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Messung von optischen Eigenschaften tropospharischer Aerosole in der Arktis

Measurements of optical properties for tropospheric aerosols in the Arctic

Rolf Schumacher

Ber. Polarforsch. Meeresforsch. 386 (2001) ISSN 01 76 - 5027

Rolf Schumacher

Alfred-Wegener-Institut fÃ¼ Polar- und Mecresforschung Forschungsstelle Potsdam. Telegrafenberg A45 D- 14473 Potsdam. Bundesrepublik Deutschland

Die vorliegende Arbeit wurde am 18.12.2000 von dem Fachbereich Physik der Uni- versitÃ¤ Potsclarn als Dissertation zur Erlangung des akademischen Grades Ã£docto rerum naturalium" anerkannt.

Printed version of this dissertation thesis accepted bj the Physics Department of the Lniversit~ of Potsdam on 18.12.2000.

Zusammenfassung

TroposphÃ¤risch Aerosole spielen eine entscheidende Rolle im Strali l~mgsl~ausl~alt der AtmosphÃ¤re Die direkte Wirkung erfolgt durch Streuung und Absorption solarer und terrestrischer Strahlung und kann abkÃ¼hlen oder erwiirmend wirken. Inclirelit tragen tropospharische Aerosole als Koiidensationskeime zur Wolkenbilclung bei und beeinflussen so den Strahlungs- und Feucht,ehaushalt der AtmosphÃ¤re Beicle Ein- fliisse sind bisher nicht, ausreichend verstanden und erfordern zusÃ¤tzlich Messungen und Siniulat,ionen mit Hilfe von Modellen.

Vor allem die polaren Breiten stellen wegen ihrer hohen Sensitivitiit eine SchlÃ¼ssel region fÃ¼ Klimaanclerungen dar. Der direkte Einflufi tropospharischer Aerosole ist aufgrund der niedrigen Feuchte und den extremen Strahlungsbeding~~ngen (Polar- t,ag/Polarnacht, hohe Bodenalbeclo) in der Arktis besonders wichtig. In dieser Ar- beit wird insbesondere das Auftreten des sogenannten ,.Arlitischen Dunstes" (engl.: ,,Arctic Haze") unt,ersuclit. HauptsÃ¤chlic im Friihjahr werden aufgrund ckr meteorologischen Bedingungen anthropogen erzeugte Aerosole aus den IncS~~strieregionen Eurasiens und Nordamerikas in die Arktis hineintransljortiert. Zu dieser Zeit werden Aerosoll<onzentrationen gemessen, die mit denen in den Quellregionen vergleichbar sind.

Entscheidende Bedeutung fÃ¼ die Strahlungsfliisse in der TroposphÃ¤r ist die Ver- tikalverteilung des Extinktionskoeffizienten. Zur Messung dieser Profile wird das Lidar-Verfahren eingesetzt,. Das in ~ ~ - - ~ l e s u n d (Spitzbergen. 78.95OX. 11.93'0) be- t,riebene Koldewey-Aerosol-Raman-Lidar (KARL) ist ein Riickstreu-Raman-Lidar und miÂ§ neben hochaufgelÃ¶ste Profilen der Aerosol-RÃ¼cl<streuun die Aerosol- Extinktion mit Hilfe der .Ya-Raman-Streuung. Der mit KARL bestimmte Extinkti- onskoeffizient kann mit den optischen Dicken, die von boclengebundenen und flug- zeuggetxagenen Pliotomet~ern spektral gemessenen werden. verglichen und konibi- niert werden. WÃ¤hren der deutsch-japaniscl~en ASTAR-Kampagne (Arctic Study of Tropospheric Aerosols and Radiation) im Friihjahr 2000 wurde dieses Verfahren erfolgreich eingesetzt. Mit insgesamt 15 MeÂ§fliige des Forscliungsflugzeuges ..Po- lar4" und ca. 300 Lidar-MeÂ§stunde konnte ein umfangreicher Datensatz erstellt werden.

In dieser Arbeit werden zwei unterschiedliche Methoden zur Ableitung hocliauf- gelÃ¶ste Extinktionsprofile des troposphÃ¤risclie Aerosols angewendet. Die Klett- Methode. in die ausschlieÂ§lic die elastisch riicligestreuten Lidarsignale eingehen. erlaubt es indirekt auch wÃ¤hren des Polartages hocliaufgeloste Extinl<tionsprofile abzuleiten. Hierzu ist die Annahme iiber das Estinl<tions-zn-Riicl<strem-erl~Ã¤ltt'iis

ses. welches hÃ¤ufi auch als LiclarverhÃ¤ltni bezeichnet wird, notwendig. Dieses wird durch Kombinat,ion mit den flngzeuggetragenen Photometermessungen iteriert,. Mit dieser Methode kÃ¶nne somit auch kleinskalige InhomogenitÃ¤te aufgelÃ¶s und die hohe zeitliche VariabilitÃ¤ der Aerosolscliicliten erfaÂ§ werden. Im Gegensat,~ hierzu bietet die Ramaii-Methode den Vorteil, die Aerosol-Extinktion direkt ohne Annah- me des Liclarverl~Ã¤ltnisse abzuleiten. Bei der Ableitung der Aerosolextinktion gehen ausschlieÂ§lic die an Stickstoff Raman-gestreuten Signale ein. Dieses Verfahren erlaubt aufgrund des um drei GrÃ¶Â§enorcln~~ng kleineren Raman-RÃ¼clcstreuquer schnitts allerdings nur eine deutlich grÃ¶ber Zeit- und HÃ¶henauflosun und kann ha~~ptsÃ¤clil ic nachts bei Dunkelheit angewendet, werden. Eine SensitivitÃ¤tsstucli zeigt hierbei die Grenzen dieser Methode.

WÃ¤hren der ASTAR-Kampagne wurden verschiedene Aerosolbelastungen in der TroposphÃ¤r gemessen. Mit den Pl~ot,omct,ern wurden an insgesamt acht Tagen erhÃ¶ht Aerosolkonzentrationen mit optischen Dicken zwischen 0.07 und 0.1. an drei Tagen sogar starke Haze-Ereignisse mit, optischen Dicken von Ã¼be 0.15 detektiert. Zwei Arten von HÃ¶l~em-erteilunge des troposphÃ¤rische Aerosols wurden mit dem Lidar beobachtet: mÃ¤chtig bodennahe Aerosolschichten mit einer vertikalen Ausdehnung bis zu 3 km HÃ¶h und dÃ¼nn Aerosolschichten in der gesamten Troposphare bis hin zur Tropopause in etwa 8 km HÃ¶he Es wurden sowohl Ã¼be mehrere Tage stabil geschichtete bodennahe, als auch zeitlich und rÃ¤umlic hoch variable feine Aerosolschichtungen analysiert. Diese Ergebnisse spiegeln die hohe VariabilitÃ¤ des tropospl~Ã¤rische Aerosols mit niedriger. hÃ¶herer stabiler und zeitlich variabler HÃ¶henverteilun der Aerosolext.inktion wieder. Insgesamt zeigte sich eine gute cbereinst,immung in den Extinlctionskoeffizienten zwischen Photometer und Lidar.

L111 die Klimawirkung tropospliÃ¤riscl~e arktischer Aerosole genauer quantifizieren zu kÃ¶nnen bilden die in dieser Arbeit analysierten Lidarmessungen die Grundlage! in Kornbinat,ion mit den anderen wÃ¤hren der ASTAR-Kampagne gewonnenen MeÂ§ ergebnissen; einen Aerosoldatensatz zu erstellen. der in das hochaufgelÃ¶st~ regionale Klimamodell der Arktis HIRHAM implementiert werden kann.

Summary

Tropospheric aerosols play an important role for tlie racliation buclget of the at,mospliere. Directly tliey influence the atiiiosphere by scat,teriug and absorbing solar and terrestrial radiation. As a result of this effect bot11 heating or cooling can be observed. Indirectly tropospheric aerosols cont~ribute to cloucl condensation by forming cloud condensation nuclei. and affect thereby the radiation and humidity burlget of the at,n~osphere. L p to 11011- 110th mechanisrns are poorly understood and require additional ineasureinent~s and modelling activit,ies.

Because of their high sensitivity the polar regions play a key role in climate change. The direct effect is of special irnportance due to the low humidity and the extreme radiative conditions (polar night and dayj high surface albedo). In this thesis the occurrence of the so called "Arctic Haze" cvents is analyzed. During springtirnc anthropogenic aerosols from the rnain industrial areas (Eurasia. North America) arp transported into the Arctic and the aerosol concentration can increase to values which are typical for the source regions.

Tlie vertical distribution of tlie extinction coefficient is olle of the most iniport- ant parameters for the radiation fluxes in the troposphere. This profile is measured wit,h the Lidar technique. The Kolden-ey Aerosol Raman Lidar (KARL). located in ~ ~ - â ‚ ¬ l e s u (Spitzbergen. 78.95ON. 11.93OE) is a backscatter R,aman lidar wliicli acquires highlj- resoh-ed profiles of t11e aerosol backscatter coefficient. Tlie aerosol extinction coefficient is derived from the Raman scattered light by nitrogen niolecules. The extinction coefficient cletermined I>!- KARL can be comparecl with groundbased and airborne phot,ometer ineasurements. During the German-Japanese ASTAR-2000 campaign in spring 2000 this metliod was appliecl sucessfully. 15 ineasuring flights X-ith the aircraft ..Polar4" and approxin~ately 300 measuring hours with KARL pro- vide a large and complex data set for the regional climate model.

Based on this dat,a two different metliods for the derivation of the altitude resol- ved aerosol extinction profiles are applied. The Klett method, which needs only the elastical backscattered lidar signal, allows the determination of tlie extinction coefficient indirectly at day ancl nighttime. For the Klett method an assumption of t,he ext,inction-to-backscatter ratio. often called "liclar ratio". is necessary. This can be det,ermined iteratively 11~- con~biniiig with the airborne photometer measurements. With this method small scale iiiliomogenities and the high variability of fine structured aerosol layers can be recorded. In contrast to this the Raman method allows t,o calculat,e the ext,inction coefficient without an assumption of the lidar ratio. Here only the Ranian backscattered light from nitrogen is used. This procedure is limit,ed

in temporal and spatial resolution because the Raman backscatter cross sect,ion is smaller tlian the elastic backscatter cross section 1 1 ~ three orclers of magnitude. A sensitivity stucly sliows thfi feasibility of this metl~ocl.

During tlic ASTAR-2000 campaign different kinds of aerosol loadings were observed. Increasecl acrosol co~icentrations were measured vrith the groundbased photonietcr oii 8 clays witli optical depths between 0.07 and 0.1. At 3 days very strong liaze events with values greater than 0.15 conld be analysecl. Tvro different kincls of aerosol clist-ributiosis were olxervccl with KARL: thick aerosol layers near the ground u p to 3 km and fine structured aerosol layers witliin the whole troposphere up to 8 km. In some cases stable aerosol layers over scveral clays. on otlier days fine aerosol layers with high temporal and spatial variabililit? have beeil measurecl. A good agreement bet~veen the photometer and lidar data was obtainecl.

An aerosol data sct based on tliese measurements will be iniplcmented in tlie higli resolution arctic regional model HIRHAM to make realistic estimations of the climate effect of troposplieric aerosols.

Inhaltsverzeichnis

. . Zusammenfassung 11

Summary iv

1 Einleitung und Zielsetzung der Arbeit 1

2 Das tropospharische Aerosol 4 2.1 Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

2.1.1 Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 . . . . . . . . . . . . . 2.1.2 Bildung . Umwandlung und Deposit.ion 6

. . . . . . . . . . . . . . . . 2.1.3 Charakterisierung von Aerosolen 8

. . . . . . . . . . . . . . . . 2.2 Klimawirkung tropospliarischer Aerosole 9 . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3 TroposphÃ¤risch Aerosole in der Arktis 11

. . . . . . . . . . . . . . . . 2.3.1 Arktischer Dunst (Ã£Arcti Haze") 12 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3.2 Ã£Diamon Dust" 18

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3.3 Cirruswolken 19

3 Messung und Modellierung tropospharischer Aerosole 2 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1 Modellierung 21

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.1 Bisherige Aerosolmodelle 22 . . . . . . . . . . . . . . 3.1.2 Das regionale Kliniamodell HIRHAAI 24

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1.3 Modellanforderungen 24 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2 Meherfahren - Ein Cberblick 25

. . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.3 Verbindung von Messung und Modell 26

4 MeBverfahren fÃ¼ Aerosole 2 9 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1 Das Lidar-Verfahren 29

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1.1 Prinzip 29 4.1.2 Die Lidargleichung fÃ¼ elastische RÃ¼ckstre~~un . . . . . . . . . 30

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.1.3 Die Raman-Lidargleichung 31 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.2 Das Photometer 32

. . . . . . . . . . . . . . . 4.2.1 Das Sonnen- und Mondphotonieter 34 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.2.2 Das Sternphotomet. er 35

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3 Andere Mefiverfahren 37 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1 In-situ-Mefiverfahren 37

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.2 Satelliten-Mefiverfahren 38

INHALTSVERZEICHNIS

5 Streutheorie 40 5.1 Allgemeines . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 5.2 Molclciil-Streuung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

5.2.1 Quanteiioptische Beschreibung . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42 5.2.2 Rayleigh-Streuung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44 5.2.3 Raman-Streuung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

5.3 Partikel-Streunng . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 3.3.1 Mie-Streuung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 0.3.2 Streuung an asph&rischen Partikeln . . . . . . . . . . . . . . . 49

6 Das Koldewey-Aerosol-Rainan-Lidar (KARL) 5 0 6.1 cherbliclc und aktueller Stand . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . SO 6.2 Laser . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 6.3 Aussende- und Empfangsoptili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54

- - 6.3.1 A~isseiideoptili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . OJ

- . 6.3.2 Teleskope und Teleskopoptik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . OJ

6.3.3 ~~ l~e r l ap1~1~es t immi . i~ ig bei Nah- und Femlcanal . . . . . . . . . 57 6.4 Detektion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

6.4.1 Detelitionslianiile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 6.4.2 Interferenzfilter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64 6.4.3 Pliotomultiplier und Si-Avalaiiclie-Photodiocle . . . . . . . . . 6G

6.5 Triggerung und Datenaufiialime . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67 6.6 Software und Rohdatcnformat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

7 Datenauswertung 70 7.1 Rolidateiianfl~ereitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

7.1.1 RÃ¤umlich und zeitliche Mittelung . . . . . . . . . . . . . . . 71 7.1.2 Totzeitliorrektur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72 7.1.3 L ~ i t e i - g r ~ ~ n d l i ~ ~ e l i t u r . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73

7.2 Beurteilung der SigiialqualitÃ¤ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74 7.3 RÅ¸clistre~ilcoeffi~ie~i nach Klett . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74 - - 7.4 Raman-A~~swertung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . i I --

7.4.1 Bcrechmmg des Aerosolextinlitionskoeffizienten . . . . . . . . 1 1

7.4.2 Berechnung des AcrosolrÅ¸clistreulioeffizie~~te~ . . . . . . . . . 78 7.4.3 Vor-uucl Nachteile der Raman-Methode . . . . . . . . . . . . . 79 -

1 . 3 Optische Dicke und integrierter Riicl<stre~ikoeffizient . . . . . . . . . . 79 7.6 Aerosol-Farbver112ltnis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80 - - 1 . I Depolarisation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81

8 Die Raman-Methode . SensitivitÃ¤tsstudie 8 3 8.1 Vorgeliensvreise . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83 8.2 Sen.sitivit&tsstndi~n . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84

9 Die ASTAR-2000-Kampagne 9 1 9.1 Zielsetzung . D~~rclifiihruiig und Meflzeit. en . . . . . . . . . . . . . . . 91 9.2 Instrumentarium . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93

vii

INHALTSVERZEICHNIS

10 Analyse und Ergebnisse 96 10.1 Bewertung der Messungen - Eine Auswahl . . . . . . . . . . . . . . . 96 10.2 Charakterisierung einzelner Tage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 i 10.3 Ext~inl~tionsprofile von ..Arctic Hazc" irn Fi-Å¸lljah 2000 . . . . . . . . 101

10.3.1 Kombination von RÃ¼ckstreu-Lida und Photometer . . . . . . 101 10.3.2 Messungen mit dem Raman-Lidar . . . . . . . . . . . . . . . . 113

11 Zusammenfassung und Ausblick 118 11.1 Zusammenfassung und Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118 11.2 Ausblick . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

Literatur 122

Anhang 131

A Messungen wÃ¤hren ASTAR-2000 131

B Liste der Akronyme 147

C Verzeichnis der Variablen 149

Danksagung 152

. . . V l l l

Kapitel 1

Einleitung und Zielsetzung der Arbeit

I11 der Diskussion um die I<li~nawirksamkeit von Spurengasen in der AtmosphÃ¤re insbesondere in der TroposphÃ¤re haben Aerosole einen besonderen Stellenwert. Sie kÃ¶nne einen direkten und indirekten Einflufi auf den Stral~lui~gshausl~alt haben. Direkt beeinflussen Aerosole durch Streuung und Absorption von solarer und terrestrischer Strahlung den Stral~l~mgsl~aushalt der AtmosphÃ¤re Dieser direkte Effekt kann je nach den Reflexionseigenschaften der ErdoberflÃ¤ch (Bodenalbedo) insbesondere in hohen geograpischen Breiten sowohl abkÃ¼hlen als auch erwÃ¤rmen wirken. Indirekt tragen troposphÃ¤risch Aerosole zur Woll<enbilclung bei und kÃ¶nne somit einen negativen Teinperatureffekt innerhalb des Strahlungsl~ausl~altes haben. Aufgrund ihrer hohen rÃ¤umliche und zeitlichen VariabilitÃ¤ sind genaue cr~iantita- tive Beschreibungen dieser Effekte sehr schwierig. Der alle vier Jahre erscheinende Bericht des IPCC (Intergovernmental Panel 011 Climate Change) gibt eine groÂ§ Unsicherheit in der AbschÃ¤tzun der Klimawirkung troposphiirischer Aerosole an und best,Ã¤tig so den hohen Forschungsbedarf diesbezÃ¼glich

Gerade die Arktis ist aufgrund ihrer besonderen Strahlungsbedingungen (Polart,ag, bzw. Polarnacht. teilweise hohe Bodenalbedo) eine Region, wo Aerosole in vielfÃ¤ltige Form wirken kÃ¶nnen Allgemein versteht man die Arktis als ein typisches Reinluft- gebiet mit sehr geringen Aerosoll<onzcntrat,ionen, da es dort keine anthropogenen Aerosolquellen gibt. Jedoch beobachtet man vor allem im Friihjahr Episoden mit deutlich erhÃ¶hte Aerosolkonzentrationen. Es sind anthropogene Aerosole, die 1111- ter bestimmten n~eteorologischen Bedingungen aus Ind~istrieregionen (Europa, RuÂ§ land, Nordamerika) in die Arktis transportiert werden kÃ¶nnen Dieses PhÃ¤nome ist seit den 50er Jahren unt,er dem Begriff ..Arctic Haze" bekannt und wird in Kapitel 2 dieser Arbeit nÃ¤he beleuchtet. WÃ¤hren dieser .!Arctic-Haze"-Ereignisse kÃ¶nne Aerosolkonzentrationen erreicht werden, die vergleichbar mit denen in Industriere- gionen sind. Da diese sowohl fleckenartig (,.patchyL) als auch groflflÃ¤chi auftreten kÃ¶nnen ist es notwendig, die Klimawirkung dieses PhÃ¤nomen genauer zu ui~t~ersu- chen.

,,Diamond Dust" ist neben ,.Arctic Haze" eine weitere spezielle Erscheinungsform von Aerosolen in der arktischen AtmosphÃ¤re die bei besonders tiefen Temperaturen


auftritt. Daneben haben auch optisch dÃ¼nn Cirren EinfluÂ auf das St,ralilungsbud- get der arktischen TroposphÃ¤re

Ein wichtiges Hilfsmittel zum VerstÃ¤ndni der Wirkung von Aerosolen auf den Strall- lungshaushalt sind Klimamoclelle, die in verschiedenen Varianten betrieben werden. Am Alfred-Wegener-Institut wird das regionale Klin~amodell HIRHAM betrieben, welches die Prozesse in der arktischen AtmosphÃ¤r simuliert. HIRHAM berÃ¼cksich tigt neben Wolken und Spurengasen (H20 , CO2. 5 2 0 . FCKWs) auch den Ein- fluÂ der Aerosole. L m die Kliinawirkung der Aerosole so prÃ¤zis wie mÃ¶glic zu simulieren. ist es erforderlich, die hierzu relevanten Aerosolparameter (Ext,inktion. Einfachstreualbedo. Phasenfunktion) auf der Basis von Messungen genau zu kennen. Neben geeigneter rÃ¤umliche und zeitlicher AuflÃ¶sun der Daten niÃ¼sse diese spektral aufgelÃ¶s und in AbhÃ¤ngigkei von der relativen Feuchte vorliegen. Die An- forderungen der Modellierung an die Messungen werden in Kapitel 3 erÃ¶rtert ebenso wie die umgekehrte Frage. was Messungen fÃ¼ die Modellierung leisten kÃ¶nnen Mit. einer prÃ¤zise meÂ§tecl~nische Erfassung der klimarelevanten Paramet,er und einer geeigneten Verbindung von Messung und Modell kann so die Unsicherheit bei der Bestimmung der Klimawirl~uiig von Aerosolen reduziert werden.

Ziel dieser Arbeit ist es. die klimarelevanten Paramet,er des arkt,ischen troposphÃ¤ri sehen Aerosols mit Hilfe optischer MeÂ§nietlioden insbesondere mit Hilfe des Lidar- Verfahrens zu bestimmen. Dieses liefert Extinktionsprofile mit einer hohen Zeit- und HÃ¶lienauflosun und bildet so die Grundlage fÃ¼ das VerstÃ¤ndi der Klimawirkung der Aerosole in der TroposphÃ¤re ZusÃ¤tzlich Erkenntnisse liefert die Kombination des Koldewey-Aerosol-&aman-Lidars (KARL) mit dem Photometer. So kann der von KARL gemessene hÃ¶henaufgelÃ¶s Extinktionskoeffizient mit der vom Photo- meter gemessenen spektralen optischen Dicke verbunden werden. Dieses Verfahren konnte wÃ¤hren der deutsch-japanischen ASTAR-2000-Kampagne (Arctic Study of Tropospheric Aerosol and Radiation) im FrÃ¼hjah 2000 erfolgreich angewendet wer- -

den.

Um eine Information Å¸he die HÃ¶henverteilun der Aerosole zu gewinnen, wird das Koldewey-Aerosol-Raman-Lidar eingesetzt. Dieses Lidarsystem ist seit 1998 irn Ein- satz und miÂ§ neben dem R,iickstreukoeffizienten die Raman-Riicl~st~reiiung an N2- MolekÃ¼len So biet,et sich eine MÃ¶glichkeit die Aerosol-Extinktion ohne zusÃ¤tzlich Annahmen, wie beispielsweise beim ..I<lett"-Verfahren. abzuschÃ¤tzen Durch zusÃ¤tz liche Messung der Depolarisation kann man Aussagen Ã¼be den Aggregatzustand der Aerosole machen. Die Entst,ehung, der Aufbau und die Weiterentwicklung des Lidars bilden einen Schwerpunkt dieser Arbeit und werden in1 6. Kapitel dargestellt,.

Ini anschlieÂ§ende Kapitel i werden die angewendeten Auswerteverfaliren zur Be- rechnung der RÃ¼ckstreu und Ext~inktionskoeffizienten erlÃ¤uter und diskutiert. Da- bei spielt die Berechnung der Aerosolext,inkt,ion eine besondere Rolle. Hier werden zwei Verfahren, das Klett-"\erfahren und das Raman-Verfahren. gegenÃ¼bergestellt Neben Vor- und Nachteilen beider Verfahren werden in Kapitel 8 mit Hilfe von SensitivitÃ¤tsstudie die Grenzen und EinsatzniÃ¶glickeite der Ranian-Methode aufgezeigt.

Kapit,el 9 gibt einen Cberblick Ã¼be die verschiedenen Messungen wÃ¤hren der


ASTAR-2000-Kan~pagne auf und Ã¼be Spit,zbergen. Mit insgesamt 19 Mefifliigen des Forscl~ungsflugzeuges POLAR 4 und etwa 300 Lidarmei3stunden mit dem KARL steht eine umfangreiche Datenbasis zur VerfÃ¼gung Diese erlaubt es, RÃ¼ckstreu und Extinktionsprofile fÃ¼ das troposphÃ¤risch arktische Aerosol abzuleit,en. Aufierdein kÃ¶nne andere ldimarelevante Parameter wie Einfachstreualbedo und Asymmetrie- faktor mit Hilfe der eingesetzter Meflmethoclen bestimmt werden.

In Kapitel 10 werden erste Ergebnisse der Lidar- und Pllotometermessungen wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne gezeigt und diskutiert. FÃ¼ drei Beispielta- ge, an denen hohe Aerosollionzentrationen in der TroposphÃ¤r gemessen wurden. werden I~ochaufgelÃ¶st Extinkt,ionsprofile abgeleitet. Diese ..Arctic HazeL-Episoden wurden wÃ¤hren der Kampagne mit verschiedenen MeÂ§instrument,e (Lidar. Pho- t,ometer. PartikelzÃ¤hler Xepheloineter. Aerosolsammler) beobachtet. Zur weiteren Ausxvertung steht somit ein umfangreicher Datensatz der optischen Eigenschaften von arktischen Aerosolen zur VerfÃ¼gung der als realistischer Eingangsdatensatz fÃ¼ das regionale Kliniamodell HIRHAM verwendet werden kann. Damit sind die mefitechnischen Voraussetzungen fÃ¼ die L'nt,ersuchung der Kli~.nawirl<samkeit tro- posphÃ¤rische Aerosole in der Arktis erfÃ¼llt

Kapitel 2

Das troposphÃ¤risch Aerosol

2.1 Grundlagen

Aerosole sind kleine, feste und flÅ¸ssige in der AtmosphÃ¤r schwebende Teilchen, die sowohl natÅ¸rliche wie anthropogenen Ursprungs sein k6nnen. Sie zÃ¤hlen wie im ei~~fÅ¸l~rencle Kap. erlÃ¤utert zu den klii~iarelevanten Spurenstoffen. Abb. 2 . 1 zeigt eine Aufnahme von Aerosolpartikeln unter dem Rasterelektroi~eni~~ikrosl~op. Sie ver- deutlicht die Vielfalt der verschiedenen Partikeltypeii. die neben WassertrÃ¶pfcl~e und Eiskristallen in der AtmosphÃ¤r existieren. Diese Aerosole sind mit einem Ae- rosoliinpakt~or des Alfred-Wegeiler-Instituts in Bremerhaven im Jahre 1991 Ã¼be der Nordsee gesammelt worden (KRIEWS. 1992).

Abbildung 2.1: Tropospharischc Aerosole unter dem Rasterelektronenmikrosl~op (KRIEWS, 1992)

4

2.1 Grundlagen

2.1.1 Definition

Ein Aerosol ist ein Gas mit darin ent,haltenen flÃ¼ssige und festZen Partikeln. HÃ¤ufi wird der Begriff auch zur Bezeichnung der Partikel in diesem Aerosol verwendet. Das TrÃ¤gerga ist im Fall des atmosphÃ¤rische Aerosols die Luft, in der Partikel unt>er- schiedlicher GrÃ¶fi und chemischer Zusammensetzung suspendiert sind. I111 allgemeinen wird fÃ¼ den Partikeldurchinesser eine untere Grenze von 1 0 3 pm angenommen. Die Lebensdauer solch kleiner Partikel wird durch thermische Koagulationsprozesse bestimmt (s. Abs. 2.1.2), deren Effektivit,Ã¤ in einem Gemisch verschieden grofler Teilchen mit abnehmendem Partikelradius rasch zunimmt. Die o.g. Definition eines Aerosols liefert keine obere GrÃ¶Â§enbegrenzun Ein sinnvoller oberer Grenzwert liegt bei etwa 100 ,um, da grÃ¶fier Partikel aufgrund von Sedimentation im Schwerefeld der Erde nur eine kurze Lebensdauer in der AtmosphÃ¤r haben.

Die fÃ¼ die physikalischen und chemischen Prozesse in der AtmosphÃ¤r wichtigsten Aerosolpartikel umfassen PartikelgrÃ¶fie von 1 nm bis 10 um. Abb. 2.2 gibt einen eberblick Ã¼be die GrÃ¶fienverhÃ¤ltniss wie sie in der AtmosphÃ¤r vorkommen. In diesem GrÃ¶fienbereic existieren sehr unterschiedliche Arten von Partikeln. Neben biologisch erzeugten Aerosolteilchen. wie Bakterien und Viren, gehÃ¶re hierzu z.B. auch durch Verbrennungsprozesse erzeugte Kohlenstoffpartikel und durch Zerplatzen von Meerwasserblasen ent,standene Seesalzaerosole.

PartikelgrÃ¶Ã 0.00lam 0.Olam 0.lkm l.0kin l0.Oam

4 W

Typische - Tabakrauch

Partikel- GasmOlekiile v-- 4 W

und Prozesse Seesalzaerosol Molekiil- 4 *

Kohlenstoffpartikel groÃŸe 4 W

Bakterien 4 W-^Ã‘Ã‘Ã‘Ã‘Ã‘Ã

Nomen- Dunst (fest oder fliissig) Staub, Nebel 4 +

klatur Partikel

~Ã–ndensation~keim zur ~ o l k e n b i l d 6 g 4 b

Aitkenkerne

Sedimentations- I 1 I l l geschwindigkeit l ~ - ~ 1 0 . ~ 1 0 . ~ 10 .~ 10-I

Abbildung 2.2: GrÃ¶i3enbereich typischer atrnosphiirischer Aerosolpartikel. Aerosolnon~enklatur und Sedimentationsgeschwindigkeiten. Zum Vergleich sind WellenlÃ¤nge der elektromagnetischen Strahlung angegeben. Eine vollstÃ¤ndig cbersicht findet sich in SEINFELD (1986) und FINLAYSON- PITTS UND PITTS (1986)

2.1 Grundlagen

Die verwendet,e Nomenklatur ist aufgrund der Vielfalt der an Aerosolforsrhuiig be- t,eildigten Fachgebiete variabel und teilweise Ã¼berlappend Der von der Definition des atmosphÃ¤rische Aerosols aufgespannte GrÃ¶Â§enberei ist etwa vergleichbar mit der GrÃ¶Â§enordnu elektromagnetischer Wellen von der R,6ntgenstrahlung bis hin zum nahen Infrarot (Abb. 2.2).

Somit stellen Aerosole wohl den konlplexesten Bestandteil der Luftbeiniengungen dar. Zur Charakterisierung eines gasfÃ¶rmige Spurenstoffes (z.B. 0x011) ist eine Kon- zentrationsangabe in geeigneten Einheiten ausreichend. Bei einem Aerosol werden zusÃ¤tzlic zur chemischen Zusammensetzung Angaben Å¸be die GrÃ¶Â§enverteilu der Partikel benÃ¶t,igt AuÂ§erde kÃ¶nne unterschiedliche AggregatxustÃ¤ncl vorliegen. und die Partikel kÃ¶nne in fester Phase nahezu jede beliebige Form aufweisen. Desweiteren muÂ die Verteilung der einzelnen chemischen Konstituenten zwischen den Partikeln (Miscl~ungszustand) sowie innerhalb eines jeden Partikels (interne Verteilung) bekannt, sein.

2.1.2 Bildung, Umwandlung und Deposition

Die globale AerosolquellstÃ¤rk wird auf ca. 2-2.5 Gt/Jahr geschÃ¤tzt (RODEL. 1994). Etwa Zweidrittel dieser Produktionsn~enge ist auf sogenannte PrimÃ¤raerosole d.11. die direkte Emission von Aerosolpartikeln in die AtmosphÃ¤r zurÃ¼ckzufÃ¼hre Das restliche Drittel sind Sel<undÃ¤raerosole die durch Kondensation von - aus Gasreak- tionen gebildet,en - DÃ¤mpfe in der AtmosphÃ¤r ent,stehen. Weiterhin ist zwischen natÃ¼rliche und ant.llropogenen Quellen zu unterscheiden.

Der Hauptmassenanteil der PrimÃ¤raerosol entsteht aus natÃ¼rliche Quellen: die Dispergierung von Mineralstaub Ã¼be Kontinenten und die Bildung von Seesalzae- rosolen Å¸be Ozeanen sind die Hauptquellen der PrimÃ¤raerosole Diese Aerosole sind im allgemeinen grÃ¶Â§ als etwa 1 um. Der jÃ¤hrlich Zyklus der biologischen Akti- vitÃ¤ liefert einen variablen Quellterni an organischem Aerosolmaterial. wie Pollen und Sporen. Hinzu kommen sporadische Effekte wie Vulkanausbruche. Wald- und Buschfeuer. Die einzige signifikantSe anthropogene Quelle von Primaraerosolen ist die Emission von Staub- und RuÂ§part,ikel Hier sind vor allem Industrie. Verkehr und Hausbrand die Hauptverursacher. Die bei dem Verbrennungsprozei3 entstehenden Partikel. hier vor allem RuÂ§ sind meistens sehr klein (< 10 nm) und absorbieren st>ark.

SekundÃ¤raerosol entstehen meist aus kondensierbaren Dampfen, die antzllropoge- nen wie natÃ¼rliche Ursprungs sein kÃ¶nnen So kann Sulfat aus marinen und anthropogenen Quellen durch homogene Nukeat,ion zur Partikelbildung beitragen. Die wichtigste natÃ¼rlich Quelle fÃ¼ Sulfat,-Aerosole ist Dimethyisulfid (DMS). das vom Phytoplankton in den Meeren abgegeben wird. Der grÃ¶Â§ Teil der anthropogenen Sekundaraerosole entstammt chemischen Reaktionen von freigesetztem Schwefeldi- oxid (SOz) in der TroposphÃ¤re die vor allem bei der Verbrennung fossiler Brenn- stoffe entstehen. Davon wird etwa die HÃ¤lft durch Niederschlag ausgewaschen bzw. der AtmosphÃ¤r durch trockene Ablagerung wieder entzogen. Die verbleibenden 50% reagieren in wolkenfreien Zonen Å¸be mehrere Reaktionsschritte zu SchwefelsÃ¤urega

2.1 Grundlagen

(H2S04) . das durch Kondensation oder Verbindung mit Wassermolel<iilen flÅ¸ssig Teilchen kleiner als 1 p111 bilden kann. In Wollien l6st sich Schwefeldioxid in bereits existierenden \T-assertrÃ¶pfche nud bildet nach einer Teil-Verdunstung des Wassers Ã¤hnlich Scli~vefelsauretr6pfcl~en wie bei der Reaktion in wolkenfreien Zonen. Durch ihre hohe AffinitÃ¤ zu Wasser ziehen Scl~wefelsÃ¤uretr6pfcl~e in feuchter Luft weiteres Wasser an und wachsen.

W5hrencl auf der SÃ¼~lha lb l i t~g~ die aiitliropogeneii Aerosol-Emissionen etwa ein Drit- tel der natiirlichen ausmachen, sind sie auf der Nordhall~l~ugel. wo ca. 90% aller antliropogenen Aerosole entstellen. rund fÅ¸nfma so hoch xvie die iiatiirlicl~en Emis- sionen (FEICHTER ET AL.. 1997). Deshalb spielt auch i111 Vergleich zur Antarktis der Einflufl ant,liropogener Aerosole in den arktischen Regionen eine wichtige Rolle (vgl. Abs. 2.3.1).

Wolke

Partikel

l Dampf

0 Gas

Koagulation

OberilÃ¤clicn - 0 reaklivn 1 Ad>eklion

Absorption + Diffusion

U

Kondensation

Abbildung 2.3: Umwandlung von Partikeln durch aerodynamische Prozesse in der AtmosphÃ¤r

Aerosole werden innerhalb ihrer Venveilzeit in der AtmosphÃ¤r durch zal~lreiclie Pro- zesse modifiziert. Abb. 2.3 gibt einen cberblicl<. Nach Bildung durch Emission oder Nulileation fÃ¼hre Kondensationsprozesse zu einem Wachstum der Partikel. Ande- rerseits kann die Acrosolmasse durch Verdampfen (Evaporation) reduziert werden. Koagulation aufgrund Bromscher Bewegung fÅ¸hr zum Massentransfer von lileine- ren zu grÃ¶Â§er Partilieln bei gleichzeitiger Reduktion der Anzahl lileinerer Partikel. Chemische Reaktionen auf der Oberfl2che der Partikel fÅ¸hre zum Massenaustansch

2.1 Grundlagen

zwischen Gas- und Aerosolphase. In AbhÃ¤ngigkei von der relativen Feuchte und der chemischen Zusammensetzung kÃ¶nne Aerosole unt~erschiedliclie Mengen an Wasser enthalten. Je nach Temperatur- und FeuchteÃ¤nderunge kann sich auch der Pha- senzust,and der Partikel Ã¤ndern So kann die Aufnahme der Partikel in Wolken zur Deposition. im Falle einer evaporierenden Wolke zur Freiset,zung der Aerosole fÃ¼hren Analog zur Gasphase kÃ¶nne Aerosole durch Diffusion und Advektion innerhalb cler AtniosphÃ¤r transportiert werden.

Die wichtigsten Verlustprozesse in cler AtmosphÃ¤r sind die trockene und nasse De- position. Diese Prozesse sind in den verschiedenen GrÃ–Â§enbereich von unterschiedlicher Bedeutung. So wird die trockene Deposition fiir grÃ¶fier Partikel (r > 10 pm) von der Sedinientation irn Schwerefeld der Erde best,irnmt. Bei kleineren Partikeln ( 1 0 //m < r < 1 0 2 ,um) clominiert der Verlustprozefi durch Brownsche Diffusion und Koagulation an grÃ¶fier Partikel. Durch diesen Prozef3 wird allerdings keine Mas- se aus der AtmosphÃ¤r entfernt. es findet lediglich eine Un~verteilung zu grÃ¶flere Partikeln s ta t t . Diffusionsprozesse sind die dominanten Faktoren zur Begrenzung der Lebensdauer kleiner Partikel. Ein gegenlÃ¤ufige Verhalten zeigt die Sediinent,ation. deren Effizienz mit steigender AerosolgrÃ¶f3 zunimmt. Die nasse Deposition. c1.h. das Auswaschen durch Xiedersclilag. bestimmt die Lebensdauer der Aerosole im GrÃ¶fien bereich zwischen den beiden zuvor genannten Prozessen (0,01 pm < r < 10 ym). Der Verbrauch von Aerosolpartikeln als I~ondensat~ionkein~e kann ebenfalls ein sehr effektiver Verlustprozefi fiir wasserlÃ¶slich Partikel sein. Auch nicht wasserlÃ¶slich Bestandteile kÃ¶nne an diesem Vorgang beteildigt sein. falls sie in innerer Mischung mit hygroskopischen Kon~ponenten vorliegen. Aus thermodyiiamisclien L'berleguii- geil folgt, daÂ grÃ¶f3er Partikel (0 .1 ,um < r < 1 uni) bevorzugt als I<onclensations- keime Verwendung finden, fÃ¼ kleinere Partikel (0,01 /um < r < 0.05 (~111) werden Diffusionseffektc zu bereits gebildeten Partikeln bedeutend. Kommt es schlief3lich zur Ausregni.~ng der Wolke. so werden die darin enthaltenen Partikel am Boden deponiert,. ZusÃ¤tzlic kÃ¶nne unterhalb der Wolke weitere Partikel von fallenden Wolkeiitropfen oder Eis- und Sclineel<rist~allen aufgenommen und so aus der Atmo- sphÃ¤r entfernt werden.

Nach der Darstellung aus JAENICKE (1978) und RODEL (1994) ist die Lebensdauer bzgl. der nassen Deposition auch eine gute NÃ¤herun fÅ die Lebensdauer der gesain- t,en Aerosoliiiasse. da sich die Hauptmasse der Aerosolpartikel in dem GrÃ¶f3enbereic befindet, in dem die nasse Ausscheidung dominant ist. Als niit,tlere Verweilzeit der Aerosole bis zur Naf3deposition kann ein mittlerer Wert von 5 Tagen angenommen werden. Die Lebensdauer hÃ¤ng jedoch regional von den atmosphÃ¤rische Bedingun- gen ab und kann zum Beispiel in der Arktis, wo sehr wenig Niederschlag fÃ¤llt, bis zu 30 Tagen ansteigen (RAATZ U N D SHAW. 1984).

2.1.3 Charakterisierung von Aerosolen

AbhÃ¤ngi von ihrer physikalisch-chemischen Struktur, ihrer rÃ¤umliche Verteilung und ihren opt,isclien Eigenschaften wirken Aerosole direkt oder indirekt auf Strah- lungsprozesse in cler AtmosphÃ¤re

2 .2 Kli~nawirkung troposphÃ¤rische Aerosole

Die lilii~~arelevanten Aerosolparameter lassen sich grundsiitzlich in optische (..Strali- lungsparameter~~) und milir~pl~ysilialiscl~e (..StruIiturparai~~eter") einteilen. Die ini- l<ropI~ysikaliscIien Eigenschaften cler Aerosole sind

0 clie geometrische Form (li~~gelfÃ¶rlllig kristallin).

die GrÃ¶fie parametrisiert durch die GrtiÂ§enverteilung

0 die chemische Zusammensetzung.

die Phase (fliissig. fest).

FÅ¸ die direkte Klimawirlisamlceit der Aerosole sind ihre optischen Eigenschaften verantwortlich. Zu diesen zÃ¤hlen

0 der Extii~litionslioeffizieiit. der sich aus dem Streu- und Absorptionsl<oeffizienten zusammensetzt CI$" (A) = n$"(A) + c i i f ' ^ A ) . Die Einfaclistreuall~edo do(A) -= Q$;.~(A)/cLI\!;(A) gibt den Anteil der Streuung an der Gesamtextinl<tioii an .

0 die Phasenfunlition P ( & X) (bzw. der Asymmetriefal<tor g(A)). clie die K i n - lielabl~Ã¤ngigkei der Streuung beschreibt.

der ImaginÃ¤rtei des liomplexen BrechungsiniSexes m(A). Dieser bestimmt die Al~sorptionseigenscl~aftei~ cler Partikel.

Die optischen Parameter gehen direkt in die Stralil~mgstransportgleicl~uiig ein. Die Nie-Theorie (MIE. 1908) verkniifpt clie mil<ropliysil~aliscl~ei~ mit den optischen Ei- genschaft~en der Aerosole unter der Voraussetzung. daÂ clie streuenden Partikel lill- gelformig sind (siehe Kap. 5.3.1).

2.2 Klimawirkung troposphÃ¤rische Aerosole

Das atmospl~Ã¤risch Aerosol spielt eine bedeutende Rolle im Spurenstoff-Kreislauf der AtmosphÃ¤r und beeinflufit durch seine physikalischen und chemischen Eigen- schaften wichtige atmosphÃ¤riscl~ Prozesse (DICKSON. 1995). Nach heutigem Kenut- nisstand beeinflussen anthropogene Aerosole direkt und Ã¼be Wolkenprozesse indirekt den S t rah l~~ngs l i a~~s l i a l t der AtmosphÃ¤re Dies ist im besonderen der Fall Å¸he den grofien Industriercgionen Nordamerika. Siiclostasien sowie Zentraleuropa und in deren Abluftfahnen. Auch clie Arktis bleibt unter bestimmten Bedingungen nicht unbeeinflufit von diesen anthropogen erzeugten Aerosolen.

In den1 letzt,en Bericht des IPCC von 1996 erschien die in Abb. 2.4 dargestellten Ein- flufifaktoren hinsichtlich der anthropogenen I<liinavcrÃ¤nder~~ng WÃ¤hren die TT'ir- liung von Treil~hausgasen~ stratospliÃ¤riscl~e und troposphÃ¤riscl~e Ozon in1 grofien und ganzen verstanden ist. ist der Beitrag tropospl~Ã¤rische Aerosole zum Strali- lungsbuclgct der AtmosphÃ¤r mit grofien Lnsicl~erl~eiten beliaftet. Tor allem cler Beitrag der indirekten Wirkung troposphÃ¤rische Aerosole zum Stralil~~ngsforciiigs

2.2 Klimawirkun~r tro~osoharischer Aerosole

ist noch nicht verstanden. Die KomplexitÃ¤t die VariabilitÃ¤ und die Vielzahl der in der AtmosphÃ¤r ablaufenden Prozesse bzgl. troposphÃ¤rische Aerosole unterstreicht den Forscliungsbedarf in diesem Bereich.

Global- and Annual-Mean Radiative Forcing [I 750-present]

3

Aerosols 2

- <M E Fossil fuel burning 5 I 0)

C: L

0 U

s 0 .- +. 03 -0

2 - 1

-2

Medium Low Very Very Very Very Very Very Very High Medium Low Low Low Low Low Low Low

Level of scientific understanding

Abbildung 2.4: EinfluJ3faktoren zum Strahlungsforciug und deren Lnsicherl~eit,en (IPCC, 1996)

Der direkte Einflufl der Aerosole ist seit mehr als sechzig Jahren als PhÃ¤nome erkannt und durch die â‚¬nderu des Strahlungsbudgets der Erde aufgrund von Absorption und Ruckstreuung kurzwelliger Sonnenstrahlung gegeben (ANGSTROM. 1929). Umgekehrt wird auch die langwellige R,iickstrahlung von der ErdoberflÃ¤ch von Aerosolpartikeln absorbiert. Dieser Effekt ist allerdings weitaus weniger effizient, so daÂ der direkte Klimaeinflufl durch das troposphÃ¤risch Aerosol zu einer ErhÃ¶hun der planetarcn Albedo und somit zu einem negativen Strahlungsantrieb ftihrt. Die Abschiitzungen dieses Effekts reichen von -0.3 W/m2 (KIEHL UND BRIEGLEB, 199.3) bis zu -1.3 W/m2 (CHARLSON ET AL. . 1992) im globalen Mittel,

L'ntcr dem indirekten Einflufl sind die Effekte zu verstehen, die durch Wechselwir- kungen von Aerosolpartikeln mit Wolken verursacht V-erden. Die Anzahl und GrÃ¶Â von Wollientropfen hÃ¤ng unter anderem von der Anzahl. Grofle und LÃ¶slichkei der als I<ondensatioiilieiiiic verfiigbaren Aerosolpartiliel ab (engl.: & l o u d Condensation Suclei-. CCX). Diese Wolkeneigenschaften bestimmen ihrer seit,^ die Strahlungsei- -

gensc'haftcii in der Wolke. Solarstralilung wird von Wolkentropfen haupt,sÃ¤chlic reflektiert und kaum absorbiert. Durch eine ErhÃ¶hun der Tropfenzahl verstÃ¤rk sich daher die Reflexion der Solarstrahluiig durch Wolken und fuhrt so zu einer hÃ¶here optischen Dicke der Wolke und einer erhÃ¶hte planetaren Albedo (FOUQUART UND

2.3 TroposphÃ¤risch Aerosole in der Arktis

ISAKA. 1992). Ein weiterer Aspekt der indirekten Wirkung bestellt in dem EinfiuÂ der VerÃ¤nderun der TropfengrÃ¶fi auf die Xiederscl~lagsbildung und die Ver~veil- zeit der Wolken. Je kleiner die Tropfen. desto geringer die Xiederscl~lagsneignng per Tropfen. Die Verweilzeit von Wolken mit kleinen Tropfen ist daher lÃ¤nge als die von Wolken mit grÃ¶Â§er Tropfen. Durch eine Veringerung der Xiederschlagsneigniig wird zugleich die Venveilzeit der Aerosole verlÃ¤ngert da weniger Aerosole durch Niederschlag ausgewascl~en werden kÃ¶nnen Die Unsicherheit in cler cluantitativen AbschÃ¤tzun der Strahlungswirkung des indirekten Aerosol-Effekts ist so groÂ§ daÂ der IPCC (Intergovemmental Panel 011 Climate Change) keinen Mittelwert. sondern nur eine Bandbreite von 0 bis -1 .2 W/in2 angibt ( I P C C . 1996). Zumindest auf der globalen Skala ist davon auszugehen, daÂ der indirekte Stral~lungsantrieb negativ ist. eine genaue Quantifizierung der Effekte steht allercliiigs nocl1 aus (HEIKTZENBERG. 1995).

I111 Gegensatz zu den n~eisten Treibhausgasen (wie z.B. W). die eine Venveilzeit von mehreren Jahren in der At,mosphÃ¤r besitzen und daher gut durchmischt vorkommen, ist die Lebensdauer der Aerosole relativ kurz und reicht abhÃ¤ngi von den Ã¤uÂ§er Bedingungen (Auswaschung durch Niederschlag, stabile Hocl~c1rucl~lagen) von wenigen Tagen bis zu mehreren Wochen (IPCC. 1996). Das Auftreten erhiihter Aerosolkonzentrationen ist daher an ihre Entstel~ungsgebiete und deren Leezonen gebunden. Diese befinden sich zum Å¸berwiegencle Teil auf der Nordhalblmgel. Lo- kal kann der negative Strahlungsantrieb von Aerosolen so groÂ sein. daÂ er den positiven Stra11lungsantriel1 von Treibhausgasen mehr als ausgleicht. I111 Gegensatz zu den langlebigen Treibhausgasen sind anthropogene Aerosole in der AtmosphÃ¤r i.a. sehr kurzlebig, weshalb ihr Strahlungsantrieb sehr rasch steigenden oder sinken- den Emissionen folgt. I11 der Arktis allerdings kann bei der sehr stabilen Schichtung der Atn~osphÃ¤r und fehlender A~~swascl~ungsprozesse wÃ¤hren der Polarnacht die Lebensdauer der Aerosole bis zu einigen Wochen anwachsen.

ZusÃ¤tzlic ist zu beriicksichtigen, daÂ cler hoch variable Aerosolantrieb neben der St~rahlungsbilanz auch die Dynamik in der AtmosphÃ¤r verÃ¤nder kann. Daher m r - den, spÃ¤test,en bei der Betrachtung cler Aerosole. zur Behandlung cler globalen Kli- inaprobleinatil< auch regionale Informationen in geeigneter zeitlicher und rÃ¤umlicl1e AuflÃ¶sun benÃ¶tigt


Gerade die Arktis ist aufgrund cler besonderen Stral~l~ingsI~ecli11gungen (Polartag. bzw. Polarnacht, teilweise hohe Bodenalbedo) eine R,egion, in cler Aerosole in vielfÃ¤ltige Form wirken kÃ¶nnen Allgemein verbindet man mit der Arktis ein typisches R,einluft.gebiet mit niedrigen Aerosoll<oiizeiitrationen. Jedoch beobachtet man vor allem in1 FrÃ¼hjah Episoden, in denen antl'iropogcnc Aerosole aus Inclustriere- gionen (Europa. Rufiland, Nordamerika) in die Arktis transportiert werden. Die- ses PhÃ¤nome ist seit den 50'er Jahren unter dem Begriff ,,Arctic Haze" bekannt. WÃ¤hren dieser ..Arct,ic HazeH-Ereignisse kÃ¶nne Aerosollconzentrationen. die vergleichbar mit Industrieregionen sind. erreicht werden.


Eine weitere Besonderheit in der arktischen AtmosphÃ¤r ist der sogenannte ..Dia- mond Dust" oder auch ..clear sky ice crystal precipitation.. genannt,. kleine Eiskri- stalle. die bei sonst klarem Himmel unter bestimmten Bedingungen in der unteren TroposphÃ¤r entstellen kijnnen. OI-ITAKE ET AL. (1982) beobachtete diese Form entlaug der Kiiste von Alaska in der unteren Troposplliire nahe der ErdoberflÃ¤che Diese Eiskristalle sind relativ klein (< 100 pm) und entstehen in geringer HÃ¶h iiber offenem Wasser bei Temperaturen tiefer als -25OC und einer relativen Feuch- te. die Å¸he der Eis- und KassersÃ¤ttigun liegt. Gemessene Konzentrationen liegen typischenveise zwischen 1 bis 30 Teilchen pro Liter. Hier sei insbesonclere auf die Arbeiten von CURRY ET AL. (1990) hingewiesen. der ebenfalls durch Flugzeugmes- sungen groÂ§flÃ¤clii Eisl<ristallvrolkeii vor allem in niedrigen HÃ¶he iclent,ifiziert hat .

In der Arktis tragen neben ..Arctic Haze- auch Wolken in Form von Wasser- oder Eiswolken in u~iterscll i~dlicl~er Weise zum Stra l~l imgsa~l t r ie l~ bei (CURRY ET AL.. 1996: FOWLER UND R.ANDALL. 1996: BAKER. 1997). Jedoch sind deren Bildungs- prozesse durcli ..C:loud Condonsatioii Xulclci.. (CCX). ..Ice Xuclei" (IN) und ..Ice For- ruing Nuclei- (IFX) und deren Wecllselwirkungen bis heute noch nicht gut verstanden. Flugzeugmcssuiige~i in arktischen Stratuswolken ergaben niedrige Eiskristall- I<onzentrritione~i. fanden aber eine Korrelation im Auftreten von Eiskristallen und IN (JAYAWEERA UND OHTAKE. 1973). Ebenfalls wesentlichen Einflufi auf das Strah- lnngsforcing in der TroposphÃ¤r haben Cirren. die hÃ¤ufi in HÃ¶ll der Tropopause zu beobachten sind.

2.3.1 Arktischer Dunst (,,Arctic Haze")

Die tropospliÃ¤riscll Aerosollionzentration in der Arktis zeigt eine starke jahreszeit- liehe Schwankung mit einem Maxim~nn im spÃ¤te Winter bzw. FrÅ¸hjahr genauer. in den Monaten Miirz bis Mai (siehe Abb. 2.5). Dieses Maximum entsteht durch den Eintrag antliropogener Aerosole aus Industrieregionen in die Arktis und wird ..Ark- tischer Dunst" (engl. ..Arctic Haze") genannt. (HEINTZENBERG. 1989: BODHAINE U N D DLTTON. 199.3: SHAW ET AL.. 1993: RADIONOV ET AL.. 1995; KHATTATOV ET A L . . 1991: NAGEL. 1999). WSllrend solcher Ereignisse l~Ã¶nne Aerosoll<onzentrationen vergleichbar mit denen in Indnstrieregionen erreicht werden. I11 den Sommer- monaten hingegen ist die Aerosollio~izentration in der Arktis in1 Normalfall gering und die AtmosphÃ¤r frei von antliropogenen Aerosolen.

Das Erscl~eiiiu~igsl~ilcl von ..Arctic Haze" ist sowohl in zeitlicher als auch in rÃ¤umli cher Hinsicht sehr variabel inid vielfiiltig. ..Arctic Haze" tr i t t oft in horizontal groi.3- flÃ¤chigen stabilen Schichten der AtmosphÃ¤r auf. kann aber auch kleinrÃ¤umlic und sehr inhomogen sein. RAATZ (1984) und HEIXTZENBERG (1989) berichten von Ae- rosolscliicl~ten mit liorizontaler Erstreckung von 100 km bis Ã¼be 1000 km. WÃ¤hren der ASTAR-2000-1<ampagne (HERBER ET AL.. 2000b: YAMANOUCHI UND HER- BER. 2000) sind andererseits kleinskalige InhomogenitÃ¤te bis zu mehreren hundert Metern beobachtet worden (Kap. 10).

Kriterien zur Abgrenzung der ..Arctic Haze"-Ereignisse von der unbelasteten At,mo- sphÃ¤r sind beispielsweise die vom Photometer geniessenen columnaren optischen

2.3 Tro~osuharische Aerosole in der Arktis

Dicken (vgl. Kap. 4.2). Liegt dieser Wert Å¸he 0.1 (bei 532 nni). so deutet dieses auf einen ..Arctic HazeU-Fall hin (HERBER ET AL.. 2000b). â‚¬hnlic Kriterien wurden von SHAW (1982) und KHATTATOV ET AL. (1997) venvendet. Dieser definiert eine schwache und starke Haze-Ereignisse, wenn der Extinktionskoeffizient gr6Â§e als 0.03 k w l bzw. 0.11 k n i ~ ~ ist.

In Abb. 2.5 ist, die mittlere jahreszeitliche Variation der tropospliÃ¤risclie optischen Dicke bei 532 nni dargestellt. I1n FrÅ¸h,jah werden die hÃ¶chste optischen Dicken von 0.15 (bei 532 nm) erreicht, wÃ¤hren in den Sommermonaten die Werte teilweise unter 0.05 fallen. Basierend auf diesem n~elirjÃ¤hrige Datensatz gibt HERBER ET AL. (200011) fÅ die auft*ret>enden ..Arctic Haze"-Ereignisse in ~ ~ - A l e s u n c l eine HÃ¤ufigkeit von 40% an.

aer (532nm)

Stern-Photometer o Sonnen-Photometer

Abbildung 2.5: Zeitreihc der optischen Dicke T"'" der Aerosole; gemessen mit dem l~oclengel~ui~denen Sonnen- und Sternphotometer an der Koldewey Station. Spitzbergen (HERBER ET AL. . 1996. 2000b)

Entstehung von ,,Arctic Haze"

In der Arktis kann ..Arct,ic Haze" auf verschiedene Arten entstehen. Die in den In- dustrieregionen gebildeten antl~ropogenen Aerosolen kÃ¶nne auf bestimmten Trans- portwegen in die Polregion transportiert werden (Transportprozess). Arktischer Dunst kann sich aber auch lokal in der Arktis in Verbindung mit pliotochemiscl~en Prozessen auf bereits gealterten Aerosolen bilden (lokaler Entstel~ungsprozess).

Die entscheidende Rolle spielen Transportprozesse aus den mittleren und teilweise sogar subtropischen Bereichen in die Arktis. Hierbei sind die langen atmosphiirischen Wellen (Rossby-Wellen). die aufgrund des unterschiedlicl~en Strahl~mgsbudgets zwischen Aquator und Pol entstehen. der grundlegende Antriebsnicclianismus. Beson- dere Bedeutung fÃ¼ den Luftniassena~lstausch zwischen Pol und mittleren Breiten hat die Lage der Polarfront. Die Polarluft ist weitgehend von den siidlicheren Luft- massen isoliert, wenn die Amplitude der langen Wellen relativ klein ist und zonale StrÃ¶munge in der AtmosphÃ¤r der initt,leren Breit,en vorherrschen.


Abbildung 2.6: Quellregionen authropogen erzeugter Aerosole auf der Sordhalbkugel: Emissionen von Schwefeldioxid (AMAP. 1998)

Abbildung 2.7: Haupttransportwegc der Aerosole in die Arktis: mittlere Lage der Polarfront im Januar (blau) und Juli (gelb) (AMAP. 1998)

2.3 Troposph?irische Aerosole in der Arktis

Luftaustausch kann erst dann stattfinden. wenn die Amplitude cler langen Wellen anwÃ¤chs und es so zu einer mehr und mehr meridionalen StrÃ¶mun kommt. Ty- pische Transportwege. iiber die ..Arctic Haze" aus den Quellregionen in Europa. Sibirien und Nordamerika in die Arktis gelangen kann (RAATZ U N D SHAW. 198.1: HARRIS. 1994: VINOGRADOVA L N D EGOROV. 1996), finden sich hÃ¤ufi im Winter wÃ¤hren der sogenannten ..Blocl<ing-"Wett,erlagen. MÃ¤chtig Hochdruckgebiete breiten sich Ã¼be Asien bis nach Europa aus. westwÃ¤rt ziehende Zyklonen werden nach Norden abgedrÃ¤ng und machen einen Transport der anthropogenen Aerosole und Gase (z.B. Inclust~rieal~gase. Yerbreiniungsprodul<te) in die Arktis mÃ¶glic (RAATZ. 1991; A M A P . 1998). Dabei sind die meteorologiscl~en Bedingungen (Wind, Sieder- schlag. Feuchte) in den Quellregionen und auf dem Transportweg bestimmend fiir die TransportliÃ¶li und die Venveilzeit der Aerosole. Abb. 2.6 und 2.7 zeigen clie Hauptquellregionen anthropogener Aerosole und deren Transportwege in die Arktis.

Unter bestimmten Bedingungen kann es so in cler Arktis je nach Quellgebiet und Transportweg der anthropogen erzeugten Aerosole zur Anreicherung in untersclliecl- liehen HÃ¶he in der TroposphÃ¤r kommen. Entscheidend ist hierbei die Lage der Polarfront (Abb. 2.7). Ein mit anthropogenen Aerosolen angereichertes Luftpaket aus mittleren Breiten. daÂ nÃ¶rdlic der Polarfront seinen Weg in die Arktis beginnt. wird je nach Feuchtegehalt angehoben. Da clie Temperaturdifferenz zwischen Quell- und Zielgebiet allerdings nicht sehr groÂ ist., wird diese Anhebung nicht sehr stark sein. Stammt das Luftpaket jedoch aus Gebieten sÃ¼dlic der Polarfront, erfÃ¤hr es aufgrund des groÂ§e horizontalen Teniperaturgradienten an der Polarfront eine starke Anliebung. Sofern es durch die Anhebung des Luftpaketes nicht zu Sieder- schlag und somit zur Auswaschung der Aerosole konimt. lassen sich so in cler Arktis auch Aerosolschicl~teii in grÃ¶fiere HÃ¶he finden. Zusammen mit der Lage von Bo- deninversionen. angeliobenen Inversionen und Bereichen mit Isotliermie wird so die vertikale Lage der Aerosolscl~ichten bestimmt.

Yerbundeu mit dem Fehlen der Sonneneinstrahlung wÃ¤hren der Polarnacht kann sich durch die starke Abkuhlung der ErdoberflÃ¤ch eine stabile Luftschichtung bilden. Die arktische Grundscliicht wird durch eine stark ausgeprÃ¤gt Inversion von der freien TroposphÃ¤r getrennt, so daÂ sich Aerosole und Gase, die wÃ¤hren dieser Zeit aus sÃ¼dlichere Breiten in die Arktis transportiert werden. relativ lange in der TroposphÃ¤r halten kÃ¶nnen Abba~~meclianismen wie Durcliinischung und Auswa- schung durch XiedersclilÃ¤g fehlen wÃ¤hren dieser Zeit fast, vollstÃ¤ndig So entstehen Venveilzeiten einzelner Komponenten von mehreren Wochen (nach SHAW ET AL.

(199.3) bis zu 30 Tage). Mit Anbruch des Polartages kann sich dann die Aerosolkon- zentration durch das Einsetzen pliotocllemischer Reaktionen erhÃ¶hen Es kommt zur Bildung von Nukleationskemen aus der Gaspliase, die zu weiterem Wachstuni der Aerosole durch Koagulation fiihren kann. Es entsteht der sogenannte .,Arctic Ha- ze". der hauptsÃ¤chlic aus bereits gealterten Aerosolen besteht (z.B. LEITERER UND

GRAESER, (1990): HEINTZENBERG ET AL. (1981): COVERT U N D HEIXTZENBERG (199.3)).


Bisherige Messungen

Die Erforschung troposphÃ¤rische Aerosole in der Arktis begann bereits in den drei- fliger Jahren, wo u.a. Strahlungsmessungen zur Bestimmung der Triibung in der Atmosph5re durchgefiihrt wurden. VerÃ¶ffentlich MeÂ§reilie von LEITERER (1991) und RADIONOV ET AL. (1995) zeigen fÅ die Jahre 1933 bis 1992 ein deut,liches Anwachsen der LufttrÃ¼bun im russischen Teil der Arktis ab Mitte der 50er Jahre. verbunden mit der rasanten industriellen Entwicklung nach dem zweiten Weltkrieg. Ebenfalls wurde dieses PhÃ¤nome in1 amerikanischen Teil der Arktis in1 R,ahmen militÃ¤rische Wet tererkundungsflÅ¸g (den sogenannt~en ..Pt armigan-FlÃ¼gen" beobachtet. Der amerikanische MilitÃ¤rfliege M. Mitchell jr. prÃ¤gt als erster fÅ diese Erscheinung den Begriff ..Arctic Haze". In den 7Oer und 80er Jahren bemiihten sich vor allem amerikanische Forscher (SHAW. 1975: RAATZ. 1984) um dieses PhÃ¤nomen In diesem Zusammenhang sind die vier AGASP-Experimente (Arctic Gas and Atro- so1 Sanipling Program (SCHNELL. 1984: SCHNELL UND RAATZ, 1984)) zu nennen. durch die zwischen 1983 und 1992 umfangreiche Arbeiten zu chemischen und physikalischen Eigenschaften sowie zur Entstehung von ..Arctic Haze" entstanden sind. Auch von anderen Gruppen wurden in den folgenden Jahren viele weitere Arbci- teil und Mef3kampagnen zu diesem Thema durchgefÅ¸hrt Einen guten historischen C-berblick gibt hier NAGEL (1999).

Am hÃ¤ufigste wurden bis heute Messungen der colun~iiaren optischen Dicke durch- gefÃ¼hrt So sind Daten aus der kanadischen Arktis (FREUND. 1983: BODHAI- NE U N D DUTTON. 199.3). Alaska (SHAW. 1995); Spitzbergen (HERBER ET AL. ,

2000b). und aus dem russischen Teil der Arktis (RADIONOV ET AL.. 1995: NAGEL, 1999) verfÃ¼gbar Alle Autoren bericht,en Ã¼be Maximalwerte der optischen Dicke in1 FrÃ¼hjahr

Aussagen Ã¼be die Vertikalverteilung des arktischen Aerosols machen zu k6nnen, wurden diverse Flugzeuginessungen durchgefÃ¼hr (CLARKE ET A L . , 1984; RADKE ET AL.. 1984: KHATTATOV ET AL.. 1997; LEITERER ET AL., 1997). Insbesondere in der NÃ¤h Spitzbergens fanden Pliotonleterinessungen der optischen Dicke mit Hilfe des Forscliuiigsflugzeuges .,Polar4" vom Alfred-Wegeiler-Institut im Sommer 1995, FrÅ¸hjah 1996 und 1991 statt (NAGEL. 1999). Bei diesen Messungen zeigte sich eine starke Strukturierung der Aerosolschichten in1 Frtilijalir und ein nahezu mit der HÃ¶h exponentielles Abfallen der Aerosolbelastung wÃ¤hren der Sommermonate.

An der Koldewey-Station in ~ ~ - - i l e s u n d wird seit 1998 zusÃ¤tzlic mit Hilfe des Li- darverfahrens die vert,ikale Aerosolbelastung in der TroposphÃ¤r gemessen. Hinzu kommen Messungen mit dem FTIR (Fourier ~ransfornied InfraRecl Spectroineter). welches die coluinnare optische Dicke aus Emissionsspektren der Aerosole im In- fraroten miflt,. Eine genauere Darstellung der verschiedenen Mef3verfahren folgt in Kap. 4.

Einen wichtigen Forscl~~~iigsbeitrag hinsichtlich der I<limawirksaiiikeit von ..Arctic Haze" bildete in diesem Jahr die ASTAR-2000-Kampagne. auf die in Kap. 9 nÃ¤he eingegangen wird.


Arktische Aerosole im Sommer und im FrÃ¼hjah

Zusammenfassend wird im folgenden kurz die arktische TroposphÃ¤r im Sommer (in der von anthropogenen Aerosolen unbelasteten AtmosphÃ¤re und im Win- ter/Friilijahr (stark Aerosol-belastete AtmosphÃ¤re gegentibergestellt. In den Som- mermonaten lassen sich die troposphÃ¤rische arktischen Aerosole wie folgt cliarak- terisieren:

Die arktische TroposphÃ¤r ist in den Somniermonaten Juni bis August, von einzelnen Haze-Ereignissen abgesehen. weitgehend frei von anthropogenen Ae- rosolen. da sie aufgrund der Lage der Polarfront bei etwa 60Â° bis 70Â° von den Quellregionen abgeschirmt ist (NAGEL. 1999). Die columnare optische Dicke (genauer: die integrale optische Dicke der TroposphÃ¤re ist mit ~ ~ ~ ~ ( 5 5 0 nm) 0,04 in den Sommermonaten sehr gering (z.B. SHAW (1975); LEITERER (1991): RADIONOV ET AL. (199.5); HEGG ET AL. (1996b): NAGEL (1999)).

Die wenigen vorhandenen Aerosolpartikel sind hauptsÃ¤chlic in der Gren7- schiebt in der unteren TroposphÃ¤r zu finden. Ihre Konzentration nimmt exponentiell mit der HÃ¶h ab (NAGEL. 1999).

Nach mehreren Autoren (D'ALMEIDA ET AL., 1991; FLYGER ET AL. . 1976: COVERT UND HEINTZENBERG, 1993: TOON UND POLLACK. 19%: HEINTZEN- BERG UND LECK. 1994) sind die Hauptbestandteile des arktischen Aerosols im Sommer Seesalze (73.6%). nat,Ã¼rlich und ant,hropogene Sulfate (18.9%) und Mineralien (7.5%). Aber auch stickstoffhalt~ige Verbindungen wie Ammonium- sulfat oder S O x werden in einigen Arbeiten (z.B. JAESCHKE ET AL. (1997)) genannt.

Vereinzelt kÃ¶nne allerdings auch Haze-Schicht,en auftreten (SHAW. 1975). Sie konimen meistens aus Regionen sÅ¸dlic der Polarfront. und erfahren beim Trans- port in die Arktis eine starke Anhebung. Haze-Sc1iicht.en in1 Sommer sind also meistens in grÃ¶Â§er HÃ¶he im Zusammenhang mit angehobenen Inversionen zu finden (FLYGER ET AL.. 1976: OTTAR ET AL. . 1986: HEGG ET AL.. 1996b: NAGEL. 1999).

Irn Winter bzw. Frtihjahr stellt sich die Situation wie folgt dar:

Da im Winter und Frtihjahr die Polarfront je nach Region zwischen 40Â° und 60'1 liegt, befinden sich Quellregionen anthropogener Aerosole (z.B. Eurasien) hÃ¤ufi unter dem EinfluÂ polarer Luft. WÃ¤hren der sogenannten ..Blocking"- Wetterlagen (s.o.) kÃ¶nne so Aerosole in die Arktis t,ransportiert werden (NA- GEL, 1999).

In den Wintermonat,en bildet sich eine mÃ¤chtig Bodeninversion bis zu 2-3 km HÃ¶he Aufgrund der sehr stabilen Schichtung ist somit der Vertikaltransport in der AtmosphÃ¤r stark eingeschrÃ¤nk (SHAW, 1995: RAATZ, 1991). Es finden sich daher erhÃ¶ht AerosoIl~onzent~rat,ionen meist in dieser bodennahen


Inversionsscliicl~t. WÃ¤hren der cbergangszeit zum Polartag kÃ¶nne sich auf- gruiid von amvaclisender atmosphÃ¤rische Gegenstralilung angehobene Ins-er- sionen bilden. an deiien sich dann Aerosole sammeln und so Aerosolschichten entstehen koiineii. Van heobaclitete diese Art von Haze-Schichten bereits bis in den Bereich der Tropopause (SKURATOV. 1997: LEITERER ET AL.. 1997).

0 Nach Sonnenaufgang kann es zur photolytisclien Bildung von Kondensat.ions- kernen aus der Gasphase kommen uncl zu weiterem Wachstum durch Iioagulati- 011. HEINTZENBERG ET AL. (1981) fand bei Bodenmessungen auf Spitzbergen. daÂ sich ..Arctic Haxe" im wesentlichen aus Teilchen in1 ..Accuniulation-Mode" zusammensetzt. Diese Verarmung an kleinen Teilchen in der Grenzscliiclit eilt- deckten auch COVERT UND HEINTZENBERG (1993): SCHNELL U N D RAATZ (1984): DREILING U N D FRIEDERICH (1997): OTTAR ET AL. (1986).

Das arktische Aeiosol in1 Fiulijahr setzt sich hauptsachlich aus antliropogenen Kohlenstoffs eil~inclungen (48.1%). anthropogenen Sulfaten (31.4%). See- salzen (17.7%) uncl einem geringen Anteil an Mineialien (0.09%) zusammen (D'ALMEIDA ET AL. 1991)

L111 eine erste Vorstellung von den zu erwartenden GroÂ§enordunge zu bekommen. gibt Tab. 2.1 eine cbersiclit iiber typische optische Paranieter des arktischen Aero- sols in1 Friilijahr.

Tabelle 2.1: Mittelwerte und Gr~l3enbereiche fÅ optische Parameter des arktischen troposphÃ¤ri sehen Aerosols im FrÅ¸hjah nach NAGEL (1999)

Parameter

columnare optische Dicke

St,reul<oeffizient

2.3.2 ,,Diamond Dust"

typischer Wert

0.09-0.45

0.010 - 0.082 1<111-'

Ein weiteres PhÃ¤nome im arlctisclien Winter und FrÅ¸hjah ist der sog. ..Polarsclinee" oder auch ..Diamond Dust". Man beobachtet diese Eiskristalle bei sonst klarem Him- mel als glitzernden Niederschlag. der langsam zur BodenoberflÃ¤ch absinlct. Diese Partikel bilden sich meist bei ext,rem niedrigen Teniperaturen (unter -25OC). wenn der Feuchtegehalt der Luft den Sattigungsgrad Ã¼be Eis Ã¼berschreite und haben eine GrÃ¶Â von etwa 10 - 100 /(in (CURRY ET AL.. 1990). Der bedeutendste Bildungs- iiieclianisnius von ..Diaiiiond Dust" in der Arktis ist die Aclvelction warmer feucliter Luft aus niederen Breiten Ã¼be die lcalt,e Schnee- und EisoberflÃ¤che Diese Luftiiias- sei1 beinhalten oftmals kleinste Aerosolteilcl~en im Nuldeations-Mode. die dann als Suldiniationskeme f~mgieren lcÃ¶nnen Somit ist die Entstehung von ..Diainond Dust" meistens mit den1 Transport feuchter aerosollialtiger Luft aus den Quellregioiien des

2.3 Tropospharische Aerosole in der Arktis

Arct, ic Haze" verbunden. ..Dian~oncl Dust" beeinfluÂ§ nicht nur durch die intensive Lichtstreuung und -reflexion die Stral~lungsbilanz. sondern kann auch bedeutsam fÃ¼ die Akkumulation von Teilcben auf der EisoherflÃ¤cli und die Luftchemic der Arlitis sein (CURRY ET AL. . 1990). Zu diesem PhÃ¤nome gibt es allerdings bisher nur wenige Arbeiten.

Ai1 dieser Stelle sei auf Beobachtungen von ..Diamoncl Dust" mit dem Kolclewey- Aerosol-Raman-Liclar (KARL) wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kanipagiie hingewiesen (Kap. 7). Hier konnten die Reflexionen des Laserstrahls an den glitzernden Eiskri- stallen in ca. 1-2 km HÃ¶h als schwache Lichtblitze mit dem Auge wahrgenommen werden. In den Lidarsignalen beobachtete man vereinzelt kurze starke ..Peaks" in den RÅ¸ckstreusignalen die durch exakte RÃ¼ckreflexione an waagerecht ausgerichteten Eiskristallen verursacht wurden.

2.3.3 Cirruswolken

Auch hohe Wolken beeinflussen direkt die Stralilungsbilanz in der AtmosphÃ¤r und tragen so ebenfalls zum Strahlungsforcing bei. Zu den hohen Wolken zÃ¤hle Cirren (Ci). Cirrocumulus (Cc) und Cirrostratus (Cs). Sie existieren ausschlieÂ§licl in Form von Eiskristallen in einem Temperaturbereich zwischen -20Â° und -70Â°C Diese meist schleierartigen Eisvrolken kÃ¶nne in der Arlitis in HÃ¶he zwischen 3.5 km uncl 9 km vorkommen. Als typischer Wert fÃ¼ die HÃ¶h von Cirren gelten etwa Dreiviertel der Tropopausenl~Ã¶h (DOWLING U N D RADKE. 1990). Aufgund der starken HÃ¶hen winde sehen sie oft faserig aus. Angaben zu mittleren Becleckungsgraden durch hohe Wolken in der Arktis existieren nur in geringer Zahl. LIOU (1986) bezieht sich in seinem ~bersichtsartiliel zu Cirren auf die Klimatologie von LONDON (1957). Dieser gibt als typische Werte fÃ¼ die Arlitis (80Â°X einen Bedecli~~iigsgracl von 17%: eine Kolkenobergrenze von 7.8 km und eine mittlere Wollienclicke von 1.7 km an.

Man vermutet bei einer ErhÃ¶hun des bei etwa 20% liegenden globalen Bedeckungs- grades (LIOU. 1986) dieser optisch meist sehr dÃ¼nne hohen Wolken eine ErwÃ¤rmun der AtmosphÃ¤re WÃ¤hren solare Strahlung nahezu ungeliindert die optisch dÃ¼nne Wolken durchdringt. wird thermische Strahlung an der Ausstrahlung in den Welt- raum gehindert. Diese wird aufgrund der niedrigen Temperatur der Cirren nur in viel geringerem MaÂ§ in den Weltraum abgegeben.

FÃ¼ mittelhohe und niedrige Wolken sowie fÅ optisch dicke Wolken kehrt sich dieser Effekt ins Gegenteil uni. I111 globalen Mittel wirkt die Gesamtheit der Wolken mit einer Net~t~ostral~liing von -43. 6 W/m2 abkÅ¸hlen auf das Klimasystem (HARTMANK. 1993). wÃ¤hren hohe cliinne Wolken mit +23.5 W/m2 erwÃ¤rmen wirken. Klirna- modelle reagieren auf die Parametrisierung von Cirren in hohen Breiten auflerst sensitiv.

FÃ¼ arktische Cin-eil sind eine Reihe von Messungen in den letzten Jahren erfolgt. So berichten PLATT vm DILLEY (1981). ANSMANN ET AL. (1992b). RUPPERS- BERG ET AL. (1997) und DEL GUASTA ET AL. (1998) speziell von Lidarmessungeii an arktischen Cirren. Im Zeitraum von September 1998 bis April 1999 wurden an der Koldevrey-Station auf Spitzbergen Messungen mit dem IiARL uncl dem IR-

2.3 Tro~os~hÃ¤risch Aerosole in der Arktis

Radiometer des CNR. Florenz zur EmissivitÃ¤ von Girren gemacht. Auf diese Mes- sungen wird in dieser Arbeit nicht nÃ¤he eingegangen.

Diese GrÃ¶Â§ niÃ¼sse bekannt sein. um clie STG lÃ¶se zu kÃ¶nnen Die Effekte des direkten Stral~liingsantriebes hÃ¤nge also unmittelbar von den optischen Eigenschaf- ten des Aerosols ab.

Neben clen optischen Eigenschaften der Aerosole selbst ist die OberflÃ¤chenalbe clo von groÂ§e Bedeutung fÃ¼ die Gesamtstralilungswirl<ung auf das System Ercle- AtmosphÃ¤re Aerosole, die vorwiegend streuend wirken. rufen Å¸be einer OberflÃ¤ch mit geringer Albedo (z.B. Wasser) eine ErhÃ¶hun der planetaren Albedo hervor und wirken somit abkÅ¸11lend Stark absorbierende Aerosole Ã¼be einer OberflÃ¤ch mit 11oher Albedo (Eis. Schnee) verringern hingegen die planetare Albedo und fiiliren zu einer ErwÃ¤rn~ung

Eine genauere Quantifizierung des Kliinaantriebs durch Aerosole kann nur dann von Modellen geleistet werden. wenn die klimarelevanten Aerosolparameter in ihrer rÃ¤umliche (horizontalen und vertikalen) und zeitlichen AbhÃ¤ngigkei beschrieben werden kÃ¶nnen Aufgrund mangelnder MeÂ§netz ist es gerade in clen Polarregionen schwierig und teilweise sogar unmÃ¶glicli diese Parameter in der gewÃ¼nschte Form bereitzustellen. Deswegen ist es notwendig. mit den gegebenen MeÂ§inÃ¶glichkeit eine optimale Datenbasis als Eingangsdat,ensatz fÅ die Modelle bereitzustellen.

3.1.1 Bisherige Aerosolmodelle

Die optischen Eigenschaften nuiden erstmals in den 60er und iOer Jahren \on

SHETTLE U N D FEI^N (1979) in Modellen beliicksichtigt. wobei von dei Sichtwei- te auf clie Extinktion der Atmosphare geschlossen -n urde

Eine einfache Beziehung zwischen Sichtweite S und Extinl~tionsl~oeffizient a ist nach KOSCHMIEDER (1924):

Die Sichtweite ist also etwa das vierfache des Kehrwertes des Extinktionskoeffizien- ten. FÃ¼ reine R~J-leighstreuiing ergibt das etwa 200 km. In der Arktis, aber auch in mittleren Breiten (etwa bei FÃ¶hnwetterlage in Reinluftgebieten) kann dieser Wert auch erreicht werden. Die Koschniieder'sclie Formel erlaubt eine schnelle, wenn auch nicht sehr prÃ¤zis AbschÃ¤tzun der Acrosoll~elastung der Luft. Da die Sicl~t~weite an nieteorologischen MeÂ§statione meistens routinemÃ¤Â§ gemessen wird. kann man den Extinl<tionskoeffizient~en nach dieser Formel al~schatzen.

Eine erste Charakterisierung der Aerosoltypen geht auf JUNGE (1963) zuriick. der die Aerosole nach der GrÃ¶Â§enverteilu in maritimes. kontinentales und Hinter- grundaerosol einteilte. Durch Ausweitung der Messungen und DurchfÃ¼hrun diverser Flugzeug- und Bodenmessungen in den 80er Jahren wurden auch weitere Aerosolpa- raineter, wie Aerosolz~~sammeiisetzung. Brechnngsindex und Absorptionskoeffizient bestimmt. Mit dieser Datenbasis konnten weitere tropospliÃ¤risch Aerosoltypen modelliert werden (TOON UND POLLACK, 19% SHETTLE UND FENN, 1979). Das Aero- solinodell von SHETTLE UND FENN (1W) berÃ¼cksichtig als erst,es die AbhÃ¤ngigkeit der optischen Eigenschaften von der relat,iven Feuchte in dem WellcnlÃ¤iigenbereicl

3.1 Modellierung

von 0.2 - 40 um. Diese Arbeit gilt als erste umfassende Aerosolklimatologie.

Ein etwas abgeÃ¤ndert,e Aerosolniodell wurde 1983 irn Rahmen des Weltklimapro- gramins WCP ( x o r l d Climate Project) vorgeschlagen. Dieses umfaflt mehrere Ae- rosolkoinponenten, die sich aus drei Aerosoltypen (maritim, kontinental. urban) vo- lumenanteilig zusammensetzen.

Derzeit wird hÃ¤ufi die Aerosolklimatologie von D'ALMEIDA ET AL. (1991) verwendet,. Sie wurde 1997 von KOPKE ET AL. (1997) komplett Ã¼berarbeit,e und weiterent- wickelt. Der so ent,standene globale Aer~soldat~ensatx GADS (Global Aerosol Data Set) baut auf der Datenbank OPAC (Qptical rroperties of Aerosol and Cloucls. HESS ET AL. (1998)) auf. OPA(? enthÃ¤l die optischen Eigenschaften von 11 Ae- rosolkomponenten fiir 8 relative Feuchten fiir 61 WellenlÃ¤nge im Bereich zwischen 0,25 - 40 pin. Die Stralilungsparameter sind aufgrund ihrer GrÃ¶Â§eiiverteilu (Log- Normal-Vert>eilung) und des wellenlÃ¤1~gena1~1~Ã¤ngig Brechungsindexes mit Hilfe der Nie-Theorie berechnet worden. Aerosoll~ompoiienten sind in wasserlÃ¶slich und was- serunlosliche kont,inent,ale Aerosole, Seesalze, RuÂ§ und Mineralien unterteilt. Fiir einige Konlponenten wird die GrÃ¶fienverteilun mit einem feucliteabliÃ¤iigige Radius bis zu 60 ,um modelliert. Die .lnzal~lmiscl~~~ngsverl~Ã¤ltniss cler einzelnen Aeroso1kon1- ponenten bestimmen somit die optischen Eigenschaften des Aerosoltyps. ZusÃ¤tzlic zu den optischen Eigenschaften beinhaltet der GADS die globale (horizontale und vertikale) Vert,eilung der einzelnen Aerosolkomponenteii als klimatologische Mittel- wert,e fÃ¼ Sommer und Winter.

HinsichtJich der Erscheinungsform von ..Arctic Haze" stellte SHAW ET AL. (1993) 1993 ein Aerosolnioclell fÃ¼ ,,Arct,ic Haze" vor. nachdem es zuvor bereits in ersten vereinfachten Arbeit,en zum St~ralilungsforcing von ,.Arctic Hazc- qualitative Hinx-ei- se auf den Einflufi der Aerosole gab (WENDUNG ET AL.. 1983: BLANCHET. 1989: EMERY ET AL., 1992: SHAW ET AL.. 1993: BLANCHET, 1994). Ausgehend von be- kannten GrÃ¶fienverteilunge und Brechungsindizes fiir die Aerosoll~on~poiienten berechnet dieses Modell auf Grundlage der Mie-Theorie die fÃ¼ den Stralilungstrans- port notwendigen optischen Parameter. Sie konnten mit diesem Modell nachweisen. daÂ Haze-Schichten bei hoher Bodenalbedo. wie sie in den Polarregionen in1 FrÃ¼hjah Ã¼blic ist, den Nettoflufi der solaren Strahlung oberhalb cler Schicht erhÃ¶he und unterhalb der Schicht niinclern. Die ErhÃ¶hun oberhalb der Schicht resultiert aus der Streuung und Reflexion sowie der Absorption cler von der ErdoberflÃ¤ch ab- gestrahlten langwelligen Strahlung in der Schicht. Die Minderung des Nettoflusses unterhalb der Schicht wird verursacht durch Reflexion. Streuung und Absorption der einfallenden solaren Strahlung. Vor allem bei den niedrigen Einfallswinkeln cler Sonnenstrahlen in1 FrÃ¼hjah wird dieser Effekt durch Mehrfachstreuung zwischen SchneeoberflÃ¤ch und Haze-Schicht noch verstÃ¤rkt In AbhÃ¤ngigkei vom Rufianteil der Aerosole kann es in der Schicht zu einer ErwÃ¤rmun bis zu 2 I< durch Absorp- tion kommen. Alles in allem fÃ¼hre Haze-Schichten in der Arktis somit zu einer leicht,en AbkÃ¼hlun an der ErdoberflÃ¤ch und zu einer ErwÃ¤rmun in der Schicht selbst. Dieser Inversionseffekt st,abilisiert die Luftscliichtung in zunehmendem Mafie. Die modellierten ErwÃ¤rinungsrate von bis zu 2 K/Tag stimmen gut mit Messungen von VALERO ET AL. (1984) Ã¼berein liegen aber deutlich Ã¼be den mit 0.1-0.3 K/Tag angegebenen Wert,en von BLANCHET (1989).

3.1 Model l i e rung

3.1.2 Das regionale Klimamodell HIRHAM

FÃ¼ die Arktis existiert das zeit,lich und rÃ¤umlic hochaufgelÃ¶st regionale Klima- modell HIRHAM, welches derzeit am Alfred-Wegener-Institut benutzt und weiterent~wickelt wird. Der meteorologisch-pysikalische Teil stammt von dem Modell ECHAM (CHRISTENSEN U N D MEIJGAARD, 1992), (ursprÃ¼nglic vom .>European Center for Medium Range Weather Forcast,ing" (ECMWF), an1 Max-Planck-Instit,ut -

in H A l l I l ~ ~ l r g l~insicl~tlicl~ K l i ~ ~ ~ a ~ i i o c ~ e l l i e r u ~ ~ g ~nodifiziert), der dyna~nische Teil \-On dem Modell Modell HIRLAM (HIgh Re~olut~ed Limited Area Model). HIRHAM wurde am Alfred-Wegener-Institut fÃ¼ das Gebiet der Arktis und an die dort spe- zifischen Fragestellungen angepaflt (CHRISTENSEN U N D MEIJGAARD, 1992: CHRI- STENSEN ET AL.. 1996; DETHLOFF ET AL.. 1996: RINKE UND DETHLOFF, 1997). Das Modellgebiet von HIRHAM erstreckt sich Ã¼be das Gebiet, der Arktis nÃ¶rdlic des 65. Breitenkreises. Die horizont,ale AuflÃ¶sun betrÃ¤g 0.5O X 50 km. vertikal ist die AtmosphÃ¤r in 19 Druckschicht,en bis zu einem Druckniveau von 10 hPa unt,er- teilt. Das Modell berÃ¼cksichtig hinsicht,lich der Strahlungsprozesse den EinfluÂ von HzO, CO2, Oi. CH,*, X 2 0 , CFCs. Aerosolen und Wolken.

L'm den St,rahlungsantrieb durch Aerosole abscliÃ¤t,ze zu kÃ¶nnen wurden der globale Aerosoldatensatz GADS (KOPKE ET AL., 1997) in das regionale Kliniamodell HIRHAM implementiert und erste ModellÃ¤uf mit verschiedenen Aerosolmischungen clurcl~gefÃ¼l~r (FORTMANN. 2000). Im nÃ¤chste Schritt wird nun diese kÃ¼nstlic erzeugte Aerosolmischung durch einen arktischen Aerosoldat,ensatz ersetzt, der auf gemessenen Dat,en basiert. Dazu wurde u.a. die ASTAR-2000-Kampagne im FrÃ¼hjah 2000 Ã¼be Spitzbergen geplant und durchgefÃ¼hr (Kap. 9).

3.1.3 Modellanforderungen

Zur AbschÃ¤tzun der Klimawirkung der Aerosole ist es notwendig, die klimarelevanten Parameter mÃ¶glichs so zu erfassen, daÂ diese in die Modelle implementiert werden kÃ¶nnen Dazu mÃ¼sse die Anforderungen der 1Iodelle hinsichtlich zeitlicher rÃ¤umliche AuflÃ¶sun berÃ¼cksichtig werden. Aufgrund der starken VariabilitÃ¤ der Aerosolverteilung mÃ¼sse die Aerosolparan~eter hierzu in zeitlicher, rÃ¤umliche (horizontal und vertikal) und spektraler AuflÃ¶sun vorliegen (siehe Tab. 3.1). Aufierdem muÂ die AbhÃ¤ngigkei der Parameter von der relativen Feuchte bekannt sein.

Phasenfunkt.ion 1 spektral, rel. Feuchte

Masse~~~nischu~~gsverhÃ¤ltni 1 vert,ikal, horizontal, zeitlich

Paramet,er

Ext.inktionskoeffizient (pro Teilchen)

Absor~~tio~isl<oeffizie~~t (wo Teilchen)

Tabelle 3.1: Anforderungen des Modelles

... aufgelÃ¶s

spekt,ral, rel. Feuchte

spektral. rel. Feuchte

3.2 Mefiverfahren - Ein Ãœberblic

3.2 Meflverfahren - Ein Ãœberblic

FÃ¼ die experimentelle Bestimmung der klimarelevanten Parameter troposphÃ¤rische Aerosole werden unterschiedliche Meflverfahren angewendet. Diese kÃ¶nne auf diversen Plattformen (Boden. Flugzeug. Ballon. Satellit) zum Einsatz kommen.

Mit Fernerlcundungsverfal~ren (z.B. Lidar. Photometer) kann die zeitliche Ent- wiclc~~ng des troposphÃ¤rische Aerosols sowie die vertikale Verteilung hoc'l~aufgelÃ¶s aufgezeichnet werden. allerdings nur Å¸he einen horizontal eng begrenzten Bereich. Satellitengestiitzte Messungen erlauben hingegen eine groÂ§ rÃ¤umlich (horizontale) Abdeckung der AtmosphÃ¤re

Bei den optischen MeÂ§verfahre unterscheidet man zwischen aktiven und passiven Verfahren. Bei aktiven Verfaliren (z.B. Liclar) wird vom MeÂ§instrumen ..alt- tiv" emittiertes Licht nach der Wecl~selwirkimg mit den Aerosolteilchen cletelctiert. Bei den passiven MeÂ§verfahre (z.B. Radiometer. Photometer) dient das Meflinstru- ment ausschlieÂ§lic als Detektor ..passiver" Strahlungsc~uellen (Sonne. Mond. Sterne. Wolken).

In-situ-iMeÂ§system kÃ¶nne die mil~ropl~ysil~aliscl~ei~ und chemischen Eigenschaf- ten des Aerosols analysieren. Mit optischen PartikelzÃ¤hle li6nnen zum Beispiel die GrÃ¶Â§enverteilu und GrÃ¶Â§enspclitr bestimmt werden. Diese Messungen kÃ¶nne ebenfalls bodengebundcn, flugzeug- oder ballongetragen sein. Sowohl in- situ-Messungen optischer Eigenschaften an1 begrenzten Luftvolumen mit beispielsweise X e p h e l o ~ ~ ~ e t e m . TeildienzÃ¤hlern Aethalometer. als auch Messungen in der atmosphÃ¤rische SÃ¤ul (Photometer. Radiometer. Lidar) sind meistens auf wenige WellenlÃ¤nge beschrÃ¤nkt

Inst,rument,

Lidar

Photometer

FTIR

IX

OPC

Impaktoren und Filter

Tabelle 3.2: Mefiverfahren und deren MeÃŸgr6fle wiihrend ASTAR-2000

PSAP

SAGE I1

Mefigrofic

RÅ¸clist.rcukoeffizien ,3^"^ Extinlitionsl~ocffizient 022 Depolarisat,ion Sl'

rolumnare optische Dicke T.'-"''.

Extinktionsl~oeffizient o $ z . Phasenfunktion P(8. \)

AuflÃ¶sun

A = 532 nm. 1064 nm: Profil Al1 = 60 m A = ,532 nm: Profil M = 60 m A = 532 nm: Profil Ah = 60 m

spektral 350 < A < 1065 nm. Profil spektral 350 < A < 1065 um. Profil A = 861 nm. 3 2 um. Profil

8 ptischeDicke1n < A < 12 ~ i m

Absorptionskoeffizicnt 0% 1 Profil. A = 565 nm

Extinktionskoeffizient aj s

Streukoeffizient. a i ~ ! , 3 WellenlÃ¤nge im VIS. Profil RÅ¸rkstreulcocEzie~~ 1

horizontal: so bis 76'1. Profil bis 6.5 km Hohc

Aerosolkonzent~ration. Groflenverteilung

Aerosol1~onzcntration. Grofienverteilung~ chemische Eie'enschaften

Profil. 5 Gr6Â§enintervall 0. 1 - 1 / ~ r n

Profil. mehrere Gr6flenintcrvalle

3.3 Verb indung von Messung u n d Modell

Tab. 3.2 gibt eine Cbersicht iiber den Beitrag verschiedener Messverfahren zur Be- stimmung der Aerosolpai'amcter fÅ die Einbindung in das regionale Klimamodell HIRHAM.

Stellt man die Anforderungen der Modelle an die Eingangsdaten den tatsÃ¤chlic gemessenen GrÃ¶Â§ gegeniiber. so ergeben sich Bereiche, die ausreichend mit NeÂ§ daten abgedeckt werden kÃ¶nne (wie zum Beispiel der sichtbare Spektralbereich), andererseits treten Probleme im infraroten Spektralbereich auf. Insbesondere ergeben sich Probleme bei der Beschreibung der AbhÃ¤ngigkei der Paramet,er von der relativen Feuchte. Es muÂ somit nach M6gliclikeiten gesucht werden, durch Kombi- nation sowohl von Messungen untereinander als auch von Messung und Modell der RealitÃ¤ so nahe wie mÃ¶glicl zu kommen.

3.3 Verbindung von Messung und Modell

In diesem Abschnitt meiden die w n den veiscliiedenen MeÂ§xeifahie beieitgestellten Paiametei und die \on den Modellen benotigten EmgangsgioÂ§e gegenubeigestellt In diesei Aibeit n i id anhancl dei AST-VR-2000-Kampagne und des Klimamodells HIRH AM ein V\ eg aufgezeigt. n ie mau Messung und Modell xerknupfen kann Einen schematischen L13eiblicl~ hiei/n gibt Abb 3 1

Die Beziel~ungen und Verbindungen zwischen den Messungen wÃ¤hren ASTAR-2000 und dem regionalen Klimamodell HIRHAM zeigt Abb. 3.1. Durch Messungen auf den verschiedenen Plattformen (Boden. Flugzeug, Satellit) werden die klimarelevan- teil Aerosolparameter bestimmt. anschliefiend in die vom Modell benÃ¶tigt Form konvertiert und hiernach an das Strahlungsmodell weitergegeben. Um mÃ¶glichs kompatibel zu de111 bisher verwendeten GADS zu sein. sollten die Eingangsgrofien in derselben Form vorliegen. Hier wird ein Weg skizziert. wie dieses umgeset,zt werden kann.

Das Stral~lungsi~iodell des HIRHAM benÃ¶tig die klimarelevanten Parainet,er in folgender Form:

1. Extinktionsquerschnitt pro Teilchen: Der Extii~ktioiisquerscl~i~itt pro Teilchen o'& berechnet sich aus dem vom Li- dar und Pliotometer gemessenen Extinktionsl~oeffizienten & und der vom PartikelzÃ¤hle bestimmten Aiizalildichte X.êr nach:

2. Absorptionsquerschnitt pro Teilchen: Den Absorptioiisquerscl~nitt pro Teilchen & erhÃ¤l man auf analoge Wei- se aus dem vom .Zarticle Spot A_bsorption Pl~otonieter" (PSAP) gemessenen Al~sorptioi~sl~oeffiziei~ten a:',.

Kapitel 4

MeÂ§verfahre fÃ¼ Aerosole

Dieses Kapitel gibt einen kurzen Ãœberblic Ã¼be die zur Zeit am meisten angcwand- tsen Aerosolmef3verfahrcn. Schwerpunkt~mÃ¤Â§ wird in dieser Arbeit auf die wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne eingeset,zten Mefiverfahrcn eingegangen, insbesondere auf das Lidar- und Photometer-Mef3verfahrcn.

4.1 Das Lidar-Verfahren

4.1.1 Prinzip

Das Akronym .,Lidarl' steht fÃ¼ Light detection arid rangzng. Das Mef3prinzip ist Ã¤hnlic dem des Raders, nur daÂ bei dieser Fernerkundungsmethode quasimono- chromatisches Laserlicht als Strahlungsquelle dient. Die Laserpulse kÃ¶nne vertikal oder auch unter einem bestimmt,en Winkel 0 in die At,mosphiire gesendet werden. Die so ausgesandt,en Photonen (ungefÃ¤h 10L7 pro Laserpuls) wechselwirken mit den in der AtmosphÃ¤r vorkommenden Partikeln und MolekÃ¼len Auf die dort stattfin- denden Strcuprozesse wird in Kap. 5 nÃ¤he eingegangen. Ein Teleskop fÃ¤ng den um 180Â°zurÃ¼ckgestreut Ant,eil auf und leit,et ihn in ein geeignetes Detekt,orsystem weiter; welches zeitaufgelÃ¶s die Intensit~Ã¤tsverteilun des Licht,es aufnimmt. Aus der Laufzeit t des Laserpulses von Emission bis zur Detekt,ion kann mit. Hilfe der kon- stanten Lichtgeschwindigkeit, c die HÃ¶h z berechnet werden, in der der Streuprozef3 statt,gefunden hat.

Die HÃ¶henauflÃ¶su Az des Lidarsyst,ems ist, theoretisch durch die LaserpulslÃ¤nge praktisch jedoch durch die langsamste Komponente im System (Photomult,iplier. Transientenrekordcr) bestimmt,.


4.1.2 Die Lidargleichung fÃ¼ elastische RÃ¼ckstreuun

Der Zusammenhang zwischen emittierter und cletelitierter 1ntensit)Ã¤ beim Lidar- Verfahren ist durch die Lidargleichung gegeben (MEASURES, 1984):

mit

wobei

D%) A 3 (2. A) 3zie1 (z . A ) aRa' (z. A)

CI ^' (z. A)

Po (A)

die HÃ¶he

die emittiere WellenlÃ¤nge

die HÃ¶henauflosun des Detektors ( I z >> U-12).

den geometrischen t%erlapp zwischen emittiertem Laserstrahl

und Telesliopgesicl~tsfeld,

clie Empfindlichkeit des Detelitorlianals 1~ fÃ¼ die WellenlÃ¤ng A. clie effektive TeleskopflÃ¤che

(1~11 RayIeig11-RÃ¼clistreul~oeffiziente~~

den AerosolrÅ¸clistreulioeffizienten

den Rayleigh-Extinktionslioeffizienten~ den Partikel-Extinktionslioeffizienten.

die IntensitÃ¤ des zum Zeitpunkt t und mit der WellenlÃ¤ng \

eniittierten Laserlichts.

die Intei~sit~Ã¤ des zum Zeitpunkt t = 2 z/c und bei der WellenlÃ¤ng A detelitierten Signals und

die Transmission der AtmosphÃ¤r

zwiscl~en der Beobaclit~ii~gsl~ol~e ZQ und der HÃ¶h z

bezeichnet.

Die IntensitÃ¤ der wÃ¤hren des Zeitintervalles [2z/c. 2(z + Az)/c] irn Detektor nach- gewiesenen elastisch gestreuten Strahlung P P ist proportional der Energie des emittierten Laserpulses Po. Sie ist weiterhin proportional der Summe der RÅ¸ckstreu koeffizienten c3Ray+ 3,' und proportional zu dem Rauinwinliel A/z2. unter dem das Stre~ivolun~en die effektive TeleskopflÃ¤ch A sieht. SchlieÂ§lic ist zu berÃ¼clisicht~i gen. daÂ der Laserpuls auf seinem Weg durch die At,n~osphÃ¤r durch Streuung und Absorption abgeschwÃ¤ch wird.


Da sich clie Extinktion aus Absorption und Streuung zusammensetztj. mÃ¼sse diese beiden Anteile streng genommen, separiert werden. Absorption durch Spurengase ist dann zu berÃ¼cksichtigen wenn die zu detektierende WellenlÃ¤ng auf Absorptionsban- den at,mosphÃ¤rische Gase liegen. Zur Korrektur ist ein HÃ¶lienprofi des betreffenden Spurengases und die Kennt,nis des jeweiligen molekularen Absorptionsc~uersclinittes notwendig. FÃ¼ die beim Koldewey-Aerosol-Eanian-Lidar (KARL) verwendeten Wel- lenlÃ¤nge ist 1111r das Cliappius-Absorpt,ionsband von Ozon zwischen 450 nm und 750 nm von Bedeutung. Formal wird die Korrektur in den Rayleigli-Extinktions- koeffizienten &(A) hineingezogen durch

Hier bezeichnet A/OzO" die Ozonteilclienzahldichte als Funktion der HÃ¶h z und o-Ozo" den auch von der Temperatur abhÃ¤ngige molekularen Absorptioiisq~~erschnitt von Ozon.

4.1.3 Die Rarnan-Lidargleichung

Das KARL detektiert neben den elastisch rÃ¼ckgestreut,e Signalen ebenfalls die Vi- brationsran~anlinien des St,ickstoffs und des Wasserdampfs (Kap. 6) . Der Zusam- menhang zwischen emittiert,er und detektierter IntensitÃ¤ der inelastisch gestreuten Ramaiisignale ist gegeben durch (ANSMANN ET AL. , 1990):

mit

wobei

Ao AR

clie emittierte WellenlÃ¤nge

die Raiiian-WellenlÃ¤nge

den Raman-RÃ¼ckstreukoeffizienten

die IntensitÃ¤ des zum Zeitpunkt t, und mit der WellenlÃ¤ng \o emittierten las er licht,^. clie Int,ensitÃ¤ des zum Zeit,punlct t = 2 z/c und bei der Ranian-

WellenlÃ¤ng A R delektierten Signals.

den Rayleigh-Extinlctionsl~oeffiziei~teii,

den Partikel-Ext~inlctioiislcoeffizienten,

den totalen Extinktionskoeffizienten bei Ao. den tot,alen Extinktionskoeffizienten bei Ar

4.2 Das Photometer

bezeichnet.

Im Gegensatz zur elastischen Ruckstreu-Lidargleichung 4.2 tritt in den inelasti- sehen gestreut,en Signalen kein Riiclistreuanteil durch Aerosole auf, da die "Quelle" der Streuung nicht am Boden. sondern die AtmosphÃ¤r (z.B. die N~Ã‘MoleliÃ¼l selbst ist. Anstelle des Ruckstreulioeffizienten 3 - 5- " + ,YRa'' steht der bekann- te N2-Ran~an-RÃ¼cl<streuquerscl~i~it JRanl (ANSMANN ET AL., 1992b: WAXDINGER ET AL., 1995). Im Ext,inktionsanteil bleibt der Aerosolanteil jedoch bestehen. d a das Licht auf seinem Weg durch die AtmosphÃ¤r AbschwÃ¤c.hun durch Aerosolextinlition erfÃ¤hrt Hierbei ist zu berÅ¸cksicht,igen daÂ die WellenlÃ¤ng auf Hin- und RÅ¸cliwe nicht dieselbe ist. Somit ist die Raman-Lidargleichung nur von einer Variablen (dem Extinl<tionskoeffizienten CL) abhÃ¤ngig Die Aerosolextinl<tion lÃ¤Â sich durch Bildung der Ableitung des gemessenen Raman-RÅ¸ckstreusignal exakt bestimmen (siehe For- mel 1.7 in Kap. t).

4.2 Das Photometer

Photometer werden dazu benutzt,. die Transmission der AtmosphÃ¤r vom Boden aus spektral aufgelÃ¶s zu messen. Durch Detelition der direkten Soniienstraldung lÃ¤Â sich die columnare optische Dicke T - ^ ~ A ) ableit,en. Grundlage hierzu ist das Bouger-Lambertsche Gesetz:

wobei das gemessene Signal,Lo das durch die AtmosphÃ¤r unabgesch~~Ã¤cht extraterrestrische Signal und die totale optische Dicke ist. So kann bei Kenntnis des extraterrest,rischen Signals. das sich aus der Langley-Kalibnerung ableitet,. die opt,ische Dicke der AtmosphÃ¤r bestimmt werden. Da das Photometer nicht vertikal. sondern unter einem bestimmten Winkel zur Lichtquelle (Sonne, Mond. Sterne) steht, muÂ eine sogenannte Luftinassenkorrektur durchgefÃ¼hr werden. Die relative Luftmasse m(q5) gibt den Weg der Sonnenstrahlen irn VerhÃ¤ltni zum senkrecht,en Einfall (4 - 90') an. Bei niedrigen Sonnenst~Ã¤nden wie sie in der Arktis vorkomn~en. muÂ die Kriimmung der At,mosphÃ¤r bei der Wegberechnung berÃ¼cksichtig werden. Grundlegende Arbeiten zur Berechnung der Luftmasse stammen von KASTEN U N D

YOUNG (1989). Um nun die optische Dicke der Aerosole T "' zu erhalten, muÂ die gemessene totale optische Dicke rtot zum einen um die Streuung der Luftn~olekiile T^', zum anderen um die Absorption T^ durch gasfÃ¶rmig Absorber (0.3, 0 2 . HgO. NO2) korrigiert werden. Die Aerosol-optische-Dicke rLer ergibt sich dann zu:

Zur Berechnung des RayIeigh-Korrelituranteils wurde eine Paran~etrisierung nach FROHLICH UND SHAW (1982) verwendet.

4.2 Das Photometer

Hier ist, p der aktuelle Luft,clrucli und 110 = 1013. 25 hPa. Die Probleme bei dieser Korrektur werden ausfÃ¼hrlic bei HERBER (1992) diskutiert. Neuere Arbeiten zur Berechnung der Rayleigh-optischen-Dicke finden sich beispielsweise bei TEIL- LET (1990) oder BODHAINE ET AL. (1999). In die Ozon-Alxorptionskorrektur geht, beispielsweise die gemessene Gesamtozonlionzentration CO3 in Dobsoneinheiten und die Absorptionsquerschnitte o-O3 nach LINKE U N D BAUR (1970) ein.

Auf ahnliche Weise wiicl die Absorption durch Wasserdampf bei den entsprechenden Absorptionsbanden beriicksichtigt.

Eine weitere wichtige GrÃ¶Â zur Charkterisierung des Spelit,ralverhaltens der Aerosole ist der AngstrÃ¶mexponen li. Mit dieser Paramet,risierung fÃ¼ die Wel- lenla~~ge~~al~hÃ¤ngigkei der optischen Dicke des Aerosols

kann man RÅ¸ckschliiss auf die GrÃ¶Â§enverteilu des Aerosols ziehen, da der Angstrom-Parameter k in direktem Zusanlmenhang mit dem sogenannten Junge- GrÃ–Â§enparamet steht (ANGSTROM, 1929. 1961: vAN D E HVLST, 1981). Die- se Inversion wird niit Hilfe des AIodells CIRA\TRA-Y (Goupled Inversion &diation B n s f e r Progranl) gerecl~ilet (WENDISCH U N D HOYNINGEN-HUENE, 1994). Zusatz- lieh wird noch der Realteil des Brechungsindexes berechnet. Mittels der Alriiucantar- Messungen lassen sich auÂ§erde die Phasenfunkt~ion und der Asymmetriefaktor bestimmen. Hierzu werden die Himinelshelligl~eiten im Sonnenhorizont,al bis zu einem Azimutwinkel von 180Â°gemessen

Vom Alfied-Wegenei-Institut werden je nach Jahieszeit und Lichteeihalnissen vei- schiedene Te pen eon Photometein eingesetzt Tabelle 4.1 gibt lliei7~1 eine Seit 1995 bz-n 1996 neiden n ahrend dei Polainacht 111 XJ -Alesund bodengebundene Mond- (SP1-Y SP2H) und Steinphotometei (STAR01) verwendet Wahrend

Nr.

1

Tabelle 4 1 P h o t o m c ~ t e i t ~ e n des Alfred-Wegenei-Instituts w ahrencl dei ASTAR-2000-Kampagne

2

3

4

Typ SP1A

SP1 A SP2H

STAR01

Einsatzort,

Flugzeug Ã£Polar4

Lichtquelle

Sonne

Daucimessung Kolden e\ -Station fest

Handgeiat

K o l d e ~ ~ -Station fest

Sonne Mond

Sonne Mond

Steine

4.2 Das Photometer

des Polartages liefert clas automatisches Sonnenpliotometer SP1A (seit 1991) kontinuierliche Mefireihen der optischen Dicke. Weiterhin kann mit dem t>ransport,a- bleu HandgerÃ¤ SP2H bei Bedarf auch an anderen Orten (beispielsweise wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne auf dem nahegelegenen Zeppelin-Berg) gemessen werden. WÃ¤hren ASTAR-2000 konnten zusÃ¤tzlic flugzeuggetrageiie Sonnenpliotorne- termessungen (SPlA) an Bord der ..Polar4" realisiert werden. Aus diesen Flugzeug- messungen kÃ¶nne folgende GrÃ¶Â§ abgeleitet werden:

Vertikalprofile der spektralen optischen Dicke (bzw. des Extinktionsl~oeffizienten) des Aerosols bis zur Tropopause vom sichtbaren SpeS<tralbereiclibis ins nahe Infrarot.

die GrÃ¶Â§enverteil~~ der Aerosole in einzelnen Luftschichten in einem GrÃ¶fien lilassenbereicli von 0.08-2.0 yni,

eine AbschÃ¤tzun fÅ den Realteil des Brechungsindexes fÃ¼ die Aerosole in einzelnen Luftschichten.

die Pl~asenf~n~kt ion und der Asyminetriefaktor der Aerosole in einzelnen Luft- schichten.

4.2.1 Das Sonnen- und Mondphotometer

Aerosolmessungen vom Boden aus kÃ¶nne mit dem Sonnenpliotoineter (SP1A bzw. SP2H) unter Tagesliclitbedingungen auf Spitzbergen von Anfang MÃ¤r bis Anfang Oktober durchgefÃ¼hrt werden, wobei die Sonne mindestens 3' Ã¼be den1 Horizont stehen muÂ§ Dieses Photoniet,er kann jedoch auch wÃ¤hren der Polarnacht mit dem Mond als Licht,quelle benutzt werden. Die Hauptliornponent,en des Syst,ems und das opt,ische Prinzip sind in Abb. 4.1 (oben) dargestellt.

Das Sonnenpliotonieter miÂ§ die direkte Sonnen- (Mond-) Strahlung an verschiedenen vorgegebenen WellenlÃ¤ngen Dazu wird das Bild der Sonne (bzw. des Mondes) auf eine MeÂ§blend fokussiert und durch ein Objektiv mit einem Ã–ffnungswinke von l0 gefÃ¼hrt Ein Filterrad mit entsprechenden Interferenzfiltern t.ransniit,t,iert Strah- lung bei diversen WellenlÃ¤nge im Spelitralbereich von 350 nm bis 1065 nni mit einer Halbwertsbreite (FWHM1) von 5-15 nm. Anschlieflend wird die Strahlung mit einer Silizium-Photodiode in ein elektrisches Signal umgewandelt. und je nach Signal- int,ensitÃ¤ bis zu acht GrÃ¶fienordnunge verstÃ¤rkt Das analogidigital-gewandelte Signal wird dann an den Datenaufnahme-Computer weitergeleitet. Die MeÂ§zei fiir ein komplettes Spektrum betrÃ¤g ca. 5 Sekunden.

Die Kalibrierung des GerÃ¤te erfolgt jÃ¤hrlic im Hochgebirge (Zugspitze oder Iza- na/Teneriffa) nach der Langley-Methode (SHAW. 1916). wobei clas gemessene Signal als Funktion der Luftmasse dargestellt und auf die Luftmasse Null extrapoliert wird. Somit erhÃ¤l man fÃ¼ die Sonnenmessung einen extraterrestrischen Eiclwert. Die Genauigkeit der spektralen colun~naren optischen Dicke der Aerosole liegt zwischen 0.00.5 und 0.01 und hÃ¤ng hauptsÃ¤chlic von der Unsicherheit bei der Bestimmung

l r u l l Kidth at Half Maximum

4.2 Das Photometer

des ext*rat,errestrischen Wertes ab. Bei einer Mondmessung muÂ die AbhÃ¤ngigkei von der Mondphase berÃœcksicht,ig werden. deshalb ist bei jeder Mondmessung eine Eichung notwendig.

4.2.2 Das Sternphotometer

Das Sternphot~omet,er (STAR01) miÂ§ seit 1996 wÃ¤hren der Polarnacht an der Koldewey-Station von Ende Oktober bis Mitt,e Mgrz die spektrale optische Dicke des Aerosols. Das Sternphotometer zÃ¤hl die Photonen von bestimmten Sternen nach Durchgang durch die AtmosphÃ¤re Das optische Prinzip dieses Systems ist in Abb. 4 .1 (unten) dargestellt.

Das Sternenlicht wird von einem Spiegelteleskop (cl=180 mn1. f=1800 mm) auf- gefangen und auf eine MeÂ§blend mit einem Durchnlesser von 0.5 mm fokussiert.

Sun photometer nieasurin~

entrance aperture lens. focus=8Om1n diaphragm 0 -1Oinm 0 -1mm

field o f v i e w 1'

Star photometer in focus of telescope finder diaphragin microscope

aperture ~ n i ~ ~ o r 0 -6OOniin

aperture Inin'or !

I entrance- in~i-1-01- telescope Quartx lens photodetector aperture focus=l800min

Abbildung 4.1: Optisches Prinzip des Sonnen- und Sternphotometcis

35

4.2 Das Photometer

1 1 I Sonnen-Photomctci SP1A Stci 11-Photomctcr

I I I 1 zemesyene I I solare Strahlung i Strahlung vom Stern

1 Parameter 1 Himmelsstrahlung

1 abgeleitete 1 Aerosol optische Dickc 1 Aerosol optische Dicke J,,ER

Abbildung 4.2- Technische Daten zu Sonnen- und Sternphotometer

1 Parameter 1 Verfahrm ' 1 Einfachmessung oder Zwei-Stcrne-Methode oder

1 Langlcy Messung Ein-Stern-Methode I I 1 Spcktralbereich 1 351 - 1062 nm (17 Kanale) 1 369 - 777 nm (10 Kanale)

WellenlÃ¤nge 351, 371, 380,416,443, 500,532, 369, 380,414,443, I (nm) 609,675,778,864,911,947,961, 1 I 499,531,601,671,

1025, 1046. 1062 ! 722,777 i

Filter Typ Dielectiic (FWHM 4 - 10 um) i dielectric (FWHM 4 - 10 nm)

optisches System 1 Objektiv (10 mm 180mm) i Teleskop MAKSUTOV

1 1 (180 mm I 1800 mm Dctcktor 1 S 1337-66BQ (Hamamatsu) 1 PM - R1878 (Hamamatsu)

Das Sternenlicht wird durch ein Filterrad mit Interferenzfiltern auf Photomultiplier (eff. DetektionsflÃ¤ch 12 mm) gelenkt,. Das Filterrad enthÃ¤l 10 verschiedene Filter im Spektralbereich von 370-780 nm. Dieser Wellei~lÃ¤i~genl~ereic ist eingeschrÃ¤nk durch die Sensit,ivitÃ¤ des Phot,omultipliers~ dessen hÃ¶chst Phot,oneneffizienz bei ca. 400 nm liegt und zu 800 um hin stark abfÃ¤llt Die einfallenden Photonen kÃ¶nne je nach IntensitÃ¤ bis zu 6 GrÃ¶f3enordnunge verstÃ¤rk werden. Zum Auffinden der Sterne dient ein zusÃ¤t,zliche Objektiv, welches hinter den1 Fokus des Teleskops plaziert ist.

Die spektrale columnare optische Dicke des Aerosols wurde zunÃ¤chs nach der ..Zwei-St.erne-Methode" (LEITERER ET AL., 1995) gemessen und berechnet. Die Haupt,idee hierbei ist. einen hohen (Elevationswinkel > 45O) und einen tiefen (Elevat,ionswinkel < 20Â° Stern mit unterschiedlichen relativen Luftmassen auf dem Lichtweg zu vermessen (siehe auch ALEKSEEVA ET AL. (1996). Dazu wird zunÃ¤chs der tiefe Stern einschlief3lich einer Dunkelmessung gemessen. anschlieflend der hohe Stern. Der Vorteil dieser Relativmessung best,eht darin. daÂ sich die gerÃ¤t,eabhÃ¤ng gen Konst,anten so eliminieren lassen, und eine Kalibrierung wie beim Sonnenphoto- ineter entfÃ¤llt Allerdings wird eine homogene Verteilung der Schichten in der Atnio-

Dunkelstrom i - < 1 0 Â Volt < 50 countsls

1 Empfindlichkeit ' 17% (400 nm); 33% (630 nm) 1 60% (400 nm): 25%(630 nm)

DctcktorflXclie 1 d = 4 m m d = 1 2 m m

Dynamikbcrcich 1 loO to los Volt 1 10' to lo6 countsls

I Zeitaufl6sung ' 5 scc (for 17 channels) 1 OSM < 2 minutes

Genauigkeit 0.005 < < 0.008 1 0.003 < A L R < 0.012

SCITEC 2AP-GD I

Tracker 1 I Paramount I1

i I

4.3 Andere Meaverfahren

sphÃ¤r vorausgesetzt. Dieses wird durch eine dritt,e Kontrollinessung an dem tiefen St,ern Ã¼berprÃ¼f Auf diese Weise kÃ¶nne die Ã¤uÂ§er Bedingungen wÃ¤hren der Meflzeit gepriift werden. Viiter stabilen Bedingungen mÃ¼sse die Ergebnisse fÃ¼ den tiefen Stern Ã¼bereinstimmen Mit dieser Methode erreicht man eine ZeitauflÃ¶sun von ca. 20 Minuten. Eine ausfÃ¼hrlich Beschreibung zur Ableit,ung der Aerosol optischen Dicke nach der Zwei-Stern-Methode findet sich bei LEITERER ET AL. (1995).

Uni die Unsicherheiten der Zwei-Stern-Methode zu minilnieren. wird seit 1999 ein weiterentwickeltes Verfahren. die sogenannte Ã£Ein-Stem-Metliode benutzt (LEITE- RER ET AL., 1995). Hier geht man davon aus, daÂ die extraterrestrische Magnit,ude eines Sterns iiber den Zeitraum einer Polarnacht konstant ist. Die QualitÃ¤ der Mes- sungen hÃ¤ng somit ent,scheidend von der vorherigen Kalibrierung ab. Der Vort,eil dieser Methode besteht darin, daÂ nun auch bei variablen atmosphÃ¤rische Bedin- gungen mit hÃ¶here ZeitauflÃ¶sun gemessen werden kann. Weiterhin ermÃ¶glich die NachfÃ¼lirun des Teleskops a~~t~omatische Messungen wÃ¤hren einer ganzen Nacht.

4.3 Andere Mefiverfahren

In-situ-Verfahren bieten die MÃ¶glichkeit Aerosole mit dem MeÂ§instrumen direkt vor Ort zu beproben und zu messen. Zum einen kÃ¶nne diese Instrumente am Bo- den eingesetzt werden, um die Aerosoleigenscliafteii in BodennÃ¤h zu messen. Will man die Vertikalverteilung messen. so kÃ¶nne diese Instrumente auch an Bord eines Flugzeuges oder ballongetragen eingesetzt werden.

Zu den optischen MeÂ§verfahre zÃ¤hle insbesondere PartikelzÃ¤hle (OPC = ..Qpticle Part,icel Count,er"), und Nephelometer (IN = ..Integrat,ing Xephelomet~er"). Bei op- -

tischen Partikelzahlern nutzt man die Streueigenschaft der Teilchen aus. Das zu beprobende Aerosol wird durch eine DÃ¼s zu einem feinen Strahl fokussiert. der von einem Laser beleuchtet wird. Ein Partikel erzeugt so ein Signal auf einem in Vonvartsrichtung angebrachten Detektor und kann so gezÃ¤hl werden. Da die Si- gnalstÃ¤rk von der PartikelgsÃ¶fi abhÃ¤ngt kann so die GrÃ¶fienverteilun der Aerosole in verschiedenen Intervallen bestimmt werden. Zur Detektion sehr kleiner Partikel. die keine ausreichende Lichtstreuung verursachen, verwendet man vorgeschaltete Kondensationskan~inern. so daÂ die Partikel zu einer detektierbaren GrÃ¶fl heran- wachsen (CNC = ..Condensation Xuclei Counter"). Mit solchen GerÃ¤t,e lassen sich Partikel im Bereich von 3 nm - 1000 nin nachweisen.

Mit Nephelonietem werden die Streu- und RÃ¼ckstreukoeffizient~ei der Aerosole je nach Instrument an einer oder mehreren WellenlÃ¤nge bestimmt. Das Absorptions- phot,ometer (PSAP = Ã£Particl Soot Absorption Photometer") niifit den Absorpti- onskoeffizienten.

Bei den Filterverfaliren wird Luft von einer Vakuumpumpe durch einen Filter ge- saugt, an dem die Partikel hÃ¤ngenbleiben Dabei bestimmen die Eigenschaft,en der Filter (z.B. die PorositÃ¤t den GrÃ¶flenbereicl der Partikel. die festgehalten werden

4.3 Andere MeBverfahren

kÃ¶nnen Durch Wiegen kann direkt die Aerosoln1asse bestimmt werden. Filterver- fahren haben den Nachteil, daÂ§ abhÃ¤ngi vom Filtermaterial, jeweils nur ein be- stimmter Teil der Aerosole nachgewiesen werden kann.

Bei den Impal<torverfal~ren wird aerosolhaltige Luft so an einer OberflÃ¤ch vorbei- geleitet, daÂ sich die Partikel aufgrund ihrer TrÃ¤ghei darauf ablagern. Bei dem sogenannt,en Kaskadenimpaktor sind die einzelnen St.ufen aerodynamisch so ange- ordnet, daÂ groÂ§ Teilchen auf der ersten St,ufe, kleine Partikel auf immer weit,er hinterliegenden Stufen abgeschieden werden. Auf diese Weise werden GrÃ¶Â§enverte lungen der Partikel gemessen.

Die auf den Filtern oder Impakt,oren angesammelten Partikel kÃ¶nne nun mit verschiedenen Analyseverfahren weit,er untersucht werden. So lÃ¤Â sich die elementare Zusammensetzung beispielsweise mittels RÃ¶ntgenfluoreszensspektrospkopi bestimmen, einzelne Partikel kÃ¶nne mittels Elektronenmil<roskopie untersucht werden. Durch Kombination dieser Verfahren lÃ¤Â sich ein relativ vollstÃ¤ndige Bild der Aerosole gewinnen (FREJAFOX ET AL., 1997).

Die rasant,e Ent,wicklung der Sat,eIlit,enverfahren in den letzten Jahren ermÃ¶glich Aussagen Ã¼be die globale horizontale und vertikale Vert,eilung der Aerosole. Auch die Polarregionen sollen in Zukunft mit hoher Zeit- und OrtsauflÃ¶sun abgetast,et werden. so daÂ beispielsweise Aussagen Ã¼be die horizontale Verteilung von >Arctic Haze" mÃ¶glic werden.

Der SAGE 11-(Stratospheric Aerosol and Gas Experiment 11)-Sensor wurde an Bord des Earth Radiat,ion Budget Satellite (ERBS) im Oktober 1984 in den Or- bit mit einem Inklinationswinkel von 57' gestart,et,. WÃ¤hren jedes Sonnenauf- und -untergangs wird die durch die Erdat,mosphÃ¤r geschwÃ¤cht Solarstrahlung bei 10 WellenlÃ¤nge in dem S~ekt~ralbereich von 385 nin bis 1020 nin gemessen (MGCOR- MICK UND WANG. 1995). Die extraterrestrische Solarstrahlung wird ebenfalls bestimmt. Aus diesen Transmissionsmessungen kÃ¶nne Aerosolextinl<tionsprofile bis in die mittlere TroposphÃ¤r mit einer vertikalen AuflÃ¶sun von 1 km abgeleit,et werden. Durch Integration dieser Profile in einem HÃ¶henbereic von der Tropopause bis 40 km kann so die spektrale strat~osphÃ¤riscli optische Dicke des Aerosols bestimmt werden. Die globale Abtast,ung der Erde geschieht mit diesem Satelliten bis zu einer geographischen Breite von 76ON.

Die StÃ¤rke dieser MeÂ§verfahre liegen in der Langzeitbeobacl~tung und in der globalen Abdeckung, insbesondere der Polarregionen. Erste Experiment,e mit satellitengest~Ã¼tzte Lidarmessungen wurden 1994 im Rahmen des ,&dar In-space Technology Experiments" (LITE) gemacht. In kommenden Projekten, wie e txa dem in 2003 startendem ..Pathfinder Instrurnent,s for Clouds and Aerosol Spaceborne Observations - Climatologies Etendue des Nuages et des Aerosol" (PICASSO- CENA), wird verstÃ¤rk die satellitengestÃ¼tz Lidartechnik angewandt.

GLAS (Geoscience Laser Altimeter System) soll ebenfalls im Jahre 2001 an Bord

4.3 Andere MeÂ§verfahre

cles ICESat (Ire. c l o ~ ~ c l . ailcl Lancl Eh-at io i l a e l l i t e - ) gestartete ~verdeii. 11it Hilf'(, dieses Lidarsystems sollen Aerosole und Wollien zwischen 0 und 41 lim mit einer H ol~enauflosung von 75 m und einer horizontalen AuflÃ¶sun von 30 km bis zu einer geographischen Breite von 86OX gemessen werden.

So weiden Satelliten in Zukunft eine imiiiei IT iclltigeie Rolle fui die Kl~mamodellie- rung spielen

Kapitel 5

Streutheorie

5.1 Allgemeines

Um das Fuiiktionspri~izip des irn nÃ¤chste Kap. 6 beschriebenen Koldewey-Aerosol- Raman-Lidars (KARL) zu verstehen, gebe ich zunÃ¤chs einen kurzen C~berblick Ã¼be - die fÃ¼ dieses System wichtigen, in der AtmosphÃ¤r vorkommenden Streuprozesse.

Die vom Laser emittierte Strahlung wird beim Durchgang durch die AtmosphÃ¤r durch Extinktion (Streuung und Absorption) geschwÃ¤cht Nach Wechselwirkung der Pl-~ot,onen mit MolekÃ¼le bzw. Partikeln wird der riickgestreute Anteil auf dem RÃ¼ck weg zum Teleskop ein zweites Mal gescliwiicht (Abb. 5.1). Die vom Teleskop aufge- fangene Strahlung kann durch die RÃ¼ckstreu-Lidar-Gleichun 4.2 bzw. die Raman- Lidar-Gleichung 4.3 beschrieben werden.

AtmosphÃ¤r

Teleskop

delektierte Signale

log. IntensitÃ¤ [W E.]

Abbildung 5.1: Prinzip des Lidar~erfahrens. wichtige Strcuprozesse in der AtmosphÃ¤r (links) und detektierte Signale (rechts)

40

5.1 Allgemeines

Folgende Prozesse sind in der AtmosphÃ¤r fiir die Extinktion verantwortlich:

Ra\ leigh-Streuung durch Mol(~1i~le (Cabannes- und Rot at ions-Raman- St1e11ung).

Partikel-Streuung durch Aerosole. Wolkcntr6pfchen und Eiskustalle.

Aerosol-. Wolken- und Siederscl~lagsal~sorptioit.

selektive Absorption in verschiedenen Spel~trall~ereicl~en durch atmosphÃ¤risch Spurengase.

I11 diesem Kapitel wird schwerpunktmÃ¤Â§ auf die Streuprozcsse eingegangen. Ab- sorptionsprozesse werden lediglich durch Spurengasabsorption in der Auswert'ung (Kap. 7) beriicksichtigt.

Die Streuung an Teilchen kann man sowohl mit dem Wellenbild als auch mit dem Teilchenbilcl elcktromagnetiscl~er Strahlung beschreiben. Von jedem Teilchen. daÂ von einer PrimÃ¤rwell getroffen wird. geht eine Sckund~nvelle aus. Das Streu- vermÃ¶ge hÃ¤ng von der TeilchengrÃ¶Â§ der geometrischen Form und dem Brecliungs- indes ab. Wesentlich ist hier vor allem das VerhÃ¤ltni von Radius des Strenteilchens zur einfallenden WellenlÃ¤nge erfaflt durch den TeilcheitpÃ–Â§eiiparamet

Eine mÃ¶glich Klassifizierung des Streutyps ist nach RODEL (1994) wie folgt:

< 0 .3 Ravleigh-Streuung

0 . 3 < X < 400 Nie-Streuung

X > 400 Geometiische Optik

Ist die WellenlÃ¤ng A sehr viel grÃ¶Â§ als der Teilchenradius r (Rayleigli-Streuung). kann man die Streustraltlung als Abstralllung eines Hertzschen Dipols auffassen. der durch die eiltfallende Strahlung (oszillierendes E-Feld) zu Schwingungen angeregt wird. In diesem Fall ist die Winkelverteilung der Streustralilung analytisch darstellbar.

Im Falle der Mie-Streuung (r A ) werden von der einfallenclei~ PrimÃ¤nvell in verschiedenen Zonen des streuenden Teilchens kohÃ¤rent SekundÃ¤rwelle angeregt (Multipole), die sich durch Interferenz in bestimmten Strcurichtungen verstÃ¤rke oder auslÃ¶schen Aufgrund dieser Interferenz ist die Pl~asenfunktion Ã¤uflers un- gleichmafiig mit um so stÃ¤rkere Bevorzugung der Von~Ã¤r t s s t~euung je grÃ¶fle das Teilchen ist. Eine rein analytische Darstellung der StreuintensitÃ¤ ist nicht mÃ¶glich G. Mie hat 1908 eine Theorie aufgestellt, die bis heute als Grundlage vielfÃ¤ltige Untersuchungen zu diesem Thema dient (MIE. 1908).

5.2 Molekiil-Streuung

5.2.1 Quantenopt i sche Beschreibung

Denkt man sich aus quantenoptischer Sicht den Streuprozess an Atomen und Mo- leliiilen als einen Zweistufenprozefi. so wird zunÃ¤chs ein Elektron durch ein einfal- lencles Photon auf einen Anfaiigszustancl in ein virtuelles Niveau gehoben. gefolgt von dem Zerfall dieses Niveaus. der das Elektron auf einen reellen Endzustand bringt (Abb. 3.2). Bei diesem Riickfallen in den Endzustand gibt es nun mehrere MÃ¶glich keiten:

Abbildung 5.2: Streuprozesse aus c~uantenmecl~ai~isrl~er Sicht

Cabannes-S t reuung

Anfangs- und Endzustand stimmen in den Vibrat,ions- und Rotationsquan- teiizalilen iiberein. Die Frequenz des ausgestrahlten Licht,es ist abgesehen von Doppler- und Dnirkverbreiterung identisch mit der des empfangenen Lichtes. Diese molekulare RÃ¼ckstreuun ohne -%nderung der WellenlÃ¤ng wird auch mit dem Begriff Cc~bo,17,nes-Streuung bezeichnet (YOUNG. 1981). Die Cabannes-Linie stellt den elastisch gestreuten Anteil dar.

Rotations-Raman-Streuung

Hier unterscheidet sich die Rotationsquantenzahl J des Endniveaus von der des Anfangsniveaus. die Vibrationsquantenzal~len sind identisch. Die WellenlÃ¤ng des gestreuten Lichtes ist um einen Betrag I A verschoben. der abhÃ¤ngi von den Eigenschaften des streuenden Molekiiles und von der Anderung der Rotati- onsquantenzahl -\J (Ausvralilregel A J = 0. h2) ist. In unserem Fall ergibt sich fiir N2 bei einfallendem Licht der WellenlÃ¤ng 532.07 11111 eine WellenlÃ¤ngenver schiebung von 0.34 um.

Cabannes- und Rotations-Raman-Stieuung werden auch oft unter dem Beguff Ra\ le~gli-Stie~umg zusammengefaÂ§ (YOUNG. 1981)

42

Vibrations-Raman-Streuung Durch molelciilspezifisclle Lbergiinge zwischen verschiedenen Vibrationsniveans 371 treten Vibrations-Ran~an-Linien auf. Hier unterscheidet sich die Vibrationsc~uantenzal~l 11 des Anfangsniveaus von der des Enclniveaus. Die Vilxations-Raman-Limen sind ebenfalls von Rotations- Raman-Linien umgeben. die durch zusÃ¤tzlich -1nderung der Rotatious- quaiitenzahlen -\J verursacht werden. Die Fre~ienzdifferenzen zwischen den Raman-Linien und der zentralen Cabannes-Linie sind jeweils moleliiilspczifiscll. Fiir Stickstoff und Sauerstoff betragen clie Vibrations-Ramau-Versclliebuugeu 2331 c m l und 1.556 c m l . wiihrend die Breite (Abfall auf 0.1% der Intensitiit der Q-Linie) der Rotations-Nebenlinien typischenveise etwa 300 cm" betriigt .

Spricht man im allgemeinen bei der L i d a r a n w c n d u n ~ o n Raman-Wellenlangen. so meint man hiermit. korrekt ausgedriickt. clie die Vibratioiis-Ramau-Linie11 und die Vibrat,ions-Rotations-R,aman-Linien (YOUNG. 1981).

In Abb. 5.3 sind die relativen Anteile (bezogen auf clie Cabannes-Linie) der Rotations-Ranian-Linien von N9 und Oz bei T=250 K fiir clie Anregnngswel- lenlÃ¤ng Ao = 532 um graphisch dargestellt. Die a n die Cabannes-Linie angren- zenden Rotations-Raman-Linien weisen eine WcllenlÃ¤ngenverscl~iel~un von 0.34 11m fiir SticlistoffmolekÃ¼le bzw. 0.41 um fÅ Sauerstoffmolekiile auf.

N2

$ 0 8 oo g o 7 Â¡-OO1>73 3 b 0003~88 F W H M - 5 oorm R / H I l 0 ,D"",

FWHM-500nm i O g FVJHIl OI5nm

E3 E "5 2 0 5 . . 504 504

$03 E03

E 0 2 E 0 2

0 1 0 1

o/' - & L - - 0 -- --P

525 530 535 525 530 535 Wavelength [nm] Wavelength [nm]

Abbildung 5.3: Spektrum der N2- und 02- Rotations-Raman-Streuung bei einer A11regungswel- lenlÃ¤ng von 532 nm, Filterkurvcn (durchgezogene Linie) fÅ Filter mit FWHM = 5 11111 (links) und FWHM = 0.15 nm (rechts)

Bei dem Lidarverfahren ist die Signaldetektion bei den interessierenden Wel- lenlÃ¤nge eine wichtige Systen~liomponente. In diesem Zusammenhang ist die Ans- wahl geeigneter Interferenzfiltern (siehe Kap. 6) von entscheidender Bedeutung. Hier gibt es prinzipiell zwei MÃ¶glichkeiten man benutzt entweder so breite Filter (siehe Abb. 5.3 links). daÂ die Rotations-Ramanlinien vollstÃ¤ndi in der Transmissionlcur- ve des Filters liegen. Der Nachteil ist hierbei. daÂ man bei Tageslichtverlialtnissen deutlich mehr Streulicht cletelitiert. Eine zweite MÃ¶glichkei ist. so schmale Interfe- renzfilter (siehe Abb. 5.3 rechts) zu verwenden. daÂ man die Rotations-Rainanlil~ien abschneidet und nur die Cabanneslinie cletektiert. Diese M6glichkeit erfordert allerdings eine genaue Justage der Filter auf die entsprechende Wellenliinge.

5 . 2 MolekÃ¼l-Streuun

Das gleiche gilt natiirlich auch fiir die Detektion der Vibrations-Ramanlinieii. Die Vibrations-Raman-Linien. speziell die erste Stokes-Vil~rationsl~ande fÃ¼ A J = 0. und die sie umgebenden Vibrations-Rotations-Raman-Linien (AJ 3~ 2) sind von den Cabaim(~s- bzw. Rotationsramanlisiicn mit der verwendeten Anordnung separierbar und liegen fÅ Stickstoff' und einer Anregu~igswellenlÃ¤ng von An = 532. 07 niii bei 6074 11111.

Aufgruncl der thermischen Bewegung der Luftniolekule sind die Linien durch den Dopplel--Effekt gegeniiher der natiirlichen Linienbreite (ca. 0.01 pm) verbreitert. Die volle Halbwertsbreite der Dopplerverbreiterung der Cabaniies-Linie ergibt sich unter Annahme einer Maxwellschen Gescli~viiicliglieitsverteil~mg zu

Bei einer mittleren Masse der Lnftmoleliiile von rn = 28 amu (atomare Massen- einheiten). einer Aiireg~~iigswellenl~inge von Ao = 532 nm. einer Temperatur von T = 250 K ergibt sich eine resultierende Linienbreite (FWHM) von AA = 1. 5 pm. lvn bezeichnet die Boltzmann-Konstante und C die LiclitgescliwincIigkeits. Die Dopp- lerliiiienbreite ist damit fast drei GrÃ¶i3enordnunge geringer als die Breite der Inter- ferenzfilter bei unserem verwendeten System (0.3 um) und wird daher im folgenden ebenso wie die natiirliche Linienbreite nicht l~er i ic l~icl~t igt .

Da eine Trenmmg des Rotations-Raman-Spel~trums von der Cabannes-Linie mit der spektralen AuflÃ¶sun unseres Lidar-Systems nicht mÃ¶glic ist. beschrÃ¤nk ich mich i111 folgenden auf die Beschreibung cler Rayleigh-Streuung. Eine vollstÃ¤ndig und ausfiihrliche Darstellung findet sich z.B. bei BIELE (1999).

5 .2 .2 Rayleigh-Streuung

Da die Hauptbestandteile der AtmosphÃ¤r (X2. Oz) bis z u einer HÃ¶h von 100 km (Turbopause) gut durchmischt sind. kann man fÃ¼ die Raylcigh-Streuung einen ein- lieitliclien Wirkungsquerschnitt angeben. Bei polarisierter eiiifallender Strahlung ist dieser abhÃ¤ngi von dem Stremvinkel 6. dem Winkel zwischen der Polarisierungsebe- iie und der Streuebene des Lichts o. cler WellenlÃ¤ng A und dem Aiiisotropiefaktor e:

Hierbei bezeichnet m(A) den Brecliungsindex des Partikels abhÃ¤ngi von der Wel- lenlÃ¤nge AP1 die Tei lc l~e~~zal~ldicl~te der L~~ftiiiolel<Ã¼l und T(0, e) die Depolarisati- onsfalitoreii (YOUNG. 1981). Die Tabelle 5.2.2 listet T p . e) fiir verschiedene Pola- risationszustÃ¤ncl des einfallenden und gestreuten Lichts auf.

5.2 MolekÃ¼l-Streuun

Tabelle .:.I: Depolarisationsfaktoren fÃ¼ Rayleigh-Streuung Q ist, der Streuwinkel und e der Ani- sotropiefaktor. Die hocligest,ellten Indizes s . p und o bezeichnen senkrecht und parallel polarisier- tes sowie unpolarisiert einfallendes Licht. Die tiefgestellten Indizes s. p und o kennzeichnen die senkrecht und parallel polarisierte Komponente der Streustrahlung sowie die Summe der beiden Komponent,cn (YoL-XG. 1981).

Irn sicht,baren Spelitralbereich ist die effektive WellcnlÃ¤ngena1~liÃ¤ngiglie des St,reu- querschnitts etwa proportional A""^-08 (PENIWORF. 1 9 5 i YOUNG. 1981). Der Ani- sotropiefalitor e ist wellenlÃ¤ngenabl~Ã¤ng und durch das VerhÃ¤ltni des Quadrat,s der Anisotropie 7 und dem Quadrat der mittleren Polarisierbarlieit o gegeben. Labor- ~nt~ersuchungen ergaben Werte zwischen 0,21 (bei 1,O p m ) und 0.36 (bei 0,2 ,um; fiir 532 nm ergibt sich ein Wert von e = 0.2163.

Der Rayleigli-Riickstreuquerschnitt fÃ¼ die gesamte Streustralilung berechnet sich mittels Gl. 5.3 und Tab. 5.2.2 zu

(Die Ruckstreuquerschnitte fÃ¼ die polaiisierten Komponenten der Rayleighstreuung erhÃ¤l man analog.)

Den totalen Rayleigh-Streuquerschnitt erhÃ¤l man durch Integration von Gl. 5.3 Ã¼be den gesamten Raumwinliel 47r

Aus Gl. 5.4 und 5 5 folgt. daÂ das VerhÃ¤ltni von totalem Rayleigh-Streuquerschnitt zu Rayleigh-Riiclistreuquerschnitt (6 = 180') eine Konstante ist.

Im folgenden werde ich LRay auch als Rayleigh-StreuverhÃ¤ltni bezeichnen. Die Depo- larisation des Lidar-RÃ¼ckstreuliclit~ einschlieÂ§licl der Rotations-Ranlan-Linien fÃ¼ einen linear polarisierten, einfallenden Strahl ist durch

5.2 MolekÃ¼l-Streuun

^ - - T!'

T;

gegeben. Wird nur die Streuung der Cabannes-Linie berÃ¼cksichtigt so ist clie Depo- 1. ansatiou .- . bei linear polarisiert emittiertem Licht durch

0.00365

(YOUNG. 1980) gegeben.

Die gemessene Sipalintensitat ist durch die Liclargleichung 4.2 mit den physilia- lischen Parametern in der Atmospliiire verknÃ¼pft FÃ¼ clie Auswertung der Liclar- Daten enveist sich die Venveiidniig des Rayleigli-RÅ¸ckstreukoeffizient.e als sinnvoll. Er ist das Produkt aus dein differentiellen Rayleigh-R,iickstreuquerschnitt &

CI n und der l ~ ~ j l ~ e n a b l ~ ~ n g ' i g e n Teilcl~enzal~lclicl~te der Moleliiile Af^

^ PÂ¥ ( A ) = (^ J\[ ' I C/ 0

Der Raylcigh-Exti~~l<tio~~sl~oeffizient Ã § E s ( A ist der zweite atmosphÃ¤risch Parame- ter in der Lidar-Gleichung. Er ist gegeben durch die Summe aus der Extinkt,ion

Rav ost; Af.". die durch die Streuung verursacht wird. und der durch MolekÃ¼l in der Atmosphiire hervorgerufenen Absorption aay.

5.2.3 Raman-Streuung

Spricht man allgemein von Raman-Streuung. so meint man. korrekt ausgedriickt. die Vibrations-Linien (die Vibrations-Raman-Linien und die Vibrations-Rotations- Raman-Linien) (YOUNG. 1981).

In die Ramaii-Lidargleicllung 4.3 geht dazu der differentielle Vibrations-Raman- RÃ¼ckstrcuq~~ersclinit fiir Raman-Streuung ein.

Der Ramaii-RÅ¸clistreul<oeffizien ist gegeben durch das Produkt des cliffereiitiellen Raman-Riicl<streuquerscl~nitts doR/df? eines Gases mit der molekularen Anzahldich- te ,U:

5.3 Partikel-Streuung

Der differentielle Vibrations-Raman-RÅ¸cl~streucluerselinit kann fÅ die Summe der PolarisationsxustÃ¤nd der ersten Stokes-Bande eines harmonisch in der Mode k os- zillierenden Teilchens berechnet werden. FÃ¼ v = + I , bestehend aus Q- (1.J = 0); 0- und S-Banden (1.J = H), ergibt sich Gl. 5.12 (INABE. 1976).

a,' und sind die zu a und p n a l o g e n Invarianten. Die Polarisierbarleeit Ã¤nder sich mit den Normall<omponenten aufgrund der Vibrationen der Atome innerhalb der MolekÃ¼l gegeneinander. FÃ¼ Stickstoff betrÃ¤g 0' = 1.61. 7,' = 2 , l bei einer Anregu~~gswellenlÃ¤sig von 532 nm. Wird die geringfÃ¼gig Temperatural~l~Ã¤ngiglcei vernachlÃ¤ssigt weist der differentielle Vibrations-Ranlan-R,Å¸cl~streuc~~~ersch~iit keine HÃ¶lienabl~Ã¤s~gigl~e auf.

Der differentielle Ramasi-RÃ¼ckstre~icluerscl~nit fÅ die Summe der beiden Polarisati- onsrichtungen bei 532 11111 liegt fiir Sticlistoff'bei 4 .5 X 10"2i m2 sr"' (STEBEL, 1998: INABE. 1976). Er ist damit drei GrÃ¶Â§enordnung kleiner als der entsprechende Wert des Rayleigli-Riickst~reucluerscliiiitts 6.22 X rn2 SI''.

Wenn dei Raman-Ruckstieulcoeffizient bekannt ist. hangt das Signal nur noch \on den gesuchten totalen Extmktionskoeffizienten a(z . Ao) bzw a (/. A R ) ab die man schieiben kann als

Rav a(z,\) = ckEx; ( 2 . A) + ~t.'~T(z. A). (5.13)

Wie in Kap. 7 gezeigt, l2Â§ sich der Aerosolext~inlitionskoeffizient a. unabh2ingig von dem AerosolrÃ¼clcstreuproze mit Hilfe des Raman-Signals berechnen (ANSMANN ET AL.. 1990. l992a). Das Lidan-erhÃ¤ltiii L-^ = CL-^"/ JAer kann dann ohne zusÃ¤tz liehe Annahmen aus der Raman-Lidar-Gleicl~ung 4.3 bestimmt werden.


Die Streuung von elelitroniagnetischen Wellen an Objekten. deren Ausdehnung mit der WellenlÃ¤ng des eingestralilten Lichts vergleichbar ist! bezeichnet man als Partilcel-Streuung. Nur fÃ¼ wenige, spezielle Teilclienformen existieren analytische LÃ¶sunge dieses Streuproble~ns. Die fÅ Aerosol~mtersucl~ungen wichtigste analytische LÃ¶sun ist die Streuung an einer homogenen Kugel (Mie-Streuung (MIE. 1908)): es existieren jedoch auch LÃ¶sunge fÃ¼ andere Teilchenforinen. die jedoch nur mit hohen1 numerischen Aufwand auswertbar sind.


5.3.1 Mie-Streuung

Das Streuproblem wird durch den Kugelradius r und die WellenlÃ¤ng A charakterisiert,. Daraus ergibt sich, daÂ die Strcueffizienz Qstr. d.h. der auf das geometrische Profil der Kugel normierte Wirkungsquerscl~nitt

nur von dein dimensionslosen Quotienten r/A abhÃ¤ng (MIE. 1908).

Aus SymmetriegrÃ¼nde ergibt sich, daÂ Mie-Streuung in RÅ¸ckwÃ¤rtsrichtu den Po- larisationsgrad der einfallenden Lichtwelle beim StreuprozeÂ nicht Ã¤ndert Dies ist ein wesent,licher Unterschied zur Rayleigh-Streuung. die nach Gl. 5.7 fÃ¼ RÃ¼ckwÃ¤rt Streuung eine Depolarisation von dRay = 0.014 verursacht. Kleine Ab-ft-eicliungen von der RÃ¼ckwÃ¤rt,srichtu erzeugen dagegen bereits signifikante Depolarisation. Bei den sehr kleinen Winkeln, wie sie beim Lidar-Verfahren vorkommen (maximal 0.5 mrad) , lÃ¤Â sich jedoch zeigen, daÂ die resultierende PolarisationsÃ¤nderun weit unterhalb der Meflgenauiglceit liegt (maximale Depolarisation 5 3 .5 X 1 0 ' f Å ¸ 1 mrad Ab- weichung von 0 = TI-) (BEYERLE U N D NEUBER, 1995).

Die RÃ¼clcst~reueffizien QRck und die Extinkt~ionseffizienz Qht sind folgendermaflen definiert,:

In der Literatur existieren optimierte Algorithmen zur numerischen Berechnung dieser GrÃ¶Â§ (WISCOMBE. 1980: BOHREN UND HUFFMAN. 1983).

Ebenso wie fÃ¼ Ra)leigh-Streuung kann man auch fÃ¼ Mie-Streuung Extinktions- und RÃ¼clcstreukoeffiziente definieren. Da Partikel mit unterschiedlichen Radien unterschiedliche Streueffizien7en aufweisen. sind die Wirlcungsquerscl~nitte mit der GroÂ§emerteilun dS'^'/clr zu wicliten. Der Nie-RÅ¸ckstreukoeffizien ist daher gegeben durch

Entsprechend definiert man den Mie-Extinktionskoeffizienten.


Analog zu Gl. 5.6 bezeichne ich im folgenden das VerhÃ¤ltni

akl(A. in) L y A . 7 7 ) =

3 (,I. m)

als Mie-StreuverliÃ¤ltnis Im Gegensatz zu LRa? weist L-'' eine deutliche AbhÃ¤ngigkei von WellenlÃ¤nge Brechungsindex und GrÃ¶Â§enverteilu auf.

5.3.2 Streuung an asphÃ¤rische Partikeln

Die Berechnung der Streuung an aspharischen Aerosolpartilieln ist ungleich schwie- riger als die Mie-Streuung. Insbesondere ist i111 allgemeinen die Form der Aerosolpar- tikel nicht bekannt. so daÂ man sich mit Annahmen behelfen niuÂ§ Linear polarisier- tes Licht wird durch Mie-Streuung an einem sphÃ¤rische Partikel nicht depolarisiert. Experimente und R,echnungen zeigen, daÂ dies einen empfindlichen Nachweis fÃ¼ die Sph2rizitÃ¤ der Streuzentren darstellt, da schon bei geringen Abweichungen von der sphÃ¤rische Geometrie Depolarisation auft,ritt. Daher kann man mit Messung der Depolarisat,ion, die durch den St,reuprozefi verursacht wird. den Aggregat,zustand der Partiliel feststellen. Tritt keine Depolarisat.ion auf. so ist das Part,ikel sphÃ¤risc und die Mie-Theorie somit gÃ¼ltig

FÃ¼ kleine Partiliel (Atome. MolekÃ¼le lÃ¤fi sic,h dies mit Hilfe der elektrostatischen NÃ¤herun auch matahematisch begrÃ¼nde (BOHREN U N D HUFFMAN, 1983). Als Bei- spiel kann man die Rayleigli-St,reuung an L~~ftmoleliÃ¼le anfÃ¼hren die von der Mie- Theorie korrekt beschrieben wird. Wegen der Anisotropie der Luftmolel<Ã¼l zeigt diese eine geringe Depolarisation von 0.3%.

Iin Fall st,ark depolarisierender Teilchen. wie man sie zum Beispiel in polaren Girren festst,ellen kann. kann die Einzelpartiliel-Streuung nicht mit Hilfe der Mie-Theorie beschrieben werden. Hierzu gibt es Berechnungen von dafÃ¼ in Frage kommenden Geometrien, wie z.B. hexagonale Eispartikel (POLLACK U N D CUZZI. 1980).

Kapitel 6

Das Koldewey- Aerosol-Raman-Lidar (KARL)

6.1 Ãœberblic und aktueller Stand

Das Koldewey-Aerosol-Raman-Liclar (KARL) des A\VI ist ein RÃ¼ckstreu-Raman Lidar und wurde im Rahmen dieser Arbeit mit dem Ziel entwickelt. die Aerosol- belastung in cler arktischen TroposphÃ¤r iin Dauernieflbetrieb (tags und nachts. insbesondere unter Taa.esliclitbedinguiigen) zu niessen. Insbesondere werden hierzu neben den elastischen Ruckstreusignalen die an Stickstoff- und 'WassermolekÃ¼le inelastisch gestreuten Ramansignale detektiert. Aus diesen beiden Signalen wird der Extinktions- und Riickstre~~l<oeffizient unabhÃ¤ngi voneinander best,imint. Auf die Form der Aerosole und damit auf den Aggregat,zustancl kann Ã¼be die Messung der Depolarisation geschlossen werden.

Einen cberblicl< Å¸he die verschiedenen Entwicklungsstufen des Systems seit 1998 gibt Tal). 6.1. Wesentliche Eclipunkte der Entwicklung waren im September 1998 cler L'mstieg von einem Ti:Sa-Laser auf einen Xc1:YAG-Laser. welcher als Laserlicl~tquelle die fiir die Rama~~messnngcn notwendige hÃ¶her Pulsenergie zur VerfÃ¼gun stellte. Allerdings waren mit dieser Konfiguration vorerst nur Messungen bei Dunkelheit mÃ¶glich WÃ¤hren der cbergangszeit von der Polarnacht zum Polartag wurde ab MÃ¤r 1999 mit dem Linbau und der Erweiterung der Detektionzweige das Lidar unter Tageslicl~tl~eding~ingen meflf2hig gemacht.

Besondere Keitcrentwicl<lnngen bis zu der deutsch-japanischen-Meflkampagne ASTAR-2000 (Arctic Stucly of Tropospheric Aerosol and Radiation) im FrÃ¼li,jah 2000 waren zum einen die Erweiterung des Holienl~creicl~es um die unteren 100 m bis 1 km. die Implementier~iiig eines Wasserdampf-Ramaii-I<anals sowie der Einsatz des infraroten 1064-11111-Kanals. WÃ¤hren clieser Kampagne spielte dieses Instrument eine bedeutende Rolle. Es lieferte ohne ZeitverzÃ¶gerun aktuelle HÃ¶hen-Zeitschnitt der Riickstreuung 1111~1 konnte somit direkt fiir die Planung und Auswahl der Flugmu-


Zeitraum

MÃ¤r 1998

Sept. 1998

Sept. 98 - MÃ¤r 99

MÃ¤r 1999

Tabelle 6.1: Entwicklungsstufen des KARL und in Ny-Alesund durchgefÅ¸hrt Messungen im Zeit- raum 1998-2000

Nov. 1999

MÃ¤rz-Ma 2000

st,er des Forschungsflugzeuges ..Polar4" herangezogen werden. FÅ die Analyse und Dateniiiterpretation konnten mit dem KARL Profile der Ruckstreuung. Extinktion und Depolarisation des arktischen Aerosols bestimmt werden.

Aktion

Auff1aul~ai~1pagi~e TiSa- Laser

L'mbau und Tests mit Nc1:YAG-Laser

kontinuierliche Messungen

Umbau auf Tageslicht- meÂ§bc rieb

Der ins t r~~mente l le Aufbau des Lidarsysten~s wird in diesem Kapitel beschrieben Eine h e r s i c h t des Systems wgl~rend der ASTAR-2000-Kampagne gibt Abb. 6.1.

gemessene GrÃ¶Â§e Kommentar

,3,4er(380 nm). wenig Laserenergie

,3.4e'. W^". dAe"(532 11111). Sacl~tmes- sungen

,J-^". w4"" . 6-'"'(532 nm). Sachtmes- sungen

.SjLer. p r ( 5 3 2 ixn) tags. a-'"'(607 11111) nachr s

Erweiterung des Systems um Sah- . Wasserdampf- und IR-Kanal

ASTAR 2000

KARL - Koldewey Aerosol Rarnan Lidar ASTAR 2000

JIL"Â¥(332 1064 11111). dÂ¥'"Â¥(5 um) tags. a.""'(607 11111) nachts. 660 11111 Wasser- dampf Raman

1 '"Â¥ d1'"Â¥(33 11111) tags. a '"'(607 nm) nachts. 660 nm

Detektionsmodule

Abbildung 6.1: Scheinat~ische Darstellung des KARL wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne

51


Das KARL besteht momentan aus folgenden Komponenten:

Als Laserlichtquelle dient ein gepulster Sd:YAG-Laser. welcher Laserlicht der fundamentalen und der 1. harmonischen WellenlÃ¤ng bei 1064 bzw. 532 n m mit ca. 180 111.J Pulsenergie und 30 Hz Pulsrate bereitstellt (siehe Tab. 6.3).

Um die Strahldivergenz zu verringern werden beide emittierten Laserstrahlen durch je ein A~~fweitungsteleskop (10-fach Aufweitung) auf zwei separate Aus- sendespiegel und von dort vertikal in die AtmosphÃ¤r gelenkt.

Zwei parabolische Teleskopspiegel fokussieren die riickgestreuten Signale in die Teleskopoptik (Fernkanal) bzw. direkt in eine Quarzfaser (Nahkanal). Im Fern- felclsystem wird das Blickfeld des Teleskops durch eine 1 mm-Iris vor der spektralen Zerlegung auf 0.,8 mrad begrenzt.

Im Ferukanal separiert die Teleskopoptik aus dem eingefangeneii Licht Raman-. Depolarisations- und elastisches Signale und fokussiert sie auf Quarzfasern. I111 Nahkanal findet keine Trennung der WellenlÃ¤ng statt . hier werden die elastische WellenlÃ¤ng 332 nm und die RamamvellenlÃ¤nge 60l und 660 nin direkt in eine Quarzfaser fokussiert.

Das in die Fasern fokussierte Licht gelangt in die Detektionsn~odule. wo es nach optischer Filterung mit empfindlichen rauscharmen Photomultipliern detektiert wird.

Die Datenaquisition geschieht mittels Transientenrekordern. die die Signale si- multan im Analog- undIoder im Photonenzahl-Modus aufnehmen. Diese Da- ten werden anschlieflend zum Computer Å¸hertrage und in gemischten ASCII- BinÃ¤rfile gespeichert.

Tab. 6.2 gibt eine cbersicht Ã¼be die detektierten KanÃ¤le ' Kanalbezeichnung

532pHO

Tabelle 6.2: cbersicl~t iiher die Detektionskanale bei KARL

532pHl

607uHO

607uHl

532sHO

532sHl

6GOuHl

532pLO

607uLl

1064pHO

660uLl

'Xotation der KanÃ¤le WellenlÃ¤ng (-532 nm): Polarisation bzgl. emittierter Strahlung (p=parallel. s=senkrecht. u=unpolarisiert): Hohenbereich (H=hoch. L=tief): Modus (O=analog. l=Pl~otonenzÃ¤l~lmodus

52

Wellenlange

532 n n ~

532 nin

607 nm

607 tim

532 nm

532 nin

660 um

532 nm

607 nm

1064 nn1

660 um

Stieuti p

Rai leigh / Mie

Ra1 leigh / Mie

\9-Raman

2 - R a m a n

Radeigh / Mie

Ra1 leigh / Mie

\\ asseidampf-Raman

Rai leigh / Mie

\ 2 -Rainan

Ra\ leigh / Mie

Wassei dampf-Rainan

~ e t e k t ~ o d u s

Analog

~ ~ h e ~ b ~ ~ z b

Fe1 n

~olai isat ton

pai alle1

Fe1 n

Fe1 n

Fe1 n

Fe1 n

Fei n

Fe1 n

T a l ~

A ah

Fern

\ ah

Photonen

Analog

Analog

Analog

Photonen

Photonen

Analog

'Vnalog

Analog

Photonen

pai alle1

unpol

unpol

senkiecht

senktecht

unpolaii&iei t

unpol

unpol

parallel

unpolansiei t

6.2 Laser

6.2 Laser

Als Laserlichtquelle wird ein gepulster Xc1:YAG-FestkÃ¶rperlase NY 61-30 des Her- stellers Continuum venvendet. welcher Licht der WellenlÃ¤ng 1064 nin (zirkular polarisiert) und 532 nm (linear polarisiert) erzeugt,. Die technischen Details dieses Lasers sind in Tab. 6.3 ersichtlich.

Der NY 61-30 verfiigt, Å¸be eine Oszillator- und eine VerstÃ¤rkerstufe die beide mittels einer Blitzlampe optisch gepumpt werden. Die nominelle Bli tzlampenfreq~~enz des NY 61-30 betrÃ¤g 30 Hz. HÃ¶her Frequenzen kÃ¶nne aufgrund der thermischen Ausdehnung des Xc1:YAG-Kristalls zur Fokussierung des Laserstrahls uncl somit zur ZerstÃ¶run des Lasermediums fÃ¼hren Bei kleineren Frequenzen als 30 Hz wird die Divergenz des Laserst,rahls erhÃ¶ht

Zum Erreichen hoher Pulsenergien und kurzer PulslÃ¤nge ist der Laser mit einer Guteschaltung (Q-Switch) ausgestattet. Ein freq~~enzverdoppelnder Kristall erzeugt, aus der F~~ndan~entahvel le~~lÃ¤ng von 1064 nm die erste Harmonische bei 532 nm. Da bei der Lidar-Anwendung Lase.r und Dat.enaquisition aufeinander abgestimmt sein mÃ¼ssen ist eine externe Triggerung des Lasers uncl der Transientenrekorder vorteil- haft,. Bei KARL erzeugt ein Frequenzgenerator die Laser-Triggerpulse. Der NY 61-30 benÃ¶tig insgesamt zwei Triggerpulse, der erste zunclet die Blitzlampe, der zweite schaltet nach etwa 280 psec den Q-Switch und startet damit die LaseraktivitÃ¤t, Die Zeit zwischen dem ersten und zweiten Triggerpuls wird auf maximale Laserenergie justiert. Die Datenaufnahme wird durch eine scl~nelle Photodiode getriggert. die den genauen Zeitpunkt der Aussendung des Laserpulses in die AtmosphÃ¤r registriert.

KARL: Nd:YAG-Laser

Heistellei :Nd-YAG NY 61-30

Wellenlange 1 1 1064 nm 1 532 n n ~

Pulsfrequenz II 30 Hz Pulsenc~ sie 1 ca. 200 m.J 1 ca. 190 m.J

PulslÃ¤ng 1 6-8 ns 1 5-7 ns

Tabelle 6.3: Technische Daten des Nd:YAG-Lasers

Linienbreite Divergenz Polarisation Polarisationsgrad Energie~tabilit~Ã¤ Strahlprofil Stromversorgung lVasserversorgung

30 GHz 0.5 mrad

zirkular 1 4 .

3,0%

linear 0.99.5 4.5%

kreisfÃ¶rmi 220 V

11-15 l/min

6.3 Aussende- und E m ~ f a n e s o ~ t i k

6.3 Aussende- und Empfangsoptik

Wie in den Abb. 6.2 und 6.3 sclie~~iat,iscli dargestellt. ist das KARL wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne ein bistatisches Lidar. c1.h. die Ansseiicleacl~se des Laser- st,rahls und die Empfangsachse cler Teleskope sind nicht koaxial.

- - - - --., \ Teleskopopt k

um

Umlenkspiegel

32 nm

Abbildung 6.2: Seitenansicht der Aussende- und Empfangsoptili

Aussendspiegel 532 nm 1064 nm

Abbildung 6.3: Aufsicht auf Aussende- und Empfangsoptili

6.3 Aussende- und En~pfangsopt,ik

KARL: Teleskope I

n ~ a l l f ~ l d I Fenifekl Anordnung

Typ Beschichtung

Reflektivit,2t

Innendurchmesser [mm]

Tabelle 6 4 Nah- und Feinfeld-Teleskope

Brennweite [V? 7 / 1 1

6.3.1 Aussendeoptik

1

1

Das Emissionslicht des Xc1:YAG-Lasers wird je nach WellenlÃ¤ng separat durch zwei voneinander unabhÃ¤ngig Ausseiideoptiken gefiihrt. Nach Aufweitung um den Fak- tor 10 werden die Laserstrahlen auf die jeweiligen Aussendespiegel und von dort vertikal in die AtmosphÃ¤r gelenkt. Die A~~ssei~clespiegel sind elliptische Planspiegel (80 x 113 mm) mit einer lioclireflel<tierenclen Bescliichtung fiir 532 11111 bzw. 1064 11111.

jeweils gefaÂ§ in einer kardanischen Halterung.

eff. FlÃ¤ch [mm } 1 44.5

Li11 den cJxr lapp der Sendestrahlen mit clem Gesichtsfeld des groÂ§e (Fernfeld-) Teleskops optimieren zu kÃ¶nnen sind die Aussendespiegel mit Sclirittmotoren ju- stierbar. Diese motorgetriebenen Linearversteller (Stelx~iotoren: 1 ..Step" entspricht 1 nm) werden durch eine Kontrolleinheit angesteuert. die Å¸be die serielle Schiiitt- stelle mit dem Computer verbunden ist. Die WinkelauflÃ¶s~.~n der Verstellmecl~anil~ betrÃ¤g je nach Verstellaclise 0 . 3 prad bzw. 0.6prad. Die Verstellmotoren kÃ¶nne bis zu einer Temperatur von -40' C und somit ohne zusÃ¤tzlich Heizmanschetten betrieben werden. Die Ansteneruiig der Aussendespiegol und die eigentliche Justage auf ~ p t ~ i m a l e n C-berlapp erfolgt mit Hilfe eines Lal~View-Programms.

Newt 0x1

Parabolspiegel

enl~anccd Aluminium

99% (95%) bei 532 nm (1064 um)

108

1200

6.3.2 Teleskope und Teleskopoptik

Newton 1 -- Parabolspiegel

enlianced Aluminium

99% (95%) bei 532 11111 (1064 um)

300 -- - - 10.8

78.5

Die von der AtmosphÃ¤r zurÃ¼cligestreut~e Signale werden von zwei Teleskopen auf- gefangen. Da einerseits die Liclarsignale wegen nicht vollstÃ¤ndige L'berlapp erst a b einer bestimmten minimalen HÃ¶h ausgewertet werden kÃ¶nnen andererseits aber mÃ¶glichs vom Boden bis zur Tropopause gemessen werden soll. cletektiert ein .30- cm-Teleskop den Fembereich (1.5 - 10 km). ein kleineres 10-~ill-Tele~1<0p den Xahbe- reich (300 ni - 4 km). Die Teleskope sind jeweils in Newton-Anordnung aufgebaut. in deren Brennpunkt die Iris der Telesl<opoptil< (groÂ§e Teleskop) 11m-. die Quarzfascr (kleines Teleskop) sitzt.

661.7


Fernkanal

FÃ¼ den oberen Hohenbereicli der TroposphÃ¤r delektiert ein 30-cm- Sammelspiegel das z~riickgest~reut~e Licht, und fokussiert es in die Teleskopoptik, in deren Brenn- punkt die Iris sitzt (Abb. 6.4).

Hinter der 1-nnn-Irisblende werden die Emfangsstrahlen mit Hilfe einer plankonve- xen achromatischen Linse parallelisiert. Ein Dichroit trennt die Ra~namvel lenl~ngen 607 und 660 nm von den elastisch gest,reuten Signalen 1064 und 532 nm. Die trans- ~ni t t ie r t~en Ramansignale werden mit einer Linse auf eine 1)s-snrn-Quarzfaser fokussiert; von den am Dicliroit,cn reflektierten 10641532 nm-Strahlen werden die 532 nm- Signale hinsichtlich ihrer Polarisationsrichtung weiter aufgespalten: der senkrecht polarisierte St,rahlantei12 durchlÃ¤uft zwei PolarisationswÃ¼rfel Mit dieser Anordnung wird der parallel polarisierte Teil des Lichtes bis zu 99,99% herausreflektiert. An- schlieflend werden beide Strahlen (~1.11. zum einen 532 nm senkrecht polarisiert; zum anderen ,532 nni parallel polarisiert und 1064 nin unpolarisiert) mit Fokussierungslin- sei1 auf je eine 1.5-mm-Quarzfaser gebÃ¼ndel und in die jeweiligen Detektionsi~iodule weitergeleitet.

532sH 7 ~ ~ 2

(aal 607uH 660uH

Q F ~ LF3 0

EI 532pH

/ \ 1064uH

LF' e=b PC2

D / 6% w\

LP c=s> PC1 LF2

IR - '-

, Fern-Teleskop d=300, f=1200 Nah-Teleskop d=108, f=445

Abbildung 6.4: Empfangsoptik in Sah- und Fernkanal (Bezeichnungen siehe Tab. 6.5)

'Bezugsebene ist die Polarisationsebene des Lasers

56

6 .3 Aussende- und Empfangsoptik

Nahkanal

FÃ¼ den unteren Hol~enbereicl~ cler TropopliÃ¤r sammelt ein 10-cm-Spiegel das rtick- gestreute Licht und fokussiert es direkt in eine 1-mm-Quarzfaser. Die elastische WellenlÃ¤ng bei 532 nm und die beiden Ramamvellenl~ngen 6 Å ¸ 11111 1111d 660 nm werden erst hinter der Faser in den Detel~tioiismodulen getrennt.

Tab. 6.5 sind die optischen Komponenten und die technischen Daten beicler En-ip- fangseinheiteii zu entnehmen

Tabelle 6.5: Technische Daten des KARL: Teleskopoptik

KARL: Teleskopoptik - Fernfeld

6.3.3 Ãœberlappbestimrnun bei Nah- und Fernkanal

Eine wichtige Bedingung fÃ¼ die Auswertbarlieit cler Lidarsignale ist die optimale Einstellung des ~13erla l~ps, d.h. der ~~berschneidung von Scndestralll und Emp- fangsgesichtsfeld des Systems. Denn mir dort. wo sich der Laserstrahl vollstiiiidig im Teleskopgesichtsfeld befindet. kÃ¶nne die detektierten Signale korrekt ausgewertet werden. Notwendigerweise muÂ hierzu die Laserdivergenz kleiner als das Gesichtsfeld der Teleskope sein. In der Lidargleichung 4.2 gellt dazu die ~ ~ l ~ e r l a ~ ~ ~ f ~ ~ i ~ l i t i o i i 0 ( z ) ein. die dort Eins ist. wo vollstÃ¤ndige Cberlapp zwischen Sende- und Empfangs- strahlen herrscht. Berechnungen und Untersuchungen zur Bestimmung der cber- lappfunktion sind bei HALLDORSSON UND LANGERHOLC (1978) und KUZE ET AL.

(1999) zu finden.

Bei KARL wird der optimale cberlapp zuerst zwischen Laserstrahl und Fernfeldte- leskop mit Hilfe eines ~~ber1app-~roarammes gesucht. AnschlieÂ§en wird das Sali- feldt,eleskop mit Aiist,enerung Ã¼be zwei Piezo-Motoren so justiert. daÂ der interes- sierende Hohenl~ereich (300-3000 m) vollstÃ¤ndige c b e r l a l ~ l ~ hat.

Der theoretische cberlapp bei dem KARL soll nun im folgenden abgeschÃ¤tz werden. Nach der 10-fachen Aufweitung des Laserstrahls ergibt sich eine Strahldivergenz

Ir

LP

D

PC1/2

LF1.2.3

QF1

QF2

QF3

KARL: Teleskopoptik - Nahfeld

QF4 1 1 Quarzfaser 1 cl-1.0 mm. 1-6 m. SA=0.22 1 532uL. 660uL. 607uL n111

j

1

Funktion

Begrenzung des Gesichtsfeldes

Parallelisierung

\Vellenlange~itrennung

Polarisationstrcnnung 'Â¤ 532 nm

Fokussierung

Ramansignale 660uH/607uH

532sH

532pH/1064pH um

Elenient

Iris

Achromat

Dicliroit.

Pol.-wÅ¸rfe

Achromat

Quarzfascr

Quarzfaser

Quarzfaser

tcclin. Datcn

D l p p d = l m m f = 4 0 m m . d = 2 5 m m

HT607/660. HR532/1064. elliptisch

Ts = 0.1%. Tp = 99.5%

f = 40. d = 25

CI = 1.5 mm. l = 6 m. NA=0,22

d = 1.5 mm, l = 6 m. SA=0.22

d = 1.5 mm, l = 6 m. SA=0.22


von 0.05 mrad (Herstellerangabeii: unaufgeweitet 0.5 mrad) und ein Durchmesser von 6 cm. Entsprechend der Konfiguration von KARL hinsichtlich Teleskop- und Aussencleoptik sind nun drei FÃ¤ll zu unterscheiden:

Dei Lbeildpp mischen dem 532 nn-Stiahl und dem gioflen Teleskop (abstand clei Mittelpunkte Â¥Vussendespiege - 30-cm-Teleskop 425 mm)

Dei L lxilapp zwischen dem j32 nm-Stial~l uiid dem kleinen Teleskop (Abstand dei Mittelpunkte 4ussendespiegel - 10-cm-Teleskop 190 min)

e Dei Lbeilapp zwischen dem 1064 um Stiahl und dem gioflen Teleskop (Abstand clei Mittelpunkte A~~ssei~despiegel - 30-cm-Teleskop 355 mm)

FÃ¼ die Gesichtsfelder (engl.: FOV = ..Field Qf Y.iewL) der beiden Teleskopsyst.eine ergibt sich fÅ das Fernfelclsystem ein Wert von 1.0 mm/1200 mnl = 0.83 inrad. fÅ das Sahfeldsj stem 1.0 n1m/445 rnm = 2.25 niiad.

Uberlappfunktionen - KARL

0 250 500 750 1000 1250 1500 1750 2000

Hohe [m]

Abbildung 6.5: Theoretische ~berlappfuiilctio~ien bei KARL (der Wert ..1.0OC' bedeutet vollst,Ã¤ndi ger cberlapp)

In Abb. 6.5 sind die theoretisch berechneten L'berlapPfunktionen nach IMMLER (1999) dargestellt. Demnach ergibt sich fÃ¼ die minimale HÃ¶h vollstÃ¤ndige c'berlapps bei optimaler Justage fiir die verschiedenen Systeme:

1 ~ussenciespiegel 1 Teleskop 1 vollst. cberlapp ab ... 1 1 532 um 1 Fcrnfeld 1 1530 m

532 nni 1 Nalifelcl 1 260 m

106-1 nm 1 Fernfeld 1 1350 rn

Tabelle 6.6: minimale HÃ¶h vollstÃ¤ndige L'berlapps bei KARL

6.4 Detektion

6.4 Detektion

Die eigentliche Detektionseinheit des KARL besteht aus einem modular aufgebauten Kastensystem. Das Licht gelangt durch vier Licl~tvrellenleite~ in je einen solchen De- tektionskasten. wird dort in den jeweiligen Parallelisier~i~~gsrolires~ parallelisiert und anschliefiend mittels Dicliroiten ~ v e l l e ~ ~ l ~ n g e ~ ~ a l ~ l ~ Ã ¤ ~ ~ g i aufgespalten. In den Folius- sierungsrollren wird das so selektierte Licht auf die Photomultiplier gelenkt. Eine Cbersicht Å¸be die Anordnung der vier Detelitionsmodule (DM) des KARL zeigt Ahb. 6.6. -

Quarzfaser

7

- Parallelisierungs- rohr

Fokussierungs- rohr

m

Photomultiplier/ Photodiode

Abbildung 6.6: cbersicht der Det~ktionsmodule bei KARL

6.4.1 DetektionskanÃ¤l

Iin folgenden werden die einzelnen Detektionskanale beschrieben. jeder Abschnitt enthÃ¤l eine schemat,ische Zeichnung (Abb. 6.7 bis 6.10). sowie eine cbersicht mit den wichtigst,en optischen Komponenten (Tab. 6.7 bis 6.10).

6.4 Detektion

Fernkanal: 532 nni parallel und 1064 nin (DM 1)

Das in der T~lesliopoptik ausgelioppelte 532-nm-parallel-polarisierte- sowie das 1064- nm-Signal wird clnrch eine 1.5-mm-Quarzfaser in das erste Detektionsmodul (DU 1) gefiihrt (Abb. 6 .1 und Tab. 6.1). Nach Parallelisierung mit Hilfe des Achro- maton LP1 und Wellei~li i i~geii trei~n~~i~g durch einen dichroitischen Strahlteiler D 1 wird der 3.32-11111-Strahl auf den Photomultiplier PM1/1, der 1064-nm-Strahl auf die Avalanclie-Photodiocle APD gelenkt. Scl~~~ialbanclige Interferenzfilter IF1064 und IF532/1 unterdrÅ¸cke wÃ¤hren der Tageslicl~tmess~~ngen das StÃ¶rlich und kÃ¶nne durch eine Winkelverstellung optimal auf maximale Transmission eingestellt werden. I11 doni 0.32-nni-Zweig schwÃ¤ch der zusiitzliche Seutralclicl~tefilter NF1 das eingekop- pelle Licht ab. damit die Photoliathode nicht gesÃ¤ttig wird und der Photomultiplier vollstÃ¤ndi im linearen Bereich arbeitet. Das IR-Signal ist aufgrund des niedrigeren RÅ¸clistreuli(~effiziel~te~ so schwach. daÂ es nicht weiter abgeschwÃ¤ch werden muÂ§

Abbildung 6.7: Detektion 532 11111 und 1064 nin Kanal

Bezeichnung Element 1 teclin. Daten / Tvp 1 Funktion

1 LP1 arhrom. Bikonvexlinse 1 f=80. d=5O 1 Parallelisierune

D1

LF1/2 1 Biltom exlinse 1 f=40. d=50

\PD 1 A\alaiirhe Photodiode 1 E686 C30955E

PM111

Tabelle 6.7: Dctcktionsmodul 1: 53211064 nnl (Fernfeld)

Dicliroit

Photomultiplier

NFl 1 cl=75. HR532lHT1064

IF1064

Hamamatsu 155773-03 2345 1 Signaldetektion

Neutralfilter

St~rahlteilung

T = l % ? 50x50 Signalabscl~wÃ¤chun

Interferenzfilter T-60%. FIVHM-1 nm, d=50 1 KelleiilÃ¤ngenseparatio

6.4 Detektion

Fernkanal: RamankanÃ¤l 607 nm und 660 nm (DM 2)

Der zweit,e Lichtwellenleit,er leitet die beiden Ramansignale des Fernlianals in den Detekt,ionskasten DM 2 (Abb. 6.8 und Tab. 6.8). Diese um den Fakt,or 103 schwÃ¤che ren Signale werden zuerst mit der Bikonvexlinse LP2 parallelisiert und ebenfalls durch den Dichroit,en D2 wel lenla~~gei~al~l~Ã¤i~gi getrennt. Der an St,iclistoffmolekiilen Ratnan-gestreute Anteil wird reflektiert. der an Wasserclanipf gestreute transmit- tiert. Hier sorgen neben den schmalen winkelverstellbaren Interferenzfiltera IF6Ol/2 und IF660/2 Farbglasfilter RG570 und RG630 mit einer Blockung von KT5 fÅ eine zusÃ¤tzlich Unt~erdriickung der Lascnvellenlange. Diese Blockung ist besonders bei st,arken R,Å¸cI<streuintensitÃ¤t (etwa bei Wolken) auf der LasenvellenlÃ¤ng sehr wichtig. Nach Fokussierung der Strahlen mit Hilfe der Linsen LF2/1 und LF2/2 gelangt das Licht auf die Photomultiplier PM2/1 und PM2/2.

Abbildung 6.8: Detektion Ramansignale in1 Fernkanal

Bezeichnung

LP2

D 2

IF607/2

RG570

LF2/1

PM211

IF66012

Tabelle 6.8: Detektionsmodul 2: Ramankanale 6071660 nm (Fcrnfeld)

Element

Bikonvexlinse

Dichroit

RG630

LF2/2

PM212

Interferenzfilter

Farbglasfilter

Bikonvexlinse

Photomultiplier

Interferenzfilter

t,echn. Daten / Typ

f=76. d=50

d=75. HR6071HT660

-

Funktion

Parallelisierung

Strahlteilung

c1=50. T=41%. FWHM=0.35 nm

d=50, Blockung 10-6

f=40. d=50

Han~amatsu DB0362 T=47%. FWHM=0.25 nm. d=50

WellenlÃ¤ngenseparatio

Blockung der LaserwellenlÃ¤ng

Fokussierung

Signaldetektion

KellenlÃ¤ngenseparat,io

Farbglasfilt,er

Bikonvexlinse

Photomultiplier

d=50. Blockung 10-6

f=40. d=50

H a n ~ a n ~ a t s u 5773P-01

A


Fokussierung

Signaldetektion

6.4 D e t e k t i o n

Fernkanal: 532 11111 senkrecht (DM 3)

In das D e t e l i t i ~ l l ~ ~ i l ~ d ~ ~ l DM 3 (Abb. 6.9 und Tab. 6.9) wird lediglich der senkrecht polarisierte Teil dc's gestreuten 532-11111-Lichtes eillgekoppelt. Nach Parallelisierung durch LP3 filtert auch hier ein schmaler winlielverstellbarer Bandbafifilter IF532/3 das Streulicht heraus. Die Pliotonenzahl wird mit dem Se~~tralcliclltefilter X D 3 an den Dynamilibereicl~ des Photoil~ultipliers PM3 angepafit.

Bezeichnung,

LP3

1 ND3

Tabelle 6.9: Detektioiismodul 3: Depolarisation 532 nni (Fernfelcl)

Element

Bikoi~~cxlinse

Nentraldicl~toÂ§lte

IF532/3

LF3

PM3

d=50. T=43'%. FWHM=0.20 um

f=40. (1-50

Hamamatsu H5713-03

Interfereiizfiltcr

Bikonvexlinse

Photomultiplier

teclm. Daten / Typ

f=76. d=50

T=10%. 50x50

Welleulangenseparation

Foliussiemng

Signaldetektion

Funktion

Parallelisierung

Signalabscl~wÃ¤chun

6.4 Detektion

Nahkanal: 532 nm. RamankanÃ¤l 607 nm und 660 nm (DM4)

In der Xahkanal-Detektion DU 4 (Abb. 6.10 und Tab. 6.10) werden die mit der 1-min-Quarzfaser eiilgekoppelten elastischen (5.32 n111) und Ramansignale (607 und 660 11111) nach Parallelisierung durch LP4 durch die Strahlteiler D411 lind D412 voneinander getrennt. WÃ¤hren die Farbglasfilter RG570 und RG630 zusÃ¤tzlic das 0.32-nin-Signal aus den Ramanwellenl%ngen blocken. schwÃ¤ch der Xeutraldichtefil- ter XF4 das elastische Signal. Hinter den sclimalbandigen Interferenzfiltern IF5.3214. IF660/4 und IF607/4 fokussieren die Linsen LF4 das Licht auf die jeweiligen Pho- tomultiplier PM4/1. PM412 und PM4/3.

Abbildung 6 10. Detektion Nahlcanale

LF4 Bikonvexlinse 1 d-25. f=40 1 Fok~~ssicrung

PM411 1 1 Photomnltii~lier 1 Han~amatsu 8779-03 Select 1 Sienaldetelction

Bezeichnung

LP4

D411 --

Diclnolt 1 d=50 HR607/HT660

1 Faibglasfiltei 1 cl-25 Blockung 10-G

1 Strahlteilung

1 Blockung der ~ a s e r w c l l G 1

S F 4 Seutralfilter T = l % . d=25

IF532/4 Interferenzfilter d=25. T-46%. F'\VHM=0.16 mn 'Wcllenlangeuseparation

Element

Bilconvcxlinse

Dichroit

Tabelle 6 10. Detektionsmoclul 4 532/607/660 nm (Nahfcld)

techn. Daten / Typ

f=40. d=25

d=50, HR532/HT607.660

IF607/4

PM412

RG630

IF660/4

PM413

Funktion

Parallelisierung

Strahlteilung

Interferenzfilter

Photomultiplier

Farbglasfilter

Interferenzfilter

Photomultiplier

d=2.5. T=50%. FWHM=0.15 nm

Hamamatsu

k 2 5 . Blockung 1CT6

T=47%. F'\VH;\I=0.25 nnl. d=25

Hamamatsu 5773P-01

WellenlÃ¤ngenseparatio

Signalcletcl~tion


Wellcnl3ngenseparatioii

Signalcletelction

6.4 D e t e k t i o n

6.4.2 Interferenzfilter

Einen fherblick Ã¼be die bei KARL verwendeten Interferenzfilter und deren Eigen- schaften gibt Tab. 6.11.

1 KAR.L: Interferenzfil ter I

1 Kanal 1 \^ [um] 1 [nm] 1 FWHMsP [nm] 1 T [9]

Tabelle 6.11: Spezifikationen der Interfcrenzfilt,er; hier bezeichnen die Indizes ,,th" den theoreti- schen Wert und ,.spU den spezifizierten Wert des Herstellers; die Blockung bezieht sich auf die entsprechende LaserwellenlÃ¤nge wichtig vor allem fÃ¼ die Ramanwellenlangen.

Da die bei KARL verwendeten Interferenzfilter mit Ausnahn~e des 1064 nm Fil- ters (FHMW = 1 nm) mit einer FHMW von 0.15 11111 sehr schmal sind. mÃ¼sse die Filter mit hoher PrÃ¤zisio justiert werden, um die maximale Filtertransmission auszunutzen.

Die transmittierte WellenlÃ¤ng eines Filters hÃ¤ng prinzipiell xon zwei Faktoren ab: Erstens verschiebt sich die Wellenlange maximaler Transmission A eines Interferenz- filters mit wachsendem Einfallswinkel a zu kleineren WellenlÃ¤nge A hin. FÃ¼ kleine Winkel (a < 15O) gilt folgende Formel (siehe auch Abb. 6.12).

A = An / 1 - (::I2 - sin2 Q

A ist abhÃ¤ngi von der ZentralxvellenlÃ¤ng A o , dem Brechungsindex in0 des umgebenden Mediums (Luft: nio = 1) und dem effektiven Brechungsindex ni* des Filters (fÃ¼ die in KARL verwendeten Filter ist ni* = 1,45). Bei unseren Detekt.ionsmodulen bietet sich eine MÃ¶glichkei mit Hilfe einer Winkelverstellung den Filter auf maximale Transmission zu kippen. Mit experimentell mÃ¶gliche Restdivergenzen der auf die Interferenzfilter einfallenden Strahlenbiindel bzw. Abweichungen von lotrech- ter Inzidenz auf die Filter von 1' verschiebt, sich die WellenlÃ¤ng um Ca. 0.04 nm. Schon bei einem Winkel von 2 O liegt die WellenlÃ¤ngenverschiebun bei einem Wert. der der Halbwertsbreite der Filter entspricht. Dieses zeigt die Notwendigkeit einer winkelverstellbaren Halterung der hier venveiidet,en Filter.

6.4 Detektion

Zweitens hÃ¤ng die WellenlÃ¤ng maximaler Transmission nahezu linear von der dem Filter umgebenen Temperatu ab. Bei st,eigender Temperatur verschiebt sich A in Richtung grofierer WellenlÃ¤nge und umgekehrt (Abb. 6.11). Der Betrag dieser Wel- lenlÃ¤ngenanderun selbst ist, abhÃ¤ngi von der ZentralwellenlÃ¤ng (siehe Abb. 6.13). Der Einfluf.3 der Temperat,ur auf die WellenlÃ¤ng maximaler Transmission ist mi t ca. 0.01 11n1/1< bei Ao = 532 nnl vernachlÃ¤ssigbar wenn die Teniperaturschwankungen nicht mehr als 5 I< bet,ragen.

Abbildung 6.11: Wellenlangenshift in Abbildung 6.12: WellenlÃ¤ngenshif in AbhÃ¤ngigkei von der T~rnpera t~ur AbhÃ¤ngigkeit von dem Einfallswinkel

Abbildung 6.13: Wellenlangenabl~Ã¤ngigkei des Temperat,urkoeffizient,en (Quelle: Katalog: ..Optical Filter". Andover)

6.4 Detektion

6.4.3 Photomultiplier und Si-Avalanche-Photodiode

Die in die u~~terscl~iec1licl~e~~ Detektiu~lszweige gelangten Pllotonen werden mittels P l i o t ~ o i ~ ~ ~ ~ l t i l ~ l i e r s ~ in elekt,riscli~ Signale 111iige~1-andelt und 1-erstarkt. 1111 Infra,roteil delektiert eine Si---I~alailcl~e-Pl~otocliode (*IPD) die 1064-nn~-Signale. +Itlfgrund der us~tersc1~ieclIicl~es~ Sensiti\-itat bei clen verscl~iede~le~l IYelle~ila~~gen 532. 607 bzw. 660 11111 werclest zwei ~~t~terscl~iecllicl~e Typen T-011 Pl~otomulti~~liern benutzt. Die ge- nauesl Spezifiliationen cler Pl~otocletel<toren sind in Tab.6.12 zn finden.

KARL: Photodetektoren

Tabelle 6.12: Tecl~nisclle Daten cler Photoln~~ltiplier

Ka11al

He~s tc l l c~

Q ~ ~ a l ~ t e ~ ~ a ~ ~ s l ~ e l ~ t e ca. 10% 8% G07 nni> 5% 80% 'B 650 n n ~

Das AIPD-lIoclul l~einllaltet eine Si-AIvalanclle Pl~otocliode; ein Peltier-I<Ã¼lllele nlent einscl~lic~licl~ Te t~~l~era t~~r -Cont ro l l e r> einen IrorverstÃ¤rke soll-ie einen X\-Z- Positionierer zur o p t i t ~ ~ a l e ~ l Foliussiert~ng des Lichts auf die Diode und eine Hoch- span~~~~iigsx-ersorgL~~~g. * IPD L I I I ~ 170rx-erstÃ¤rke sincl sorgfiiltig gegen iiufiere StÃ¶reit1 fliisse al~gescllir~nt.

S~I~IIIIEIII~S~~~SO~~LI~I~

1 Detelit01~11 t 1

800 1-

332 1 R'i111ai1 607/660

13an1anlat511

'CL 660 nnl

800 1-

1064

EGLG P l ~ o t o t ~ ~ ~ ~ l t ~ ~ ~ l ~ e ~ Si-AT alanclle Pl~otod~ocle

6.5 Triggerung und Datenaufnah~ne

6.5 Triggerung und Datenaufiiahme

Die Trigger~ing der Date~ la~ l f i i a l~~ne gescliiel~t bei K I R L iil~er eine Pl~otocliocle~ die auf den eiiiittierten Laserpills r~ag ie r t . Dieses Triggersigilal xvircl aiisclllieflend Ã¼be einen Trigger\-erteiler an jecieil Trailsiei~tei~rel<order weitergeleitet.

KARL: Datenaufnahmerekorder

Hel stelles

I ,

R c l ~ c t ~ t ~ o n s ~ a t e 1 i11ax 75 Hz (ICIRL 30 H7)

Analog Modus

Die Dat,enaufnalline selbst gescl~iel~t mit Hilfe 1-011 Trai~sieiitenrel<ordern der Fir- ma Licel. Ei11 Transie~~teiirekorder ist ein Datei~erfassungss~~st~ei~~ zur .Iufzeichnung schneller periodiscller Spai1i1~1ngssig11aIe. Das Signal ~vird zuin einen durcli einen 12- Bit> 20 MHz &4/D TT7and1er abgetastet. Zum anderen \~-ercleil durch einen Diskriini- nator Spani~ungspulse Ã¼l~e eiilenl einstellbar es^ Scll~~ellen~vert geziil~lt. Das Sclleina (-4bb. 6.14) zeigt die \T-esentlicl~en SJ-stesnkoinl~oilentei~.

L~cel

.l/D- Auflosung

Ii ancleliatc

Band121 e ~ t e

S~~i l~inat io~~sspeic l~er 1 24 Bit. 4094 Alquis.

Photon Counting Modus

Der D)-i~arnikl~ereicl~ von Lidarsignalen uinfafit a ~ ~ f g r ~ ~ n d der l / r2- L41~l~angig- keit des Sig~lals und der exponei~tiell abnel~inenden Luftdichte der aAtrnosphÃ¤r mehrere Grofienordnungei~. Mit dein l<oinbii~ierteil Einsatz der -1nalog- und Photo- nenzahl-Technik n-ird ein linearer D)-nai~iil~bereicli Ã¼11e .5 GrÃ¶fies~orcli~~inge erreicht. FYÃ¤l~ren die Linearitlit, der in1 analogen lfoclus aufgeiloi~~nienen Signale durch den iIef3bereich des A4/D-TYandlers l~egrenzt sind. treten in1 Pl~ot~oi~ei izÃ¤l~l inoc~~~ Fehler durch lwrz nacl~einander eintreffe~~de Photo i ie~~ auf> die voin Disl~rin-Iinator ilicl~t erI<ai~nt werden.

12 Bit

20 VSPS

DC-10 \IHL

11ax. ZÃ¤l~lsat

Kach jedein Laserpuls werden die -Ai~alog- und Pl~otoi~eiizahl-Signale i111 HÃ¶henl~e reich bis 122;8 km in je eii~eiii Suinnlelispeicl~er a l < k ~ ~ ~ n ~ i l i e r t . der 11is zu 4094 Pulse niittelt. Die su~nn~ier te i l Signale \\-erde11 an clen D a t e i ~ a l ~ f n a l ~ ~ ~ i e - P C Ãœl~ertsagen Mit dieseln Systei~i wird eine HÃ¶l~enauflÃ¶su~ von 7.5 1-11 erreicht.

TI 11

250 LIHz

TR 20-160

Disl<siniinator 64 Stt~fen

6.5 Triggerung und Datenaufnahme

PMT

input 0 Trigger

Transientenrekorder

(%&==Xq ND Converter -

f Ranae select~on>

Interface 2 X I 6 Bit I Computer

Abbilcl~~ng 6.14: Pril~zil~skizze des Transientel~rekorders

Analoge Detektion

FÃ¼ die Detekt,ion des Lidarsignals in1 unt,eren HÃ¶l~enbereicl werclen durch -4na- log~nessung bessere Ergebnisse als mit der Pl~otonenzÃ¤hlui~ erreicht. Hier tret,en T7erzerrungen des Signals erst dann auf7 wenn Raun~ladungseffekt~e im Bereich der Dynoden des Pl~oton~ul t , i~~l iers die T'erstÃ¤rlcun beeinflussen.

FÃ¼ die analoge Signalaufnal~me vird das Eingangssignal entsprecllend den1 gewÃ¤hl ten Eingangss11an11ungsbereich verstÃ¤rk und nach Filterung durch ein A4nti-Alias- Filter 1:on einem 12 Bit L4/D-Konvert,er gewandelt. Das Signal wird zunÃ¤chst in einen scllnellen Z~viscl~enspeicl1er gesc11riel1en und anscllliefiend zu den vorangegangenen Signalen im 24 Bit, breit,en S~~mn~at,iol~sspeicher addiert (Abb. 6.14).

Detektion mit PhotonenzÃ¤hlun

Zur EinzelphotonenzÃ¤l~lun wird das Eingangssignal gleicllzeitig auf einen 250 MHz schnellen T70rx-erst,Ã¤rke gegeben und von einem Diskriininat,or auf Einzelpulse Ã¼be der eingestellten Disl~rin~ii~at~orsch~velle untersucht. Die Einzelpulse werden gezÃ¤hlt 11nd genauso wie das -4nalogsignal nach der Zrvischenspeichert~ng jeder .%quisition in den 16 Bit breiten Suinn~ationsspeicl~er des T~~ielkai~alzÃ¤l~ler gescllrieben (-Abb. 6.14).

Aufgrund der Poiss011-Statistik der Photonenereignisse ~veicl~t die genlessene ZÃ¤hl rate ZIn von der tatsÃ¤cl~liche Zalil Zt der auf der Photokatllode der Pl~otoinultiplier auftreffenden Photonen ab. Es gilt:

6.6 Software und Rohdatenformat

Dabei ist Z,,,as = l / ~ die liÃ¶clist erreicllbare ZÃ¤hlrate die d1irc11 die Hal l j~~erts l~rei te 7 der Strolnp~~lse des Pl~oto~nultipliers gegeben ist. Bei einer tj-pischen Halb~verts- breite 1-011 10 11s betrÃ¤g die lnasi~nale Zahlrate Zmas = 100 11Hz und die gemessene ZÃ¤lllrat, Zm weicht bei 5 11Hz bereits wn 5% l -o~n tatsÃ¤chliche PYert ab. Da sich obi- ge Gleichung nicht, anal)-tiscli a~lflÃ¶se lafit und die Breite der Stron~pulse zusÃ¤tzlicl abhÃ¤ngi 1-011 der LichtintensitÃ¤ ist? ist eine ~iachtrÃ¤glich I<orrel<t,ur dieses Effektes scln~ierig.

6.6 Software und Rohdateiiformat

Die fÃ¼ das Tropospharen-Lidar benutzte Softn-are lauft auf einem eigenen I<ontroIl- und Datena~ifnallinerechner unter der grafiscl~en Progra~nmiersprache Laljl'Tiew. Ei11 Prograin~n regelt den opti~nalen cberlapp z ~ ~ i s c h e n dem Fernfeld-Teleskop und La- ser. inclen~ clurcli L4ns teuer~ l~~g der 4 Sendespiegelmotore~i ~berlapPscans in alle L4chsenriclitruilgei~ gefahren werden kÃ¶nnen Hierbei kann das integriert,e elastische RÃ¼ckstre~~signa in drei 1-erscliiedene~~ HÃ¶henbereiche darge~t~ellt. und so der optimale cberlapp gefunden ~verdeii.

FÃ¼ die eigentliche Datenaufiiali~ne ~ v ~ r d das Proglainmpaket ucquzs.llb der Firma Licel benutzt. Die lnerinlt erzeugte11 Rohdatendatelen bestehen aus einem L4SCII- Parameter-Kopf 11nd den b ~ n Ã ¤ abgespeicllerten Datensatzen.

Bei den -4cluisit,ionen entstehen 12-Bit-breite Daten am *\/D-\Tandler und 4-Bit,- breite Daten aln Photon Counting A 4 ~ l s g a ~ ~ g . Diese lvercleii in 24 Bit fÃ¼ das analoge und 16 Bit, fÃ¼ das Phot,o11 Counting aufsuniniiert. Das l~Ã¶chst,x~-ertig Bit eiit,hÃ¤lt ein sogenanntes Clip Bit zur .!Overflow" Kontrolle. Da der Dat,enbus 16 Bit breit ist? werden die Pl~otonenzÃ¤hl Daten mit einem Lesezugriff? ~vÃ¤hren die -\nalogdaten mit 2 zwei Zugriffen je Dateiipunkt von dem Lab~iewprogra~nn~ ausgelese~l ~verde~i . Die A4bspeicherung der Daten erfolgt da1111 in einem 32-Bit-BinÃ¤rfor~nat das sie11 an mehrere lesl~are Kopfzeilen anschliefit. IYeit,ere Einzell~eit~en zu dem Rolidat,enforn~at findet sich in der Doku~nentation des Transientenrekorders TR20-160 der F i r n ~ a Licel.

7.1 Rohdatenaufbereitung

Bei den mit KARL detektierten Signalen ist eine Berechnung cles Riickstrenlioef- fizienteii sowohl nach dem Klett-Verfahren (Abs. 7.3) als auch nach der Rainan- Methode (Abs. 7.4) mÃ¶glich Die Berechmiiig der AerosolextinI<tion folgt dein Ver- fahren nach ANSMAXX ET AL. (1990). Als weitere GrÃ¶fi wird die Volumcudepola- risation berechnet. Neben den Lidar-Messungen werden in den AnswerteprozeÂ fiir clie Liiftclicl1te11estimmu1ig Radio- uncl Ozonsoiidenaufstiege mitei11bezogen.


Da clie Auswertcroutinen clie Daten tageweise verilrbeit~ii. werden zunÃ¤chs alle Da- teien des auszuwertenden Tages eingelesen. Hiernach mÅ¸sse die Rohdaten in eine sinnvolle Hiihen- und Zeitauflosung gebracht werden (siehe Abs. 7.1.1). Anschliefiend werden die im Pl~otonenzÃ¤llln~odu aufgenommenen Daten hinsichtlich der Totzeit der Photomultiplier korrigiert. Fiir alle aufgenommenen Signale erfolgt eine Unter- grundliorrektur. Aufierdem werden. soweit programnitecllniscll mÃ¶glich fehlerhafte Profile erkannt und ausgesondert.

Abb. i . 2 zeigt Rohdatcnprofile (4000 Lasersclliisse gemittelt) vom 28.3.00 in logarithmischer Darstellung. wie sie in den Rol~dateii-Dateien vorliegen. Sowohl die analogen Signale 532pHO. 532sHO und 607uHO und 10G4~>H0' als auch die KanÃ¤l 532pHl. 532sHl und G07uHl im PllotonenzÃ¤lllmod~i sind dargestellt. Aufgrund der mit der HÃ¶ll exponentiell abfallenden Luftdichte nimmt das Signal ebenfalls in erster NÃ¤herun exponentiell ab. Man sieht auÂ§erde die unterschiedlichen Reich- weiten der einzeinen Signale.

Die RÅ¸ckstreuun des am atmosphÃ¤rische Stickstoff gestreuten Signals ist von der Streuung an Aerosolen unbeeinflufit (siehe Kap. 3 ) . Die maximal mÃ¶glich Signal- IntensitÃ¤ des Raman-Signals liegt aufgrnud cles geringeren Wirl~~~iigsc~uersclinitt drei GrÃ¶fienordnunge unterhalb der Signalintensitiit bei der emittierten Laserwel- lenlÃ¤ng von 532 11111. Der Detelitionskanal bei 532 11111 fiir parallele Polarisation ist mit einem Neutralfilter abgeschwÃ¤cht Die relativen Detel~torempfincllicl~l~eiten er- klÃ¤re den Rest cles hier gezeigten InteilsitÃ¤tsverl~%ltnisse zwischen Raman-Kanal und elastischem Kanal.

7.1.1 RÃ¤umlich und zeitliche Mittelung

Nach Dekomprin~ierung aller Einzelclateien (Roliclaten-Format) rniissen die Da- ten je nad i Problemstellung und Signalqualitiit in geeigneter V\+iser zeitlich uncl rÃ¤umlic gemittelt werden. Hierdurch wird das Signal-zu-Rausch-Verhiiltnis ver- bessert und die Auswertung der Daten bis in grijflere HÃ¶he durchftihrbar. Ein weiterer Grund ist. daÂ die Einzeldateieii in maximaler HÃ¶hen und ZeitauflÃ¶sun (111 = 7 . 5 m: At = 2 min) vorliegen nncl eine Verarbeitung dieser grofien Datenmen- gen zu Problemen im V-eit,eren A~~swerteverlauf fÅ¸lire kann. Die GrÃ¶Â§enord~~ der not,wendigen Integrat,ionsintervalle hÃ¤ng zum einen vom System (Laserleistung. Te-

'Notation der Kaniile: WellenlÃ¤ng (532 nm): Polarisation bzgl. emittierter Strahlung (p=parallcl. s=scnkrecht. u=unpola~-isiei-t): Hohenbereich (H=hoch. L=tief): Modus (O=analog. 1 =Photon Counting)


lkml

Abbildung 7.2: Rohsignale des KARL in logarithmischer Darstellung fÃ¼ die analogen KanÃ¤l (links) und die Photon-Count,ing KanÃ¤l (rechts)

leskopflÃ¤che Empfindlichkeit der Detektoren), zum anderen von der physikalischen Fragestellung ab. So ist es sinnvoll, die im Vergleich zu den Raman-Signalen starken elastischen RÃ¼ckstreusignal zeitlich hochaufgelÃ¶st die Ran~an-Signale selbst jedoch in einem grÃ¶bere Zeit,bereich zu mit,teln.

Diese rÃ¤unllich und zeitliche Mittelung bedeutet aber auch, daÂ evtl. geophysi- kalische Variationen in1 Integrationsbereich X erwischt werden und so kleinskaligere Informationen verlorengehen.

StandardmÃ¤fli wird in dieser Arbeit eine HÃ¶henauflÃ¶su von ^\h = 60 m und eine ZeitauflÃ¶sun bei den RÃ¼ckstreuprofil von A t = 10 min, bzw. bei den Extink- tionsprofile von A t = 1 11 verwendet. Opt,ional kÃ¶nne Daten Ã£vol Hand", sprich nach Analyse der meteorologischen und atmosphÃ¤rische Bedingungen in ein zeit,lich sinnvolles Intervall zusammengefaÂ§ werden.

7.1.2 Totzeitkorrektur

Nach der Mittehvertbildung werden die im PhotonenzÃ¤hlmodu aufgenommenen Profile auf Totzeiteffekte. die durch die endliche Bandbreite der Detektoren bzw. des Datenaufnahmesystems verursacht werden. korrigiert. Idealerweiser sollte die detektierte Lichtint,ensitÃ¤ proportional zur aufgenonimenen ZÃ¤hlrat sein. Es kann bei hohen ZÃ¤hlrate zu Abweichungen von der Linearit,Ã¤ kommen. Jede Komponente des Systems benÃ¶t,ig zum Regist,rieren des Signals eine gewisse Zeit,. WÃ¤hren dieser

Zeit kann kein weit,eres Photon gezÃ¤hl werden. Die langsamste Detelitions-Einheit bestimmt, somit die SichtlinearitÃ¤ des Systems. Diese sogenannten Totzeiteffekte wurden nÃ¤he untersucht von DONOVAN ET AL. (1993). Bei niedrigen ZÃ¤hlrate ist der Effekt der Totzeit vernachlÃ¤ssigbar Die Totzeit wird erst bei hohen ZÃ¤hlrate bedeutend. Deshalb werden zu starke Signale. wie beispielsweise das 53211-Signal. mit Xeutralfiltern abgeschwÃ¤cht

Die maximale Zahlrate der verwendet,en Transientenreliorder betrÃ¤g 250 MHz. Die Bandbreite der Phot~on~ultiplier ist grÃ¶Â§ als 200 MHz. Die maximale ZÃ¤hlrat des gesamten Detektions-Systems wird mit 200 MHz abgeschÃ¤tzt, Als Totzeit wird ein Wert von T = 5 11s angenommen. Mit zunehmender LiclltintensitÃ¤ wird es wahr- scheinlicher. daÂ zwei Pulse als einer gezÃ¤hl werden. d.11. der wahre Wert liegt oberhalb des gemessenen Wertes. Diese Effekt wird mit Gl. 7.1 korrigiert (SALEH. 1978').

Hierbei ist Ztnt die korrigierte Ziihlrate. T die Zallleraclditionszeit. r die Totzeit und Z die detektierte Zahlrate.

7.1.3 Untergrundkorrektur

Die L~nt~ergrundziilllrate setzt sich aus cler Dct,el<toi-duiikclzÃ¤lilrat und dem Hin- t,ergrundsignal zusammen. das durch die Himn~elshelligkeit verursacht wird. Bei- trÃ¤g durch fibersprechen aus anderen KanÃ¤le liÃ¶nne aufgrund schmall~andiger Int,erferenz- und Blocl<uiigsfiltcr ausgeschlossen werden. Zur ~ntergru11rlliorrel~tur werden die SignalzÃ¤hlrate bis in eine HÃ¶h von 120 km (16000 bins X 7.3 111) aufgezeichnet. Der Untergrundwert wird aus den ZÃ¤hlrate zwischen 60 und 120 km mittels konst,antem oder linearen Fit bestimmt. Die ~~i~tergrui~cll<orrigierte ZÃ¤hlra t,e ergibt sich nun durch Subtraktion des Lntergrundwertes von cler detektierten ZÃ¤ldrat,e

Abb. 7.3 zeigt anhand des analogen Ramanl<anals 60TuHO den Unterschied zwischen Tag- und Saclltnlcssung a m 23.03.2000 (um 4:55 und 12:37 LTC). Zu dieser Zeit lagen die SonnenliÃ¶henwinl~e bei 0.5 bzw. 10,3 Grad Ã¼be dem Horizont. Man erkennt das deutlich schlechter werdende Signal-zu-Rausch-VerhÃ¤ltni bei cler Ta- geslichtmessung. Die Reichweiten der Siganle sinken von ca. 8 km nachts auf ca. 4 km tags.

7.2 Beurteilung der SignalaualitÃ¤

Signalstarke [w.E.] Signalstarke [w.E.]

Abbildung 7.3: Rainansignale am 23.03.00 nachts (links) und tags (rechts) vor und nach der Ln- tergrundkorrekt.ur

7.2 Beurteilung der SignalqualitÃ¤

Eine Methode zur Beurteilung der Signalqualit,Ã¤ ist die oberPrÃ¼fun der LinearitÃ¤t der mit den Photomultipliern detektierten Signale. Dieses geschieht fÃ¼ die Signale. die jeweils im Analog- und PhotonenzÃ¤lilniodu aufgenommen worden sind (532pH, 532sH. 607uH). indem man die Zalilraten gegeneinander auftrÃ¤gt bzw. den Quotien- ten aus beiden Zahlraten bildet. In Abb. 7.4 ist als Beispiel das elastische RÃ¼ckstreu signal 532pH in beiden Moden dargestellt. Im linken Teil der Abbildung sieht man die logarithmischen unt,ergrundkorrigierten Signale, im rechten Teil den Quotienten aus PhotonenzÃ¤hl-/Analog-Signal Man erkennt deutlich. daÂ das Phot,on-Counting- Signal bis zu einer HÃ¶h von 5 km Ã¼bersteuer ist.

7.3 RÃ¼ckstreukoeffizien nach Klett

In der Lidargleicliung 4.2 stehen der MeÂ§grÃ¶ Pe1a8L drei unbekannte unabhÃ¤ngig GrÃ¶Â§ gegenÃ¼ber Der R~J-leigh-RÃ¼ckst~reukoeffizieii (der proportional zum Rayleigh-Streukoeffizienten ag ist), der AerosolrÃ¼ckstreukoeffizien ,8' und der Aerosolextinlctionslcoeffizient a''. Deshalb kann die Lidargleichung nur unter Zu- hilfenahme von zusÃ¤tzliche Informationen gelÃ¶s werden.


SignalstÃ¤rk [w.E.] 0 1 2 3 4

photon-counting / analog

Abbildung 7.4: RÃ¼ckstre~~signal 532pH am 23.03.00 in1 analogen und PhotonenzÃ¤hlmodu

Der Rayleigh-RÃ¼ckstreukoeffizien Â§ berechnet sich dabei mit Hilfe des aus Bal- lonsondierungen gemessenen Temperatur- und Druckprofils nach

Hierbei ist k die Boltzmann-Konstante und $ (A) der Rayleigh-RÃ¼ckstreuquer schnitt.

Da sich der totale Rayleigh-Extinkt,ionskoeffizient aus dem Streu- und Absorptions- koeffizienten zusammensetzt, ist Absorption durch Spurengase zusÃ¤tzlic zu berÃ¼ck sicht,igen, wenn die emittierte bzw. delektiertje WellenlÃ¤ng auf den Absorptionsban- den atmosphÃ¤rische Gase liegen. FÃ¼ diese Korrektur ist ein ent,sprechendes HÃ¶hen profil des Spurengases erforderlich. Bei den von KARL verwendeten WellenlÃ¤nge ist daher das Chappuis-Absorpt,ionsband von Ozon bei 532 nin und 607 nin von Bedeutung.

Beim I<let,t-Verfahren ist eine LÃ¶sun der Lidargleichung nur unter der Vorausset- zung einer Beziehung der beiden unbekannten GrÃ¶Â§ a.' r und , 8 z k (das sogenannte Extinktions-zu-RÃ¼ckstreu oder kurz Lidar-VerhÃ¤ltni L- "') mÃ¶glic (KLETT, 1981. 1985).


Wie im folg~ncleii gezeigt werden wird. benÃ¶tig man fÅ die Berechnung der RÃ¼cI<streul<oefizient~ dieses Extinl~tions-zu-RÅ ckstreuverhÃ¤ltn L'êr = CI"^/Â§' ' L-^" ist ab11Ã¤ngi von der Aerosolzusaininensetzung~ des PartikelgrÃ¶Â§enspektrun und cler Form dc'r Teilchen. Sowohl .?Ae" wie auch kÃ¶nne jedoch erst als ein Er- gebnis der Lidar-Datonausvi-ertung bestimmt werden und sind daher zunÃ¤chs nic,ht, bekannt. LA"' muÂ daher durch eine l~Ã¶l~eiiunabl~Ã¤ngi Konstante approximiert werden. Eine Abscliiitziing von L-^r ans den Daten der ASTAR-2000-Kampagne wird in Kap. 10 gegeben. L.^~I- 1. vann jedoch anhand von in-sitn-bestiinniten Partil~elgrÃ¶Â§ei1verteilunge berech-

net oder zuniichst aus der Literatur abgeleitet werden.

U111 den Ergebnissen von Raman-Lidar-L'ntersucl1ungen (siehe Abs. 7.4) Rech- nung zu tragen. die eine deutliche HÃ¶11eiial111Ã¤ngigl<e von L- " zeigen (ANSMANN ET AL. . 1993). wird ein relativer Fehler & ( L ^ " ) / L ~ ' ~ von 50% angesetzt. Diese Vor- gehensweise wird durch die geringe AbhÃ¤ngigkei des PartikelrÃ¼ckstre~~koeffizien teil 3~'^"'(zi. A) von L'^" gerechtfertigt. Weiterhin muÂ der RÃ¼ckstreukoeffizien in einer ReferenzhÃ¶h z n bekannt sein. Diese ReferenzhÃ¶h ZR wird in eine Atino- sphÃ¤renschich gelegt. in cler Rayleigh-Streuung cler dominierende StreuprozeÂ ist und in der daher -3(zR) durch 3 R a v ( ~ R ) ersetzt werden kann. Mit diesen zusÃ¤tzliche Informationen kann .3'.ies(zi, A ) anhand der Lidargleichung 4.2 berechnet werden. Der VollstÃ¤ndigkei halber sei hier die Herleitung der Forn~eln zit,iert,, wie sie auch in den Auswerteprogramn~eii inipleinentiert sind (BEYERLE. 1994) :

Die Lidarglcichimg 4.2 liiÂ§ sich als Differentialgleichung schreiben (KLETT. 1981. 198.5).

wobei

den Logarithmus des entfemungskorrigierten Signals bezeichnet. Gl. 7.3 hat die for- male Struktur einer Bemoulli-Differentialgleich~~ng. Ihre LÃ¶sun lautet (BRONSTEIN U N D SEMENDJAJEW. 1981)

mit der Integrationskonstanten C. die sich aus der Anfangsbedingung 5(zR) ,TRay(^ ergibt. und dem ZÃ¤hle

I11 der Formulierung von Gl. 7 4 ist berÃ¼cksichtigt daÂ S(7,) nur auf diskreten HÃ¶hen niveaus z, vorliegt: Integrationen Ã¼be z sind daher durch Summationen ersetzt

In diese Gleichung gellt das gemessene Raman-Signal PRa"" sowie die Anzahlcliclite der Raman-Strener ein. X^ ist die Stickstoffdichte. clie proportional zu de r mit Radiosonden gemessenen Luftdichte ist (= 0. 7809x Luftdichte). An ist die emit,tierte und AR die zugehÃ¶rig Stickstoff-Raman-WellenlÃ¤nge Weiterhin wird clie Luftxlichte zur Bestimmnng der Raylcigh-Extinktion a' benutzt.

Die W e l l ~ n l Ã ¤ i i g c ~ i a l ~ l ~ ~ i i ~ ~ g l ~ e i der Aerosolextiuktion wird durcli den sogenannten Angstr6rn-I<oeffizieiiten 1~ beschrieben und oft a priorz k = l gesetzt. Der Fehler durch ein falsches k ist normalerweise klein: ist zum Beispiel der Fehler in li &2. so wird der systematische Fehler in n ca. 8% bei 300 um und 20% bei 800 um (GATHEN. 1995). Eine unalihÃ¤ngig Bestinmmng des Angstr6m-I<oeffizienten bieten Messungen mit dem Plioiometer (vgl. Kap. -1.2).

In den Auswerterontinen wird zur Bestimmung von CI-^"' das Ranian-Signal in Abliiingigkeit von der 13ijlicnauflijsiiiig mit einem laufenclen Mittel geglÃ¤ttet An- schliefiend wird bei der Bildniig der Ableitung des Signals ein Kaiser-Filter venvcn- det (KAISER U N D REED. 1977). Dieser ..Fiuite-Response-Filter" ist ein Tiefpassfil- ter. welcher durch zwei Filterparameter (..Cut-Off"-Frequenz fcni und ..Transn~is- sioii..-Frequenz ftrans) b(~schrieben wird. Diese Frequenzen werden in Einheiten der ..Xyquist-Frecluenz" a n g ~ g e l j ~ n .

7.4.2 Berechnung des AerosolrÅ¸ckstreukoeffiziente~

Der AcrosolrÅ¸clistrcukoeffizien .j-^-r berechnet sich wie folgt (AXSMANN ET AL..

1992a):

In Kombination mit dem elastischen Riickstrcusignal kann der Raman-Kanal aufierdem dazu verwendet werden, das RÅ¸cl~streuverliÃ¤ltn R ohne Annahme des Extinktions-zu RiiclistreuverhÃ¤ltnisse zu bestimmen. R berechnet sich dann ans dem VerhÃ¤ltni der Sigiialiiitensitiiten im elastischen Kanal Pel bei An (532 nm) und dem dazugehÃ¶rige Ramau-Kanal bei der WellenlÃ¤ng AR. (607 nm). normiert auf das IntensitÃ¤tsvcrli~ltni in einpr Referenzliohe zrpf.

Das Verhiiltnis PRain(Azl.of)/Pe'(-\~i.ef) wird oberhalb der Tropopause so normiert. daÂ das RÅ¸cl<stre~~verliÃ¤ltn R den Wert Eins annimmt. Dieses geschieht in einer Htjhe. wo die Atmosphiire frei von Aerosolen ist.

7.5 Optische Dicke und integrierter RÃ¼ckstreukoeffizien

7.4.3 Vor-und Nachteile der Raman-Methode

Der Vorteil von Raiiiaii-Liclar-Messungen liegt in der unabhÃ¤ngige Bestimmung des Aerosolriickstreu- und Estinl~tionsl~oeffizient~en 3'-'e" und o.^"'. Bei der Bestimmuug des Aerosolriiclistreulioeffizienten 3 liegt der Vorteil der Raman-Methode in der mathematisch einfachen Handhabbarkeit und darin, daÂ das Aerosol-LiclarverhÃ¤lt nis L-'' nicht bekannt sein muÂ§ es im Gegenteil experimentell abgeleitet werden kann. Dein gegeniiber steht die geringe SignalintensitÃ¤ des Raman-Signals und der daraus resultierende hohe statistische Fehler. Die Bildung der Ableitung auf einem stark verrauschten Signal (Gl. 7.7) ist eine weitere Schwierigkeit,. Die um drei GroÂ§enordinmge geringere SignalintensitÃ¤ des Raman-Kanales macht die Raman- Auswertung empfindlich gegenÃ¼be IiitensitÃ¤tsschvraiil~ungen So lionll~t es vor allem zu Schwierigkeiten bei der Normierung oberhalb der Tropopause. An dieser Stelle sei nur auf diverse statistische Verfahren in der Literatur hingewiesen (z.B. KAI- SER UND REED (1977): WHITEMAN (1999)). Der matliematischeii Einfachheit des Raman-Verfahrens steht ein hoher experimenteller Aufwand gegenÅ¸ber da stat,t eines Det.elitorl~anales zwei Detelitorzweige benÃ¶tig werden.

Bei dem K1et:f-Verfahren, ist hingegen aufgrund des grofieren RÅ¸ckstreuc~uersch~litt der statistische Fehler deutlich kleiner. Der Fehler wird hier durch die Annahme des Lidar-VerhÃ¤ltnisse bestimmt.

7.5 Optische Dicke und integrierter RÃ¼ckstreukoeffizien

Als NaÂ fÃ¼ den Aerosolgehalt der AtmosphÃ¤r wird die optische Dicke und der integrierte RÅ¸clistreulioeEzien verwendet. Die optische Dicke T. "' einer Aerosolschiclit ist definiert als das Integral Ã¼be den Aerosolextii~litionsl~oeffixienten ~ ~ $ 6 1 ' in dieser Schicht. Seien die Schiclitgrenzen [zb. zt]. so ergibt sich fÃ¼ die optische Dicke des Aerosols:

Prinzipiell kann somit aus dem Profil des Extinktionkoeffizienten mit Hilfe der entsprechenden Schichtdicken direkt das Profil der optischen Dicke in den einzelnen Schichten abgeleitet werden. Will man die oben gezeigten Schwierigkeiten bei der Ableitung des Extinktionskocffizienten aus dem Raman-Signal unigellen, so bietet sich folgende Methode an:

Mit Hilfe des Raman-Signals kann man die optische Dicke zwischen zwei HÃ¼be 4 und zt berechnen. Bildet man das VerhÃ¤ltni der Signale pRam(zb) und PRaln(zt). so elhÃ¤l man:

7.6 Aerosol-FarbverhÃ¤ltni

Bei dieser Darstellung wird die AbhÃ¤ngigkei des Aerosolextinktionskoeffizienten a.h von der WellenlÃ¤ng vernachlÃ¤ssigt, d.11. in Formel 7 . i ist der Angst~romkoeffi-

zient k=0.

Die drit,t,e und einfachste MÃ¶glichkeit die Aerosol optische Dicke zu best,immen, ist die Benutzung des Aerosolriickst~reukoeffizient,en mit einem hÃ¶l~enkonstante Extinkt,ions-zu RÃ¼ckst,reuverIiÃ¤ltn Lrk" = a,^'/S.*. Hieraus ergibt sich die optische Dicke zwischen den HÃ¶he zh und zt zu

Weiterhin lÃ¤fi sich der integrierte RÃ¼ckstreukoeffizien r$el errechnen. der sich als Integral aus dem Aerosolrucl~streukoeffizienten 3^l (z. A) ergibt-

Dieses auch als RÃ¼ckstreu-SÃ¤u bezeichnetes Integral kann ohne Kenntnis der Aero- solextinkt,ion direkt aus den Lidardat,en berechnet werden und wird ebenfalls hÃ¤ufi als ein MaÂ fÃ¼ den Aerosolgehalt verwendet.

7.6 Aerosol-FarbverhÃ¤ltni

Eine MÃ¶glichkeit auf die GrÃ¶Â der Partikel zu scliliefien. bietet das Aerosol- FarbverhÃ¤ltni C' (engl.: .,color ratio"). Dieses nutzt die WellenlÃ¤ngenabhÃ¤ngigke des AerosolrÅ¸ckstreukoeffiziente z ) , da die beobachtete AerosolrÃ¼ckst~reu ung vom VerhÃ¤ltni der WellenlÃ¤ng A der gefreuten Strahlung zum Radius r der Teilchen abhÃ¤ngi ist. KARL delektiert die beiden elastischen gestreut,en Wel- lenlÃ¤nge Al = 532 nm und Al = 1064 nm. Das Aerosol-FarlxerhÃ¤ltni C'^yAi . A2) berechnet sich nach folgender Beziehung:

Es ist AI = 532 nrn und A2 = 1064 nni. also A z > AI. Geht, der GrÃ¶fienparamete k (Definition 5.1) gegen Null. so ist die Mie-St,reueffizienz proportional zu A 4 . Da- her geht das Aerosol-FarbverhÃ¤ltni fÃ¼ kleine Teilchen gegen Eins. FÃ¼ sehr groÂ§ Teilchen zeigt @- ' nahezu keine AbhÃ¤ngigkei von der WellenlÃ¤nge C' "' strebt fÃ¼ diesen Fall gegen den Wert von [,JRay(532 nrn)/,3^'(1064 nm)].

7.7 Depolarisation

Die durch die Aerosole und Molekiile verursachte atmosphÃ¤risch Depolarisation wird oftmals auch als Volumendepolarisation 6 bezeichnet. Bei Lidarniessungen wird im allgemeinen die Polarisat,ionsebene der ausgesendeten polarisierten Laserpulse als Referenzebene betrachtet. Sei PI, die detelitierte SignalintensitÃ¤ im ,,pC1-Kanal (bei KARL .,532pHX; entspricht der Polarisationsebene parallel zur Referenzebene) und PJ_ die Signalintensitat im .!sM-Kanal, (bei KARL .,532sHU; entspricht also der Polarisationsebene senkrecht, zur R,eferenzebene), so berechnet sich die Volumende- polarisation als

Abbildung 7.5: VerhÃ¤ltni der Det,ektorintensitÃ¤t,e 532pHO/532sHO nach Drehung der Polarisa- tionsebene des Lasers um 45O

Die Empfincllichkeit in den beiden Detektorzweigen wird durch den Korrekturfalitor C beriicksichtigt und experimentell bestimmt. Dazu wird bei mÃ¶glichs klarer Atn~o- sphare mittels eines Quarzrot,ators. der zwischen Laseraust.rit,tsfenster und Aufwei- tungst,eleskop'plaziert wird. die Polarisationsebene des Laserlichtes um 45O gedreht. Die Kalibration der Xachvreisenipfindlichkeit beider DetektionskanÃ¤l ergibt, sich dann aus der Bedingung, daÂ die rÃ¼ckgestreut IntensitÃ¤t beider Polarisationsrich-

7.7 Deoolarisation

txngcn gleich sein muÂ§ Mit dieser Methode lÃ¤Â sich somit die unterschiedliche De- tektorenipfindlichkeit quantifizieren. Bildet man das VerhÃ¤lt,ni aus beiden KanÃ¤le so ergibt sich Bild 7.3. Zur Quantifizierung der Volumendepolarisation dÃ¼rfe nach Bestimmung dieses Kalibrationsfaktors beide KanÃ¤l natÃ¼rlic nicht verÃ¤nder werden.

Durch Anpassung des gemessenen Depolarisationsprofils an den Wert der durch reine Rayleigh-Streuung verursachte Depolarisation S ' = 0.014 in der aerosolfreien Schicht oberhalb der Tropopause kann die relative Detekt,orempfindlichkeit jedoch auch bestimmt werden. Hier sind allerdings die bei unserem System sehr schmalen Int,erferenzfilter zu berÅ¸clisiclitigen die die Rotations-Raman-Linien abschneiden. Nach Abb. 3.3 ergibt sich fÃ¼ unser System ein Wert von &Ra)' = 0.0036. Dieser Wert beschreibt die Depolarisation der Cabannes-Linie ohne die Rotations-Raman- Linien. die bei KAR,L durch sclimalbandige Int,erferenzfilter unterdrÃ¼ck werden (Kap. 6.4.2). Die berechnete Volumendepolarisation kann zur qualitativen Klassi- fizierung in sphÃ¤risch und asphÃ¤risch Partikel verwendet werden.

Kapitel 8

Die Raman-Methode - SensitivitÃ¤ sstudien

Aufgrund des ca. 1000-fach kleineren Raman-RÃ¼cl<streuquerschnit~tes ist das Ran~an-Signal in1 Vergleich zum elastischen RÃ¼ckstreusigna sehr verrauscht. Bei dem Raman-Verfahren dominiert der st,atistische Fehler und es stellt sich die Frage. inwieweit sich Aerosole mit Hilfe dieses Verfahrens delektieren lassen und welche optischen Dicken der Aerosole aufzulÃ¶se sind. In diesem Abschnitt wird die Fra- ge nach der Nacliweisgrenze bei der Bestimmung der Aerosolext.inkt~ion diskut,iert. Diese wird in1 wesentlichen durch das Signal-zu-Rausch-VerliÃ¤ltni des detekt,ier- ten Raman-Signals bestimmt,. Weiterhin sollen folgende Fragen mit Fokus auf dem KARL beantwortet werden:

1. Wie sind zeitliche und rÃ¤umlich Integrationen sinnvoll zu wÃ¤hle ?

2. Bis in welche HÃ¶he und bis zu wichen Schichtdicken ist welche Aerosolex- tinktion auflosbar ?

3. Was fÃ¼ einen EinfluÂ haben die Filterparameter des verwendeten Kaiser- Filters ?

8.1 Vorgehensweise

Um das Auswerteverfahren bzgl. der Ranian-Methode zu prÃ¼fe und eine Vor- abeinscliÃ¤tzun zum Detektionslimit der Aerosolext,inktion zu geben, werden Sen- sitivitÃ¤tsstudie mit realistiscli zu erwartenden Wert,en der Aerosolextinktion fÃ¼ ,Arctic Haze" durchgefÃ¼hrt Dazu wird mit einem vorgegebenen Profil des Extink- tionskoeffizienten ein Lidarsignal mit Rauschanteil simuliert, welches ansclilieÂ§en mit dem Raman-Algorithmus ausgewertet wird. Zur AbschÃ¤tzun der zu erwartenden Aerosolext,inktion verwende ich die Klassifizierung von Ã£.4rcti Haze" hinsichtlich des Streul<oeffizient,en nach KHATTATOV ET AL. (1997) auf Basis der Messungen und Ergebnisse von CLARKE ET AL. (1984). Neben einer starken K~rrela t~ion von Streu- und Absorptionskoeffizient mit einer Einfaclistreualbedo c^n zwischen 0.86 und 0.89 ergibt sich die Eint,eilung in Tab. 8.1.

8.2 SensitivitÃ¤tsstudie

2.5 KT5 in-' (schwache Haze-Schicht), = 11 . 10-' m-I (starke Haze- Schicht,),

HÃ¶h und Ausdehnung der Haze-Schicht: 2000-3000 m.

Int,egrationszeit At = 1 h. HÃ¶henauflÃ¶su Az = 120 m,

Abbildung 8.1: SensitivitÃ¤ bzgl. des Acrosolextinktionskoeffizienten; ag: = 1 - 10W3 m 1 (Wal- ken), links: simuliertes elastisches RÃ¼ckst,reu (gestrichelt) und Raman-Lidarsignal (durchgezogen) rechts: mit dem Raman-Algorithn~us berechnetes Acrosolext~inktionsprofil (gestrichelt: eingegebe- nes Extinkt.ionsprofil, durchgezogen: berechnet,es Extinktionsprofil)

Abbildung 8.2: SensitivitÃ¤ bzgl. des Aerosolextinkt~ionskoeffizient.en; links: 4" = 2.5 - 1 0 ' m-I (schwacher Haze), rechts: a 2 = 11 - 1 O S m 1 (starker Haze); Bezeichnungen wie in Abb. 8.1

An diesen drei Beispielen (Abb. 8.1 und 8.2) lÃ¤Â sich in etwa eine Nachweisgrenze fÃ¼ die Aerosolext,inktion ableiten. WÃ¤hren Ext,inktionen zwischen 1 0 m 1 bis 104 m 1 mit der Rainan-Methode gut aufzul6sen sind (Fehler bis 315%). liegt der Fehler bei schwachen Haze-Schichten schon bei Â±SO und ist schwer von dem Rauschen zu trennen.


Lage und Ausdehnung der Haze-Schicht

FÃ¼ die weiteren Untersuchungen gellen wir von einer mittleren Haze-Schicht mit einer Extinktion von Q' "' = 6 - 10V5 m 1 ans. Dieses ent,spricht einem Riirkstrrn- ~ e r h Ã ¤ l t ~ n i zwischen 2 bis 3 je nach HÃ¶h der Schicht. In Abb. 8.3 erkennt inan ein Anwachsen des relativen Fehlers: je hÃ¶he die Haze-Schicht liegt. desto schwÃ¤che wird das Ran1aiisignal und dest,o grÃ¶Â§ wird der Fehler (von Ca. Â±25 bei cler Schicht zwischen 2 km und 3 lil11 auf Ca. 565% bei der Schicht zwischen 5 k m und 6 km). Derselbe Effekt lÃ¤Â sich bei einer Verringerung der Schichtdiclie von 1 km auf 100 111 fest,stellen (Abb. 8.4). Allerdings liegt hier die berechnete Extinktion 1111- t,er dem tatsÃ¤chliche Wert,. wÃ¤hren bei einer dickeren Aerosolschicht wie in Abb. 8.3 die Extinktionswerte Å¸berschwingen Dieses ist ein Effekt des Filters und wird weiter unten diskutiert.

0 variierter Parameter: HÃ¶h und Ausdehnung cler Haze-Schicht- 2000-3000 in. 5000-6000 m. 2000- 2200 m. ,5000-5200 111.

Aerosolextii~litioi~slioeffizient Q'^" = 6 - 1 0 . ' mP1.

Int,egrat,ionszeit A t = 1 11. HohenauflÃ¶sun Az = 120 111.

0 Filterlioeffizienten fÃ£Ã = 0.15. ftranS = 0.20.

Abbildung 8.3: SensitivitÃ¤ bzgl. HÃ¶h der Haze-Schicht: links: 2000-3000 in. rechts: 5000-6000 m


Abbildung 8.4: SensitivitÃ¤ bzgl. Dicke der Haze-Schicht; links: 2000-2200 m. rechts: 5000-5200 m

Integrationszeit

Eine weit,erer. wichtiger Aspekt bei der Auswertung von Raman-Signalen ist die Frage nach der Integrationszeit. Lni einerseits das Signal-zu-Rausch-VerhÃ¤ltni zu verbessern und somit den statistischen Fehler zu verkleinern, andererseits aber nicht zuviel physikalische Inforn~ation wegzuiiiitteln, stellt sich die Frage nach einer sinn- vollen Integrationszeit. Diese hÃ¤ng hauptsÃ¤chlicl von den gegebenen atniosphÃ¤ri sehen Bedingungen ab. Hat man Ã¼be einen lÃ¤ngere Zeitraum stabile VerhÃ¤ltnisse spricht nichts dagegen, Å¸be diesen Zeitraum zu integrieren. WÃ¤hren in den vorherigen Studien jeweils ein Zeitraum von 1 Stunde gewÃ¤hl wurde, wird in diesem Abschnitt ein Integrationszeitrauni von 0,1 h und 4.6 11 benutzt.

0 variierter Parameter: Integrationszeit: A t = 0.1 h. 4.6 11.

HÃ¶h der Haze-Schicht,: 2000-3000 ni. 5000-5200 m

In Abb.8.5 ist dieses fÃ¼ eine Haze-Scliicht zwischen 2 km und 3 km dargestellt. Der relative Fehler sinkt bei einer Integrationszeit von 0.1 h von Å¸be Â±60 auf unter Â±10 bei 4.6 11.

Liegt eine dÃ¼nner Haze-Schicht zwischen 5,0 km und 5,2 kni (Abb.8.6), so ist eine Auswertung mit einem Int,egrationsbereich von 0,1 11 nicht, mÃ¶glic (relativer Fehler ca. Â±200%) Bei einer zeitlichen Integration Ã¼be 4.6 11 sinkt der relative Feliler auf ca. Â±30%

8.2 Sensitivitatsstudien

Abbildung 8.5: SensitivitÃ¤ bzgl. Integrationszeit bei einer Haze-Schicht zwischen 2000-3000 m; links: 0.1 h, rechts: 4.6 h

Abbildung 8.6: SensitivitÃ¤ bzgl. Integrationszeit bei einer Haze-Schicht zwischen 5000-5200 m; links: 0.1 h. rechts: 4.6 h

HÃ¶henauflÃ¶su

Ein weiterer Parameter. der sich entscheidend auf die Auswertung der Raman- Signale auswirkt, ist die HÃ¶he~~auflÃ¶sun da bei der Berechnung der Aerosolex- tinktion die Ableitung bzgl. der HÃ¶h gebildet werden muÂ (GI. 7.7). In Abb. 8.7 wird dieser Parameter zwischen 30 in und 60 rn variiert. Man erkennt hier. daÂ die Schichtgrenzen umso besser wiedergegeben werden, je geringer die HÃ¶henauflÃ¶su ist, allerdings nimmt der relative Fehler hierbei stark zu.

variierter Parameter: HohenauflÃ¶sun Az = 30 in. 60 m.

HÃ¶h der Haze-Schicht: 2000-3000 m.

Aerosolextinlitionslioeffizient a' = 6 - 1 0 5 m l ,

Integrationszeit At = 1 h.

Filterkoeffizienten frÃ£ = 0.15. ftlans = 0.20.


Abbildung 8.7: Sensitivit,Ã¤ bzgl. H8henauflÃ¶sung links: 30 m. rechts: 60 in

Filterparameter

In diesem Abschnitt werden die Filterlioeffizient~en des Kaiser-Filters untersucht. Der Kaiser-Filter ist ein TiefpaÂ§-Filter bei dem der Parameter fc,,t die Absclineidefre- quenz und ftrans die Steilheit der A1~scliiicicleflai~lce angibt. Je geringer ftraiis. desto steiler die Abschneideflanke und desto hÃ¶he die Filter-Ordnung. Eine detaillierte Beschreibung dieses Filtert,yps findet sich in KAISER UND REED (1977).

variierter Parameter: Filterkoeffizient fcut = 0.05.0 15.0.20.0.30 und ftlans = 0.05.0 20.

HÃ¶h der Haze-Schicht: 2000-3000 rn.

Aerosolextinktionslcoeffizient CL-^^' = 6 - 1 0 ' ' mp' .

Abbildung 8.8: SensitivitÃ¤ bzgl. Filtcrkocffizienten: links: friir = 0.1."). f t rnns = 0.20 rechts: fr,,, = 0.15, ftraÃ£ = 0.05

In Abb. 8.8 bis 8.9 sind verschiedene Kombinationen der beiden Filteiparaineter dargestellt Man sieht hier. daÂ sich durch geeignete Wahl dieser Werte die Extinli- tionsprofile gut auflÃ¶se lassen So erzielt man besseie Ergebnisse. wenn man bei


Abbildung 8.9: SensitivitÃ¤ bzgl. Filterkoeffizienten; links: fcut = 0.05,ftrans = 0.05 rechts: fcut = 0.30, ftrans = 0.05

dÃ¼nne Schichten die Abschneiclefrequenz hÃ¶he wÃ¤hlt Der Fehler hangt hierbei stark von der Filterordnung und somit von ftrans ab.

9.1 Zielsetzung, DurchfÃ¼hrun und Mef3zeiten

Vordergiund Voi allem fanden Vergleicllsiiiessungeii mit dem flugzeuggetragenen Sonneiipliotometei und dem arn Boden stationierten Aerosol-Lidar KARL s t a t t .

Die zweite Phase (25.03. - 15.04.2000) der Kampagne hatte zum Ziel! weitere Profile cler optischen Eigenschaften der Aerosole in Gebieten rund um Spitzbergen (vor- zugsweise bei Xy-Alesnnd) mit auftretendem ..Arctic Haze" zu messen.

In der dritten Phase (15. - 25.04.2000) wurden schliefilich fiir den Vergleich mi t dem Satellitenexperimeiit SAGE I1 (Stratospheric Aerosol and Gas Experiment) sÃ¼dlic von Spitzbergen (etwa bei 74OX) Profile gemessen.

Mit insgesamt 15 Mefifliigen und etwa 300 Lidarmefistunden mit, dem Koldewey- Aerosol-Raiiian-Lidar KARL steht nun eine umfangreiche Datenbasis zur VerfÃ¼gung die es erlaubt. RÃ¼cli~treu und Esti~il<tionsprofile fÃ¼ das troposphÃ¤risch arktische Aerosol abzuleiten. Ebenso liijnnen die anderen Iilimarelevanten Parameter wie Ein- faclistre1~al1~eclo und Asymmetriefalitor mit Hilfe cler anderen eingesetzten Mefime- thoden abgeleitet werden

Abbildung 9.1: Das Mei3gebiet um Spitzbergen wÃ¤hren cler ASTAR-2000-Kampagne im FrÃ¼hjah 2000

WÃ¤hren dieser MeÂ§kampagn konnten eine Reihe unterschiedlicher Episoden untersucht werden. Es wurden sowohl Tage mit geringer Aerosolbelastung, als auch Tage mit erh6hten Aerosollionzentrationen in der TroposphÃ¤r beobachtet. Auf Ba- sis dieser Messungen kann nun ein arktischer Aerosoldatensatz erstellt werden. der dem regionalen Kliinainodell HIRHAM als Eingangsdatensatz dient und mit dem Aussagen Å¸he die bisher wenig verstandene Klimabedeutung arktischer Aerosole gemacht werden kann.

9.2 Instrumentarium

9.2 Instrumentarium

WÃ¤hren ASTAR-2000 wurden sowohl Messungen mit Instrumenten an Bord der ..Polar4". als auch mit bodengebundenen Instrumenten an der Koldewej -Station in Nv-Alesund durc1igefÅ¸hr Eine Aufstellung der wichtigsten zum Einsatz geliomme- nen Mefiinstrumente geben Tab. 9.1 und Tab 9.2.

Sonnen-Photometer SP2H

Stern-Photometer STAR01

Bodengebundene Instrumente in ~ ~ - . & l e s u n d

AWI ( K o l d e ~ ~ e j -Station)

spektrale optische Dicke


Instrument

Temperatur. Druck. rel. Feuchte. Ozon

Paiamctci

NIPR (Rabben-Station)

1 Micro-Pulse-Lidar CMPL1 RÃ¼cl~st~re~~l~oeff

Sicderschlags-Sammler nasse Deposition

Slq-Racliometcr

1-Stufen-Impaktor

St rahlung~g~Ã¶ÃŸ

Opt,. TeilchenzShler (OPC)

GrÃ¶ÃŸenverteilun ehern. Analyse

Int,egrating Nephelometer (IN) 1 St,reu-/RÃ¼cl~st,re~~l~oeffizie~~

Aerosol-Konzent,ration, GrÃ¶Â§enverteilu

OPC-Sonde (Fesselballon)

1 Inteeratine Nenhelon~eter (IN) 1 Sti eu- /RÃ¼ckstreul~ocffizie~~

OPC-Sonde 1 Aerosol-Konzentrat,ion. GrÃ¶Â§enverteilu

Aerosol-K~nzent~ration. GrÃ¶f3envert~cilun

MISU / NILU / NP (Zeppelin-Stat,ion)

1 Cond. Particle Counter (CPC) 1 Partikelanzahl 1

OPC

1 DMPS GrÃ¶f3enverteilun 1

Low Volume Sampler Soot

Aerosol-Konzentration. GrÃ¶ÃŸenvcrteilu

Absorpt,ion. RuÃ

Tabelle 9.1: Bodcngebundcne Messungen wÃ¤hlen ASTAR 2000

1 Reflectance Spectrometer

GrundsÃ¤tzlic wurden die meteorologischen Parameter und St,rahlungsgrÃ¶Â§ an allen Mefiort,en (Koldewey-Station, japanischen Station am Rabben, Z,eppelin-Station und auf der Ã£Polar4" wÃ¤hren der ganzen Kampagne kontinuierlich gemessen. Zur Bestimmung der Aerosoleigenschaften waren in Ny-Alesund fest installierte Systeme an der deutschen Koldewey-Station, an der japanischen Station am Rabben und der Zeppelin Station auf dem 474 m hohen Zeppelin Berg im Einsatz. So konnten Aero- sollionzentration und GrÃ¶fienvert.eilun am Boden sowie in der .,Polar4" mit den 011- tischen PartikelzÃ¤hler (OPC = Ã£Qptica carticle Counter") und den verschiedenen Art,en von Aerosolsainmlern und Impaktoren bestimmt werden. Diese ermÃ¶gliche

spektrale Albedo

9.2 Instrumentarium

weitere chemische Analysen der Aerosole im Labor. Nephelometer messen die St,reu- und Riicl<streukoeffizienten der Aerosole. das ..Particle Spot Absorption Photometer" (PSAP) den Absorptionskoeffizienten. Aussagen Ã¼be das Spekt,rum der coluinnaren optischen Dicke sind mit Hilfe der Pl~otometerinessungen am Boden und a n Bord der Ã£Polar4 mÃ¶glich Die HÃ¶henverteilun der Aerosole wird auf deutscher Seit,e mit dem KARL, auf japanischer Seite mit dem ..xicro-Pulse-Lidar" (MPL) gemessen.

Instrumente an Bord von POLAR 4

AWI

1 Meteorologie. Navigation 1 Temperatur. Druck. Wind. Position

Pyranometer. Pyrgeome- tcr. Taupunkt-Sensor

Sonnen-Photomet,er SP1A

Tabelle 9 2. Flugzcuggetiagene .Messungen zahlend %STAR 2000

StralilungsflÅ¸sse Feuchte


Nephelometer

OPC Aerosol Irnpactor

Das KARL lieferte wÃ¤hren der Mefikanipagne an allen Tagen, an denen MefiflÃ¼g stattfanden, durchgehend RÃ¼ckstreu und Extinktionsprofile. Eine Aufstellung Ã¼be die Mefistatistik und Mefizeiten des Lidars gibt Abb. 9.2. Besondere Aufinerksam- keit ist hierbei den Episoden gewidmet, in denen zusÃ¤tzlic bodengebuncleiie und flugzeugget,ragene Photometer gemessen haben. Diese sind entsprechend farbig her- vorgehoben, und spielen fÃ¼ die weitere Auswertung eine primÃ¤r Rolle. ErgÃ¤nz wurden diese Mefireilien durch Stern-. Sonnenphotometer- und FTIR-Mess~~ngen.

Streu-/R,Å¸ckstreukoeffizien

Aerosol-Konzentration, Grofienverteilung

GroÂ§envert.eilung chemische Analyse

Abb. 9.3 gibt einen Cberblick Ã¼be die am Boden eingesetzten Mefiinstrumente des AWI und deren Mefizeiten wÃ¤hren der Kampagne. Der Aerosolsan~mler wurde ab dem 17. MÃ¤r betrieben und lieferte die gesamte Kampagne hindurch lcontinuierlich Mefidaten. Das KARL hatte mit insgesamt Ã¼be 300 Mefistunden ebenfalls lange MeÂ§phase zu verzeichnen. Die Auswertung der Daten der anderen Instrumente dauert noch an und ist nicht Teil dieser Arbeit.

NIPR / Hokkaido University

NIPR / Nagoya University

Aerosolsamniler 1 GrÃ¶ficnvcrtcilun

Particle Soot Absorpt,ion Phot,ometer

Absorptionskoeffizicnt

9.2 Instrumentarium

Koldewey Aerosol Raman Lidar measuring time [h] during ASTAR

Abbildung 9.2: Meflzeiten von KARL wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne: dunkelblau: Ã£Polai'4 ist Ã¼be Ny-Alesund geflogen, hellblau: ..Polar4" ist in der ?sÃ¤h von ~ ~ - A l e s u n d geflogen. schwarz: sonstige Messungen

m POLAR 4 - LIDAR R Sun photometer Star photometer FTIR = aerosol sampler

Abbildung 9.3: Meflzeiten wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kanipagne von KARL (LIDAR), flugzeugge- tragenem Soniienphotometer (,.Polar4"). bodengebundenen Photometern (Sun, Star), FTIR und Aerosolsammler

Kapitel 10

Analyse und Ergebnisse

10.1 Bewertung der Messungen - Eine Auswahl

Da wÃ¤hren der ASTAR-2000-1<ampagiie Messungen Ã¼be einen Zeitraum von fÃ¼n Wochen stattfanden, konnten verschiedene Episoden mit. Aeorosolbelastungen in unt~erschiedliclien HÃ¶he vermessen und beprobt werden. So fanden sich sowohl Ta- ge mit erhÃ¶ht,e Aerosoll<oiizentratioii in l~odeiii~alien Schichten. als auch Tage mit erhÃ¶l~t~e Aerosolbelastung in der freien TroposphÃ¤re I11 diesem Abschnitt wird eine cbersicht Ã¼be die Lidar- und Pl~otoiiietermessungen wÃ¤hren dieser Zeit gegeben. sowie eine daraus resultierende Auswahl der interessantesten Tage.

FÃ¼ einen erst,en Cberblick sind zunÃ¤chs die H611eii-Zeit-Schnitte zusammengestellt. die das Lidar im wolkenfreien Fall gemessen hat. Eine vorlÃ¤ufig grobe Klassifizie- rung der Aerosoll~elastung erfolgt unter Z~~hilfenahme der bodengebundeneri Plio- tometermessungen. Von einer erhÃ¶hte Aerosoll~elastung sprechen wir. wenn die opt,ische Dicke der Aerosole iiber dem Hinter~uncI~vert von 0.06 liegt. Bei opt,ischen Dicken Ã¼be 0.1 sprechen wir von ..Haze".

Eine Klassifizierung allein aufgrund dieser Information kann allerdings zu Fehl- einschÃ¤t,zunge fÃ¼hren da diese Einteilung lediglich auf den integralen optischen Dicken beruht. Daher ist es notwendig. die Holienverteilung der Aerosole zu kennen. Aus dem HÃ¶l~enprofi des Riickstreu- bzw. Extinl<tionsl<oeffizienten ist eine Aussage mÃ¶glich welche Aerosolscliichtcn welchen Beitrag zur gesamt-optisclien Dicke liefern. Zusammen mit anderen Instrumenten (TeilclieiizÃ¤l1lern Iinpaktoren) ist schlieÂ§lic eine Einteilung in ..Arctic Haze" mÃ¶glicli

Lni einen cberblick Ã¼be die einzelnen Episoden wÃ¤hren der Kampagne zu bekommen. sind in Abb. 10.1 die vom Soniieiip11otoiiieter an der Koldewey-Stat,ion (78.95OX: 11,93'0) gemessenen gesamt-optischen Dicken der Aerosole aufgetragen. 1nteressant)e Episoden sind zum einen der Zeitraum vom 23. bis 2.5. MÃ¤rz in dem eine starke Aerosoll~elastuiig erscheint,, sowie der Zeitraum vom 12. bis 16. April, in dem ebenfalls erhÃ¶ht Aerosollioi~ze~~trationeii gemessen wurden. Hintergruiidwerte fÃ¼ die von Aerosolen unbelastete TroposphÃ¤r traten nur vereinzelt zu Beginn der Kampagne am 20. MÃ¤r auf.

10.2 Charakterisierune einzelner Taee

Sonnen-Photometer 0,25

Koldewey-Station

ErhÃ¶h

Hintergrund

Abbildung 10.1: Mit dem bodengebunclcnen Sonnei~~~l~otometer gemessene Aerosol-opt,ische Dicke n e r (535 nm) wiihrend der ASTAR-2000-Kampagne: Einteilung der Acrosolbelastung in Hinter-

gru11dbela~tuIIg (T*"" < 0.06). erhÃ¶h (0.06 < Per < 0.1) und ..Hazc" (T""' > 0 , l )

I11 Abb. 10.1 sieht man deutlich erhÃ¶ht Werte der optischen Dicke am 23.3.. mit Werten von durchgehend Ã¼be 0.16. Die geringe St,reuung dieser Werte an diesem Tag deutet auf st,abile VerhÃ¤ltniss in cler TroposphÃ¤r hin. Im Gegensatz hierzu erreichen die optischen Dicken im Zeitraum vom 12.4. bis 16.4. zwar ebenfalls Werte von Ã¼be 0.15. streuen aber in einem weiten Bereich zwischen 0.08 und 0,16. Dieses lÃ¤Â eine deutlich hÃ¶her VariablitÃ¤ der AtmosphÃ¤r vermuten. Die nachfolgende Diskussion (Alls. 10.3) der Extinktionsinessungen konzentriert sich auf drei Tage mit erhÃ¶hte Aerosolbelastung aus diesen beiden interessanten ZeitrÃ¤umen den 23. MÃ¤rz 12. und 16. April 2000.

Tab. 10.1 gibt eine Auswahl Ã¼be die Tage, die eine besondere Rolle bei der nachfol- genden Auswertung spielen. In dieser Tabelle sind nur solche Tage berÅ¸cksichtigt an denen neben Lidarmessungen entweder mit den Photometern am Boden oder aber mit dem flugzeuggetragenen Sonnenphotometer gemessen wurde.

10.2 Charakterisierung einzelner Tage

In diesem Abschnit,t werden die drei oben ausgewÃ¤hlte Tage anhand der Lidar- und Bodenphotoinetermessungen charakterisiert. Die Mef3daten der Ã¼brige Tage finden sich im Anhang. Ai11 23. MÃ¤r ist der Tag mit der hÃ¶chste columnaren optischen Dicke wÃ¤hren der gesamten Kampagne. Die Werte an diesem Tag erreichen wahrend des ganten Tages Werte iiber 0.16 (bei 532 um). Betrachtet man die HÃ¶henverteilun des RÃ¼cl<streul~oeffiziente (Abb. 10.2 oben). so sieht man, daÂ eine st,arke Aerosolschicht. vom Boden bis zu 3 km HÃ¶h dominiert. In cler gesamten


1 Tag 1 MeJ3zeit Liclar 1 P4-Mefizeit 1 P4-SyA 1 Typ 1 Sun 1 Star 1 Bemerkung (Lidar)

1 20.03. 1 11:13 - 18:23 1 - 1 clcar 1 X 1 1 klar. sniiter tiefe Wolken 1

, 23.03. 04:49 - 24:OO 11:15 - 12:39 1 X 1 Haze X

24.03. 12:29 - 2400 09:54 - 12:30 1 (X) 1 Haze

Wolken (4.5 km), klar, Wal- ken (1.5 km)

1-3,5 km, spÃ¤te Zirrus

Wolken (5-6 km), spÃ¤te Ha- , 25.03. 1 00:00 - 24:00 1 08:30 - 10:34 1 X 1 erhÃ¶h 1 X 1 X 1 Haze 1-2 km, klar. Haze 1-

28.03. 1 01:31 - 24:00 1 10:18 - 13:23 1 X 1 erhÃ¶h 1 X 1

2-3 km. 7-9 km

12.04. 1 07:45 - 24:OO 1 14:55 - 17:02 1 X 1 erhÃ¶h 1 X 1 1 Wolken in 1-3km, spÃ¤te

1-3.5 km. spÃ¤t,e Zirrus

06.04.

07.04

11.04.

1 1 1 1 1 1 1 1 Haze bis 6 km 1

1 01.04. 1 09:09-11:40 1 09:41-11:09 1 (X) 1 Haze 1 X 1 1 Haze. Wolken 1-2 km

13.04. 1 00:OO - 24:00 1 l5:13 - 18:29 1 X 1 Haze 1 X 1

10:08 - 2400

00:00 - 12:19

13:36 - 22:47

16.04. 1 00:OO - 24:OO 1 15:41 - 17:37 1 X 1 erhÃ¶h 1 1

14:02 - 16:58

mehrere Schichten, spater Wolken 6-8 km

I I I I I I

Tabelle 10.1: cbersicht Å¸be die Mefltagc und Meflzeiten. an denen KARL erhÃ¶ht Aerosolbe- lastung in der Atn~osphare detektiert hat. Angegeben sind die LiclarineÃŸzeite (2. Spalte), die Photon~et~ermeÃŸzeiteii wenn parallel Flugzeugmessungen stattfanden (3. Spalte). Fanden die Flug- zeuginessungen Å¸be Ny-.klesuncl stand, so ist dies in der 4. Spalte markiert. (X) meint: in der NÃ¤h von Sv-Alesund. Die 5. Spalte gibt die .Aerosolbelastung auf Basis der bodengebundenen Photome- termess~n~gen an (Haze: T""' > 0. 1 : erhÃ¶ht 0.06 < r4"' < 0.1). Spalte 8 enthÃ¤l Informationen Å¸be die HÃ¶henvert,eiliin der rÅ¸ckstreuenc1e Teilchen. wie sie KARL gemessen hat.

(X)

X 20.04.

erhÃ¶h

erhÃ¶h

Haze

10:03 - 16:37

X

X

X

Wolken. mehrere Schichten

mehrere Schichten bis 9 km

Haze 2-4 km. spÃ¤te Wolken

11:5.5 - 12:15 X 1 erhÃ¶h


TroposphÃ¤r nimmt die Aerosolextinktion mit der HÃ¶h ab und erreicht oberhalb etwa 5 km den Hint,ergriuidw?rt~. Es zeigt sich ein leichter Tagensgang mit einem schwachen Anst,ieg der Aerosolschicht in1 Laufe des Tages aufgund zunehmender Sonneneinstral~lung.

Ruckstreukoeffizient @ 532 nm, 23-Mar-2000

6:OO 9:OO 12 :OO 15:OO 18 :OO 21 :OO 0:OO Zeit UT

Abbildung 10.2: Hoh~nzeitschnitt des Ruclcstreulcoeffiziente~~ gemessen mit KARL (oben) und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem boclengebundencn~ Sonnenphotomet,er (unten) am 23.03.2000

Der 12. und 16. MÃ¤r (Abb. 10.3 und 10.4) ist geprÃ¤g durch eine hohe zeitliche und rÃ¤umlich VariabilitÃ¤ der Aerosolscliicliten in der TroposphÃ¤re An diesen Ta- gen erreichen die Werte der columnareii optischen Dicke zwar nicht ganz die Werte vom 23. MÃ¤rz sind aber im Vergleich zu den Hintergrundwerten deutlich erhÃ¶ht, Im Laufe des 12. April schwankt die integrale optische Dicke zwischen 0.01 und 0,1. Ai1 diesem Tag sehen wir im Vergleich zu dem 23. MÃ¤r eine vollkommen an-


RÃ¼ckstreukoeffizien @ 532 nm, 12-Apr-2000

9 : O O 1 2 : O O 1 5 : O O 1 8 : O O 21 :OO 0:OO Zeit UT

Ny-Alesund 12-Apr-2000 . ,?W000932 ' 120-001039

, 2 0 L 0 0 , , 3 7 l20LOO 1205 130-00123': . ?20'001300

Abbildung 10.3: Hohenzeitscl~nitt des RÅ¸cl~st,re~~l~oeffiziente gemessen mit KARL (oben) und Spektrunl der Acrosol-optiscl~en-Dicke gemessen mit dem bodengebunclene~n Sonnenpl~otomet~er (unt,en) am 12.04.2000

dere HÃ¶henverteil~m der Aerosole: bei insgesamt hoher atmosphÃ¤rische Dynamik treten teilweise sehr fein strukturiert,e Schichten in der gesamten TroposphÃ¤r (bis 7 km) auf. Am 16. April sehen wir ebenfalls eine feine inhomogene Schicht,ung in der gesamten TroposphÃ¤re FÅ¸ diesen Tag sind keine bobdengebundenen Sonnenpho- toinet,erinessungen verfÃ¼gbar Iin folgenden Abschnit,t erfolgt eine genaue Analyse dieser drei Tage.

10.3 Extinktionsprofile von Ã£Arcti Haze" in1 FrÃ¼hjah 2000

Ruckstreukoeffizient @ 532 nm. 16-AD~-2000

6:OO 12:OO 18:OO Zeit UT

Abbildung 10.4: Hol~cnzeitschnitt des RÅ¸cl<stre~~l<oeffiziente gemessen mit KARL am 16.04.2000

10.3 Extinktionsprofile von ,, Arctic Haze" im Friihjahr 2000

Ein Ziel dieser Arbeit ist die Bestimmung von Extinl<tionsprofilen von troposphÃ¤ri sehen Aerosolen. Zur Ableitung von RÅ¸ckstreu und Extinktionsprofilen mit, dem KARL gibt es prinzipiell zwei MÃ¶glichkeiten Aus den Profilen des RÃ¼ckstreukoef fizienten lassen sich unter Annahme eines Extinktions-zu-Riickstreu-VerhÃ¤ltnisse (LidarverhÃ¤ltni L'ê1') Extinktionsprofile ableiten. Der Vorteil bei dieser Methode ist, daÂ so auch unter Tageslichtl~edii~gungen Profile des Extinktionskoeffizienten best,imnit werden kÃ¶nnen Aui3erdem bleibt die hohe HÃ¶l~e~iauflÃ¶su erhalten.

Die zweite Methode zur Bestimmung der Aerosolextinl<tioii benutzt die vom eigent- lichen Riicl<streuprozeÂ unabhÃ¤ngig Raman-Streu~ng an StickstoffmolekÃ¼len Diese Methode ist aufgrund der geringen Signalintensitaten nur bei Dunkelheit anwendbar. Da sich mit dieser Methode die Aerosolextinktion ohne jegliche Annahme ableiten lÃ¤Â§ kann man dieses Verfahren fiir einen direkten Vergleich mit dem Photometer verwenden.

10.3.1 Kombination von RÃ¼ckstreu-Lida und Photometer

Dieser Abschnitt zeigt einen Weg auf. aus cler Kombination, von RÃ¼ckstreu-Lida und Photometer hocliaufgeloste Profile cler Aerosolextinktion abzuleiten. Voraussetzung fÃ¼ ein Gelingen hierfÃ¼ sind stabile meteorologische VerhÃ¤ltniss in der TroposphÃ¤re

Anhand von drei Beispieltagen wird gezeigt, daÂ es mÃ¶glic ist, fiir diesen Fall das

10.3 Extinktionsorofile von ..Arctic Haze" im FrÃ¼hiah 2000

R,Å¸ckstreu-Lida und Photometer so einzusetzen, daÂ sich mit einem LidarverhÃ¤ltni L - ~ ~ ' , welches durch mehrfache It,eration optimiert wird. ein l~ocl~aufgelÃ¶ste Aero- solext~inkt,ionsprofil bestimmen lÃ¤Â§t

Da man mit dem reinen RÃ¼ckstreu-Lida die RÃ¼ckstreu und Extinktionskoeffizi- enteil nicht unabhÃ¤ngi voneinander bestimmen kann, ist die Annahme des Lidar- ~erhÃ¤lt,nisse L-'' = a"^"/per notwendig (vgl. Kap. 5). FÃ¼ das LidarverhÃ¤lt,ni troposphÃ¤rische Aerosole findet man in der Literatur Werte, die zwischen 25 s r und 100 sr liegen (WARREN, 1984; ANSMANN. 2000). Wir wÃ¤hle fÃ¼ die erste Iterat,ion

POLAR 4

-23 Mar 00 12 Apr 00 16 Apr 00

I

0 05 0 06

KARL

-23. Mar 00 - 12. Apr 00

16. Apr.00

LRz40

Abbildung 10.5: Mit dein flugzeuggetragenen Sonnenphotometer gemessene Extinktionsprofile (oben) und mit KARL gemessene RÃ¼ckst~reuprofil mit einem angenommenen LidarverhÃ¤ltni aAer/YAer = 40 sr (unten) fÃ¼ den 23.3.. 12.4. und 16.4.2000

In Abb. 10.5 sind die vom Flugzeug aus gemessenen Aerosolextinkt~ionsprofile (oben) und die von KARL gemessenen RÃ¼ckstreukoeffizientenprofil fiir den 23.3., 12.4. und 16.4. dargest,ellt. Hierbei wurden die KARL-Profile mit Hilfe des Klett-Verfahrens vg l . Kap. 7.3) mit einem hÃ¶henkonstante LidarverhÃ¤ltni von 40 sr gerechnet und auf das von1 Flugzeug geflogene HÃ¶henraste gemittelt,. Man sieht deutlich, daÂ am 23.3. in1 Vergleich zu den anderen beiden Tagen eine starke Aerosolschicht vom Bo-

10.3 Extinktionsprofile von ,>Arctic Haze" im FrÃ¼hjah 2000

den bis zu 3 km HÃ¶h mit Extinlctionswerten bis zu 0.47 kmp1 dominiert. In der gesamt,en TroposphÃ¤r nimmt die Aerosolextinktion mit der HÃ¶h ab und erreicht oberhalb et,wa 5 km den Hiiitergruiidwert. Am 12. und 16.4. sehen wir eine vollko111- men andere H61lenvert,eil1mg: wÃ¤hren in den unteren Schichten der TroposphÃ¤r die Aerosolextinl<tion mit Werten bis zu 0.02 km-' deutlich geringer ist. treten in HÃ¶he zwischen 3,5 und 5.5 km am 12.4. und zwischen 3.3 und 7 km an1 16.4. verstÃ¤rk Aerosole auf. Jedoch liegen auch in diesen Schicliten die Extinlitionswerte mit 0.01 - 0.02 k n ~ ~ ' cleutlic11 unter denen vom 23.3.00.

Der Vergleich mit den von KARL gemessenen Riickstre~~profilen zeigt grundsÃ¤tzlic die gleiche Struktur. Vor allein am 2.3.3. erkennt man eine sehr gute Lbereinstim- mung zwischen beiden gemessenen Htil~enprofilen. Vorhandene Unterschiede, speziell am 12. und 16.4.. werden weiter unten in den entsprechenden Abschnitten detail- lierter diskutiert.

Der 23. MÃ¤r 2000

Betrachtet man fiir diesen Tag die Messungen an der Koldewey-Station in Ny- Alesuncl. so erkennt man aus den Liclarmessungei~ den ganzen Tag Å¸he eine Ae- rosolscliicl~t in den unteren 3-4 Kilometern der TroposphÃ¤re Abb. 10.2 und 10.6 zeigen fiir diesen Tag den RÅ¸~li~treul<~effizientel l cler mit Hilfe des Klett-Verfahrens (siehe Abs. 7.3) mit der Annahme eines 1~011enlionstanten LidarverhÃ¤ltnisse von 40 sr bestimmt wurde. Hier ist vor allem cler Zeitraum von 11:00 bis 12:00 LYTC interessant. in der .,Polar4" Å¸be Sv-Alesund geflogen ist und die unteren HÃ¶hen schichten vermessen hat. In Abb. 10.6 (rechts) ist das liochaufgel6st gemessene Profil des RÅ¸cl<streul<oeffiziente fÅ den Zeit,raum von 1 1 : O O bis 12:00 Uhr dargestellt.

RÃ¼ckstreukoeffizien @ 532 nm, 23-Mar-2000 RÃ¼ckstreukoeiiizien @ 532 nm, 23-Mar-2000

Abbildung 10.6: HÃ¶henzeitschnit (links) und gemitteltes Profil von 11:OO-12:OO L'TC (rechts) des RÃ¼clcstreukoeffiziente ;3Aer a m 23.03.2000 nacli Klett mit einein 11611enI~oi1sta1~ten Lidarverhaltnis von 40; mit angegeben ist der statistische Fehler und zum Vergleich der Rayleigh-RÅ¸ckstreukoeffi zicrit 13'''~' bei 532 um (gestrichelt).

Auch das bodengebundene Sonnenphot,ometer zeigt mit 0.16-0,18 fast das Dreifache des normalen Hintergrunclwertes der integralen. optischen Dicke des Aerosols bei 532 nm (Abb. 10.2).

10.3 Extinktionsprofile von ,,Arctic Hazex im FrÃ¼hjah 2000

In den Daten des R,adiosondesaufstieges von 11:00 UTC erkennt man eine Tempera- turinversion an der Obergrenze dieser Schicht, die die stabile Schichtung begrÃ¼ndet die den ganzen Tag Å¸be anhÃ¤lt Auch in der relativen Feuchte zeigt sich mi t 40- 50% eine deutliche Abhebung dieser bodeiinahen Schicht von der freien TroposphÃ¤re Weitere Merkmale dieser Schicht sind deutlich niedrigere Windgeschwindigkeit,en (2- 6 m/s im Vergleich zu 9-13 m/s oberhalb der Schicht). Die Windrichtung in dieser unteren Schicht ist vorwiegend Ost. oberhalb kommt der Wind aus Nordwest.

relative Feuchte [%I Windrichtung [Â¡ 0 20 40 60 60 0 90 180 270 360

-60 -50 -40 -30 -20 -10 0 5 10 15 20 Temperatur [Â¡C Windgeschwindigkeit [ d s ]

Abbildung 10 7: Radiosondenaufsticg am 23.03.2000 um 11:00 L'TC

Das Mefifl~igzeug .,Polar4" flog an diesem Tag von 11:15 - 12:38 ein Flugmuster wenige Kilometer nordwestlich von ~ ~ - A l e s u n d (78,95ON; 11,93OO). Es umfaÂ§t insgesamt 7 Schichten, beginnend in 55 in, endend in 5192 m. Abb. 10.8 zeigt die genauen Positionen und Zeitpunkte des Flugzeuges. Die grafische Darstellung der Flugmuster stammt von HARTMANN (2000).

1 Zeit 1 HÃ¶h 1 Koordinaten 1

Abbildung 10.8: Flugmust,er des MeÂ§fluge der Ã£Polar4 am 23. MÃ¤r 2000

Die mit dem Sonnenphotometer gemessenen Spektren der optischen Dicke der Aero-

10.3 Extinktionsprofile von ,,Arctic Haze" im FrÃ¼hjah 2000

sole in den sieben verschiedenen Flughohen zeigt Abb. 10.9

POLAR 4 (79'OO'N, 11a18'E) 23-Mar-2000

~ 0,350 0,450 0,550 0,650 0.750 0,850 0.350 1,050

Wellenlange (um)

Abbildung 10.9: Spektrum der Aerosol-optischen-Dick? arn 23.03.2000. gemessen mit dem flugzeuggetragenen Sonnenphotometer

Die int,egrale opt,ische Dicke stimmt gut mit der vom Boden aus gemessenen Å¸berein Auch hier lÃ¤Â der Wert von ca. 0.16 bei 532 nm auf eine deutliche Aerosolbelastung schliefien. Leit,et man aus diesen Spektren ein Profil des Aerosolestii11~tioi~sl~oeffiziei1- t,en ab. so ergibt sich Bild 10.10. Im Profil des vom Lidar geniessenen RÃ¼cl<streul<o effizienten erkennt man deutlich eine Zweiteilung der Schicht bei etwa ,3000 111. Die Feinstruktur der Aerosolschicl~ten~ die durch das Lidar aufgelÃ¶s wird (Abb. 10.6. rechts), kann durch die Profilpunkt~e. die das Flugzeug mifit. nicht aufgelÃ¶s werden.

KARL / POLAR4 - 23-Mar-2000 10000 += 9000

4 POLAR 4 photomeier 8000

* KARL

0 t 0 0.01 0,02 0.03 0.0A 0.05 0,06

Extinktionskoeffizient [km-11

Abbildung 10.10: Abgeleitete .Aerosolextinktionsprofilc am 23.03.2000, 11:00-12:00 L'TC. gemessen mit dem Sonnenphot,omet.er an Bord der .,Polar4" und mit dem bodengestiitzten Rtickstreu-Lidar mit einem hÃ¶henkonstante LidarverhÃ¤ltni a ' ^ ' ' / ~ - ~ = 46 sr: mitangegeben ist der statistische Fehler und zum Vergleich der molekulare Extinktio~~sl~oeffizicnt (gestrichelt).

Durch Kombination beider Instrumente kann jedoch ein hocl~aufgelostes Estiiikti- onsprofil unt,er der Annahme eines liohenl~ontanten LidarverhÃ¤ltnissc L-êr abgeleitet werden. Abb. 10.11 zeigt die SensitivitÃ¤ des mit dem Klett-Verfahren be-


rechneten Ruckstreukoeffizienten bzgl. des Lidarverhaltnisses. Man erkennt hier die Bedeutung dieser GrÃ¶Â bei der Bestimmung des RÃ¼ckstreu und Extinktionskoeffi- zienten der Aerosole

KARL - 23. Mar. 00 1 10000 , 9000

Abbildung 10.11: Profile des Ruclistreulioeffizicnt~en mit verschiedenen LiclarverhÃ¤ltnisse L.^~"

Um das Lidarverl~alt~nis L'êr exakt abschÃ¤tze zu kÃ¶nnen wird fÃ¼ diesen Tag der HÃ¶henbereic von 498 m - 5192 in benutzt, bei dem Lidar- und Photometer-Daten vorliegen. Die untere Schicht zwischen 55 in und 498 in kann bei dieser Bestimmung aufgrund des noch nicht vollst~Ã¤ndige Cberlapps des Lidars nicht mit,berÃ¼cksich tigt werden. Das Photometer miÂ§ zwischen 498 m und 5192 in insgesamt eine optische Dicke der Aerosole von r' -' = 0,125 (Abb. 10.9). Dieser Wert wird mit dem RÃœckst,reu-Lida dann erreicht, wenn ein hÃ¶henkonstante LidarverhÃ¤ltni von Q ~ ~ ~ / @ ~ ~ ~ ~ = 46 sr angenommen wird.

Extinktionskoeffizient @ 532 nm, 23-Mar-2000 10000, -. -

naer amO1

- error

11 10 - 11 56UTC A t = 0 4 6

0 0 0 1 0 0 2 0 0 3 0 0 4 0 0 5 0 0 6 0 0 7 (

u r [km-']

Abbildung 10.12: Abgeleitetes hochaufgelÃ¶ste Aerosolextinlitionsprofil am 23.03.2000, 11:OO-12:OO L'TC durch Kombinat,ion von Photometer und RÃ¼ckstreu-Lida mit einem hÃ¶henkonstante Lidar- verhaltnis CY-^ ' / ,~~~ ' = 46 sr

Ein Vergleich zwischen den mit diesem Lidan-erhaltnis abgeleiteten Profilen der

10.3 Extinktions~rofile von ..Arctic Haze" im FrÃ¼hiah 2000

Aerosolextinktion und dem Photometerprofil in Bild 10.10 zeigt eine gute Ãœberein stimmung. In diesem Fall ist eine Best,imn~ung des Aerosolextinktionskoeffizienten durch Kombination von Lidar und Photoinet,er mÃ¶glich Abb. 10.12 zeigt das aus diesem Verfahren resultierende hochaufgelÃ¶st Extinkt,ionsprofil.

Ai1 diesem 23. MÃ¤r 2000 wurde die insgesamt hÃ¶chst Aerosolbelastung wÃ¤hren der Kampagne gemessen. Mit einer integralen optischen Dicke von 0,16 lag diese fast dreimal so hoch wie der Normalwert. Aufgrund der stabilen Schichtung in der AtmosphÃ¤re insbesondere der Temperaturinversion in 3-4 km HÃ¶he hielt sich diese Schicht den ganzen Tag Ã¼ber Ein leichter Tagesgang ist. in der HÃ¶h der Obergrenze dieser Schicht, erkennbar (morgens und abends bei 3,0 km. t,ags bei 3,5-4,0 km). Die HÃ¶henvert,eilun der Aerosolextinktion zeigt neben einer fast. linearen Abnahme bis 5 km von 0.05 k m ' auf fast Null eine zusÃ¤tzlich Aerosolschicl~t in 3 km. Diese relativ stabile Schicht halt sich ebenfalls den ganzen Tag Ã¼ber

Der 12. April 2000

Der 12. April 2000 zeigt, in1 Gegensatz zum 23. MÃ¤r fein strukturierte Aerosol- schichten in der freien TroposphÃ¤r bis zu einer HÃ¶h von 7 km. Sowohl der HÃ¶hen Zeit,-Schnitt des gesamt,en Tages (Abb. 10.3) sowie die wÃ¤hren des Mefifluges von ..Polar4" von 15:00 bis 17:00 UTC gemittelt,en Profile des Ruckstreukoeffizienten zeigen eine leicht erhÃ¶ht Aerosolbelast,ung in eng begrenzten Schichten mit geringer vertikaler Ausdehnung und hoher VariabilitÃ¤ (Abb. 10.13 und 10.14). Diese wird deutlich in Abb. 10.14. wo sich Unterschiede in den Profilen von 15-16 L'TC und 16- 17 UTC zeigen. Auch hier ist der RÃ¼ckstreul<oeffizien mit Hilfe der Klet,t-Methode und einem LidarverhÃ¤lt.ni von 40 sr berechnet worden.

RÃ¼ckstreukoeffizien @ 532 nm, 12-Aor-2000

14:OO 15:OO 16:OO 17:OO 1 8 0 0

Zeit UT

Abbildung 10.13: HÃ¶henzeitschnit des RÃ¼ckst,re~~kocffiziente DAer am 12.04.2000

Die gesamt-optische Dicke der Aerosole liegt wahrend der Flugzeit der Ã£Polar4 mit ca. 0,08 nur halb so hoch wie am 23.3.. jedoch immer noch hÃ¶he als der Hinter-

10.3 Extinktionsorofile von ,,Arctic Haze" im FrÃ¼hjah 2000

Ruckstreukoeffizient @ 532 nm, 12-Apr-2000 Ruckstreukoeffizient @ 532 nm, 12-Apr-2000 10000 , 10000 3

__ aer Fmo, - error E \

T000

- ÃŸae ÃŸrnO

- error -

16 10 - 1656 17 UTC > I = 046

Abbildung 10.14: Gemitteltes Profil des .lerosolrÃ¼cl~streul~oeffiziente jAer arn 12.04.2000. 15:00- 16:00 LTC (links) uncl 16:00-17:00 L'TC (rechts). nach K1et.t mit einem hÃ¶henkonstante Lidar- ~erhÃ¤l tni L-^'=-IO sr: mitangegeben ist der statistische Fehler und zum Vergleich der Rayleigh- RÅ¸cl<streul<oc~ffizicn ,3"10' bei 532 nm (gestrichelt).

grunclwert von 0.06. In Abb. 10.3 zeigen die Å¸be den Tag verteilten Messungen des l~ocleng~l~unclenen Sonnenphoto~neters weiterhin eine hohe VariabilitÃ¤t die integrale optische Dicke schwankt dort zwischen 0,08 und 0.10.

Die meteorologischen VerhÃ¤ltniss an diesem Tag spiegelt der Radiosondenaufstieg von 12:00 LTC wieder. Das Profil der relativen Feucht,e korrespondiert mit den Strukturen, die das Lidar in der TroposphÃ¤r mifit. Leichte Inversionen in 2 km und 7 km sind zu erkennen. Aus den Winddat.en lÃ¤fi sich eine in BodennÃ¤h nÃ¶rdlich Windrichtung ausmachen.

relative Feuchte [%I Windrichtung ["I 0 20 40 60 80 0 90 180 270 360

-60 -50 -40 -30 -20 -10 0 5 10 15 20 Temperatur [Â¡C Windgeschwindigkeit [nis]

Abbildung 10.15. Racliosondenaufstieg am 12.04.2000 um 12:00 LTC

Die Mefiflugzeit der ..Polar4" umfaÂ§t an diesem Tag den Zeitraum von 1454 bis 17:02. I11 9 Schichten relativ nahe Xy-Alesund (Ã¼be dem Kongsfjord) wurden Profile der optischen Dicke der Aerosole von 64 m bis fast 7 kni gemessen (Abb. 10.16).

Das mit dem Sonnenphotometer gemessene Spektrum der optischen Dicke der Aero-

10.3 Extinktionsorofile von ..Arctic Haze" im FrÅ¸hiah 2000

Zeit 1 HÃ¶h 1 Koordinaten

1 5 4 1 64 m 1 79'04' N. 11Â°16 0 1

Abbildung 10.16: Flugmust,cr des Me8fluges der Ã£Polar4 am 12. April 2000

sole 111 den sieben verschiedenen FlughÃ¶he zeigt Abb. 10.17

1 I

POLAR 4 (7g012'N, 11 '48'E) 12-Apr-2000

1 035 -Ã 64m 1 030

493m

0 25 1412m

Abbildung 10.17: Spektren der Aerosol-optischen-Dicke am 12.04.2000, gemessen mit dem flugzeuggetragenen Sonnenphotometer

Die hier gemessene integrale optische Dicke liegt mit 0,08 bei 532 nin ebenfalls bei dem Wert; den das bodengebundene Photometer bestimmt hat. Leitet man aus diesen Spekt,ren ein Ext,inktionsprofil ab, so ergibt sich Bild 10.18. Man erkennt deut,lich eine insgesamt geringere Aerosolbelastung in den bodennahen Schichten, dagegen eine deutlich ausgeprÃ¤gt Schicht zwischen 4.5 und 5,5 km. Bei der Interpretatjion ist hier allerdings Vorsicht geboten, da aufgrund der Hohenmittelung reale Strukturen verwischt bzw. gar nicht erst aufgelÃ¶s werden kÃ¶nnen Aus den Lidar-Daten erkennt man deutlich die feinen St,ruktzuren, die zeitlich und rÃ¤umlic an diesem Tag sehr variabel sind. Mittelt man die Lidarprofile auf die HÃ¶henbereich des Photometers. so zeigt dieser direkte Vergleich zwischen Lidar und Phot,ometer keine gute Eber- einstimmung. Versucht man dennoch ein hÃ¶henkonstante Lidan-erhaltnis zu finden, welches zu der integralen optischen Dicke des Photometers von 0,056 zwischen 493 rn und 6826 m paÂ§t so ergibt sich ein Wert von 38 sr (Abb. 10.18).

10.3 Extinktions~rofile von ..Arctic HazeLL im FrÃ¼hjah 2000

KARL / POLAR4 - 12-Apr-2000 10000 t B

I

8000 1 t POLAR - photomeler

I Ã KARL

*-.- 4 3000

4 B * 2000

1000 --Â¥L 0 "

0 0.01 0.02 0.03 0.04 0,05 0.06

Exlinktionskoeffizient [km-11

Abbildung 10.18: Abgeleit,cte Acrosolextiiilctionsprofile an1 12.04.2000. 1.5:00-17:00 LTC. gemessen mit dein Soiinenpliotometer an Bord der ..Polar4" und mit clem I~odciigcstÅ¸tzte R,Å¸ckst,reu-Lida

Ln1 die Auswirkungen der zeitlichen VariabilitÃ¤ genauer zu quantifizieren. ist in Abb. 10.19 das mittlere Aerosolextinktionsprofil von 15-1 7 CTC in zwei Profile getrennt worden, die besser den atmosphÃ¤rische Bedingungen gerecht werden (vgl. auch Abb. 10.13). So sieht man deutliche Unterschiede zwischen clem Profil von 15-16 L'TC und 16-17 cTC vor allem in der Schicht zwischen 4.5 und 5.5 km.

KARL - 12-Apr-2000 I <0000

0 '= 0,01 0.02 0.03 0.0'

Exlinktionskoeffizient [km-11

-KAUL 15.17 h KARL 15-16 h

-KAUL 16-17 h

LR=38

0 05 0 06

Abbildung 10.19: Zeitliche Variation der Aerosolextinktionsprofile am 12.04.2000 nach Klett mit einen1 l~ohenkoiistanten Lidarverhalt,nis von 38 sr, gemessen mit KARL

Der 12. April 2000 ist ein Tag mit insgesamt etwas erhÃ¶hte Aerosolbelastung. die mit einer integralen optischen Dicke zwischen 0.08 und 0.1 zwar die Werte vom 23.3. erreicht, aber dennoch Ã¼be dem Hintergr~~nchvert liegt. Durch die gesamte TroposphÃ¤r hindurch sind mehrere fein strukturierte Schichten zu finden, die eine hohe rÃ¤umlich und zeitliche VariabilitÃ¤ zeigen.


Der 16. April 2000

Auch der 16. April zeigt eine Aerosolverteilung Ã¤hnlic dem 12. April. So erkennt man anhand der Lidarmessungen ebenfalls fein strukturierte Aerosolschichten durch die gesamte TroposphÃ¤r hindurch bis ca. 7 km (Abb. 10.4 und 10.20). Gekennzeic11- net durch eine hohe zeitliche und rÃ¤ninlich VariabilitÃ¤ treten teilweise Schichten mit einer vertikalen Ausdehnung von wenigen Metern auf.

Ruckstreukoeffizient @ 532 nm, 16-Apr-2000 Ruckslreukoeffizient 8 532 nm, 16-Aor-2000

1 5 0 0 1 5 3 0 1600 1630 1700 1 7 3 0 1800 0 10 15 Zeit UT ~"~(m- 'sr i ' ] ~ $ 0 -

Abbildung 10.20: HÃ¶henzeit~schnit (links) und gemitteltes Profil von 15:30-17:30 L'TC (rechts) des RÅ¸ckstreulcoeffizient~e ,3. " arn 16.04.2000 nach Klett mit einem hÃ¶henl~onstante Li~larve~hÃ¤ltni von -10 sr: mit angegeben ist der statistische Fehler und zum Vergleich der Rayleigh-RÃ¼cl~streuko effizient .?"'O1 bei 532 nm (gestrichelt).

relative Feuchte [%I Windrichtung ["I 0 20 40 60 80 0 90 180 270 360

-630 -50 -40 -33 -20 -10 0 5 10 15 20

Temperatur [Â¡C Windgeschwindigkeit [ds]

Abbildung 10.21: Radiosondenaufstieg an1 16.04 2000 um 11:00 L'TC

Die Radiosondendaten an diesem Tag zeigen relat,iv geringe Windgeschwindigkeiten um die 2-4 m/s in der gesamten TroposphÃ¤re Die vorherrschende Windrichtung oberhalb .5 km ist meist Nord. in den unteren Schichten Siid bis West. Auffallend ist die starke Windscherung in der Schicht zwischen 2-4 km mit Windgeschwincligkeiten


1 Zeit 1 Hohn 1 Kooldinaten 1

Abbildung 10 22 Flugmustei des MeÃŸfluge dei ,Polai4 ' arn 16 Apul 2000

Der Mefiflug von ;.Polar4" fand an diesem Tage in der Zeit zwischen 15:40 UTC und 17:34 LTC st,at,t,. Das Mefigebiet lag ca. 15 km nÃ¶rdlic von ~ ~ - , % l e s u n d . Es wurde ein Profil von 68 in Ã¼be 9 Schichten bis 6845 rn geflogen (Abb. 10.22). Dabei flog die ,Polar4" in zwei HÃ¶he (3400 m und 4400 m) ein sogenanntes Ã£Curtain"-Flugmuster um so die vertikale Ausdehnung der Aerosolschicht zu erfassen. Die Auswertung dieser Dat,en deutet dabei auf eine linsenfÃ¶rmig Schichtung der Aerosolschichten hin (HERBER, 2000).

Die gemessenen Spektren der optischen Dicke der Aerosole dieses Mefifluges sind in Abb. 10.23 dargestellt. Die integrale optische Dicke ist, mit Werten um die 0.07 bei 532 nm leicht erhÃ¶ht und liegt nur etwas Ã¼be dem Hintergrundwert..

I POLAR 4 (79"14'N, 1Q050'E) 16-Apr-2000

0.350 0.450 0,550 0,650 0,750 0,850 0,850 1,050

WellenlSnge (um) P

Abbildung 10.23: Spektren der Acrosol-optischen-Dicke am 16.04.2000, gemessen mit dem flugzeuggetragenen Sonnenphot,on~eter

Das hieraus berechnete Aerosolextinktionsprofil zeigt insgesamt geringe Werte der optischen Dicke, allerdings tritt deutlich eine relativ dÃ¼nn Schicht zwischen 6400 m


und 6800 m mit, Werten von 0.02 k m 1 hervor. Berechnet man wie bei den anderen beiden Tagen ein optimales Lidarverhaltnis. so ergibt sich mit einer optischen Dicke von 0.0419 fÃ¼ die Schicht zwischen 506 ni und 6845 in ein Wert von 35 sr. Berechnet man mit. diesem das Extinktionsprofil aus dem Lidar-RÃ¼ckstreuprofi und n~i t~ te l t es auf die HÃ¶heniiitervall des Photometers, so ergibt sich Bild 10.24 (oben). Man erkennt, daÂ die Schicht, die das Photometer zwischen 6 und 7 km sieht, nicht vom Lidar gesehen wird.

KARL / POLAR4 - 16-Apr-2000

I:::: r +POLAR 4 - photorneter

t KARL

r--* 1000

A- 0 =

0 0.01 0.02 0,03 0.04 0.05 0,06

Extinktionskoeffizienl [km-?]

KARL 1 POLAR4 - 16-Apr-ZOO0

* +POLAR 4 - pholorneler - KARL 19 20 h

7000 L LRs35

E g 5 0 0 0 1 "O

g T X 6000 1

3000

2000

1000 . C 0 "

0 0 01 0 02 0 03 0 04 0 05 0 06

Exlinklionskoeffizienl [km-11

Abbildung 10.24: Abgeleitete Aerosolextinktionsprofile am 16.04.2000. von 15:30 bis 17:30 LTC (links) und 19:00 bis 20:OO L'TC (rechts), gemessen mit dem Sonnenphotometer an Bord der ,.Polar4" und mit dem KARL

Grund hierfÃ¼ ist die starke rÃ¤umlich und zeitliche Variabi1it)Ã¤ an diesem Tag. Da das Flugzeug nicht genau Ã¼be ~ ~ - - ~ l e s u n d geflogen ist. hat es somit andere Luftmassen vermessen als das Lidar. BerÃ¼cksichtig man die meteorologischen Be- dingungen, sprich Windgeschwindigkeit (ca. 4 m/s) und -richtung (Y), so hat die Ã£Polar4 wahrscheinlich Luftmassen beprobt, die erst ein bis zwei St,unden spÃ¤te iiber ~ ~ - . % l e s u n d waren. Berechnet man das Extinkt,ionsprofil. welches KARL zwischen 19:OO UTC und 20:OO UTC gemessen hat , so erkennt man deutlich die mit dem flugzeuget,ragenen Photometer 2 Stunden vorher 15 km weiter nÃ¶rdlic gemessene


Schicht in 6-7 km HÃ¶h

Dieser Tag kann Ã¤hnlic dem 12.4. durch eine leicht erhÃ¶ht Aerosolbelastung in der gesarnt,en TroposphÃ¤r charakterisiert werden. Wir sehen ebenfalls eine feine Strukt!ur in HÃ¶henverteilung die zeitlich und rÃ¤umlic sehr variabel ist (Abb. 10.25). Deshalb ist es schwierig und nur mit weitSeren n~eteorologischen Daten mÃ¶glich Photometer und bodengebundene Lidarsnessungen direkt zu vergleichen.

uaer r n o l

- error

Extinktionskoeffizient @ 532 nm, 16-Apr-2000 10000,

- aaer amol

- error

1903 1950UTC A t - 0-16

0 001 0 0 2 003 004 002 006 007 0 0 8

' ' [km-']

Abbildung 10.25: Abgeleitetes l~ocl~aufgelÃ¶ste Aerosolext,inlctionsprofil am 16.04.2000, 15:30-17:30 UTC (links) und 19:OO-20:OO LTC (rechts) durch Kombination von Photometer und RÃ¼ckstreu Lidar mit einem hohcnkonstanten LidarverI~altnis ~t.^"/,;3-'~-' = 35 sr: mit angegeben ist der statistische Fehler und der molekulare Extinlct,ionslcoeffizeient.


10.3.2 Messungen mit dem Raman-Lidar

Dieser Abschnitt zeigt, wie mit Hilfe der Raman-Lidars Profile die optischen Dicke bzw. Aerosolextinkt,ion abgeleitet werden kÃ¶nnen Der Vorteil dieser Methode bestellt darin, daÂ keine Annahme Å¸he das LidarverhÃ¤ltni L<^" gemacht werden muÂ und somit Aerosolest~inl<t~ion und -rÃ¼ckstreuun unabhÃ¤ngi voneinander best,imnit werden kÃ¶nnen Der Nachteil bei diesem Verfahren ist. daÂ es sich hauptsÃ¤chlic bei Dunkelheit anwenden M t . da die Signalintensitaten der Raman-Stre~~uiig sehr gering sind und somit das Signal bei Tageslicht sehr verrauscht und so die Reichweite verringert ist. Eine AbschÃ¤tzun Ã¼be die Liclltverhaltnisse wahrend der ASTAR- 2000-Kampagne gibt Abb. 10.26. Hier ist der Tagesverlauf des Sonnenl~ol~enwiiikels Ã¼be dem Horizont fÃ¼ einige Tage dargestellt. Man sieht hieraus, daÂ zu Beginn der Kampagne am 15.3.00 ca. 8 Stunden, an1 23. MÃ¤r noch 6 Stunden und am 1. April schon keine ausreichende Dunkelheit mehr vorhanden war. Ebenso erreichten die mitt~agliclien maxinialen SonnenhÃ¶henwinke am Anfang der Kampagne 9 Grad und an1 Ende 23 Grad. Diese Auswerteiiiethocle wird deshalb anhand des 23. MÃ¤r 2000 angewendet und diskutiert, da hier die maximalen Sonneiil~Ã¶lienwinl~e mit 12 Grad Ã¼be dein Horizont noch deutlich unter denen in1 April (Ã¼be 20 Grad) liegen.

SonnenhÃ¶h Ny-Alesund (78,g0 N 1 11,S0 E)

00 :OO 03 :OO 06 :OO 09 :OO 12:OO 15 :OO 18 :OO 21:OO 00:OO

Time (UTC)

Abbildung 10.26: HÃ¶henwinke der Sonne Ã¼be dem Horizont fiir ~ ~ - ~ ~ l e s u n c l im Verlauf verschiedener Tage wÃ¤hren ASTAR-2000: die ..bÃ¼rgerlich DÃ¤mmerung beginnt bei einem SonnenhÃ¶hen winke1 von -G0

Zur Ableitung der optischen Dicke wird die in Abs. 7.5 verwendete Formel 7.11 benutzt. Indem man zi, auf einen Referenzwert ZQ setzt (d.h. +"(zo) = 0) und die obere Grenze variabel halt. ergibt sich auf diese Weise ein Profil der mit der HÃ¶h akkumulierten optischen Dicke. ZQ wurde auf 1500 nl gesetzt. einer HÃ¶lle in der der Fernkanal von KARL vollstÃ¤ndige Gberlapp hat. Uni das Signal-Rausch-Verlialtnis zu verbessern, wurden die Raman-Signale zeitlich Ã¼be eine Stunde (entspricht ca. 100000 LaserschÃ¼sse gemittelt,.

Die Abb. 10.27 bis 10.28 zeigen jeweils links das gemittelte Raman-Signal (hÃ¶hen korrigiert) und das Profil der Luftdichte in logarit,l~mischer Darstellung. Rechts ist die integrierte optische Dicke f: T.^'.(Z)& dargestellt,. Die Extinktion bzw. optische Dicke der Aerosole kann man sich in dieser Grafik bildlich als Differenz zwischen

10.3 Extinktions~rofile von ..Arctic Haze" im FrÃ¼hiah 2000

der Luftdichte und dem hÃ¶henkorrigierte Raman-Signal vorstellen. Man sieht hier deutlich die Schwierigkeit. aus dem verrauschten Raman-Signal die Extinktion abzuleiten.

I -0.1 0 0.1 0 2

int. optische Dicke

Abbildung 10.27: HÃ¶henkorrigierte Raman-Signal und luftdicht,^ (linkes Teilbild): mit der HÃ¶h akkumuliertSe Aerosol-optische-Dicke (rechtes Teilbilcl) am 23.03.2000, 15:00-16:09 LTC

Abb. 10.27 zeigt eine typische Tageslichtmessung. Man erkennt die untere aerosolbe- lastete Schicht bis 3 km. Das Raman-Signal verlÃ¤uf in diesem Bereich mit geringerer Steigung als die Luftdichte. Wendet man das Verfahren zur Ableitung der optischen Dicke an, so ergibt sich eine integrale Dicke von ca. 0.15 bis ca. 4 km. Dieser Wert st,immt mit den abgeleiteten Werten aus dem RÃ¼ckstreu-Lida und Photometer recht gut Ã¼berein Da das Ranian-Signal zu diesen beiden Zeitpunkten aufgrund der Licht- verhÃ¤ltniss sehr verrauscht, ist,, ist oberhalb von 4 km keine vernÃ¼nftig Aussage mehr mÃ¶glich

Abb. 10.28 ist ein Beispiel fÃ¼ eine typische Nacht~nessung. Hier sieht man, daÂ das Raman-Signal deutlich hÃ¶he auswertbar ist, und sich so ein Aerosolextinktionsprofil bis Ca. 6 km ableit,en lÃ¤Â§ Auch hier erkennt man die Aerosolschicht bis etwa 3,5- 4 km HÃ¶he

In Abb. 10.29 sind die akkumulierten opt,ischen Dicken fÃ¼ die drei unterschiedlichen ZeitrÃ¤um am 23.3.00 dargestellt. Hier wurde die HÃ¶lienauflÃ¶su von 60 m auf 500 m reduziert. Die Aerosolschicht bis 3 km ist deutlich zu erkennen. Eine integrale optische Dicke der Aerosole von bis zu 0,15 in der TroposphÃ¤r lÃ¤Â sich fÃ¼ die Nachtmessung ableiten und erreicht einen Ã¤hnliche Wert wie die Photonieter- messungen an diesem Tag.


- Luftdichte - Raman Signal

l -0.1 0 0.1 0.2 0 3

int. optische Dicke

Abbildung 10.28: HÃ¶henkorrigierte Raman-Signal und Luft,dichte (links): mit der HÃ¶h akkumu- licrtc Acrosol-optische-Dicke an1 23.03.2000. 23-03-23:49 LTC (rechts)

0 0.1 (int.)

Abbildung 10.29: Mit der HÃ¶h akkumulierte Aerosol-optische-Dicke am 23.03.2000, abgeleitet aus dem Raman-Kanal des KARL

Kapitel 11

Zusammenfassung und Ausblick

11.1 Zusammenfassung und Ergebnisse

Die Arktis ist aufgrund ihrer besonderen Stral~lungsbecling~~ngen (Polart.ag bzw. Polarnacht. teilweise hohe Bodenalbedo) eine Region, in der Aerosole in vielfÃ¤ltige Form wirken kÃ¶nnen Vor allem im FrÃ¼hjah beobachtet man Episoden, in denen anthropogene Aerosole aus Indust,rieregioneii (Europa. Rualand. Nordamerika) in die Arktis transportiert werden. WÃ¤hren dieser ..Arctic-Haxex-Ereignisse kÃ¶nne Aerosolkonzent,rationen erreicht werden, die vergleichbar mit denen in Industriere- gionen sind. Um die Klimawirkung dieses PhÃ¤nomen genauer zu untersuchen. wurde im FrÃ¼hjah 2000 die internat,ionale MeÂ§liampagn ASTAR auf und Ã¼be Spitzber- gen durchgefÃ¼hrt Von Mit,te MÃ¤r bis Mitte April wurden mit bodeiigebundenen~ flugzeug- und satellitenget,ragenen Instrumenten die klimarelevanten Aerosolpara- nleter gemessen. Die dort gemessenen Dat,en dienen als Grundlage zur Erstellung eines arktisches Aerosoldatensatzes, welcher in das regionale Klimamodell der Ark- tis HIRHAM implementiert werden soll. In dieser Arbeit wurde ein Weg skizziert,. wie die MeÂ§ergebniss der ASTAR-Kampagne mit diesem Modell verknÃ¼pf werden kÃ¶nnen Dazu wurden die MeÂ§grÃ¶Â den geforderten. Parametern des Modells gegeniibergestellt.

Den Hauptscl~werpunkt dieser Arbeit bildete jedoch die Untersuchung der optischen Eigenschaften troposphÃ¤rische Aerosole in der Arktis mit Hilfe des Lidar-Verfahrens. Als Instrument wurde hierzu das Koldewey-Aerosol-Raman-Lidar KARL eingesetzt. Dieses Lidarsystern ist seit 1998 im Einsatz und miÂ§ neben dem Riicli~treukoeffizient~en die Raman-Riickstreuung an N2-Molekiilen und die Depolari- sation. Die Entstehung. der Aufbau und die Weit,erentwicldung bis hin zum Einsatz dieses Instrumentes wÃ¤hren der ASTAR-Kampagne bildeten einen wesentlichen Teil dieser Arbeit. Mit dem KARL bietet sich so die MÃ¶glichkeit Profile des Aero- solextii~ktionskoeffizienten auf zwei verschiedene Arten zu bestinimen.

1. Durch Messung der Raman-RÃ¼clistreuun kann der Extinktionskoeffizient un- abhÃ¤ngi vom Riickstreukoeffizient und somit ohne Annahme eines Lidar- ~erhÃ¤ltnisses direkt abgeleitet werden. Aufgrund des um drei GrÃ¶Â§enordnu gen geringeren Raman-RÃ¼ckstreuc~uersclinitt und somit geringer Signalinten-

11.1 Zusammenfassung und Ergebnisse

sitÃ¤ lÃ¤Â sich dieses Verfahren jedoch nur bei Dunkelheit anwenden. Mit dieser Methode konnten mit einer Hohenai~flÃ¶sun von 500 Metern und einer Zeitinte- gration iiber eine Stunde nachts Extinlitioiisprofile bis zu einer HÃ¶h von 6 km. tags bis zu einer HÃ¶h von 3.5 km abgeleitet werden.

2. Die zweite MÃ¶glichlieit .Aerosolextiiil<tionsprofile zu bestimmen, besteht clarin. das vom Lidar gemessene elastische Riickstreusignal mit den flugzengetragenen Photometerprofilen zu kombinieren. Hier wird clie gute HÃ¶henauflosun und SignalqualitÃ¤ des Liclars genutzt. Diese Profile liÃ¶nne sowohl tags als auch nachts zeitlich und vertikal hochaufgelÃ¶s bestimmt werden (At = 2 min, Al1 =

1. 5 m). Die Ableitung des Aerosolriiclcstreul<oeffizienten geschieht hierbei mit Hilfe der Klett-Methode. Diese erfordert die Annahme eines hÃ¶henkonstan teil Liclarverl~Ã¤ltnisses Dieses sogenannte Liclar-Verhaltnis kann durch Iterati- 011 ebenfalls mit der Methode bestimmt werden. Eine weitere Voraussetzung bei Anwendung dieser Methode sind stabile VerhÃ¤ltniss in der AtmosphÃ¤r wÃ¤hren der MeÂ§zeit so daÂ eine Kombination beicler Instrumente mÃ¶glic ist.

ZunÃ¤chs wurden mit Hilfe von SensitivitÃ¤tsstuclie die EinsatzmÃ¶glicl~l~eite der Raman-Methode untersucht. Es zeigte sich hierbei. daÂ dieses Verfahren nur bei starken Haze-Ereignissen anwendbar ist. Die Xachweisgrenze dieser Methode liegt bei unserem Syst,em bei ca. CIâ€˜^ = 0.025 k m ' . Aerosolextiiiktioiien. die unter diesem Wert liegen. kÃ¶nne mit der Ramaii-Methode nicht nachgewiesen werden. AuÂ§ercle hÃ¤ng die Nachvreisgrenze entscheidend von der gewÃ¤hlte H6hen- uncl ZeitauflÃ¶sung sowie von HÃ¶h und Dicke der Hazc-Schicht ab . So ist es nicht mÃ¶glich hÃ¶he gelegene, dÃ¼nn und zeitlich variable Haze-Schichten aufzulÃ¶sen Brauchbare Ergebnisse werden bei starken bodennahen Haze-Schichten mit Zeitmittelungen iiber eine Stunde uncl eine HÃ¶henauflÃ¶su von 120 Metern erreicht.

Die verschiedenen Verfahren wurden anhand von mehreren Beispieltagen wiihrend der ASTAR-2000-Kampagne angewendet. Dazu wurden Tage mit erhÃ¶hte Aerosol- konzentration in unterschiedlichen Schichten der TroposphÃ¤r ausgewÃ¤hlt Der 23. MÃ¤r 2000 war dabei der Tag mit der hÃ¶chste Acrosol-optiscl~en-Dicke (7~''~ =

0.16) wÃ¤hren der gesamten Kampagne. Die Å¸he den ganzen Tag stabile Aero- solschicht t ra t in den unteren 3 bis 4 Kilometern der TroposphÃ¤r auf. Mit Hilfe des Lidars konnte hier die vertikale Struktur dieser Schicht untersucht werden. Da- bei zeigte sich eine Feinstruktur, die mit Hilfe der Flugzeugmessnngen alleine nicht aufgelÃ¶s werden konnte. Der 12. und 16. April 2000 waren Tage. an denen clie Aero- solbelastung ebenfalls erhÃ¶h war. Die gemessenen Werte der optischen Dicke von 0.07 bis 0.10 reichten jedoch nicht an die Werte des 23. MÃ¤r heran. Beide Tage waren geprÃ¤g durch zeitlich und rÃ¤umlic sehr fein strukturierte Schichten, die in der gesamten TroposphÃ¤r bis zu einer HÃ¶h von 7 km beobachtet werden konnten.

WÃ¤hren mit der Kombination von Photomet,er und RÃ¼clistreu-Licla fÃ¼ die drei oben beschriebenen Tage l~ochaufgelÃ¶st Extinktiousprofile und typische Aerosol- LidarverhÃ¤ltniss um 40 sr abgeleitet werden konnten. lieferte clie Raman-Methode dagegen nur a m 2.3. MÃ¤r aufgrund des spÃ¤tere ~ b e r g a n g s zum Polartag Extink- tionsprofile. Zur Validierung der Raman-Methode wurde das bodeiigebunclei~e So11- nenpl~otometer eingesetzt. Hier zeigte sich eine gute Lbercii~stimmung der gemesse- neu optischen Dicke.

11.2 Ausblick

Als Ergebnisse aus den Lidarmessnngen wÃ¤hren der ASTAR,-2000-Kanlpagne lassen sich folgende Punkte nennen:

WÃ¤hren der ASTAR,-Kampagne traten an insgesamt acht Tagen erhÃ¶ht Ae- rosollionzent,rationen (coluiiinare optische Dicke rAe' zwischen 0,07 und 0,1). und an drei Tagen starke Haze Ereignisse (7-4e" > 0.1) auf.

GrunclsÃ¤tzlicl wurden zwei Arten von HÃ¶henverteilunge der Aerosole beobachtet: bodennahe Aerosolscliichten bis ca. 3 km HÃ¶h (2.B. 2.3. MÃ¤rz und Aerosolscliichten in der gesamten freien TroposphÃ¤r bis hin zur Tropopause (z.B. 12. und 16. April).

Die Aerosolscl~icl~ten waren entweder sehr stabil geschichtet (23. MÃ¤rz oder aber hatten eine sehr feine Strulcturier~~ng mit hoher zeitlicher und rÃ¤umliche VariabilitÃ¤ (12. und 16. April).

11.2 Ausblick

Die Mefldaten. die wÃ¤hren der ASTAR-2000-Kampagne ent~t~ancleii sind. bilden die Grundlage fÃ¼ die weitere Lsitersuchung der I~limawirksainlceit troposphÃ¤rische Aerosole in der Arktis. Im niichsten Schritt kann nun ein realistischer Eingangs- dat,ensat.z des tropospliÃ¤riscl~e arktischen Aerosols fÃ¼ das regionale Klimamodell HIRHAM erst,ellt werden. Hier ist nach geeigneten Wegen zu suchen, wie diese Ver- l<nÃ¼pfun zu realisieren ist. Eine Mtiglichlieit konnte in dieser Arbeit vorgestellt vi-erden. Eine Schwierigkeit dabei besteht in der Parametrisierung der optischen GrÃ¶fle bzgl. cler relativen Feuchte. Dennoch konnte in dieser Arbeit auf Grundlage der Viel- falt der Messungen uncl deren Analyse eine bisher noch nicht, erreichte QualitÃ¤ in der Charaliterisierung des arktischen Aerosols erfolgen.

Diese Arbeit bildet einen wichtigen Teil zum VerstÃ¤ndi der vertikalen Verteilung uncl Ausdehnung der Aerosolschichten. Sie quantifiziert die optische Wirkung mit Hilfe des RÅ¸ckst,reu und Extinktionsl~oeffizienten. bz\v. der optischen Dicke. Den- noch ist dieses nur ein kleiner Ausschnitt aus dem umfangreichen gewonnenen Da- tenmaterial. Eine vollstÃ¤ndig Charliterisierung und Auswert,ung der vorhandenen Meflclateii wird irn Laufe des Jahres erfolgen. Ein wesentlicher Eclipunlit hierbei wird das Datentreffen aller ASTAR-Beteiligten Anfang Oktober 2000 in Tolq-o sein. Dort liÃ¶nne dann weitere Aussagen, etwa zur chemischen Zusamniensetzung der Aerosole. gemacht werden.

Zur realistischen Beschreibung der Klimawirkung arktischer Aerosole ist neben der vertikalen auch eine Information Ã¼be die horizontale Ausdehnung cler Arctic-Haze- Schichten erforderlich. Hinsichtlich cler horizontalen Vert,eilung von Ã£Arcti Haze" kÃ¶nne in Zukunft Satellitensondierungen eine wichtige Rolle spielen. An dieser Stel- le seien die fÅ die nÃ¤chste Jallre geplanten Projekte SAGE 111. PICASSO-CENA uncl GLAS genannt. Eine SchwÃ¤ch der Satellitenmessungen besteht allerdings in der Untersuchung der unteren Luftschichten. vor allem der mittleren und unteren TroposphÃ¤re Gerade inhomogene uncl dÃ¼nn Aerosolscl~ichten. wie sie bei ..Arctic

11.2 Ausblick

Haze" oder dÃ¼nne Cirren vorkommen. sind mit diesem Vefahreii nicht auflÃ¶sba Somit besteht weiterhin Bedarf an boclengebundenen Lidarmessungen vor Ort .

Hinsichtlich der Weiterentwicklung cler Lidarbeobaclitung mit KARL in Ny-Alesund sollte der Schwerpunkt auf die Verlxsserung cler Xachwcisgrenz~ cler Raman- Methode gelegt werden. Dieses kann durch verbesserte Laser. Einsatz grollerer Te- leskope oder anderer Detektionstechniken geschehen. Zum VerstÃ¤ndni cler Aero- solbilchmg und der dynamischen Aspekte beim Auftreten von ..Arctic Haze" ist es wichtig. hochaufgelÃ¶st Wasserdampf-Profile zur Verfiigung zu haben. Da gerade in der Arkt,is die Bestimmung der Wasserdampfprofile mit Racliosondierungen scliwie- rig ist (geringe Zeit auflÃ¶sung groÂ§ Mefifehler) . besteht hier eine weitere sinnvolle Einsatzmoglichkeit von KARL. Die Vorarbeiten hierzu wurden bereits irn November 1999 geleist,et,. Um Laiigzeitstuclien Ã¼be Arctic-Haze-Ereignisse zu erstellen, sollten die Lidarmessungen soweit automatisiert werden, daÂ ein RontinemeÂ§betrie mit dem an der Koldewey-Station beschÃ¤ftigte Stationspersonal mÃ¶glic wird.

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Anhang A

Messungen wÃ¤hren ASTAR-2000

Tag

20.03.

22.03.

2-3 km. 7-9 km

12.04. 1 07:45 - 24:OO 1 14:55 - 17:02 1 X 1 erhÃ¶h 1 X 1 1 Wolken in 1-3km, spÃ¤te

23.03.

24.03.

25.03.

28.03.

01.04.

06.04.

07.04

11.04.

1 1 1 1 1 1 1 Haze bis 6 km

Mefizeit Lidar

11:13 - 18:23

06:25 - 17:23

13,04. 1 00:00 - 24:00 1 15:13 - 18:29 1 X 1 Haze 1 X 1 1 mehrere Schichten, spÃ¤te

04:49 - 24:OO

12:29 - 24:00

00:00 - 2 4 0 0

01:31 - 24:00

09:09 - 11:40

10:08 - 24:00

00:00 - 12:19

13:36 - 22:47

P4-MeÃŸzei

P

11:15 - 12:39

09:54 - 12:30

08:30 - 10:34

10:18 - 13:23

0 9 4 1 - 11:09 P

14:02 - 16:58

16.04.

Tabelle A.1: ~bcrs ic l i t Å¸be die MeÃŸtag und MeÂ§zeiten an denen KARL erhÃ¶ht Aerosolbelastung in der At,mosphÃ¤r delektiert hat. Angegeben sind die LidarineÂ§zeit,e (2. Spalte). die Photome- t,ermeÃŸzeiten wenn parallel Flugzcugmessungen stattfanden (3. Spalte). Fanden die Flugzeugmcs- sungen Å¸he Sy--4lesund stand. so ist dies in der 4. Spalte markiert. (X) meint: in der SÃ¤h von ~ ~ - ~ h s u n d . Die 5. Spalte gibt die Aerosolbelastung auf Basis der bodengebunclenen Photometer- messungcn an (Haze: rAe" > 0. 1 : erhoht: 0.06 < 7''"" < 0. 1). Spalte 8 enthÃ¤l Informationen Å¸be die Hohem-erteilung der rÃ¼ckstreuende Teilchen, wie sie KARL gemessen hat.

P4-SyA

P

7.5 km

X

(X)

X

X

(X) P

(X) -~

00:00 - 24:00

Tvp

clear

clear

19 04 1 02 20 - 24 00

20,04.

Haze

Haze

erhÃ¶h

erhÃ¶h

Haze

erhÃ¶h

erhÃ¶h

Haze

15:41 - 17:37

X

Sun

X

X

18 10 - 19 19

10:03 - 16:37

X

X

X

X

X

X

X

X

11:55 - 12:15 erhÃ¶h

Star

eilloht

Bemerkung (Liclar)

klar. spÃ¤te tiefe Wolken

Wolken (4-5 km), klar. Wol-

X

X

X

erhÃ¶h

X

ken (1 ,s km)

1-3,5 km, spÃ¤te Zirrus

Wolken (5-6 km), spÃ¤te Ha- ze 1-2 km

Haze 1-2 km. klar. Haze 1- 2.5 km

1-3.5 km. spÃ¤te Zirrus

Haze. Wolken 1-2 km

Wolken. mehrere Schichten

mehrere Schichten bis 9 km

Haze 2-4 km. spÃ¤te Wolken

k olken 6-8 km

Haze, mehrere Schichten 3-7 km

X

1 mehrere Schichten 2-7.5 km

Haze mehicic Schirhtcn 2-


Extinktionskoeffizient @ 532 nm, 20-Mar-2000

11'00 11-30 12 00 12'30 13:OO 13'30

Zeit UT

2'" [km-']

Ny-Alesund 20-Mar-2000

Abbildung A.1: Hol~enzeitscl~nitt des Extinktionsl<oeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Acrosol-optischen-Dickt gemessen mit dem bodengebunclenen Sonncnplloton~eter (unten) am 20. Msrz 2000



10'00 11 00 12 00 13 00 14'00 15 00

Zeit UT


0 00

0350 0450 0550 0 650 0 750 0850 0950 1 050

Wellenlange [um]

Abbildung A.2: HÃ¶henzeitschnit des Exti~~l~tio~~skocffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dickt gemessen mit dem bodengebundeneu Soiincnpl~oton~eter (unten) am 22. NZrz 2000



6 00 9'00 12 00 15 00 18 00 21 :OO 0'00

Zeit UT

aaer [km-']

Ny-Alesund 23-Mar-2000 2303000821

Abbildung A.3: Hol~enzeitscl~nitt des Extinktionslioeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Diclie gemessen mit dem bodengebuudcnen Sonnenpl~ot~oi~~eter (unten) am 23. MÃ¤r 2000



aaer [km-']

6:OO 12 00 18 00

Zeit UT


- Wellenlange [um]

Abbildung A.4: Hohenzeitschnitt des Ext~inl~tionsl~oeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spekt,rum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem l~oclengel~nndenen Somienphotometer (unten) am 25. MÃ¤r 2000


6:OO 12:OO 18 0 0 0:OO

Zeit UT

Extinktionskoeffizient @ 532 nm. 28-Mar-2000

aaer [km-']


Abbildung A.5: HÃ¶henzeitschnit des Ext~inkt,ionskoeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spekt,rum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem bodengebundenen Sonnenphotometer (unten) am 28. MÃ¤r 2000


Extinktionskoeffizient @ 532 nm, 01-Apr-2000

1

9:OO 9:30 10:OO 10:30 11:OO 11 30 Zeit UT

F- --.

i Ny-Alesund 01-Apr-2000

I 0.35 1 0.30

I 0,25

I3 1 0.10

a96' [km-']

1 0 0 0 P P-- -

1 0350 0 450 0 550 0650 0 750 0850 0950 1 050

- Wellenlange [um]

Abbildung A.6: HÃ¶henzeitschnit, des Extinktionskoeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-opt,ischcn-Dicke gemessen mit dem bodcngcbundenen Sonncnphotometer (unten) an1 01. April 2000



Zeit UT

Ny-Alesund 06-Apr-2000

0 0 0 - 0350 0 450 0 550 0 650 0 750 0850 0950 1 050

Wellenlange [um]

Abbildung A.7: Hohcnzeitschnitt des Extinktionskocffizicnten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem bodengebundenen Sonnenphotometer (unten) am 06. April 2000

Messuneen wÃ¤hren ASTAR-2000


aaer [km-']

3:OO 6.00 9:OO 12 00 Zeit UT


Abbildung A.8: HÃ¶henzeitschnit des Exti~~l<tionsl~oeffizienten (oben) gemessen mit KAR,L und Spekt,rum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem l~odc~~gebunclenen Sonnenphotomet~er (unten) arn 07. April 2000


Extinktionskoeffizient 63 532 nm, 11-Apr-2000

14 Ã¼ 15:OO 16 00 17'00 18 00 19:OO 2000 21.00 2200

Zeit UT


0 00 -

0350 0 450 0 550 0 650 0750 0850 0 950 I 05C

Wellenlange [um] P- --

Abbildung A.9: Hohcnzcitschnitt des Extinktionslioeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem bodengebundenen Sonnenphotometer (unten) am 11. April 2000


Extinktionskoeffizient @ 532 nm, 12-Aor-2000

0.'" [km-']

9.00 1200 15'00 18:OO 2 1 '00 0

Zeit UT


Abbildung A.10: HÃ¶lienzeitschnit des Extinktionskocffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spekt,rum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem bodengebundenen Sonnenphotometer (unt,en) am 12. April 2000



6:OO 9 00 12.00 15-00 18:OO 21 00

Zeit UT

aaer [km-']

Ny-Alesund 13-Apr-2000 -1304000646

Â¥B 1304000705 13 04 00 07 43 13 OA000801 13 04 00 08 46

1 3 0 4 0 0 0 9 0 4 13 04 00 09 33

-1304001000 1304001041

Wellenlange [um]

Abbildung A . l l : Hohenzeitscl~nitt des Extinktionskoeffizienten (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem 1~ocle1~gel~unclenen Sonncnphot,o~net~cr (unten) am 13. April 2000



0:OO 6'00 12:OO 18-00 0'00

Zeit UT

Abbildung A.12: H6hrnzeitschnitt des Extii~l<tioi~sl<ocfiziei~ten gemessen mit KARL am 16. April 2000

Extinktionskoeffizient @ 532 nm. 17-AD~-2000

aaer [km-']

18:OO 19 00 20:OO 21 00 22 00 23:OO

Zeit UT

Abbildung A.13: HÃ¶henzeitscl~nit des Extinl~tionskoeffiziei~ten gemessen mit KARL am 17. April 2000


Extinktionskoeffizient @ 532 nm. 18-Am-2000

CLÂ¥'Â¥Â¥ [km

0:OO 1:OO 2:OO 3:OO 4:oO

Zeit UT

Abbildung A.14: Hol~enzeit~schnit~t des Extinktionskoeffizienten gemessen mit K A ^ L am 18. April 2000


Extinktionskoeff izient @ 532 nm, 19-Apr-2000

aaer [km-']

6:OO 12:OO 18'00 0 Zeit UT

I Ny-Alesund 19-Apr-2000

0 0 0 - 1 0350 0450 0 550 0 650 0 750 0 850 0950 1 050

Wellenlange [um]

Abbildung A.15: HÃ¶henzeitschnit des Extinlit,ionslioeffiziente~~ (oben) gemessen mit. KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit den1 bodei~gebundenen Sonnenphotometer (unten) am 19. April 2000



10:OO 11.00 12:OO 13:OO 14'00 15:OO 16'00

Zeit UT


aaer [km-']

0 00 -P- -- -

0350 0450 0 550 0 650 0750 0 850 0950 1 050

-- Wellenlange [um]

Abbildung A.16: HÃ¶I~enzeitsclinit des Extinl<tionskoeffizient,en (oben) gemessen mit KARL und Spektrum der Aerosol-optischen-Dicke gemessen mit dem boclengebundenen Sonnenphotometer (unten) am 20. April 2000

Anhang B

Liste der Akronyme

AGASP APD ASTAR AWI CNC CNR CCN CIRATRA DMPS DMS ECHAM ECMWF

ERBS FTIR FWHM GADS GLAS HIRHAM HIRLAM ICESat IFN IN IN IPCC KARL LIDAR MISU MPL NASA Nd:YAG NILU

Arctic Gas and Aerosol Sampling Prograin AI alanche Photodiode Aictic Stuch of Tropospheric Aeiosol and Radiation Alfred-Kegener-Instit ut Condensation Xnclei Counter Consiglio Xazionale delle Ricerche Cloiid Conclensation Xuclei Conplecl Ime1sion Radiation Tiansfer Model Differential Mobilitv Particle Siwr Dimethvlsulfid ECMWF Hambuigei Modell European Center foi Medium-Range Weather Forecasts Earth Radiation Buclget Satellite Foul iei Tiaiisformed Infraied Spcctrometer Full Width at Half Maximum Global Aeiosol Data Set Geoscience Laser Altimeter SJ steil1 setzt sich zusammen aus m L A M und ECHAN High Resoluted Liniited Aiea Model Ice. Cloud and Land ele~at ion Satellite Ice Forming Suclei Integrating Nephelometer Ice Nuclei Intergox eimental Panal 011 Climate Change Kolde-ney Aerosol Raman Lidar Light Detection and Ranging Department of Meteorologe Stockholm Lmversitj Micro Pulse Liclar National Aeronautics f c Space Adii~isitration Seodvniiun~ Yttrium Aluminium Granat Xorsk Institutt for Luftforskning

NIPR NOAA N P OPAC OPC P C PICASSO-CENA

PSAP SAGE I1 STG WCP

Liste der Akronyme

Nat,ional Institute for Polar Research National Oceanic and At~nospheric Administration Norsk Polar Inst,itut Optical Properties of Aerosols and Clouds Optical Particle Counter Photon Counting Pat,l~finder Instruments for Clouds and Aerosol Spaceborne Obsen-at,ions - Climat,ologies Etendue des Nuages et des Aerosol Particle Soot Absorpt,ion P h ~ t ~ o m e t e r Stratospheric Aerosol and Gas Experiment St,rahlu~~gstransportgleichung World Climat,e Project

Anhang C

Verzeichnis der Variablen

TeleskopflÃ¤cli

Extinl~tioiisl~oeffizie~it

Aerosol-Extiiil~tioi~sl~oeffizic~~t

Aerosol-Streukoeffizieiit

Aerosol-Absorptioi~sl~oeffizient.

MolekÃ¼l-Absospt,ioiisl~oeffizieii

Rayleigh-Ext~inl<tioiisl<oeffizieiit

RÃ¼cks reukoeffizient

Aerosol-RÃ¼cl<stre~~l<oeffizien

R,aman-RÃ¼cl~streu1~oeffizien

R,ayIeigIi-RÅ¸cl~streul~oeffiziei~

Lichtgeschwindigkeit

Aerosol- -Farbverhaltnis

Detel<tosen~pfindliclilieit in Kanal k

Volumei~c1epolarisai~ioi~

Aerosoldepolarisatioi~

durch Rayleigh-Streuung an LuftmolekÃ¼le

verursachtje Volumendepolarisat~ion

Anisotropiefakt,or

relativer Fehler

Filterkoeffizienten


. 4 s y m m ~ ricfakt or

Plancl<sclies Wirkungsquantum

Rotatio~isqnante~izalil

Angstrtjiii -Koeffizient

Boltzmann' Konstante

Aerosol Strc~nverhÃ¤lt~~is LidarvcrliÃ¤ltni

Rayleigh St rcuvc'rhÃ¤ltiii

Wellenliinge

Brecliungsinclex

M~ISSP

Anxal~ldiclltc

Molcl~iilteilclie~idirllto , - Icilcllenzalildirl~te der SticIistoffmolel<iile

Gr6fknverteilung der Partikel

L ' l ~ e r l a ~ ~ ~ ~ f i ~ n l i t i o n

Druck

elastisch riickgostreute SignaliiitensitÃ¤ (Lidar)

Ramaii-riicl<gestreute Signalintensitgit (Lidar)

Phasenfunktion

Mi?-Riicl<streueffixienz

Nie-Streueffizienz

Nie-Extinkt ions~ffizieuz

Radius

RÅ¸cIistre~verllÃ¤lt~l

spez. Dichte

SignaliiitensitÃ¤ (Lidar)

Sichtweite

R ayleigh Al.)sorptioiisc~~~ersch~~it t

Rayleigll-St reuqucrscllnitt


Ozon-Absorptio~~squerscl~~~itt

Aerosol-Extinlitio~~squerscl~nit t

differentieller Rayleigli-Streuquerscl~~litt

differentieller R ayleigh-Riirlcst renquersclinit t

Laufzeit des Lichtes

Temperatur

ZÃ¤lileradditionszei

Depolarisationsf a 1- vtoren

optische Dicke des atmosphÃ¤rische Aerosols

Integrierter Riiclistreiilioeffizient (Riickstreu-Siiulc)

PulslÃ¤ng des Lasers

Signalintensitiit (Photometer)

extraterrestrisches Signal

Vibrationsquant enxahl

Io lumen

Eiufadistrmalbedu

Teilcl~engrÃ–Â§enparam er

geometrische HÃ–h

ZÃ¤hlrat

Danksagung

Diese Dissertation entstand im Rahmen meiner 3-jÃ¤hrige Mitarbeit arn Alfred- Wegeiler-Institut fÃ¼ Polar und Mceresforscli~~ng. Ich verbinde mit dieser Zeit viele scliÃ¶n Erinnerungen und danke all denen. die mich wiihrend dieser Zeit in Potsdam und an der Koldewey-Station auf Spitzbergen begleitet und auf verschiedenste Art unterstiitzt haben.

Mein besonderer Dank gilt vor allem:

Herrn Prof. Dr. Klaus Dethloff als Doktorvater meiner Promotion fiir die Begutach- tung dieser Arbeit. Herrn Prof. Dr. Ot to Srhrems und Dr. Bernharcl Stein fÅ¸ clie T'lieniallme des Korreferats.

Dr. Roland Neuber danke icli fiir clie hervorragende wissenschaftliche Betreuung und sein jederzeit offenes Ohr. Seine Ideen und DenlianstÃ¶Â hatten wesentlichen EinfluÂ auf das Gelingen dieser Arbeit. Weiterhin geht mein Dank an Dr. Patrick Rairoux fiir seine unermÃ¼dlicl~ Bereitscllaft und seinen Enthusiasmus. mich in das ..LidargescIlÃ¤ft wÃ¤hren der Anfangsphase meiner Arbeit einzufÃ¼hren

Dr. Bernhard Stein gilt nochmals ein groÂ§e Dankescl~on fÃ¼ die vielen VorschlÃ¤g und Anregungen, die den Lmban des Koldewey-Aerosol-Raman-Lidars fiir die ASTAR-Kampagne eri116glichten. Dr. Georg Beyerle danke ich fiir Bereitstellung der unzÃ¤llliege Matlab-Auswerteroutineil und clie Beantwortung zahlreicher Fragen diesbeziiglicli. Dr. Andreas Herber. Sigrid Debatin uncl Jiirgen Graeser sei gedankt fiir die DurchfÅ¸hrun der Pl~otoinetermessuiigo~i an der Koldewey-Station in den mancllmal ach so kalten NÃ¤chten sowie deren scllnelle Auswertung vor Ort .

Den Statio~isingenieuren Tine TVeinzierl. Sicole Spelten und Christian Wille. die mir w8hrend der vielen Linl~aual<tionen des KARL mit Rat und Tat zur Seite stan- den. danke ich fÃ¼ clie hervorragende tecllnisclle Betreuung uncl die FortfÃ¼hrun der Lidarmessungen. In diesem Zusammenhang geht mein Dank ebenfalls a n Ingo Be- ninga und Wilfried Ruhe fiir ihre llard- und softmremÃ¤Â§i UnterstÃ¼tzun wÃ¤hren meiner Aufenthalte an der Koldewey-St,ation. Ich danke den japanischen Kollegen. insbesondere M. Sliiobara. S. Yamagata. I<. Hara und V. Fujitani. fÃ¼ die gute Zu- sammenarl~eit und den regen Gedanliena~istauscl~ wÃ¤l~renc der ASTAR-2000 Kain- pagne. Weiterhin danke ich allen Menschen. die ich in Ny-Alesnnd kennengelernt habe. fÃ¼ clie vielen scllonen Erlebnisse auflerllalb der Arbeitszeit.

Prof. L. Kos te sei gedankt fiir clie Moglichlieit der DurcllfÃ¼hrun von Testmessun- geil auf der Cliarite. Franx Iinnilcr und Steffen Frey von der FE Berlin fiir wertvolle

Tips und Anregniigen. insbesondere fiir die Bereitstcl lun~diverser 1,i1bVi('~ Pro- gramme. Bernd Micllic danke ich fiir die excelleiite Betrcmiii",ii Sachen LabView und Elektronili.

Ein groÂ§e Da~ili geht an Micliael Gercling fiir seine tatkriiftige rnterst i i tzung in der Eiiclpl~asc~ diesei- Arbeit. Frau I. Sass danke ich fiir ihre iiiicrsetzliclie Hilfe bei meinen Iditeraturreclierc'1ien.

Das gute Arbeitsklima und die 1-Iilfsbereitschaft aller Mitarbeiter des Alfred- Wegeuer-Instituts Potsdam trugen nicht unwesentlicli zum Gelingen dieser Arbeit und der Freude daran bei. Ich bedanke mich bei allen. die mir wiilirend meiner AWI-Zcit geholfen haben. auch wenn sie an dieser Stelle niclit namentlich erwÃ¤hn sind.

Ich danke vor allem meiner Freundin Jcssika Hau. mit deren Hilfe. Liebe und L'n- terstiitzung diese Arbeit so ent,stelien konnte. Sicht zuletzt danke ich meiner Mutter. die mir das Studium nicht mir erii16gliclit hat . sondern auch stets Anteil an meinem Leben nahm und nimmt.

Potsdam. im August 2000 Rolf Schumaclier

Folgende Hefte der Reihe ,,Berichte zur Polarforschungcc sind bisher erschienen:

* Sonderheft Nr. 111981 - Ã£Di Antarktis und ihr Lebensraum" Eine EinfÃ¼hrun fÃ¼ Besucher - Herausgegeben im Auftrag von SCAR

* Heft Nr. 111982 -,,Die Filchner-Schelfeis-Expedition 1980181" zusammengestellt von Heinz Kohnen

* Heft Nr. U1982 - Ã£Deutsch Antarktis-Expedition 1980181 mit FS Ã£Meteor' First International BIOMASS Experiment (FIBEX) - Liste der Zooplankton- und Mikronektonnetzfange zusammengestellt von Norbert Klages

* Heft Nr. 311982 -=Digitale und analoge Krill-Echolot-Rohdatenerfassung an Bord des Forschungs- schiffes ,Meteor1" (im Rahmen von FIBEX 1980181, Fahrtabschnitt ANT III), von Bodo Morgenstern Heft Nr. 411982 - ,,Filchner-Schelfeis-Expedition 1980181" Liste der PlanktonfÃ¤ng und Lichtstarkemessungen zusammengestellt von Gerd Hubold und H. Eberhard Drescher Heft Nr. 511982 - "Joint Biological Expedition on RRS 'John Biscoe', February 1982" by G. Hempel and R. B. Heywood

* Heft Nr. 611982 - ,,Antarktis-Expedition 1981182 (Unternehmen ,Eiswarte')" zusammengestellt von Gode Gravenhorst Heft Nr. 711982 - Ã£Marin-Biologische Begleitprogramm zur Standorterkundung 1979180 mit MS ,Polar- sirkel' (Pre-Site Survey)" - Stationslisten der Mikronekton- und ZooplanktonfÃ¤ng sowie der Bodenfischerei zusammengestellt von R. Schneppenheim Heft Nr. 811983 - "The Post-Fibex Data Interpretation Workshop" by D. L. Cram and J .4 . Freytag with the collaboration of J. W. Schmidt, M. Mall, R. Kresse, T. Schwinghammer

* Heft Nr. 911983 -"Distribution of some groups of zooplankton in the inner Weddell Sea in Summer 1979180" by I. Hempel, G. Hubold, B. Kaczmaruk, R. Keller, R. Weigmann-Haass Heft Nr. 1011983 - Ã£Fluo im antarktischen Ã–kosystem - DFG-Symposium November 1982 zusammengestellt von Dieter Adelung Heft Nr. 1111983 -"Joint Biological Expedition on RRS 'John Biscoe', February 1982 (11)" Data of micronecton and zooplankton hauls, by Uwe Piatkowski Heft Nr. 1211983 - Ã£Da biologische Programm der ANTARKTIS-I-Expedition 1983 mit FS ,Polarstern'" Stationslisten der Plankton-, Benthos- und Grundschleppnetzfange und Liste der Probennahme an Robben und VÃ¶geln von H. E. Drescher, G. Hubold, U. Piatkowski, J. PlÃ¶t und J. VoÃ Heft Nr. 1311983 -,,Die Antarktis-Expedition von MS ,PolarbjÃ–rn 1982183" (Sommerkampagne zur Atka-Bucht und zu den Kraul-Bergen), zusammengestellt von Heinz Kohnen Sonderheft Nr. 211983 -,,Die erste Antarktis-Expedition von FS ,Polarstern3 (Kapstadt, 20. Januar 1983 - Rio de Janeiro, 25. MÃ¤r 1983)", Bericht des Fahrtleiters Prof. Dr. Gotthilf Hempel Sonderheft Nr. 311983 - #Sicherheit und Ã¼berlebe bei Polarexpeditionen" zusammengestellt von Heinz Kohnen

* Heft Nr. 1411983 - ,,Die erste Antarktis-Expedition (ANTARKTIS I) von FS ,Polarstern' 1982183" herausgegeben von Gotthilf Hempel Sonderheft Nr. 411983 -"On the Biology of Krill Euphausia superba" - Proceedings of the Seminar and Report of the Krill Ecology Group, Bremerhaven 12. - 16. May 1983, edited by S. B. Schnack Heft Nr. 1511983 - "German Antarctic Expedition 1980181 with FRV 'Walther Herwig' and RV 'Meteor'" - First International BIOMASS Experiment (FIBEX) - Data of micronekton and zooplankton hauls by Uwe Piatkowski and Norbert Klages Sonderheft Nr. 511984 -"The observatories of the Georg von Neumayer Station", by Ernst Augstein Heft Nr. 1611984 - "FIBEX cruise zooplankton data" by U. Piatkowski, I. Hempel and S. Rakusa-Suszczewski

* Heft Nr. 1711984 - Fahrtbericht (cruise report) der ,Polarstern'-Reise ARKTIS I, 1983" von E. Augstein, G. Hempel und J. Thiede Heft Nr. 1811984 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS I1 mit FS ,Polarstern3 1983184", Bericht von den Fahrtabschnitten 1, 2 und 3, herausgegeben von D. FÃ¼ttere Heft Nr. 1911984 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS II mit FS ,Polarstern' 1983/84", Bericht vom Fahrtabschnitt 4, Punta Arenas-Kapstadt (Ant-11/4), herausgegeben von H. Kohnen Heft Nr. 2011984 - Ã£Di Expedition ARKTIS II des FS ,Polarstern' 1984, mit BeitrÃ¤ge des FS ,ValdiviaS und des Forschungsflugzeuges ,Falcon 20' zum Marginal Ice Zone Experiment 1984 (MIZEX)" von E. Augstein, G. Hempel, J. Schwarz, J. Thiede und W. Weigel Heft Nr. 2111985 - "Euphausiid larvae in plankton from the vicinity of the Antarctic Penisula, February 1982" by Sigrid Marschall and Hke Mizdalski Heft Nr. 2U1985 - "Maps of the geographical distribution of macrozooplankton in the Atlantic sector of the Southern Ocean" by Uwe Piatkowski Heft Nr. 2311985 - ,,Untersuchungen zur Funktionsmorphologie und Nahrungsaufnahme der Larven des Antarktischen Krills Euphausia superba Dana" von Hans-Peter Marschall

Heft Nr. 2411985 - J.Jntersuchungen zum Periglazial auf der KÃ¶nig-Georg-Inse SÃ¼dshetlandinseln Antarktika. Deutsche physiogeographische Forschungen in der Antarktis. - Bericht Ã¼be die Kampagne 1983184" von Dietrich Barsch, Wolf-Dieter BlÃ¼mel Wolfgang FlÃ¼gel Roland MÃ¤usbacher Gerhard StÃ¤blein Wolfgang Zick Heft Nr. 2511985 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS 1 1 1 mit FS ,Polarstern' 198411985" herausgegeben von Gotthilf Hempel. Heft Nr. 2611985 - "The Southern Ocean"; A survey of oceanographic and marine meteorological research work by Hellmer et al.

* Heft Nr. 2711986 - ,,SpÃ¤tpleistozÃ¤ Sedimentationsprozesse am antarktischen Kontinentalhang vor Kapp Norvegia, Ã¶stlich Weddell-See" von Hannes Grobe Heft Nr. 2811986 - Ã£Di Expedition ARKTIS 1 1 1 mit ,Polarstern9 1985 mit BeitrÃ¤ge der Fahrtteilnehmer, herausgegeben von Rainer Gersonde Heft Nr. 2911986 - ,,5 Jahre Schwerpunkiprogramm ,Antarktisforschung' der Deutschen Forschungsgemeisnchaft." RÃ¼ckblic und Ausblick. Zusammengestellt von Gotthilf Hempel, Sprecher des Schwerpunktprogramms Heft Nr. 3011986 -"The Meteorological Data of the Georg-von-Neurnayer-Station for 1981 and 1982" by Marianne Gube and Friedrich Obleitner

* Heft Nr. 3111986 - Jur Biologie der Jugendstadien der Notothenioidei (Pisces) an der Antarktischen Halbinsel" von A. Kellermann

* Heft Nr. 3211986 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS IV mit FS ,Polarstern' 1985186" mit BeitrÃ¤ge der Fahrtteilnehmer, herausgegeben von Dieter FÃ¼ttere Heft Nr. 3311987 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-IV mit FS ,Polarstern5 1985186 - Bericht zu den Fahrtabschnitten ANT-IVl3-4" von Dieter Karl FÃ¼ttere Heft Nr. 3411987 - ,,Zoogeographische Untersuchungen und Gemeinschaftsanalysen an antarktischen Makroplankton" von U. Piatkowski Heft Nr. 3511987 - Ã£Zu Verbreitung des Meso- und Makrozooplanktons in OberflÃ¤chenwasse der Weddell See (Antarktis)" von E. Boysen-Ennen Heft Nr. 3611987 - Jur Nahrungs- und Bewegungsphysiologie von Salpa thompsoni und Salpa fusiformi? von M. Reinke Heft-Nr. 3711987- "The Eastern Weddell Sea Drifting Buoy Data Set of the Winter Weddell Sea Project (WWSP)" 1986 by Heinrich Hoeber und Marianne Gube-Lenhardt. Heft Nr. 3811987 -"The Meteorological Data of the Georg von Neumayer Station for 1983 and 1984" by M. Gube-Lenhardt Heft Nr. 3911987 - Ã£Di Winter-Expedition mit FS ,Polarstern' in die Antarktis (ANT VII-3)" herausgegeben von Sigrid Schnack-Schiel Heft Nr. 4011987 - "Weather and Synoptic Situation during Winter Weddell Sea Project 1986 (ANT VI2) July 16 - September 10, 1986 by Werner Rabe Heft Nr. 4111988 -,,Zur Verbreitung und Ã–kologi der Seegurken im Weddellmeer (Antarktis)" von Julian Gutt Heft Nr. 42/1988 -"The zooplankton community in the deep bathyal and abyssal zones of the eastern North Atlantic" by Werner Beckmann

* Heft Nr. 4311988 - "Scientific cruise report of Arctic Expedition ARK IVf3 Wissenschaftlicher Fahrtbericht der Arktis-Expedition ARK IV13, compiled by JÃ¶r Thiede

* Heft Nr. 4411988 - "Data Report for FV 'Polarstern' Cruise ARK IVII, 1987 to the Arctic and Polar Fronts" by Hans-JÃ¼rge Hirche Heft Nr. 4511988 - Ã£Zoogeographi und Gemeinschaftsanalyse des Makrozoobenthos des Weddellmeeres (Antarktis)" von Joachim VoÃ Heft Nr. 4611988 - "Meteorological and Oceanographic Data of the Winter-Weddell-Sea Project 1986 (ANT V13)" by Eberhard Fahrbach Heft Nr. 4711988 - Ã£Verteilun und Herkunft glazial-mariner GerÃ¶ll am Antarktischen Kontinentalrand des Ã¶stliche Weddellmeeres" von Wolfgang Oskierski Heft Nr. 4811988 - ,,Variationen des Erdmagnetfeldes an der GvN-Station" von Arnold Brodscholl

* Heft Nr. 4911988 - Ã£Zu Bedeutung der Lipide im antarktischen Zooplankton" von Wilhelm Hagen * Heft Nr. 5011988 - Ã£Di gezeitenbedingte Dynamik des EkstrÃ¶m-Schelfeises Antarktis" von Wolfgang Kobarg

Heft Nr. 5111988 - Ã£Ã–komorpholog nototheniider Fische aus dem Weddellmeer, Antarktis" von Werner Ekau Heft Nr. 52/1988 - Ã£Zusammensetzun der Bodenfauna in der westlichen Fram-StraÃŸe' von Dieter Piepenburg

* Heft Nr. 5311988 - Ã£Untersuchunge zur Ã–kologi des Phytoplanktons im sÃ¼dÃ¶stlich Weddellmeer (Antarktis) im Jan./Febr. 1985 von Eva-Maria NÃ¶thi Heft Nr. 5411988 - Ã£Di Fischfauna des Ã¶stliche und sÃ¼dliche Weddellmeeres: geographische Verbreitung, Nahrung und trophische Stellung der Fischarten" von Wiebke Schwarzbach Heft Nr. 5511988 - "Weight and length data of zooplankton in the Weddell Sea in austral spring 1986 (Ant. V13)" by Elke Mizdalski Heft Nr. 5611989 - "Scientific cruise report of Arctic expeditions ARK IV/1, 2 & 3 by G. Krause, J. Meinke und J. Thiede

Heft N r . 5711989 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS V mit FS ,Polarstern' 1986187" Bericht von den Fahrtabschnitten ANT Vl4-5 von H. Miller und H. Oerter

* Heft Nr . 5811989 - Jie Expedition ANTARKTIS VI mit FS ,Polarstern' 1987188" von D. K. FÃ¼ttere Heft Nr . 5911989 - Ã£Di Expedition ARKTIS Vlla, 1 b und 2 mit FS ,Polarstern' 1988 von M. Spindler Heft Nr . 6011989 - Ã£Ei zweidimensionales Modell zur thermohalinen Zirkulation unter dem Schelfeis" von H. H. Hellmer Heft Nr. 6111989 -"Die Vulkanite im westlichen und mittleren Neuschwabenland, Vestfjella und Ahlmannryggen, Antarktika" von M. Peters

* Heft NT. 6211 989 - "The Expedition ANTARKTIS Vll l l and 2 (EPOS I) of RV 'Polarstern' in 1988/89", by I. Hempel Heft Nr. 6311989 - Ã£Di Eisalgenflora des Weddellmeeres (Antarktis): Artenzusammensetzung und Biomasse sowie Okophysiologie ausgewÃ¤hlte Arten" von Annette Bartsch Heft Nr . 6411989 -"Meteorological Data of the G.-V.-Neumayer-Station (Antarctica)" by L. Helmes Heft Nr . 6511989 - "Expedition Antarktis Vlll3 in 1988189" by I. Hempel, P. H. Schalk, V. Smetacek Heft Nr. 6611989 - ,,Geomorphologisch-glaziologische Detailkartierung des arid-hochpolaren Borgmassivet, Neuschwabenland, Antarktika" von Karsten Brunk Heft Nr. 6711 990 - "ldentification key and catalogue of larval Antarctic fishes", edited by Adolf Kellermann Heft Nr. 6811990 -"The Expedition Antarktis Vlll4 (Epos leg 3) and Vlll5 of RV 'Polarstern' in 1989", edited by W. Arntz, W. Ernst, I. Hempel Heft Nr. 6911990 - Ã£AbhÃ¤ngigkeit elastischer und rheologischer Eigenschaften des Meereises vom EisgefÃ¼ge" von Harald Hellmann Heft Nr . 7011990 - Ã£Di beschalten benthischen Mollusken (Gastropoda und Bivalvia) des Weddellmeeres, Antarktis", von Stefan Hain Heft Nr . 7111990 - ,,Sedimentologie und PalÃ¤omagneti an Sedimenten der Maudkuppe (NordÃ¶stliche Weddellmeer)", von Dieter Cordes Heft Nr. 7211990 -"Distribution and abundance of planktonic copepods (Crustacea) in the Weddell Sea in summer 1980/81", by F. Kurbjeweit and S. Ali-Khan Heft Nr. 7311990 - Ã£Zu FrÃ¼hdiagenes von organischem Kohlenstoff und Opal in Sedimenten des sÃ¼dliche und Ã¶stliche Weddellmeeres", von M. SchlÃ¼te Heft Nr. 7411990 - ,,Expeditionen ANTARKTIS-VIIIl3 und Vllll4 mit FS ,Polarstern5 1989" von Rainer Gersonde und Gotthilf Hempel Heft Nr. 7511991 - ,,QuartÃ¤r Sedimentationsprozesse am Kontinentalhang des SÃ¼d-Orkey-Plateau im nordwestlichen Weddellmeer (Antarktis)", von Sigrun GrÃ¼ni Heft Nr. 7611990 - ,,Ergebnisse der faunistischen Arbeiten im Benthal von King George Island (SÃ¼dshetlandinseln Antarktis)", von Martin Rauschert Heft Nr. 7711990 - Ã£Verteilun von Mikroplankton-Organismen nordwestlich der Antarktischen Halbinsel unter dem EinfluÃ sich Ã¤ndernde Umweltbedingungen im Herbst", von Heinz KlÃ¶se Heft Nr. 7811991 - ,,HochauflÃ¶send Magnetostratigraphie spÃ¤tquartÃ¤r Sedimente arktischer Meeresgebiete", von Norbert R. Nowaczyk Heft Nr. 7911991 - Ã£Ã–kophys~ologisc Untersuchungen zur Salinitats- und Temperaturtoleranz antarktischer GrÃ¼nalge unter besonderer BerÃ¼cksichtigun des ÃŸ-Dirnethylsulfoniumpropiona (DMSP) - Stoffwechsels", von Ulf Karsten Heft Nr. 8011991 -,,Die Expedition ARKTIS Vll l l mit FS ,Polarstern' 1990", herausgegeben von JÃ¶r Thiede und Gotthilf Hempel Heft Nr. 8111991 - ,,PalÃ¤oglaziologi und PalÃ¤ozeanographi im SpÃ¤tquartÃ am Kontinentalrand des sÃ¼dliche Weddelmeeres, Antarktis", von Martin Melles Heft-Nr. 8211991 - "Quantifizierung von Meereseigenschaften: Automatische Bildanalyse von DÃ¼nnschnitte und Pararnetrisierung von Chlorophyll- und Salzgehaltsverteilungen", von Hajo Eicken. Heft Nr. 8311991 - Ã£Da FlieÃŸe von Schelfeisen - numerische Simulationen mit der Metholde der finiten Differenzen", von JÃ¼rge Determann Heft Nr. 8411991 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-VIIIII-2, 1989 mit der Winter Weddell Gyre Study der Forschungsschiffe ,Polarstern' und ,Akademik Fedorov"', von Ernst Augstein, Nikolai Bagriantsev und Hans Werner Schenke Heft Nr. 8511991 - Ã£Zu Entstehung von Unterwassereis und das Wachstum und die Energiebilanz des Meereises in der Atka Bucht, Antarktis", von Josef Kipfstuhl

* Heft Nr. 8611991 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-VIII mit FS ,Polarstern' 1989190. Bericht vom Fahrtabschnitt ANT-VIII15", von Heinz Miller und Hans Oerter Heft Nr. 8711 991 - "Scientific cruise reports of Arctic expeditions ARK V111 -4 of RV 'Polarstern' in 1989", edited by G. Krause, J. Meincke & H. J. Schwarz Heft Nr. 8811991 - Ã£Zu Lebensgeschichte dominanter Copepodenarten (Calanus finmarchicus, C. glacialis, C. hyperboreus, Metridia longa) in der FramstraÃŸe" von Sabine Diel

Heft Nr. 8911991 - Ã£Detailliert seismische Untersuchungen am Ã¶stliche Kontinentalrand des Weddell-Meeres vor Kapp Norvegia, Antarktis", von Norbert E. Kaul Heft Nr. 9011991 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-VIII mit FS ,Polarstern3 1989190. Bericht von den Fahrtabschnitten ANT-VIIIl6-T, herausgegeben von Dieter Karl FÃ¼ttere und Otto Schrems Heft Nr. 9111991 - "Blood physiology and ecological consequences in Weddell Sea fishes (Antarctica)", by Andreas Kunzmann Heft Nr. 9211991 - ,,Zur sommerlichen Verteilung des Mesozooplanktons irn Nansen-Becken, Nordpolarmeer", von Nicolai Mumm Heft Nr. 9311991 - Ã£Di Expedition ARKTIS VII mit FS ,Polarstern', 1990. Bericht vom Fahrtabschnitt ARK V1112, herausgegeben von Gunther Krause Heft Nr. 9411991 - Ã£Di Entwicklung des Phytoplanktons im Ã¶stliche Weddellmeer (Antarktis) beim Ubergang vom SpÃ¤twinte zum FrÃ¼hjahr" von Renate Scharek Heft Nr. 9511991 - ,,Radioisotopenstratigraphie, Sedimentologie und Geochemie jungquartÃ¤re Sedimente des Ã¶stliche Arktischen Ozeans", von Horst Bohrmann Heft Nr. 9611991 - ,,HolozÃ¤n Sedimentationsentwicklung irn Scoresby Sund, Ost-GrÃ¶nland von Peter Marienfeld Heft Nr. 9711991 - Ã£Strukturell Entwicklung und AbkÃ¼hlungsgeschicht von Heimefrontfjella (Westliches Dronning Maud LandIAntarktika)", von Joachim Jacobs Heft Nr. 9811991 - -Zur Besiedlungsgeschichte des antarktischen Schelfes am Beispiel der Isopoda (Crustacea, Malacostraca)", von Angelika Brandt

* Heft Nr. 9911992 - "The Antarctic ice sheet and environmental change: a three-dimensional modelling study", by Philippe Huybrechts Heft Nr. 10011992 - Ã£Di Expeditionen ANTARKTIS 1x11-4 des Forschungsschiffes ,Polarstern5 1990191" herausgegeben von Ulrich Bathmann, Meinhard Schulz-Baldes, Eberhard Fahrbach, Victor Smetacek und Hans-Wolfaana Hubberten Heft Nr. 101/1992 - Ã£Wechselbeziehunge zwischen-~chwerrnetallkonzentrationen (Cd, Cu, Pb, Zn) im Meerwasser und in Zooplanktonoraanismen (Copepoda) der . . Arktis und des Atlantiks", von Christa Pohl Heft Nr. 10211992 - Ã£Physiologi und Ultrastruktur der antarktischen GrÃ¼nalg Prasiola crispa ssp. antarctica unter osmotischem StreÃ und Austrocknung", von Andreas Jacob Heft Nr. 10311992 - Ã£Zu Okologie der Fische im Weddellmeer", von Gerd Hubold Heft Nr. 10411992 - ,,Mehrkanalige adaptive Filter fÃ¼ die UnterdrÃ¼ckun von multiplen Reflexionen in Verbindung mit der freien OberflÃ¤ch in marinen Seismogrammen", von Andreas Rosenberger Heft Nr. 10511992 -"Radiation and Eddy Flux Experiment 1991 (REFLEX I f , von JÃ¶r Hartmann, Christoph Kottmeier und Christian Wamser Heft Nr. 10611992 - ,,Ostracoden im Epipelagial vor der Antarktischen Halbinsel - ein Beitrag zur Systematik sowie zur Verbreitung und Populationsstruktur unter BerÃ¼cksichtigun der SaisonalitÃ¤t" von RÃ¼dige Kock

* Heft Nr. 10711992 - ,,ARCTIC '91: Die Expedition ARK-VIIIl3 mit FS ,Polarstern' 1991", von Dieter K. FÃ¼ttere Heft Nr. 10811992 - ,,Dehnungsbeben an einer StÃ¶rungszon im EkstrÃ¶m-Schelfei nÃ¶rdlic der Georg-von-Neumayer-Station, Antarktis. - Eine Untersuchung mit seismologischen und geodÃ¤tische Methoden", von Uwe Nixdorf.

* Heft Nr. 10911992 - ,,SpÃ¤tquartÃ¤ Sedimentation am Kontinentalrand des sÃ¼dÃ¶stlich Weddellmeeres, Antarktis", von Michael Weber.

* Heft Nr. 11011992 - ,,Sedimentfazies und Bodenwasserstrom am Kontinentalhang des norwestlichen Weddellmeeres", von Isa Brehme. Heft Nr. 11111992 -*Die Lebensbedingungen in den SolekanÃ¤lche des antarktischen Meereises", von JÃ¼rge Weissenberger. Heft Nr. 11211 992 - ,,Zur Taxonomie von rezenten benthischen Foraminiferen aus dem Nansen Becken, Arktischer Ozean", von Jutta Wollenburg. Heft Nr. 11311992 -,,Die Expedition ARKTIS Vll l l l mit FS ,Polarstern5 199In, herausgegeben von Gerhard Kattner.

* Heft Nr. 11411992 - Ã£Di GrÃ¼ndungsphas deutscher Polarforschung, 1865 - 1875", von Reinhard A. Krause. Heft Nr. 11511992 -"Scientific Cruise Report of the 1991 Arctic Expedition ARK VIIIl2 of RV 'Polarstern' (EPOS II)", by Eike Rachor. Heft Nr. 11611992 - "The Meteorological Data of the Georg-von-Neumayer-Station (Antarctica) for 1988, 1989, 1990 and 199Ir', by Gert KÃ¶nig-Langlo Heft Nr. 11711992 -,,Petrogenese des metamorphen Grundgebirges der zentralen Heimefrontfjella (westliches Dronning Maud Land 1 Antarktis)", von Peter Schulze. Heft Nr. 11811993 - Ã£Di mafischen GÃ¤ng der Shackleton Range I Antarktika: Petrographie, Geochemie, Isotopengeochemie und PalÃ¤omagnetik von RÃ¼dige Hotten.

* Heft Nr. 11911993 - ,,Gefrierschutz bei Fischen der Polarmeere", von Andreas P. A. WÃ¶hrmann * Heft Nr. 12011993 -"Fast Siberian Arctic Region Expedition '92: The Laptev Sea - its Significance for

Arctic Sea-Ice Formation and Transpolar Sediment Flux", by D. Dethleff, D. NÃ¼rnberg E. Reimnitz, M. Saarso and Y. P. Sacchenko. -"Expedition to Novaja Zemlja and Franz Josef Land with RV. 'Dalnie Zelentsy"', by D. NÃ¼rnber and E. Groth.

* Heft Nr. 12111993 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS XI3 mit FS ,Polarstern' 1992", herausgegeben von Michael Spindler, Gerhard Dieckmann und David Thomas Heft Nr. 122/1993 - ,,Die Beschreibung der Korngestalt mit Hilfe der Fourier-Analyse: Parametrisierung der morphologischen Eigenschaften von Sedimentpartikeln", von Michael Diepenbroek. Heft Nr. 12311993 - Ã£ZerstÃ¶rungsfre hochauflÃ¶send Dichteuntersuchungen mariner Sedimente", von Sebastian Gerland. Heft Nr. 12411993 - ,,Umsatz und Verteilung von Lipiden in arktischen marinen Organismen unter besonderer BerÃ¼cksichtigun unterer trophischer Stufen", von Martin Graeve. Heft Nr. 12511 993 - Ã£Ã–kolog und Respiration ausgewÃ¤hlte arktischer Bodenfischarten", von Christian F. von Dorrien. Heft Nr. 12611993 - ,,Quantitative Bestimmung von PalÃ¤oumweltparameter des Antarktischen OberflÃ¤chenwasser im SpÃ¤tquartie anhand von Transferfunktionen mit Diatomeen", von Ulrich Zielinski

* Heft Nr. 12711993 - ,,Sedimenttransport durch das arktische Meereis: Die rezente lithogene und biogene Materialfracht", von Ingo Wollenburg. Heft Nr. 12811993 - "Cruise ANTARKTIS XI3 of RV 'Polarstern': CTD-Report", von Marek Zwierz. Heft Nr. 12911993 - ,,Reproduktion und Lebenszyklen dominanter Copepodenarten aus dem Weddellmeer, Antarktis", von Frank Kurbjeweit Heft Nr. 13011993 -,,Untersuchungen zu Temperaturregime und Massenhaushalt des Filchner-Ronne-Schelfeises, Antarktis, unter besonderer BerÃ¼cksichtigun von Anfrier- und Abschmelzprozessen", von Klaus Grosfeld Heft Nr. 13111993 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS XI5 mit FS ,Polarstern' 1992", herausgegeben von Rainer Gersonde Heft Nr. 132/1993 - Ã£Bildun und Abgabe kurzkettiger halogenierter Kohlenwasserstoffe durch Makroalgen der Polarregionen", von Frank Laturnus Heft Nr. 13311994 - "Radiation and Eddy Flux Experiment 1993 (REFLEX II)", by Christoph Kottmeier, JÃ¶r Hartmann, Christian Wamser, Axel Bochert, Christof LÃ¼pkes Dietmar Freese and Wolfgang Cohrs Heft Nr. 13411994 -"The Expedition ARKTIS-IWI", edited by Hajo Eicken and Jens Meincke Heft Nr. 13511994 - Ã£Di Expeditionen ANTARKTIS W6-8". herausgegeben von Ulrich Bathmann, Victor Smetacek, Hein de Baar, Eberhard Fahrbach und Gunter Krause Heft Nr. 13611994 - ,,Untersuchungen zur ErnÃ¤hrungsÃ¶kolog von Kaiserpinguinen (Aptenodytes forsteri) und KÃ¶nigspinguine (Aptenodytes patagonicus)", von Klemens PÃ¼t

* Heft Nr. 13711994 - Ã£Di kÃ¤nozoisch Vereisungsgeschichte der Antarktis", von Werner U. Ehrmann Heft Nr. 13811994 - JJntersuchungen stratosphÃ¤rische Aerosole vulkanischen Ursprungs und polarer stratosphÃ¤rische Wolken mit einem MehrwellenlÃ¤ngen-Lida auf Spitzbergen (79' N, 12' E)", von Georg Beyerle Heft Nr. 13911994 - .,Charakterisierung der Isopodenfauna (Crustacea, Malacostraca) des Scotia-Bogens aus biogeographischer Sicht: Ein multivariater Ansatz", von Holger Winkler. Heft Nr. 14011994 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS XI4 mit FS ,Polarstern' 1992", herausgegeben von Peter Lemke Heft Nr. 14111994 - ,,Satellitenaltimetrie Ã¼be Eis - Anwendung des GEOSAT-Altimeters Ã¼be dem EkstrÃ¶misen Antarktis", von Clemens Heidland Heft Nr. 14211994 - "The 1993 Northeast Water Expedition. Scientific cruise report of RV 'Polartstern' Arctic cruises ARK 1x12 and 3, USCG 'Polar Bear' cruise NEWP and the NEWLand expedition", edited by Hans-JÃ¼rge Hirche and Gerhard Kattner Heft Nr. 14311994 - Ã£Detailliert refraktionsseismische Untersuchungen im inneren Scoresby Sund Ost-GrÃ¶nland" von Notker Fechner Heft Nr. 14411994 - "Russian-German Cooperation in the Siberian Shelf Seas: Geo-System Laptev Sea", edited by Heidemarie Kassens, Hans-Wolfgang Hubberten, Sergey M. Pryamikov and RÃ¼dige Stein

* Heft Nr. 14511994 -"The 1993 Northeast Water Expedition. Data Report of RV ,Polarstern' Arctic Cruises 1x12 and 3 , edited by Gerhard Kattner and Hans-JÃ¼rge Hirche. Heft Nr. 14611994 -"Radiation Measurements at the German Antarctic Station Neumayer 1982 - 1992", by Torsten Schmidt and Gerd KÃ¶nig-Langlo Heft Nr. 14711994 - ,,Krustenstrukturen und Verlauf des Kontinentalrandes im Weddell-Meer I Antarktis", von Christian HÃ¼bscher

* Heft Nr. 14811994 -"The expeditions NORILSKITAYMYR 1993 and BUNGER OASIS 1993194 of the AWI Research Unit Potsdam", edited by Martin Melles.

* Heft Nr. 14911994 -,,Die Expedition ARCTIC '93. Der Fahrtabschnitt ARK-1x14 mit FS ,Polarstern3 1993, herausgegeben von Dieter K. FÃ¼tterer Heft Nr. 15011994 - ,,Der Energiebedarf der Pygoscelis-Pinguine: eine Synopse", von Boris M. Culik. Heft Nr. 15111994 - "Russian-German Cooperation: The Transdrift I Expedition to the Laptev Sea", edited by Heidemarie Kassens and Valeriy Y. Karpiy. Heft Nr. 152/1994 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-X mit FS ,Polarstern' 1992. Bericht von den Fahrtabschnitten I ANT-X I 1 a und 2 " herausgegeben von Heinz Miller. Heft Nr. 15311994 - Ã£AminosÃ¤ur und Huminstoffe im Stickstoffkreislauf polarer Meere", von Ulrike Hubberten. Heft Nr. 15411994 - "Regional and seasonal variability in the vertical distribution of mesozooplankton in the Greenland Sea", by Claudio Richter.

Heft Nr. 15511995 -,,Benthos in polaren GewÃ¤ssern" herausgegeben von Christian Wiencke und Wolf Arntz. Heft Nr. 15611995 -"An adjoint model for the determination of the mean oceanic circulation, air-Sea fluxes and mixing coefficients", by Reiner Schlitzer. Heft Nr. 15711995 - Ã£Biochemisch Untersuchungen zum Lipidstoffwechsel antarktischer Copepoden", von Kirsten Fahl.

* Heft Nr. 15811995 - =Die Deutsche Polarforschung seit der Jahrhundertwende und der EinfluÃ Erich von Drygalskis", von Cornelia LÃ¼decke

* Heft Nr. 15911995 - "The distribution of 3180 in the Arctic Ocean: Implications for the freshwater balance of the halocline and the sources of deeo and bottom waters", by Dorothea Bauch. Heft Nr. 16011995 - ,Rekonstruktion der spatq~artaren TiefenwasserzirK~Iation und Produkt vitot i i r i ostlichen Suaatlantik anhana von benthischen Foram~niferenverqesellschaftungen', von Gerhard Schmiedl Heft Nr. 16111995 - ,,Der EinfluÃ von SalinitÃ¤ und ~ichtintensitÃ¤ aufdie Osmolytkonzen\rationen, die Zellvolumina und die Wachstumsraten der antarktischen Eisdiatomeen Chaetoceros so. und Navicula sp. unter besonderer BerÃ¼cksichtigun der AminosÃ¤ur Prolin", von Jurgen Nothnagel. Heft Nr. 16211995 - ,,Meereistransportiertes lithogenes Feinmaterial in spÃ¤tquartÃ¤r Tiefseesedimenten des zentralen ostlichen Arktischen Ozeans und der FramstraÃŸe" von Thomas Letzig. Heft Nr. 16311995 - ,,Die Expedition ANTARKTIS-XIi2 mit FS ,Polarstern' 1993/94", herausgegeben von Rainer Gersonde. Heft Nr. 16411995 - Ã£Regional und altersabhÃ¤ngig Variation gesteinsmagnetischer Parameter in marinen Sedimenten der Arktis", von Thomas Frederichs. Heft Nr. 16511995 - Ã£Vorkommen Verteilung und Umsatz biogener organischer Spurenstoffe: Sterole in antarktischen GewÃ¤ssern" von Georg Hanke. Heft Nr. 16611995 -,,Vergleichende Untersuchungen eines optimierten dynarnisch-thermodynamischen Meereismodells mit Beobachtungen im Weddellmeer", von Holger Fischer.

* Heft Nr. 16711995 - Ã£Rekonstruktione von PalÃ¤o-Umweltparameter anhand von stabilen Isotopen und Faunen-Vergesellschaftungen planktischer Foraminiferen im Sudatlantik", von Hans-Stefan Niebler Heft Nr. 16811995 - ,,Die Expedition ANTARKTIS XI1 mit FS ,Polarstern9 1993194, Bericht von den Fahrtabschnitten ANT Xl l l l und 2 , herausgegeben von Gerhard Kattner und Dieter Kar1 FÃ¼ttere Heft Nr. 16911995 -,,Medizinische Untersuchung zur Circadianrhythmik und zum Verhalten bei Uberwinterern auf einer antarktischen Forschungsstation", von Hans Wortmann Heft-Nt'. 17011995 - DFG-Kolloquium: Terrestrische Geowissenschaften - Geologie und Geophysik der Antarktis. Heft Nr. 17111995 - ,,Strukturentwicklung und Petrogenese des metamorphen Grundgebirges der nbrdlichen Heimfrontfjella (westliches Dronning Maud LandIAntarktika)", von Wilfried Bauer. Heft Nr. 17211995 - Jie Struktur der Erdkruste im Bereich des Scoresby Sund, Ostgrbnland: Ergebnisse refraktionsseismischer und gravimetrischer Untersuchungen", von Holger Mandler. Heft Nr. 17311995 - Ã£PalÃ¤ozoisc Akkretion am palaopazifischen Kontinentalrand der Antarktis in ~ordvictorialand - P-T-D-Geschichte und Deformationsmechanismen im Bowers Terrane", von Stefan Matzer. Heft Nr. 17411995 - "The Expedition ARKTIS-XI2 of RV 'Polarstern' in 1994, edited by Hans-'W. Hubberten Heft Nr. 17511995 - "Russian-German Cooperation: The Expedition TAYMYR 1994", edited by Christine Siegert and Gmitry Bolshiyanov.

* Heft Nr. 17611995 - "Russian-German Cooperation: Laptev Sea System", edited by Heidemarie Kassens, Dieter Piepenburg, JÃ¶r Thiede, Leonid Tirnokhov, Hans-Wolfgang Hubberten and Sergey M. Priamikov. Heft Nr. 17711995 -,,Organischer Kohlenstoff in spÃ¤tquartÃ¤r Sedimenten des Arktischen Ozeans: Terrigener Eintrag und marine ProduktivitÃ¤t" von Carsten J. Schubert Heft Nr. 17811995 -"Cruise ANTARKTIS XI114 of RV 'Polarstern' in 1995: CTD-Report", by Juri Sildam. Heft Nr. 17911995 - ,,Benthische Foraminiferenfaunen als Wassermassen-, Produktions- und Eisdriftanzeiger irn Arkti- schen Ozean", von Jutta Wollenburg. Heft Nr. 18011995 - ,,Biogenopal und biogenes Barium als Indikatoren fÃ¼ spÃ¤tquartÃ¤ Produktivit~tsÃ¤nderunge am antarktischen Kontinentalhang, atlantischer Sektor", von Wolfgang J. Bonn. Heft Nr. 18111995 - Ã£Di Expedition ARKTIS XI1 des Forschungsschiffes ,Polarstern' 1994", herausgegeben von Eberhard Fahrbach. Heft Nr. 18211995 -"Laptev Sea System: Expeditions in 1994", edited by Heidemarie Kassens. Heft Nr. 18311996 - Ã£Interpretatio digitaler Parasound Echolotaufzeichnungen im Ã¶stliche Arktischen Ozean auf der Grundlage physikalischer Sedirnenteigenschaften", von Uwe Bergmann. Heft Nr. 18411996 -"Distribution and dynamics of inorganic nitrogen compounds in the tropospliere of continental, coastal, marine and Arctic areas", by Maria Dolores Andres Hernandez. Heft Nr. 18511996 -",,Verbreitung und Lebensweise der Aphroditen und Polynoiden (Polychaeta) im Ã¶stliche Weddell- meer und im Lazarevmeer (Antarktis)", von Michael Stiller. Heft Nr. 18611996 - "Reconstruction of Late Quaternary environrnental conditions applying the natural radionuclides ^Th, 'Â¡Be "'Pa and "W: A study of deep-sea sediments from the eastsrn sector of the Antarctic Circurnpolar Current System", by Martin Frank. Heft Nr. 18711996 -"The Meteorological Data of the Neumayer Station (Antarctica) for 1992, 1993 and 1994", by Gert KÃ¶nig-Lang1 and Andreas Herber. Heft Nr. 18811996 -,>Die Expedition ANTARKTIS-XI13 mit FS ,Polarstern' 1994", herausgegeben von Heinz Miller und Hannes Grobe. Heft Nr. 18911996 - Ã£Di Expedition ARKTIS-VIIl3 mit FS ,Polarstern3 1990H, herausgegeben von Heinz Miller und Hannes Grobe

Heft Nr. 19011996 - "Cruise report of the Joint Chilean-German-ltalian Magellan ,Victor Hensen' Campaign in 1994, edited by Wolf Arntz and Matthias Gorny. Heft Nr. 19111996 -,,LeitfÃ¤higkeits und Dichtemessung an Eisbohrkernen", von Frank Wilhelms. Heft Nr. 192/1996 - ,,Photosynthese-Charakteristika und Lebensstrategie antarktischer Makroalgen", von Gabriele Weykam. Heft Nr. 19311996 - Ã£Heterogen Reaktionen von N905 und Hbr und ihr EinfluÃ auf den Ozonabbau in der polaren StratosphÃ¤re" von Sabine Seisel. Heft Nr. 19411996 - Ã£Ã–kolog und Populationsdynamik antarktischer Ophiuroiden (Echinodermata)", von Corinna Dahm. Heft Nr. 19511996 - Ã£Di planktische Foraminifere Neogloboquadrina pachyderma (Ehrenberg) im Weddellmeer, Antarktis", von Doris Berberich. Heft Nr. 19611996 - ,,Untersuchungen zum Beitrag chemischer und dynamischer Prozesse zur VariabilitÃ¤ des stratosphÃ¤rische Ozons Ã¼be der Arktis", von Birgit Heese Heft Nr. 19711996 -"The Expedition ARKTIS-XI12 of 'Polarstern'in 1995, edited by Gunther Krause. Heft Nr. 19811996 - Ã£Geodynami des Westantarktischen Riftsystems basierend auf Apatit-Spaltsouranalysen", von Frank Lisker. Heft Nr. 19911996 -"The 1993 Northeast Water Expedition. Data Report on CTD Measurements of RV 'Polarstern' Cruises ARKTIS 1x12 and 3 , by Gerion Budeus and Wolfgang Schneider. Heft Nr. 20011996 - "Stability of the Thermohaline Circulation in analytical and numerical models", by Gerrit Lohmann. Heft Nr. 20111996 - ,,Trophische Beziehungen zwischen Makroalgen und Herbivoren in der Potter Cove (King George-Insel, Antarktis)", von Katrin Iken. Heft Nr. 20211996 - Ã£Zu Verbreitung und Respiration Ã¶kologisc wichtiger Bodentiere in den GewÃ¤sser u m Svalbard (Arktis)", von Michael K. Schmid.

* Heft Nr. 20311996 -,,Dynamik, Rauhigkeit und Alter des Meereises in der Arktis - Numerische Untersuchungen mit einem groÃŸskalige Modell", von Markus Harder. Heft Nr. 20411996 - Jur Parametrisierung der stabilen atmosphÃ¤rische Grenzschicht Ã¼be einem antarktischen Schelfeis", von DÃ¶rth Handorf. Heft Nr. 20511996 -"Textures and fabrics in the GRIP ice core, in relation to climate history and ice deforrnation", by Thorsteinn Thorsteinsson. Heft Nr. 20611996 - Ã£De Ozean als Teil des gekoppelten Klimasystems: Versuch der Rekonstruktion der glazialen Zirkulation mit verschieden komplexen AtmosphÃ¤renkomponenten" von Kerstin Fieg. Heft Nr. 20711996 - ,,Lebensstrategien dominanter antarktischer Oithonidae (Cyclopoida, Copepoda) und Oncaeidae (Poecilostomatoida, Copepoda) im Bellingshausenmeer", von Cornelia Metz, Heft Nr. 20811996 - ,,AtmosphÃ¤reneinflu bei der Fernerkundung von Meereis mit passiven Mikrowellenradiometernx, von Christoph Oelke. Heft Nr. 20911996 - Ã£Klassifikatio von Radarsatellitendaten zur Meereiserkennung mit Hilfe von LIne-Scanner-Messun- gen", von Axel Bochert. Heft Nr. 21011996 - Ã£Di mit ausgewÃ¤hlte SchwÃ¤mme (Hexactinellida und Demospongiae) aus dem Weddellmeer, Antarktis, vergesellschaftete Fauna", von Kathrin Kunzmann. Heft Nr. 21111996 -"Russian-German Cooperation: The Expedition TAYMYR 1995 and the Expedition KOLYMA 1995". by Dima Yu. Bolshiyanov and Hans-W. Hubberten. Heft Nr. 212/1996 - "Surface-sediment composition and sedimentary processes in the central Arctic Ocean and along the Eurasian Continental Margin", by Ruediger Stein, Gennadij I. Ivanov, Michael A. Levitan, and Kirsten Fahl. Heft Nr. 21311996 - ,,Gonadenentwicklung und Eiproduktion dreier Calanus-Arten (Copepoda): Freilandbeobachtungen, Histologie und Experimente", von Barbara Niehoff Heft Nr. 21411996 -,,Numerische Modellierung der Ãœbergangszon zwischen Eisschild und Eisschelf", von Christoph Mayer. Heft Nr. 21511996 - Ã£Arbeite der AWI-Forschungsstelle Potsdam in Antarktika, 1994195, herausgegeben von Ulrich Wand. Heft Nr. 21611996 - Ã£Rekonstruktio quartÃ¤re KlimaÃ¤nderunge im atlantischen Sektor des SÃ¼dpolarmeere anhand von Radiolarien", von Uta Brathauer. Heft Nr. 21711996 -,,Adaptive Semi-Lagrange-Finite-Elemente-Methode zur LÃ¶sun der Flachwassergleichungen: Implementierung und Parallelisierung", von JÃ¶r Behrens. Heft Nr. 21811997 -"Radiation and Eddy Flux Experiment 1995 (REFLEX III)", by JÃ¶r Hartmann, Axel Bochert. Dietmar Freese, Christoph Kottmeier, Dagmar Nagel and Andreas Reuter. Heft Nr. 21911997 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS-XI1 mit FS ,Polarstern' 1995. Bericht vom Fahrtabschnitt ANT-XIIl3, herausgegeben von Wilfried Jokat und Hans Oerter. Heft Nr. 22011997 - ,,Ein Beitrag zum Schwerefeld im Bereich des Weddellmeeres, Antarktis. Nutzung von Altimetermessungen des GEOSAT und ERS-I", von Tilo SchÃ¶ne Heft Nr. 22111997 - Ã£Di Expeditionen ANTARKTIS-XIIIII-2 des Forschungsschiffes ,Polarstern' 1995196, herausgegeben von Ulrich Bathmann, Mike Lukas und Victor Smetacek. Heft Nr. 222/1997 - "Tectonic Structures and Glaciomarine Sedimentation in the South-Eastern Weddell Sea from Seismic Reflection Data", by Laszlo Oszko,

Heft Nr. 22311997 - Ã£Bestimmun der Meereisdicke mit seismischen und elektromagnetisch-induktiven Verfahren", von Christian Haas. Heft Nr. 22411997 - Ã£TroposphÃ¤risc Ozonvariationen in Polarregionen", von Silke Wessel. Heft NT. 22511997 - Ã£Biologisch und Ã¶kologisch Untersuchungen zur kryopelagischen Amphipodenfauna des arktischen Meereises", von Michael Poltermann. Heft Nr. 22611997 - "Scientific Cruise Report of the Arctic Expedition ARK-XI11 of RV 'Polarstern' in 1995", edited by Eike Rachor. Heft Nr. 22711997 - Ã£De EinfluÃ kompatibler Substanzen und Kryoprotektoren auf die Enzyme Malatdehydrogenase (MDH) und Glucose-6-phosphat-Dehydrogenase (G6P-DH) aus Acrosiphonia arcta (Chlorophyta) der Arktis", von Katharina KÃ¼ck Heft Nr. 22811997 - Ã£Di Verbreitung epibenthischer Mollusken im chilenischen Beagle-Kanal", von Katrin Linse. Heft Nr. 22911997 - Ã£Da Mesozooplankton im Laptevmeer und Ã¶stliche Nansen-Becken - Verteilung und Gemeinschaftsstrukturen im SpÃ¤tsommer" von Hinrich Hanssen. Heft Nr. 23011997 -,,Modell eines adaptierbaren, rechnergestÃ¼tzten wissenschaftlichen Arbeitsplatzes am Alfred-Wegener-Institut fÃ¼ Polar- und Meeresforschung", von Lutz-Peter Kurdelski Heft Nr. 231-11997 - -Zur Ã–kologi arktischer und antarktischer Fische: AktivitÃ¤t Sinnesleistungen und Verhalten", von Christopher Zimmermann Heft Nr. 232/1997 - Ã£Persistent chlororganische Verbindungen in hochantarktischen Fischen", von Stephan Zimmermann Heft Nr. 23311997 - Ã£Zu Ã–kologi des Dimethylsulfoniumpropionat (DMSP)-Gehaltes temperierter und polarer Phytoplanktongemeinschaften im Vergleich mit Laborkulturen der Coccolithophoride Emiliania huxleyi und der antarktischen Diatomee Nitzschia lecointef', von Doris Meyerdierks. Heft Nr. 23411997 - Ã£Di Expedition ARCTIC '96 des FS ,Polarstern' (ARK Xlll) mit der Arctic Climate System Study (ACSYS)", von Ernst Augstein und den Fahrtteilnehmern. Heft Nr. 23511997 - Ã£Polonium-21 und Blei-219 im SÃ¼dpolarmeer NatÃ¼rlich Tracer fÃ¼ biologische und hydrographische Prozesse im OberflÃ¤chenwasse des Antarktischen Zirkumpolarstroms und des Weddellmeeres", von Jana Friedrich Heft Nr. 23611997 - "Determination of atmospheric trace gas amounts and corresponding natural isotopic ratios by means of ground-based FTIR spectroscopy in the high Arctic", by Arndt Meier. Heft Nr. 23711997 - "Russian-German Cooperation: The Expedition TAYMYRISEVERNAYA ZEMLYA 1996, edited by Martin Melles, Birgit Hagedorn and Dmitri Yu. Bolshiyanov Heft Nr. 23811997 -"Life strategy and ecophysiology of Antarctic macroalgae", by Ivan M. Gomez. Heft Nr. 23911997 - -Die Expedition ANTARKTIS Xllll4-5 des Forschungsschiffes ,Polarstern' 1996, herausgegeben von Eberhard Fahrbach und Dieter Gerdes. Heft Nr. 24011997 - Ã£Untersuchunge zur Chrom-Speziation in Meerwasser, Meereis und Schnee aus ausgewÃ¤hlte Gebieten der Arktis", von Heide Giese. Heft Nr. 24111997 - "Late Quaternary glacial history and paleoceanographic reconstructions along the East Greenland continental margin: Evidence from high-resolution records of stable isotopes and ice-rafted debris", by Seung-11 Nam. Heft Nr. 242/1997 - "Thermal, hydrological and geochemical dynamics of the active layer at a continuous permafrost site, Taymyr Peninsula, Siberia", by Julia Boike. Heft Nr. 24311997 - Jur PalÃ¤oozeanographi hoher Breiten: Stellvertreterdaten aus Foraminiferen", von Andreas Mackensen. Heft Nr. 24411997 - "The Geophysical Observatory at Neumayer Station, Antarctica, Geomagnetic and seismological Observations in 1995 and 1996, by Alfons Eckstaller, Thomas Schmidt, Viola Graw, Christian MÃ¼lle and Johannes Rogenhagen. Heft Nr. 24511997 - ,,Temperaturbedarf und Biogeographie mariner Makroalgen - Anpassung mariner Makroalgen an tiefe Temperaturen, von Bettina Bischoff-BÃ¤smann Heft Nr. 24611997 - Ã£Ã–kologisc Untersuchungen zur Fauna des arktischen Meereises", von Christine Friedrich. Heft Nr. 24711997 - ,,Entstehung und Modifizierung von marinen gelÃ¶ste organischen Substanzen", von Berit Kirchhoff. Heft Nr. 24811997 -"Laptev Sea System: Expeditions in 1995", edited by Heidemarie Kassens. Heft Nr. 24911997 - "The Expedition ANTARKTIS Xllll3 (EASIZ I) of RV 'Polarstern' to the eastern Weddell Sea in 1996", edited by Wolf Arntz and Julian Gutt. Heft Nr. 25011997 - Ã£Vergleichend Untersuchungen zur Ã–kologi und BiodiversitÃ¤ des Mega-Epibenthos der Arktis und Antarktis", von Adreas Starmans. Heft Nr. 25111997 - Ã£Zeitlich und rÃ¤umlich Verteilung von Mineralvergesellschaftungen in spÃ¤tquartÃ¤r Sedimenten des Arktischen Ozeans und ihre NÃ¼tzlichkei als Klimaindikatoren wÃ¤hren der Glazialllnterglazial-Wechsel", von Christoph Vogt. Heft Nr. 25211997 - ,,SolitÃ¤r Ascidien in der Potter Cove (King George Island, Antarktis). Ihre Ã¶kologisch Bedeutung und Populationsdynamik", von Stephan KÃ¼hne Heft Nr. 25311997 -"Distribution and role of microprotozoa in the Southern Ocean", by Christine Klaas. Heft Nr. 25411997 - Ã£Di spÃ¤tquartÃ¤ Klima- und Umweltgeschichte der Bunger-Oase, Ostantarktis", von Thomas Kulbe

Heft Nr. 25511997 -"Scientific Cruise Report of the Arctic Expedition ARK-XIIIl2 of RV 'Polarstern' in 1997, edited by Ruediger Stein and Kirsten Fahl. Heft Nr. 25611998 - Ã£Da Radionuklid Tritium im Ozean: MeÃŸverfahre und Verteilung von Tritium im SÃ¼datlanti und im Weddellmeer", von JÃ¼rge SÃ¼ltenfuÃ Heft Nr. 25711998 - Ã£Untersuchunge der SaisonalitÃ¤ von atmosphÃ¤rische Dimethylsulfid in der Arktis und Antarktis", von Christoph Kleefeld. Heft Nr. 25811998 - ,,Bellingshausen- und Amundsenmeer: Entwicklung eines Sedimentationsmodells", von Frank-Oliver Nitsche. Heft Nr. 25911998 -"The Expedition ANTARKTIS-XIVl4 of RV 'Polarstern' in 1997", by Dieter K. FÃ¼tterer Heft Nr. 26011998 - Ã£Di Diatomeen der Laptevsee (Arktischer Ozean): Taxonomie und biogeographische Verbreitung", von Holger Cremer Heft Nr. 26111998 - Ã£Di Krustenstruktur und Sedimentdecke des Eurasischen Beckens, Arktischer Ozean: Resultate aus seismischen und gravimetrischen Untersuchungen", von Estella Weigelt. Heft Nr. 262/1998 - "The Expedition ARKTIS-XI1113 of RV 'Polarstern' in 1997", by Gunther Krause. Heft Nr. 26311998 - ,,Thermo-tektonische Entwicklung von Oates Land und der Shackleton Range (Antarktis) basierend auf Spaltspuranalysen", von Thorsten SchÃ¤fer Heft Nr. 26411998 - Ã£Messunge der stratosphÃ¤rische Spurengase CIO, HCI, 03, N20, H20 und OH mittels flugzeugge- tragener Submillimeterwellen-Radiometrie", von Joachim Urban. Heft Nr. 26511998 - ,,Untersuchungen zu Massenhaushalt und Dynamik des Ronne Ice Shelfs, Antarktis", von Astrid Lambrecht. Heft Nr. 26611 998 - "Scientific Cruise Report of the Kara Sea Expedition of RV 'Akademie Boris Petrov' iri 1997, edited by Jens Matthiessen and Oleg Stepanets. Heft Nr. 26711998 -,,Die Expedition ANTARKTIS-XIV mit FS ,Polarstern' 1997. Bericht vom Fahrtabschnitt ANT-XIV/3", herausgegeben von Wilfried Jokat und Hans Oerter. Heft Nr. 26811998 - Ã£Numerisch Modellierung der Wechselwirkung zwischen AtmosphÃ¤r und Meereis in der arktischen Eisrandzone", von Gerit Birnbaum. Heft Nr. 26911998 - "Katabatic wind and Boundary Layer Front Experiment around Greenland (KABEG '97)", by GÃ¼nthe Heinemann. Heft Nr. 27011998 - "Architecture and evolution of the continental crust of East Greenland from integrated geophysical studies", by Vera Schlindwein. Heft Nr. 27111998 -"Winter Expedition to the Southwestern Kara Sea - Investigations on Formation and Transport of Turbid Sea-Ice", by Dirk Dethleff, Per Loewe, Dominik Weiel, Hartmut Nies, Gesa Kuhlmann, Christian Bahe and Gennady Tarasov. Heft Nr. 272/1998 - ,,FTIR-Emissionsspektroskopische Untersuchungen der arktischen AtmosphÃ¤re" von Edo Becker. Heft Nr. 27311998 - Ã£Sedimentatio und Tektonik im Gebiet des Agulhas RÃ¼cken und des Agulhas Plateaus (,SETA- RAP')", von Gabriele Uenzelmann-Neben. Heft Nr. 27411998 - "The Expedition ANTARKTIS XIVl2, by Gerhard Kattner. Heft Nr. 27511998 - ,,Die Auswirkung der 'NorthEastWatef-Polynya auf die Sedimentation von NO-GrÃ¶nlan und Untersuchungen zur PalÃ¤o-Ozeanographi seit dem Mittelweichsel", von Hanne Notholt. Heft Nr. 27611998 - Ã£Interpretatio und Analyse von Potentialfelddaten im Weddellmeer, Antarktis: der Zerfall des Superkontinents Gondwana", von Michael Studinger. Heft Nr. 27711998 -,,Koordiniertes Programm Antarktisforschung". Berichtskolloquium im Rahmen des Koordinierten Programms ,,Antarktisforschung mit vergleichenden Untersuchungen in arktischen Eisgebieten", herausgegeben von Hubert Miller. Heft Nr. 27811998 - Ã£Messun stratosphÃ¤rische Spurengase Ã¼be NY-Alesund, Spitzbergen, mit Hilfe eines bodengebundenen Mikrowellen-Radiometers", von Uwe Raffalski. Heft Nr. 27911998 -"Arctic Paleo-River Discharge (APARD). A New Research Programme of the Arctic Ocean Science Board (AOSB)", edited by Ruediger Stein. Heft Nr. 28011998 - ,,Fernerkundungs- und GIS-Studien in NordostgrÃ¶nland von Friedrich Jung-RothenhÃ¤usler Heft Nr. 28111990 - ,,Rekonstruktion der OberilÃ¤chenwassermasse der Ã¶stliche Laptevsee im HolozÃ¤ anhand von aquatischen Palynomorphen", von Martina Kunz-Pirrung. Heft Nr. 28211998 - "Scavenging of "'Pa and "OTh in the South Atlantic: Implications for the use of the 231PaPTh ratio as a paleoproductivity proxy", by Hans-JÃ¼rge Walter. Heft Nr. 28311998 - Ã£Sediment im arktischen Meereis - Eintrag, Charakterisierung und Quantifizierung", von Frank Lindernann. Heft Nr. 28411998 - ,,Langzeitanalyse der antarktischen Meereisbedeckung aus passiven Mikrowellendaten", von Christian H. Thomas. Heft Nr. 28511998 - Ã£Mechanisme und Grenzen der Temperaturanpassung beim Pierwurm Arenicola marina (L.)", von Angela Sommer. Heft Nr. 28611998 - ,,EnergieumsÃ¤tz benthischer Filtrierer der Potter Cove (King George Island, Antarktis)", von Jens Kowalke. Heft Nr. 28711998 - "Scientific Cooperation in the Russian Arctic: Research from the Barents Sea up to the Laptev Sea", edited by Eike Rachor.

Heft Nr. 28811998 - ,,Alfred Wegener. Kommentiertes Verzeichnis der schriftlichen Dokumente seines Lebens und Wirkens", von Ulrich Wutzke. Heft Nr. 28911998 -"Retrieval of Atrnospheric Water Vapor Content in Polar Regions Using Spaceborne Microwave Radiometry", by Jungang Miao. Heft Nr. 29011998 - Ã£Strukturell Entwicklung und Petrogenese des nÃ¶rdliche KristallingÃ¼rtel der Shackleton Range, Antarktis: Proterozoische und Ross-orogene Krustendynamik am Rand des Ostantarktischen Kratons", von Axel Brornmer. Heft Nr. 29111998 - Ã£Dynarni des arktischen Meereises - Validierung verschiedener RheologieansÃ¤tz fÃ¼ die Anwendung in Klirnamodellen", von Martin Kreyscher. Heft Nr. 29271998 - ,,Anthropogene organische Spurenstoffe im Arktischen Ozean, Untersuchungen chlorierter Bi- phenyle und Pestizide in der Laptevsee, technische und methodische Entwicklungen zur Probenahme in der Arktis und zur Spurenstoffanalyse", von Sven Utschakowski. Heft Nr. 29311998 - Ã£Rekonstruktio der spÃ¤tquartÃ¤r Klima- und Umweltgeschichte der Schirmacher Oase und des Wohlthat Massivs (Ostantarktika)", von Markus Julius Schwab. Heft Nr. 29411998 - ,,Besiedlungsrnuster der benthischen Makrofauna auf dem ostgrÃ¶nlÃ¤ndisch Kontinentalhang", von Klaus Schnack. Heft Nr. 29511998 - ,,GehÃ¤useuntersuchunge an pianktischen Foraminiferen hoher Breiten: Hinweise auf UrnweltverÃ¤nderunge wÃ¤hren der letzten 140.000 Jahre", von Harald Hommers. Heft Nr. 29611998 - "Scientific Cruise Report of the Arctic Expedition ARK-XIIIII of RV 'Polarstern' in 1997, edited by Michael Spindler, Wilhelm Hagen and Dorothea StÃ¼bing Heft Nr. 29711998 - ,,Radiometrische Messungen im arktischen Ozean - Vergleich von Theorie und Experiment", von Klaus-Peter Johnsen. Heft Nr. 298111998 -"Patterns and Controls of COo Fluxes in Wet Tundra Types of the Taimyr Peninsula, Siberia - the Contribution of Soils and Mosses", by Martin Sornrnerkorn. Heft Nr. 29911998 -"The Potter Cove coastal ecosystem, Antarctica. Synopsis of research performed within the frarne of the Argentinean-German Cooperation at the Dallmann Laboratory and Jubany Station (Kind George Island, Antarctica, 1991 - 1997)", by Christian Wiencke, Gustavo Ferreyra, Wolf Arntz & Carlos Rinaldi. Heft Nr. 30011999 -"The Kara Sea Expedition of RV 'Akademik Boris Petrov' 1997: First Results of a Joint Russian- Gerrnan Pilot Study", edited by Jens Matthiessen, Oleg V. Stepanets, Ruediger Stein, Dieter K. FÃ¼tterer and Eric M. Galimov. Heft Nr. 30111999 - "The Expedition ANTARKTIS XVl3 (EASIZ II)", edited by Wolf E. Arntz and Julian Gutt. Heft Nr. 302/1999 - ,,Sterole irn herbstlichen Weddellmeer (Antarktis): GroBrÃ¤umig Verteilung, Vorkommen und Um- satz", von Anneke MÃ¼hlebach Heft Nr. 30311999 - Ã£Polar stratosphÃ¤risch Wolken: Lidar-Beobachtungen, Charakterisierung von Entstehung und Entwicklung", von Jens Biele. Heft Nr. 30411999 - ,,SpÃ¤tquartÃ¤ PalÃ¤oumweltbedingunge am nÃ¶rdliche Kontinentalrand der Barents- und Kara- See. Eine Multi-Pararneter-Analyse", von Jochen Knies. Heft Nr. 30511999 -"Arctic Radiation and Turbulence Interaction Study (ARTIST)", by JÃ¶r Hartmann, Frank Albers, Stefania Argentini, Axel Bochert, Ubaldo Bonafe, Wolfgang Cohrs, Alessandro Conidi, Dietrnar Freese, Teodoro Geor- giadis, Alessandro Ippoliti, Lars Kaleschke, Christof LÃ¼pkes Uwe Maixner, Giangiuseppe Mastrantonio, Fabrizio Raveg- nani, Andreas Reuter, Giuliano Trivellone and Angelo Viola. Heft Nr. 30611999 -"German-Russian Cooperation: Biogeographic and biostratigraphic investigations on selected sediment cores from the Eurasian continental rnargin and marginal seas to analyze the Late Quaternary climatic variability", edited by Robert R. Spielhagen, Max S. Barash, Gennady I. Ivanov, and JÃ¶r Thiede. Heft Nr. 30711999 - Ã£Struktu und Kohlenstoffbedarf des Makrobenthos am Kontinentaihang OstgrÃ¶nlands" von Dan Seiler. Heft Nr. 30811999 - "ARCTIC '98: The Expedition ARK-XIV/la of RV 'Polarstern' in 1998", edited by Wilfried Jokat. Heft Nr. 30911999 - Ã£VariabilitÃ der arktischen Ozonschicht: Analyse und Interpretation bodengebundener Millimetenvellenrnessungen", von BjÃ¶rn-Marti Sinnhuber. Heft Nr. 31011999 - =Rekonstruktion von Meereisdrift und terrigenem Sedimenteintrag irn SpÃ¤tquartÃ¤ Schwermineral- assoziationen in Sedimenten des Laptev-See-Kontinentalrandes und des zentralen Arktischen Ozeans", von Marion Behrends. Heft Nr. 31 111999 - ,,Pararneterisierung atmosphÃ¤rische Grenzschichtprozesse in einem regionalen Klimamodell der Arktis", von Christoph Abegg. Heft Nr. 312/1999 - ,,Solare und terrestrische Strahlungswechselwirkung zwischen arktischen EisflÃ¤che und Wolken", von Dietrnar Freese. Heft Nr. 31311999 -"Snow accurnulation on EkstrÃ¶rnisen Antarctica", by Elisabeth Schlosser, Hans Oerter and Wolfgang Graf. Heft Nr. 31411999 - Ã£Di Expedition ANTARKTIS XV/4 des Forschungsschiffes ,Polarstern' 1998", herausgegeben von Eberhard Fahrbach. Heft Nr. 31511999 -"Expeditions in Siberia in 1998", edited by Volker Rachold. Heft Nr. 31611 999 - ,,Die postglaziale Sedimentationsgeschichte der Laptewsee: schwermineralogische und sedimentpetrographische Untersuchungen", von Bernhard Peregovich. Heft-Nr. 31711999 - Ã£Adaptio an niedrige Temperaturen: Lipide in Eisdiatomeen", von Heidi Lehrnal. Heft-Nr. 31811999 - ,,Effiziente parallele LÃ¶sungsverfahre fÃ¼ elliptische partielle Differentialgleichungen in der numerischen Ozeanrnodellierung", von Natalja Rakowsky.

Heft-Nr. 31911999 - "The Ecology of Arctic Deep-Sea Copepods (Euchaetidae and Aetideidae). Aspects of their Distribution, Trophodynamics and Effect on the Carbon Flux", by Holger Auel. Heft-Nr. 32011999 - "Modellstudien zur arktischen stratosphÃ¤rische Chemie im Vergleich mit MeÃŸdaten" von Veronika Eyring. Heft-Nr. 32111999 - "Analyse der optischen Eigenschaften des arktischen Aerosols", von Dagmar Nagel. Heft-Nr. 32211999- "Messungen des arktischen stratosphÃ¤rische Ozons: Vergleich der Ozonmessungen in ~ ~ - A l e s u n d , Spitzbergen, 1997 und 1998", von Jens Langer. Heft-Nr. 32311999- "Untersuchung struktureller Elemente des sÃ¼dÃ¶stlich Weddellmeeres 1 Antarktis auf der Basis mariner Potentialfelddaten", von Uwe F. Meyer. Heft-Nr. 32411999- "Geochemische Verwitterungstrends eines basaltischen Ausgangsgesteins nach dem spÃ¤tpleistozane GletscherrÃ¼ckzu auf der Taimyrhalbinsel (Zentralsibirien) - Rekonstruktion an einer sedimentÃ¤re Abfolge des Lama Sees", von Stefanie K. Harwart. Heft-Nr. 32511999 - "Untersuchungen zur Hydrologie des arktischen Meereises - Konsequenzen fÃ¼ den kleinskaligen Stofftransport", von Johannes Freitag. Heft-Nr. 32611999 - "Die Expedition ANTARKTIS XIVl2 des Forschungsschiffes 'Polarstern' 1998", herausgegeben von Eberhard Fahrbach. Heft-Nr. 32711999 - "Gemeinschaftsanalytische Untersuchungen der Harpacticoidenfauna der Magellanregion, sowie erste similaritÃ¤tsanalytisch Vergleiche mit Assoziationen aus der Antarktis", von Kai Horst George. Heft-Nr. 32811999 - "Rekonstruktion der PalÃ¤o-Umweltbedingunge am Laptev-See-Kontinentalrand wÃ¤hren der beiden letzten Glazial/Interglazial-Zyklen anhand sedimentologischer und mineralogischer Untersuchungen", von Claudia MÃ¼ller Heft-Nr. 32911999- "RÃ¤umlich und zeitliche Variationen atmosphÃ¤rische Spurengase aus bodengebundenen Messungen mit Hilfe eines Michelson interferometers", von Justus Notholt. Heft-Nr. 33011999 - "The 1998 Danish-German Excursion to Disko Island, West Greenland", edited by Angelika Brandt, Helge A. Thomsen, Henning Heide-Jergensen, Reinhard M. Kristensen and Hilke Ruhberg. Heft-Nr. 33111999 - "Poseidon" Cruise No. 243 (Reykjavik - Greenland - Reykjavik, 24 August - 11 September 1998): Climate change and the Viking-age fjord environment of the Eastern Settlement, sw Greenland", by Gerd Hoffmann, Antoon Kuijpers, and JÃ¶r Thiede. Heft-Nr. 33211999- "Modeling of marine biogeochemical cycles with an emphasis on vertical particle fluxes", by Regina Usbeck. Heft-Nr. 33311999 - "Die Tanaidaceenfauna des Beagle-Kanals und ihre Beziehungen zur Faunades antarktischen Festlandsockels", von Anja Schmidt, Heft-Nr. 33411999 - "D-AminosÃ¤ure als Tracer fÃ¼ biogeochemische Prozesse im FluÃŸ-Schelf-Ozean-Syste der Arktis", von Hans Peter Fitznar. Heft-Nr. 33511999 - "Ã–kophysiologisch Ursachen der limitierten Verbreitung reptanter decapoder Krebse in der Antarktis", von Markus Frederich. Heft-Nr. 33611999 - "Ergebnisse der Untersuchung des grÃ¶nlÃ¤ndisch Inlandeises mit dem elektromagnetischen Reflexionsverfahren in der Umgebung von NGRIP", von Fidan GÃ¶ktas Heft-Nr. 33711999 - "Paleozoic and mesozoic tectono-thermal history of central Dronning Maud Land, East Antarctica, - evidence from fission-track thermochronology", by Stefanie Meier. Heft-Nr. 33811999- "Probleme hoher Stoffwechselraten bei Cephalopoden aus verschiedenen geographischen Breiten", von Susanne Zielinski. Heft-Nr. 33911999- "The Expedition ARKTIS XV/1 ", edited by Gunther Krause. Heft-Nr. 34011999- "Microbial Properties and Habitats of Permafrost Soils On Taimyr Peninsula, Central Siberia", by Nicole Schmidt. Heft-Nr. 34111999 - "Photoacclimation of phytoplankton in different biogeochemical provinces of the Southern Ocean and its significance for estimating primary production", by Astrid Bracher. Heft-Nr. 34211999 - "Modern and Late Quaternary Depositional Environment of the St. Anna Trough Area, Northern Kara Sea", edited by Ruediger Stein, Kirsten Fahl, Gennadij I. Ivanov, Michael A. Levitan, and Gennady Tarasov. Heft-Nr. 34311999- "ESF-IMPACT Workshop/Oceanic impacts: mechanisms and environmental perturbations, 15-17 April 1999 in Bremerhaven", edited by Rainer Gersonde and Alexander Deutsch. Heft-Nr. 34411999- "Die Klimageschichte der hohen nÃ¶rdliche Breiten seit dem mittleren MiozÃ¤n Hinweise aus sedimentologischen-tonmineralogischen Analysen (ODP Leg 151, zentrale FramstraÃŸe)" von Amelie Winkler. Heft-Nr. 34511999 - "Kurzfristige Klimaschwankungen im Scotiameer und Ergebnisse zur ~albungsgeschichte der Antarktis wÃ¤hren der letzten 200000 Jahre", von Annette Hofmann. Heft-Nr. 34612000 - "Glazialmarine Sedimentationsentwicklung am westantarktischen Kontinentalrand im Amundsen- und Bellingshausenmeer - Hinweise auf PalÃ¤oumweltverÃ¤nderung wÃ¤hren der quartÃ¤re Klimazyklen", von Claus-Dieter Hillenbrand. Heft-Nr. 34712000 - "Zur Ã–kologi des Phytoplanktons im arktischen Laptevmeer - ein jahreszeitlicher Vergleich", von Kirsten Tuschling. Heft-Nr. 34812000- "Untersuchungen zum Fettstoffwechsel des SÃ¼dliche See-Elefanten (Mirounga leonina L.) in der Antarktis", von Sven Ramdohr. Heft-Nr. 34912000 - "Licht- und TemperatureinfluÃ auf den enzymatischen Oxidationsschutz der antarktischen Eisdiatomee Entomoneis kufferathii Manguin", von Raimund Schriek.

Heft-Nr. 350/2000 - "Die Expedition ARKTIS XV/3 des Forschungsschiffes 'Polarstern' 1999", herausgegeben von Ursula Schauer. Heft-Nr. 351/2000 - "Dissolution kinetics of biogenic silica in marine environments", by Dirk Rickert. Heft-Nr. 352/2000 - "Geometrie und Kinematik des tertiÃ¤re Deckenbaus im West Spitzbergen Falten- und ÃœberschiebungsgÃ¼rte Br@ggerhalv@ya, Svalbard", von Kerstin Saalmann. Heft-Nr. 353/2000 - "Zur Ã–kologi der Benthos-Foraminiferen der Potter Cove (King George Island, Antarktis)", von Michaela Mayer, Heft-Nr. 354/2000- "Expeditions in Siberia in 1999" edited by Volker Rachold. Heft-Nr. 355/2000 - "Temperaturrekonstruktion im Tropischen Atlantik fÃ¼ das Letzte Glaziale Maximum: CLIMAP neu betrachtet", von Carsten Porthun. Heft-Nr. 356/2000- "Niederfrequente VariabilitÃ¤ groÃŸrÃ¤umig atmosphÃ¤rische Zirkulationsstrukturen in spektralen Modellen niederer Ordnung", von Antje Weisheimer. Heft-Nr. 357/2000- "Late Quaternary paleoclimatic reconstructions along the Eurasian continental margin", by Hans Peter Kleiber. Heft-Nr. 358/2000 - "Holocene environmental history of East Greenland - evidence from lake sediments", by Bernd Wagner. Heft-Nr. 35912000 - "Scientific Gooperation in the Russian Arctic: Ecology of the White Sea with Emphasis on its Deep Basin", edited by Eike Rachor. Heft-Nr. 360/2000- "Scientific Cruise Report of the Joint Russian-German Kara-Sea Expedition of RV 'Akademik Boris Petrov' in 1999", edited by Ruediger Stein and Oleg Stepanets. Heft-Nr. 361/2000- "Planktic foraminifer ecology and stable isotope geochemistry in the Arctic Ocean: implications from water column and Sediment surface studies for quantitative reconstructions of oceanic parameters.", by Renate Volkmann. Heft-Nr. 362/2000 - "Eisbohrkernuntersuchungen zur rÃ¤umliche und zeitlichen VariabilitÃ¤ von Temperatur und Niederschlagsrate im SpÃ¤tholozÃ in Nordgronland", von Matthias Schwager. Heft-Nr. 363/2000 - "Benthische Peracarida (Crustacea, Malacostraca) des arktischen Mellemfjordes, West-GrÃ¶nland" von Anne-Nina LÃ¶rz Heft-Nr. 364/2000 - "Die Expeditionen ANTARKTIS XVI/3-4 des Forschungsschiffes 'Polarstern' 1999", herausgegeben von Ulrich Bathmann, Victor Smetacek und Manfred Reinke. Heft-Nr. 365/2000 - "Organic carbon in Late Quaternary sediments: Responses to paleoenvironmental changes in the Laptev and Kara seas (Arctic Ocean)", by Bettina Boucsein. Heft-Nr. 366/2000- "FlugzeuggestÃ¼tzt Topographie- und Schweremessung: MeÃŸsyste und Anwendung auf die Region FramstraÃŸe Spitsbergen und Nordostgronland", von Tobias Boebel. Heft-Nr. 367/2000 - "Messung dielektrischer Eigenschaften polarer Eiskerne", von Frank Wilhelms. Heft-Nr. 368/2000 - "The Expedition ARKTIS-XV/2 of RV 'Polarstern' in 1999'' edited by Wilfried Jokat. Heft-Nr. 369/2000 - "Interpretation seismischer und gravimetrischer Daten des Weddellmeeres, Antarktis", von Johannes Rogenhagen. Heft-Nr. 37012000 - "Struktureigenschaften und Nahrungsbedarf der Zoobenthosgemeinschaften im Bereich des LomonossowrÃ¼cken im Arktischen Ozean", von Hendrik Deubel. Heft-Nr. 371/2000 - "Die Rolle der Schneebedeckung fÃ¼ die Kryptogamen-Vegetation in der maritimen Antarktis (Potter-Halbinsel), King George Island)", von Jana Barbro Winkler. Heft-Nr. 372/2000 - "Biodiversity of the Weddell Sea: macrozoobenthic species (demersal fish included) sampled during the expedition ANT Xllll3 (EASIZ I) with RV 'Polarstern"', edited by Julian Gutt, Boris I. Sirenko, Wolf E. Arntz, Igor S. Smirnov, and Claude De Broyer. Heft-Nr. 373/2000 - "Benthische Foraminiferen im Boreas-Becken, Gronlandsee: Verbreitung und palÃ¤o-ozeanographisch Rekonstruktionen fÃ¼ die letzten 450.000 Jahre", von Sabine Magnus. Heft-Nr. 374/2000 - "Scherwellendoppelbrechungsanalyse von Registrierungen der Stationen des seismologischen Netzwerkes an der Neumayer Station, Antarktis: Seismische Anisotropie und die tektonische Entwicklung des Kontinentalrandes Queen Maud Lands", von Christian MÃ¼ller Heft-Nr. 375/2000 - ,,,Effects of enhanced UV-radiation on photosynthesis of Arctic/cold-temperate macroalgae", by Kai Bischof. Heft-Nr. 376/2000 - "SaisonalitÃ¤ und kurzperiodische VariabilitÃ¤ des Seesalz-Aerosols und des bodennahen Ozons in der Antarktis (Neumayer-Station) unter BerÃ¼cksichtigun der Meereisbedeckung", von JÃ¶r Hofmann.

Ab dem Heft-Nr. 377 erscheint die Reihe unter dem Namen: ,,Berichte zur Polar- und Meeresforschung"

Heft-Nr. 377/2000 - "Rekrutierungsmuster ausgewÃ¤hlte Wattfauna nach unterschiedlich strengen Wintern" von Matthias Strasser. Heft-Nr. 378/2001 - "Der Transport von WÃ¤rme Wasser und Salz in den Arktischen Ozean", von Boris Cisewski. Heft-Nr. 379/2001 - "Analyse hydrographischer Schnitte mit Satellitenaltimetrie", von Martin Losch. Heft-Nr. 380/2001 - "Die Expeditionen ANTARKTIS XVI/1-2 des Forschungsschiffes POLARSTERN 1998/1999", herausgegeben von Eberhard Fahrbach und Saad EI Naggar. Heft-Nr. 381/2001 - "UV-Schutz- und Reparaturmechanismen bei antarktischen Diatomeen und Phaeocystis antarctica", von Lieselotte Riegger.

Heft-Nr. 38212001 - "Age determination in polar Crustacea using the autofluorescent pigment lipofuscin", by Bodil Bluhm. Heft-Nr. 38312001 - "Zeitliche und rÃ¤umlich Verteilung, HabitatsprÃ¤ferenze und Populationsdynamik benthischer Copepoda Harpacticoida in der Potter Cove (King George Island, Antarktis)", von Gritta Veit-KÃ¶hle Heft-Nr. 38412001 - "BeitrÃ¤g aus geophysikalischen Messungen in Dronning Maud Land, Antarktis, zur Auffindung eines optimalen Bohrpunktes fÃ¼ eine Eiskerntiefbohrung", von Daniel Steinhage. Heft-Nr. 38512001 - "Actinium-227 als Tracer fÃ¼ Advektion und Mischung in der Tiefsee", von Walter Geibert. Heft-Nr. 38612001 - "Messung von optischen Eigenschaften troposphÃ¤rische Aerosole in der Arktis", von Rolf Schumacher.

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Messung von optischen Eigenschaften tropospharischer ... · Lp to 11011- 110th mechanisrns are...

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