z.B.

Steinbrecht et al. [1999] und Appenzeller et al. [2000] durchgeführt.

2.2

Ozonchemie

2.2.1 Chapman-Chemie

Der Brite S. Chapman beschrieb im Jahr 1930 als erster die grundlegenden vier Reaktionen für

die photochemische Bildung und Zerstörung des stratosphärischen Ozons:

(R2.1)

(R2.2)

Die wesentliche Voraussetzung für den Bildungsprozeß ist die Verfügbarkeit von Sauerstoffato-

men. Diese werden in der Stratosphäre durch Photodissoziation von Sauerstoffmolekülen

erzeugt, wobei die solare UV-Strahlung (

< 242 nm) absorbiert wird. Die O-Atome können sich

an Sauerstoffmoleküle anlagern und damit Ozon bilden. Dabei ist M ein beliebiger, zur Energie-

und Impulserhaltung benötigter, Stoßpartner. Diese Funktion übernimmt in der Regel N

oder

(R2.3)

(R2.4)

[

]

(

)

242nm

(

)

1140nm

(

)

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

Gleichzeitig mit der Bildung findet aber auch ein natürlicher Abbauprozeß des Ozons statt

(R2.3), denn Strahlung bis zu Wellenlängen von 1140 nm wird durch Ozon absorbiert, wobei

durch Photolyse ein Sauerstoffatom abgespalten wird. Die Reaktion ist am effektivsten für Strah-

lung im UV-Bereich für Wellenlängen

200-320 nm. Den größten Umsatz erfährt das Ozon

durch die Photolyse. Diese bestimmt die mikroskopische Lebensdauer eines Ozonmoleküls, die

angibt, wie lange ein individuelles Molekül im Mittel existiert und die etwa eine Viertelstunde

beträgt. In den allermeisten Fällen rekombiniert das bei der Photolyse entstandene O-Atom aller-

dings wieder zu einem Ozonmolekül (R2.2). In der Summe stellen die Photolyse und anschlie-

ßende Rekombination also keinen Verlustmechanismus für das Ozon dar, obwohl die

durchdringende UV-Strahlung durch diese Reaktionssequenz maßgeblich reduziert wird. Ein

kleiner Teil des atomaren Sauerstoffs führt jedoch zu einem Ozonverlust (R2.4).

Man faßt O und O

zu der O

-Gruppe zusammen, die auch

odd oxygen

genannt wird. Die makro-

skopische Lebensdauer von O

ist die Zeitkonstante der langfristigen Nettoabnahme der Kon-

zentration von O

in einem Luftpaket. Diese wird für eine feste geographische Breite und

Jahreszeit durch die Abbaureaktion O+O

(R2.4) bestimmt. Diese Reaktion läuft über katalyti-

sche Zyklen ab, welche in Abschnitt 2.2.2 beschrieben werden.

Wenn ausschließlich die beschriebenen Chapman-Reaktionen stattfinden, befindet sich die

Ozonkonzentration im photochemischen Gleichgewicht. Die photochemische Ozonproduktions-

rate entsprechend (R2.1) erreicht ihr Maximum in Äquatornähe in 25-30 km Höhe: Oberhalb die-

ser Höhe ist zwar eine hohe solare Strahlungsintensität vorhanden, die Sauerstoffdichte ist

jedoch so gering, daß sich nur wenig Ozon bilden kann. Unterhalb der Ozonschicht ist zwar deut-

lich mehr Sauerstoff vorhanden, aber die solare Einstrahlung, speziell in dem für die Ozonbil-

dung relevanten Spektralbereich, ist hier bereits so gering, daß auch hier die Produktionsrate

abnimmt.

Basierend auf den Chapman-Reaktionen kann zwar qualitativ die Höhenlage der maximalen

Ozonkonzentration und damit die Existenz der Ozonschicht hergeleitet werden. Die anhand einer

reinen Sauerstoffchemie nach Chapman berechneten Ozonkonzentrationen sind jedoch gegen-

über den Beobachtungen um einen Faktor zwei zu groß. Es findet also mehr Ozonabbau statt.

Außerdem spielen stratosphärische Transportvorgänge, auf die in Abschnitt 2.3 eingegangen

wird, eine Rolle.

2.2.2 Katalytische Zyklen

Der Chapman-Mechanismus muß um katalytische Ozonabbau-Zyklen der Form

(R2.5)

Gesamt:

erweitert werden. Dabei sind X und XO Radikale, die als Katalysatoren wirken, d.h. unverändert

aus dem Zyklus hervorgehen und weiterhin Ozon zerstören können, solange sie nicht durch

andere Reaktionen gebunden werden. Für die stratosphärische Ozonchemie sind X = Cl, NO,

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

OH, H und Br von Bedeutung. In ihrer Nettowirkung beschleunigen die katalytischen Zyklen die

Reaktion (R2.4) des Chapman-Mechanismus und senken damit die Ozonkonzentration ab.

Bates und Nicolet [1950] schlugen den ersten dieser Zyklen mit den Radikalpaaren H/OH bzw.

OH/HO

vor, der wegen der beteiligten Wasserstoffverbindungen HO

-Zyklus genannt wird. Wei-

tere folgten in den 1970er Jahren. Crutzen [1970] erkannte die katalytische Wirkung der Stick-

oxide (X=NO, XO=NO

). Ihr Effekt ist wesentlich größer als der des natürlichen HO

Katalysators, der aus Wasserdampf gebildet wird, und NO

hat aufgrund der Emissionen aus

hochfliegenden Überschallflugzeugen auch anthropogene Komponenten. Molina und Rowland

[1974] formulierten einen entsprechenden ClO

-Zyklus (X=Cl, XO=ClO), da Chlor in der Strato-

sphäre als Photolyseprodukt von industriell hergestellten Fluor-Chlor-Kohlenwasserstoffen

(FCKW) vorhanden ist. Ein Großteil der chemisch sehr stabilen FCKW gelangt in die Strato-

sphäre und wird erst dort, besonders in der mittleren und oberen Stratosphäre, photolytisch

gespalten. Die Chlorverbindungen stellten sich als die gravierendsten anthropogenen Ozonab-

baukatalysatoren in der Stratosphäre heraus.

Die genannten Zyklen spielen vor allem in der oberen Stratosphäre eine Rolle, da die Konzentra-

tion von atomarem Sauerstoff, der zur Rückbildung des Katalysators benötigt wird, nach oben

hin zunimmt. Diese drei Zyklen sind nur die Grundtypen der möglichen Abbaureaktionen.

Zusätzlich gibt es viele weitere Variationen dieser Katalysezyklen, die auch noch untereinander

gekoppelt sind.

Die in der unteren Stratosphäre relevanten Abbauzyklen mit den Halogenen Cl und Br kommen

ohne atomaren Sauerstoff aus, da die Rückbildung der reaktiven Cl-Radikale dort über andere

Mechanismen abläuft, z.B. den ClO-Dimerzyklus oder den ClO/BrO-Zyklus. Ozonabbau in der

unteren Stratosphäre liefert den entscheidenden Beitrag zur Verminderung der Ozongesamt-

säule, da sich dort das Maximum der Ozonkonzentration befindet.

Die Bildung von Reservoirgasen wie ClONO

, HCl und HNO

durch Reaktion der Radikale unter-

einander entzieht der Stratosphäre einen Teil der ozonzerstörenden Radikale und trägt somit

erheblich zur Stabilität der Ozonschicht bei. Aus den Reservoiren werden die aktiven Katalysato-

ren in der Regel nur langsam durch chemische Reaktionen oder photochemische Prozesse frei-

gesetzt. Die Prozesse, die das Chlor aus den Reservoirgasen in ClO

, d.h. ClO, Cl

und Cl

überführen, werden allgemein als Chloraktivierung bezeichnet. Das Ausmaß des Ozonabbaus

durch die Halogene hängt maßgeblich davon ab, zu welchem Grad das Chlor aus den Reservoir-

gasen freigesetzt wird. Für diese Freisetzung waren zunächst nur Gasphasenreaktionen

bekannt. Diese mußten in den 1980er Jahren um eine Reihe von heterogenen Reaktionen

ergänzt werden, die wesentlich schneller als in der Gasphase ablaufen: Im Winter kann sich in

den Polargebieten die untere Stratosphäre so weit abkühlen, daß sich trotz des geringen Was-

serdampfgehaltes polare Stratosphärenwolken (

polar stratospheric clouds

, PSC), die aus HNO

oder H

O bestehen können, bilden können. Die PSCs bilden die Oberfläche für hetero-

gene Reaktionen, d.h. Mehrphasenreaktionen, bei denen Chlor aus Reservoirgasen aktiviert und

damit katalytischer Ozonabbau initiiert wird. Die Konversion der Reservoirgase zu reaktivem

Chlor an der Oberfläche fester und flüssiger stratosphärischer Kondensate wurde zuerst von

Solomon et al. [1986] und unabhängig von Crutzen und Arnold [1986] vorgeschlagen. Sie führt

zu den massiven Ozonverlusten, die im antarktischen Frühjahr zu beobachten sind.

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

2.3

Vertikale und globale Ozonverteilung

Die Verteilung des Ozons in der Atmosphäre wird durch das Zusammenwirken dynamischer

Effekte und einer komplexen Photochemie bestimmt. Die relative Bedeutung chemischer und

dynamischer Effekte variiert mit der Höhe, so daß die Stratosphäre vertikal in ein chemisch

beherrschtes und ein dynamisch beherrschtes Regime unterteilt werden kann. Darauf wird in

Abschnitt 6.3.2 näher eingegangen. Zudem gibt es Gebiete unterschiedlich starker vertikaler und

horizontaler Durchmischung der Luft.

Die Ozonkonzentration weist eine starke Höhenabhängigkeit auf, die auf die Verteilung der Quel-

len und Senken des Gases zurückzuführen ist. Da die Quellen photochemischer Natur sind,

befinden sich etwa 90% des atmosphärischen Ozons in der stratosphärischen Ozonschicht, die

sich zwischen etwa 15 und 40 km Höhe erstreckt. Auf die Troposphäre, die ungefähr 90% der

Gesamtmasse der Atmosphäre enthält, entfallen nur etwa 10% des Gesamtozons. Der Anteil

mesosphärischen Ozons dagegen ist sehr gering.

In der Stratosphäre wird Ozon hauptsächlich dort gebildet, wo die Sonne während des gesamten

Jahres am höchsten steht und damit ganzjährig hohe solare Einstrahlung gegeben ist, also in

den Tropen. Dort liegt das Maximum des Vertikalprofils der Ozonkonzentration in etwa 25 bis 30

km Höhe.

Die Dynamik der Stratosphäre bewirkt jedoch, daß das Ozon aus seinem Entstehungsgebiet pol-

wärts und abwärts verfrachtet wird. Dieser Transport geschieht mittels der sogenannten

Brewer-

Dobson-Zirkulation

, die schematisch in Abbildung 2.1 dargestellt ist. Diese stratosphärische Zir-

kulation ist gekennzeichnet durch aufwärtsgerichtete Bewegungen in Höhen über 25 km auf der

Sommerhemisphäre und den Tropen und Abwärtsbewegungen auf der jeweiligen Winterhemi-

sphäre. Große Zirkulationszellen transportieren ozonreiche Luftmassen aus äquatorialen Breiten

in die mittleren und hohen Breiten der jeweiligen Winterhemisphäre, aber auch vom Sommerpol

zum Winterpol. Es kommt zur Akkumulation des Spurengases Ozon in mittleren und insbeson-

dere hohen polaren Breiten. Die Höhenlage des Maximums eines Vertikalprofils der Ozonkon-

Abbildung 2.1: Stromlinien der stratosphärischen Meridionalzirkulation (aus WMO

[1985])

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

zentration nimmt daher mit zunehmender geographischer Breite ab, während sein Maximalwert

mit der Breite zunimmt. Über den Polen liegt das Maximum der Ozonkonzentration zwischen 15

und 20 km Höhe. Das Mischungsverhältnisprofil nimmt erst etwa im Stratopausenniveau ein

Maximum an.

Die stratosphärische Meridionalzirkulation führt zu einer breiten- und jahreszeitenabhängigen

Gesamtozonverteilung, wie sie in Abbildung 2.2 gezeigt ist. Darin fällt zunächst auf, daß in hohen

Breiten viel größere Gesamtozonmengen vorliegen als in den Tropen, wo das Ozon hauptsäch-

lich gebildet wird. Diese Breitenabhängigkeit der Ozongesamtsäulen wird durch den oben

beschriebenen polwärtsgerichteten stratosphärischen Transport ozonreicher Luftmassen erklärt,

da sich das Konzentrationsmaximum in den Polarregionen durch Absinken und Akkumulation

von Ozon in unteren Höhen bildet, wo die Luftdichte größer ist als im Höhenbereich der maxima-

len Konzentration in den Tropen. Am Äquator treten daher die geringsten Gesamtozonwerte auf.

Die größten Gesamtsäulen werden in den polaren Breiten im Winter und zu Beginn des Früh-

jahrs erreicht und die niedrigsten Werte treten in den Herbstmonaten auf. Davon abweichend

sind in polaren Breiten der Südhalbkugel infolge des chemischen Ozonabbaus im Frühjahr die

Säulendichten stark verringert. Die jahreszeitliche Veränderlichkeit der Ozonschichtdicke in

höheren Breiten läßt sich auf die unterschiedliche Aktivität planetarer Wellen zurückführen, wel-

che bewirkt, daß der Meridionaltransport in der Stratosphäre im Winter und zu Beginn des Früh-

jahrs intensiver verläuft als zu anderer Zeit. Der Meridionaltransport ist außerdem auf der

Nordhalbkugel merklich größer als auf der Südhalbkugel, was in den höheren Ozonsäulen im

Frühjahr im Norden zu erkennen ist

. Dies ist wiederum eine Folge der unterschiedlichen Land-

Meer-Verteilung auf beiden Hemisphären, die sich maßgeblich auf die Anregung von planetaren

1. Dies ist auch für ungestörte Verhältnisse vor Auftreten des antarktischen Ozonlochs der Fall [z.B. Abb. 4.9

in Graedel und Crutzen, 1994]

Abbildung 2.2: Globaler Jahresgang der Gesamtozonverteilung in DU (aus Brasseur et

al. [1999])

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

Wellen auswirkt. Eine Beschreibung der Ursachen der transportwirksamen Meridionalzirkulation

und des Zusammenhanges mit vertikal propagierenden Wellen folgt in Abschnitt 2.4.

Höhere Gesamtozonwerte stehen auch in Verbindung mit einer niedrigen Tropopause, da dann

die darüberliegende Stratosphäre mit ihren hohen Ozonkonzentrationen entsprechend ausge-

dehnt ist und somit in der Luftsäule höhere Gesamtozonwerte auftreten. Das spiegelt sich in der

Abhängigkeit des Gesamtozons von der Wetterlage wider, wobei hohe Ozonwerte nach Durch-

gang einer Kaltfront gemessen werden, da die Ausdehnung der Stratosphäre durch ein Absinken

der Tropopause zunimmt. Hingegen treten bei starken Hochdrucksystemen wegen großer Aus-

dehnung der Troposphäre lokal zum Teil so niedrige Ozonwerte auf, daß man von Ozonminilö-

chern spricht.

2.4

Polarwirbel und stratosphärische Zirkulation

Infolge der nachlassenden Sonneneinstrahlung zu Beginn der Polarnacht befindet sich am Win-

terpol die atmosphärische Temperatur zunächst über der Strahlungsgleichgewichtstemperatur,

was zu einer starken strahlungsbedingten diabatischen Abkühlung der gesamten Luftsäule führt.

Durch die mit der Abkühlung verbundene Dichteerhöhung nimmt das Volumen der Luftsäule ab

und sie sinkt nach unten zusammen. Dies führt in der Stratosphäre zu der Ausbildung eines kräf-

tigen Tiefdruckgebiets. Von außerhalb des Tiefs polwärts nachströmende Luft wird durch die

Corioliskraft auf eine geostrophische Bahn senkrecht zum Druckgradienten abgelenkt und bildet

eine ausgeprägte zirkumpolare Westwindströmung, den Westwind-Jet oder

polar night jet

. Die

vom Westwind-Jet gebildete Luftmasse ist gekennzeichnet durch hohe PV-Werte und wird als

Polarwirbel oder polarer Vortex bezeichnet. Der Polarwirbel wird häufig als isolierte Luftmasse

behandelt, in der kaum Austausch über die Wirbelkante erfolgt. Außerhalb des Polarwirbels

schließt sich eine Zone mit einem sehr flachen PV-Gradienten an, die

surf zone

, in der durch bre-

chende planetare Wellen eine starke horizontale Durchmischung stattfindet. Die Wellen werden

in der Troposphäre durch thermische Gegensätze zwischen Land und Meer oder durch das

Überströmen von Gebirgsketten angeregt und können sich unter geeigneten Bedingungen in die

Stratosphäre ausbreiten. Diese Bedingungen beinhalten die im Winter gegebene westliche Strö-

mung in der Stratosphäre, die aber eine bestimmte Geschwindigkeit nicht überschreiten darf. Bei

der vertikalen Ausbreitung von planetaren Wellen und Schwerewellen nach oben nimmt ihre

Amplitude wegen der abnehmenden Luftdichte zu. Bei Schwerewellen wird ab einer bestimmten

Amplitude die Schichtung zwischen Wellenminimum und Wellenmaximum instabil, d.h. der Gra-

dient der potentiellen Temperatur kehrt sich dort lokal um. In dem Niveau, in dem diese Ampli-

tude erreicht wird, beginnt die Welle durch kleinskalige Turbulenz zu brechen. Bei planetaren

Wellen erfolgt das Brechen durch den Einfluß der horizontalen Windscherung auf die Welle.

Energie und Impuls der Welle werden an die Atmosphäre übertragen [McIntyre und Palmer,

1983].

Der Temperaturgradient zwischen den Tropen und dem Winterpol durch die differentielle Nettoer-

wärmung der Stratosphäre führt also im Winter zu einem thermischen Westwind in der Strato-

2 Ozon und Dynamik der Stratosphäre

sphäre. Durch die Dissipation, d.h. Brechen, von Schwerewellen und planetaren Wellen, die bis

in die Stratosphäre vordringen, wird diese Strömung jedoch abgebremst. Da das Abbremsen

einer ostwärts gerichteten Strömung einer Westwärtsbewegung gleichkommt, führt die Coriolis-

kraft zu einer Meridionalkomponente in der Strömung, und die Luftmassen werden langsam pol-

wärts transportiert. Der Druck in den darunterliegenden Schichten nimmt dadurch zu, die Luft

am Winterpol sinkt damit gegenüber den Druckkoordinaten langsam ab. Dieser zunächst adiaba-

tische Prozeß führt zu einer Temperaturerhöhung der absinkenden Luftmassen durch adiabati-

sche Kompression, deren Temperatur dadurch über dem Strahlungsgleichgewicht liegt, was

wiederum durch eine erhöhte Infrarotabstrahlung kompensiert wird. Da es sich dabei um einen

diabatischen Prozeß handelt, sinken die Luftmassen im Polarwirbel nun relativ zu den Isentropen

ab. Das Prinzip, nach dem die mittlere zonale Vertikalbewegung einer Schicht durch Dissipation

von Wellen in den darüberliegenden Schichten kontrolliert wird, wird als

downward control

bezeichnet [z.B. Haynes et al., 1991; Holton et al., 1995]. Das diabatische Absinken der Luftmas-

sen in hohen Breiten im Winter ist Teil einer langsamen globalen Meridionalzirkulation der Atmo-

sphäre [Brewer, 1949; Dobson, 1956], deren aufsteigender Ast in den Tropen liegt. Die

Umwälzzeit dieser Brewer-Dobson-Zirkulation beträgt etwa 5 Jahre. Der Antrieb der Meridional-

zirkulation, die oben beschriebene Wechselwirkung brechender planetarer Wellen mit dem zona-

len Grundstrom, wird nach Holton et al. [1995] als

extratropical pump

bezeichnet. Dieser Antrieb

ist im Winter stärker ausgeprägt als im Sommer, da die sommerliche stratosphärische Ostströ-

mung die Wellenausbreitung in die Stratosphäre verhindert. Die diabatische Zirkulation der mitt-

leren Atmosphäre stellt einen der wesentlichen Kopplungsmechanismen zwischen tropo-

sphärischen und stratosphärischen Prozessen dar.

2.5

Prozesse im polaren Sommer

Die Grundlagen der winterlichen polaren Ozonverteilung oberhalb des Niveaus einer potentiellen

Temperatur von etwa 550 K in der Stratosphäre, mit einem Minimum über dem Polargebiet und

zunehmenden Mischungsverhältnissen zu niedrigeren Breiten hin, werden bereits im Sommer

geschaffen. Die dafür verantwortlichen Zusammenhänge werden in diesem Abschnitt erläutert.

In der unteren Stratosphäre wird die Ozonverteilung durch Transporte bestimmt, so daß dort im

Sommer in hohen und mittleren Breiten etwa gleich viel Ozon vorhanden ist. In größeren Höhen

haben chemische Prozesse stärkeren Einfluß, wobei im Sommer die Stickstoff-Chemie domi-

niert. Zwischen dem Reservoirgas HNO

und den ozonzerstörenden NO

-Radikalen, d.h. NO

und NO

besteht ein chemisches Gleichgewicht. Es stellt sich durch folgende Reaktionen ein:

(R2.6)

(R2.7)

Da N

sehr leicht zu NO

photolysiert, kann es tagsüber nicht existieren, so daß das Gleichge-

wicht während des Polartages im Sommer durch permanente solare Einstrahlung in der polaren

Stratosphäre stark zum NO

verschoben ist, da keine HNO

-Bildung durch Hydrolyse von N

2HNO

Details

Seiten
Erscheinungsform: Originalausgabe
Jahr: 2001
ISBN (eBook): 9783832450465
ISBN (Paperback): 9783838650463
DOI: 10.3239/9783832450465
Dateigröße: 12.3 MB
Sprache: Deutsch
Institution / Hochschule: Ludwig-Maximilians-Universität München – Physik
Erscheinungsdatum: 2002 (Februar)
Note: 1,0
Schlagworte: atmosphärenphysik korrelationsanalyse telekonnektion

Autor

Claudia Hak (Autor:in)

Zusammenhang zwischen atmosphärischen Telekonnektionen und stratosphärischer Ozonverteilung

Zusammenfassung

Leseprobe

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Autor

Claudia Hak (Autor:in)