Bachelorarbeit Rebecca Kohl - Goethe-Universität

Inhaltsverzeichnis 

1. Zusammenfassung ......................................................................................... 3 

2. Theorie ............................................................................................................ 4 

2.1 Wolkenkondensationskeime ...................................................................... 4 

2.2 Köhlertheorie ............................................................................................. 4 

2.3 Eiskeime und ihre Bildung ......................................................................... 7 

2.4 Bergeron-Findeisen-Prozess ..................................................................... 9 

2.5 Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen ........................ 12 

3. Einleitung ...................................................................................................... 14 

3.1 Aerosolpartikel ......................................................................................... 14 

3.2 Einfluss der Aerosolpartikel auf das Klima ............................................... 17 

3.2.1 Direkter Effekt .................................................................................... 18 

3.2.2 Indirekter Effekt ................................................................................. 18 

3.2.3 Semidirekter Effekt ............................................................................ 19 

3.3 Motivation ................................................................................................ 20 

4. Messgeräte und ihre Messmethoden ............................................................ 22 

4.1 Messstation: Taunus Observatorium Kleiner Feldberg ............................ 22 

4.2 Scanning Mobility Particle Sizer (SMPS) Spectrometer ........................... 23 

4.3 Wolkenkondensationskeimzähler (engl. Cloud Condesation Nuclei (CCN) 

Counter) ......................................................................................................... 26 

4.4 Elektrostatischer Aerosolabscheider........................................................ 31 

4.5 FRIDGE (Frankfurt Ice Nuclei Deposition Freezing Experiment) ............. 33 

4.6 Meteorologische Größen (HLUG-Container und DWD-Messfeld) ........... 37 

5. Auswertung der Messergebnisse und ihr zeitlicher Verlauf .......................... 39 

5.1 zeitlicher Verlauf der Messergebnisse ..................................................... 39 

5.2 Analyse der CCN-Konzentrationen und ihr zeitlicher Verlauf .................. 40 

5.3 Aktivierungsdurchmesser ........................................................................ 47 

5.4 Hygroskopischer Parameter κ ................................................................. 52 

5.5 Vergleich der CCN- und der Partikelanzahlkonzentrationen .................... 54 

1

5.6 Eiskeime .................................................................................................. 55 

5.7 Vergleich der IN- und CCN-Konzentration ............................................... 64 

6. Diskussion der Messergebnisse ................................................................... 66 

7. Danksagung .................................................................................................. 68 

Abbildungsverzeichnis ...................................................................................... 69 

Tabellenverzeichnis .......................................................................................... 73 

Literaturverzeichnis ........................................................................................... 74 

Anhang ............................................................................................................. 78 

2

1. Zusammenfassung 

Atmosphärische Aerosolpartikel, die als Wolkenkondensationskeime (CCN) o- 

der als Eiskeime dienen, sind von zentraler Bedeutung für den Wasserkreislauf 

und das Klima. Um die Effekte von Aerosolen in meteorologischen Modellen zu 

erfassen, sind Kenntnisse der räumlichen und zeitlichen Verteilung von CCN 

und IN erforderlich. 

Im Rahmen dieser Bachelorarbeit wurden die Partikelgrößenverteilung, CCN- 

Konzentrationen und IN-Konzentrationen am Kleinen Feldberg im Taunus ge- 

messen. Für die größenaufgelösten Messungen von CCN- Aktivierungskurven 

wurde ein CCN-Zähler mit kontinuierlichem Durchfluss vom Institut für Tropo- 

sphärenforschung, Leipzig, bei fünf verschiedenen Übersättigungen (S = 0,1%; 

0,2%; 0,3%; 0,4% und 0,6%) verwendet. Aus den Messdaten konnte der Akti- 

vierungsdurchmesser für die jeweiligen Übersättigungen kalkuliert werden. Un- 

ter Verwendung der Köhlergleichung und des berechneten Aktivierungsdurch- 

messers konnte der effektive Hygroskopizitätsparameter κ abgeleitet werden, 

der den Einfluss der chemischen Zusammensetzung auf die CCN-Aktivität der 

Partikel beschreibt. Dieser Wert lag im Mittel bei 0.16. 

Die beobachteten CCN-Konzentrationen wurden mit verschiedenen meteorolo- 

gischen Parametern und der gemessenen Partikelgrößenverteilungen vergli- 

chen. Es wurde eine Abhängigkeit der CCN-Konzentrationen von der relativen 

Feuchte, Lufttemperatur und Globalstrahlung festgestellt. 

Die Messungen der Eiskeimkonzentration am Taunusobservatorium wurden mit 

dem Verfahren einer Vakuum-Diffusionskammer durchgeführt. Die Darstellung 

des angewandten Messverfahrens und die Analyse der Messergebnisse wer- 

den in dieser Arbeit genauer erläutert. Bei der Bewertung der IN- 

Konzentrationen wurden Rückwärtstrajektorien verwendet. 

Abschließend wurden die CCN- und IN-Konzentrationen anhand einer Kreuz- 

korrelation miteinander verglichen 

3

2. Theorie 

2.1 Wolkenkondensationskeime 

In der Atmosphäre kondensieren Wassertröpfchen auf einer Menge von Parti- 

keln, wie zum Beispiel Staub, Ruß, Salz und organischen Komponenten. Parti- 

kel, an denen Wasser bei einer gegebenen Übersättigung heterogen keimbil- 

dend wirkt und flüssige Wolkentropfen bildet, werden als Wolkenkondensati- 

onskeime (engl. Cloud Condensation Nuclei, CCN) bezeichnet. Die meisten 

Aerosolpartikel können als CCN dienen. Es gibt jedoch unter anderem auch 

Dieselrußpartikel (meist schwarzer Kohlenstoff mit Schmieröl). Diese Diesel- 

rußpartikel sind verhältnismäßig hydrophob (wasserabweisend), so dass Was- 

ser atmosphärisch nicht in der Lage ist auf ihnen zu kondensieren. Die Anzahl 

von CCNs in der Atmosphäre beeinflusst die Wolkeneigenschaften, welche ih- 

rerseits wiederum das Klima beeinflussen. Vor allem Wolken, die unter einer 

höheren CCN-Konzentration gebildet wurden, haben mehrere und kleinere 

Tropfen, als die Wolken, die unter geringeren Tropfenkonzentrationen entstan- 

den sind. Durch Wolken mit mehreren und kleinen Tropfen wird mehr Sonnen- 

licht reflektiert. Auf der globalen Skala betrachtet fördern diese Wolken die pla- 

netare Abkühlung, somit wirken sie der Erwärmung von Treibhausgasen entge- 

gen und haben einen langlebigeren Effekt auf das Klima [Ziemann, 2009]. 

Die heterogene Nukleation und das Wachstum von einem CCN zu einem Wol- 

kentröpfchen, ist die CCN-Aktivierung. Der entscheidende Größenbereich für 

eine CCN-Aktivierung liegt bei 40 bis 120 nm [Dusek et al., 2006]. Ob ein einzi- 

ges CCN bei einer gegeben Größe zu einem Wolkentropfen aktiviert wird hängt 

hauptsächlich von vier Parametern ab: die umgebende Übersättigungsrate, die 

kritische Übersättigungsrate, der kritische Wachstumsradius und die Kondensa- 

tion zur Verfügung stehenden Zeit (Lebenszeit der Wolke). Der erste Parameter 

hängt von den umgebenden Bedingungen ab und die letzten zwei werden aus 

der Köhlergleichung hergeleitet [Seinfeld und Pandis, 2006]. 

2.2 Köhlertheorie 

Die Köhlertheorie verknüpft die Gleichgewichtsbalance von einem hygrosko- 

pisch wachsenden Tröpfchendurchmesser Dp mit der Sättigungsrate S von 

4

Wasser, an seiner Oberfläche (Köhler, 1921). Im Folgenden wird die Köhler- 

gleichung nach [Seinfeld und Pandis, 2006; Kreidenweis et al., 2005] ausge- 

drückt: 

� = � 

�� 

= � ∙ �� = exp ( ��/� ) ∙ � 

� 

� (1) 

�� 

K ist der Kelvinterm und �w ist der Raoultterm oder die Wasseraktivität. Der 

Kelvinterm beschreibt σs/a die Oberfächenspannung (Kraft pro Länge um ein 

Mol aus der Oberfläche zu entfernen), diese hängt von � � der Dichte des Was- 

sers, � � der molekularen Masse von Wasser, R der idealen Gaskonstante, T 

der Temperatur und von � � dem Durchmesser des Tropfens ab [Wex und 

Stratmann, 2008]. 

Aus der Sättigungsrate S wird die Übersättigung, SS=(S-1)*100% bestimmt. 

Eine Zeichnung von der Übersättigung SS, gegen den Durchmesser Dp wird 

Köhlerkurve (siehe Abbildung 1) genannt und das Maximum wird als die soge- 

nannte kritische Übersättigung SSc bezeichnet. 

Abbildung 1: Köhlerkurven von NaCl- und (NH4)2SO4- Partikeln mit verschiedenen trockenen Durchmessern 

� �(0,05 ;0,1 und 0,5 µm). Die Übersättigung wird als Sättigung minus eins definiert. Eine Übersättigung 

von 1% ist gleich der relativen Feuchtigkeit von 101% (Quelle: Seinfeld und Pandis, 2006) 

Die Abbildung 1 zeigt den Wasserdampfdruck über Natriumchlorid- und Ammo- 

niumsulfattropfen. Es herrschen zwei gegensätzliche Effekte für kleiner wer- 

dende Tröpfchen. Bei Zunahme des Sättigungsdampfdruckes durch den Kel- 

5

vineffekt wirkt der Krümmungseffekt dominierend und bei der Abnahme des 

Sättigungsdampfdruckes aufgrund des Raoultschen Gesetzes der Lösungsef- 

fekt. 

Die Beziehung zwischen dem Wassergehalt des Tropfens und der Wasserakti- 

vität kann der hygroskopische Parameter κ beschreiben: 

� 

�� 

= 1 + �� 

�� 

Hier ist Vs das lösliche Volumen (trockene Partikelvolumen) und Vw das Was- 

servolumen. Der wasserlösliche Volumenanteil bezeichnet denjenigen Anteil 

am Gesamtvolumen eines Aerosolpartikels, der in flüssigem Wasser löslich ist. 

Hierbei wird das Aerosol im trockenen Zustand betrachtet. Kombiniert man nun 

die Gleichungen (1) und (2) erhält man die „κ-Köhlertheorie“ [Petters und Krei- 

denweis, 2007]: 

�� = �� 

�� 

��(��) exp ( 

6 

(2) 

�� 

� 

�� 

) (3) 

Ddry ist der Durchmesser der trockenen Partikel. Fügt man in die Gleichung (3) 

ein κ für ein Partikel mit dem Durchmesser Ddry ein, erhält man die kritische 

Übersättigung, SSc. Niedrige κ -Werte deuten darauf hin, dass sich das Partikel 

weniger-hygroskopisch oder weniger CCN-aktiv verhält, da die Wasseraufnah- 

merate sehr gering ist. Der „hygroskopische Wachstumsfaktor“ bezieht sich auf 

die Hygroskopizität eines Aerosols, also seine Eigenschaft, in Abhängigkeit von 

der Umgebungsfeuchte Wassermoleküle aus der Gasphase anzulagern. Die 

am größten feuchtigkeitsbindenden Arten, die in Aerosolen der umgebenen Luft 

gefunden wurden, haben einen maximalen κ -Wert von circa 1,4. Ist κ = 0 be- 

deutet dies, dass die Partikel unlösbar in Wasser sind. Der hygroskopische Pa- 

rameter kann wiederum auch mit der beobachteten kritischen Übersättigung für 

den entsprechenden trockenen Durchmesser bestimmt werden [Petters und 

Kreidenweis, 2007]: 

K = 

��³ 

�� ²�� 

� = �� /�� 

�� 

(5) 

(4)

Der κ -Wert steigt mit wachsendem Partikeldurchmesser beziehungsweise mit 

abnehmender Übersättigung. Die Variabilität der κ -Werte wächst mit zuneh- 

mender Übersättigung, verbunden mit dem abnehmenden Durchmesser der 

Wolkenkondensationskeimen [Jurányi et al., 2011]. 

2.3 Eiskeime und ihre Bildung 

Eiskristalle können sich entweder durch homogenes oder heterogenes Frieren 

von Aerosolpartikeln oder durch eine Kombination beider Prozesse bilden [Vali, 

1999]. Von homogener Eisnukleation spricht man, wenn entweder reine Was- 

sertröpfchen oder vollständig flüssige Lösungströpfchen ab einer Temperatur 

von -40°C (Hobbs, 1995) gefrieren. Bei diesem Proze ss sind keine Aerosolpar- 

tikel als Nukleationskeime notwendig. Zur Bildung von Eiskristallen bei höheren 

Temperaturen muss eine Wechselwirkung in der Atmosphäre mit geeigneten 

Aerosolpartikeln stattfinden, um eine Eiskristallation einzuleiten. Aerosolpartikel, 

die diese Eigenschaften besitzen, werden als Eiskeime (engl. Ice Nuclei, IN) 

bezeichnet. Ist eine unlösliche, feste Oberfläche beteiligt, so spricht man von 

heterogener Eisnukleation [Klein, 2010; Seinfeld und Pandis, 2006; Jackson, 

2005]. Die Mechanismen der Eispartikelbildung werden in vier verschiedene 

Moden eingeteilt (siehe Abbildung 2) [Vali, 1999]: 

7

Abbildung 2: schematische Darstellung der vier unterschiedlichen Eisnukleationsmoden in der Atmosphäre 

(Depositions-, Immersions-, Kondensations- und Kontaktgefrieren) (Quelle: Vali 1999) 

Das Depositionsgefrieren findet bei Temperaturen unter dem Gefrierpunkt statt. 

Es bilden sich direkt bei der Anlagerung von Wasserdampf auf festen Eiskei- 

men Eiskristalle bei eisgesättigten Bedingungen. Eine andere Gefriermode ist 

das Immersionsgefrieren. Hier ist zuerst ein Tropfen mit einem ungelösten Be- 

standteil oder Einschluss vorhanden, der dann bei Unterschreitung der Aktivie- 

rungstemperatur als Eiskeim dient. Schlägt sich der Wasserdampf dagegen bei 

wassergesättigten Bedingungen zuerst flüssig auf einem festen Partikel nieder 

und gefriert sofort anschließend, liegt das sogenannte Kondensationsgefrieren 

vor. Kollidiert ein Wassertropfen mit einem Eiskeim und gefriert dadurch spon- 

tan, spricht man von Kontaktgefrieren. 

Da die Anzahl der Aerosolpartikel, die als Eiskeim wirksam sind, stark tempera- 

turabhängig ist, wirken verschiedene Substanzen unterschiedlich gut als Eis- 

keime. Die meisten Eiskeime bestehen aus Mineralstaub oder metallischen Par- 

tikeln [DeMott et al., 2003]. Ein weiterer entscheidender Parameter für die Akti- 

vierungsbedingungen atmosphärischer Eiskeime ist die Luftfeuchtigkeit. Er- 

reicht die Temperatur einen Wert unterhalb des Gefrierpunktes unterscheidet 

man zwischen der relativen Feuchte bezogen auf Eis oder Wasser. Es kann ein 

8

Luftpaket übersättigt in Bezug auf Eis sein, auch wenn die relative Feuchte da- 

bei jedoch noch unterhalb der Wassersättigung liegt. Im Allgemeinen steigt bei 

einer atmosphärischen Aerosolprobe die Eiskeimkonzentration mit wachsender 

Feuchte und sinkender Aktivierungstemperatur [Klein, 2010]. Das Magono-Lee- 

Diagramm (siehe Abbildung 3) zeigt, dass je nach Übersättigung und Tempera- 

tur sich viele verschiedene Eiskristalle bilden können. 

Abbildung 3: Bildung unterschiedlicher Eiskristalle in Abhängigkeit von Temperatur und Übersättigung 

(Quelle: Libbrecht, 2005) 

2.4 Bergeron-Findeisen-Prozess 

In den Breitengraden Mitteleuropas bilden die sogenannten Mischphasenwol- 

ken, die aus Eisteilchen und unterkühlten Wassertröpfchen bestehen, eine we- 

sentliche Voraussetzung für die Entstehung von Niederschlägen. Die Tempera- 

turen liegen dabei in einem Bereich zwischen -10°C und -35°C. Die Eisteilchen 

in diesem Temperaturbereich entstehen zunächst durch heterogene Nukleation 

an Eiskeimen (primäre Eisbildung). Durch reine Kondensation können Wolken- 

tröpfchen bis maximal zur Größe von Sprühregentropfen anwachsen, deren 

9

Durchmesser zwischen 100 und 500 µµm liegen. Sind in einer Wolke gleichzeitig 

Eispartikel und flüssige Wolkentröpfchen vorhanden, wachsen die Eispartikel 

auf Kosten der unterkühlten Tröpfchen. Dies ist eine Folge des unterschiedli- 

chen Sättigungsdampfdrucks über einer Eis- und einer Wasseroberfläche. Bei 

gleicher Temperatur ist dieser über Eis geringer als über flüssigem Wasser 

(siehe Abbildung 4). Während die Luft bezüglich der Eisphase also schon über- 

sättigt ist und Wasserdampf auf den Eispartikeln zu deponieren beginnt, ver- 

dunstet Wasser von den flüssigen Tröpfchen der gleichen Temperatur. 

Abbildung 4: Phasendiagramm von Wasser. Die Grenzlinien beschreiben die Gleichgewichtspartialdrucke 

bei Koexistenz mehrerer Phasen. Die blaue gestrichelte Linie stellt die Dampfdruckkurve von flüssigem, 

unterkühltem Wasser dar. (Quelle: Seinfeld und Pandis 2006) 

Dieser Prozess, der von Wegener (1911) erstmals beschrieben und unter der 

Bezeichnung Bergeron–Findeisen–Prozess bekannt wurde, ist bei einer Tem- 

peratur von -12°C am effektivsten, da hier die Diff erenz der Sättigungsdampf- 

drücke maximal wird. Wenn die Anzahldichte der Eispartikel kleiner ist als die 

der Wolkentröpfchen, entstehen verhältnismäßig große Eispartikel, die beim 

Fallen durch wärmere Luftschichten schmelzen und den Boden als Regentrop- 

fen erreichen. Gleichzeitig kann das Wachstum der Eispartikel auch durch Be- 

10

eifen stattfinden. Dabei sammeln fallende Eispartikel unterkühlte Wolkentröpf- 

chen auf und wachsen dadurch an (siehe Abbildung 5). 

Abbildung 5: Bergeron-Findeisen-Prozess (Quelle: Lutgens und Tarbuck, 2010) 

Nach der primären Eisbildung kann es durch Prozesse, wie Bereifung der Eis- 

kristalle, Zersplittern von Eispartikeln, zu einer Erhöhung der Konzentration von 

Eispartikeln in einem Luftpaket kommen. Diese Mechanismen werden als se- 

kundäre Eisbildung definiert. In der Abbildung 6 werden Entwicklungsvorgänge 

veranschaulicht, die sich in der Atmosphäre an die primäre Eisbildung an- 

schließen können [Klein, 2010; Seinfeld und Pandis, 2006; Jackson, 2005]. 

11

Abbildung 6: vereinfachte Darstellung des grundlegenden Prozesses der Niederschlagsbildung in Mischphasenwolken. 

(Quelle: Curtius und Bingemer, 2008) 

2.5 Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen 

Vergleicht man die typischen Aerosolkonzentrationen von Eiskeimen (IN) und 

Wolkenkondensationskeimen (CCN) und den gesamten Aerosolpartikeln, ist 

deutlich zu sehen (siehe Abbildung 7), dass die Eiskeimkonzentration nur einen 

sehr geringen Anteil der Aerosolpartikelkonzentrationen einnimmt. Des Weite- 

ren ist noch unklar, inwiefern die Wolkenkondensationskeimkonzentrationen 

und Eiskeimkonzentrationen voneinander abhängen oder aufeinander aufbau- 

en. 

12

Abbildung 7: Durchschnittliche Anzahlkonzentrationen verschiedener Aerosolfraktionen und ihre Quellen. 

(Quelle: Curtius, J. und Mertes, S.; persönliche Mitteilung) 

13

3. Einleitung 

Atmosphärische Aerosolpartikel beeinflussen unsere Lebensqualität auf ver- 

schiedene Art und Weise. Die Wechselwirkung zwischen Aerosolen und dem 

Klimasystem ist eine große Unsicherheit in der Vorhersage des Strahlungsan- 

triebes und des zukünftigen Klimas [IPCC, 2007]. Bisher hat man Kenntnisse 

gewonnen, dass Aerosole hauptsächlich Wirkungen auf Temperatur- und Nie- 

derschlagsmuster auf regionalen und kontinentalen Skalen haben. In städti- 

schen Bereichen verschlechtern sie erheblich die Sichtweite. Des Weiteren 

können sie unsere Gesundheit verschlechtern, da die feine Partikelfraktion tief 

in unsere Lunge eindringen kann. Die feinen Partikel greifen nicht nur unsere 

Lunge an, sondern können auch Gewebeentzündungen hervorrufen und das 

Risiko von Herz-Kreislauferkrankungen steigern. Ultrafeine Partikel können so- 

gar die Nase-Hirn-Schranke passieren und können ins Gehirn gelangen. Diese 

gesundheitsschädlichen Faktoren, die durch diese Partikel verursacht werden, 

erhöhen laut epidemiologischen Studien die Sterblichkeitsrate der Menschen 

[Kulmala et al., 2011; Oberdorster et al., 2004; Brook et al., 2010]. 

3.1 Aerosolpartikel 

„An aerosol is technically defined as a suspension of fine solid or liquid particles 

in a gas,…, atmospheric aerosols are generally considered to be the particles 

that range in size from a few nanometers (nm) to tens of micrometers (µm) in 

diameter.” [Seinfeld und Pandis, 2006] 

Es gibt verschiedene Arten von Aerosolen in der Luft: Ruß, Staub, Pollen, 

Sporen, Reifenabrieb, Sulfatpartikel, Nitrate, Seesalz, Schwefelsäure, organi- 

sche Stoffe und viele mehr. All diese Typen werden durch diese oben genannte 

Definition beschrieben. Die Partikelgröße beschreibt als wichtigster Parameter 

das Verhalten von Aerosolen, denn alle Eigenschaften von Aerosolen hängen 

von der Teilchengröße ab [Hinds, 1999]. Gewöhnlich werden Aerosole in vier 

Größenklassen, die auf den Partikeldurchmesser Dp basieren, eingeteilt: 

Der Nukleationsmodus (auch Nuclei-Mode genannt) enthält Partikel von einem 

Durchmesser kleiner als 10 nm. Danach werden Partikel mit dem Durchmesser 

im Größenbereich von über 10 nm bis 100 nm (0,1µm) dem Aitkenmode zuge- 

14

ordnet (ultrafeiner Aeroslbereich). Anschließend beginnt der Akkumulationsbe- 

reich, hier haben die Partikel einen Durchmesser von 0,1µm bis circa 2,5 µm. 

Diese drei Moden werden zusammengefasst als ‚fine particles‘ (feine Teilchen 

oder als ‚submicron particles‘ charakterisiert (siehe Abbildung 8). Alle Partikel, 

die einen Durchmesser größer als 2,5 µm haben, sind dem groben ( engl. coar- 

se-) Modus zugehörig beziehungsweise sind ‚supermicron particle‘ [Seinfeld 

und Pandis, 2006; Hussein, 2005]. 

Allgemein entstehen die Submicron-Partikel und groben Partikel durch unter- 

schiedliche Mechanismen getrennt. Aerosolpartikel können durch trockene De- 

position aus der Atmosphäre eliminiert werden und sedimentieren an der Erd- 

oberfläche oder sie werden durch nasse Deposition aufgrund von Niederschlag 

ausgewaschen. Primäre Aerosolpartikel werden direkt in die Atmosphäre emit- 

tiert. Werden Teilchen jedoch erst in der Atmosphäre durch die „Gas-zu- 

Partikel-Umwandlung“ gebildet, wie zum Beispiel Sulfatpartikel, werden sie se- 

kundäres Aerosol bezeichnet [Hussein, 2005]. 

15

Abbildung 8: schematische Darstellung der atmosphärischen Partikelgrößenverteilung: Quellen, Moden, 

Bildung und Entfernungsmechanismen der Partikel werden gezeigt. (Quelle: Hussein, 2005) 

Die Nukleation bildet nur sehr kleinen Partikeln. Durch Koagulation und Kon- 

densation können die Nukleationsmode-Partikel wachsen. Die Koagulationsrate 

hängt von der Partikelanzahlkonzentration und die Kondensationsrate von der 

Oberfläche der Partikel und der Übersättigung der kondensierenden Dampf- 

phase ab. Deshalb nimmt die Kondensations- und Koagulationsrate mit stei- 

gender Partikelgröße bis circa 1µm ab. Grobe Partikel werden durch Zerbre- 

chen größerer Partikel in kleinere bzw. durch Aufwirbelung, gebildet. Die untere 

Grenze ist circa bei 1µm, da mit abnehmender Partikelgröße immer mehr Ener- 

gie zum Zerbrechen in kleinere Einheiten notwendig ist. Es gibt jedoch noch 

weitere Quellen wie grobe Partikel gebildet werden können. Möglichkeiten zur 

groben Partikelbildung wären zum Beispiel Windverwehungen, Autoverkehr, 

16

Abriss von Gebäuden, Evaporation von Meeresgischt etc. [Hussein, 2005; Kul- 

mala et al., 2004] 

3.2 Einfluss der Aerosolpartikel auf das Klima 

Aerosole sind eine wichtige Komponente in verschiedenen Modellen. Sie neh- 

men direkten Einfluss auf die Strahlungsbilanz der Erde durch Streuung und 

Absorption der solaren und infraroten Strahlung in die Atmosphäre ein. Die drei 

größten Effekte, durch die die Atmosphäre durch Aerosolpartikel beeinflusst 

wird, werden in dem IPCC-Bericht (2007) beschrieben: der direkte Effekt, der 

indirekte Effekt und der semidirekte Effekt. In Abbildung 9 sind die Strahlungs- 

antriebe der anthropogenen und natürlichen Effekte dargestellt. Die dünnen 

schwarzen waagrechten Balken zeigen die Unsicherheit von jedem Teil inner- 

halb der verwendeten Klimamodelle. Deutlich ist zu sehen, dass die größte Un- 

sicherheit im Strahlungsantrieb von der Komponente der gesamten Aerosole 

entspringt. Diese beinhalten den direkten und indirekten Effekt. Indirekt wirken 

sie auf die Strahlung durch Wolkenbildung, wobei der sogenannte Wolkenalbe- 

do-Effekt eine große Rolle spielt. Dieser Effekt wurde im Bericht des IPCC 

(2007) als schlecht erforscht klassifiziert. 

Abbildung 9: Bedeutende Komponenten des global gemittelten Strahlungsantriebes (W/m²). Die dünnen 

schwarzen Linien stellen den Größenbereich der Unsicherheit für die jeweiligen Werte dar. Die Werte des 

Strahlungsantriebes zeigen den Einfluss der Strahlungskraft (in W/m²) zusammen mit der typischen geo- 

17

graphischen Ausdehnung und der Beurteilung des Grades des wissenschaftlichen Verständnisses 

(GDWV). Vulkanische Aerosole werden aufgrund ihrer episodischen Erscheinung nicht betrachtet. (Quelle: 

IPCC, 2007) 

3.2.1 Direkter Effekt 

Der direkte Effekt beschreibt die Streuung und Absorption der kurzwelligen und 

langwelligen Strahlung durch Aerosolpartikel. Dieser Vorgang ändert die Strah- 

lungsbilanz der Erde und ist von der Zusammensetzung der Partikel abhängig 

(siehe Abbildung 10). Zurückgestreutes Licht geht direkt wieder in den Welt- 

raum zurück und kann nicht die Erdoberfläche erreichen. Der Wirkungsgrad 

eines Aerosols hängt von seiner Anzahlkonzentration, dem Winkel zwischen 

der Sonne und den Partikeln, den optischen Eigenschaften von Partikel und der 

Partikelgröße ab. Falls das Partikel dunkel ist, wie zum Beispiel Rußaerosolpar- 

tikel (engl. black carbon), wird IR-Strahlung der Erde absorbiert und - abhängig 

von der Höhe des Aerosols in der Atmosphäre - erscheint ein positiver Rück- 

kopplungsmechanismus. Dieser Rückkopplungsmechanismus führt zu einer 

Erwärmung der umgebenden Luft. 

Die Größe der Strahlungsantriebes (Einheit: W/m²) hängt von der Reflektivität 

der darunterliegenden Oberfläche ab. Die Reflektivität einer Oberfläche, wird 

als Albedo bezeichnet und wird charakterisiert durch den Anteil der Strahlung, 

der reflektiert wird. Eine Oberfläche mit einer hohen Albedo ist zum Beispiel 

eine Schneefläche. Sie absorbiert nicht so viel Strahlung wie die dunkle Ober- 

fläche eines Ozeans. Der Nettoeffekt des globalen Aerosols ist kühlend mit ei- 

nem negativen Strahlungsantrieb von - 0,5 W/m² (- 0.9 W/m² bis - 0.1 W/m²) 

[IPCC 2007; Seinfeld und Pandis, 2006]. 

3.2.2 Indirekter Effekt 

Der indirekte Effekt ist der Mechanismus, bei dem die Aerosole den Strah- 

lungsantrieb indirekt durch veränderte mikrophysikalische Eigenschaften der 

Wolken beeinflussen. Manche Aerosolpartikel nehmen bei hoher relativer 

Feuchtigkeit (RH) Wasser auf und haben die Fähigkeit als CCN oder IN zu wir- 

ken. Diese Partikel sind somit verantwortlich für die Bildung von Wolkentröpf- 

chen. Die Fähigkeit eines Aerosols als CCN zu wirken, hängt von der Größe, 

18

der chemischen Zusammensetzung in der Luft ab (Penner et al., 2001). Anthro- 

pogene Veränderungen der CCN-Anzahlkonzentration ändern die Wolkenei- 

genschaften und beeinflussen so das Klima. Die Niederschlagsrate einer Wolke 

kann durch die Anzahl von Partikeln beeinflusst werden. 

a) Erster indirekter Effekt: Wolkenalbedo- oder Twomey-Effekt: 

Der erste indirekte Effekt beschreibt den Einfluss der Aerosolanzahlkonzentrati- 

on auf Wolken (siehe Abbildung 10). Es wird angenommen, dass der Wasser- 

gehalt konstant bleibt. Mit einer höheren CCN-Anzahlkonzentration wird das 

vorhandene Wasser, aufgrund der höheren Anzahl und kleinerer Tröpfchengrö- 

ße, über eine größere Oberfläche verteilt und die Reflektivität der solaren Strah- 

lung, als Wolkenalbedo benannt, steigt an. Durch diesen Prozess werden mehr 

kleinere Tropfen in den warmen Wolken gebildet (Twomey, 1977). Aus dem 

ersten indirekten Effekt resultiert eine Kühlung der gesamten Erde. 

Insgesamt wird von anthropogenen Aerosolen bei indirektem Wolkenalbedo- 

Effekt eine kühlende Wirkung von -0.7 W/m² (- 1,8 W/m² bis - 0,3 W/m²) erwar- 

tet (siehe Abbildung 9). 

b) Zweiter indirekter Effekt: Wolkenlebensdauer-Effekt (engl. Cloud- 

lifetime effect) 

Bei dem zweiten indirekten Effekt wird angenommen, dass der Wassergehalt 

variabel ist. Die Wolkentröpfchen müssen eine bestimmte Tröpfchengröße 

haben, um zu einem Regentropfen anwachsen zu können. Falls die Wolkenpar- 

tikelgrößenverteilung sich zu kleineren Wolkentropfen ändert, wird der Nieder- 

schlag reduziert (siehe Abbildung 10). Diese Unterdrückung von Tropfenwachs- 

tum führt zu längerlebigen Wolken (Albrecht, 1989). So trägt der zweite indirek- 

te Effekt auch zur Kühlung der Atmosphäre bei. 

3.2.3 Semidirekter Effekt 

Der semidirekte Effekt beschreibt die Absorption von kurzwelliger Strahlung 

durch troposphärische Aerosole. Dieser Effekt hängt von der chemischen Zu- 

sammensetzung und von dem Durchmesser der Partikel ab. Die Absorption der 

einfallenden Sonnenstrahlung in der Atmosphäre führt in jedem Fall zu einer 

19

Verringerung der Einstrahlung an der Erdoberfläche und somit zu einer Abküh- 

lung am Erdboden. Erwärmt wird lediglich die Atmosphäre, die von den jeweili- 

gen Aerosolen umgeben ist. Dies führt dort zur Änderung der relativen Feuch- 

tigkeit und Stabilität der Atmosphäre. Falls die Partikel sich innerhalb eines 

Wolkentropfens befinden und dabei solare Strahlung absorbieren, steigt dort die 

Temperatur an und die Wolkentropfen verdampfen. Die Wolkenmächtigkeit wird 

dadurch reduziert und es kommt zu einer Erwärmung der Erdoberfläche und zu 

einer Erwärmung der Atmosphäre, wo die Partikel solare Strahlung absorbieren 

[IPCC, 2007]. 

Abbildung 10: Schematisches Schaubild der verschiedenen Strahlungsmechanismen verbunden mit 

Wolkeneffekten, die in Verbindung mit Aerosolen stehen (abgewandelt von Haywood und Boucher (2000). 

Die schwarzen kleinen Punkte stellen die Aerosolpartikel dar; die größeren offenen Kreise Wolkentropfen. 

Die geraden Linien zeigen die einfallende und reflektierte solare Strahlung und die gewellten Linien die 

terrestrische Strahlung an. Die weißen Kreise geben die Wolkentröpfchenkonzentration an. Die unbeeinflussten 

Wolken beinhalten größere Wolkentropfen sowie nur natürliche Aerosole, diese können als CCN 

wirken, während die durch gesteigerte Aerosolkonzentration beeinflussten Wolken einer größere Anzahl 

an kleineren Wolkentropfen sowie natürliche und anthropogene Aerosole, ebenso CCN wirksam, enthalten. 

Die vertikalen grauen Striche stellen den Regen dar und die Abbkürzung LWC (engl. liquid water 

contents) bedeutet flüssiger Wassergehalt. (Quelle: IPCC, 2007) 

3.3 Motivation 

Die Unsicherheiten des Beitrages zum Strahlungsantrieb durch Aerosole sind 

viel höher als die Unsicherheiten bei den Treibhausgasen. Wenn sich die mik- 

rophysikalischen Eigenschaften der Wolken (Tröpfchengröße, Tröpfchendichte, 

Wolkenlebensdauer) ändern, dann ändern sich ihre Strahlungseigenschaften, 

und somit ändert sich das Ausmaß ihres Klimaeinflusses [Lohmann und Feich- 

ter, 2005]. Folglich ist es von großer Wichtigkeit, Forschung im Bereich der Ae- 

20

osol-Wolken-Interaktion zu fördern, um Klimamodelle zu verbessern und so 

zuverlässigere Klimavorhersagen zu erhalten [IPCC, 2007]. Die Wechselwir- 

kung zwischen Aerosolen und Wolken ist stark von der umgebenden Übersätti- 

gung von Wasserdampf in der Luft abhängig. Mit dieser Bachelorarbeit wird ein 

näherer Einblick auf die Partikel in unserer Atmosphäre gegeben und erläutert 

wie sie sich verändern, in ihrer Fähigkeit Wasser zu absorbieren und ihrer Akti- 

vierung als Wolkenkondensationskeim oder Eiskeim zu wirken. Die Hygroskopi- 

zität von Partikeln hat einen großen Einfluss auf die Bildung von Wolken, wel- 

che in Änderungen der Oberflächenalbedo resultieren und somit auch in Klima- 

änderungen. So sind Messungen von Wolkenkeimen wichtig, um einen klimato- 

logischen Blick auf diese atmosphärischen Komponenten gewinnen zu können 

[Klein et al., 2009]. 

21

4. Messgeräte und ihre Messmethoden 

4.1 Messstation: Taunus Observatorium Kleiner Feldberg 

Die Messstation liegt auf dem Kleinen Feldberg 810 m über dem Meeresspiegel 

und 25 km nordwestlich von Frankfurt. Dort befindet sich das Taunus Observa- 

torium, eine Einrichtung des Instituts für Atmosphäre und Umwelt der Goethe- 

Universität Frankfurt am Main. Auf der Kuppe des Kleinen Feldberges steht ein 

atmosphärenwissenschaftliches Labor (zweistöckiger Containerbau mit einer 

Dachplattform) zur Beprobung der Atmosphäre. Ebenso sind auf der Kuppe des 

Berges eine automatisierte Wetterstation des Deutschen Wetterdienstes (DWD) 

und eine Luftmessstation des Hessischen Landesamtes für Umwelt und Geolo- 

gie (HLUG), diese Stationen verfügen über aktuelle Wetter- und Luftverunreini- 

gungsdaten. Dieser Messstandort befindet sich im Naturpark Hochtaunus nörd- 

lich des Rhein-Main-Gebietes. Die Lage des Kleinen Feldbergs ist in der Karte 

in Abbildung 11 dargestellt: 

Abbildung 11: Kartenausschnitt der ADAC Autokarte Deutschland Blatt 9: Saarland – Hunsrück – Pfälzerwald 

–Spessart – Odenwald, Maßstab 1:20000 

22

Dieser Standort wird als Hintergrundstation angesehen, da sie vom lokalen Ein- 

fluss direkter beziehungsweise anthropogener Quellen entkoppelt ist (Quass, 

2008). Der Vorteil ist, dass die Messergebnisse nicht nur von lokalen Faktoren 

abhängig sind und daher auf größere Regionen übertragbar sind [Klein, 2010]. 

4.2 Scanning Mobility Particle Sizer (SMPS) Spectrometer 

Im Rahmen dieser Bachelorarbeit wurde die Anzahlgrößenverteilung von Aero- 

solpartikeln mit einem SMPS Spektrometer in Abhängigkeit des Mobilitäts- 

durchmessers bestimmt. Das SMPS Spektrometer befindet sich im Messcon- 

tainer und ist ein Messsystem der Serie 3936 der Firma TSI, Trust Science In- 

novation. Es setzt sich aus einem bipolaren Auflader (engl. Electrostatic Classi- 

fier) Model 3080, einem differenziellen Mobilitäts-Analysator (DMA) Model 

3081, einem auf butanolbasierenden Kondensationskernzähler Model 3025A 

und der PC-Software Aerosol Instrument Manager für die Steuerung des Sys- 

tems zusammen. Dieses System misst die Größenverteilung von Aerosolen von 

9,6 nm bis 422 nm in 105 Größenklassen logarithmisch eingeteilt. Das SMPS 

Spektrometer ist durch einen Computer automatisiert, der die individuellen In- 

strumente kontrolliert und die Datenverdichtung, durch die Benutzung der Aero- 

sol Instrument Manager Software durchführt. Es werden vier Scans von 120 s 

aufwärts und von 15 s rückwärts gemessen, damit werden dann vier Scans von 

10 min per Software gemittelt [TSI Produktinformation, 2008]. 

Abbildung 12: SMPS Spectrometer mit einem DMA und einem WCPC (Quelle: TSI Produktinformation, 

2008) 

23

Die Partikel durchströmen zuerst den bipolaren Auflader, in welchem Gasionen 

von der radioaktiven Bestrahlung einer 85 Kr-Quelle bipolar aufgeladen werden. 

Die positiven und negativen Gasionen diffundieren auf die Oberfläche der Teil- 

chen in einer ausreichenden Menge damit sich ein definiertes Ladungsgleich- 

gewicht einstellt. Deshalb wird die 85 Kr-Quelle auch als Neutralisator bezeich- 

net. Anschließend werden die geladenen Partikel im differentiellen Mobilitäts- 

Analysator nach ihrer Beweglichkeit klassifiziert. Der DMA ist ein langer Kon- 

densator, der von einer Hülle von partikelfreier Luft laminar durchströmt wird. 

Die Geometrie des DMA ist aus praktischen Gründen zylinderförmig gebaut. 

Das polydisperse Aerosol gelangt durch eine enge Eintrittsöffnung in den obe- 

ren Teil des DMA. Die vertikal zur Strömungsrichtung angelegte Hochspannung 

verschiebt die im Trägergas nach unten strömenden geladenen Partikel in Rich- 

tung Zentrum. Die Geschwindigkeit dieser Bewegung nach innen ist bestimmt 

durch das Gleichgewicht der elektrischen Feldkraft und der Reibungskraft im 

Trägergas. Kleine Partikel bewegen sich schneller und die großen Partikel 

langsamer, d.h. auf ihrer Bahn nach unten nähern sich die kleinen Partikel dem 

Zentrum schneller als die Großen. Am unteren Ende der Zentrumselektrode 

befindet sich ein enger Austrittsschlitz, durch welchen nur Teilchen einer be- 

stimmten Größe austreten können. Diese Größe kann durch die Einstellung der 

Hochspannung variiert werden. Partikel, die kleiner als die dem Austritt ent- 

sprechende Größe sind, bleiben an der Zentrumselektrode hängen, die Größe- 

ren werden mit der umhüllenden Luft abgepumpt (siehe Abbildung 13). Die 

Software steuert nun die anliegende Spannung und steigert sie in definierten 

Schritten, d.h. passend für das jeweilige Intervall, bis zum maximalen Wert. 

24

Abbildung 13: Flussschemata eines bipolaren Auflader mit einem DMA (Quelle: TSI Produktinformation, 

2008) 

Danach misst der Kondensationspartikelzähler die aus dem DMA ausgetrete- 

nen monodispersen Partikel über einen optischen Streulichtdetektor als Anzahl- 

konzentration. Die Nanometer-Partikel, die für eine direkte optische Zählung zu 

klein wären, werden auf folgende Weise vergrößert. Das Trägergas wird mit 

Butanol gesättigt und anschließend abgekühlt. Die Partikel wirken für das Buta- 

nol als Kondensationskerne und um jedes Partikel bildet sich ein großer Trop- 

fen. Dadurch wächst die Partikelgröße und das Teilchen lässt sich nach An- 

wachsen bis zu einem Durchmesser von 10-13 µm mit dem optischen Laser 

zählen. Die PC-Software des SMPS, variiert in wählbaren Scan-Zeiten die 

Hochspannung des DMA und ordnet die im CPC gemessene Anzahlkonzentra- 

tion dem entsprechenden Mobilitätsdurchmesser zu. Unter Berücksichtigung 

aller Parameter wie DMA-Geometrie, Gasflüsse, Ladungsverteilung nach dem 

bipolaren Auflader und Scan-Zeiten wird über die Software eine Größenvertei- 

25

lung berechnet, die als Anzahl-, geometrische Oberflächen- oder Volumen- 

Konzentration darstellbar ist [TSI Produktinformation, 2008]. 

4.3 Wolkenkondensationskeimzähler (engl. Cloud Condesation Nuclei 

(CCN) Counter) 

Der Wolkenkondensationskeimzähler, der für dieses Experiment verwendet 

wurde, wurde von Droplet Measurement Technologies (DMT) in Boulder, CO, 

USA gebaut. Dieser CCN-Counter hat nur eine einzelne 50 cm lange (CCN- 

100; siehe Abbildung 14) Wachstumssäule (engl. single growth column). Das 

Instrument zählt den Anteil der Aerosolpartikel, die zu Tropfen anwachsen, 

wenn sie einer gegebenen Wasserdampfübersättigung (RH > 100%) ausge- 

setzt sind [Smith, 2011]. 

Abbildung 14: CCN-Counter mit einem vorderseitig montierten Touchbildschirm (Quelle: DMT Produktinformation, 

2010) 

26

Dieses Messgerät ist ein kontinuierlich arbeitendes Durchfluss- (engl. conti- 

nuous-flow) Instrument, das in-situ Messungen in einem Übersättigungsbereich 

von 0,07% bis 2% erlaubt. Die Übersättigung wird durch eine zylindrische Diffu- 

sionskammer mit einem konstanten vertikalen thermischen Gradienten erzeugt. 

Von oben nach unten durchlaufen die Partikel das übersättigte Umfeld und 

wachsen an. Der Grund dafür ist die Differenz in der Wasserdampf- und Tem- 

peraturleitfähigkeit (Temperaturleitfähigkeit < molekulare Diffusivität von Was- 

serdampf) [Smith, 2011]. Abhängig von dem Temperaturgradienten und dem 

Fluss, der durch die Säule läuft, wird die Übersättigung gesteuert und kann so 

auch geändert werden um CCN-Spektren zu erfassen. Zwischen den zwei Ge- 

häuseplatten der Säule entwickelt sich eine bekannte Übersättigung. Nach der 

Aktivierung beginnt das Partikel rasant anzuwachsen und sedimentiert in dem 

beleuchteten Probenraum. Die Kondensationskammer ist mit einem optischen 

Partikelzähler verbunden, in dem ein angeschlossenes optisches Detektorsys- 

tem (Laser + Fotodiode) die Teilchen zählt, die in der Säule aktiviert wurden 

[Roberts und Nenes, 2005]. Der Größenbereich der aktivierten Partikel liegt bei 

0,75 bis 10 µm und wird in 20 Größenklassen eingeteilt. 

27

Abbildung 15: (a) Wolkenkondensationskeimzähler von DMT, (b) schematische Skizze eines CCN- 

Counters (Quelle: Smith, 2011) 

Ein Hauptmerkmal des Instrumentes ist die Fähigkeit, die CCN-Aktivierung bei 

verschiedenen Aerosolgrößen zu messen. Es ist ein einfaches und robustes 

Messgerät und seine flexible Temperaturregelung ermöglicht Messungen mit 

einer Vielzahl von Übersättigungen, ohne dass sich eine Umkehrung der Strö- 

mung oder andere Änderungen einstellen. Bei Übersättigungen von über 0,1% 

sind die Messergebnisse sehr zuverlässig. Die Wachstumszeit für Partikel wäre 

bei kleineren Übersättigungen in der Spalte zu lang. Darüber hinaus geht das 

Funktionsprinzip davon aus, dass Partikel mit der gleichen kritischen Übersätti- 

gung die gleiche Wachstumsrate zeigen werden, wenn sie identischen Übersät- 

tigungsfeldern ausgesetzt sind. In Wirklichkeit ist dies nicht unbedingt der Fall 

aufgrund von Änderungen nach den Köhler-Kurven und modifizierten Wachs- 

tumsraten [Roberts und Nenes, 2005]. Die Messungen wurden vom 28. Sep- 

tember 2011 bis 5. Oktober 2011 durchgeführt. Alle zwei Tage wurde frisches 

desionisiertes Wasser in die vordere Flasche im CCN-Counter nachgefüllt, da 

dieses Wasser verwendet wird um eine Übersättigung durch die zylindrische 

28

Diffusionskammer zu ermöglichen. In der hinteren Flasche befindet sich das 

Wasser, das durch das Gerät gepumpt wurde und nun entsorgt werden kann. In 

diesem Messzeitraum wurden fünf Übersättigungen (0,1%, 0,2%, 0,3%, 0,4%, 

und 0,6%) an dem CCN-Counter eingestellt (H.Wex, Institut für Troposphären- 

forschung, Leipzig). Das Gerät lief diese acht Messtage durchgehend und er- 

fasste kontinuierlich im Sekundentakt Messdaten. Alle zehn Minuten wurde in 

Analogie zur SMPS-Zeitauflösung automatisch die Übersättigung am Wolken- 

kondensationskeimzähler geändert. Das Kontrollprogramm Single CCN.exe 

zeigt die Konzentration der aktivierten Partikel direkt auf dem Computermonitor 

an [DMT Produktinformation, 2010] 

Das SMPS Spektrometer und der CCN-Counter haben während diesen Mes- 

sungen einen gemeinsamen Probeneinlass an der Messcontainerwand gehabt 

(siehe Abbildung 16). 

Abbildung 16: Probeneinlass an der Messcontainerwand (Markierung durch roten Pfeil) 

Zunächst passiert der Probenstrom einen Impaktor. Der Impaktor ist ein grö- 

ßenselektives Element, in welchen das Aerosol durch eine Düse geführt wird. 

29

Die Aerosolströmung wird durch eine Düse beschleunigt und auf eine flache 

Platte gerichtet, wie in der Abbildung 17. 

Abbildung 17: Querschnittsansicht eines Trägheitsimpaktor (Quelle: Hinds, 1999) 

Die Prallplatte lenkt die Strömung um eine 90°-Bieg ung und zwingt den Aeroso- 

len eine abrupte Richtungsänderung auf. Partikel mit ausreichender Trägheit 

sind nicht in der Lage den Strömungslinien zu folgen 

und schlagen auf der Platte auf. Kleinere Partikel folgen den Strömungslinien 

und vermeiden den Kontakt mit der Platte beim Verlassen des Impaktors. Die 

Richtungsänderung der Partikel ist bestimmt durch ihre Wechselwirkung mit 

dem Gas. In Abhängigkeit ihrer Größe und Dichte wird ein Teil der Partikel an 

der Platte abgeschieden. Der Durchmesser, welcher durch diesen Trennpro- 

zess definiert wird, wird als aerodynamischen Durchmesser bezeichnet. Die 

Größengrenze zwischen abgeschiedenen und an der Platte vorbeiströmenden 

Partikeln - der Cut-off-Durchmesser (50% der Partikel bei dieser Größe werden 

abgeschieden) - hängt von der Geschwindigkeit in der Düse und dem Druckfall 

über der Düse, der Impaktorgeometrie und der Dichte ab. Durch Änderung die- 

ser Parameter, üblicherweise durch Druckänderung hinter der Düse wird der 

Cut-off-Durchmesser auf einen bevorzugten Wert eingestellt [TSI Produktinfor- 

mation, 2008]. 

Der Luftprobenstrom, der den Impaktor verlässt, wird dann in zwei Ströme auf- 

geteilt. Ein Strom fließt dann zu dem SPMS Spektrometer und ein Strom zu 

dem CCN-Counter, wie in Abbildung 18 dargestellt. 

30

Abbildung 18: Skizze von dem Probeneinlass des SMPS und des CCN-Counter 

4.4 Elektrostatischer Aerosolabscheider 

Zur IN-Messung wurden Aerosolproben mit einem elektrostatischen Aerosolab- 

schneider (engl. Electrostatic Aerosol Collector, EAC) auf Probenträgern ange- 

reichert und diese nachfolgend in einer Vakuumdiffusionskammer analysiert. 

Das verwendete Einlasssystem (Probeneinlass) des EACs befindet sich auf der 

Dachplattform des Messcontainers (siehe Abbildung 19). 

31

Abbildung 19: (links) schematische Abbildung des Einlasssystems und des elektrostatischen Aerosolabschneiders 

(rechts) Messstandort am Containerdach; roter Pfeil zeigt auf den Sigma-2-Abschneider (Probeneinlass) 

(Quelle: Klein, 2010) 

Die gesammelte Aerosolprobe aus der Atmosphäre wird dann in den EAC ein- 

geleitet und kommt durch einen zentralen Einlass in eine „Dusche“ von Elektro- 

nen. Die Elektronen werden durch 12 Golddrähte, konzentrisch ringförmig an- 

geordnet, emittiert. Die Aerosole werden dadurch negativ geladen und werden 

auf die positiv geladene Oberfläche des Substrates geführt und werden dort 

abgelagert. Eine Spannung von 15.000 V wird zwischen den Elektroden ange- 

legt. Das Probengefäß besteht aus Borosilikatglas (feuerfestes Glas) und die 

Dichtungen und Isolatoren aus Teflon. Die Probenträger, auf denen sich die 

geladenen Aerosole deponieren, bestehen aus Silizium und werden auch Wafer 

(Dicke: 0,7mm, Durchmesser: 45mm) genannt (siehe Abbildung 20) [Klein et 

al., 2010]. 

32

Abbildung 20: Elektrostatische Aerosolabschneider: Abbildung a) Fotographie, Abbildung b) schematische 

Darstellung (Quelle: Klein et al., 2010) 

Diese Messungen werden täglich auf dem Kleinen Feldberg durchgeführt. Im 

Rahmen dieser Bachelorarbeit werden die Aerosolproben aus dem Zeitraum 

vom 01. September 2011 bis 01. November 2011 betrachtet. 

4.5 FRIDGE (Frankfurt Ice Nuclei Deposition Freezing Experiment) 

Die gesammelten Aerosolproben werden bei verschiedenen Aktivierungstempe- 

raturen und relativen Feuchten analysiert. Die Analyse umfasst verschiedene 

Temperaturwerte mit verschieden eingestellten relativen Luftfeuchten. In der 

Tabelle 1 sind die acht verschiedenen Aktivierungsbedingungen aufgetragen, 

die für die Analyse der Aerosolproben in der FRIDGE-Kammer (siehe Abbildung 

21) festgelegt sind. 

33

Aktivierungstemperatur [°C] relative Feuchte Eis [% ] relative Feuchte Wasser [%] 

-8 105 97 

-8 107 99 

-13 106 93 

-13 110 97 

-13 113 99 

-18 111 93 

-18 115 96 

-18 119 100 

Tabelle 1: Aktivierungsbedingungen für die Analyse der Aerosolproben mit FRIDGE 

Die FRIDGE-Kammer ist eine statische Vakuumdampfdiffusionskammer zur 

Aktivierung und Zählung der Eiskeime, die auf den Wafern gesammelt wurden. 

Abbildung 21: (a) Schematische Skizze von FRIDGE (Frankfurt Ice Deposition freezing Experiment) 

(Quelle: Bundke et al., 2008) (b) Fotographie von FRIDGE (Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung 

IAU Frankfurt) 

34 

(b) 

a)

Für die Messung der IN-Anzahlkonzentration wird der Siliziumwafer in der eva- 

kuierten Kammer Temperaturen unterhalb des Gefrierpunkts und der Eisüber- 

sättigung ausgesetzt. Aktivierte Eiskeime wachsen zu Eiskristallen an und wer- 

den mit einer CCD-Kamera fotografiert und mit LabView automatisch ausge- 

zählt (siehe Abbildung 22) [Bundke et al., 2008]. 

Abbildung 22: Aktivierte Eiskeime, die zu makroskopischen Eiskristallen werden und mit der CCD- 

Kamera abgebildet und automatisch gezählt werden. (Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung 

IAU Frankfurt) 

35

Alle Instrumentenparameter werden über LabView kontrolliert. Die Diffusions- 

kammer ist mit einer temperierten und evakuierten Wasserdampfquelle verbun- 

den, kann eine Übersättigung erzeugt werden. Durch das vorherige Evakuieren 

der Kammer herrscht nun in dieser eine reine Wasserdampfatmosphäre. Somit 

kann man den Wasserdampfpartialdruck direkt messen und durch Variation der 

Temperatur die Wasserdampfquelle regeln. Die Genauigkeit dieser Methode 

wird mit der mittleren relativen Standardabweichung von 12,5% angegeben 

[Klein et al., 2010; Bundke et al., 2008]. 

Abbildung 23: geöffnete Vakuumdiffusionskammer FRIDGE: Die gekühlte Fläche für das Substrat (a) ist 

im unteren Bereich und die CCD-Kamera (b), Verbindungen zur Wasserdampfquelle (c), Druckmessungen 

(d) und Vakuumpumpe (e) im höhergelegenen Teil der Kammer (Quelle: Klein et al., 2010 ) 

36

4.6 Meteorologische Größen (HLUG-Container und DWD-Messfeld) 

Abbildung 24: Automatische Klimastation des DWD auf dem Kleinen Feldberg (Quelle: Werner Haunold) 

Der Deutsche Wetterdienst (DWD) stellte freundlicherweise die Daten der Kli- 

mastation Kleiner Feldberg (neben dem Messcontainer) und den detaillierten 

Wetterablauf von Hessen zur Verfügung. 

Die Messgrößen, Messbereich und Genauigkeit sind in Tabelle aufgelistet. 

Tabelle 2: Meteorologische Elemente mit Messbereich, Auflösung und Messgüte einer automatischen 

Klimastation des DWD (Quelle: DWD, 2001) 

37

Abbildung 25: Luftmessstation des HLUG auf dem kleinen Feldberg 

Das Hessische Landesamt für Umwelt und Geologie (HLUG) betreibt eine 

Luftmessstation am Kleinen Feldberg, in der auch meteorologische Größen 

gemessen werden. Dieser Messcontainer befindet auch auf der Kuppe des 

Kleinen Feldberges. Die verwendeten Messgrößen mit Messbereich und Ge- 

nauigkeit dieser Station sind in Tabelle 3 aufgelistet: 

Tabelle 3: Meteorologische Parameter der Luftmessstation HLUG; Produktinformation von www.hlug.de, 

Produktinformation über Messbereich und Genauigkeit vom Hersteller 

38

5. Auswertung der Messergebnisse und ihr zeitlicher Verlauf 

5.1 zeitlicher Verlauf der Messergebnisse 

Um den zeitlichen Verlauf der Messergebnisse analysieren zu können, wird für 

die Zeitskala die Einheit DOY(engl. Day Of the Year) verwendet. Möchte man 

das jeweilige Datum im Jahr 2011 wissen, kann man mit Hilfe der Tabelle 4 ei- 

ne Umrechnung durchführen. Die fett gedruckten Zahlen auf der linken Seite 

stellen den Tag des Monats (engl. Day of the Month) dar. Folgt man dem Tag 

des Monats über den entsprechenden Monat, findet man den passenden Tag 

des Jahres (DOY). 

Day of the 

Month 

Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec 

1 1 32 60 91 121 152 182 213 244 274 305 335 

2 2 33 61 92 122 153 183 214 245 275 306 336 

3 3 34 62 93 123 154 184 215 246 276 307 337 

4 4 35 63 94 124 155 185 216 247 277 308 338 

5 5 36 64 95 125 156 186 217 248 278 309 339 

6 6 37 65 96 126 157 187 218 249 279 310 340 

7 7 38 66 97 127 158 188 219 250 280 311 341 

8 8 39 67 98 128 159 189 220 251 281 312 342 

9 9 40 68 99 129 160 190 221 252 282 313 343 

10 10 41 69 100 130 161 191 222 253 283 314 344 

11 11 42 70 101 131 162 192 223 254 284 315 345 

12 12 43 71 102 132 163 193 224 255 285 316 346 

13 13 44 72 103 133 164 194 225 256 286 317 347 

14 14 45 73 104 134 165 195 226 257 287 318 348 

15 15 46 74 105 135 166 196 227 258 288 319 349 

16 16 47 75 106 136 167 197 228 259 289 320 350 

17 17 48 76 107 137 168 198 229 260 290 321 351 

18 18 49 77 108 138 169 199 230 261 291 322 352 

19 19 50 78 109 139 170 200 231 262 292 323 353 

20 20 51 79 110 140 171 201 232 263 293 324 354 

21 21 52 80 111 141 172 202 233 264 294 325 355 

22 22 53 81 112 142 173 203 234 265 295 326 356 

23 23 54 82 113 143 174 204 235 266 296 327 357 

24 24 55 83 114 144 175 205 236 267 297 328 358 

25 25 56 84 115 145 176 206 237 268 298 329 359 

26 26 57 85 116 146 177 207 238 269 299 330 360 

27 27 58 86 117 147 178 208 239 270 300 331 361 

28 28 59 87 118 148 179 209 240 271 301 332 362 

29 29 88 119 149 180 210 241 272 302 333 363 

30 30 89 120 150 181 211 242 273 303 334 364 

31 31 90 151 212 243 304 365 

Tabelle 4: Umrechnungstabelle von DOY in das jeweilige Datum; Gelb- markierte DOY-Tage: Messzeitraum 

der CCN 

39

5.2 Analyse der CCN-Konzentrationen und ihr zeitlicher Verlauf 

Die mit dem CCN-Counter gemessenen aktivierten Partikel werden erst ab der 

Hälfte des 272. DOY analysiert. Der Wolkenkondensationskeimzähler wurde 

am 271. DOY aufgebaut. Das Messinstrument wurde vorher im Institut für Tro- 

posphärenforschung (IfT) in Leipzig kalibriert. Nach dem Aufbau musste sich 

der CCN-Counter jedoch noch 6 Stunden im Messcontainer „warm“ laufen, da- 

mit der Befeuchter (Humidifier siehe Abbildung 15 a) in Kapitel 4.3) die einge- 

stellten Übersättigungen für die Wachstumsssäule (engl. growth column) liefern 

kann und die richtigen Konzentrationen der aktivierten Partikel anzeigt werden. 

Abbildung 26: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen Übersättigungen 

auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen 

In Abbildung 26 wird die Wolkenkondensationskeimkonzentration pro cm³ für 

jede eingestellte Übersättigung dargestellt. Bei einer Übersättigung S von 0,1% 

ist die CCN-Konzentration vom 272. DOY bis zum 277. DOY nahezu konstant 

und zeigt kaum Variationen auf (siehe roten Linienverlauf bei S = 0,1% in Abbil- 

dung 27). Je höher die Übersättigung ist, desto größer ist die Konzentration der 

aktivierten Partikel pro cm³. Die verschiedenen Übersättigungen unterscheiden 

40

sich zwar in ihrer Anzahlkonzentration, weisen aber einen fast identischen zeit- 

lich Verlauf auf (Ausnahme: S= 0.1%). 

Während der gesamten CCN-Messzeit, wurde kein Niederschlag von der au- 

tomatisierten Klimastation des DWD registriert (siehe Abbildung 27), so konnte 

kein Vergleich mit diesem meteorologischen Parameter hergestellt werden. Ei- 

ne Aussage über eine Korrelation oder Antikorrelation zwischen der Nieder- 

schlagsrate und der Wolkenkondensationskeimkonzentration ist somit nicht 

möglich gewesen. 

Abbildung 27: registrierte Niederschlagshöhe in mm der DWD Klimastation 

Die zeitlichen Verläufe der einzelnen CCN-Konzentrationen weisen ein tägli- 

ches Muster auf. Die Anzahl der Wolkenkondensationskeime erreicht am frühen 

Mittag meist ihr Minimum und ihr Maximum in der Nacht. Dieses Muster hängt 

mit der relativen Feuchtigkeit RH der umgebenden Luft auf dem kleinen Feld- 

berg zusammen. Die Luftfeuchtigkeit zeigt in Abbildung 28 einen typischen Ta- 

gesgang. Mit Sonnenaufgang nimmt die relative Luftfeuchtigkeit durch die Son- 

neneinstrahlung und dem Anstieg der Grenzschichthöhe (Mischungsschicht) 

stetig ab, bis sie ihr Minimum erreicht hat. Das Minimum wird je nach Sonnen- 

stand und maximaler Mischungsschichthöhe erzielt. In den Abendstunden steigt 

die RH durch die Abkühlung der bodennahen Luftschichten bei konstanter 

Wasserdampfmenge wieder an. Die RH hängt somit von der Lufttemperatur ab. 

Steigt die umgebende Temperatur mit Sonnenaufgang an, dann nimmt die 

Wasserdampfmenge, die zur Sättigung benötigt würde, zu. Die Lufttemperatur 

erreicht ihr Maximum, wenn die Sonne ihren Höchststand erreicht hat und die 

Globalstrahlung ihren maximalen Tageswert hat (siehe Abbildung 29 und 30). 

41

Die Konzentration der aktivierten Partikel könnte nicht nur von der RH abhän- 

gen, sondern auch von der Lufttemperatur und der Globalstrahlung. 

Abbildung 28: Verlauf der relativen Feuchtigkeit in % vom 271. DOY bis zum 277. DOY des HLUG Luftmessnetzes 

Abbildung 29: Temperaturverlauf in °C vom 271. DOY bis zum 277. DO Y des HLUG Luftmessnetzes 

Abbildung 30: Tagesgang der Globalstrahlung in W/m² vom 271. DOY bis zum 277. DOY des HLUG 

Luftmessnetzes 

Besonders markant ist der 277. DOY mit seinem hohen Peak. Die außerge- 

wöhnlich hohe Anzahlkonzentration von CCN steigt stark um 9:25 Uhr in meh- 

reren Größenklassen an. Analysiert man nun verschiedene meteorologische 

Parameter, ist anzumerken, dass bei den vorangegangen Messtagen der Wind 

aus nordöstlicher bis südöstlicher Richtung kam und zum 277. DOY auf süd- 

westliche Richtung gedreht hat. Denkbare Ursache für diese hohe Wolkenkon- 

densationskeimkonzentration ist zum Beispiel, dass während der Wind von 

42

Südosten auf Südwesten gedreht hat, emittierte Aerosolpartikel von dem In- 

dustriepark Frankfurt-Höchst zum kleinen Feldberg transportiert wurden. Am 

277. DOY wurden die Gasflaschen des Max-Planck-Instituts, Mainz, am 

Messcontainer abgebaut und vom Kleinen Feldberg abtransportiert. Ein weite- 

rer Grund für diese hohen CCN-Konzentrationen könnten somit Rußaerosole 

eines Lastkraftwagens gewesen sein. 

Aufgrund des markanten Peaks wurde die Sulfatkonzentration während dem 

gesamten Messzeitraum beobachtet, da Sulfate gut als Wolkenkondensations- 

keimen dienen. Die Sulfatkonzentration wies während dem Messzeitraum der 

CCN nur sehr kleine Variationen in ihrer Konzentration in Deutschland auf (sie- 

he Abbildung 31). 

Abbildung 31: Sulfatkonzentration (µg/m³) in Europa am 277.DOY um 12 Uhr (Quelle: NAAPS Plot) 

Um die Ursache der hohen CCN-Konzentration herauszufinden, wurden ver- 

schiedene Rückwärtstrajektorienanalysen durchgeführt. Rückwärtstrajektorien 

können zeigen, woher ein Luftpaket gekommen ist oder wo es seinen Ursprung 

hat. Auf der Website des National Oceanic and Atmospheric Administration 

(United States Department of Commerce) NOAA kann man Rückwärtstrajekto- 

rien mit dem Model HYSPLIT Trajectory berechnen. Für die Anfangsbedingun- 

gen 277. DOY 09 UTC und 950 hPa wurde eine Rückwärtstrajektorie von 2 Ta- 

43

gen, mit einer Höhenströmung von 850 m angefertigt. Zusätzlich wurde noch 

der zeitliche Niederschlagsverlauf hinzugefügt. 

Abbildung 32: Rückwärtstrajektorie (in der Höhe von 850m) (2 Tage) vom 4. Oktober 2011; schwarzer 

Stern markiert den Messstandort kleiner Feldberg 

Wie in Abbildung 32 dargestellt, hat das Luftpaket, das den kleinen Feldberg 

um 9 Uhr erreicht, ganz Frankreich mit seinen Aerosolquellen und kurz den at- 

lantischen Ozean an der Küste von Frankreich (276. DOY um 18 Uhr) über- 

quert. Analysiert man nun Partikelkonzentrationen in Frankreich mit Hilfe der 

NRL/ Monterey Aerosol Page, einer offiziellen Website der U.S. Navy, stellt 

man fest, dass zu diesem Zeitpunkt an der französischen Küste Rußpartikel 

vorhanden waren (siehe Abbildung 33). 

44

Abbildung 33: Rußkonzentration (µg/m³) in Europa am 276. DOY um 18 Uhr (Quelle: NAAPS Plot) 

Diese Luftmasse könnte einen „Cocktail“ aus Ruß-, Meeressalz und Sulfatparti- 

keln beeinhalten, als sie den Messstandort erreichte. Ruß bietet eine optimale 

große Oberfläche, an der sich durch die Meeresgischt emittierten Salzteilchen 

anlagern können. Die Salzteilchen binden leicht Wasser, somit dann auch die 

flüssigen Sulfatpartikel in Deutschland. Da kein Niederschlag zu der Zeit gefal- 

len ist, kam es zu keiner Auswaschung der Aerosole. 

Abbildung 34: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 276. DOY um 18 UTC und die grauen Pfeile deuten 

die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) 

45

Abbildung 35: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 277. DOY um 18 UTC und die grauen Pfeile deuten 

die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) 

Des Weiteren bringt das Mineralstaub-Transportmodell DREAM (Dust Regional 

Atmospheric Model) zusätzliche Informationen über Staubkonzentrationen in 

Europa. Am 3 Oktober 18 UTC zeigt es nördlich von Frankreich und den BeNe- 

Lux-Staaten eine geringe Staubkonzentration von Mineralstaub aus der Sahara 

an. Laut der Abbildung 34 kommt der Wind aus Westen und so könnte ein 

Cocktail aus Mineralstaub- und Seesalzpartikeln das Taunus Observatorium 

erreichen. Am 4. Oktober 00UTC befindet sich eine geringe Konzentration von 

Staub im Norden Deutschlands, jedoch bilden sich CCN aus wasserlöslichen 

Partikeln (siehe Abbildung 35). 

Es wurde auch zusätzlich zu den anderen CCN-Messtagen Rückwärtstrajekto- 

rien berechnet, jedoch hatte kein Luftpaket vorher eine Region mit Russ- oder 

Staubpartikelkonzentrationen durchquert. 

Als nächstes wird ein Zusammenhang der CCN- und IN-Konzentrationen zur 

regionalen Bodenfeuchte untersucht, die ein mögliches Maß für die Feinstaub- 

46

mobilisierung durch Winderosion sein kann. Die Bodenfeuchte ist als nutzbare 

Feldkapazität angegeben. Die nutzbare Feldkapazität ist der Teil der Feldkapa- 

zität (FK), der von Pflanzen durch ihre Wurzeln aufgenommen werden kann. 

Der Zustand, bis zu dem die Pflanzen Wasser entnehmen können, wird als 

Welkepunkt (WP) bezeichnet. Die Pflanze kann somit nur Wasser zwischen den 

Zuständen Welkepunkt und Feldkapazität nutzen. Die aktuelle Bodenfeuchte 

wird in % nFK ausgedrückt, wobei WG der momentane Wassergehalt ist [DWD, 

2011]: 

% �� = (��) 

�� 

Verliert der Boden an Feuchte bzw. an nutzbarer Feldkapazität, wird er trocke- 

ner. Durch den Wind können dann immer mehr Staubpartikel aufgewirbelt wer- 

den. Betrachtet man sich die Abbildung 36, ist zu erkennen, dass die Boden- 

feuchte während dem Messzeitraum nahezu linear abnimmt. Dieser Grund 

könnte noch zu dem ausgeprägten Peak am 277. DOY beitragen. Normaler- 

weise sind Peaks, die durch Ferntransporte von über 1500 km entstehen, brei- 

ter. Diese Situation am Taunus Observatorium wird möglicherweise durch klein- 

räumige Transporte bestimmt. Mit der republik- bzw. europaweiten Verteilung 

können diese Transporte nicht bestimmt werden und diese Modellergebnisse 

berücksichtigen auch nicht alle Sulfatquellen. 

Abbildung 36: Verlauf der Bodenfeuchte vom 271. DOY bis zum 277. DOY der DWD Klimastation 

5.3 Aktivierungsdurchmesser 

Der Aktivierungsdurchmesser Dakt ist der Durchmesser, bei dem 50 % aller Ae- 

rosolpartikel als Wolkenkondensationskeime aktiviert werden können. Haben 

alle Teilchen eine identische chemische Zusammensetzung, kann der Dakt eines 

47 

(7)

Aerosols durch die Rückwärtsintegration der gemessenen Partikelgrößenvertei- 

lung von großen Partikeln in Richtung kleinere Partikel, bis das Integral bei ei- 

ner bestimmten Übersättigung SS auf die CCN-Anzahl stößt, erhalten werden. 

Diese Mindestgröße einer solchen Integration ist gleich dem allgemein bezeich- 

neten Dakt und entspricht der kleinsten Größe für eine CCN-Aktivierung bei ei- 

ner bestimmten Übersättigung. Alle Partikel, die einen Durchmesser größer als 

Dakt besitzen, wirken bei einer gegebenen SS als CCN. Eine solche Aktivie- 

rungsdurchmesserverteilung kann nur von größenaufgelösten CCN-Messungen 

hergeleitet werden. Ein Dakt kann für jede Übersättigung im CCN-Counter durch 

folgende Gleichung erhalten werden [Jurányi et al., 2011]: 

� ��(��) = − � 

�� 

�� 

48 

(�)� log � 

Dies ist eine Funktion der Zeit, der CCN-Konzentration NCCN bei der jeweiligen 

Übersättigung SS und Partikelgrößenverteilung. 

Abbildung 37: Zeitreihe der gemessenen Partikelkonzentration mit dem SMPS vom 271. DOY bis zum 

277. DOY 

(6)

Für die Berechnung der Aktivierungsdurchmesser wurden die gemessene Ae- 

rosolgrößenverteilung vom SMPS (siehe Abbildung 37) und die Wolkenkonden- 

sationskeimanzahl von der jeweiligen Übersättigung vom CCN-Counter ver- 

wendet. Die Rückwärtsintegration wurde mit der Software MatLab berechnet. 

Der Dakt wurde für jede eingestellte Übersättigung kalkuliert. Schaut man sich 

die Abbildungen 38 bis 42 an, erkennt man, dass mit zunehmender Übersätti- 

gung der Aktivierungsdurchmesser abnimmt. Dieses Ergebnis war nach [Dusek, 

2006] zu erwarten. 

Abbildung 38: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,1% vom 271. DOY bis zum 

277. DOY 

49


277. DOY 


277. DOY 

50


277. DOY 


277. DOY 

51

5.4 Hygroskopischer Parameter κ 

Mit den Gleichungen (4) und (5) in Kapitel 3.2 wurde nach [Petter und Kreiden- 

weis, 2007] für jede Übersättigung die Werte für den hygroskopische Parameter 

κ mit der Software MatLab berechnet. Für Ddry in Gleichung (4) wurde der 

berechnete Aktivierungsdurchmesser Dakt verwendet. Zusätzlich wurde für die 

gesamten κ-Werte der jeweiligen Übersättigung ein „Mean-κ-Wert“ mit dazuge- 

höriger Standardabweichung berechnet (siehe Abbildung 43). 

Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ (gestrichelte Linie) vom 

273. DOY bis zum 277. DOY 

52

Abbildung 44: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ (gestrichelte Linie) aller 

κ-Werte vom 273. DOY bis zum 277. DOY 

Die „mittleren κ-Werte“ nehmen mit zunehmender Übersättigung ab (siehe Ta- 

belle 5), somit steigen die κ-Werte mit anwachsendem Aktivierungsdurchmes- 

ser. Diese Aussage stimmt mit dem wissenschaftlichen Artikel von [Jurányi et 

al., 2011] überein. Eine Ausnahme gibt es jedoch bei der Übersättigung von 

0,1%, diese hat den gleichen „mittleren κ-Wert“ wie die Übersättigung von 

0,6%. Dies sind wahrscheinlich Messunsicherheiten, da das Messinstrument 

nicht vor Ort am Messstandort kalibriert wurde. κ steigt somit zu größeren 

Durchmessern hin an. Des Weiteren wurde sowohl der „mittlere κ-Wert“ als 

auch der „Median des κ-Wertes“ aller κ-Werte berechnet (siehe Tabelle 6). 

Supersaturation 0,1 % 0,2 % 0,3 % 0,4 % 0,6 % 

mean_kappa 0,12 0,19 0,19 0,16 0,12 

stand_kappa 0,066 0,075 0,071 0,078 0,039 

Tabelle 5: „κ-Mittelwerte“ mit ihrer jeweiligen Standardabweichung für jede eingestellte Übersättigung 

mean_kappa_tot 0,16 

median_kappa_tot 0,14 

Tabelle 6: „κ-Mittelwert“ und „Median-κ-Wert“ aller κ-Werte für alle Übersättigungen 

53

5.5 Vergleich der CCN- und der Partikelanzahlkonzentrationen 

Abbildung 45: Kreuzkorrelation von CCN-Konzentrationen bei bestimmtem Übersättigungen und der 

Partikelgrößenverteilung 

Es wurde eine Kreuzkorrelation mit MatLab zwischen der CCN-Konzentration 

und der Partikelgrößenverteilung berechnet. Die Korrelationsfunktion ist ein 

Maß für Ähnlichkeit. Diese Funktion wird dann als Kreuzkorrelation bezeichnet. 

Diese Kreuzkorrelation steigt wie in Abbildung 45 zusehen zum Abend hin an 

und erreicht ihr Maximum in der Nacht. Die Nukleation der Partikel findet um die 

Mittagszeit statt. Diese Teilchen wachsen rasch an bis sie den Aktivierungs- 

durchmesser erreicht haben und als CCN dienen können. Dieser Vorgang dau- 

ert einige Stunden an und die CCN-Konzentrationen erlangen ihr Maximum 

meist in der Nacht (siehe Abbildungen 26 und 37). Durch diesen Zeitversatz ist 

in der Korrelation deutlich zu erkennen, wann die Wachstumsrate der Partikel 

und die Abschwächung der Partikel anfangen. Mit dieser Korrelation ist deutlich 

zu sehen, dass die Wolkenkondensationskeimkonzentration sehr stark von der 

Partikelgrößenverteilung abhängt. 

54

5.6 Eiskeime 

Die ausgewerteten Eiskeimmessdaten vom Taunus Observatorium werden in 

den Abbildungen 46 bis 48 graphisch dargestellt. 

Abbildung 46: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils einer RH von 105% 

und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

Abbildung 47: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -13°C und jeweils einer RH von 106%, 

110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

55


115% und 119% (vom 245. DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

Der Vergleich mit den gesamten IN-Konzentrationen bei verschiedenen Tempe- 

raturen und relativen Feuchtigkeiten liefert, dass alle Konzentrationen zeitgleich 

ansteigen und abfallen. Eine Korrelation oder Antikorrelation zwischen meteoro- 

logischen Parametern und der Eiskeimkonzentrationen festzustellen, ist auf- 

grund eines Messwertes pro Tag (zumeist mittags) und eines Messzeitraumes 

von 2 Monaten, nicht möglich. 

In den Abbildungen 46 bis 48 sind einige markante Peaks, die höhere Eiskeim- 

konzentrationen pro Liter anzeigen. Für einige Peaks wurden Rückwärtstrajek- 

torien berechnet und die verschiedenen Partikelkonzentrationen auf dem Weg 

des bestimmten Luftpaketes untersucht. Die Rückwärtstrajektorie der hohen 

Anzahlkonzentration von IN am 266. DOY ging 5 Tage zurück und befand sich 

in Kanada an der Hudsonbucht (siehe Abbildung 49). 

56

Abbildung 49: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 266. DOY, berechnet von NOAA 

Abbildung 50: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m 3 ) über Nordamerika am 262. DOY (Quelle: 

NAAPS Plot) 

57

Abbildung 51: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 266. DOY (Quelle: NAAPS 

Plot) 

Dort befand sich nur eine geringe Sulfatkonzentration. Auf dem Weg nach 

Deutschland überquerte die Luftmasse den Atlantik und könnte eine hohe Kon- 

zentration an Seesalzpartikel enthalten. In Deutschland wurde am 266. DOY 

nur eine geringe Sulfatkonzentration gemessen. Während diesem gesamten 

zeitlichen Verlauf durchquerte das Luftpaket keine Gegend mit Staub- oder 

Rußpartikeln und zur Auswaschung durch Niederschlag kam es auch nicht. 

Verfolgt man die Luftmasse vom 293. DOY 5 Tage zurück, sieht man, dass es 

sich nördlich von Grönland befand (siehe Abbildungen 50 und 51). 

58


Abbildung 53: verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 293. DOY (Quelle: NAAPS 

Plot) 

59

Dort werden jedoch keine NAAPS Plots von verschiedenen Aerosolkonzentrati- 

onen erzeugt. Es können auf dem Weg zum kleinen Feldberg wieder einige 

Seesalzteilchen mit enthalten gewesen sein, da kaum Niederschlag vorhanden 

war. In Deutschland war zum Zeitpunkt des 293. DOY wieder nur eine sehr ge- 

ringe Sulfatkonzentration vorhanden (siehe Abbildungen 52 und 53). 

Bei den anderen Maxima im zeitlichen Messverlauf sind ebenso keine Beson- 

derheiten zu sehen. Durch die Westwindzone kommen nicht nur Luftmassen mit 

hohen Eiskeimkonzentrationen vom Atlantik, sondern auch Luftmassen mit 

niedrigen Eiskeimkonzentrationen. Ein Beispiel hierfür ist der 270. DOY, dieser 

Messtag wurde während einer etwas höheren Sulfatkonzentration in Deutsch- 

land durchgeführt (siehe Abbildungen 54 und 55). Sulfatpartikel sind erfah- 

rungsgemäß schlecht für die Eiskeimbildung geeignet. Ein Grund für die gerin- 

ge Anzahl der Eiskeime könnte somit die höhere Sulfatpartikelkonzentration am 

270. DOY in Deutschland sein. Bei diesen amerikanischen Modellsimulationen 

des NAAPS basierend auf Emissionskatastern, welche auf vorherige Emissi- 

onsstudien basieren, werden ausschließlich die Standardemissionen( Sulfate 

aus Verkehr, Heizung und Industrie) angezeigt, keine lokalen punktuellen ho- 

hen Quellen. 

60

Abbildung 54: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 270. DOY (Quelle: NAAPS 

Plot) 


61

Abbildung 56: Staubkonzentrationen (g/m²) in Europa am 259., 260., 266. Und 293.. DOY; die grauen 

Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) 

62

Laut des DREAM-Modells gibt es bei besonders markanten Tagen wie den 

250. ,259. ,260. ,266. und 293. DOY (siehe Abbildung 56) mit hoher Eiskeim- 

konzentration keine Mineralstaubkonzentrationen in Deutschland, insbesondere 

in der Umgebung des Kleinen Feldberges. Auch hier könnten wieder regionale 

Bedingungen eine große Rolle spielen, die von diesem Modell nicht erfasst 

werden können oder diese Eiskeime bestehen aus einer anderen wasserunlös- 

lichen Substanz und nicht aus Mineralstaub aus der Sahara. Eine Interpretation 

ist somit sehr schwierig und es sind nur Annahmen möglich. 

Abbildung 57: IN-Konzentrationen bei verschiedenen Temperaturen und relativen Feuchtigkeiten 

In Abbildung 57 werden nochmal die Eiskeimkonzentrationen zu allen Tempera- 

turen und relativen Feuchtigkeiten vom 272. DOY bis zum 282. DOY mit einem 

3D-Plot graphisch dargestellt. Es ist zu erkennen, dass bei den einzelnen Tem- 

peraturen mit zunehmender relativen Feuchtigkeit die Anzahl der IN pro L an- 

steigt. 

63

5.7 Vergleich der IN- und CCN-Konzentration 

Abschließend wurden die Wolkenkondensationskeimkonzentrationen und die 

Eiskeimkonzentrationen zusammen gegen die Zeit (271. DOY bis 278. DOY) 

aufgetragen. Die Legende in der Abbildung 58 zeigt, welches Symbol für CCN- 

Konzentration und IN-Konzentration steht. 

Abbildung 58: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum 278. DOY 

Die CCN-Konzentrationen sind mindestens um den Faktor 100 höher als die IN- 

Konzentrationenen. Es scheint jedoch, als hätten die Wolkenkondensations- 

keim- und Eiskeimkonzentrationen ein ähnliches Muster beim zeitlichen Verlauf. 

64

Abbildung 59: Kreuzkorrelation von CCN- und IN-Messdaten; gelber Bereich: Standardabweichung 

Die Kreuzkorrelation zeigt, dass eine Korrelation von 60% zwischen den Wol- 

kenkondensationskeimen und den Eiskeimen zum gleichen Messzeitpunkt 

herrscht. Diese Verbindung nimmt mit zunehmender Zeitdifferenz der beiden 

Datensätze ab. Die Abbildung 59 zeigt, dass CCN und IN stark miteinander kor- 

relieren. Dies deutet auf ähnliche dominierende Einflussfaktoren hin. Allerdings 

widerspricht dies der Annahme, dass wasserlösliche Partikel zur CCN-Bildung 

und wasserunlösliche Teilchen zur IN-Bildung dienen. 

65

6. Diskussion der Messergebnisse 

Der Messzeitraum der Wolkenkondensationskeime ist aufgrund des zur Verfü- 

gung stehenden Zeitraums einer Bachelorarbeit sehr kurz gehalten. Um weitere 

Aussagen treffen zu können, müsste man eine längere Messkampagne über 

Monate oder Jahre hinweg starten. Bei einer Übersättigung zwischen 0,1% und 

0,6% ist der entscheidende Größenbereich zur gemessenen CCN-Aktivierung 

bei circa 40 nm bis 250 nm (Aktivierungsdurchmesser, Dakt). Bei der Berech- 

nung des Aktivierungsdurchmessers wurde angenommen, dass die Aerosolteil- 

chen aus einer identischen chemischen Zusammensetzung bestehen. Es ist 

jedoch nicht bekannt aus welchen Substanzen die Wolkenkondensationskeime 

bestehen. 

Für weitere Messungen wäre es interessant, zusätzliche Messungen mit einem 

Aerosolmassenspektrometer durchzuführen, um Kenntnisse über die chemi- 

sche Zusammensetzung der Partikel zu erlangen. 

Die kalkulierten hygroskopischen Parameter zeigen relativ gute Werte (siehe 

Tabelle 5 und 6 in Kapitel 5.4). Vergleicht man diese „Mean-κ-Werte“ mit diver- 

sen vorangegangenen wissenschaftlichen Arbeiten dieser Art, liegen sie im 

Messbereich für globale kontinentale Regionen (0,27 ± 0,21) [Jurányi et al., 

2011]. Auf dem Kleinen Feldberg wurde von Dusek (2006) schon einmal mit 

dem beobachteten Aktivierungsdurchmesser der hygroskopische Parameter κ 

bestimmt. Der Wertebereich lag zwischen 0,15 und 0,30 [Petters und Kreiden- 

weis, 2007]. 

Bei den Eiskeimkonzentrationen ist ein Vergleich mit meteorologischen Para- 

metern, aufgrund nur eines Messwertes pro Tag, nicht möglich. Eine höhere 

Zeitauflösung der IN-Messungen wäre somit auch vorteilhaft Weiterhin ist 

ebenso nicht bekannt, aus welchen Substanzen die IN bestehen. Bei der Korre- 

lation zwischen CCN und IN muss man mit der Interpretation sehr vorsichtig 

sein. Die Korrelation wurde nur für wenige Messdaten durchgeführt, somit kann 

man nicht davon ausgehen, dass wirklich eine Korrelation von 60% besteht. In 

der Literatur geht man insgesamt davon aus, dass wasserlösliche Partikel zur 

66

CCN-Bildung und wasserunlösliche Teilchen zur IN-Bildung dienen. So ist die- 

ses Ergebnis eher überraschend. 

Interessant wäre es, wenn man über einen längeren Zeitraum einen Vergleich 

dieser beiden Konzentrationen durchführen könnte und noch tiefer in die Mate- 

rie einsteigen könnte. Wenn man die Messungen ausdehnen würde, könnte 

man eventuell auch einen Zusammenhang, der saisonal verschieden wäre, zei- 

gen. Im Rahmen einer Bachelorarbeit, kann man deshalb nur Annahmen und 

Vermutungen machen. 

67

7. Danksagung 

Bei Herrn Jun. Prof. Dr. Boris Bonn bedanke ich mich außerordentlich für seine 

Unterstützung, Anregungen, Hinweise und sein großes Interesse für meine 

Messergebnisse. Ich danke Herrn Dr. Heinz Bingemer, der mir die Eiskeimda- 

ten zur Verfügung gestellt hat und mir mit Rat und Tat zur Seite stand. 

Dank schulde ich weiterhin Frau Heike Wex und Herrn Frank Stratmann vom 

Institut für Troposphärenforschung, die mir den CCN-Counter zur Verfügung 

gestellt haben und eine interessante Führung durch die Wolkenkammer in 

Leipzig ermöglicht haben. 

Des Weiteren bedanke ich mich bei Herrn Efstratios Bourtsoukidis für seine Hil- 

fe mit MatLab und seine nützlichen Tipps. Herrn Werner Haunold und Herrn 

Robert Sitals danke ich für die regelmäßigen Fahrten auf den Kleinen Feldberg. 

Für die Tipps und Hinweise bei der Auswertung der Eiskeimdaten bedanke ich 

mich bei Frau Anja Danielczok. 

Außerdem gilt mein Dank den Mitarbeitern des Deutschen Wetterdienstes, die 

freundlicherweise die Daten der automatisierten Klimastation auf dem Kleinen 

Feldberg zur Verfügung gestellt haben. Besonders bedanken möchte ich mich 

bei Herrn Marcus Beyer vom Deutschen Wetterdienst, der mir die detaillierten 

Wetterberichte von Hessen für meinen Messzeitraum zugänglich gemacht hat. 

Beim Hessischen Landesamt für Umwelt und Geologie möchte ich mich für die 

Bereitstellung der Daten der Luftmessstation auf dem Kleinen Feldberg bedan- 

ken. 

Abschließend möchte ich mich noch bei meinen Eltern für das Korrekturlesen 

der Arbeit bedanken. 

68

Abbildungsverzeichnis 

Abbildung 1: Köhlerkurven von NaCl- und (NH4)2SO4- Partikeln mit verschiedenen 

trockenen Durchmessern ��(0,05 ;0,1 und 0,5 µm). Die Übersättigung wird als 

Sättigung minus eins definiert. Eine Übersättigung von 1% ist gleich der relativen 

Feuchtigkeit von 101% (Quelle: Seinfeld und Pandis, 2006) .............................................. 5 

Abbildung 2: schematische Darstellung der vier unterschiedlichen 

Eisnukleationsmoden in der Atmosphäre (Depositions-, Immersions-, Kondensations- 

und Kontaktgefrieren) (Quelle: Vali 1999) .............................................................................. 8 

Abbildung 3: Bildung unterschiedlicher Eiskristalle in Abhängigkeit von Temperatur 

und Übersättigung (Quelle: Libbrecht, 2005) ......................................................................... 9 

Abbildung 4: Phasendiagramm von Wasser. Die Grenzlinien beschreiben die 

Gleichgewichtspartialdrucke bei Koexistenz mehrerer Phasen. Die blaue gestrichelte 

Linie stellt die Dampfdruckkurve von flüssigem, unterkühltem Wasser dar. (Quelle: 

Seinfeld und Pandis 2006) ...................................................................................................... 10 

Abbildung 5: Bergeron-Findeisen-Prozess (Quelle: Lutgens und Tarbuck, 2010) ...... 11 

Abbildung 6: vereinfachte Darstellung des grundlegenden Prozesses der 

Niederschlagsbildung in Mischphasenwolken. (Quelle: Curtius und Bingemer, 2008) . 12 

Abbildung 7: Durchschnittliche Anzahlkonzentrationen verschiedener 

Aerosolfraktionen und ihre Quellen. (Quelle: Curtius, J. und Mertes, S.; persönliche 

Mitteilung) .................................................................................................................................. 13 

Abbildung 8: schematische Darstellung der atmosphärischen 

Partikelgrößenverteilung: Quellen, Moden, Bildung und Entfernungsmechanismen der 

Partikel werden gezeigt. (Quelle: Hussein, 2005) ............................................................... 16 

Abbildung 9: Bedeutende Komponenten des global gemittelten Strahlungsantriebes 

(W/m²). Die dünnen schwarzen Linien stellen den Größenbereich der Unsicherheit für 

die jeweiligen Werte dar. Die Werte des Strahlungsantriebes zeigen den Einfluss der 

Strahlungskraft (in W/m²) zusammen mit der typischen geographischen Ausdehnung 

und der Beurteilung des Grades des wissenschaftlichen Verständnisses (GDWV). 

Vulkanische Aerosole werden aufgrund ihrer episodischen Erscheinung nicht 

betrachtet. (Quelle: IPCC, 2007) ........................................................................................... 17 

Abbildung 10: Schematisches Schaubild der verschiedenen Strahlungsmechanismen 

verbunden mit Wolkeneffekten, die in Verbindung mit Aerosolen stehen (abgewandelt 

von Haywood und Boucher (2000). Die schwarzen kleinen Punkte stellen die 

Aerosolpartikel dar; die größeren offenen Kreise Wolkentropfen. Die geraden Linien 

zeigen die einfallende und reflektierte solare Strahlung und die gewellten Linien die 

terrestrische Strahlung an. Die weißen Kreise geben die Wolkentröpfchenkonzentration 

an. Die unbeeinflussten Wolken beinhalten größere Wolkentropfen sowie nur natürliche 

Aerosole, diese können als CCN wirken, während die durch gesteigerte 

Aerosolkonzentration beeinflussten Wolken einer größere Anzahl an kleineren 

Wolkentropfen sowie natürliche und anthropogene Aerosole, ebenso CCN wirksam, 

enthalten. Die vertikalen grauen Striche stellen den Regen dar und die Abbkürzung 

LWC (engl. liquid water contents) bedeutet flüssiger Wassergehalt. (Quelle: IPCC, 

2007) .......................................................................................................................................... 20 

Abbildung 11: Kartenausschnitt der ADAC Autokarte Deutschland Blatt 9: Saarland – 

Hunsrück – Pfälzerwald –Spessart – Odenwald, Maßstab 1:20000 ................................ 22 

69

Abbildung 12: SMPS Spectrometer mit einem DMA und einem WCPC (Quelle: TSI 

Produktinformation, 2008) ....................................................................................................... 23 

Abbildung 13: Flussschemata eines bipolaren Auflader mit einem DMA (Quelle: TSI 

Produktinformation, 2008) ....................................................................................................... 25 

Abbildung 14: CCN-Counter mit einem vorderseitig montierten Touchbildschirm 

(Quelle: DMT Produktinformation, 2010) .............................................................................. 26 

Abbildung 15: (a) Wolkenkondensationskeimzähler von DMT, (b) schematische 

Skizze eines CCN-Counters (Quelle: Smith, 2011) ............................................................ 28 

Abbildung 16: Probeneinlass an der Messcontainerwand (Markierung durch roten 

Pfeil) ........................................................................................................................................... 29 

Abbildung 17: Querschnittsansicht eines Trägheitsimpaktor (Quelle: Hinds, 1999) .... 30 

Abbildung 18: Skizze von dem Probeneinlass des SMPS und des CCN-Counter ...... 31 

Abbildung 19: (links) schematische Abbildung des Einlasssystems und des 

elektrostatischen Aerosolabschneiders (rechts) Messstandort am Containerdach; roter 

Pfeil zeigt auf den Sigma-2-Abschneider (Probeneinlass) (Quelle: Klein, 2010) ........... 32 

Abbildung 20: Elektrostatische Aerosolabschneider: Abbildung a) Fotographie, 

Abbildung b) schematische Darstellung (Quelle: Klein et al., 2010) ................................ 33 

Abbildung 21: (a) Schematische Skizze von FRIDGE (Frankfurt Ice Deposition 

freezing Experiment) (Quelle: Bundke et al., 2008) (b) Fotographie von FRIDGE 

(Quelle: AG Experimentelle Atmosphärenforschung IAU Frankfurt) ................................ 34 

Abbildung 22: Aktivierte Eiskeime, die zu makroskopischen Eiskristallen werden und 

mit der CCD-Kamera abgebildet und automatisch gezählt werden. (Quelle: AG 

Experimentelle Atmosphärenforschung IAU Frankfurt) ...................................................... 35 

Abbildung 23: geöffnete Vakuumdiffusionskammer FRIDGE: Die gekühlte Fläche für 

das Substrat (a) ist im unteren Bereich und die CCD-Kamera (b), Verbindungen zur 

Wasserdampfquelle (c), Druckmessungen (d) und Vakuumpumpe (e) im 

höhergelegenen Teil der Kammer (Quelle: Klein et al., 2010 ) ......................................... 36 

Abbildung 24: Automatische Klimastation des DWD auf dem kleinen Feldberg (Quelle: 

Werner Haunold) ...................................................................................................................... 37 

Abbildung 25: Luftmessstation des HLUG auf dem kleinen Feldberg ........................... 38 

Abbildung 26: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen 

Übersättigungen auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen ........................ 40 

Abbildung 27: registrierte Niederschlagshöhe in mm der DWD Klimastation ............... 41 

Abbildung 28: Verlauf der relativen Feuchtigkeit in % vom 271. DOY bis zum 277. 

DOY des HLUG Luftmessnetzes ........................................................................................... 42 

Abbildung 29: Temperaturverlauf in °C vom 271. DOY bis zum 277. D OY des HLUG 

Luftmessnetzes......................................................................................................................... 42 

Abbildung 30: Tagesgang der Globalstrahlung in W/m² vom 271. DOY bis zum 277. 

DOY des HLUG Luftmessnetzes ........................................................................................... 42 

Abbildung 31: Sulfatkonzentration (µg/m³) in Europa am 277.DOY um 12 Uhr (Quelle: 

NAAPS Plot) .............................................................................................................................. 43 

Abbildung 32: Rückwärtstrajektorie (in der Höhe von 850m) (2 Tage) vom 4. Oktober 

2011; schwarzer Stern markiert den Messstandort kleiner Feldberg ............................... 44 

Abbildung 33: Rußkonzentration (µg/m³) in Europa am 276. DOY um 18 Uhr (Quelle: 

NAAPS Plot) .............................................................................................................................. 45 

Abbildung 34: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 276. DOY um 18 UTC und die 

grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) .............................. 45 

70

Abbildung 35: Staubkonzentration (g/m²) in Europa am 277. DOY um 18 UTC und die 

grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) .............................. 46 

Abbildung 36: Verlauf der Bodenfeuchte vom 271. DOY bis zum 277. DOY der DWD 

Klimastation ............................................................................................................................... 47 

Abbildung 37: Zeitreihe der gemessenen Partikelkonzentration mit dem SMPS vom 

271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 48 

Abbildung 38: Aktivierungsdurchmesser Dakt bei einer Übersättigung von 0,1% vom 

271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 49 


271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 50 


271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 50 


271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 51 


271. DOY bis zum 277. DOY ................................................................................................. 51 

Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ 

(gestrichelte Linie) vom 273. DOY bis zum 277. DOY ....................................................... 52 

Abbildung 44: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mittelwert“ 

(gestrichelte Linie) aller κ-Werte vom 273. DOY bis zum 277. DOY ............................... 53 

Abbildung 45: Kreuzkorrelation von CCN-Konzentrationen bei bestimmtem 

Übersättigungen und der Partikelgrößenverteilung ............................................................ 54 

Abbildung 46: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils 

einer RH von 105% und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

.................................................................................................................................................... 55 


einer RH von 106%, 110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen 

Feldberg) ................................................................................................................................... 55 


einer RH von 111%, 115% und 119% (vom 245. DOY bis zum 305. DOY am kleinen 

Feldberg) ................................................................................................................................... 56 

Abbildung 49: Rückwärtstrajektorie erreicht Taunus Observatorium am 266. DOY, 

berechnet von NOAA ............................................................................................................... 57 

Abbildung 50: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m 3 ) über Nordamerika am 

262. DOY (Quelle: NAAPS Plot) ............................................................................................ 57 

Abbildung 51: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 266. 

DOY (Quelle: NAAPS Plot) ..................................................................................................... 58 



Abbildung 53: verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 293. 


Abbildung 54: Verschiedene Aerosolkonzentrationen (µg/m³) über Europa am 270. 




Abbildung 56: Staubkonzentrationen (g/m²) in Europa am 259., 260., 266. Und 293.. 

DOY; die grauen Pfeile deuten die Windrichtung an (Quelle: BSC - Dream8b) ............ 62 

71

Abbildung 57: IN-Konzentrationen bei verschiedenen Temperaturen und relativen 

Feuchtigkeiten........................................................................................................................... 63 

Abbildung 58: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum 

278. DOY ................................................................................................................................... 64 

Abbildung 59: Kreuzkorrelation von CCN- und IN-Messdaten; gelber Bereich: 

Standardabweichung ............................................................................................................... 65 

72

Tabellenverzeichnis 

Tabelle 1: Aktivierungsbedingungen für die Analyse der Aerosolproben mit FRIDGE 34 

Tabelle 2: Meteorologische Elemente mit Messbereich, Auflösung und Messgüte einer 

automatischen Klimastation des DWD (Quelle: DWD, 2001) ...................................... 37 

Tabelle 3: Meteorologische Parameter der Luftmessstation HLUG; Produktinformation 

von www.hlug.de, Produktinformation über Messbereich und Genauigkeit vom 

Hersteller .................................................................................................................... 38 

Tabelle 4: Umrechnungstabelle von DOY in das jeweilige Datum .............................. 39 

Tabelle 5: „Mean-κ-Werte“ mit ihrer jeweiligen Standardabweichung für jede 

eingestellte Übersättigung .......................................................................................... 53 

Tabelle 6: „Mean-κ-Wert“ und „Median-κ-Wert“ aller κ-Werte für alle Übersättigungen 

................................................................................................................................... 53 

73

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77

Anhang 

Abbildung 27: gemessene aktivierte Partikelkonzentration pro cm³ bei verschiedenen 

Übersättigungen auf dem kleinen Feldberg gegen die Zeit aufgetragen 

78

Abbildung 42: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mean-Wert“(gestrichelte Linie) vom 

271. DOY bis zum 277. DOY 

79

Abbildung 43: κ-Werte bei verschiedenen Übersättigungen mit ihrem „Mean-Wert“ (gestrichelte Linie) aller 

κ-Werte vom 271. DOY bis zum 277. DOY 

80

Abbildung 44: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -8°C und jeweils einer RH von 105% 

und 107% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

81

Abbildung 45: IN-Konzentrationen pro L bei einer Temperatur von -13°C und jeweils einer RH von 

106%, 110% und 113% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

82


115% und 119% (vom 245.DOY bis zum 305. DOY am kleinen Feldberg) 

83

Abbildung 55: CCN-Konzentrationen und IN-Konzentrationen vom 271. DOY bis zum 278. DOY 

84

Detaillierter Wetterbericht für Hessen vom DWD 

VHDL13 DWOH 280800 

Deutscher Wetterdienst 

Wetter- und Warnlage für Hessen 

ausgegeben vom Nationalen Warnzentrum in Offenbach 

am Mittwoch, 28.09.2011, 10:30 Uhr 

Am Nachmittag sonnig, trocken und warm. 

Wetter- und Warnlage für die nächsten 24 Stunden: 

Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt bis zum Wochenende nahezu ortsfest 

liegen und sorgt für einen trockenen und warmen Spätsommerabschnitt. 

Tagsüber ist nicht mit warnwürdigen Wettererscheinungen zu rechnen. 

In den Frühstunden bildet sich gebietsweise Nebel, der sich auch mal 

bis zu den Mittagsstunden halten kann. 

Detaillierter Wetterablauf: 

Heute zeigen sich anfangs noch örtlich Nebelfelder. Sonst ist es 

vielfach sonnig und nur gering bewölkt. 

Die Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im Bergland um 19 

Grad. Der Wind weht schwach aus Nordost bis Ost. 

In der Nacht zum Donnerstag ist es zunächst gering bewölkt oder klar. 

In der zweiten Nachthälfte bilden sich vor allem nördlich des Mains 

und im Odenwald zum Teil dichte Nebelfelder. Die Tiefsttemperatur 

liegt zwischen 14 und 9 Grad. 

Am Donnerstag halten sich zum Teil noch längere Zeit Nebelfelder. 

Nach Nebelauflösung ist es allgemein sonnig und trocken. Die 

Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im Bergland um 19 

Grad. Der Wind weht meist schwach, im Bergland zeitweise auch mäßig 

aus Ost bis Südost. 

In der Nacht zum Freitag bleibt es gering bewölkt oder klar. Bis zum 

Morgen muss dann erneut mit Nebel gerechnet werden. Die Tiefstwerte 

liegen zwischen 12 und 7 Grad. 

Am Freitag setzt sich das ruhige frühherbstliche Wetter fort. Die 

Nebelfelder lösen sich bis zum Mittag auf. Dann scheint verbreitet 

die Sonne. Die Höchsttemperatur liegt zwischen 21 und 26 Grad, im 

Bergland um 20 Grad. Der Wind weht schwach, in höheren Lagen 

zeitweise mäßig aus Ost bis Südost. 

In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. Später bilden sich 

teils dichte Nebelfelder. Die Tiefsttemperatur liegt zwischen 13 und 

8 Grad. 

Am Samstag ist es nach teils zögernder Nebelauflösung sonnig und 

trocken. Die Höchsttemperatur liegt zwischen 20 und 25 Grad. Der Wind 

weht schwach aus Ost bis Südost. 

In der Nacht zum Sonntag bleibt es wolkenlos, in der zweiten 

Nachthälfte bildet sich vielerorts Nebel. Die Luft kühlt auf 13 bis 8 

Grad ab. 

Deutscher Wetterdienst, NWZ Offenbach 

85





am Donnerstag, 29.09.2011, 10:30 Uhr 

Nach Nebelauflösung sonnig, trocken und warm. 


Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt bis zum Wochenende nahezu 

stationär. Es sorgt für einen trockenen und warmen 

Spätsommerabschnitt. 

In den kommenden Nächten bildet sich gebietsweise NEBEL, der sich 

lokal auch bis zu den Mittagsstunden halten kann. Dabei sind 

Sichtweiten unter 150 m möglich. 

Tagsüber ist nicht mit warnwürdigen Wettererscheinungen zu rechnen. 


Heute mittag und nachmittag ist es allgemein sonnig und trocken. Die 

Temperatur steigt auf 23 bis 27 Grad, im Bergland auf etwa 21 Grad. 

Der Wind weht meist schwach, im Bergland zeitweise auch mäßig um Ost. 

In der Nacht zum Freitag bleibt es gering bewölkt oder klar. Bis zum 

Morgen muss dann erneut vor allem nach Norden hin mit Nebel gerechnet 

werden. Die Temperatur geht auf 13 bis 7 Grad zurück. 

Am Freitag lösen sich die Nebelfelder bis zum Mittag auf. Dann 

scheint verbreitet wieder die Sonne. Die Luft erwärmt sich auf 22 bis 

28 Grad, im Bergland bis etwa 20 Grad. Der Ost- bis Südostwind weht 

schwach, in höheren Lagen zeitweise mäßig. 

In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. In der zweiten 

Nachthälfte bilden sich vor allem im Norden wieder teils dichte 

Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis 6 Grad zurück. 

Am Samstag ist es nach teils zögernder Nebelauflösung erneut sonnig 

und trocken. Die Temperatur liegt am Nachmittag zwischen 22 und 28 

Grad, im Bergland bei etwa 21 Grad. Es weht meist nur schwacher Wind 

um Ost. 


Nachthälfte bildet sich gebietsweise Nebel. Die Luft kühlt auf 13 bis 

7 Grad ab. 

Am Sonntag scheint nach teils zögernder Nebelauflösung wieder häufig 

die Sonne. Es bleibt trocken. Mit Höchsttemperaturen zwischen 21 und 

27 Grad, im höheren Bergland um 20 Grad, bleibt es spätsommerlich 

warm. Der Wind weht nur schwach aus wechselnden Richtungen. 

In der Nacht zum Montag ist es gering bewölkt oder klar. Zum Morgen 

hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt auf 13 bis 8 

Grad. 


86





am Freitag, 30.09.2011, 10:30 Uhr 

Heute verbreitet sonnig, trocken und warm. 


Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt über das Wochenende nahezu 



Heute werden tagsüber keine warnwürdigen Wettererscheinungen 

erwartet. 

In der Nacht zum Samstag kann sich vereinzelt Nebel bilden. 


Heute scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken. 

Die Luft erwärmt sich auf 22 bis 26 Grad, im Bergland bis 20 Grad. 

Der Ost- bis Südostwind weht schwach, in höheren Lagen zeitweise 

mäßig. 

In der Nacht zum Samstag ist es zunächst klar. In der zweiten 

Nachthälfte bilden sich vereinzelt Nebelfelder. Die Temperatur geht 

auf 13 bis 7 Grad zurück. 

Am Samstag ist es nach Nebelauflösung sonnig und trocken. Die 

Höchsttemperaturen liegen zwischen 22 und 26 Grad, im Bergland bei 20 

Grad. Es weht meist schwacher Wind um Ost. 


Nachthälfte bildet sich örtlich Nebel. Die Luft kühlt auf 12 bis 7 

Grad ab. 

Am Sonntag lösen sich örtliche Nebelfelder bis zum Mittag auf. 

Ansonsten scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken. Die 

Höchsttemperaturen erreichen 21 bis 25 Grad. Der Wind weht schwach 

aus wechselnden Richtungen. 


hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt auf 13 bis 8 

Grad. 

Am Montag löst sich der Nebel nur zögernd auf. Danach ist es heiter 

bis wolkig und trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 20 und 24 

Grad. Der schwache Wind dreht auf westliche Richtungen. 

In der Nacht zum Dienstag bleibt es wolkig oder gering bewölkt, dabei 

bilden sich gebietsweise Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis 

8 Grad zurück. 


87





am Samstag, 01.10.2011, 10:30 Uhr 

Heute meist sonnig, sommerlich warm bei 22 bis 26 Grad. 


Ein Hoch über Mitteleuropa bleibt über das Wochenende nahezu 



Heute werden keine warnwürdigen Wettererscheinungen erwartet. 

In der Nacht zu Sonntag können sich örtlich Nebelfelder bilden. 

Am Sonntag werden keine Warnungen erwartet. 


Heute Mittag und am Nachmittag scheint verbreitet die Sonne und es 

bleibt niederschlagsfrei. Dabei werden Höchsttemperaturen zwischen 22 

und 26 Grad, im Bergland um 20 Grad erreicht. Es weht meist schwacher 

Wind aus Ost bis Nordost. 


Nachthälfte bildet sich örtlich Nebel. Die Luft kühlt bei schwacher 

Luftbewegung auf 12 bis 7 Grad ab. 

Am Sonntag lösen sich örtliche Nebelfelder bis zum Mittag auf. 

Ansonsten scheint verbreitet die Sonne. Es bleibt trocken. Die 

Höchsttemperaturen erreichen 21 bis 25 Grad. Der Wind weht schwach 

aus wechselnden Richtungen. 


hin bildet sich gebietsweise Nebel. Die Temperatur sinkt bei 

schwacher Luftbewegung auf 13 bis 8 Grad. 

Am Montag löst sich der Nebel nur zögernd auf. Danach ist es heiter 

bis wolkig und trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 20 und 24 

Grad. Der schwache Wind dreht auf westliche Richtungen. 

In der Nacht zum Dienstag bleibt es wolkig oder gering bewölkt, dabei 

bilden sich gebietsweise Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 13 bis 

8 Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West. 

Am Dienstag ist es nach teils zögernder Auflösung von Nebelfeldern 

überwiegend heiter. Es bleibt trocken. Die Temperaturen bewegen sich 

zwischen 21 und 24 Grad. Der Wind weht meist schwach aus Südwest bis 

West. In der Nacht zum Mittwoch ist es vielfach klar oder gering 

bewölkt, vereinzelt bildet sich Nebel. Die Luft kühlt bei weiterhin 

schwachem Wind aus Südwest auf 12 bis 9 Grad ab. 


88





am Sonntag, 02.10.2011, 10:30 Uhr 

Sonnig und trocken bei Höchstwerten von 22 bis 27 Grad. 


Ein umfangreiches, stabiles Hoch mit Zentrum über Mitteleuropa sorgt 

weiterhin für sonniges und sehr warmes Wetter. 

Heute werden nach Auflösung von Frühnebelfeldern keine Warnungen 

erwartet. In der Nacht zum Montag kann sich in Niederungen örtlich 

dichter Nebel bilden. 


Heute Mittag und am Nachmittag scheint verbreitet die Sonne und es 

bleibt trocken. Die Höchsttemperaturen erreichen 23 bis 27 Grad. Der 

Wind weht schwach aus wechselnden Richtungen. 


hin kann sich örtlich Nebel bilden. Die Temperatur sinkt bei 

schwacher Luftbewegung auf 15 bis 10 Grad, in den Tälern auf Werte um 

8 Grad. 

Am Montag ist es nach Nebelauflösung meist heiter. Besonders im 

Norden ziehen zeitweise hohe Wolkenfelder durch. Es bleibt trocken. 

Die Höchstwerte liegen zwischen 22 und 26 Grad. Der schwache Wind 

dreht auf westliche Richtungen. 

In der Nacht zum Dienstag ziehen weiterhin hohe Wolkenfelder durch, 

nur vereinzelt bilden sich Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 14 

bis 10 Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West. 

Am Dienstag ist es zunächst meist heiter. Im Tagesverlauf ziehen von 

Norden dichte Wolken auf. Im Süden bleibt es bis zum Abend nur leicht 

bewölkt. Es bleibt aber trocken. Die Temperaturen bewegen sich 

zwischen 19 Grad im Norden und bis 24 Grad im Süden. Der Wind frischt 

zunehmend auf und weht schwach bis mäßig aus Südwest bis West. 

In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt. Es bleibt aber 

überwiegend trocken. Die Luft kühlt auf 14 bis 10 Grad ab. 

Am Mittwoch ist es überwiegend bewölkt aber nur vereinzelt fällt 

etwas Regen. Es wird kühler mit Temperaturen zwischen 17 und 21 Grad, 

im Bergland um 15 Grad. Dabei weht ein schwacher bis mäßiger Wind aus 

Südwest. 

In der Nacht zum Donnerstag bleibt es meist stark bewölkt, aber 

trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest liegen die Tiefstwerte 

zwischen 11 und 8 Grad. 


89





am Montag, 03.10.2011, 10:30 Uhr 

Sonnig bei Höchstwerten um 24 Grad. 


Ein umfangreiches, stabiles Hoch mit Zentrum über Mitteleuropa 

verlagert seinen Schwerpunkt zunächst nur wenig nach Süden und sorgt 

auch heute für sonniges und für die Jahreszeit ungewöhnlich warmes 

Wetter. Am Dienstag bringt ein erster atlantischer Tiefausläufer 

stärkere Bewölkung, und am Mittwoch im Norden wahrscheinlich auch 

etwas Regen. 

Nach Auflösung örtlicher Frühnebelfelder ist heute im Tagesverlauf 

nicht mehr mit Warnungen zu rechnen. In der Nacht zum Dienstag kann 

sich stellenweise wieder dichter Nebel bilden. 


Heute halten sich nur anfangs noch lokale Nebel -oder 

Hochnebelfelder. Ansonsten ist es sonnig. Vor allem im Norden können 

gelegentlich dünne Schleierwolken durchziehen. Es bleibt überall 

trocken. Die Höchstwerte liegen zwischen 22 und 26 Grad, auf den 

Berggipfeln um 20 Grad. Der schwache Wind dreht allmählich über 

Südost auf südwestliche Richtung. 

In der Nacht zum Dienstag ist der Himmel leicht bewölkt bis klar und 

nur örtlich bilden sich Nebelfelder. Die Temperatur geht auf 14 bis 9 

Grad zurück. Der schwache Wind kommt aus Südwest bis West. 

Am Dienstag ist es zunächst noch meist heiter. Im Tagesverlauf ziehen 

von Norden dann dichtere Wolken auf, es bleibt aber trocken. Im Süden 

kann sich das freundliche Wetter mit recht viel Sonne voraussichtlich 

noch bis zum Abend halten. Die Temperaturen steigen auf 20 im Norden 

und bis 25 Grad im Süden. Der Wind weht schwach bis mäßig, in Böen 

auch frisch aus Südwest bis West. 

In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt, im Norden 

können örtlich ein paar Regentropfen fallen. Die Luft kühlt sich auf 

15 bis 11 Grad ab. 

Am Mittwoch bleibt der Himmel meist stärker bewölkt und vor allem im 

Norden kann örtlich etwas Regen fallen. Im Süden kann am Nachmittag 

mit zeitweiligen Auflockerungen gerechnet werden. Es wird etwas 

kühler mit Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Norden und bis 22 

Grad im Süden, im Bergland liegen die Höchstwerte um 15 Grad. Dabei 

weht schwacher bis mäßiger Wind aus Südwest. 

In der Nacht zum Donnerstag ist es teils gering, teils auch stärker 

bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest liegen die 

Tiefstwerte zwischen 12 und 8 Grad. 

Am Donnerstag nimmt die Bewölkung von Nordwesten her zu und im 

Tagesverlauf kommt schauerartiger Regen auf. Die Temperatur steigt 

nur noch auf 15 bis 20 Grad. Es weht mäßiger bis frischer, in Böen 

starker Südwestwind mit stürmischen Böen im Bergland. 

In der Nacht zu Freitag fällt bei starkem Südwestwind gebietsweise 

noch Regen und die Temperatur geht auf 10 bis 6 Grad zurück. 


90





am Dienstag, 04.10.2011, 10:30 Uhr 

Von Norden Bewölkungszunahme, im Süden noch heiter. 


Das wetterbestimmende Hoch über Mitteleuropa verlagert seinen 

Schwerpunkt weiter nach Südwesten, sodass ein schwacher und wenig 

wetterwirksamer atlantischer Tiefausläufer auf den Norden übergreift. 

Aber erst am Donnerstag kommt es mit Durchgang einer Kaltfront zu 

kräftigen Niederschlägen und einer deutlichen Abkühlung. 

Heute werden keine warnrelevanten Wetterereignisse erwartet. 

Auch die Nacht zu Mittwoch bleibt voraussichtlich warnfrei. 

Am Mittwoch frischt in der zweiten Tageshälfte der Wind auf, so dass 

in den Gipfellagen der Mittelgebirge Windböen um 50 km/h auftreten 

können. 


Heute Mittag ist es zunächst noch meist heiter. Im Laufe des 

Nachmittags ziehen im Norden dann dichtere Wolken auf, es bleibt aber 

trocken. Im Süden kann sich das freundliche Wetter noch bis zum Abend 

halten. Die Temperaturen steigen auf 20 Grad im Norden und bis 25 

Grad im Süden, in den Bergen liegen sie um 18 Grad. Der Wind weht 

schwach bis mäßig, in Böen auch frisch aus Südwest bis West. 

In der Nacht zum Mittwoch ist es meist stark bewölkt, im Norden 

können örtlich ein paar Regentropfen fallen. Die Luft kühlt sich auf 

15 bis 11 Grad ab. 

Am Mittwoch bleibt der Himmel meist stärker bewölkt und vor allem im 

Norden kann örtlich etwas Regen fallen. Im Süden kann am Nachmittag 

mit zeitweiligen Auflockerungen gerechnet werden. Es wird etwas 

kühler mit Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Norden und bis 22 

Grad an der Bergstraße, im Bergland liegen die Höchstwerte um 15 

Grad. Dabei weht schwacher bis mäßiger Wind aus Südwest. 


bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest, der zum 

Morgen hin etwas auflebt, liegen die Tiefstwerte zwischen 13 und 9 

Grad. 


Tagesverlauf kommt schauerartig verstärkter Regen auf. Die Temperatur 

steigt nur noch auf 15 bis 21 Grad. Es weht mäßiger bis frischer, in 

Böen auch starker Südwestwind mit stürmischen Böen im Bergland. 

In der Nacht zu Freitag fällt bei starkem Südwestwind gebietsweise 

noch etwas Regen und die Temperatur geht auf 9 bis 5 Grad zurück. 

Am Freitag ist es wechselnd, häufig auch stark bewölkt. Dabei kommt 

es immer wieder zu teils kräftigen Schauern. Es wird deutlich kühler, 

die Höchstwerte liegen nur noch zwischen 12 und 16 Grad, im Bergland 

um 10 Grad. Der Wind weht mäßig bis frisch, in Böen stürmisch und 

dreht von Südwest auf Nordwest. 

In der Nacht zum Samstag gibt es bei rasch wechselnder Bewölkung 

weitere Schauer. Die Luft kühlt sich auf 8 bis 4 Grad ab. 


91





am Mittwoch, 05.10.2011, 10:30 Uhr 

Zunächst stark bewölkt, später Wechsel aus Sonne und Wolken, 17 bis 

22 Grad, im Bergland WINDBÖEN. 


Das wetterbestimmende Hoch über Mitteleuropa verlagert seinen 

Schwerpunkt weiter nach Südwesten, sodass ein schwacher und wenig 

wetterwirksamer atlantischer Tiefausläufer auf Deutschland 

übergreift. Am Donnerstag kommt es mit Durchgang einer Kaltfront zu 

einer deutlichen Abkühlung. 

Heute können im Bergland oberhalb 600 m gelegentlich WINDBÖEN um 55 

km/h (Windstärke 7) auftreten. In der Nacht zum Donnerstag frischt 

der Wind auch in tiefen Lagen böig auf. Am Donnerstag muss verbreitet 

mit WINDBÖEN (Bft 7), im höheren Bergland auch mit STURMBÖEN (Bft 

8-9) gerechnet werden. 


Heute Mittag ist es zunächst stark bewölkt und vor allem im Norden 

kann anfangs noch etwas Regen oder Sprühregen fallen. Am Nachmittag 

lockert die Bewölkung dann zeitweise auf. Es wird etwas kühler mit 

Höchsttemperaturen zwischen 17 Grad im Hinterland und 22 Grad an der 

Bergstraße, im höheren Bergland um 15 Grad. Dabei weht schwacher bis 

mäßiger, in Kammlagen teils auch böiger Wind aus Südwest. 


bewölkt und meist trocken. Bei schwachem Wind aus Südwest, der zum 

Morgen hin etwas auflebt, liegen die Tiefstwerte zwischen 13 und 10 

Grad. 


Tagesverlauf zieht ein Band mit schauerartig verstärkten Regen durch, 

das am späten Nachmittag den Süden erreicht. Die Temperatur steigt 

nur noch auf 15 bis 20 Grad, im höheren Bergland um 13 Grad. Es weht 

mäßiger bis frischer, in Böen auch starker Südwestwind mit 

stürmischen Böen im Bergland. 

In der Nacht zum Freitag fällt anfangs im Süden noch etwas Regen. 

Dann lockert die Bewölkung bei starkem Südwestwind stärker auf. Die 

Temperatur geht auf 8 bis 4 Grad zurück. 

Am Freitag ist es wechselnd, häufig auch stark bewölkt. Dabei kommt 

es immer wieder zu teils kräftigen Schauern, in Nordhessen auch zu 

einzelnen Gewittern. Es wird deutlich kühler, die Höchstwerte liegen 

nur noch zwischen 11 und 15 Grad, im Bergland um 10 Grad. Der Wind 

weht mäßig bis frisch, in Böen stürmisch und dreht von Südwest auf 

Nordwest. 

In der Nacht zum Samstag gibt es bei rasch wechselnder Bewölkung noch 

vereinzelt Schauer. Die Luft kühlt sich auf 7 bis 3 Grad ab. 

Am Samstag ist es wechselnd, zeitweilig auch stark bewölkt und 

gelegentlich fällt etwas Regen. Die Temperaturen steigen auf 9 bis 13 

Grad. Es weht mäßiger bis frischer und anfangs böiger Wind aus 

Nordwest bis West. 

In der Nacht zum Sonntag ist es meist bedeckt und es kommt von 

Nordwesten Regen auf. Die Tiefstwerte liegen zwischen 6 und 3 Grad. 


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Bachelorarbeit Rebecca Kohl - Goethe-Universität

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