Bachelorarbeit Rebecca Kohl - Goethe-Universität
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Inhaltsverzeichnis<br />
1. Zusammenfassung ......................................................................................... 3<br />
2. Theorie ............................................................................................................ 4<br />
2.1 Wolkenkondensationskeime ...................................................................... 4<br />
2.2 Köhlertheorie ............................................................................................. 4<br />
2.3 Eiskeime und ihre Bildung ......................................................................... 7<br />
2.4 Bergeron-Findeisen-Prozess ..................................................................... 9<br />
2.5 Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen ........................ 12<br />
3. Einleitung ...................................................................................................... 14<br />
3.1 Aerosolpartikel ......................................................................................... 14<br />
3.2 Einfluss der Aerosolpartikel auf das Klima ............................................... 17<br />
3.2.1 Direkter Effekt .................................................................................... 18<br />
3.2.2 Indirekter Effekt ................................................................................. 18<br />
3.2.3 Semidirekter Effekt ............................................................................ 19<br />
3.3 Motivation ................................................................................................ 20<br />
4. Messgeräte und ihre Messmethoden ............................................................ 22<br />
4.1 Messstation: Taunus Observatorium Kleiner Feldberg ............................ 22<br />
4.2 Scanning Mobility Particle Sizer (SMPS) Spectrometer ........................... 23<br />
4.3 Wolkenkondensationskeimzähler (engl. Cloud Condesation Nuclei (CCN)<br />
Counter) ......................................................................................................... 26<br />
4.4 Elektrostatischer Aerosolabscheider........................................................ 31<br />
4.5 FRIDGE (Frankfurt Ice Nuclei Deposition Freezing Experiment) ............. 33<br />
4.6 Meteorologische Größen (HLUG-Container und DWD-Messfeld) ........... 37<br />
5. Auswertung der Messergebnisse und ihr zeitlicher Verlauf .......................... 39<br />
5.1 zeitlicher Verlauf der Messergebnisse ..................................................... 39<br />
5.2 Analyse der CCN-Konzentrationen und ihr zeitlicher Verlauf .................. 40<br />
5.3 Aktivierungsdurchmesser ........................................................................ 47<br />
5.4 Hygroskopischer Parameter κ ................................................................. 52<br />
5.5 Vergleich der CCN- und der Partikelanzahlkonzentrationen .................... 54<br />
1
5.6 Eiskeime .................................................................................................. 55<br />
5.7 Vergleich der IN- und CCN-Konzentration ............................................... 64<br />
6. Diskussion der Messergebnisse ................................................................... 66<br />
7. Danksagung .................................................................................................. 68<br />
Abbildungsverzeichnis ...................................................................................... 69<br />
Tabellenverzeichnis .......................................................................................... 73<br />
Literaturverzeichnis ........................................................................................... 74<br />
Anhang ............................................................................................................. 78<br />
2
1. Zusammenfassung<br />
Atmosphärische Aerosolpartikel, die als Wolkenkondensationskeime (CCN) o-<br />
der als Eiskeime dienen, sind von zentraler Bedeutung für den Wasserkreislauf<br />
und das Klima. Um die Effekte von Aerosolen in meteorologischen Modellen zu<br />
erfassen, sind Kenntnisse der räumlichen und zeitlichen Verteilung von CCN<br />
und IN erforderlich.<br />
Im Rahmen dieser <strong>Bachelorarbeit</strong> wurden die Partikelgrößenverteilung, CCN-<br />
Konzentrationen und IN-Konzentrationen am Kleinen Feldberg im Taunus ge-<br />
messen. Für die größenaufgelösten Messungen von CCN- Aktivierungskurven<br />
wurde ein CCN-Zähler mit kontinuierlichem Durchfluss vom Institut für Tropo-<br />
sphärenforschung, Leipzig, bei fünf verschiedenen Übersättigungen (S = 0,1%;<br />
0,2%; 0,3%; 0,4% und 0,6%) verwendet. Aus den Messdaten konnte der Akti-<br />
vierungsdurchmesser für die jeweiligen Übersättigungen kalkuliert werden. Un-<br />
ter Verwendung der Köhlergleichung und des berechneten Aktivierungsdurch-<br />
messers konnte der effektive Hygroskopizitätsparameter κ abgeleitet werden,<br />
der den Einfluss der chemischen Zusammensetzung auf die CCN-Aktivität der<br />
Partikel beschreibt. Dieser Wert lag im Mittel bei 0.16.<br />
Die beobachteten CCN-Konzentrationen wurden mit verschiedenen meteorolo-<br />
gischen Parametern und der gemessenen Partikelgrößenverteilungen vergli-<br />
chen. Es wurde eine Abhängigkeit der CCN-Konzentrationen von der relativen<br />
Feuchte, Lufttemperatur und Globalstrahlung festgestellt.<br />
Die Messungen der Eiskeimkonzentration am Taunusobservatorium wurden mit<br />
dem Verfahren einer Vakuum-Diffusionskammer durchgeführt. Die Darstellung<br />
des angewandten Messverfahrens und die Analyse der Messergebnisse wer-<br />
den in dieser Arbeit genauer erläutert. Bei der Bewertung der IN-<br />
Konzentrationen wurden Rückwärtstrajektorien verwendet.<br />
Abschließend wurden die CCN- und IN-Konzentrationen anhand einer Kreuz-<br />
korrelation miteinander verglichen<br />
3
2. Theorie<br />
2.1 Wolkenkondensationskeime<br />
In der Atmosphäre kondensieren Wassertröpfchen auf einer Menge von Parti-<br />
keln, wie zum Beispiel Staub, Ruß, Salz und organischen Komponenten. Parti-<br />
kel, an denen Wasser bei einer gegebenen Übersättigung heterogen keimbil-<br />
dend wirkt und flüssige Wolkentropfen bildet, werden als Wolkenkondensati-<br />
onskeime (engl. Cloud Condensation Nuclei, CCN) bezeichnet. Die meisten<br />
Aerosolpartikel können als CCN dienen. Es gibt jedoch unter anderem auch<br />
Dieselrußpartikel (meist schwarzer <strong>Kohl</strong>enstoff mit Schmieröl). Diese Diesel-<br />
rußpartikel sind verhältnismäßig hydrophob (wasserabweisend), so dass Was-<br />
ser atmosphärisch nicht in der Lage ist auf ihnen zu kondensieren. Die Anzahl<br />
von CCNs in der Atmosphäre beeinflusst die Wolkeneigenschaften, welche ih-<br />
rerseits wiederum das Klima beeinflussen. Vor allem Wolken, die unter einer<br />
höheren CCN-Konzentration gebildet wurden, haben mehrere und kleinere<br />
Tropfen, als die Wolken, die unter geringeren Tropfenkonzentrationen entstan-<br />
den sind. Durch Wolken mit mehreren und kleinen Tropfen wird mehr Sonnen-<br />
licht reflektiert. Auf der globalen Skala betrachtet fördern diese Wolken die pla-<br />
netare Abkühlung, somit wirken sie der Erwärmung von Treibhausgasen entge-<br />
gen und haben einen langlebigeren Effekt auf das Klima [Ziemann, 2009].<br />
Die heterogene Nukleation und das Wachstum von einem CCN zu einem Wol-<br />
kentröpfchen, ist die CCN-Aktivierung. Der entscheidende Größenbereich für<br />
eine CCN-Aktivierung liegt bei 40 bis 120 nm [Dusek et al., 2006]. Ob ein einzi-<br />
ges CCN bei einer gegeben Größe zu einem Wolkentropfen aktiviert wird hängt<br />
hauptsächlich von vier Parametern ab: die umgebende Übersättigungsrate, die<br />
kritische Übersättigungsrate, der kritische Wachstumsradius und die Kondensa-<br />
tion zur Verfügung stehenden Zeit (Lebenszeit der Wolke). Der erste Parameter<br />
hängt von den umgebenden Bedingungen ab und die letzten zwei werden aus<br />
der Köhlergleichung hergeleitet [Seinfeld und Pandis, 2006].<br />
2.2 Köhlertheorie<br />
Die Köhlertheorie verknüpft die Gleichgewichtsbalance von einem hygrosko-<br />
pisch wachsenden Tröpfchendurchmesser Dp mit der Sättigungsrate S von<br />
4
Wasser, an seiner Oberfläche (Köhler, 1921). Im Folgenden wird die Köhler-<br />
gleichung nach [Seinfeld und Pandis, 2006; Kreidenweis et al., 2005] ausge-<br />
drückt:<br />
� = �<br />
��<br />
= � ∙ �� = exp ( �����/� ) ∙ �<br />
�<br />
� (1)<br />
�����<br />
K ist der Kelvinterm und �w ist der Raoultterm oder die Wasseraktivität. Der<br />
Kelvinterm beschreibt σs/a die Oberfächenspannung (Kraft pro Länge um ein<br />
Mol aus der Oberfläche zu entfernen), diese hängt von � � der Dichte des Was-<br />
sers, � � der molekularen Masse von Wasser, R der idealen Gaskonstante, T<br />
der Temperatur und von � � dem Durchmesser des Tropfens ab [Wex und<br />
Stratmann, 2008].<br />
Aus der Sättigungsrate S wird die Übersättigung, SS=(S-1)*100% bestimmt.<br />
Eine Zeichnung von der Übersättigung SS, gegen den Durchmesser Dp wird<br />
Köhlerkurve (siehe Abbildung 1) genannt und das Maximum wird als die soge-<br />
nannte kritische Übersättigung SSc bezeichnet.<br />
Abbildung 1: Köhlerkurven von NaCl- und (NH4)2SO4- Partikeln mit verschiedenen trockenen Durchmessern<br />
� �(0,05 ;0,1 und 0,5 µm). Die Übersättigung wird als Sättigung minus eins definiert. Eine Übersättigung<br />
von 1% ist gleich der relativen Feuchtigkeit von 101% (Quelle: Seinfeld und Pandis, 2006)<br />
Die Abbildung 1 zeigt den Wasserdampfdruck über Natriumchlorid- und Ammo-<br />
niumsulfattropfen. Es herrschen zwei gegensätzliche Effekte für kleiner wer-<br />
dende Tröpfchen. Bei Zunahme des Sättigungsdampfdruckes durch den Kel-<br />
5
vineffekt wirkt der Krümmungseffekt dominierend und bei der Abnahme des<br />
Sättigungsdampfdruckes aufgrund des Raoultschen Gesetzes der Lösungsef-<br />
fekt.<br />
Die Beziehung zwischen dem Wassergehalt des Tropfens und der Wasserakti-<br />
vität kann der hygroskopische Parameter κ beschreiben:<br />
�<br />
��<br />
= 1 + ���<br />
��<br />
Hier ist Vs das lösliche Volumen (trockene Partikelvolumen) und Vw das Was-<br />
servolumen. Der wasserlösliche Volumenanteil bezeichnet denjenigen Anteil<br />
am Gesamtvolumen eines Aerosolpartikels, der in flüssigem Wasser löslich ist.<br />
Hierbei wird das Aerosol im trockenen Zustand betrachtet. Kombiniert man nun<br />
die Gleichungen (1) und (2) erhält man die „κ-Köhlertheorie“ [Petters und Krei-<br />
denweis, 2007]:<br />
�� = �� � �<br />
����� �� �<br />
������(���) exp (<br />
6<br />
(2)<br />
��� ��<br />
�<br />
������<br />
) (3)<br />
Ddry ist der Durchmesser der trockenen Partikel. Fügt man in die Gleichung (3)<br />
ein κ für ein Partikel mit dem Durchmesser Ddry ein, erhält man die kritische<br />
Übersättigung, SSc. Niedrige κ -Werte deuten darauf hin, dass sich das Partikel<br />
weniger-hygroskopisch oder weniger CCN-aktiv verhält, da die Wasseraufnah-<br />
merate sehr gering ist. Der „hygroskopische Wachstumsfaktor“ bezieht sich auf<br />
die Hygroskopizität eines Aerosols, also seine Eigenschaft, in Abhängigkeit von<br />
der Umgebungsfeuchte Wassermoleküle aus der Gasphase anzulagern. Die<br />
am größten feuchtigkeitsbindenden Arten, die in Aerosolen der umgebenen Luft<br />
gefunden wurden, haben einen maximalen κ -Wert von circa 1,4. Ist κ = 0 be-<br />
deutet dies, dass die Partikel unlösbar in Wasser sind. Der hygroskopische Pa-<br />
rameter kann wiederum auch mit der beobachteten kritischen Übersättigung für<br />
den entsprechenden trockenen Durchmesser bestimmt werden [Petters und<br />
Kreidenweis, 2007]:<br />
K =<br />
��³<br />
��� ������²���<br />
� = �� �/���<br />
����<br />
(5)<br />
(4)
Der κ -Wert steigt mit wachsendem Partikeldurchmesser beziehungsweise mit<br />
abnehmender Übersättigung. Die Variabilität der κ -Werte wächst mit zuneh-<br />
mender Übersättigung, verbunden mit dem abnehmenden Durchmesser der<br />
Wolkenkondensationskeimen [Jurányi et al., 2011].<br />
2.3 Eiskeime und ihre Bildung<br />
Eiskristalle können sich entweder durch homogenes oder heterogenes Frieren<br />
von Aerosolpartikeln oder durch eine Kombination beider Prozesse bilden [Vali,<br />
1999]. Von homogener Eisnukleation spricht man, wenn entweder reine Was-<br />
sertröpfchen oder vollständig flüssige Lösungströpfchen ab einer Temperatur<br />
von -40°C (Hobbs, 1995) gefrieren. Bei diesem Proze ss sind keine Aerosolpar-<br />
tikel als Nukleationskeime notwendig. Zur Bildung von Eiskristallen bei höheren<br />
Temperaturen muss eine Wechselwirkung in der Atmosphäre mit geeigneten<br />
Aerosolpartikeln stattfinden, um eine Eiskristallation einzuleiten. Aerosolpartikel,<br />
die diese Eigenschaften besitzen, werden als Eiskeime (engl. Ice Nuclei, IN)<br />
bezeichnet. Ist eine unlösliche, feste Oberfläche beteiligt, so spricht man von<br />
heterogener Eisnukleation [Klein, 2010; Seinfeld und Pandis, 2006; Jackson,<br />
2005]. Die Mechanismen der Eispartikelbildung werden in vier verschiedene<br />
Moden eingeteilt (siehe Abbildung 2) [Vali, 1999]:<br />
7
Abbildung 2: schematische Darstellung der vier unterschiedlichen Eisnukleationsmoden in der Atmosphäre<br />
(Depositions-, Immersions-, Kondensations- und Kontaktgefrieren) (Quelle: Vali 1999)<br />
Das Depositionsgefrieren findet bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt statt.<br />
Es bilden sich direkt bei der Anlagerung von Wasserdampf auf festen Eiskei-<br />
men Eiskristalle bei eisgesättigten Bedingungen. Eine andere Gefriermode ist<br />
das Immersionsgefrieren. Hier ist zuerst ein Tropfen mit einem ungelösten Be-<br />
standteil oder Einschluss vorhanden, der dann bei Unterschreitung der Aktivie-<br />
rungstemperatur als Eiskeim dient. Schlägt sich der Wasserdampf dagegen bei<br />
wassergesättigten Bedingungen zuerst flüssig auf einem festen Partikel nieder<br />
und gefriert sofort anschließend, liegt das sogenannte Kondensationsgefrieren<br />
vor. Kollidiert ein Wassertropfen mit einem Eiskeim und gefriert dadurch spon-<br />
tan, spricht man von Kontaktgefrieren.<br />
Da die Anzahl der Aerosolpartikel, die als Eiskeim wirksam sind, stark tempera-<br />
turabhängig ist, wirken verschiedene Substanzen unterschiedlich gut als Eis-<br />
keime. Die meisten Eiskeime bestehen aus Mineralstaub oder metallischen Par-<br />
tikeln [DeMott et al., 2003]. Ein weiterer entscheidender Parameter für die Akti-<br />
vierungsbedingungen atmosphärischer Eiskeime ist die Luftfeuchtigkeit. Er-<br />
reicht die Temperatur einen Wert unterhalb des Gefrierpunktes unterscheidet<br />
man zwischen der relativen Feuchte bezogen auf Eis oder Wasser. Es kann ein<br />
8
Luftpaket übersättigt in Bezug auf Eis sein, auch wenn die relative Feuchte da-<br />
bei jedoch noch unterhalb der Wassersättigung liegt. Im Allgemeinen steigt bei<br />
einer atmosphärischen Aerosolprobe die Eiskeimkonzentration mit wachsender<br />
Feuchte und sinkender Aktivierungstemperatur [Klein, 2010]. Das Magono-Lee-<br />
Diagramm (siehe Abbildung 3) zeigt, dass je nach Übersättigung und Tempera-<br />
tur sich viele verschiedene Eiskristalle bilden können.<br />
Abbildung 3: Bildung unterschiedlicher Eiskristalle in Abhängigkeit von Temperatur und Übersättigung<br />
(Quelle: Libbrecht, 2005)<br />
2.4 Bergeron-Findeisen-Prozess<br />
In den Breitengraden Mitteleuropas bilden die sogenannten Mischphasenwol-<br />
ken, die aus Eisteilchen und unterkühlten Wassertröpfchen bestehen, eine we-<br />
sentliche Voraussetzung für die Entstehung von Niederschlägen. Die Tempera-<br />
turen liegen dabei in einem Bereich zwischen -10°C und -35°C. Die Eisteilchen<br />
in diesem Temperaturbereich entstehen zunächst durch heterogene Nukleation<br />
an Eiskeimen (primäre Eisbildung). Durch reine Kondensation können Wolken-<br />
tröpfchen bis maximal zur Größe von Sprühregentropfen anwachsen, deren<br />
9
Durchmesser zwischen 100 und 500 µµm liegen. Sind in einer Wolke gleichzeitig<br />
Eispartikel und flüssige Wolkentröpfchen vorhanden, wachsen die Eispartikel<br />
auf Kosten der unterkühlten Tröpfchen. Dies ist eine Folge des unterschiedli-<br />
chen Sättigungsdampfdrucks über einer Eis- und einer Wasseroberfläche. Bei<br />
gleicher Temperatur ist dieser über Eis geringer als über flüssigem Wasser<br />
(siehe Abbildung 4). Während die Luft bezüglich der Eisphase also schon über-<br />
sättigt ist und Wasserdampf auf den Eispartikeln zu deponieren beginnt, ver-<br />
dunstet Wasser von den flüssigen Tröpfchen der gleichen Temperatur.<br />
Abbildung 4: Phasendiagramm von Wasser. Die Grenzlinien beschreiben die Gleichgewichtspartialdrucke<br />
bei Koexistenz mehrerer Phasen. Die blaue gestrichelte Linie stellt die Dampfdruckkurve von flüssigem,<br />
unterkühltem Wasser dar. (Quelle: Seinfeld und Pandis 2006)<br />
Dieser Prozess, der von Wegener (1911) erstmals beschrieben und unter der<br />
Bezeichnung Bergeron–Findeisen–Prozess bekannt wurde, ist bei einer Tem-<br />
peratur von -12°C am effektivsten, da hier die Diff erenz der Sättigungsdampf-<br />
drücke maximal wird. Wenn die Anzahldichte der Eispartikel kleiner ist als die<br />
der Wolkentröpfchen, entstehen verhältnismäßig große Eispartikel, die beim<br />
Fallen durch wärmere Luftschichten schmelzen und den Boden als Regentrop-<br />
fen erreichen. Gleichzeitig kann das Wachstum der Eispartikel auch durch Be-<br />
10
eifen stattfinden. Dabei sammeln fallende Eispartikel unterkühlte Wolkentröpf-<br />
chen auf und wachsen dadurch an (siehe Abbildung 5).<br />
Abbildung 5: Bergeron-Findeisen-Prozess (Quelle: Lutgens und Tarbuck, 2010)<br />
Nach der primären Eisbildung kann es durch Prozesse, wie Bereifung der Eis-<br />
kristalle, Zersplittern von Eispartikeln, zu einer Erhöhung der Konzentration von<br />
Eispartikeln in einem Luftpaket kommen. Diese Mechanismen werden als se-<br />
kundäre Eisbildung definiert. In der Abbildung 6 werden Entwicklungsvorgänge<br />
veranschaulicht, die sich in der Atmosphäre an die primäre Eisbildung an-<br />
schließen können [Klein, 2010; Seinfeld und Pandis, 2006; Jackson, 2005].<br />
11
Abbildung 6: vereinfachte Darstellung des grundlegenden Prozesses der Niederschlagsbildung in Mischphasenwolken.<br />
(Quelle: Curtius und Bingemer, 2008)<br />
2.5 Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen<br />
Vergleicht man die typischen Aerosolkonzentrationen von Eiskeimen (IN) und<br />
Wolkenkondensationskeimen (CCN) und den gesamten Aerosolpartikeln, ist<br />
deutlich zu sehen (siehe Abbildung 7), dass die Eiskeimkonzentration nur einen<br />
sehr geringen Anteil der Aerosolpartikelkonzentrationen einnimmt. Des Weite-<br />
ren ist noch unklar, inwiefern die Wolkenkondensationskeimkonzentrationen<br />
und Eiskeimkonzentrationen voneinander abhängen oder aufeinander aufbau-<br />
en.<br />
12
Abbildung 7: Durchschnittliche Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen und ihre Quellen.<br />
(Quelle: Curtius, J. und Mertes, S.; persönliche Mitteilung)<br />
13
3. Einleitung<br />
Atmosphärische Aerosolpartikel beeinflussen unsere Lebensqualität auf ver-<br />
schiedene Art und Weise. Die Wechselwirkung zwischen Aerosolen und dem<br />
Klimasystem ist eine große Unsicherheit in der Vorhersage des Strahlungsan-<br />
triebes und des zukünftigen Klimas [IPCC, 2007]. Bisher hat man Kenntnisse<br />
gewonnen, dass Aerosole hauptsächlich Wirkungen auf Temperatur- und Nie-<br />
derschlagsmuster auf regionalen und kontinentalen Skalen haben. In städti-<br />
schen Bereichen verschlechtern sie erheblich die Sichtweite. Des Weiteren<br />
können sie unsere Gesundheit verschlechtern, da die feine Partikelfraktion tief<br />
in unsere Lunge eindringen kann. Die feinen Partikel greifen nicht nur unsere<br />
Lunge an, sondern können auch Gewebeentzündungen hervorrufen und das<br />
Risiko von Herz-Kreislauferkrankungen steigern. Ultrafeine Partikel können so-<br />
gar die Nase-Hirn-Schranke passieren und können ins Gehirn gelangen. Diese<br />
gesundheitsschädlichen Faktoren, die durch diese Partikel verursacht werden,<br />
erhöhen laut epidemiologischen Studien die Sterblichkeitsrate der Menschen<br />
[Kulmala et al., 2011; Oberdorster et al., 2004; Brook et al., 2010].<br />
3.1 Aerosolpartikel<br />
„An aerosol is technically defined as a suspension of fine solid or liquid particles<br />
in a gas,…, atmospheric aerosols are generally considered to be the particles<br />
that range in size from a few nanometers (nm) to tens of micrometers (µm) in<br />
diameter.” [Seinfeld und Pandis, 2006]<br />
Es gibt verschiedene Arten von Aerosolen in der Luft: Ruß, Staub, Pollen,<br />
Sporen, Reifenabrieb, Sulfatpartikel, Nitrate, Seesalz, Schwefelsäure, organi-<br />
sche Stoffe und viele mehr. All diese Typen werden durch diese oben genannte<br />
Definition beschrieben. Die Partikelgröße beschreibt als wichtigster Parameter<br />
das Verhalten von Aerosolen, denn alle Eigenschaften von Aerosolen hängen<br />
von der Teilchengröße ab [Hinds, 1999]. Gewöhnlich werden Aerosole in vier<br />
Größenklassen, die auf den Partikeldurchmesser Dp basieren, eingeteilt:<br />
Der Nukleationsmodus (auch Nuclei-Mode genannt) enthält Partikel von einem<br />
Durchmesser kleiner als 10 nm. Danach werden Partikel mit dem Durchmesser<br />
im Größenbereich von über 10 nm bis 100 nm (0,1µm) dem Aitkenmode zuge-<br />
14
ordnet (ultrafeiner Aeroslbereich). Anschließend beginnt der Akkumulationsbe-<br />
reich, hier haben die Partikel einen Durchmesser von 0,1µm bis circa 2,5 µm.<br />
Diese drei Moden werden zusammengefasst als ‚fine particles‘ (feine Teilchen<br />
oder als ‚submicron particles‘ charakterisiert (siehe Abbildung 8). Alle Partikel,<br />
die einen Durchmesser größer als 2,5 µm haben, sind dem groben ( engl. coar-<br />
se-) Modus zugehörig beziehungsweise sind ‚supermicron particle‘ [Seinfeld<br />
und Pandis, 2006; Hussein, 2005].<br />
Allgemein entstehen die Submicron-Partikel und groben Partikel durch unter-<br />
schiedliche Mechanismen getrennt. Aerosolpartikel können durch trockene De-<br />
position aus der Atmosphäre eliminiert werden und sedimentieren an der Erd-<br />
oberfläche oder sie werden durch nasse Deposition aufgrund von Niederschlag<br />
ausgewaschen. Primäre Aerosolpartikel werden direkt in die Atmosphäre emit-<br />
tiert. Werden Teilchen jedoch erst in der Atmosphäre durch die „Gas-zu-<br />
Partikel-Umwandlung“ gebildet, wie zum Beispiel Sulfatpartikel, werden sie se-<br />
kundäres Aerosol bezeichnet [Hussein, 2005].<br />
15
Abbildung 8: schematische Darstellung der atmosphärischen Partikelgrößenverteilung: Quellen, Moden,<br />
Bildung und Entfernungsmechanismen der Partikel werden gezeigt. (Quelle: Hussein, 2005)<br />
Die Nukleation bildet nur sehr kleinen Partikeln. Durch Koagulation und Kon-<br />
densation können die Nukleationsmode-Partikel wachsen. Die Koagulationsrate<br />
hängt von der Partikelanzahlkonzentration und die Kondensationsrate von der<br />
Oberfläche der Partikel und der Übersättigung der kondensierenden Dampf-<br />
phase ab. Deshalb nimmt die Kondensations- und Koagulationsrate mit stei-<br />
gender Partikelgröße bis circa 1µm ab. Grobe Partikel werden durch Zerbre-<br />
chen größerer Partikel in kleinere bzw. durch Aufwirbelung, gebildet. Die untere<br />
Grenze ist circa bei 1µm, da mit abnehmender Partikelgröße immer mehr Ener-<br />
gie zum Zerbrechen in kleinere Einheiten notwendig ist. Es gibt jedoch noch<br />
weitere Quellen wie grobe Partikel gebildet werden können. Möglichkeiten zur<br />
groben Partikelbildung wären zum Beispiel Windverwehungen, Autoverkehr,<br />
16
Abriss von Gebäuden, Evaporation von Meeresgischt etc. [Hussein, 2005; Kul-<br />
mala et al., 2004]<br />
3.2 Einfluss der Aerosolpartikel auf das Klima<br />
Aerosole sind eine wichtige Komponente in verschiedenen Modellen. Sie neh-<br />
men direkten Einfluss auf die Strahlungsbilanz der Erde durch Streuung und<br />
Absorption der solaren und infraroten Strahlung in die Atmosphäre ein. Die drei<br />
größten Effekte, durch die die Atmosphäre durch Aerosolpartikel beeinflusst<br />
wird, werden in dem IPCC-Bericht (2007) beschrieben: der direkte Effekt, der<br />
indirekte Effekt und der semidirekte Effekt. In Abbildung 9 sind die Strahlungs-<br />
antriebe der anthropogenen und natürlichen Effekte dargestellt. Die dünnen<br />
schwarzen waagrechten Balken zeigen die Unsicherheit von jedem Teil inner-<br />
halb der verwendeten Klimamodelle. Deutlich ist zu sehen, dass die größte Un-<br />
sicherheit im Strahlungsantrieb von der Komponente der gesamten Aerosole<br />
entspringt. Diese beinhalten den direkten und indirekten Effekt. Indirekt wirken<br />
sie auf die Strahlung durch Wolkenbildung, wobei der sogenannte Wolkenalbe-<br />
do-Effekt eine große Rolle spielt. Dieser Effekt wurde im Bericht des IPCC<br />
(2007) als schlecht erforscht klassifiziert.<br />
Abbildung 9: Bedeutende Komponenten des global gemittelten Strahlungsantriebes (W/m²). Die dünnen<br />
schwarzen Linien stellen den Größenbereich der Unsicherheit für die jeweiligen Werte dar. Die Werte des<br />
Strahlungsantriebes zeigen den Einfluss der Strahlungskraft (in W/m²) zusammen mit der typischen geo-<br />
17
graphischen Ausdehnung und der Beurteilung des Grades des wissenschaftlichen Verständnisses<br />
(GDWV). Vulkanische Aerosole werden aufgrund ihrer episodischen Erscheinung nicht betrachtet. (Quelle:<br />
IPCC, 2007)<br />
3.2.1 Direkter Effekt<br />
Der direkte Effekt beschreibt die Streuung und Absorption der kurzwelligen und<br />
langwelligen Strahlung durch Aerosolpartikel. Dieser Vorgang ändert die Strah-<br />
lungsbilanz der Erde und ist von der Zusammensetzung der Partikel abhängig<br />
(siehe Abbildung 10). Zurückgestreutes Licht geht direkt wieder in den Welt-<br />
raum zurück und kann nicht die Erdoberfläche erreichen. Der Wirkungsgrad<br />
eines Aerosols hängt von seiner Anzahlkonzentration, dem Winkel zwischen<br />
der Sonne und den Partikeln, den optischen Eigenschaften von Partikel und der<br />
Partikelgröße ab. Falls das Partikel dunkel ist, wie zum Beispiel Rußaerosolpar-<br />
tikel (engl. black carbon), wird IR-Strahlung der Erde absorbiert und - abhängig<br />
von der Höhe des Aerosols in der Atmosphäre - erscheint ein positiver Rück-<br />
kopplungsmechanismus. Dieser Rückkopplungsmechanismus führt zu einer<br />
Erwärmung der umgebenden Luft.<br />
Die Größe der Strahlungsantriebes (Einheit: W/m²) hängt von der Reflektivität<br />
der darunterliegenden Oberfläche ab. Die Reflektivität einer Oberfläche, wird<br />
als Albedo bezeichnet und wird charakterisiert durch den Anteil der Strahlung,<br />
der reflektiert wird. Eine Oberfläche mit einer hohen Albedo ist zum Beispiel<br />
eine Schneefläche. Sie absorbiert nicht so viel Strahlung wie die dunkle Ober-<br />
fläche eines Ozeans. Der Nettoeffekt des globalen Aerosols ist kühlend mit ei-<br />
nem negativen Strahlungsantrieb von - 0,5 W/m² (- 0.9 W/m² bis - 0.1 W/m²)<br />
[IPCC 2007; Seinfeld und Pandis, 2006].<br />
3.2.2 Indirekter Effekt<br />
Der indirekte Effekt ist der Mechanismus, bei dem die Aerosole den Strah-<br />
lungsantrieb indirekt durch veränderte mikrophysikalische Eigenschaften der<br />
Wolken beeinflussen. Manche Aerosolpartikel nehmen bei hoher relativer<br />
Feuchtigkeit (RH) Wasser auf und haben die Fähigkeit als CCN oder IN zu wir-<br />
ken. Diese Partikel sind somit verantwortlich für die Bildung von Wolkentröpf-<br />
chen. Die Fähigkeit eines Aerosols als CCN zu wirken, hängt von der Größe,<br />
18
der chemischen Zusammensetzung in der Luft ab (Penner et al., 2001). Anthro-<br />
pogene Veränderungen der CCN-Anzahlkonzentration ändern die Wolkenei-<br />
genschaften und beeinflussen so das Klima. Die Niederschlagsrate einer Wolke<br />
kann durch die Anzahl von Partikeln beeinflusst werden.<br />
a) Erster indirekter Effekt: Wolkenalbedo- oder Twomey-Effekt:<br />
Der erste indirekte Effekt beschreibt den Einfluss der Aerosolanzahlkonzentrati-<br />
on auf Wolken (siehe Abbildung 10). Es wird angenommen, dass der Wasser-<br />
gehalt konstant bleibt. Mit einer höheren CCN-Anzahlkonzentration wird das<br />
vorhandene Wasser, aufgrund der höheren Anzahl und kleinerer Tröpfchengrö-<br />
ße, über eine größere Oberfläche verteilt und die Reflektivität der solaren Strah-<br />
lung, als Wolkenalbedo benannt, steigt an. Durch diesen Prozess werden mehr<br />
kleinere Tropfen in den warmen Wolken gebildet (Twomey, 1977). Aus dem<br />
ersten indirekten Effekt resultiert eine Kühlung der gesamten Erde.<br />
Insgesamt wird von anthropogenen Aerosolen bei indirektem Wolkenalbedo-<br />
Effekt eine kühlende Wirkung von -0.7 W/m² (- 1,8 W/m² bis - 0,3 W/m²) erwar-<br />
tet (siehe Abbildung 9).<br />
b) Zweiter indirekter Effekt: Wolkenlebensdauer-Effekt (engl. Cloud-<br />
lifetime effect)<br />
Bei dem zweiten indirekten Effekt wird angenommen, dass der Wassergehalt<br />
variabel ist. Die Wolkentröpfchen müssen eine bestimmte Tröpfchengröße<br />
haben, um zu einem Regentropfen anwachsen zu können. Falls die Wolkenpar-<br />
tikelgrößenverteilung sich zu kleineren Wolkentropfen ändert, wird der Nieder-<br />
schlag reduziert (siehe Abbildung 10). Diese Unterdrückung von Tropfenwachs-<br />
tum führt zu längerlebigen Wolken (Albrecht, 1989). So trägt der zweite indirek-<br />
te Effekt auch zur Kühlung der Atmosphäre bei.<br />
3.2.3 Semidirekter Effekt<br />
Der semidirekte Effekt beschreibt die Absorption von kurzwelliger Strahlung<br />
durch troposphärische Aerosole. Dieser Effekt hängt von der chemischen Zu-<br />
sammensetzung und von dem Durchmesser der Partikel ab. Die Absorption der<br />
einfallenden Sonnenstrahlung in der Atmosphäre führt in jedem Fall zu einer<br />
19
Verringerung der Einstrahlung an der Erdoberfläche und somit zu einer Abküh-<br />
lung am Erdboden. Erwärmt wird lediglich die Atmosphäre, die von den jeweili-<br />
gen Aerosolen umgeben ist. Dies führt dort zur Änderung der relativen Feuch-<br />
tigkeit und Stabilität der Atmosphäre. Falls die Partikel sich innerhalb eines<br />
Wolkentropfens befinden und dabei solare Strahlung absorbieren, steigt dort die<br />
Temperatur an und die Wolkentropfen verdampfen. Die Wolkenmächtigkeit wird<br />
dadurch reduziert und es kommt zu einer Erwärmung der Erdoberfläche und zu<br />
einer Erwärmung der Atmosphäre, wo die Partikel solare Strahlung absorbieren<br />
[IPCC, 2007].<br />
Abbildung 10: Schematisches Schaubild der verschiedenen Strahlungsmechanismen verbunden mit<br />
Wolkeneffekten, die in Verbindung mit Aerosolen stehen (abgewandelt von Haywood und Boucher (2000).<br />
Die schwarzen kleinen Punkte stellen die Aerosolpartikel dar; die größeren offenen Kreise Wolkentropfen.<br />
Die geraden Linien zeigen die einfallende und reflektierte solare Strahlung und die gewellten Linien die<br />
terrestrische Strahlung an. Die weißen Kreise geben die Wolkentröpfchenkonzentration an. Die unbeeinflussten<br />
Wolken beinhalten größere Wolkentropfen sowie nur natürliche Aerosole, diese können als CCN<br />
wirken, während die durch gesteigerte Aerosolkonzentration beeinflussten Wolken einer größere Anzahl<br />
an kleineren Wolkentropfen sowie natürliche und anthropogene Aerosole, ebenso CCN wirksam, enthalten.<br />
Die vertikalen grauen Striche stellen den Regen dar und die Abbkürzung LWC (engl. liquid water<br />
contents) bedeutet flüssiger Wassergehalt. (Quelle: IPCC, 2007)<br />
3.3 Motivation<br />
Die Unsicherheiten des Beitrages zum Strahlungsantrieb durch Aerosole sind<br />
viel höher als die Unsicherheiten bei den Treibhausgasen. Wenn sich die mik-<br />
rophysikalischen Eigenschaften der Wolken (Tröpfchengröße, Tröpfchendichte,<br />
Wolkenlebensdauer) ändern, dann ändern sich ihre Strahlungseigenschaften,<br />
und somit ändert sich das Ausmaß ihres Klimaeinflusses [Lohmann und Feich-<br />
ter, 2005]. Folglich ist es von großer Wichtigkeit, Forschung im Bereich der Ae-<br />
20
osol-Wolken-Interaktion zu fördern, um Klimamodelle zu verbessern und so<br />
zuverlässigere Klimavorhersagen zu erhalten [IPCC, 2007]. Die Wechselwir-<br />
kung zwischen Aerosolen und Wolken ist stark von der umgebenden Übersätti-<br />
gung von Wasserdampf in der Luft abhängig. Mit dieser <strong>Bachelorarbeit</strong> wird ein<br />
näherer Einblick auf die Partikel in unserer Atmosphäre gegeben und erläutert<br />
wie sie sich verändern, in ihrer Fähigkeit Wasser zu absorbieren und ihrer Akti-<br />
vierung als Wolkenkondensationskeim oder Eiskeim zu wirken. Die Hygroskopi-<br />
zität von Partikeln hat einen großen Einfluss auf die Bildung von Wolken, wel-<br />
che in Änderungen der Oberflächenalbedo resultieren und somit auch in Klima-<br />
änderungen. So sind Messungen von Wolkenkeimen wichtig, um einen klimato-<br />
logischen Blick auf diese atmosphärischen Komponenten gewinnen zu können<br />
[Klein et al., 2009].<br />
21
4. Messgeräte und ihre Messmethoden<br />
4.1 Messstation: Taunus Observatorium Kleiner Feldberg<br />
Die Messstation liegt auf dem Kleinen Feldberg 810 m über dem Meeresspiegel<br />
und 25 km nordwestlich von Frankfurt. Dort befindet sich das Taunus Observa-<br />
torium, eine Einrichtung des Instituts für Atmosphäre und Umwelt der <strong>Goethe</strong>-<br />
<strong>Universität</strong> Frankfurt am Main. Auf der Kuppe des Kleinen Feldberges steht ein<br />
atmosphärenwissenschaftliches Labor (zweistöckiger Containerbau mit einer<br />
Dachplattform) zur Beprobung der Atmosphäre. Ebenso sind auf der Kuppe des<br />
Berges eine automatisierte Wetterstation des Deutschen Wetterdienstes (DWD)<br />
und eine Luftmessstation des Hessischen Landesamtes für Umwelt und Geolo-<br />
gie (HLUG), diese Stationen verfügen über aktuelle Wetter- und Luftverunreini-<br />
gungsdaten. Dieser Messstandort befindet sich im Naturpark Hochtaunus nörd-<br />
lich des Rhein-Main-Gebietes. Die Lage des Kleinen Feldbergs ist in der Karte<br />
in Abbildung 11 dargestellt:<br />
Abbildung 11: Kartenausschnitt der ADAC Autokarte Deutschland Blatt 9: Saarland – Hunsrück – Pfälzerwald<br />
–Spessart – Odenwald, Maßstab 1:20000<br />
22
Dieser Standort wird als Hintergrundstation angesehen, da sie vom lokalen Ein-<br />
fluss direkter beziehungsweise anthropogener Quellen entkoppelt ist (Quass,<br />
2008). Der Vorteil ist, dass die Messergebnisse nicht nur von lokalen Faktoren<br />
abhängig sind und daher auf größere Regionen übertragbar sind [Klein, 2010].<br />
4.2 Scanning Mobility Particle Sizer (SMPS) Spectrometer<br />
Im Rahmen dieser <strong>Bachelorarbeit</strong> wurde die Anzahlgrößenverteilung von Aero-<br />
solpartikeln mit einem SMPS Spektrometer in Abhängigkeit des Mobilitäts-<br />
durchmessers bestimmt. Das SMPS Spektrometer befindet sich im Messcon-<br />
tainer und ist ein Messsystem der Serie 3936 der Firma TSI, Trust Science In-<br />
novation. Es setzt sich aus einem bipolaren Auflader (engl. Electrostatic Classi-<br />
fier) Model 3080, einem differenziellen Mobilitäts-Analysator (DMA) Model<br />
3081, einem auf butanolbasierenden Kondensationskernzähler Model 3025A<br />
und der PC-Software Aerosol Instrument Manager für die Steuerung des Sys-<br />
tems zusammen. Dieses System misst die Größenverteilung von Aerosolen von<br />
9,6 nm bis 422 nm in 105 Größenklassen logarithmisch eingeteilt. Das SMPS<br />
Spektrometer ist durch einen Computer automatisiert, der die individuellen In-<br />
strumente kontrolliert und die Datenverdichtung, durch die Benutzung der Aero-<br />
sol Instrument Manager Software durchführt. Es werden vier Scans von 120 s<br />
aufwärts und von 15 s rückwärts gemessen, damit werden dann vier Scans von<br />
10 min per Software gemittelt [TSI Produktinformation, 2008].<br />
Abbildung 12: SMPS Spectrometer mit einem DMA und einem WCPC (Quelle: TSI Produktinformation,<br />
2008)<br />
23
Die Partikel durchströmen zuerst den bipolaren Auflader, in welchem Gasionen<br />
von der radioaktiven Bestrahlung einer 85 Kr-Quelle bipolar aufgeladen werden.<br />
Die positiven und negativen Gasionen diffundieren auf die Oberfläche der Teil-<br />
chen in einer ausreichenden Menge damit sich ein definiertes Ladungsgleich-<br />
gewicht einstellt. Deshalb wird die 85 Kr-Quelle auch als Neutralisator bezeich-<br />
net. Anschließend werden die geladenen Partikel im differentiellen Mobilitäts-<br />
Analysator nach ihrer Beweglichkeit klassifiziert. Der DMA ist ein langer Kon-<br />
densator, der von einer Hülle von partikelfreier Luft laminar durchströmt wird.<br />
Die Geometrie des DMA ist aus praktischen Gründen zylinderförmig gebaut.<br />
Das polydisperse Aerosol gelangt durch eine enge Eintrittsöffnung in den obe-<br />
ren Teil des DMA. Die vertikal zur Strömungsrichtung angelegte Hochspannung<br />
verschiebt die im Trägergas nach unten strömenden geladenen Partikel in Rich-<br />
tung Zentrum. Die Geschwindigkeit dieser Bewegung nach innen ist bestimmt<br />
durch das Gleichgewicht der elektrischen Feldkraft und der Reibungskraft im<br />
Trägergas. Kleine Partikel bewegen sich schneller und die großen Partikel<br />
langsamer, d.h. auf ihrer Bahn nach unten nähern sich die kleinen Partikel dem<br />
Zentrum schneller als die Großen. Am unteren Ende der Zentrumselektrode<br />
befindet sich ein enger Austrittsschlitz, durch welchen nur Teilchen einer be-<br />
stimmten Größe austreten können. Diese Größe kann durch die Einstellung der<br />
Hochspannung variiert werden. Partikel, die kleiner als die dem Austritt ent-<br />
sprechende Größe sind, bleiben an der Zentrumselektrode hängen, die Größe-<br />
ren werden mit der umhüllenden Luft abgepumpt (siehe Abbildung 13). Die<br />
Software steuert nun die anliegende Spannung und steigert sie in definierten<br />
Schritten, d.h. passend für das jeweilige Intervall, bis zum maximalen Wert.<br />
24
Abbildung 13: Flussschemata eines bipolaren Auflader mit einem DMA (Quelle: TSI Produktinformation,<br />
2008)<br />
Danach misst der Kondensationspartikelzähler die aus dem DMA ausgetrete-<br />
nen monodispersen Partikel über einen optischen Streulichtdetektor als Anzahl-<br />
konzentration. Die Nanometer-Partikel, die für eine direkte optische Zählung zu<br />
klein wären, werden auf folgende Weise vergrößert. Das Trägergas wird mit<br />
Butanol gesättigt und anschließend abgekühlt. Die Partikel wirken für das Buta-<br />
nol als Kondensationskerne und um jedes Partikel bildet sich ein großer Trop-<br />
fen. Dadurch wächst die Partikelgröße und das Teilchen lässt sich nach An-<br />
wachsen bis zu einem Durchmesser von 10-13 µm mit dem optischen Laser<br />
zählen. Die PC-Software des SMPS, variiert in wählbaren Scan-Zeiten die<br />
Hochspannung des DMA und ordnet die im CPC gemessene Anzahlkonzentra-<br />
tion dem entsprechenden Mobilitätsdurchmesser zu. Unter Berücksichtigung<br />
aller Parameter wie DMA-Geometrie, Gasflüsse, Ladungsverteilung nach dem<br />
bipolaren Auflader und Scan-Zeiten wird über die Software eine Größenvertei-<br />
25
lung berechnet, die als Anzahl-, geometrische Oberflächen- oder Volumen-<br />
Konzentration darstellbar ist [TSI Produktinformation, 2008].<br />
4.3 Wolkenkondensationskeimzähler (engl. Cloud Condesation Nuclei<br />
(CCN) Counter)<br />
Der Wolkenkondensationskeimzähler, der für dieses Experiment verwendet<br />
wurde, wurde von Droplet Measurement Technologies (DMT) in Boulder, CO,<br />
USA gebaut. Dieser CCN-Counter hat nur eine einzelne 50 cm lange (CCN-<br />
100; siehe Abbildung 14) Wachstumssäule (engl. single growth column). Das<br />
Instrument zählt den Anteil der Aerosolpartikel, die zu Tropfen anwachsen,<br />
wenn sie einer gegebenen Wasserdampfübersättigung (RH > 100%) ausge-<br />
setzt sind [Smith, 2011].<br />
Abbildung 14: CCN-Counter mit einem vorderseitig montierten Touchbildschirm (Quelle: DMT Produktinformation,<br />
2010)<br />
26
Dieses Messgerät ist ein kontinuierlich arbeitendes Durchfluss- (engl. conti-<br />
nuous-flow) Instrument, das in-situ Messungen in einem Übersättigungsbereich<br />
von 0,07% bis 2% erlaubt. Die Übersättigung wird durch eine zylindrische Diffu-<br />
sionskammer mit einem konstanten vertikalen thermischen Gradienten erzeugt.<br />
Von oben nach unten durchlaufen die Partikel das übersättigte Umfeld und<br />
wachsen an. Der Grund dafür ist die Differenz in der Wasserdampf- und Tem-<br />
peraturleitfähigkeit (Temperaturleitfähigkeit < molekulare Diffusivität von Was-<br />
serdampf) [Smith, 2011]. Abhängig von dem Temperaturgradienten und dem<br />
Fluss, der durch die Säule läuft, wird die Übersättigung gesteuert und kann so<br />
auch geändert werden um CCN-Spektren zu erfassen. Zwischen den zwei Ge-<br />
häuseplatten der Säule entwickelt sich eine bekannte Übersättigung. Nach der<br />
Aktivierung beginnt das Partikel rasant anzuwachsen und sedimentiert in dem<br />
beleuchteten Probenraum. Die Kondensationskammer ist mit einem optischen<br />
Partikelzähler verbunden, in dem ein angeschlossenes optisches Detektorsys-<br />
tem (Laser + Fotodiode) die Teilchen zählt, die in der Säule aktiviert wurden<br />
[Roberts und Nenes, 2005]. Der Größenbereich der aktivierten Partikel liegt bei<br />
0,75 bis 10 µm und wird in 20 Größenklassen eingeteilt.<br />
27
Abbildung 15: (a) Wolkenkondensationskeimzähler von DMT, (b) schematische Skizze eines CCN-<br />
Counters (Quelle: Smith, 2011)<br />
Ein Hauptmerkmal des Instrumentes ist die Fähigkeit, die CCN-Aktivierung bei<br />
verschiedenen Aerosolgrößen zu messen. Es ist ein einfaches und robustes<br />
Messgerät und seine flexible Temperaturregelung ermöglicht Messungen mit<br />
einer Vielzahl von Übersättigungen, ohne dass sich eine Umkehrung der Strö-<br />
mung oder andere Änderungen einstellen. Bei Übersättigungen von über 0,1%<br />
sind die Messergebnisse sehr zuverlässig. Die Wachstumszeit für Partikel wäre<br />
bei kleineren Übersättigungen in der Spalte zu lang. Darüber hinaus geht das<br />
Funktionsprinzip davon aus, dass Partikel mit der gleichen kritischen Übersätti-<br />
gung die gleiche Wachstumsrate zeigen werden, wenn sie identischen Übersät-<br />
tigungsfeldern ausgesetzt sind. In Wirklichkeit ist dies nicht unbedingt der Fall<br />
aufgrund von Änderungen nach den Köhler-Kurven und modifizierten Wachs-<br />
tumsraten [Roberts und Nenes, 2005]. Die Messungen wurden vom 28. Sep-<br />
tember 2011 bis 5. Oktober 2011 durchgeführt. Alle zwei Tage wurde frisches<br />
desionisiertes Wasser in die vordere Flasche im CCN-Counter nachgefüllt, da<br />
dieses Wasser verwendet wird um eine Übersättigung durch die zylindrische<br />
28
Diffusionskammer zu ermöglichen. In der hinteren Flasche befindet sich das<br />
Wasser, das durch das Gerät gepumpt wurde und nun entsorgt werden kann. In<br />
diesem Messzeitraum wurden fünf Übersättigungen (0,1%, 0,2%, 0,3%, 0,4%,<br />
und 0,6%) an dem CCN-Counter eingestellt (H.Wex, Institut für Troposphären-<br />
forschung, Leipzig). Das Gerät lief diese acht Messtage durchgehend und er-<br />
fasste kontinuierlich im Sekundentakt Messdaten. Alle zehn Minuten wurde in<br />
Analogie zur SMPS-Zeitauflösung automatisch die Übersättigung am Wolken-<br />
kondensationskeimzähler geändert. Das Kontrollprogramm Single CCN.exe<br />
zeigt die Konzentration der aktivierten Partikel direkt auf dem Computermonitor<br />
an [DMT Produktinformation, 2010]<br />
Das SMPS Spektrometer und der CCN-Counter haben während diesen Mes-<br />
sungen einen gemeinsamen Probeneinlass an der Messcontainerwand gehabt<br />
(siehe Abbildung 16).<br />
Abbildung 16: Probeneinlass an der Messcontainerwand (Markierung durch roten Pfeil)<br />
Zunächst passiert der Probenstrom einen Impaktor. Der Impaktor ist ein grö-<br />
ßenselektives Element, in welchen das Aerosol durch eine Düse geführt wird.<br />
29
Die Aerosolströmung wird durch eine Düse beschleunigt und auf eine flache<br />
Platte gerichtet, wie in der Abbildung 17.<br />
Abbildung 17: Querschnittsansicht eines Trägheitsimpaktor (Quelle: Hinds, 1999)<br />
Die Prallplatte lenkt die Strömung um eine 90°-Bieg ung und zwingt den Aeroso-<br />
len eine abrupte Richtungsänderung auf. Partikel mit ausreichender Trägheit<br />
sind nicht in der Lage den Strömungslinien zu folgen<br />
und schlagen auf der Platte auf. Kleinere Partikel folgen den Strömungslinien<br />
und vermeiden den Kontakt mit der Platte beim Verlassen des Impaktors. Die<br />
Richtungsänderung der Partikel ist bestimmt durch ihre Wechselwirkung mit<br />
dem Gas. In Abhängigkeit ihrer Größe und Dichte wird ein Teil der Partikel an<br />
der Platte abgeschieden. Der Durchmesser, welcher durch diesen Trennpro-<br />
zess definiert wird, wird als aerodynamischen Durchmesser bezeichnet. Die<br />
Größengrenze zwischen abgeschiedenen und an der Platte vorbeiströmenden<br />
Partikeln - der Cut-off-Durchmesser (50% der Partikel bei dieser Größe werden<br />
abgeschieden) - hängt von der Geschwindigkeit in der Düse und dem Druckfall<br />
über der Düse, der Impaktorgeometrie und der Dichte ab. Durch Änderung die-<br />
ser Parameter, üblicherweise durch Druckänderung hinter der Düse wird der<br />
Cut-off-Durchmesser auf einen bevorzugten Wert eingestellt [TSI Produktinfor-<br />
mation, 2008].<br />
Der Luftprobenstrom, der den Impaktor verlässt, wird dann in zwei Ströme auf-<br />
geteilt. Ein Strom fließt dann zu dem SPMS Spektrometer und ein Strom zu<br />
dem CCN-Counter, wie in Abbildung 18 dargestellt.<br />
30
Abbildung 18: Skizze von dem Probeneinlass des SMPS und des CCN-Counter<br />
4.4 Elektrostatischer Aerosolabscheider<br />
Zur IN-Messung wurden Aerosolproben mit einem elektrostatischen Aerosolab-<br />
schneider (engl. Electrostatic Aerosol Collector, EAC) auf Probenträgern ange-<br />
reichert und diese nachfolgend in einer Vakuumdiffusionskammer analysiert.<br />
Das verwendete Einlasssystem (Probeneinlass) des EACs befindet sich auf der<br />
Dachplattform des Messcontainers (siehe Abbildung 19).<br />
31
Abbildung 19: (links) schematische Abbildung des Einlasssystems und des elektrostatischen Aerosolabschneiders<br />
(rechts) Messstandort am Containerdach; roter Pfeil zeigt auf den Sigma-2-Abschneider (Probeneinlass)<br />
(Quelle: Klein, 2010)<br />
Die gesammelte Aerosolprobe aus der Atmosphäre wird dann in den EAC ein-<br />
geleitet und kommt durch einen zentralen Einlass in eine „Dusche“ von Elektro-<br />
nen. Die Elektronen werden durch 12 Golddrähte, konzentrisch ringförmig an-<br />
geordnet, emittiert. Die Aerosole werden dadurch negativ geladen und werden<br />
auf die positiv geladene Oberfläche des Substrates geführt und werden dort<br />
abgelagert. Eine Spannung von 15.000 V wird zwischen den Elektroden ange-<br />
legt. Das Probengefäß besteht aus Borosilikatglas (feuerfestes Glas) und die<br />
Dichtungen und Isolatoren aus Teflon. Die Probenträger, auf denen sich die<br />
geladenen Aerosole deponieren, bestehen aus Silizium und werden auch Wafer<br />
(Dicke: 0,7mm, Durchmesser: 45mm) genannt (siehe Abbildung 20) [Klein et<br />
al., 2010].<br />
32
Abbildung 20: Elektrostatische Aerosolabschneider: Abbildung a) Fotographie, Abbildung b) schematische<br />
Darstellung (Quelle: Klein et al., 2010)<br />
Diese Messungen werden täglich auf dem Kleinen Feldberg durchgeführt. Im<br />
Rahmen dieser <strong>Bachelorarbeit</strong> werden die Aerosolproben aus dem Zeitraum<br />
vom 01. September 2011 bis 01. November 2011 betrachtet.<br />
4.5 FRIDGE (Frankfurt Ice Nuclei Deposition Freezing Experiment)<br />
Die gesammelten Aerosolproben werden bei verschiedenen Aktivierungstempe-<br />
raturen und relativen Feuchten analysiert. Die Analyse umfasst verschiedene<br />
Temperaturwerte mit verschieden eingestellten relativen Luftfeuchten. In der<br />
Tabelle 1 sind die acht verschiedenen Aktivierungsbedingungen aufgetragen,<br />
die für die Analyse der Aerosolproben in der FRIDGE-Kammer (siehe Abbildung<br />
21) festgelegt sind.<br />
33
Aktivierungstemperatur [°C] relative Feuchte Eis [% ] relative Feuchte Wasser [%]<br />
-8 105 97<br />
-8 107 99<br />
-13 106 93<br />
-13 110 97<br />
-13 113 99<br />
-18 111 93<br />
-18 115 96<br />
-18 119 100<br />
Tabelle 1: Aktivierungsbedingungen für die Analyse der Aerosolproben mit FRIDGE<br />
Die FRIDGE-Kammer ist eine statische Vakuumdampfdiffusionskammer zur<br />
Aktivierung und Zählung der Eiskeime, die auf den Wafern gesammelt wurden.<br />
Abbildung 21: (a) Schematische Skizze von FRIDGE (Frankfurt Ice Deposition freezing Experiment)<br />
(Quelle: Bundke et al., 2008) (b) Fotographie von FRIDGE (Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung<br />
IAU Frankfurt)<br />
34<br />
(b)<br />
a)
Für die Messung der IN-Anzahlkonzentration wird der Siliziumwafer in der eva-<br />
kuierten Kammer Temperaturen unterhalb des Gefrierpunkts und der Eisüber-<br />
sättigung ausgesetzt. Aktivierte Eiskeime wachsen zu Eiskristallen an und wer-<br />
den mit einer CCD-Kamera fotografiert und mit LabView automatisch ausge-<br />
zählt (siehe Abbildung 22) [Bundke et al., 2008].<br />
Abbildung 22: Aktivierte Eiskeime, die zu makroskopischen Eiskristallen werden und mit der CCD-<br />
Kamera abgebildet und automatisch gezählt werden. (Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung<br />
IAU Frankfurt)<br />
35
Alle Instrumentenparameter werden über LabView kontrolliert. Die Diffusions-<br />
kammer ist mit einer temperierten und evakuierten Wasserdampfquelle verbun-<br />
den, kann eine Übersättigung erzeugt werden. Durch das vorherige Evakuieren<br />
der Kammer herrscht nun in dieser eine reine Wasserdampfatmosphäre. Somit<br />
kann man den Wasserdampfpartialdruck direkt messen und durch Variation der<br />
Temperatur die Wasserdampfquelle regeln. Die Genauigkeit dieser Methode<br />
wird mit der mittleren relativen Standardabweichung von 12,5% angegeben<br />
[Klein et al., 2010; Bundke et al., 2008].<br />
Abbildung 23: geöffnete Vakuumdiffusionskammer FRIDGE: Die gekühlte Fläche für das Substrat (a) ist<br />
im unteren Bereich und die CCD-Kamera (b), Verbindungen zur Wasserdampfquelle (c), Druckmessungen<br />
(d) und Vakuumpumpe (e) im höhergelegenen Teil der Kammer (Quelle: Klein et al., 2010 )<br />
36
4.6 Meteorologische Größen (HLUG-Container und DWD-Messfeld)<br />
Abbildung 24: Automatische Klimastation des DWD auf dem Kleinen Feldberg (Quelle: Werner Haunold)<br />
Der Deutsche Wetterdienst (DWD) stellte freundlicherweise die Daten der Kli-<br />
mastation Kleiner Feldberg (neben dem Messcontainer) und den detaillierten<br />
Wetterablauf von Hessen zur Verfügung.<br />
Die Messgrößen, Messbereich und Genauigkeit sind in Tabelle aufgelistet.<br />
Tabelle 2: Meteorologische Elemente mit Messbereich, Auflösung und Messgüte einer automatischen<br />
Klimastation des DWD (Quelle: DWD, 2001)<br />
37
Abbildung 25: Luftmessstation des HLUG auf dem kleinen Feldberg<br />
Das Hessische Landesamt für Umwelt und Geologie (HLUG) betreibt eine<br />
Luftmessstation am Kleinen Feldberg, in der auch meteorologische Größen<br />
gemessen werden. Dieser Messcontainer befindet auch auf der Kuppe des<br />
Kleinen Feldberges. Die verwendeten Messgrößen mit Messbereich und Ge-<br />
nauigkeit dieser Station sind in Tabelle 3 aufgelistet:<br />
Tabelle 3: Meteorologische Parameter der Luftmessstation HLUG; Produktinformation von www.hlug.de,<br />
Produktinformation über Messbereich und Genauigkeit vom Hersteller<br />
38
5. Auswertung der Messergebnisse und ihr zeitlicher Verlauf<br />
5.1 zeitlicher Verlauf der Messergebnisse<br />
Um den zeitlichen Verlauf der Messergebnisse analysieren zu können, wird für<br />
die Zeitskala die Einheit DOY(engl. Day Of the Year) verwendet. Möchte man<br />
das jeweilige Datum im Jahr 2011 wissen, kann man mit Hilfe der Tabelle 4 ei-<br />
ne Umrechnung durchführen. Die fett gedruckten Zahlen auf der linken Seite<br />
stellen den Tag des Monats (engl. Day of the Month) dar. Folgt man dem Tag<br />
des Monats über den entsprechenden Monat, findet man den passenden Tag<br />
des Jahres (DOY).<br />
Day of the<br />
Month<br />
Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec<br />
1 1 32 60 91 121 152 182 213 244 274 305 335<br />
2 2 33 61 92 122 153 183 214 245 275 306 336<br />
3 3 34 62 93 123 154 184 215 246 276 307 337<br />
4 4 35 63 94 124 155 185 216 247 277 308 338<br />
5 5 36 64 95 125 156 186 217 248 278 309 339<br />
6 6 37 65 96 126 157 187 218 249 279 310 340<br />
7 7 38 66 97 127 158 188 219 250 280 311 341<br />
8 8 39 67 98 128 159 189 220 251 281 312 342<br />
9 9 40 68 99 129 160 190 221 252 282 313 343<br />
10 10 41 69 100 130 161 191 222 253 283 314 344<br />
11 11 42 70 101 131 162 192 223 254 284 315 345<br />
12 12 43 71 102 132 163 193 224 255 285 316 346<br />
13 13 44 72 103 133 164 194 225 256 286 317 347<br />
14 14 45 73 104 134 165 195 226 257 287 318 348<br />
15 15 46 74 105 135 166 196 227 258 288 319 349<br />
16 16 47 75 106 136 167 197 228 259 289 320 350<br />
17 17 48 76 107 137 168 198 229 260 290 321 351<br />
18 18 49 77 108 138 169 199 230 261 291 322 352<br />
19 19 50 78 109 139 170 200 231 262 292 323 353<br />
20 20 51 79 110 140 171 201 232 263 293 324 354<br />
21 21 52 80 111 141 172 202 233 264 294 325 355<br />
22 22 53 81 112 142 173 203 234 265 295 326 356<br />
23 23 54 82 113 143 174 204 235 266 296 327 357<br />
24 24 55 83 114 144 175 205 236 267 297 328 358<br />
25 25 56 84 115 145 176 206 237 268 298 329 359<br />
26 26 57 85 116 146 177 207 238 269 299 330 360<br />
27 27 58 86 117 147 178 208 239 270 300 331 361<br />
28 28 59 87 118 148 179 209 240 271 301 332 362<br />
29 29 88 119 149 180 210 241 272 302 333 363<br />
30 30 89 120 150 181 211 242 273 303 334 364<br />
31 31 90 151 212 243 304 365<br />
Tabelle 4: Umrechnungstabelle von DOY in das jeweilige Datum; Gelb- markierte DOY-Tage: Messzeitraum<br />
der CCN<br />
39
5.2 Analyse der CCN-Konzentrationen und ihr zeitlicher Verlauf<br />
Die mit dem CCN-Counter gemessenen aktivierten Partikel werden erst ab der<br />
Hälfte des 272. DOY analysiert. Der Wolkenkondensationskeimzähler wurde<br />
am 271. DOY aufgebaut. Das Messinstrument wurde vorher im Institut für Tro-<br />
posphärenforschung (IfT) in Leipzig kalibriert. Nach dem Aufbau musste sich<br />
der CCN-Counter jedoch noch 6 Stunden im Messcontainer „warm“ laufen, da-<br />
mit der Befeuchter (Humidifier siehe Abbildung 15 a) in Kapitel 4.3) die einge-<br />
stellten Übersättigungen für die Wachstumsssäule (engl. growth column) liefern<br />
kann und die richtigen Konzentrationen der aktivierten Partikel anzeigt werden.<br />
Abbildung 26: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen Übersättigungen<br />
auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen<br />
In Abbildung 26 wird die Wolkenkondensationskeimkonzentration pro cm³ für<br />
jede eingestellte Übersättigung dargestellt. Bei einer Übersättigung S von 0,1%<br />
ist die CCN-Konzentration vom 272. DOY bis zum 277. DOY nahezu konstant<br />
und zeigt kaum Variationen auf (siehe roten Linienverlauf bei S = 0,1% in Abbil-<br />
dung 27). Je höher die Übersättigung ist, desto größer ist die Konzentration der<br />
aktivierten Partikel pro cm³. Die verschiedenen Übersättigungen unterscheiden<br />
40
sich zwar in ihrer Anzahlkonzentration, weisen aber einen fast identischen zeit-<br />
lich Verlauf auf (Ausnahme: S= 0.1%).<br />
Während der gesamten CCN-Messzeit, wurde kein Niederschlag von der au-<br />
tomatisierten Klimastation des DWD registriert (siehe Abbildung 27), so konnte<br />
kein Vergleich mit diesem meteorologischen Parameter hergestellt werden. Ei-<br />
ne Aussage über eine Korrelation oder Antikorrelation zwischen der Nieder-<br />
schlagsrate und der Wolkenkondensationskeimkonzentration ist somit nicht<br />
möglich gewesen.<br />
Abbildung 27: registrierte Niederschlagshöhe in mm der DWD Klimastation<br />
Die zeitlichen Verläufe der einzelnen CCN-Konzentrationen weisen ein tägli-<br />
ches Muster auf. Die Anzahl der Wolkenkondensationskeime erreicht am frühen<br />
Mittag meist ihr Minimum und ihr Maximum in der Nacht. Dieses Muster hängt<br />
mit der relativen Feuchtigkeit RH der umgebenden Luft auf dem kleinen Feld-<br />
berg zusammen. Die Luftfeuchtigkeit zeigt in Abbildung 28 einen typischen Ta-<br />
gesgang. Mit Sonnenaufgang nimmt die relative Luftfeuchtigkeit durch die Son-<br />
neneinstrahlung und dem Anstieg der Grenzschichthöhe (Mischungsschicht)<br />
stetig ab, bis sie ihr Minimum erreicht hat. Das Minimum wird je nach Sonnen-<br />
stand und maximaler Mischungsschichthöhe erzielt. In den Abendstunden steigt<br />
die RH durch die Abkühlung der bodennahen Luftschichten bei konstanter<br />
Wasserdampfmenge wieder an. Die RH hängt somit von der Lufttemperatur ab.<br />
Steigt die umgebende Temperatur mit Sonnenaufgang an, dann nimmt die<br />
Wasserdampfmenge, die zur Sättigung benötigt würde, zu. Die Lufttemperatur<br />
erreicht ihr Maximum, wenn die Sonne ihren Höchststand erreicht hat und die<br />
Globalstrahlung ihren maximalen Tageswert hat (siehe Abbildung 29 und 30).<br />
41
Die Konzentration der aktivierten Partikel könnte nicht nur von der RH abhän-<br />
gen, sondern auch von der Lufttemperatur und der Globalstrahlung.<br />
Abbildung 28: Verlauf der relativen Feuchtigkeit in % vom 271. DOY bis zum 277. DOY des HLUG Luftmessnetzes<br />
Abbildung 29: Temperaturverlauf in °C vom 271. DOY bis zum 277. DO Y des HLUG Luftmessnetzes<br />
Abbildung 30: Tagesgang der Globalstrahlung in W/m² vom 271. DOY bis zum 277. DOY des HLUG<br />
Luftmessnetzes<br />
Besonders markant ist der 277. DOY mit seinem hohen Peak. Die außerge-<br />
wöhnlich hohe Anzahlkonzentration von CCN steigt stark um 9:25 Uhr in meh-<br />
reren Größenklassen an. Analysiert man nun verschiedene meteorologische<br />
Parameter, ist anzumerken, dass bei den vorangegangen Messtagen der Wind<br />
aus nordöstlicher bis südöstlicher Richtung kam und zum 277. DOY auf süd-<br />
westliche Richtung gedreht hat. Denkbare Ursache für diese hohe Wolkenkon-<br />
densationskeimkonzentration ist zum Beispiel, dass während der Wind von<br />
42
Südosten auf Südwesten gedreht hat, emittierte Aerosolpartikel von dem In-<br />
dustriepark Frankfurt-Höchst zum kleinen Feldberg transportiert wurden. Am<br />
277. DOY wurden die Gasflaschen des Max-Planck-Instituts, Mainz, am<br />
Messcontainer abgebaut und vom Kleinen Feldberg abtransportiert. Ein weite-<br />
rer Grund für diese hohen CCN-Konzentrationen könnten somit Rußaerosole<br />
eines Lastkraftwagens gewesen sein.<br />
Aufgrund des markanten Peaks wurde die Sulfatkonzentration während dem<br />
gesamten Messzeitraum beobachtet, da Sulfate gut als Wolkenkondensations-<br />
keimen dienen. Die Sulfatkonzentration wies während dem Messzeitraum der<br />
CCN nur sehr kleine Variationen in ihrer Konzentration in Deutschland auf (sie-<br />
he Abbildung 31).<br />
Abbildung 31: Sulfatkonzentration (µg/m³) in Europa am 277.DOY um 12 Uhr (Quelle: NAAPS Plot)<br />
Um die Ursache der hohen CCN-Konzentration herauszufinden, wurden ver-<br />
schiedene Rückwärtstrajektorienanalysen durchgeführt. Rückwärtstrajektorien<br />
können zeigen, woher ein Luftpaket gekommen ist oder wo es seinen Ursprung<br />
hat. Auf der Website des National Oceanic and Atmospheric Administration<br />
(United States Department of Commerce) NOAA kann man Rückwärtstrajekto-<br />
rien mit dem Model HYSPLIT Trajectory berechnen. Für die Anfangsbedingun-<br />
gen 277. DOY 09 UTC und 950 hPa wurde eine Rückwärtstrajektorie von 2 Ta-<br />
43
gen, mit einer Höhenströmung von 850 m angefertigt. Zusätzlich wurde noch<br />
der zeitliche Niederschlagsverlauf hinzugefügt.<br />
Abbildung 32: Rückwärtstrajektorie (in der Höhe von 850m) (2 Tage) vom 4. Oktober 2011; schwarzer<br />
Stern markiert den Messstandort kleiner Feldberg<br />
Wie in Abbildung 32 dargestellt, hat das Luftpaket, das den kleinen Feldberg<br />
um 9 Uhr erreicht, ganz Frankreich mit seinen Aerosolquellen und kurz den at-<br />
lantischen Ozean an der Küste von Frankreich (276. DOY um 18 Uhr) über-<br />
quert. Analysiert man nun Partikelkonzentrationen in Frankreich mit Hilfe der<br />
NRL/ Monterey Aerosol Page, einer offiziellen Website der U.S. Navy, stellt<br />
man fest, dass zu diesem Zeitpunkt an der französischen Küste Rußpartikel<br />
vorhanden waren (siehe Abbildung 33).<br />
44
Abbildung 33: Rußkonzentration (µg/m³) in Europa am 276. DOY um 18 Uhr (Quelle: NAAPS Plot)<br />
Diese Luftmasse könnte einen „Cocktail“ aus Ruß-, Meeressalz und Sulfatparti-<br />
keln beeinhalten, als sie den Messstandort erreichte. Ruß bietet eine optimale<br />
große Oberfläche, an der sich durch die Meeresgischt emittierten Salzteilchen<br />
anlagern können. Die Salzteilchen binden leicht Wasser, somit dann auch die<br />
flüssigen Sulfatpartikel in Deutschland. Da kein Niederschlag zu der Zeit gefal-<br />
len ist, kam es zu keiner Auswaschung der Aerosole.<br />
Abbildung 34: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 276. DOY um 18 UTC und die grauen Pfeile deuten<br />
die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b)<br />
45
Abbildung 35: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 277. DOY um 18 UTC und die grauen Pfeile deuten<br />
die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b)<br />
Des Weiteren bringt das Mineralstaub-Transportmodell DREAM (Dust Regional<br />
Atmospheric Model) zusätzliche Informationen über Staubkonzentrationen in<br />
Europa. Am 3 Oktober 18 UTC zeigt es nördlich von Frankreich und den BeNe-<br />
Lux-Staaten eine geringe Staubkonzentration von Mineralstaub aus der Sahara<br />
an. Laut der Abbildung 34 kommt der Wind aus Westen und so könnte ein<br />
Cocktail aus Mineralstaub- und Seesalzpartikeln das Taunus Observatorium<br />
erreichen. Am 4. Oktober 00UTC befindet sich eine geringe Konzentration von<br />
Staub im Norden Deutschlands, jedoch bilden sich CCN aus wasserlöslichen<br />
Partikeln (siehe Abbildung 35).<br />
Es wurde auch zusätzlich zu den anderen CCN-Messtagen Rückwärtstrajekto-<br />
rien berechnet, jedoch hatte kein Luftpaket vorher eine Region mit Russ- oder<br />
Staubpartikelkonzentrationen durchquert.<br />
Als nächstes wird ein Zusammenhang der CCN- und IN-Konzentrationen zur<br />
regionalen Bodenfeuchte untersucht, die ein mögliches Maß für die Feinstaub-<br />
46
mobilisierung durch Winderosion sein kann. Die Bodenfeuchte ist als nutzbare<br />
Feldkapazität angegeben. Die nutzbare Feldkapazität ist der Teil der Feldkapa-<br />
zität (FK), der von Pflanzen durch ihre Wurzeln aufgenommen werden kann.<br />
Der Zustand, bis zu dem die Pflanzen Wasser entnehmen können, wird als<br />
Welkepunkt (WP) bezeichnet. Die Pflanze kann somit nur Wasser zwischen den<br />
Zuständen Welkepunkt und Feldkapazität nutzen. Die aktuelle Bodenfeuchte<br />
wird in % nFK ausgedrückt, wobei WG der momentane Wassergehalt ist [DWD,<br />
2011]:<br />
% ��� = (�����)<br />
���<br />
Verliert der Boden an Feuchte bzw. an nutzbarer Feldkapazität, wird er trocke-<br />
ner. Durch den Wind können dann immer mehr Staubpartikel aufgewirbelt wer-<br />
den. Betrachtet man sich die Abbildung 36, ist zu erkennen, dass die Boden-<br />
feuchte während dem Messzeitraum nahezu linear abnimmt. Dieser Grund<br />
könnte noch zu dem ausgeprägten Peak am 277. DOY beitragen. Normaler-<br />
weise sind Peaks, die durch Ferntransporte von über 1500 km entstehen, brei-<br />
ter. Diese Situation am Taunus Observatorium wird möglicherweise durch klein-<br />
räumige Transporte bestimmt. Mit der republik- bzw. europaweiten Verteilung<br />
können diese Transporte nicht bestimmt werden und diese Modellergebnisse<br />
berücksichtigen auch nicht alle Sulfatquellen.<br />
Abbildung 36: Verlauf der Bodenfeuchte vom 271. DOY bis zum 277. DOY der DWD Klimastation<br />
5.3 Aktivierungsdurchmesser<br />
Der Aktivierungsdurchmesser Dakt ist der Durchmesser, bei dem 50 % aller Ae-<br />
rosolpartikel als Wolkenkondensationskeime aktiviert werden können. Haben<br />
alle Teilchen eine identische chemische Zusammensetzung, kann der Dakt eines<br />
47<br />
(7)
Aerosols durch die Rückwärtsintegration der gemessenen Partikelgrößenvertei-<br />
lung von großen Partikeln in Richtung kleinere Partikel, bis das Integral bei ei-<br />
ner bestimmten Übersättigung SS auf die CCN-Anzahl stößt, erhalten werden.<br />
Diese Mindestgröße einer solchen Integration ist gleich dem allgemein bezeich-<br />
neten Dakt und entspricht der kleinsten Größe für eine CCN-Aktivierung bei ei-<br />
ner bestimmten Übersättigung. Alle Partikel, die einen Durchmesser größer als<br />
Dakt besitzen, wirken bei einer gegebenen SS als CCN. Eine solche Aktivie-<br />
rungsdurchmesserverteilung kann nur von größenaufgelösten CCN-Messungen<br />
hergeleitet werden. Ein Dakt kann für jede Übersättigung im CCN-Counter durch<br />
folgende Gleichung erhalten werden [Jurányi et al., 2011]:<br />
� ���(��) = − �<br />
���� ��<br />
���� � ����<br />
48<br />
(�)� log �<br />
Dies ist eine Funktion der Zeit, der CCN-Konzentration NCCN bei der jeweiligen<br />
Übersättigung SS und Partikelgrößenverteilung.<br />
Abbildung 37: Zeitreihe der gemessenen Partikelkonzentration mit dem SMPS vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
(6)
Für die Berechnung der Aktivierungsdurchmesser wurden die gemessene Ae-<br />
rosolgrößenverteilung vom SMPS (siehe Abbildung 37) und die Wolkenkonden-<br />
sationskeimanzahl von der jeweiligen Übersättigung vom CCN-Counter ver-<br />
wendet. Die Rückwärtsintegration wurde mit der Software MatLab berechnet.<br />
Der Dakt wurde für jede eingestellte Übersättigung kalkuliert. Schaut man sich<br />
die Abbildungen 38 bis 42 an, erkennt man, dass mit zunehmender Übersätti-<br />
gung der Aktivierungsdurchmesser abnimmt. Dieses Ergebnis war nach [Dusek,<br />
2006] zu erwarten.<br />
Abbildung 38: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,1% vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
49
Abbildung 39: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,2% vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
Abbildung 40: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,3% vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
50
Abbildung 41: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,4% vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
Abbildung 42: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,6% vom 271. DOY bis zum<br />
277. DOY<br />
51
5.4 Hygroskopischer Parameter κ<br />
Mit den Gleichungen (4) und (5) in Kapitel 3.2 wurde nach [Petter und Kreiden-<br />
weis, 2007] für jede Übersättigung die Werte für den hygroskopische Parameter<br />
κ mit der Software MatLab berechnet. Für Ddry in Gleichung (4) wurde der<br />
berechnete Aktivierungsdurchmesser Dakt verwendet. Zusätzlich wurde für die<br />
gesamten κ-Werte der jeweiligen Übersättigung ein „Mean-κ-Wert“ mit dazuge-<br />
höriger Standardabweichung berechnet (siehe Abbildung 43).<br />
Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ (gestrichelte Linie) vom<br />
273. DOY bis zum 277. DOY<br />
52
Abbildung 44: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ (gestrichelte Linie) aller<br />
κ-Werte vom 273. DOY bis zum 277. DOY<br />
Die „mittleren κ-Werte“ nehmen mit zunehmender Übersättigung ab (siehe Ta-<br />
belle 5), somit steigen die κ-Werte mit anwachsendem Aktivierungsdurchmes-<br />
ser. Diese Aussage stimmt mit dem wissenschaftlichen Artikel von [Jurányi et<br />
al., 2011] überein. Eine Ausnahme gibt es jedoch bei der Übersättigung von<br />
0,1%, diese hat den gleichen „mittleren κ-Wert“ wie die Übersättigung von<br />
0,6%. Dies sind wahrscheinlich Messunsicherheiten, da das Messinstrument<br />
nicht vor Ort am Messstandort kalibriert wurde. κ steigt somit zu größeren<br />
Durchmessern hin an. Des Weiteren wurde sowohl der „mittlere κ-Wert“ als<br />
auch der „Median des κ-Wertes“ aller κ-Werte berechnet (siehe Tabelle 6).<br />
Supersaturation 0,1 % 0,2 % 0,3 % 0,4 % 0,6 %<br />
mean_kappa 0,12 0,19 0,19 0,16 0,12<br />
stand_kappa 0,066 0,075 0,071 0,078 0,039<br />
Tabelle 5: „κ-Mittelwerte“ mit ihrer jeweiligen Standardabweichung für jede eingestellte Übersättigung<br />
mean_kappa_tot 0,16<br />
median_kappa_tot 0,14<br />
Tabelle 6: „κ-Mittelwert“ und „Median-κ-Wert“ aller κ-Werte für alle Übersättigungen<br />
53
5.5 Vergleich der CCN- und der Partikelanzahlkonzentrationen<br />
Abbildung 45: Kreuzkorrelation von CCN-Konzentrationen bei bestimmtem Übersättigungen und der<br />
Partikelgrößenverteilung<br />
Es wurde eine Kreuzkorrelation mit MatLab zwischen der CCN-Konzentration<br />
und der Partikelgrößenverteilung berechnet. Die Korrelationsfunktion ist ein<br />
Maß für Ähnlichkeit. Diese Funktion wird dann als Kreuzkorrelation bezeichnet.<br />
Diese Kreuzkorrelation steigt wie in Abbildung 45 zusehen zum Abend hin an<br />
und erreicht ihr Maximum in der Nacht. Die Nukleation der Partikel findet um die<br />
Mittagszeit statt. Diese Teilchen wachsen rasch an bis sie den Aktivierungs-<br />
durchmesser erreicht haben und als CCN dienen können. Dieser Vorgang dau-<br />
ert einige Stunden an und die CCN-Konzentrationen erlangen ihr Maximum<br />
meist in der Nacht (siehe Abbildungen 26 und 37). Durch diesen Zeitversatz ist<br />
in der Korrelation deutlich zu erkennen, wann die Wachstumsrate der Partikel<br />
und die Abschwächung der Partikel anfangen. Mit dieser Korrelation ist deutlich<br />
zu sehen, dass die Wolkenkondensationskeimkonzentration sehr stark von der<br />
Partikelgrößenverteilung abhängt.<br />
54
5.6 Eiskeime<br />
Die ausgewerteten Eiskeimmessdaten vom Taunus Observatorium werden in<br />
den Abbildungen 46 bis 48 graphisch dargestellt.<br />
Abbildung 46: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils einer RH von 105%<br />
und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
Abbildung 47: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -13°C und jeweils einer RH von 106%,<br />
110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
55
Abbildung 48: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -18°C und jeweils einer RH von 111%,<br />
115% und 119% (vom 245. DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
Der Vergleich mit den gesamten IN-Konzentrationen bei verschiedenen Tempe-<br />
raturen und relativen Feuchtigkeiten liefert, dass alle Konzentrationen zeitgleich<br />
ansteigen und abfallen. Eine Korrelation oder Antikorrelation zwischen meteoro-<br />
logischen Parametern und der Eiskeimkonzentrationen festzustellen, ist auf-<br />
grund eines Messwertes pro Tag (zumeist mittags) und eines Messzeitraumes<br />
von 2 Monaten, nicht möglich.<br />
In den Abbildungen 46 bis 48 sind einige markante Peaks, die höhere Eiskeim-<br />
konzentrationen pro Liter anzeigen. Für einige Peaks wurden Rückwärtstrajek-<br />
torien berechnet und die verschiedenen Partikelkonzentrationen auf dem Weg<br />
des bestimmten Luftpaketes untersucht. Die Rückwärtstrajektorie der hohen<br />
Anzahlkonzentration von IN am 266. DOY ging 5 Tage zurück und befand sich<br />
in Kanada an der Hudsonbucht (siehe Abbildung 49).<br />
56
Abbildung 49: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 266. DOY, berechnet von NOAA<br />
Abbildung 50: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m 3 ) über Nordamerika am 262. DOY (Quelle:<br />
NAAPS Plot)<br />
57
Abbildung 51: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 266. DOY (Quelle: NAAPS<br />
Plot)<br />
Dort befand sich nur eine geringe Sulfatkonzentration. Auf dem Weg nach<br />
Deutschland überquerte die Luftmasse den Atlantik und könnte eine hohe Kon-<br />
zentration an Seesalzpartikel enthalten. In Deutschland wurde am 266. DOY<br />
nur eine geringe Sulfatkonzentration gemessen. Während diesem gesamten<br />
zeitlichen Verlauf durchquerte das Luftpaket keine Gegend mit Staub- oder<br />
Rußpartikeln und zur Auswaschung durch Niederschlag kam es auch nicht.<br />
Verfolgt man die Luftmasse vom 293. DOY 5 Tage zurück, sieht man, dass es<br />
sich nördlich von Grönland befand (siehe Abbildungen 50 und 51).<br />
58
Abbildung 52: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 293. DOY, berechnet von NOAA<br />
Abbildung 53: verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 293. DOY (Quelle: NAAPS<br />
Plot)<br />
59
Dort werden jedoch keine NAAPS Plots von verschiedenen Aerosolkonzentrati-<br />
onen erzeugt. Es können auf dem Weg zum kleinen Feldberg wieder einige<br />
Seesalzteilchen mit enthalten gewesen sein, da kaum Niederschlag vorhanden<br />
war. In Deutschland war zum Zeitpunkt des 293. DOY wieder nur eine sehr ge-<br />
ringe Sulfatkonzentration vorhanden (siehe Abbildungen 52 und 53).<br />
Bei den anderen Maxima im zeitlichen Messverlauf sind ebenso keine Beson-<br />
derheiten zu sehen. Durch die Westwindzone kommen nicht nur Luftmassen mit<br />
hohen Eiskeimkonzentrationen vom Atlantik, sondern auch Luftmassen mit<br />
niedrigen Eiskeimkonzentrationen. Ein Beispiel hierfür ist der 270. DOY, dieser<br />
Messtag wurde während einer etwas höheren Sulfatkonzentration in Deutsch-<br />
land durchgeführt (siehe Abbildungen 54 und 55). Sulfatpartikel sind erfah-<br />
rungsgemäß schlecht für die Eiskeimbildung geeignet. Ein Grund für die gerin-<br />
ge Anzahl der Eiskeime könnte somit die höhere Sulfatpartikelkonzentration am<br />
270. DOY in Deutschland sein. Bei diesen amerikanischen Modellsimulationen<br />
des NAAPS basierend auf Emissionskatastern, welche auf vorherige Emissi-<br />
onsstudien basieren, werden ausschließlich die Standardemissionen( Sulfate<br />
aus Verkehr, Heizung und Industrie) angezeigt, keine lokalen punktuellen ho-<br />
hen Quellen.<br />
60
Abbildung 54: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 270. DOY (Quelle: NAAPS<br />
Plot)<br />
Abbildung 55: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 270. DOY, berechnet von NOAA<br />
61
Abbildung 56: Staubkonzentrationen (g/m²) in Europa am 259., 260., 266. Und 293.. DOY; die grauen<br />
Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b)<br />
62
Laut des DREAM-Modells gibt es bei besonders markanten Tagen wie den<br />
250. ,259. ,260. ,266. und 293. DOY (siehe Abbildung 56) mit hoher Eiskeim-<br />
konzentration keine Mineralstaubkonzentrationen in Deutschland, insbesondere<br />
in der Umgebung des Kleinen Feldberges. Auch hier könnten wieder regionale<br />
Bedingungen eine große Rolle spielen, die von diesem Modell nicht erfasst<br />
werden können oder diese Eiskeime bestehen aus einer anderen wasserunlös-<br />
lichen Substanz und nicht aus Mineralstaub aus der Sahara. Eine Interpretation<br />
ist somit sehr schwierig und es sind nur Annahmen möglich.<br />
Abbildung 57: IN-Konzentrationen bei verschiedenen Temperaturen und relativen Feuchtigkeiten<br />
In Abbildung 57 werden nochmal die Eiskeimkonzentrationen zu allen Tempera-<br />
turen und relativen Feuchtigkeiten vom 272. DOY bis zum 282. DOY mit einem<br />
3D-Plot graphisch dargestellt. Es ist zu erkennen, dass bei den einzelnen Tem-<br />
peraturen mit zunehmender relativen Feuchtigkeit die Anzahl der IN pro L an-<br />
steigt.<br />
63
5.7 Vergleich der IN- und CCN-Konzentration<br />
Abschließend wurden die Wolkenkondensationskeimkonzentrationen und die<br />
Eiskeimkonzentrationen zusammen gegen die Zeit (271. DOY bis 278. DOY)<br />
aufgetragen. Die Legende in der Abbildung 58 zeigt, welches Symbol für CCN-<br />
Konzentration und IN-Konzentration steht.<br />
Abbildung 58: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum 278. DOY<br />
Die CCN-Konzentrationen sind mindestens um den Faktor 100 höher als die IN-<br />
Konzentrationenen. Es scheint jedoch, als hätten die Wolkenkondensations-<br />
keim- und Eiskeimkonzentrationen ein ähnliches Muster beim zeitlichen Verlauf.<br />
64
Abbildung 59: Kreuzkorrelation von CCN- und IN-Messdaten; gelber Bereich: Standardabweichung<br />
Die Kreuzkorrelation zeigt, dass eine Korrelation von 60% zwischen den Wol-<br />
kenkondensationskeimen und den Eiskeimen zum gleichen Messzeitpunkt<br />
herrscht. Diese Verbindung nimmt mit zunehmender Zeitdifferenz der beiden<br />
Datensätze ab. Die Abbildung 59 zeigt, dass CCN und IN stark miteinander kor-<br />
relieren. Dies deutet auf ähnliche dominierende Einflussfaktoren hin. Allerdings<br />
widerspricht dies der Annahme, dass wasserlösliche Partikel zur CCN-Bildung<br />
und wasserunlösliche Teilchen zur IN-Bildung dienen.<br />
65
6. Diskussion der Messergebnisse<br />
Der Messzeitraum der Wolkenkondensationskeime ist aufgrund des zur Verfü-<br />
gung stehenden Zeitraums einer <strong>Bachelorarbeit</strong> sehr kurz gehalten. Um weitere<br />
Aussagen treffen zu können, müsste man eine längere Messkampagne über<br />
Monate oder Jahre hinweg starten. Bei einer Übersättigung zwischen 0,1% und<br />
0,6% ist der entscheidende Größenbereich zur gemessenen CCN-Aktivierung<br />
bei circa 40 nm bis 250 nm (Aktivierungsdurchmesser, Dakt). Bei der Berech-<br />
nung des Aktivierungsdurchmessers wurde angenommen, dass die Aerosolteil-<br />
chen aus einer identischen chemischen Zusammensetzung bestehen. Es ist<br />
jedoch nicht bekannt aus welchen Substanzen die Wolkenkondensationskeime<br />
bestehen.<br />
Für weitere Messungen wäre es interessant, zusätzliche Messungen mit einem<br />
Aerosolmassenspektrometer durchzuführen, um Kenntnisse über die chemi-<br />
sche Zusammensetzung der Partikel zu erlangen.<br />
Die kalkulierten hygroskopischen Parameter zeigen relativ gute Werte (siehe<br />
Tabelle 5 und 6 in Kapitel 5.4). Vergleicht man diese „Mean-κ-Werte“ mit diver-<br />
sen vorangegangenen wissenschaftlichen Arbeiten dieser Art, liegen sie im<br />
Messbereich für globale kontinentale Regionen (0,27 ± 0,21) [Jurányi et al.,<br />
2011]. Auf dem Kleinen Feldberg wurde von Dusek (2006) schon einmal mit<br />
dem beobachteten Aktivierungsdurchmesser der hygroskopische Parameter κ<br />
bestimmt. Der Wertebereich lag zwischen 0,15 und 0,30 [Petters und Kreiden-<br />
weis, 2007].<br />
Bei den Eiskeimkonzentrationen ist ein Vergleich mit meteorologischen Para-<br />
metern, aufgrund nur eines Messwertes pro Tag, nicht möglich. Eine höhere<br />
Zeitauflösung der IN-Messungen wäre somit auch vorteilhaft Weiterhin ist<br />
ebenso nicht bekannt, aus welchen Substanzen die IN bestehen. Bei der Korre-<br />
lation zwischen CCN und IN muss man mit der Interpretation sehr vorsichtig<br />
sein. Die Korrelation wurde nur für wenige Messdaten durchgeführt, somit kann<br />
man nicht davon ausgehen, dass wirklich eine Korrelation von 60% besteht. In<br />
der Literatur geht man insgesamt davon aus, dass wasserlösliche Partikel zur<br />
66
CCN-Bildung und wasserunlösliche Teilchen zur IN-Bildung dienen. So ist die-<br />
ses Ergebnis eher überraschend.<br />
Interessant wäre es, wenn man über einen längeren Zeitraum einen Vergleich<br />
dieser beiden Konzentrationen durchführen könnte und noch tiefer in die Mate-<br />
rie einsteigen könnte. Wenn man die Messungen ausdehnen würde, könnte<br />
man eventuell auch einen Zusammenhang, der saisonal verschieden wäre, zei-<br />
gen. Im Rahmen einer <strong>Bachelorarbeit</strong>, kann man deshalb nur Annahmen und<br />
Vermutungen machen.<br />
67
7. Danksagung<br />
Bei Herrn Jun. Prof. Dr. Boris Bonn bedanke ich mich außerordentlich für seine<br />
Unterstützung, Anregungen, Hinweise und sein großes Interesse für meine<br />
Messergebnisse. Ich danke Herrn Dr. Heinz Bingemer, der mir die Eiskeimda-<br />
ten zur Verfügung gestellt hat und mir mit Rat und Tat zur Seite stand.<br />
Dank schulde ich weiterhin Frau Heike Wex und Herrn Frank Stratmann vom<br />
Institut für Troposphärenforschung, die mir den CCN-Counter zur Verfügung<br />
gestellt haben und eine interessante Führung durch die Wolkenkammer in<br />
Leipzig ermöglicht haben.<br />
Des Weiteren bedanke ich mich bei Herrn Efstratios Bourtsoukidis für seine Hil-<br />
fe mit MatLab und seine nützlichen Tipps. Herrn Werner Haunold und Herrn<br />
Robert Sitals danke ich für die regelmäßigen Fahrten auf den Kleinen Feldberg.<br />
Für die Tipps und Hinweise bei der Auswertung der Eiskeimdaten bedanke ich<br />
mich bei Frau Anja Danielczok.<br />
Außerdem gilt mein Dank den Mitarbeitern des Deutschen Wetterdienstes, die<br />
freundlicherweise die Daten der automatisierten Klimastation auf dem Kleinen<br />
Feldberg zur Verfügung gestellt haben. Besonders bedanken möchte ich mich<br />
bei Herrn Marcus Beyer vom Deutschen Wetterdienst, der mir die detaillierten<br />
Wetterberichte von Hessen für meinen Messzeitraum zugänglich gemacht hat.<br />
Beim Hessischen Landesamt für Umwelt und Geologie möchte ich mich für die<br />
Bereitstellung der Daten der Luftmessstation auf dem Kleinen Feldberg bedan-<br />
ken.<br />
Abschließend möchte ich mich noch bei meinen Eltern für das Korrekturlesen<br />
der Arbeit bedanken.<br />
68
Abbildungsverzeichnis<br />
Abbildung 1: Köhlerkurven von NaCl- und (NH4)2SO4- Partikeln mit verschiedenen<br />
trockenen Durchmessern ��(0,05 ;0,1 und 0,5 µm). Die Übersättigung wird als<br />
Sättigung minus eins definiert. Eine Übersättigung von 1% ist gleich der relativen<br />
Feuchtigkeit von 101% (Quelle: Seinfeld und Pandis, 2006) .............................................. 5<br />
Abbildung 2: schematische Darstellung der vier unterschiedlichen<br />
Eisnukleationsmoden in der Atmosphäre (Depositions-, Immersions-, Kondensations-<br />
und Kontaktgefrieren) (Quelle: Vali 1999) .............................................................................. 8<br />
Abbildung 3: Bildung unterschiedlicher Eiskristalle in Abhängigkeit von Temperatur<br />
und Übersättigung (Quelle: Libbrecht, 2005) ......................................................................... 9<br />
Abbildung 4: Phasendiagramm von Wasser. Die Grenzlinien beschreiben die<br />
Gleichgewichtspartialdrucke bei Koexistenz mehrerer Phasen. Die blaue gestrichelte<br />
Linie stellt die Dampfdruckkurve von flüssigem, unterkühltem Wasser dar. (Quelle:<br />
Seinfeld und Pandis 2006) ...................................................................................................... 10<br />
Abbildung 5: Bergeron-Findeisen-Prozess (Quelle: Lutgens und Tarbuck, 2010) ...... 11<br />
Abbildung 6: vereinfachte Darstellung des grundlegenden Prozesses der<br />
Niederschlagsbildung in Mischphasenwolken. (Quelle: Curtius und Bingemer, 2008) . 12<br />
Abbildung 7: Durchschnittliche Anzahlkonzentrationen verschiedener<br />
Aerosolfraktionen und ihre Quellen. (Quelle: Curtius, J. und Mertes, S.; persönliche<br />
Mitteilung) .................................................................................................................................. 13<br />
Abbildung 8: schematische Darstellung der atmosphärischen<br />
Partikelgrößenverteilung: Quellen, Moden, Bildung und Entfernungsmechanismen der<br />
Partikel werden gezeigt. (Quelle: Hussein, 2005) ............................................................... 16<br />
Abbildung 9: Bedeutende Komponenten des global gemittelten Strahlungsantriebes<br />
(W/m²). Die dünnen schwarzen Linien stellen den Größenbereich der Unsicherheit für<br />
die jeweiligen Werte dar. Die Werte des Strahlungsantriebes zeigen den Einfluss der<br />
Strahlungskraft (in W/m²) zusammen mit der typischen geographischen Ausdehnung<br />
und der Beurteilung des Grades des wissenschaftlichen Verständnisses (GDWV).<br />
Vulkanische Aerosole werden aufgrund ihrer episodischen Erscheinung nicht<br />
betrachtet. (Quelle: IPCC, 2007) ........................................................................................... 17<br />
Abbildung 10: Schematisches Schaubild der verschiedenen Strahlungsmechanismen<br />
verbunden mit Wolkeneffekten, die in Verbindung mit Aerosolen stehen (abgewandelt<br />
von Haywood und Boucher (2000). Die schwarzen kleinen Punkte stellen die<br />
Aerosolpartikel dar; die größeren offenen Kreise Wolkentropfen. Die geraden Linien<br />
zeigen die einfallende und reflektierte solare Strahlung und die gewellten Linien die<br />
terrestrische Strahlung an. Die weißen Kreise geben die Wolkentröpfchenkonzentration<br />
an. Die unbeeinflussten Wolken beinhalten größere Wolkentropfen sowie nur natürliche<br />
Aerosole, diese können als CCN wirken, während die durch gesteigerte<br />
Aerosolkonzentration beeinflussten Wolken einer größere Anzahl an kleineren<br />
Wolkentropfen sowie natürliche und anthropogene Aerosole, ebenso CCN wirksam,<br />
enthalten. Die vertikalen grauen Striche stellen den Regen dar und die Abbkürzung<br />
LWC (engl. liquid water contents) bedeutet flüssiger Wassergehalt. (Quelle: IPCC,<br />
2007) .......................................................................................................................................... 20<br />
Abbildung 11: Kartenausschnitt der ADAC Autokarte Deutschland Blatt 9: Saarland –<br />
Hunsrück – Pfälzerwald –Spessart – Odenwald, Maßstab 1:20000 ................................ 22<br />
69
Abbildung 12: SMPS Spectrometer mit einem DMA und einem WCPC (Quelle: TSI<br />
Produktinformation, 2008) ....................................................................................................... 23<br />
Abbildung 13: Flussschemata eines bipolaren Auflader mit einem DMA (Quelle: TSI<br />
Produktinformation, 2008) ....................................................................................................... 25<br />
Abbildung 14: CCN-Counter mit einem vorderseitig montierten Touchbildschirm<br />
(Quelle: DMT Produktinformation, 2010) .............................................................................. 26<br />
Abbildung 15: (a) Wolkenkondensationskeimzähler von DMT, (b) schematische<br />
Skizze eines CCN-Counters (Quelle: Smith, 2011) ............................................................ 28<br />
Abbildung 16: Probeneinlass an der Messcontainerwand (Markierung durch roten<br />
Pfeil) ........................................................................................................................................... 29<br />
Abbildung 17: Querschnittsansicht eines Trägheitsimpaktor (Quelle: Hinds, 1999) .... 30<br />
Abbildung 18: Skizze von dem Probeneinlass des SMPS und des CCN-Counter ...... 31<br />
Abbildung 19: (links) schematische Abbildung des Einlasssystems und des<br />
elektrostatischen Aerosolabschneiders (rechts) Messstandort am Containerdach; roter<br />
Pfeil zeigt auf den Sigma-2-Abschneider (Probeneinlass) (Quelle: Klein, 2010) ........... 32<br />
Abbildung 20: Elektrostatische Aerosolabschneider: Abbildung a) Fotographie,<br />
Abbildung b) schematische Darstellung (Quelle: Klein et al., 2010) ................................ 33<br />
Abbildung 21: (a) Schematische Skizze von FRIDGE (Frankfurt Ice Deposition<br />
freezing Experiment) (Quelle: Bundke et al., 2008) (b) Fotographie von FRIDGE<br />
(Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung IAU Frankfurt) ................................ 34<br />
Abbildung 22: Aktivierte Eiskeime, die zu makroskopischen Eiskristallen werden und<br />
mit der CCD-Kamera abgebildet und automatisch gezählt werden. (Quelle: AG<br />
Experimentelle Atmosphärenforschung IAU Frankfurt) ...................................................... 35<br />
Abbildung 23: geöffnete Vakuumdiffusionskammer FRIDGE: Die gekühlte Fläche für<br />
das Substrat (a) ist im unteren Bereich und die CCD-Kamera (b), Verbindungen zur<br />
Wasserdampfquelle (c), Druckmessungen (d) und Vakuumpumpe (e) im<br />
höhergelegenen Teil der Kammer (Quelle: Klein et al., 2010 ) ......................................... 36<br />
Abbildung 24: Automatische Klimastation des DWD auf dem kleinen Feldberg (Quelle:<br />
Werner Haunold) ...................................................................................................................... 37<br />
Abbildung 25: Luftmessstation des HLUG auf dem kleinen Feldberg ........................... 38<br />
Abbildung 26: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen<br />
Übersättigungen auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen ........................ 40<br />
Abbildung 27: registrierte Niederschlagshöhe in mm der DWD Klimastation ............... 41<br />
Abbildung 28: Verlauf der relativen Feuchtigkeit in % vom 271. DOY bis zum 277.<br />
DOY des HLUG Luftmessnetzes ........................................................................................... 42<br />
Abbildung 29: Temperaturverlauf in °C vom 271. DOY bis zum 277. D OY des HLUG<br />
Luftmessnetzes......................................................................................................................... 42<br />
Abbildung 30: Tagesgang der Globalstrahlung in W/m² vom 271. DOY bis zum 277.<br />
DOY des HLUG Luftmessnetzes ........................................................................................... 42<br />
Abbildung 31: Sulfatkonzentration (µg/m³) in Europa am 277.DOY um 12 Uhr (Quelle:<br />
NAAPS Plot) .............................................................................................................................. 43<br />
Abbildung 32: Rückwärtstrajektorie (in der Höhe von 850m) (2 Tage) vom 4. Oktober<br />
2011; schwarzer Stern markiert den Messstandort kleiner Feldberg ............................... 44<br />
Abbildung 33: Rußkonzentration (µg/m³) in Europa am 276. DOY um 18 Uhr (Quelle:<br />
NAAPS Plot) .............................................................................................................................. 45<br />
Abbildung 34: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 276. DOY um 18 UTC und die<br />
grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) .............................. 45<br />
70
Abbildung 35: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 277. DOY um 18 UTC und die<br />
grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) .............................. 46<br />
Abbildung 36: Verlauf der Bodenfeuchte vom 271. DOY bis zum 277. DOY der DWD<br />
Klimastation ............................................................................................................................... 47<br />
Abbildung 37: Zeitreihe der gemessenen Partikelkonzentration mit dem SMPS vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 48<br />
Abbildung 38: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,1% vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 49<br />
Abbildung 39: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,2% vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 50<br />
Abbildung 40: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,3% vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 50<br />
Abbildung 41: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,4% vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 51<br />
Abbildung 42: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,6% vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 51<br />
Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“<br />
(gestrichelte Linie) vom 273. DOY bis zum 277. DOY ....................................................... 52<br />
Abbildung 44: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“<br />
(gestrichelte Linie) aller κ-Werte vom 273. DOY bis zum 277. DOY ............................... 53<br />
Abbildung 45: Kreuzkorrelation von CCN-Konzentrationen bei bestimmtem<br />
Übersättigungen und der Partikelgrößenverteilung ............................................................ 54<br />
Abbildung 46: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils<br />
einer RH von 105% und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
.................................................................................................................................................... 55<br />
Abbildung 47: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -13°C und jeweils<br />
einer RH von 106%, 110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen<br />
Feldberg) ................................................................................................................................... 55<br />
Abbildung 48: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -18°C und jeweils<br />
einer RH von 111%, 115% und 119% (vom 245. DOY bis zum 305. DOY am kleinen<br />
Feldberg) ................................................................................................................................... 56<br />
Abbildung 49: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 266. DOY,<br />
berechnet von NOAA ............................................................................................................... 57<br />
Abbildung 50: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m 3 ) über Nordamerika am<br />
262. DOY (Quelle: NAAPS Plot) ............................................................................................ 57<br />
Abbildung 51: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 266.<br />
DOY (Quelle: NAAPS Plot) ..................................................................................................... 58<br />
Abbildung 52: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 293. DOY,<br />
berechnet von NOAA ............................................................................................................... 59<br />
Abbildung 53: verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 293.<br />
DOY (Quelle: NAAPS Plot) ..................................................................................................... 59<br />
Abbildung 54: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 270.<br />
DOY (Quelle: NAAPS Plot) ..................................................................................................... 61<br />
Abbildung 55: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 270. DOY,<br />
berechnet von NOAA ............................................................................................................... 61<br />
Abbildung 56: Staubkonzentrationen (g/m²) in Europa am 259., 260., 266. Und 293..<br />
DOY; die grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) ............ 62<br />
71
Abbildung 57: IN-Konzentrationen bei verschiedenen Temperaturen und relativen<br />
Feuchtigkeiten........................................................................................................................... 63<br />
Abbildung 58: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum<br />
278. DOY ................................................................................................................................... 64<br />
Abbildung 59: Kreuzkorrelation von CCN- und IN-Messdaten; gelber Bereich:<br />
Standardabweichung ............................................................................................................... 65<br />
72
Tabellenverzeichnis<br />
Tabelle 1: Aktivierungsbedingungen für die Analyse der Aerosolproben mit FRIDGE 34<br />
Tabelle 2: Meteorologische Elemente mit Messbereich, Auflösung und Messgüte einer<br />
automatischen Klimastation des DWD (Quelle: DWD, 2001) ...................................... 37<br />
Tabelle 3: Meteorologische Parameter der Luftmessstation HLUG; Produktinformation<br />
von www.hlug.de, Produktinformation über Messbereich und Genauigkeit vom<br />
Hersteller .................................................................................................................... 38<br />
Tabelle 4: Umrechnungstabelle von DOY in das jeweilige Datum .............................. 39<br />
Tabelle 5: „Mean-κ-Werte“ mit ihrer jeweiligen Standardabweichung für jede<br />
eingestellte Übersättigung .......................................................................................... 53<br />
Tabelle 6: „Mean-κ-Wert“ und „Median-κ-Wert“ aller κ-Werte für alle Übersättigungen<br />
................................................................................................................................... 53<br />
73
Literaturverzeichnis<br />
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77
Anhang<br />
Abbildung 27: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen<br />
Übersättigungen auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen<br />
78
Abbildung 42: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mean-Wert“(gestrichelte Linie) vom<br />
271. DOY bis zum 277. DOY<br />
79
Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mean-Wert“ (gestrichelte Linie) aller<br />
κ-Werte vom 271. DOY bis zum 277. DOY<br />
80
Abbildung 44: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils einer RH von 105%<br />
und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
81
Abbildung 45: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -13°C und jeweils einer RH von<br />
106%, 110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
82
Abbildung 46: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -18°C und jeweils einer RH von 111%,<br />
115% und 119% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg)<br />
83
Abbildung 55: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum 278. DOY<br />
84
Detaillierter Wetterbericht für Hessen vom DWD<br />
VHDL13 DWOH 280800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Mittwoch, 28.09.2011, 10:30 Uhr<br />
Am Nachmittag sonnig, trocken und warm.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt bis zum Wochenende nahezu ortsfest<br />
liegen und sorgt für einen trockenen und warmen Spätsommerabschnitt.<br />
Tagsüber ist nicht mit warnwürdigen Wettererscheinungen zu rechnen.<br />
In den Frühstunden bildet sich gebietsweise Nebel, der sich auch mal<br />
bis zu den Mittagsstunden halten kann.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute zeigen sich anfangs noch örtlich Nebelfelder. Sonst ist es<br />
vielfach sonnig und nur gering bewölkt.<br />
Die Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im Bergland um 19<br />
Grad. Der Wind weht schwach aus Nordost bis Ost.<br />
In der Nacht zum Donnerstag ist es zunächst gering bewölkt oder klar.<br />
In der zweiten Nachthälfte bilden sich vor allem nördlich des Mains<br />
und im Odenwald zum Teil dichte Nebelfelder. Die Tiefsttemperatur<br />
liegt zwischen 14 und 9 Grad.<br />
Am Donnerstag halten sich zum Teil noch längere Zeit Nebelfelder.<br />
Nach Nebelauflösung ist es allgemein sonnig und trocken. Die<br />
Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im Bergland um 19<br />
Grad. Der Wind weht meist schwach, im Bergland zeitweise auch mäßig<br />
aus Ost bis Südost.<br />
In der Nacht zum Freitag bleibt es gering bewölkt oder klar. Bis zum<br />
Morgen muss dann erneut mit Nebel gerechnet werden. Die Tiefstwerte<br />
liegen zwischen 12 und 7 Grad.<br />
Am Freitag setzt sich das ruhige frühherbstliche Wetter fort. Die<br />
Nebelfelder lösen sich bis zum Mittag auf. Dann scheint verbreitet<br />
die Sonne. Die Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im<br />
Bergland um 20 Grad. Der Wind weht schwach, in höheren Lagen<br />
zeitweise mäßig aus Ost bis Südost.<br />
In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. Später bilden sich<br />
teils dichte Nebelfelder. Die Tiefsttemperatur liegt zwischen 13 und<br />
8 Grad.<br />
Am Samstag ist es nach teils zögernder Nebelauflösung sonnig und<br />
trocken. Die Höchsttemperatur liegt zwischen 20 und 25 Grad. Der Wind<br />
weht schwach aus Ost bis Südost.<br />
In der Nacht zum Sonntag bleibt es wolkenlos, in der zweiten<br />
Nachthälfte bildet sich vielerorts Nebel. Die Luft kühlt auf 13 bis 8<br />
Grad ab.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
85
VHDL13 DWOH 290800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Donnerstag, 29.09.2011, 10:30 Uhr<br />
Nach Nebelauflösung sonnig, trocken und warm.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt bis zum Wochenende nahezu<br />
stationär. Es sorgt für einen trockenen und warmen<br />
Spätsommerabschnitt.<br />
In den kommenden Nächten bildet sich gebietsweise NEBEL, der sich<br />
lokal auch bis zu den Mittagsstunden halten kann. Dabei sind<br />
Sichtweiten unter 150 m möglich.<br />
Tagsüber ist nicht mit warnwürdigen Wettererscheinungen zu rechnen.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute mittag und nachmittag ist es allgemein sonnig und trocken. Die<br />
Temperatur steigt auf 23 bis 27 Grad, im Bergland auf etwa 21 Grad.<br />
Der Wind weht meist schwach, im Bergland zeitweise auch mäßig um Ost.<br />
In der Nacht zum Freitag bleibt es gering bewölkt oder klar. Bis zum<br />
Morgen muss dann erneut vor allem nach Norden hin mit Nebel gerechnet<br />
werden. Die Temperatur geht auf 13 bis 7 Grad zurück.<br />
Am Freitag lösen sich die Nebelfelder bis zum Mittag auf. Dann<br />
scheint verbreitet wieder die Sonne. Die Luft erwärmt sich auf 22 bis<br />
28 Grad, im Bergland bis etwa 20 Grad. Der Ost- bis Südostwind weht<br />
schwach, in höheren Lagen zeitweise mäßig.<br />
In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. In der zweiten<br />
Nachthälfte bilden sich vor allem im Norden wieder teils dichte<br />
Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis 6 Grad zurück.<br />
Am Samstag ist es nach teils zögernder Nebelauflösung erneut sonnig<br />
und trocken. Die Temperatur liegt am Nachmittag zwischen 22 und 28<br />
Grad, im Bergland bei etwa 21 Grad. Es weht meist nur schwacher Wind<br />
um Ost.<br />
In der Nacht zum Sonntag bleibt es wolkenlos, in der zweiten<br />
Nachthälfte bildet sich gebietsweise Nebel. Die Luft kühlt auf 13 bis<br />
7 Grad ab.<br />
Am Sonntag scheint nach teils zögernder Nebelauflösung wieder häufig<br />
die Sonne. Es bleibt trocken. Mit Höchsttemperaturen zwischen 21 und<br />
27 Grad, im höheren Bergland um 20 Grad, bleibt es spätsommerlich<br />
warm. Der Wind weht nur schwach aus wechselnden Richtungen.<br />
In der Nacht zum Montag ist es gering bewölkt oder klar. Zum Morgen<br />
hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt auf 13 bis 8<br />
Grad.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
86
VHDL13 DWOH 300800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Freitag, 30.09.2011, 10:30 Uhr<br />
Heute verbreitet sonnig, trocken und warm.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt über das Wochenende nahezu<br />
stationär. Es sorgt für einen trockenen und warmen<br />
Spätsommerabschnitt.<br />
Heute werden tagsüber keine warnwürdigen Wettererscheinungen<br />
erwartet.<br />
In der Nacht zum Samstag kann sich vereinzelt Nebel bilden.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken.<br />
Die Luft erwärmt sich auf 22 bis 26 Grad, im Bergland bis 20 Grad.<br />
Der Ost- bis Südostwind weht schwach, in höheren Lagen zeitweise<br />
mäßig.<br />
In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. In der zweiten<br />
Nachthälfte bilden sich vereinzelt Nebelfelder. Die Temperatur geht<br />
auf 13 bis 7 Grad zurück.<br />
Am Samstag ist es nach Nebelauflösung sonnig und trocken. Die<br />
Höchsttemperaturen liegen zwischen 22 und 26 Grad, im Bergland bei 20<br />
Grad. Es weht meist schwacher Wind um Ost.<br />
In der Nacht zum Sonntag bleibt es wolkenlos, in der zweiten<br />
Nachthälfte bildet sich örtlich Nebel. Die Luft kühlt auf 12 bis 7<br />
Grad ab.<br />
Am Sonntag lösen sich örtliche Nebelfelder bis zum Mittag auf.<br />
Ansonsten scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken. Die<br />
Höchsttemperaturen erreichen 21 bis 25 Grad. Der Wind weht schwach<br />
aus wechselnden Richtungen.<br />
In der Nacht zum Montag ist es gering bewölkt oder klar. Zum Morgen<br />
hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt auf 13 bis 8<br />
Grad.<br />
Am Montag löst sich der Nebel nur zögernd auf. Danach ist es heiter<br />
bis wolkig und trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 20 und 24<br />
Grad. Der schwache Wind dreht auf westliche Richtungen.<br />
In der Nacht zum Dienstag bleibt es wolkig oder gering bewölkt, dabei<br />
bilden sich gebietsweise Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis<br />
8 Grad zurück.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
87
VHDL13 DWOH 010800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Samstag, 01.10.2011, 10:30 Uhr<br />
Heute meist sonnig, sommerlich warm bei 22 bis 26 Grad.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt über das Wochenende nahezu<br />
stationär. Es sorgt für einen trockenen und warmen<br />
Spätsommerabschnitt.<br />
Heute werden keine warnwürdigen Wettererscheinungen erwartet.<br />
In der Nacht zu Sonntag können sich örtlich Nebelfelder bilden.<br />
Am Sonntag werden keine Warnungen erwartet.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute Mittag und am Nachmittag scheint verbreitet die Sonne und es<br />
bleibt niederschlagsfrei. Dabei werden Höchsttemperaturen zwischen 22<br />
und 26 Grad, im Bergland um 20 Grad erreicht. Es weht meist schwacher<br />
Wind aus Ost bis Nordost.<br />
In der Nacht zum Sonntag bleibt es wolkenlos, in der zweiten<br />
Nachthälfte bildet sich örtlich Nebel. Die Luft kühlt bei schwacher<br />
Luftbewegung auf 12 bis 7 Grad ab.<br />
Am Sonntag lösen sich örtliche Nebelfelder bis zum Mittag auf.<br />
Ansonsten scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken. Die<br />
Höchsttemperaturen erreichen 21 bis 25 Grad. Der Wind weht schwach<br />
aus wechselnden Richtungen.<br />
In der Nacht zum Montag ist es gering bewölkt oder klar. Zum Morgen<br />
hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt bei<br />
schwacher Luftbewegung auf 13 bis 8 Grad.<br />
Am Montag löst sich der Nebel nur zögernd auf. Danach ist es heiter<br />
bis wolkig und trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 20 und 24<br />
Grad. Der schwache Wind dreht auf westliche Richtungen.<br />
In der Nacht zum Dienstag bleibt es wolkig oder gering bewölkt, dabei<br />
bilden sich gebietsweise Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis<br />
8 Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West.<br />
Am Dienstag ist es nach teils zögernder Auflösung von Nebelfeldern<br />
überwiegend heiter. Es bleibt trocken. Die Temperaturen bewegen sich<br />
zwischen 21 und 24 Grad. Der Wind weht meist schwach aus Südwest bis<br />
West. In der Nacht zum Mittwoch ist es vielfach klar oder gering<br />
bewölkt, vereinzelt bildet sich Nebel. Die Luft kühlt bei weiterhin<br />
schwachem Wind aus Südwest auf 12 bis 9 Grad ab.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
88
VHDL13 DWOH 020800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Sonntag, 02.10.2011, 10:30 Uhr<br />
Sonnig und trocken bei Höchstwerten von 22 bis 27 Grad.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein umfangreiches, stabiles Hoch mit Zentrum über Mitteleuropa sorgt<br />
weiterhin für sonniges und sehr warmes Wetter.<br />
Heute werden nach Auflösung von Frühnebelfeldern keine Warnungen<br />
erwartet. In der Nacht zum Montag kann sich in Niederungen örtlich<br />
dichter Nebel bilden.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute Mittag und am Nachmittag scheint verbreitet die Sonne und es<br />
bleibt trocken. Die Höchsttemperaturen erreichen 23 bis 27 Grad. Der<br />
Wind weht schwach aus wechselnden Richtungen.<br />
In der Nacht zum Montag ist es gering bewölkt oder klar. Zum Morgen<br />
hin kann sich örtlich Nebel bilden. Die Temperatur sinkt bei<br />
schwacher Luftbewegung auf 15 bis 10 Grad, in den Tälern auf Werte um<br />
8 Grad.<br />
Am Montag ist es nach Nebelauflösung meist heiter. Besonders im<br />
Norden ziehen zeitweise hohe Wolkenfelder durch. Es bleibt trocken.<br />
Die Höchstwerte liegen zwischen 22 und 26 Grad. Der schwache Wind<br />
dreht auf westliche Richtungen.<br />
In der Nacht zum Dienstag ziehen weiterhin hohe Wolkenfelder durch,<br />
nur vereinzelt bilden sich Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 14<br />
bis 10 Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West.<br />
Am Dienstag ist es zunächst meist heiter. Im Tagesverlauf ziehen von<br />
Norden dichte Wolken auf. Im Süden bleibt es bis zum Abend nur leicht<br />
bewölkt. Es bleibt aber trocken. Die Temperaturen bewegen sich<br />
zwischen 19 Grad im Norden und bis 24 Grad im Süden. Der Wind frischt<br />
zunehmend auf und weht schwach bis mäßig aus Südwest bis West.<br />
In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt. Es bleibt aber<br />
überwiegend trocken. Die Luft kühlt auf 14 bis 10 Grad ab.<br />
Am Mittwoch ist es überwiegend bewölkt aber nur vereinzelt fällt<br />
etwas Regen. Es wird kühler mit Temperaturen zwischen 17 und 21 Grad,<br />
im Bergland um 15 Grad. Dabei weht ein schwacher bis mäßiger Wind aus<br />
Südwest.<br />
In der Nacht zum Donnerstag bleibt es meist stark bewölkt, aber<br />
trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest liegen die Tiefstwerte<br />
zwischen 11 und 8 Grad.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
89
VHDL13 DWOH 030800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Montag, 03.10.2011, 10:30 Uhr<br />
Sonnig bei Höchstwerten um 24 Grad.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Ein umfangreiches, stabiles Hoch mit Zentrum über Mitteleuropa<br />
verlagert seinen Schwerpunkt zunächst nur wenig nach Süden und sorgt<br />
auch heute für sonniges und für die Jahreszeit ungewöhnlich warmes<br />
Wetter. Am Dienstag bringt ein erster atlantischer Tiefausläufer<br />
stärkere Bewölkung, und am Mittwoch im Norden wahrscheinlich auch<br />
etwas Regen.<br />
Nach Auflösung örtlicher Frühnebelfelder ist heute im Tagesverlauf<br />
nicht mehr mit Warnungen zu rechnen. In der Nacht zum Dienstag kann<br />
sich stellenweise wieder dichter Nebel bilden.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute halten sich nur anfangs noch lokale Nebel -oder<br />
Hochnebelfelder. Ansonsten ist es sonnig. Vor allem im Norden können<br />
gelegentlich dünne Schleierwolken durchziehen. Es bleibt überall<br />
trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 22 und 26 Grad, auf den<br />
Berggipfeln um 20 Grad. Der schwache Wind dreht allmählich über<br />
Südost auf südwestliche Richtung.<br />
In der Nacht zum Dienstag ist der Himmel leicht bewölkt bis klar und<br />
nur örtlich bilden sich Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 14 bis 9<br />
Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West.<br />
Am Dienstag ist es zunächst noch meist heiter. Im Tagesverlauf ziehen<br />
von Norden dann dichtere Wolken auf, es bleibt aber trocken. Im Süden<br />
kann sich das freundliche Wetter mit recht viel Sonne voraussichtlich<br />
noch bis zum Abend halten. Die Temperaturen steigen auf 20 im Norden<br />
und bis 25 Grad im Süden. Der Wind weht schwach bis mäßig, in Böen<br />
auch frisch aus Südwest bis West.<br />
In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt, im Norden<br />
können örtlich ein paar Regentropfen fallen. Die Luft kühlt sich auf<br />
15 bis 11 Grad ab.<br />
Am Mittwoch bleibt der Himmel meist stärker bewölkt und vor allem im<br />
Norden kann örtlich etwas Regen fallen. Im Süden kann am Nachmittag<br />
mit zeitweiligen Auflockerungen gerechnet werden. Es wird etwas<br />
kühler mit Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Norden und bis 22<br />
Grad im Süden, im Bergland liegen die Höchstwerte um 15 Grad. Dabei<br />
weht schwacher bis mäßiger Wind aus Südwest.<br />
In der Nacht zum Donnerstag ist es teils gering, teils auch stärker<br />
bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest liegen die<br />
Tiefstwerte zwischen 12 und 8 Grad.<br />
Am Donnerstag nimmt die Bewölkung von Nordwesten her zu und im<br />
Tagesverlauf kommt schauerartiger Regen auf. Die Temperatur steigt<br />
nur noch auf 15 bis 20 Grad. Es weht mäßiger bis frischer, in Böen<br />
starker Südwestwind mit stürmischen Böen im Bergland.<br />
In der Nacht zu Freitag fällt bei starkem Südwestwind gebietsweise<br />
noch Regen und die Temperatur geht auf 10 bis 6 Grad zurück.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
90
VHDL13 DWOH 040800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Dienstag, 04.10.2011, 10:30 Uhr<br />
Von Norden Bewölkungszunahme, im Süden noch heiter.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Das wetterbestimmende Hoch über Mitteleuropa verlagert seinen<br />
Schwerpunkt weiter nach Südwesten, sodass ein schwacher und wenig<br />
wetterwirksamer atlantischer Tiefausläufer auf den Norden übergreift.<br />
Aber erst am Donnerstag kommt es mit Durchgang einer Kaltfront zu<br />
kräftigen Niederschlägen und einer deutlichen Abkühlung.<br />
Heute werden keine warnrelevanten Wetterereignisse erwartet.<br />
Auch die Nacht zu Mittwoch bleibt voraussichtlich warnfrei.<br />
Am Mittwoch frischt in der zweiten Tageshälfte der Wind auf, so dass<br />
in den Gipfellagen der Mittelgebirge Windböen um 50 km/h auftreten<br />
können.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute Mittag ist es zunächst noch meist heiter. Im Laufe des<br />
Nachmittags ziehen im Norden dann dichtere Wolken auf, es bleibt aber<br />
trocken. Im Süden kann sich das freundliche Wetter noch bis zum Abend<br />
halten. Die Temperaturen steigen auf 20 Grad im Norden und bis 25<br />
Grad im Süden, in den Bergen liegen sie um 18 Grad. Der Wind weht<br />
schwach bis mäßig, in Böen auch frisch aus Südwest bis West.<br />
In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt, im Norden<br />
können örtlich ein paar Regentropfen fallen. Die Luft kühlt sich auf<br />
15 bis 11 Grad ab.<br />
Am Mittwoch bleibt der Himmel meist stärker bewölkt und vor allem im<br />
Norden kann örtlich etwas Regen fallen. Im Süden kann am Nachmittag<br />
mit zeitweiligen Auflockerungen gerechnet werden. Es wird etwas<br />
kühler mit Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Norden und bis 22<br />
Grad an der Bergstraße, im Bergland liegen die Höchstwerte um 15<br />
Grad. Dabei weht schwacher bis mäßiger Wind aus Südwest.<br />
In der Nacht zum Donnerstag ist es teils gering, teils auch stärker<br />
bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest, der zum<br />
Morgen hin etwas auflebt, liegen die Tiefstwerte zwischen 13 und 9<br />
Grad.<br />
Am Donnerstag nimmt die Bewölkung von Nordwesten her zu und im<br />
Tagesverlauf kommt schauerartig verstärkter Regen auf. Die Temperatur<br />
steigt nur noch auf 15 bis 21 Grad. Es weht mäßiger bis frischer, in<br />
Böen auch starker Südwestwind mit stürmischen Böen im Bergland.<br />
In der Nacht zu Freitag fällt bei starkem Südwestwind gebietsweise<br />
noch etwas Regen und die Temperatur geht auf 9 bis 5 Grad zurück.<br />
Am Freitag ist es wechselnd, häufig auch stark bewölkt. Dabei kommt<br />
es immer wieder zu teils kräftigen Schauern. Es wird deutlich kühler,<br />
die Höchstwerte liegen nur noch zwischen 12 und 16 Grad, im Bergland<br />
um 10 Grad. Der Wind weht mäßig bis frisch, in Böen stürmisch und<br />
dreht von Südwest auf Nordwest.<br />
In der Nacht zum Samstag gibt es bei rasch wechselnder Bewölkung<br />
weitere Schauer. Die Luft kühlt sich auf 8 bis 4 Grad ab.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
91
VHDL13 DWOH 050800<br />
Deutscher Wetterdienst<br />
Wetter- und Warnlage für Hessen<br />
ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach<br />
am Mittwoch, 05.10.2011, 10:30 Uhr<br />
Zunächst stark bewölkt, später Wechsel aus Sonne und Wolken, 17 bis<br />
22 Grad, im Bergland WINDBÖEN.<br />
Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden:<br />
Das wetterbestimmende Hoch über Mitteleuropa verlagert seinen<br />
Schwerpunkt weiter nach Südwesten, sodass ein schwacher und wenig<br />
wetterwirksamer atlantischer Tiefausläufer auf Deutschland<br />
übergreift. Am Donnerstag kommt es mit Durchgang einer Kaltfront zu<br />
einer deutlichen Abkühlung.<br />
Heute können im Bergland oberhalb 600 m gelegentlich WINDBÖEN um 55<br />
km/h (Windstärke 7) auftreten. In der Nacht zum Donnerstag frischt<br />
der Wind auch in tiefen Lagen böig auf. Am Donnerstag muss verbreitet<br />
mit WINDBÖEN (Bft 7), im höheren Bergland auch mit STURMBÖEN (Bft<br />
8-9) gerechnet werden.<br />
Detaillierter Wetterablauf:<br />
Heute Mittag ist es zunächst stark bewölkt und vor allem im Norden<br />
kann anfangs noch etwas Regen oder Sprühregen fallen. Am Nachmittag<br />
lockert die Bewölkung dann zeitweise auf. Es wird etwas kühler mit<br />
Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Hinterland und 22 Grad an der<br />
Bergstraße, im höheren Bergland um 15 Grad. Dabei weht schwacher bis<br />
mäßiger, in Kammlagen teils auch böiger Wind aus Südwest.<br />
In der Nacht zum Donnerstag ist es teils gering, teils auch stärker<br />
bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest, der zum<br />
Morgen hin etwas auflebt, liegen die Tiefstwerte zwischen 13 und 10<br />
Grad.<br />
Am Donnerstag nimmt die Bewölkung von Nordwesten her zu und im<br />
Tagesverlauf zieht ein Band mit schauerartig verstärkten Regen durch,<br />
das am späten Nachmittag den Süden erreicht. Die Temperatur steigt<br />
nur noch auf 15 bis 20 Grad, im höheren Bergland um 13 Grad. Es weht<br />
mäßiger bis frischer, in Böen auch starker Südwestwind mit<br />
stürmischen Böen im Bergland.<br />
In der Nacht zum Freitag fällt anfangs im Süden noch etwas Regen.<br />
Dann lockert die Bewölkung bei starkem Südwestwind stärker auf. Die<br />
Temperatur geht auf 8 bis 4 Grad zurück.<br />
Am Freitag ist es wechselnd, häufig auch stark bewölkt. Dabei kommt<br />
es immer wieder zu teils kräftigen Schauern, in Nordhessen auch zu<br />
einzelnen Gewittern. Es wird deutlich kühler, die Höchstwerte liegen<br />
nur noch zwischen 11 und 15 Grad, im Bergland um 10 Grad. Der Wind<br />
weht mäßig bis frisch, in Böen stürmisch und dreht von Südwest auf<br />
Nordwest.<br />
In der Nacht zum Samstag gibt es bei rasch wechselnder Bewölkung noch<br />
vereinzelt Schauer. Die Luft kühlt sich auf 7 bis 3 Grad ab.<br />
Am Samstag ist es wechselnd, zeitweilig auch stark bewölkt und<br />
gelegentlich fällt etwas Regen. Die Temperaturen steigen auf 9 bis 13<br />
Grad. Es weht mäßiger bis frischer und anfangs böiger Wind aus<br />
Nordwest bis West.<br />
In der Nacht zum Sonntag ist es meist bedeckt und es kommt von<br />
Nordwesten Regen auf. Die Tiefstwerte liegen zwischen 6 und 3 Grad.<br />
Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach<br />
92