Der Transport stratosphärischer Luftmassen in ... - Staff.uni-mainz.de

Der Transport stratosphärischer
Luftmassen in die tropische Troposphäre -
Klimatologie und Einfluss auf das Ozonbudget
Diplomarbeit
Lars Wiegand
Institut für Physik der Atmosphäre
Fachbereich Physik, Mathematik und Informatik
22. Januar 2008

Zusammenfassung
Verschiedene Prozesse beeinflussen das troposphärische Ozonbudget in den Tropen. Dazu
gehören unter anderem der Transport durch hochreichende Konvektion, photochemische
Produktion in konvektiven Outflows, als Folge von Biomassenverbrennung und Verbrennung
fossiler Brennstoffe sowie der Transport aus der Stratosphäre in die Troposphäre. In
der vorliegenden Diplomarbeit wird die Häufigkeit von Transportereignissen aus der Stratosphäre
in die tropische Troposphäre quantifiziert und die Bedeutung dieser Transporte
für das Ozonbudget abgeschätzt. Die Grundlage der Studie bildet eine globale Klimatologie
von Stratosphären- Troposphären- Transport (STT) für die Jahre 1979 - 2001 basierend auf
Trajektorienrechnungen mit ERA40- Reanalysedaten. In diesem Datensatz werden STT-
Ereignisse identifiziert, bei denen die ursprünglich stratosphärischen Luftmassen nach dem
Durchstoßen der Tropopause innerhalb von maximal 5 Tagen die tropische Troposphäre,
definiert als Region unterhalb der dynamischen Tropopause und zwischen 20 ◦ S und 20 ◦ N,
erreichen. Die Eintrittshäufigkeit von solchen STT- Luftmassen in die tropische Troposphäre,
sowie deren Austauschpositionen, wurde klimatologisch bestimmt und aufgeteilt in vertikale
Schichten von 100hPa Dicke. Die größten Einträge (Häufigkeit bis zu 5%) von STT- Luftmassen
findet man direkt unterhalb der Tropopause, in die Höhenschicht zwischen 100hPa
und 200hPa, mit einem Maximum über dem Indischen Ozean. Dieses Maximum steht im
Zusammenhang mit dem tropical easterly jet während des nordhemisphärischen Sommers.
In den darunterliegenden Schichten erreichen die STT- Luftmassen nur selten den Äquator.
Einträge in diese Schichten durch Austausch im Zusammenhang mit dem Subtropenjet variieren
mit dessen Lage. Je polwärtiger der Jet, und damit der Austausch, desto tiefer ist die
Schicht, in die der STT- Eintrag stattfindet. Dieser Zusammenhang kann mit der jahreszeitenabhängigen
Isentropenneigung erklärt werden. Markante Maxima treten in den Schichten
zwischen 200hPa und 500hPa im östlichen Pazifik- sowie im Atlantikbecken auf. Das Vorkommen
dieser STT- Ereignisse passt sehr gut mit dem Eindringen von stratosphärischen
PV- Streamern in die Tropen zusammen. Diese tiefen Einträge treten vor allem im Winterhalbjahr
auf und werden auch hier durch Transport entlang von stark geneigten Isentropen
realisiert. Ebenfalls findet sich bei beiden Größen eine hohe Korrelation mit ENSO: während
La Niña- Phasen sind die in die Tropen eindringenden PV- Streamer und STT- Ereignisse
besonders häufig über dem östlichen Pazifik und verhältnismäßig selten über dem Atlantik
(und umgekehrt während El Niño-Phasen). Eine Untersuchung von Ozonprofilen in den
Tropen (SHADOZ), die in Zeit und Raum mit STT- Ereignissen zusammenpassen, erlaubt
eine näherungsweise Berechnung der Störung des tropisch troposphärischen Ozonbudgets
durch STT. Dieser Einfluss beträgt im klimatologischen Mittel bis zu 5%, abhängig von
der Höhenschicht, der geografischen Lage und der Jahreszeit. In Einzelfällen erhöht sich der
stratosphärische Einfluss auf das Ozonbudget deutlich. So wurden in dieser Arbeit in einer
Fallstudie mit Rückwärtstrajektorien eine Abweichung von über 30ppbv stratosphärischen
Ursprungs nachgewiesen.

Abstract
Several processes are influencing the tropospheric ozone budget in the tropics. These are,
among others, transport by deep convection, photochemical production in convective outflows,
as well as caused by biomass burning or burning of fossil fuels, and the transport from
the stratosphere to the troposphere. The following diploma thesis will quantify the frequency
of stratosphere-to-troposphere transport (STT) events into the tropical troposphere and
aims at giving an idea about the impact of these transports to the ozone budget. The basis
of this survey is a global climatology of STT for the period from 1979 - 2001 based on the
calculation of trajectories with ERA40- reanalysis data. An algorithm has been developed
that identifies STT events in the dataset, whose original stratospheric airmasses reach the
tropical troposphere within 5 days after crossing the tropopause. For these occurrences, the
tropical troposphere is defined as the layer below the dynamic tropopause within the geographical
region from 20 ◦ S to 20 ◦ N. The frequency of occurrence of STT intrusions, into the
tropical troposphere as well as the position of exchange of these STT events was climatologically
determined for vertical layers of 100hPa thickness. Right underneath the tropopause,
into the layer between 100hPa and 200hPa, the most significant entry of STT airmasses
appears with a frequency up to 5%, with a maximum over the Indian Ocean related to
the tropical easterly jet during north hemispheric summer. At lower layers, STT airmasses
are rarely reaching the equator. Entries into these layers, caused by exchange close to the
subtropical jet stream, vary according to the location of the jet: the closer the jet (and
therefore the exchange) is to the pole, the deeper is the layer effected by the STT entry. The
relationship between these two parameters can be explained by the meridional slope of the
isentropes, which is depending on the season. Significant maxima within the layers between
200hPa and 500hPa occur in the Eastern Pacific as well as in the Atlantic Ocean. This goes
along with the appearance of stratospheric PV- streamers that penetrate into the tropics.
Then occur especially during winter, and these entries are also realized by airmass transport
along sloping isentropes. Furthermore, a high correlation with ENSO can be identified for
both quantities: during La Niña- winters PV- streamers and STT events infiltrating into the
tropics are frequent over the East Pacific and relatively rare over the Atlantic Ocean. This
applies vice versa during El Niño- winters. Data from SHADOZ, a measurement project
on ozone profiles in the tropics have been associated with the STT events in terms of time
and space. This allows an approximate calculation of the disturbance on the tropical ozone
budget. Depending on layer, geographical location and the season, this influence is up to 5%
in the climatological average. For individual cases, the stratospheric influence on the ozone
budget is considerably larger. Using backward trajectories for one case study, a deviation
larger than 30ppbv of stratospheric origin was verified within this diploma thesis.

Inhaltsverzeichnis
Inhaltsverzeichnis
iii
1 Einleitung 1
1.1 Grundlagen- Stand der Wissenschaft . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2
1.1.1 Atmosphäre der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2
1.1.2 Stratosphären- Troposphären- Austausch . . . . . . . . . . . . . . . . 3
1.1.3 Ozon . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
1.2 Ziele und Aufbau der Arbeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
1.2.1 Ziele . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
1.2.2 Aufbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2 Datensätze und Methodik 11
2.1 Datensätze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.1.1 ERA40 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.1.2 Ozonsonden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
2.2 Methodik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
2.2.1 STE- Trajektorien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
2.2.2 Auswahl von STT- Ereignissen in die tropische Troposphäre . . . . . . 16
2.2.3 Ozon . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
2.2.4 Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden . . . . . . . . . . . . . . . 20
2.3 Probleme der verwendeten Methoden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3 Ergebnisse 23
3.1 Klimatologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.1.1 Vergleich von Anzahl der Einträge, prozentuale Häufigkeit und Ozoneintrag
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
3.1.2 Saisonale Ozoneinträge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
3.2 Austauschereignisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.3 Einträge während des indischen Monsuns . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
3.4 Zonal Wave- One . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
3.5 Vergleich mit stratosphärischen PV- Streamern . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3.6 ENSO- Variabilität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
3.7 Übereinkünfte von STT- Trajektorien mit Ozonsonden . . . . . . . . . . . . . 46
iii

iv
INHALTSVERZEICHNIS
3.7.1 Fallstudie: Troposphärisches Ozonmaximum untersucht mit
Rückwärtstrajektorien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
4 Zusammenfassung, Diskussion und Ausblick 51
4.1 Zusammenfassung der Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
4.2 Diskussion der angewandten Methodik und der Ergebnisse . . . . . . . . . . . 53
4.2.1 Ergebnisse im wissenschaftlichen Kontext . . . . . . . . . . . . . . . . 53
4.2.2 Probleme der angewandten Methodik . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
4.3 Ausblick . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
A Anhang 57
Literaturverzeichnis 65

Kapitel 1
Einleitung
Ozon ist eine der Hauptkomponenten, welche die Chemie und das Klima der tropischen
Troposphäre bestimmen [Zachariasse et al. 2000]. Durch die Fähigkeit der Absorption von
UV- Strahlung bestimmt das Ozon das Temperaturprofil der Atmosphäre mit. Weiterhin
ist Ozon eine entscheidende Quelle für das OH- Radikal [Borrmann 2005]. Anthropogene
Aktivitäten, wie die Verbrennung fossiler Brennstoffe und Biomassenverbrennung, lassen
die Konzentration u.a. von Stickoxiden (NO x ) ansteigen. Aus NO x entsteht durch chemische
Reaktionen Ozon. Falls sich die wirtschaftlichen Aktivitäten der Länder in den Tropen
erhöhen, würde dies eine starke Erhöhung der Emissionen bedeuten [IPCC 1995]. Um zu
verstehen, was diese Veränderungen für Auswirkungen auf das Ozonbudget haben, sollten
alle Faktoren die dieses Budget beeinflussen, gut verstanden sein. Bisherige Simulationen
der Verteilung des Ozons in der tropischen Troposphäre wurden u.a. durch ungenügendes
Wissen über großskalige Transportprozesse und den Stratosphären- Troposphären- Austausch
(STE 1 ), behindert [Zachariasse et al. 2000]. Um diese Komponenten, STE und den
nachfolgenden Transport in der Troposphäre, sowie ihren Beitrag zum Ozonbudget in
diesem komplexen chemischen und dynamischen System, soll es in dieser Arbeit gehen.
Im einleitenden Kapitel werden die für die Arbeit wichtigen Grundlagen, Prozesse
und Zusammenhänge in der Atmosphärenwissenschaft beschrieben. An diesen einleitenden
Konzepten wird der Stand der Wissenschaft in den Forschungsthemen Stratosphären- Troposphären-
Austausch und das troposphärische, insbesondere das tropisch troposphärische,
Budget des Ozons erläutert.
1
stratospheric tropospheric exchange
1

2 KAPITEL 1. EINLEITUNG
1.1 Grundlagen- Stand der Wissenschaft
1.1.1 Atmosphäre der Erde
Die Atmosphäre unserer Erde ist in mehrere Schichten (Sphären) unterteilt, welche sich
durch die so genannten ”Pausen“ voneinander abtrennen. Im Temperaturprofil sind die
”Pausen“ durch eine deutliche Änderung des Temperaturgradienten bestimmt. Das Temperaturprofil
wird durch mehrere Prozesse beeinflusst. Einige wenige, welche einzeln und in
rückkoppelnder Wirkung die Temperatur mitbestimmen, sollen hier stellvertretend genannt
werden.
• Strahlungsabsorption und -emission durch Spurengase (z.B. H 2 O, CO 2 , O 3 )
• Einflüsse von Wolken und Aerosol auf den Strahlungshaushalt
• Freisetzung latenter Wärme durch Kondensation von Wasserdampf
• Atmosphärischer Transport
Die einzelnen Sphären besitzen unterschiedliche physikalische und chemische Eigenschaften.
Dadurch wird klar, dass sich in jeder Sphäre ein unterschiedlicher Temperaturgradient
einstellt.
Die Troposphäre ist die unterste Schicht der Atmosphäre vom Boden bis an die
erste Pause, die Tropopause. Die darüberliegende zweite Schicht ist die Stratosphäre.
Die Troposphäre ist die Schicht, in der Tropfen- und Wolkenbildung stattfindet und
ist damit die wetterwirksamste Schicht der Atmosphäre. Die Temperatur nimmt in der
Troposphäre im Mittel 6.5 K
km
ab. Gut ausgeprägte vertikale Winde und eine allgemein
schwächere Stabilität als in der Stratosphäre führen zu einer guten Durchmischung der
Troposphäre. Dies ist ein Grund dafür, dass die chemischen Komponenten im Durchschnitt
die selben Mischungsverhältnisse über die gesamte Troposphäre aufweisen, im Gegensatz
zur Stratosphäre.
Die darüberliegende Atmosphärenschicht, die Stratosphäre, ist charakterisiert durch
eine durchgängige Temperaturzunahme bis in eine Höhe von etwa 50km, was zu einer
stabilen Schichtung führt [Holton et al. 1995]. Die stabile Schichtung und geringere
vertikale Windgeschwindigkeiten als in der Troposphäre führen zu geringerer vertikaler
Durchmischung.
Die Fläche, welche die beiden untersten Atmosphärenschichten trennt, ist die Tropopause.
Diese kann auf verschiedene Weise definiert werden. Die Höhe der Tropopause
ist, nach der Definition der World Meteorogical Organisation, die niedrigste Höhe bei der
der vertikale Gradient der Temperatur ≤2 K km
erreicht. Zusätzlich darf gemittelt zwischen
dieser Höhe und einer Höhe innerhalb der umgebenden 2km der Gradient den Wert
von 2 K
km
nicht überschreiten [WMO 1986]. Da sich die Tropopause im chemischen Sinne
wie eine materielle Fläche verhält, die thermische Definition diesen Umstand aber nicht
beinhaltet, ist die Einführung von dynamischen Tropopause sinnvoll [Holton et al. 1995].
Wie in Abbildung 1.1 zu sehen, kann man in guter Näherung in den Tropen die 380K-

1.1. GRUNDLAGEN- STAND DER WISSENSCHAFT 3
Abbildung 1.1: Breite-Höhe-Querschnitt für Januar 1993 mit gemittelter potentieller Temperatur
(durchgezogene Linien) und Temperatur (gestrichelte Linien). Die dicke durchgezogene
Linie beschreibt die 2PVU - Fläche. Schattiert gekennzeichnet ist die unterste Stratosphäre
(aus [Holton et al. 1995]).
Isofläche der potentiellen Temperatur Θ als Tropopausenfläche anwenden. Sie schwankt
im Jahresverlauf zwischen 15km und 18km Höhe. In Richtung der Pole reduziert sich
die Tropopausenhöhe auf 6km bis 8km, dies entspricht der 290K bis 320K- Isofläche der
potentiellen Temperatur. Das bedeutet, dass aussertropisch eine Θ- Fläche als Tropopause
ungeeignet ist. Dies führt zur Verwendung einer weiteren Erhaltungsgröße außerhalb der
Tropen: die potentielle Vorticity. In Abbildung 1.1 ist die 2PVU 2 - Isofläche als Tropopause
dargestellt. In der Literatur schwanken die Werte der PV als Definition für die Tropopause
zwischen 1.6PVU und 3.5PVU. Die potentielle Vorticity als extratropische Tropopause ist
auf großen räumlichen und zeitlichen Skalen eine gute Annahme [Stohl et al. 2003].
In dieser Arbeit spielen die 2 vorgestellten Sphären und die ”Pause“ dazwischen die
entscheidende Rolle. Es geht um den Transport von Luftmassen durch die Tropopause von
der Stratosphäre in die tropische Troposphäre. Dies wird im Weiteren als STT 3 bezeichnet.
1.1.2 Stratosphären- Troposphären- Austausch
Der Austausch von Luftmassen zwischen der Stratosphäre und der Troposphäre durch die
Tropopause wird durch mehrere Prozesse erzeugt, welche in den folgenden Unterkapiteln
2
3
potential vorticity unit, 1PVU = 10 −6 m 2 s −1 Kkg −1
stratosphere-to-troposphere transport

4 KAPITEL 1. EINLEITUNG
Abbildung 1.2: Globale und synoptikskalige Aspekte des Stratosphären- Troposphären-
Austausch. Die durchschnittliche Position der Tropopause ist dargestellt als gestrichelte Linie
mit den grau- schattierten Flächen als Tropopausenregion. Die dicke schwarze Linie zeigt die
instantane Position der Tropopause, die lokal (pinke Aufwölbung: TST in der Nähe des warm
conveyor belt, gelbe Aufwölbung: tiefe stratosphärische Intrusion) stark von der mittleren Position
abweichen kann. Die blaue Region ist die overworld, in welcher die Isentropen (≥380K-
Isentropenfläche) vollständig in der Stratosphäre liegen. Der gelbschraffierte Bereich ist die
lowermost stratosphere, in welcher die Isentropen die Tropopause schneiden. Die pinke Region
ist die freie Troposphäre, und die braune Region zeigt die atmosphärische Grenzschicht. Breite
Pfeile stellen den Transport der globalen Zirkulation dar. Die grünen Trajektorien zeigen
verschiedene Austauschprozesse (aus [Stohl et al. 2003]).
kurz vorgestellt werden. Der Austausch zwischen Stratosphäre und Troposphäre wird unterteilt
in den aufwärtsgerichteten (TST 4 ) und den abwärtsgerichteten Transport (STT).
A. Die großskalige Meridionalzirkulation
In Abbildung 1.2 ist durch die breiten Pfeile die mittlere meridionale stratosphärische
Zirkulation dargestellt, welche für das Verständnis vom Austausch zwischen den beiden
Sphären von hoher Bedeutung ist.
Aufgrund von Messungen langlebiger Spurengase (u.a. H 2 O und CH 4 ) konnte gezeigt
werden, dass Luft in den Tropen aufsteigt und in die Stratosphäre eintritt [Borrmann 2005].
Überschießende konvektive Wolken werden in der Literatur sehr kontrovers diskutiert,
könnten aber ihren Anteil an diesem Transport haben. Das Brechen von planetaren
4
troposphere-to-stratosphere transport

1.1. GRUNDLAGEN- STAND DER WISSENSCHAFT 5
Wellen in der oberen Stratosphäre über den mittleren bis hohen Breiten induziert einen
westwärtsgerichteten Wind, der durch die Corioliskraft zu den Polen hin abgelenkt wird.
Dieses Phänomen bezeichnet man als extratropical pumping oder auch wave driving.
Dadurch entsteht ein meridionaler Transport vom Äquator zum Pol. An den Polen sinkt
die Luft durch den Effekt der Strahlungskühlung großskalig ab. Diesen ”Transportkreislauf“
nennt man Brewer- Dobson Zirkulation.
Es werden in der Literatur die obere Troposphäre/ untere Stratosphäre (UT/LS 5 ) in 3
Bereiche (”Welten“) eingeteilt. Die Region oberhalb der 380K- Isofläche wird als overworld
bezeichnet und liegt komplett in der Stratosphäre. Der Transport aus dieser Schicht in
die Troposphäre ist gering, weil die Luft durch diabatisches Kühlen die Isentropenfläche
überschreiten muss. In der middleworld liegen die Isentropen in den Tropen in der Troposphäre,
in den höheren Breiten allerdings in der (niederen) Stratosphäre. Der Austausch
entlang der Isentropen ist dementsprechend in der middleworld möglich. Die Definition der
PV als dynamische Tropopause, welche die Isentropen in diesem Breitenbereich schneidet,
erweist sich als sehr sinnvoll, da es Austauschereignisse durch Transport entlang der
Isentropen aufzeigt. Komplett in der Troposphäre liegt die underworld. Transport von
Luft aus diesem Bereich in die Stratosphäre kann nur durch diabatisches Heizen realisiert
werden [Stohl et al. 2003].
B. Klein- und synoptikskalige Mechanismen, die STE erzeugen
In Abbildung 1.2 sind Austauschereignisse durch grüne Pfeile dargestellt. Grundlage für
diese Ereignisse sind Prozesse die sich auf der synoptischen Skala bzw. kleinen räumlichen
und zeitlichen Skalen abspielen. Diese sollen in diesem Abschnitt genauer beschrieben
werden.
Austauschereignisse auf isentropen Flächen wurden im vorigen Abschnitt beim
Einführen der middleworld erwähnt. Schaut man sich in Abbildung 1.1 die Neigung der
320K- Isentropen an, so erkennt man, dass für den Austausch zwischen den beiden Sphären
die Luftpakete ihre Breiten und damit ihre Höhe, ändern müssen. Ein sehr wirkungsvoller
Mechanismus in dem dies vorkommt, sind Cut- Off - Tiefes. Diese Kaltlufttropfen bilden sich
durch ein Aufbrechen von PV- Streamern 6 , welche durch eine Bewegung stratosphärischer
Luft auf geneigten isentropen Flächen Richtung niedere Breiten entstehen [Wernli 2005].
In Verbindung mit diesen Ereignissen treten oft Tropopausenfalten auf. Dabei wird die
Tropopause tief in die Troposphäre gewölbt, wodurch stratosphärische Luft in einem
Filament nach unten gebracht wird. Durch das Auftreten von Scherungsinstabilität erfolgt
der irreversible Austausch vor allem durch Turbulenz. Des Weiteren bilden sich Tropopausenfalten
häufig an starken Windsystemen (Jetstream), wie z.B. der Subtropenjet (STJ)
oder der Polarjet (PJ). Zusätzlich führen Turbulenzen an diesen Windsystemen, oft auch
5
6
upper troposphere/ lower stratosphere
Filamente stratosphärischer Luft auf isentropen Flächen.

6 KAPITEL 1. EINLEITUNG
in wolkenfreier Luft (CAT 7 ), zu Austauschereignissen.
Aufsteigende warme Luftmassen auf der Vorderseite von Kaltfronten, so genannte
warm conveyor belts, führen zum schnellen Transport von Luft aus der tiefen Troposphäre
in die Stratosphäre [Wernli and Bourqui 2002].
STE in Verbindung mit mesoskaligen konvektiven Systemen bzw. Gewittern sind eine
weitere Quelle für stratosphärische Luft in der Troposphäre und umgekehrt. Überschießende
Luftmassen, in Folge von Bildung latenter Wärme bei der Wolkenbildung und ausreichend
CAPE 8 , können zu einem Transport von der Troposphäre in die Stratosphäre führen. Die
umgekehrte Austauschrichtung, STT, wird durch Strahlungskühlung an der Obergrenze
von Wolken einer solchen konvektiven Region realisiert. Strahlungskühlung ist auch in sehr
stabilen Antizyklonen der Prozess, der zu stratosphärischen Einträgen in die Troposphäre
führt.
Des Weiteren kommt es durch brechende Schwerewellen, vor allem hinter Gebirgen,
zum Luftmassenaustausch zwischen den beiden Sphären.
1.1.3 Ozon
Um den Einfluss von STT- Einträgen auf das Ozonbudget zu untersuchen, muss klar sein,
wie ein Ozonprofil in der Atmosphäre aussieht, wie dieses Profil entsteht und wie dessen
Variationen sind. Diese grundlegenden Aspekte sollen das Thema in diesem Abschnitt sein.
Das Ozon befindet sich zu 90% in der Stratosphäre und zu 10% in der Troposphäre.
Die sogenannte Ozonschicht liegt zwischen 15km und 35km Höhe mit einem maximalen
Mischungsverhältnis von ca. 10ppmv in 25km bis 30km [Borrmann 2005]. Ozon hat
die Fähigkeit, UV- Strahlung im Wellenlängenbereich ≤ 1190 nm zu absorbieren. Die
stratosphärische Ozonschicht ist für das Leben auf der Erde von größter Bedeutung, da
diese einen Anteil der UV- Strahlung (≤ 340nm) absorbiert, welche für den Menschen
gefährlich ist. Die Absorption von Strahlung führt zu einer Erwärmung dieser Schicht. Es
wird daher klar, dass sich die Stratosphäre mit zunehmender Höhe erwärmt, korreliert mit
dem zunehmden Ozonmischungsverhältnis. Bei der Photodissoziation entsteht ein O( 1 D)-
Atom, welches mit Wasserdampf zum OH- Radikal reagiert [Zachariasse et al. 2000].
Die Strahlungsabsorption erzeugt also nicht nur Wärme, sondern bildet mit dem OH-
Radikal, ein Molekül, welches anderen Radikalen gut ein H- Atom entziehen kann, und zu
H 2 O reagiert. Aufgrund dieser Eigenschaft wird das OH- Radikal auch ”Waschmittel der
Atmosphäre“ genannt [Borrmann 2005]. Durch die Strahlungsabsorption wird auch klar,
dass Ozon als ein Treibhausgas gilt [Thompson et al. 2003b].
Die Abbildung 1.3 zeigt die mittleren Ozonprofile, gemessen durch Ballonsondierungen
an verschiedenen Standorten in den Tropen (links) sowie die saisonale Variabilität an einer
Sondenstation (Natal, Brasilien: 35.38 ◦ W, 5.42 ◦ S, rechts). Die Details zur Berechnung der
Mittelwerte sowie die Datengrundlage werden in Abschnitt 2.1.2 erläutert.
7
8
clear air turbulence
Convective Available Potential Energy

1.1. GRUNDLAGEN- STAND DER WISSENSCHAFT 7
Abbildung 1.3: Ozonprofile von SHADOZ- Sondenstationen (Details in Abschnitt 2.1.2).
Links: Über den kompletten Messzeitraum gemittelte Ozonprofile, in Klammern die Anzahl
der Jahre in denen gemessen wurde. Rechts: Saisonale Variabilität des Ozonprofils an der
Messstation Natal, Brasilien (35.38 ◦ W, 5.42 ◦ S).
Betrachtet man die Profile, so erkennt man, dass in erster Näherung die Struktur
ähnlich ist. Einer gut durchmischten Troposphäre, mit Ozonmischungsverhältnissen von
ca. 50ppbv, schließt sich im Bereich der Tropopause ein steiler Anstieg des Ozonmischungsverhältnisses
in die Stratosphäre an. Die so genannte Ozonopause ist aufgrund der
Mittelung verwaschen. Sie ist definiert als die Höhe, in der das Ozonmischungsverhältnis
zu stratosphärischen Werten ansteigt. Die Ozonopause liegt im Schnitt 800m unterhalb
der thermischen Tropopause [Borrmann 2005]. In der Abbildung nicht dargestellt ist das
Ozonmaximum zwischen 25 und 30km sowie die Abnahme des Mischungsverhältnisses mit
steigender Höhe ab diesem Niveau. Der Ausschnitt wurde von 1000hPa bis 75hPa gewählt,
weil die Werte in diesem Bereich ≤150ppbv betragen. Die Werte oberhalb der Tropopause
überschreiten die 1000ppbv. Somit würden sich die Variabilitäten im unteren ppbv- Bereich
nicht mehr erkennen lassen, würde man das Maximum von 10ppmv in der Stratosphäre mit
darstellen.
Schaut man sich diese Variabilitäten an, so erkennt man, dass die Profile im jahreszeitlichen
Mittel sowie an den einzelnen Messstationen voneinander abweichen. Je nach
Messstation schwankt der Wert in der unteren Troposphäre von 15ppbv bis 30ppbv. In der
mittleren Troposphäre liegt der Wert bei 30ppbv bis 70ppbv, und knapp unterhalb der
Tropopause schwanken die Werten zwischen 20ppbv und 60ppbv. Oberhalb der Tropopause

8 KAPITEL 1. EINLEITUNG
Abbildung 1.4: Südhemisphärisches meridionales Mittel des Ozonmischungsverhältnis
[ppbv] der SHADOZ- Ozonsondenmessungen. Unter der Abszisse sind die Messstationen an
ihren zugehörigen zonalen Positionen (in Klammern die meridionale Position) abgebildet.
Links: März/ April/ Mai 1998 bis 2000, rechts: September/ Oktober/ November 1998 bis
2000 (aus [Thompson et al. 2003b]).
werden die Profile mit zunehmender Höhe identisch. In allen Profilen, auch in den saisonalen
Mitteln (Abbildung 1.3 rechts), kann man in der Troposphäre 2 lokale Minima und ein
Maximum erkennen. Das Maximum befindet sich in der mittleren Troposphäre zwischen
ca. 400hPa und 600hPa. Die Minima befinden sich darunter, vom Bodenniveau bis etwa
800hPa, und knapp unterhalb der Tropopause. Thompson et al. [2001] argumentieren,
dass aufgrund von konvektivem Transport, Werte die in der Grenzschicht zu finden sind,
auch wieder unterhalb der Tropopause (Outflow- Region von konvektiven Zellen) gemessen
werden.
In den saisonalen Mitteln der Ozonprofile erkennt man einen Jahresgang, welcher
durch ein Minimum im März/ April/ Mai charakterisiert ist und durch ein Maximum im
September/ Oktober/ November. Die Winter- bzw. Sommermonate liegen in ihren Werten
zwischen dem Maximum und dem Minimum, welchem sie tendenziell näher sind.
Die saisonalen und geografischen Variabilitäten der Ozonprofile sind in einem zonalen
Querschnitt des meridionalen Mittels der SHADOZ- Sonden auf der Südhemisphäre (SH)
in Abbildung 1.4 zusammengefasst. In die Berechnung der Abbildung gingen alle SHADOZ-
Sonden an den 9 südhemisphärischen Messstandorten ein.
Man erkennt, dass beide Jahreszeiten durch eine große Struktur geprägt sind. Diese
Struktur ist charakterisiert durch ein Maximum in dem Bereich um den Greenwich- Meridian
und durch ein Minimum bei 180 ◦ W/E. Das entspricht einer Welle der Wellenzahl 1,
und folglich wird dieses Phänomen zonal wave- one genannt [Thompson et al. 2003b].
Die zonal wave- one besteht über das ganze Jahr, dargestellt sind hier nur das Minimum
(März/ April/ Mai) und das Maximum (September/ Oktober/ November). Der Jahresgang
spiegelt den Jahresgang aus Abbildung 1.3 wieder. Die Entstehung der zonal wave- one und
die Veränderung über die Jahreszeiten unterliegt mehreren Prozessen. Einen signifikanten
Anteil an den hohen Werten im südhemisphärischen Frühjahr liefern erhöhte, durch
Blitze erzeugte, NO x - Werte [Martin et al. 2000]. Erhöhte NO x - Werte entstehen auch

1.1. GRUNDLAGEN- STAND DER WISSENSCHAFT 9
Tabelle 1.1: Prozesse die das troposphärische Ozonbudget über dem südlichen Atlantik
(35 ◦ W bis 10 ◦ E, 24 ◦ S bis 0 ◦ ) bestimmen. Werte in Prozent vom Zeitraum abhängigen Mittel
der Ozonwerte in DU. Errechnet mit dem globalen Chemiemodell GEOS- Chem (aus
[Sauvage et al. 2007]).
bei der Verbrennung fossiler Stoffe oder von Biomasse. Dies führt zu einer Erhöhung
der Emissionen in der Grenzschicht. Die Erhöhung der Werte im September/ Oktober/
November aufgrund von Biomassenverbrennung gegenüber März/ April/ Mai ist gut zu
erkennen an der Station Watukosek (112.65 ◦ E). Mit erhöhter konvektiver Aktivität im
September/ Oktober/ November steigt auch das Signal gleicher Werte in der Grenzschicht
und unterhalb der Tropopause mit einem dazwischenliegenden Maximum. Welche Rolle
das Einmischen stratosphärischer Luft im Zusammenhang mit der zonal wave- one spielt,
ist bisher weitestgehend ungewiss und wird in Abschnitt 3.4 dieser Arbeit versucht
abzuschätzen.
Einige Prozesse, die das troposphärische Ozonbudget beeinflussen, wurden bis jetzt
erläutert. Zusammenfassend sei noch eine Modellstudie von Sauvage et al. [2007] erwähnt.
Diese versucht mit einem globalen Chemiemodell die einzelnen Prozesse, die zum troposphärischen
Budget des Ozons beitragen, zu identifizieren und zu quantifizieren. In
Tabelle 1.1 werden die prozentualen Anteile, die die einzelnen Prozesse im jahreszeitlichen
Verlauf besitzen, dargestellt.
Es ist zu sehen, dass der Großteil des Ozons aus chemischen Reaktionen mit NO x
entsteht. Dieser Anteil macht etwa 2 3 der Quellen aus. Für NO x gibt es 4 hauptsächliche
Quellen. Dabei stellt die Entstehung aus Blitzen die größte Quelle mit rund 1 3
aller Quellen
dar, wobei die Werte im südhemisphärischen Sommer bei ≥40% liegen, was auf eine erhöhte
Gewittertätigkeit hinweist. Die 3 anderen Quellen des NO x sind die Biomassenverbrennung,
mit dem Minimum im März/ April/ Mai (6.9%) und dem Maxmimum im September/
Oktober/ November (11.3%), der Anteil aus dem Boden, welcher relativ konstant um die
7% liegt sowie die Entstehung des NO x aus fossilen Brennstoffen, welche zwischen 4%
und 9% schwankt. Rund 20% (DJF, MAM) bis 30% (JJA, SON) Anteil am Gesamtozon
entfallen auf das Hintergrundozon. Der Anteil, der in dieser Arbeit im Vordergrund steht,
macht im Mittel etwa 5% aus. Ein jahreszeitlicher Gang zeigt ein Maximum mit 6.2% im
September/ Oktober/ November, mittlere Werte von 4.4% (DJF) bzw 5.3% (JJA) und den
geringsten Wert im Südhemisphärenherbst mit 2.9%. Der Anteil an STT- Einträgen in die
tropische Troposphäre des Südatlantik ist verglichen mit den restlichen Quellen des Ozons
eher gering. Eine Aufgabe dieser Diplomarbeit ist es, eine globale Abschätzung des STE-
Anteils am Ozonbudget zu erstellen.

10 KAPITEL 1. EINLEITUNG
1.2 Ziele und Aufbau der Arbeit
1.2.1 Ziele
In Fallstudien, z.B. Wernli und Davies [1997], und in klimatologischen Studien, z.B. Wernli
und Bourqui [2002] oder Jonas [2007], wurde nachgewiesen, dass die Lagrange’sche Methode
geeignet ist, STE- Ereignisse aufzuzeigen. In dieser Arbeit interessiert die Frage, ob die Lagrange’sche
Sichtweise die Abschätzung des stratosphärischen Ozoneintrags in verschiedene
Schichten der tropischen Troposphäre erlaubt.
Im Zuge der Beantwortung dieses Hauptzieles sollen folgende Fragen beantwortet werden:
• Existiert ein Einfluss der stratosphärischen Einträge auf das Ozonbudget der tropischen
Troposphäre? - Kann man die prozentuale Größe von 5% der Studie von Sauvage
et al. [2007] verifizieren? Oder kommt man mit der Langrange’schen Methode
(Winde aus einem Reanalysedatensatz) auf andere Werte, als mit Berechnungen aus
einem globalen Chemiemodell?
• Haben die stratosphärischen Intrusionen eine Wirkung auf die zonal wave- one? Wird
dieses bis jetzt unverstandene Phänomen vielleicht entscheidend bestimmt durch STT-
Ereignisse?
• Welche dynamischen Prozesse (groß- und kleinskalig) führen zu Austauschereignissen
und nachfolgendem Transport in die tropische Troposphäre?
• Wo finden die Austauschereignisse geografisch gesehen statt, die zu Einträgen in die
jeweilige Höhenschicht der tropischen Troposphäre führen?
1.2.2 Aufbau
Diesen einführenden Worten folgt ein Kapitel, welches die verwendeten Datensätze und die
Methodik zur Bestimmung der STT- Ereignisse vorstellt. Dem schließt sich das Hauptkapitel
dieser Arbeit an. In diesem sollen die im Abschnitt 1.2.1 aufgestellten Fragen beantwortet
werden, beginnend mit einer Klimatologie der STT- Einträge (Abschnitt 3.1), gefolgt von
den zu Grunde liegenden Austauschereignissen (Abschnitt 3.2) und einer Analyse der klimatologischen
Ergebnisse. Des Weiteren wird der Einfluss stratosphärischer PV- Streamer
auf die STT- Einträge untersucht (Abschnitt 3.3), die Auswirkung der Intrusionen auf die
zonal wave- one betrachtet (Abschnitt 3.4) und versucht, Ozonmesswerte zu verifizieren,
welche während des indischen Monsuns gemessen wurden (Abschnitt 3.3). Abgeschlossen
wird das Kapitel von einer Studie über Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden (Abschnitt
3.7). Zum Abschluss dieser Diplomarbeit werden die Ergebnisse im Kapitel 4 im
wissenschaftlichen Kontext diskutiert.

Kapitel 2
Datensätze und Methodik
In diesem Kapitel sollen zu Anfang die in der Arbeit verwendeten Datensätze dokumentiert
werden. Der zweite Teil dieses Abschnitts, der Methodikteil, beschreibt die Verarbeitung der
Daten und somit dessen Anwendung zur Beantwortung der aufgestellten Ziele (Abschnitt
1.2.1). Des Weiteren wird auf die Besonderheiten und Probleme hingewiesen, die im
Zusammenhang mit den Datensätzen und deren Methodik zu beachten sind.
2.1 Datensätze
2.1.1 ERA40
Die Eingangsdaten für die Trajektorienrechnungen (Details in Kap. 2.2.1), auf denen die
weiteren Untersuchungen beruhen, liefert der ERA 1 40- Reanalyse- Datensatz des ECMWF 2
in Reading [Uppala et al. 2005].
Reanalysen werden unter Anderem erstellt, um klimatologische Fragestellungen beantworten
zu können. Diese ergeben eine konsistente Zeitreihe im Gegensatz zu den operationellen
Analysen. Da sich die operationellen Verfahren mit der Zeit ändern, unter anderem
die Datenassimilation und die Auflösung der Modelle, können die kontinuierlichen Analysen
unzureichend miteinander verglichen werden. Die Beobachtungen bleiben allerdings in der
Zeit inhomogen. Beim ERA40-Datensatz wurden mit allen archivierten Beobachtungsdaten
und den aktuellsten Analyseverfahren eine globale Analyse für September 1957 bis August
2002 erstellt. Das verwendete Modell hat eine spektrale Auflösung von T159L60. Das entspricht
in etwa einer horizontalen Auflösung von 1 ◦ . In der Vertikalen ist die Atmosphäre in
60 Schichten unterteilt. Die Datenassimilation wurde mit 3Dvar realisiert. Somit liegen für
alle 6 Stunden Analysefelder der Temperatur T, des Bodendrucks p s , der relativen Feuchte
q und des dreidimensionalen Windes −→ u vor.
1
2
ECMWF Re-Analysis
European Centre for Medium-Range Weather Forecast
11

12 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
Observing systems in ERA-40
1957 METEOSAT
Reprocessed
Cloud motion
2002
1982 winds 1988
1979
TOMS/ SBUV
1973
Aircraft data
Conventional surface and upper air observations
NCAR/ NCEP, ECMWF, JMA, US Navy, Twerle, GATE, FGGE, TOGA, TAO, COADS, . . .
1973
VTPR 1979
TOVS:
HIRS/ MSU/ SSU
Cloud motion winds
1987
SSM/I 1991
ERS-1 1995
ERS-2
1998
ATOVS:
AMSU-A
Abbildung 2.1: Eingesetzte Beobachtungen für die Analyse beim verwendeten Modell des
ERA40- Atlas (aus [ECMWF Newsletter 2004]).
In dieser Arbeit werden die Daten von 23 Jahren (1979 bis 2001) verwendet. Der Grund
dafür ist die Assimilierung der Satellitenbeobachtungen ab dem Jahre 1979 und somit eine
Verbesserung der Analyse. In Abbildung 2.1 ist eine Zeitreihe der eingesetzten Beobachtungen
über den gesamten ERA40- Zeitraum dargestellt. Zu erkennen ist, dass die konventionellen
Beobachtungen wie Boden- und Radiosondenmessungen ab dem Startzeitpunkt
1957 implementiert wurden. Andere Messungen, z.B. von Linienflugzeugen, wurden ab 1973
verwendet und die Satellitenära begann 1979.
2.1.2 Ozonsonden
Um ein Bild über die Ozonverteilung in der Troposphäre zu bekommen, vor allem in der
tropischen Troposphäre, wurden als Datensatz die Messungen des SHADOZ 3 - Projektes
genutzt [Thompson et al. 2003a]. Der ursprüngliche Grund des Projektes war die Erstellung
eines Ozonmessnetzes in den Tropen zur besseren Validierung von Satellitendaten. Die
Tropen waren bis zur Errichtung dieser Messstationen eine in Bezug auf Ozon spärlich
vermessene Region.
An 14 Standorten in den Tropen (Abbildung 2.2 und Tabelle 2.1) wird mit Hilfe
3
Southern Hemisphere ADitional OZonsondes

2.1. DATENSÄTZE 13
Abbildung 2.2: Lage der 14 tropischen Ozonsondenstationen von SHADOZ (Southern
Hemisphere Additional Ozonesondes). Es fehlt die Station Heredia (84 ◦ W, 10 ◦ N) (aus
[Takashima and Shiotani 2007]). In der Studie von Takashima und Shiotani 2007 wurden für
die Auswertung nur die ausgefüllten Kreise berücksichtigt. In der vorliegenden Arbeit werden
die ausgefüllten und leeren Kreise als Datengrundlage verwendet.
von Ballons die Atmosphäre vertikal vermessen. Auf den Ballonsonden ist ein ECC 4 -
Messgerät für die Bestimmung des Ozonmischungsverhältnisses installiert, ein Messfühler
für Messung des Drucks und der Temperatur sowie ein Sensor zur Messung der relativen
Feuchte. Die Zeitperioden mit verfügbaren Messungen sowie die Zeitpunkte der einzelnen
Messungen sind an den verschiedenen Standorten sehr unterschiedlich. An einigen
Orten wurden die Messungen auch wieder eingestellt. Details sind in Tabelle 2.1 dargestellt.
Für diese Arbeit wurden nur die qualitätsgeprüften Daten von SHADOZ verwendet.
Station geogr. Länge geogr. Breite Zeitraum
Pago Pago, American Samoa 170.56 ◦ W 14.23 ◦ S 1998 - 2006
Papeete, Tahiti Island 149.00 ◦ W 18.00 ◦ S 1998 - 1999
San Cristobal (Galapagos) 89.60 ◦ W 0.92 ◦ S 1998 - 2006
Heredia, Costa Rica 84.00 ◦ W 10.00 ◦ N 2005 - 2006
Paramaribo, Suriname 55.21 ◦ W 5.81 ◦ N 1999 - 2005
Natal, Brazil 35.38 ◦ W 5.42 ◦ S 1998 - 2007
Ascension Island 14.42 ◦ W 7.98 ◦ S 1998 - 2007
Irene, South Africa 28.22 ◦ E 25.25 ◦ S 1998 - 2007
Nairobi, Kenya 36.80 ◦ E 1.27 ◦ S 1998 - 2007
Malindi, Kenya 40.19 ◦ E 2.99 ◦ S 1999 - 2006
La Reunion 55.48 ◦ E 21.06 ◦ S 1998 - 2006
Kuala Lumpur, Malaysia 101.70 ◦ E 2.73 ◦ N 1998 - 2007
Watukosek (Java), Indonesia 112.65 ◦ E 7.57 ◦ S 1998 - 2007
Suva, Fiji 178.40 ◦ E 18.13 ◦ S 1995 - 2005
Tabelle 2.1: Geographische Koordinaten und Zeitraum der Messungen der 14 Ozonsondenstationen
(aus [Thompson et al. 2003a]).
4
electrochemical concentration cell

14 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
2.2 Methodik
2.2.1 STE- Trajektorien
Zur Untersuchung der Einträge von stratosphärischer Luft in die tropische Troposphäre
wird in dieser Arbeit die Langrangesche Perspektive verwendet. Mit Hilfe des Trajektorienprogramms
LAGRANTO 5 von Wernli und Davies [1997] wurde von Markus Jonas im
Rahmen seiner Dissertation [2007] ein klimatologischer Trajektoriendatensatz zum Luftmassentransport
durch die Tropopause erstellt. Auf diesen so entstandenen Datensatz wurden
Kriterien angewandt, um die für die Beantwortung der Fragen dieser Arbeit interessanten
Austauschereignisse auszuwählen.
Die Bestimmung von Austauschtrajektorien geschieht wie folgt: Da die Analysedaten
mit einem spektralen Modell erstellt wurden, erfolgte eine Interpolation auf ein reguläres
Länge- Breite- Gitter. Auf diesen Gitterpunkten wurden täglich um 0 UTC 24h-
Vorwärtstrajektorien für den gesamten ERA40- Zeitraum gestartet. Eine Trajektorie beschreibt
in den Aussertropen eine Luftmasse mit der Dimension von 80km x 80km in der horizontalen
und 30hPa in der vertikalen Richtung. Berechnungen starteten auf Höhenniveaus
von 590hPa bis 50hPa. In den Tropen beträgt die vertikale Dimension 10hPa und die
Starthöhe wurde zwischen 300hPa und 80hPa gewählt. Für diese Arbeit sind die Tropen
zwischen 20 ◦ S und 20 ◦ N definiert. Demzufolge wird eine Trajektorie als ”Tropentrajektorie“
bezeichnet, wenn sie sich zum Startzeitpunkt (0 UTC) zwischen 20 ◦ S und 20 ◦ N befindet,
der Rest der Trajektorien gilt als aussertropisch.
Eine einzelne 24h- Trajektorie wird als vorläufiges STE- Ereignis bewertet, wenn sie
die dynamische Tropopause von der Stratosphäre zur Troposphäre (STT) oder umgekehrt
(TST) durchstößt. Der Austausch findet demzufolge im Zeitintervall von 0 bis 24 Stunden
statt. Die dynamische Tropopause ist definiert als die tieferliegendere Isofläche der 2PVU-
Isofläche und der 380K- Isofläche der potentiellen Temperatur. Abbildung 1.1 zeigt, dass
sich diese beiden Isoflächen in den Tropen schneiden. Die Schnittpunkte unterliegen einem
jahreszeitlichen Gang. Im Januar 1993 beträgt die Fläche, in der die Tropopause durch die
380K beschrieben wird, ungefähr 20 ◦ in meridionaler Richtung. Das bedeutet, dass innertropisch
die Tropopause etwa zur Hälfte durch die Θ- Fläche charakterisiert ist, die PV-
Isofläche für die andere Hälfte sowie auch für die Extratropen als Tropopause gilt. Diese
Tatsache wird in Kapitel 3 noch einmal genauer besprochen.
Trajektorien, die dieses 1. Kriterium des Tropopausenübertritts erfüllen, werden weitere
4 Tage in die Zukunft (+24h bis +120h) und in die Vergangenheit (0h bis -96h) gerechnet.
Dadurch erhält man eine Trajektorie, welche symmetrisch um das Austauschzeitintervall
0 bis 24 Stunden ist und einen Zeitraum von insgesamt 9 Tagen abdeckt. Für die Identifizierung
von stratosphärischen Luftmassen die in die Troposphäre eindringen, werden
dementsprechend nur die STT- Ereignisse betrachtet.
Des Weiteren wird der Datensatz auf die Trajektorien beschränkt, deren Residenzzeit
in der Stratosphäre und in der Troposphäre mindestens 96 Stunden beträgt. Dadurch wird
5
LAGRangian ANalysis TOol

2.2. METHODIK 15
Abbildung 2.3: Prinzip der Residenzzeit: Vertikalschnitt zeigt Stratosphäre (grau schraffiert),
Troposphäre (weiß) und drei Trajektorien, τ s : Residenzzeit in der Stratosphäre, τ t : Residenzzeit
in der Troposphäre (aus [Wernli and Bourqui 2002]).
ausgeschlossen, dass die Trajektorie kurz vor dem Austausch von der Stratosphäre in die
Troposphäre einen Austausch in umgekehrter Richtung vollzogen hat. Der Aufenthalt von
mindestens 96 Stunden in der Stratosphäre lässt der Luftmasse ein für die Stratosphäre
charakteristisches Ozonmischungsverhältnis zuordnen, welches im Durchschnitt höher als
in der Troposphäre ist (Abschnitt 1.1.3). An Abbildung 2.3 soll das Residenzzeitkriterium
kurz erläutert werden. In der Abbildung ist ein vertikaler Schnitt durch die Atmosphäre
dargestellt, mit Stratosphäre (grau schraffiert), Troposphäre (weiß) und drei Trajektorienbeispielen.
Alle Trajektorien erfüllen die Forderung, vor dem Austausch eine lange Zeit oberhalb
der Tropopause verbracht zu haben. Trajektorie ST1 ist jedoch nur relativ kurz in der
Troposphäre, und es wird dann von einem nicht signifikanten Austauschereignis (τ t

16 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
100hPa
T3
T1
200hPa
T2
300hPa
dynamische
Tropopause
400hPa
500hPa
600hPa
700hPa
800hPa
z
900hPa
x
−20° Äquator
20°
Pol
Abbildung 2.4: Schema der Trajektorieneinträge in die tropische Troposphäre sowie zur
Gitterung dieses Gebietes.
2.2.2 Auswahl von STT- Ereignissen in die tropische Troposphäre
A. Anzahl der Einträge
Es werden nun STT- Trajektorien ausgewählt, die nach dem Durchstoßen der Tropopause in
die Tropen eingedrungen sind, bzw. bei denen der Austausch in den Tropen stattgefunden
hat. Von diesen Trajektorien ist die Position alle 6 Stunden bekannt. Um nun für die
23 Jahre eine Statistik des Auftretens von STT- Einträgen in die Tropen zu bekommen,
werden diese Positionen gezählt und auf einem Gitter dargestellt.
Die Gitterung in den Tropen wird folgendermaßen realisiert. Die horizontale Auflösung
beträgt 5 ◦ . Das Gebiet deckt in der meridionalen Richtung 20 ◦ S bis 20 ◦ N und der zonalen
180 ◦ W bis 180 ◦ E ab. Vertikal ist die Atmosphäre in 100hPa- Schritten von 1000hPa
bis 100hPa unterteilt (Abbildung 2.4). Daraus resultiert ein 8 x 72- Horizontalgitter
auf 9 vertikalen Schichten. Ein Zählalgorithmus, angewandt auf die Daten, summiert
alle Einträge in den jeweiligen Boxen pro Monat auf. In der Abbildung 2.4 stellen die
unausgefüllten Kreise die 6h- Zeitschritte der Trajektorien dar. Nur die Zeitschritte in der
Troposphäre sind dargestellt. In der Stratosphäre verbringt die Trajektorie mindestens 16
Zeitschritte (96h), wie in Abschnitt 2.2.1 (Auswahlkriterien) erläutert. Die roten Kreise

2.2. METHODIK 17
illustrieren Einträge in die Gitterboxen der Tropen und werden somit berücksichtigt. Die
schwarzen leeren Kreise werden vom Algorithmus nicht mit berücksichtigt, da sie keinen
Eintrag in die Tropen liefern. Von den drei abgebildeten Trajektorien wird Nr. 3 vom
Algorithmus nicht berücksichtigt, da sie zwar die Austauschkriterien erfüllt, sich aber
unterhalb der Tropopause nur in aussertropischen Gebieten aufhält. Trajektorie 2 wird
ab Zeitschritt 48h vom Algorithmus erfasst und Trajektorie 1 komplett. Jeder Zeitschritt
wird als ein Eintrag gewertet. Somit kann eine Trajektorie maximal 20 Einträge liefern,
wie im Beispiel der Trajektorie 1, bei der der Austausch bereits zwischen Stunde 0 und
6 der Trajektorienrechnung stattfindet. Die ausgefüllten Kreise beschreiben den Ort des
Austauschereignisses, dieser kann innerhalb oder außerhalb der Tropen liegen.
Aus dieser Zählung entstand eine Klimatologie der monatlichen Häufigkeit der Einträge
in die Tropen in verschiedenen Höhen (Abschnitt 3.1 sowie Anhang Abbildung A.1 und
A.2). Des Weiteren lässt die Methode zu, eine Klimatologie zu erstellen, in der pro
Eintrag in die jeweilige Höhenbox die vorherigen Austauschpositionen (ausgefüllte Kreise
in Abbildung 2.4) ermittelt wurden. Die Ergebnisse werden in Abschnitt 3.2 dargestellt
und erläutert.
B. Prozentuale Häufigkeit
Um aus der Anzahlhäufigkeit der Einträge eine prozentuale Häufigkeit zu erhalten, muss
man die gesamt mögliche Anzahl der Ereignisse bestimmen, die maximal pro Gitterbox eintreffen
könnten.
Eine Gitterbox hat eine Auflösung von 5 ◦ x 5 ◦ x 100hPa. Die Größe des von einer Trajektorie
repräsentierten Luftpakets beträgt 80km x 80km x 10hPa. Über die Gleichung:
x[km] = cos(ϕ ·
2π
360 ◦ ) · y (2.1)
wird die Umrechnung des zonalen Abstandes von ◦ in km zwischen zwei Längenkreisen
in Abhängigkeit der geografischen Breite (ϕ) realisiert. Die Konstante y mit einem Wert
von 111.32km beschreibt den Abstand zwischen 2 Längenkreisen am Äquator. Aus den
Kantenlängen der Gitterbox und der Trajektorienbox, beide in km, kann man nun die
Volumina der Boxen in gleichen Einheiten bestimmen. Die Größe der Trajektorienbox ist
Längen- und Breitenkreis unabhängig. Das Volumen beträgt V traj = 64000km 2 hPa. Der
Quotient der beiden Boxgrößen sagt aus, wieviele Trajektorien pro Zeitschritt maximal
in eine Gitterbox passen. In der Tabelle 2.2 sind die Werte zusammengefasst dargestellt.
Die Anzahl der Trajektorien pro Zeitschritt muss noch mit der Anzahl der Zeitschritte pro
Monat multipliziert werden, um die in einer Gitterbox maximal mögliche Anzahl STT-
Ereignisse pro Monat zu erhalten. Aus einem 6h- Zeitschritt ergeben sich 4 Zeitschritte
pro Tag und somit abhängig von der Monatslänge ein Wert zwischen 112 und 124 pro
Monat. Die maximale Anzahl an Trajektorien die stratosphärische Luft in eine tropische
Gitterbox pro Monat einbringt, liegt zwischen 51000 und 60000 Einträgen. Die Ergebnisse
der prozentualen Häufigkeit werden in Abschnitt 3.1 sowie im Anhang Abbildung A.3 und

18 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
ϕ[ ◦ ] x [km] V G [km 2 hPa] Traj max
17.5 106.2 29.5 · 10 6 460.2
12.5 108.7 30.2 · 10 6 471.2
7.5 110.4 30.6 · 10 6 478.5
2.5 111.2 30.9 · 10 6 482.2
Tabelle 2.2: Bestimmung der maximalen Anzahl Trajektorien pro Zeitschritt und Gitterbox.
(ϕ ≡ Mittelpunkt der Gitterbox in meridionaler Richtung, x ≡ zonaler Abstand in km
zwischen 2 Längenkreisen, V G ≡ Volumen der Gitterbox in km 2 hPa, Traj max ≡ maximale
Anzahl der Trajektorien).
A.4 gezeigt.
2.2.3 Ozon
Die Ozonsondendaten werden verwendet, um abzuschätzen, wieviel Ozon eine stratosphärische
Luftmasse in die verschiedenen troposphärischen Höhenschichten mitbringt.
Deshalb wird hier kurz die Analyse der Ozonsonden des SHADOZ- Projektes vorgestellt.
Die vertikalen Ozonprofile sind räumlich und zeitlich stark variabel
[Thompson et al. 2003a]. Für die vertikalen Ozonprofile der 14 Messstandorte wurden
verschiedene zeitliche Mittel gerechnet, sowohl Mittel, in die alle gemessenen Sonden
an dem jeweiligen Ort eingehen, als auch saisonale Mittel. Für die vertikale Mittelung
wurden die Profile in 5hPa- Schichten eingeteilt und der vertikale Mittelwert über alle
im Höhenintervall x-2.5hPa ≤ x ≥ x+2.5hPa befindlichen Messwerte bestimmt. Einige
Mittelwerte der Messstationen wurden in Abschnitt 1.1.3 vorgestellt. Die Mittelwerte sowie
deren saisonale Mittel sind von allen 14 Stationen im Anhang zu finden.
Um die Abweichung vom Mittel zu erhalten, zieht man vom gemessenen Profil den
Mittelwert ab. Dabei bleiben die vertikalen Höhen des gemessenen Ozonwertes erhalten.
Es wurden bei den Abweichungen dementsprechend keine Mittelung über die 5hPa- Boxen
durchgeführt.
A. Abschätzung des stratosphärischen Ozoneintrags
Um den stratosphärischen Ozoneintrag in die tropische Troposphäre pro vertikale Schicht
abschätzen zu können, wurde in Abbildung 2.5 die Häufigkeitsverteilung der Abweichungen
als Funktion der Höhe aufgetragen.
Die Anzahl der Abweichungen, in 10ppbv- Schichten, ist in der Abbildung aufsummiert
und pro 100hPa aufgetragen. Die Summe aller negativen und positiven Abweichungen
ergibt folgerichtig Null. Die negativen Abweichungen werden hervorgerufen durch Prozesse,
die in Abschnitt 1.1.3 zur Bestimmung des troposphärischen Ozonbudgets angeführt

2.2. METHODIK 19
Abbildung 2.5: Anzahl der Ereignisse Ozondifferenz vom Mittel an 14 Sondenstationen.
wurden. Im nachfolgenden soll es hauptsächlich um die positiven Abweichungen gehen, die
folgender Struktur folgen. In der hohen Troposphäre sind in der Anzahl mehr und vom
Ozonmischungsverhältnis höhere Abweichungen zu erkennen. Dies nimmt von der Tropopause
zur unteren Troposphäre in Intensität und Stärke ab. Dieses Ergebnis lässt einen
stratosphärischen Beitrag zum Ozonbudget nach folgendem Schema durchaus vermuten.
Im oberen Bereich sind viele hohe positive Abweichungen zu finden. Der Grund hierfür ist,
dass die stratosphärischen Luftpakete noch wenig mit troposphärischer Luft durchmischt
sind, welche ein niedrigeres Ozonmischungsverhältnis besitzt. Je vertikal tiefer die STT-
Luftmassen in die Troposphäre eindringen, sich somit zeitlich länger in ozonärmerer
Luft aufhalten, desto stärker nehmen die Ozonwerte ab. Dies geschieht aufgrund von
turbulentem Mischen, womit sich das Ozonmischungsverhältnis troposphärischen Werten
angleicht. Man muss natürlich beachten, dass das Ozonprofil durch andere Prozesse auch
stark beeinflusst wird, wie in Abschnitt 1.1.3 schon beschrieben. Die Annahme ist hier aber,
dass STT- Ereignisse zu den größten positiven Abweichungen beitragen. Dies wird u.a. von
Cooper et al. [2005] postuliert. Sie maßen während einer Flugzeugmesskampagne starke
positive Abweichungen. Anhand von Rückwärtstrajektorien wurde klar, dass die stärksten
stratosphärischen Ursprung haben.
Gestützt auf dieses Ergebnis und den Abgleich mit mehreren Studien, eine weitere
exemplarisch im Anschluss, werden drei Regime des Ozoneintrags festgelegt. Jeweils
300hPa werden zu einem Bereich zusammengefasst. In der oberen Troposphäre (100hPa -
400hPa) 50ppbv, von 400hPa - 700hPa (mittlere Troposphäre) 40ppbv und in der unteren
Troposphäre (700hPa - 1000hPa) wird ein Wert von 30ppbv festgesetzt. Zusammengefasst

20 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
dargestellt sind die Regime in Tabelle 2.3.
Höhenbereich [hPa]
O 3 [ppbv]
100 - 400 50
400 - 700 40
700 - 1000 30
Tabelle 2.3: Ozonmischungsverhältnis pro Trajektorieneintrag.
Eine zusätzliche Studie, die die Regimeannahme festigen soll, diagnostizierte troposphärische
Ozonmaxima jeweils in den Frühjahren einer fünfjährigen Messzeitreihe von
1994 bis 1999 in Fritz Peak Observatory/ Colorado (105.5 ◦ W, 39.9 ◦ N) [Langford 1999].
Diese Maxima sind vertikale “Zungen”, welche sich in den Frühjahren durch höhere
Ozonwerte in der gesamten Troposphäre widerspiegeln und stark mit dem Subtropenjet
(Wind auf 200hPa im Anhang Abbildung A.5) über dem östlichen Pazifik korreliert sind.
Aufgrund der vertikalen Erstreckung, von der Stratosphäre abwärts, interpretieren die
Autoren, dass die hohen Ozonwerte stratosphärischen Ursprungs sind. Abweichungen von
bis zu 20% von Jahr zu Jahr im monatlichen Mittel, lassen darauf schließen, dass in
Einzelereignissen das von den STT- Luftpaketen mitgebrachte Ozonmischungsverhältnis
den angenommenen Werten in Tabelle 2.3 entsprechen könnten. In der Studie wird zum
Beispiel auf 10km Höhe ein Spanne von 60ppbv bis 85ppbv über die einzelnen Jahre
erreicht.
Eine weitere Studie zur Messung von Ozon mittels Ballonsondierungen während
des indischen Wintermonsuns zeigte ebenfalls hohe Werte von Ozon in der tropischen
Troposphäre [Zachariasse et al. 2000]. Übereinstimmend gemessen wurden Werte niedriger
relativer Feuchte in den Schichten hohen Ozonmischungsverhältnisses. Diese Tatsache lässt
vermuten, dass diese Luft stratosphärischen Ursprung hat. Details der zitierten Studie und
ein Vergleich mit den Ergebnissen der vorliegenden Arbeit befinden sich in Abschnitt 3.3.
Die herantransportierten STT- Ozonmischungsverhältnisse (Tabelle 2.3), verknüpft
mit der prozentualen Häufigkeit der Eintragsereignisse, ergibt eine Klimatologie des
stratosphärischen Beitrags zum tropisch troposphärischen Ozonbudget (Abschnitt 3.1).
2.2.4 Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden
In den Jahren 1998 bis 2001 überschneiden sich die beiden Ausgangsdatensätze. Für
diese 4 Jahre wurde eine Methode entwickelt, welche zeigt, ob räumliche und zeitliche
Übereinkünfte zwischen Trajektorien und Ozonsonden vorhanden sind.
Der Trajektoriendatensatz wurde eingeschränkt auf die STT- Ereignisse, deren Austausch
zwischen 50 ◦ S und 50 ◦ N stattfand. Innerhalb dieses Breitenbereiches identifiziert
der Algorithmus Einträge in die Troposphäre, die sich zu einem beliebigen Zeitschritt

2.3. PROBLEME DER VERWENDETEN METHODEN 21
nach dem Austausch innerhalb eines Radius von 200km um die Sonde befinden. Die
geografische Lage der Sonde wurde höhenunabhängig auf die Lage beim Start der Sonde
festgesetzt. Diese Annahme ist möglich, weil im Durchschnitt die Sonden vom Boden bis in
das 100hPa- Niveau maximal 500 Sekunden benötigen. Dies entspricht bei einem vertikal
durchschnittlichen Horizontalwind von 20 m s
einer horizontalen Verdriftung mit der Höhe
von maximal 10km. Zeitlich muss die Trajektorie in einem 24h- Intervall, x-12h ≤ x ≥
x+12h, die Region der Sonde passiert haben. Sind alle Kriterien erfüllt, wird in einer
50hPa- Box, x-25hPa ≤ x ≥ x+25hPa, in dem Höhenniveau, in dem die Übereinkunft
stattfindet, der maximale Wert des Ozonmischungsverhältnisses ermittelt.
Die Ergebnisse dieser Studie sind in Abschnitt 3.7 dargestellt und erläutert.
2.3 Probleme der verwendeten Methoden
A. Probleme im ERA40-Datensatz (Trajektorien)
Aufgrund der zu groben Modellauflösung von etwa 100km entstehen Probleme bei
konvektiven Verhältnissen, welche das Modell nicht explizit auflöst. Austauschereignisse
aufgrund hochreichender Konvektion werden somit nicht berücksichtigt, was wohl zu
einer Unterschätzung der STE- Ereignisse führt. Dies betrifft insbesondere die TST-
Ereignisse, welche durch Überschießen von konvektiven Wolken realisiert werden. Die
in dieser Arbeit betrachteten STT- Ereignisse, welche theoretisch am Rand einer Wolke
durch Abwärtsbewegungen oder durch allgemeine Turbulenz bei Konvektion realisiert
werden könnten, sind aufgrund der hohen Tropopause in den Tropen eher geringfügig von
tropischer Konvektion beeinflusst. Der Fehler der Unterschätzung hat also aller Voraussicht
keinen großen Einfluss auf das Ergebnis.
Aufgrund der zeitlichen Auflösung können bei der Berechnung der Trajektorien Fehler
entstehen. In den 6h- Zeitschritten können Luftpakete in der Nähe der Tropopause bis zu
1000km zurücklegen.
Vor allem in den Tropen werden die vertikalen Windfelder von den meisten globalen
Modellen nicht richtig dargestellt. Dies ist in dieser Arbeit aber kein vordergründiges
Problem, da für den Transport der STT- Luftpakete die horizontalen Winde unterhalb
200hPa eine signifikant stärkere Rolle spielen. Dieser Aspekt wird in Kapitel 3.1.2 deutlich.
Bei den Einträgen in die höchste vertikale Box von 100hPa - 200hPa muss dieser Fehler
aber bedacht werden.
B. Fehler in den Ozonsondenmessungen
Das ECC- Messgerät zur Bestimmung des Ozonmischungsverhältnisses, welches in den
Ozonsonden des SHADOZ- Projekten eingesetzt wird, besitzt einen Messfehler von

22 KAPITEL 2. DATENSÄTZE UND METHODIK
5%. Vergleicht man über die gesamte Ozonsäule integrierte Werte [DU 6 ] mit bodengestützten
Messungen und TOMS 7 , weichen auch diese maximal 5% voneinander ab
[Thompson et al. 2003a].
C. Methodikfehler
Bei der Quantifizierung des mitgebrachten stratosphärischen Ozons (Abschnitt 2.2.3) wurde
eine Annahme durchgeführt. Diese Abschätzung spiegelt zwar den Ozonwert wider, welcher
in ähnlichen Studien auch gefunden wurde, ist aber recht grob gewählt. Deshalb sollte man
bei der Einheit Ozoneintrag in die tropische Troposphäre bedenken, dass diese Werte von
diesen Regimeannahmen abhängen. Die strukturellen Eigenschaften der Klimatologien sind
von dieser Annahme nicht betroffen, wohl aber deren Amplitude. Dies wird in Abschnitt 3.1
noch einmal detailliert besprochen.
Auf die Festlegung der Schwellenwerte, die in der Methodik verwendet wurden, soll kurz
hingewiesen werden. Es wurde in kleinen Sensitivitätsexperimenten versucht, die optimalen
Werte herauszufinden. Jedoch ist nicht auszuschließen, dass man durch die falsche Wahl der
Schwellenwerte einige Ereignisse nicht berücksichtigt oder im umgekehrten Fall Ereignisse
hinzubekommt. Besonders bei dem Versuch Übereinstimmungen zwischen Ozonsonden und
Trajektorien zu finden, ist das Ergebnis sehr stark von den festgelegten Schwellenwerten
abhängig.
6
7
Dobson Unit
Total Ozone Mapping Spectrometer

Kapitel 3
Ergebnisse
Unter Anwendung der im vorigen Kapitel erläuterten Herangehensweise sollen die wissenschaftlichen
Fragestellungen der vorliegenden Arbeit beantwortet werden. Das folgende
Kapitel dieser Arbeit stellt die Antworten vor.
Zu Beginn stehen die Klimatologien der STT- Ereignisse im Vordergrund. Ein Vergleich
der drei verschiedenen, aber aufeinander aufbauenden Einheiten in der die Klimatologie
dargestellt werden kann, leitet Abschnitt 3.1 ein. Im darauffolgenden Teil werden anhand
der saisonalen Mittel der Ozoneinträge und der Austauschpositionen der Trajektorien, die
Struktur und die dahinterstehenden dynamischen Prozesse aufgezeigt und analysiert. Es
soll in diesem Teil auch kurz auf einige spezifische Regionen eingegangen werden, welche
unter anderem in den nachfolgenden Passagen (z. B. Abschnitt: 3.3) genauer betrachtet
werden.
Auf Grundlage der Ergebnisse im Abschnitt 3.1 werden Studien der ENSO 1 - Variabilität
der STT- Ereignisse vorgestellt und ein Vergleich mit in die Tropen eindringenden stratosphärischen
PV- Streamern analysiert. Des Weiteren wird versucht, mit den Ergebnissen zu
verifizieren, ob die in der Einleitung erwähnte “Zonal Wave- One“ von stratosphärischen
Einträgen beeinflusst wird.
Das Ergebnis des Versuches, STT- Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden zu
erhalten, schließt dieses Kapitel ab.
3.1 Klimatologie
3.1.1 Vergleich von Anzahl der Einträge, prozentuale Häufigkeit und
Ozoneintrag
Ein Vergleich der drei verschiedenen Darstellungen der Klimatologie in Abbildung 3.1
soll zeigen, dass die Struktur der STT- Einträge in die tropische Troposphäre nicht von
1
El Niño/ Southern Oscillation
23

24 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Abbildung 3.1: Vergleich des zeitlichen Mittels (Dezember/ Januar/ Februar 1979 - 2001)
der stratosphärischen Einträge in die 200hPa bis 300hPa- Schicht in verschiedenen Einheiten.
Oben: Anzahl der Einträge [♯], Mitte: Prozentuale Häufigkeit [%] und unten: Ozoneintrag
[ppbv].
den Einheiten abhängt. Es ist aber sinnvoll, eine für die jeweilige Fragestellung, geeignete
Einheit zu verwenden.
Im nachfolgenden Abschnitt 3.1.2 wird die vordergründige Einheit der Ozoneintrag
in ppbv sein, was dem unteren Bild in Abbildung 3.1 entspricht. Diese Einheit ist folgendermaßen
zu interpretieren: Lässt man zu einem beliebigem Zeitpunkt im Zeitraum der

3.1. KLIMATOLOGIE 25
Mittelung, im dargestellten Fall Dezember/ Januar/ Februar 1979 bis 2001, eine Radiosonde
steigen, so sind in der Höhe, welche die Abbildung charakterisiert, hier 200hPa - 300hPa,
die in der Farbe dargestellte Ozonwerte stratosphärischen Ursprungs. Wenn man in der
Klimatologie einen Wert von 1ppbv an einem geographischen Punkt in den Tropen abliest,
mit der Ozonsonde einen Messwert von 50ppbv in einer Höhe von 250hPa erhält, so liegen
bei 2% ein stratosphärischer Ursprung zu Grunde.
Die obere Darstellung in Abbildung 3.1 zeigt die Anzahl der STT- Einträge wie im
Abschnitt 2.2.1 erklärt.
Die Abbildung in der Mitte zeigt die Einheit der Prozentualität. Diese gibt eine Frequenz
an, wie oft eine Luftmasse in der betrachteten Schicht stratosphärischen Ursprungs
ist. Für die Korrelation zwischen den STT- Ereignissen und dem ENSO- Phänomen
soll diese Illustration verwendet werden (Abschnitt 3.6), wie auch für die Studie des
Zusammenhangs von den STT- Ereignissen mit dem Eindringen stratosphärischer PV-
Streamer aus den Extratropen (Abschnitt 3.5). Der Vorteil dabei ist, dass die Studien, mit
denen die Ergebnisse dieser Arbeit verglichen werden, als Einheit auch die Frequenz des
Auftretens der Phänomene wählen.
3.1.2 Saisonale Ozoneinträge
Die saisonale Klimatologie der stratosphärischen Ozoneinträge in die tropische Troposphäre
soll in diesem Kapitel dargestellt und analysiert werden. Wie bereits erwähnt, wird als
Einheit die Darstellung unten in Abbildung 3.1 gewählt. Die Klimatologie, dargestellt in
den anderen beiden Einheiten, werden im Anhang dieser Arbeit gezeigt.
In der Abbildung 3.2 sind von oben nach unten in 100hPa- Schichten die Höhen
dargestellt, in welche die STT- Ereignisse Ozon einbringen. Oben beginnend mit 100hPa
bis 200hPa und endend in Bodenniveau (900hPa bis 1000hPa). Links sind die saisonalen
Mittel für Dezember/ Januar und Februar gezeigt und rechts für März/ April und Mai. Die
gleiche Aufteilung gilt für Abbildung 3.3. Hier sind jetzt die saisonalen Mittel für Juni/
Juli/ August und September/ Oktober/ November dargestellt.
In allen Höhenschichten wurde die gleiche Farbskala verwendet. Daher fällt sofort auf,
dass die Werte in der obersten Höhenschicht mit Abstand am größten sind. Deswegen
unterteilt sich dieser Abschnitt im Folgenden in 2 Teile. Zuerst werden die Klimatologien
oberhalb 200hPa (d.h. p ≤ 200hPa) betrachtet, danach wird das Augenmerk auf die vertikal
tieferen Schichten unterhalb 200hPa (d.h. p ≥ 200hPa) gelegt.
A. Struktur in 100hPa bis 200hPa
Das Maximum in der Schicht 100hPa bis 200hPa variiert räumlich über die Jahreszeiten.
Das absolute Maximum findet man im Indischen Ozean, 30 ◦ E bis 90 ◦ E, in den Monaten

26 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
0.0 0.005 0.01 0.015 0.02 0.03 0.04 0.05 0.075 0.1 0.125 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35 0.4 0.5 0.6 0.8 1.0 1.25 1.5
Abbildung 3.2: Saisonale Mittel der stratosphärischen Ozoneinträge für die Jahre 1979 -
2001. Links: Dezember/ Januar/ Februar, rechts: März/ April/ Mai.

3.1. KLIMATOLOGIE 27
0.0 0.005 0.01 0.015 0.02 0.03 0.04 0.05 0.075 0.1 0.125 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35 0.4 0.5 0.6 0.8 1.0 1.25 1.5
Abbildung 3.3: Saisonale Mittel der stratosphärischen Ozoneinträge für die Jahre 1979 -
2001. Links: Juni/ Juli/ August, rechts: September, Oktober, November.

28 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Juni/ Juli/ August. Detaillierter wird hierauf in Abschnitt 3.3 eingegangen. Dieser Maximalwert
beträgt knapp über 2ppbv und bedeutet, dass in dieser Region in den 3 Monaten
kontinuierlich ein Ozonmischungsverhältnis von 2ppbv stratosphärischen Ursprungs zum
Ozonbudget beitragen. An der Struktur in dieser Höhenschicht fällt auf, dass sich niedrige
Werte in Regionen befinden, die allgemein von Hebung und obertroposphärischer Divergenz
bestimmt sind ([ERA-40 Atlas, S. 138/139] sowie Abbildung Anhang A.6). Dies ist über
das ganze Jahr betrachtet der Westpazifik, 120 ◦ E bis 160 ◦ W, mit dem absoluten Minimum
im Dezember/ Januar/ Februar. Der westpazifische Raum ist Teil der Walker- Zirkulation 2 .
Großskaliges Aufsteigen und damit verbundene TST- Ereignisse östlich von Indonesien,
ergeben ganzjährig wenige STT- Ereignisse. Im Gegensatz dazu sind die starken Einträge
im Ostpazifik mit dem großskaligen Absinken aus der Walker- Zirkulation in Verbindung zu
bringen. Diese Einträge unterliegen einem jahreszeitlichen Gang. In den Monaten von Juni
bis November erstrecken sich die hohen Werte von 150 ◦ W bis 90 ◦ W. Im Dezember/ Januar/
Februar zeigen sich starke Einträge nur von 120 ◦ W bis 90 ◦ W. Grund für die geringere
Ausdehnung ist möglicherweise, dass die Region des Aufsteigens im Westpazifik in diesen
Monaten die stärkste Ausdehnung hat. März/ April/ Mai sind die Monate, welche im Ostpazifik
die geringsten Werte aufweisen, es also zur Unterdrückung des Absinkens in dieser
Region kommt. Ein Grund für diesen Prozess könnten die Meeresoberflächentemperaturen
(SST 3 ) sein. Auch diese unterliegen einem jahreszeitlichen Gang. Von November bis Juni
sind die Werte bis zu 4 ◦ C höher als in den restlichen Monaten [Cane 1983]. Möglicherweise
forciert eine höhere SST mehr Aufsteigen und somit wieder ein Unterdrücken des Absinkens
von Luftmassen. Dies hat zur Folge, dass Austauschprozesse von der Stratosphäre in die
Troposphäre in den Monaten März/ April/ Mai vermindert vorkommen. Diese 3 Monate
und die Monate Dezember/ Januar/ Februar liegen zeitlich in der Periode höherer SST und
damit geringerer Ozoneinträge in die tropische Troposphäre.
Der Großteil der Einträge in die oberste Schicht der Troposphäre von 100hPa bis
200hPa werden durch den Prozess der Strahlungskühlung bestimmt. Der Austausch, in
dessen Folge hohe Ozonmischungsverhältnisse in dieser Schicht entdeckt werden, findet
hauptsächlich in den Tropen statt (Details in Abschnitt 3.2). Wie bereits in Abschnitt
1.1.1 erwähnt, erfolgt der Tropopausendurchgang in den Tropen größtenteils über die
380K- Isofläche der potentiellen Temperatur. Die Luftmassen kühlen sich durch langwellige
Ausstrahlung diabatisch ab und realisieren so den Übergang von der Stratosphäre in die
Troposphäre. In Abbildung 3.4 ist die Entwicklung der potentiellen Temperatur in einem
24h- Intervall (x-12h ≤ x ≥ x+12h) um dem Austauschzeitpunkt aller Eintragsereignisse
in die Schicht von 100hPa bis 200hPa illustriert. Es gehen nur die Ereignisse in die
Berechnung ein, bei denen der Tropopausendurchgang über die Definition der 380K-
Isofläche als Tropopause realisiert wurde. In der Abbildung erkennt man einen leichten
Jahresgang, wenn man das Maximum zwischen 90 ◦ E bis 180 ◦ E vorerst außer Betracht
2
3
Zirkulation die parallel zum Äquator verläuft. Diese ergibt einen Kreislauf mit Absinken im Ostpazifik,
aufgrund von kalten Meeresströmungen und Aufsteigen im Westpazifik, hervorgerufen durch warme
Meeresströmungen sowie daraus resultierenden Ostwinden im Bodenniveau und Westwinden an der Tropopause.
Sea Surface Temperature

3.1. KLIMATOLOGIE 29
Abbildung 3.4: Strahlungskühlungsraten [Kelvin pro 6 Stunden] der Ereignisse welche die
380K- Isofläche als Tropopause durchstoßen. Saisonale Mittel über die Jahre 1979 - 2001.
Links oben: Dezember/ Januar/ Februar, links unten: März/ April/ Mai, rechts oben: Juni/
Juli/ August, rechts unten: September/ Oktober/ November.
lässt. Die höchsten Strahlungskühlungsraten sind im Nordhemisphärensommer und NH 4 -
Herbst nördlich des Äquators und im Nordhemisphärenwinter auf der Südhalbkugel. Im
März/ April/ Mai sind die Werte insgesamt geringer. Das trifft auch auf das Maximum im
indonesischen Raum zu. In dieser Region ist ein Jahresgang nach folgendem Schema zu
erkennen. Das Minimum tritt im NH- Frühjahr auf, das Maximum im Juni/ Juli/ August,
und von September bis Februar liegen die Werte dazwischen. Insgesamt liegen die Werte
in den Bereichen, die durchaus die Strahlungskühlung als Hauptargument des Austausches
zulassen. Werte wie hier, von etwa 0.25K bis 0.35K pro 6h, sind in diesem Zusammenhang
in der Literatur zu finden.
Der Fakt der Strahlungskühlung wirft einen interessanten Aspekt auf. Als Austauschereignisse
werden diejenigen Luftpakete bestimmt, die sich abkühlen. Ozon bewirkt
aber durch Absorption von Strahlung das Gegenteil, nämlich eine Erwärmung in dem
Luftpaket, welches viel Ozon mit sich führt. Das Modell des ECMWF benutzt für die
Strahlungsberechnung kein dynamisches Ozonfeld, vielmehr wird ein klimatologisches
Mittel verwendet. Das bedeutet, dass im ECMWF- Modell Tropopausendurchgänge in
den Tropen nicht komplett der Realität entsprechend wiedergegeben werden. Würde
das Modell die Ozonmischungsverhältnisse realistisch darstellen, so müsste gerade bei
viel Ozoneintrag, was hohen Werten im stratosphärischen Luftpaket entspricht, ein zum
Strahlungskühlen gegenwirkendes Heizen einsetzen. Dies würde die Anzahl der Austauschereignisse
möglicherweise reduzieren.
Zusätzlich sollte man aber beachten, dass viele Faktoren, zum Beispiel Wolken oder
Wasserdampf, den Strahlungshaushalt bestimmen, so dass der Effekt des Ozons auf die
Strahlung und somit den Austausch möglicherweise nicht ausschlaggebend ist.
4
Nordhemisphäre

30 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
B. Struktur in 200hPa bis 1000hPa
Unterhalb 200hPa sieht die Struktur der Einträge grundlegend anders aus als oberhalb der
200hPa- Fläche. Die stratosphärischen Ozoneinträge nehmen erwartungsgemäß mit der Höhe
ab, da sich der Abstand zur Tropopause und damit dem Ausgangspunkt der Trajektorien
mit abnehmender Höhe vergrößert. Bemerkenswerterweise findet aber in jede Höhenschicht
ein Eintrag von stratosphärischem Ozon statt. Das bedeutet, dass sich einige Luftpakete
nach dem Tropopausendurchgang in 120 Stunden bis beinahe auf Bodenniveau bewegen
und dort das Ozonbudget beeinflussen. In allen Schichten unterhalb 200hPa erkennt man
sehr gut einen Jahresgang. Allerdings unterscheidet sich hier noch einmal die 200hPa bis
300hPa- Schicht von darunterliegenden Schichten. Oberhalb 300hPa (p ≤ 300hPa) stellt
sich der Jahresgang so dar, dass in beiden Hemisphären die größten Einträge im Nordhemisphärenwinter
stattfinden. Im Nordhemisphärensommer sind eher geringe Werte auf beiden
Hemisphären zu sehen, Frühjahr und Herbst sind nahezu identisch. Unterhalb 300hPa
(p ≥ 300hPa) sieht der Jahresgang wie folgt aus. In den jeweiligen Wintern der Süd- und
Nordhemisphäre sind die hohen Werte zu verzeichnen. Im Sommer sind die Einträge seltener.
Herbst und Frühjahr weisen in beiden Hemisphären Einträge auf, aber auch von geringerer
Intensität als im Winter. Eine kleine Änderung des Jahregangs ist noch einmal ab 700hPa
abwärts zu beobachten. Hier geschehen Einträge nicht mehr in Nord- und Südhemisphäre
gleichzeitig. In den jeweiligen Sommer- und Herbstmonaten kommen keine Einträge vor.
Die höchsten Werte sind im jeweiligen Hemisphärenwinter zu finden. Im darauffolgenden
Hemisphärenfrühjahr zeigen sich geringere Werte, jedoch wie gerade beschrieben, nur auf
der Frühjahrshalbkugel.
An der Struktur der Einträge in die 200hPa bis 300hPa Höhenschicht lässt sich erkennen,
dass die auffälligsten und höchsten Werte im Atlantik und Pazifik zu finden sind. Vor allem
die hohen Werte im Nordhemisphärenwinter auf beiden Halbkugeln fallen auf. In den zwei
Höhenschichten darunter sind im Dezember/ Januar/ Februar noch ähnliche Strukturen im
pazifischen und atlantischen Raum zu erkennen. Auch die Mittel über die Monate März/
April/ Mai sowie September/ Oktober/ November zeigen diese Merkmale, wobei auffällt,
dass sich die Einträge in der Südhemisphäre ändern. Vor allem aber im Juni/ Juli/ August
verschiebt sich der atlantische Eintrag eher über Südafrika. Diese Struktur zwischen
0 ◦ E und 60 ◦ E bleibt vertikal bis in die untersten Schichten erhalten. Die Einträge über
dem pazifischen und atlantischen Raum weisen eine starke Ähnlichkeit mit in die Tropen
eindringenden stratosphärischen PV- Streamern auf, wie im Abschnitt 3.5 noch detailliert
analysiert wird.
Eine weiteres Maximum, das sich allerdings in allen Höhen abzeichnet, befindet sich
über Australien. Die Besonderheit hierbei ist die Stabilität und Intensität der Einträge über
mehrere vertikale Schichten. Zwischen 200hPa und 600hPa sind die Einträge nahezu gleich
über alle Jahreszeiten und auch zwischen 100hPa und 200hPa ist dieses Signal zu erkennen,
allerdings von stärkerer Intensität. Unterhalb 600hPa ist ein Jahresgang zu sehen. Im
Südhemisphärenwinter und -Frühjahr sind die Einträge fast so stark wie oberhalb 600hPa.
Im SH- Sommer und -Herbst ist das Einbringen von Ozon in den australischen Raum geringer
bzw. gar nicht vorhanden.

3.2. AUSTAUSCHEREIGNISSE 31
3.2 Austauschereignisse
Um die Prozesse, die zu den Einträgen in die tropische Troposphäre führen, zu identifizieren
und zu analysieren, wird zusätzlich zu den Eintragsklimatologien (Abbildung 3.2 und 3.3),
die Klimatologie der zu Grunde liegenden Austauschereignisse in den Abbildungen 3.5 und
3.6 dargestellt.
Aufgezeigt ist die Anzahl der Tropopausendurchstosspunkte von in die Tropen eindringenden
STT- Trajektorien. Von links nach rechts sind wie in der Ozoneintragsklimatologie
wieder die saisonalen Mittel über die Jahre 1979 - 2001 dargestellt, links beginnend mit
Dezember/ Januar/ Februar, rechts daneben die Monate März/ April/ Mai. Die Abbildung
3.6 zeigt links das Juni/ Juli/ August- Mittel und rechts das von September/ Oktober/
November. Vertikal sind die Höhenschichten aufgezeigt, oben beginnend mit der 100hPa
bis 200hPa- Schicht. Erwähnt werden muss, dass eine Trajektorie mehrmals, bis zu 20 mal,
gezählt werden kann, da jeweils pro Eintrag (Zeitschritt) eine Austauschposition bestimmt
und gezählt wird.
Die gewählte Farbskala ist identisch mit der Skala in Abbildung 3.1 oben, welche die
Einheit “Anzahl der Einträge pro Monat 5 “ in die tropische Troposphäre hat. Auch hier, wie
in den Abbildungen 3.2 und 3.3, ist wieder für alle Höhen die selbe Farbskala gewählt. Es ist
zu sehen, dass in der obersten Schicht die Werte am höchsten sind. Dies ist auch plausibel, da
in den Ozoneintragsklimatologien die höchsten Werte auch in dieser Höhenschicht zu sehen
waren und wie gerade erwähnt, jedem Eintrag ein Austauschereignis zugeordnet wird. Da
in Abschnitt 3.1 schon festgestellt wurde, dass die Einträge mit abnehmender Höhenschicht
sinken, nehmen die Werte der zu Grunde liegenden STT- Ereignisse je vertikale Schicht auch
hier mit der Höhe ab. Ein zentrales Ergebnis fällt sofort auf. Je vertikal tiefer die Trajektorien
in die Troposphäre eindringen, desto weiter nördlich auf der Nordhemisphäre (südlich
auf der Südhemisphäre) ist ihr Austausch. Die geografische Breite des Tropopausendurchgangs
ist also umso höher, je vertikal tiefer der Ozoneintrag. Dies lässt auf einen Austausch
entlang von Isentropen schließen, welche durch ihre Neigung (Abbildung 1.1 und Abbildung
3.7) dieses Merkmal der stratosphärischen Ozoneinträge stützen würde.
Für die detailliertere Analyse wird die Höhenschicht von 100hPa bis 200hPa wieder getrennt
von den anderen acht tieferliegenden Schichten betrachtet.
A. Besonderheiten und Analyse für 100hPa bis 200hPa
Der Austausch für die Einträge in die oberste Höhenschicht erfolgt zum Großteil in den
Breiten zwischen 30 ◦ S und 30 ◦ N. Auf der Nordhalbkugel bilden die Gebiete über Nordamerika
und der Ostküste Asiens die Ausnahmen. Vor allem im Nordhemisphärensommer und
-herbst existieren Tropopausendurchgänge bis 45 ◦ N. Zwischen 30 ◦ E und 90 ◦ E liegen im
NH- Sommer die Positionen mit geringen bis gar keinen Austauschereignissen wesentlich
5
Im Anhang sind die saisonalen Einträge in die tropische Troposphäre, gemittelt über die Jahre 1979 -
2001, in der Einheit Anzahl pro Monat dargestellt.

32 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
0 5 10 15 20 30 40 50 75 100 125 150 200 250 300 350 400 500 600 800 100012501500
Abbildung 3.5: Saisonale Mittel der Austauschtrajektorienanzahl pro Monat für die Jahre
1979 - 2001, sortiert nach den nachfolgenden Einträgen in die jeweiligen Höhenschichten.
Links: Dezember/ Januar/ Februar, rechts: März/ April/ Mai.

3.2. AUSTAUSCHEREIGNISSE 33
0 5 10 15 20 30 40 50 75 100 125 150 200 250 300 350 400 500 600 800 100012501500
Abbildung 3.6: Saisonale Mittel der Austauschtrajektorienanzahl pro Monat für die Jahre
1979 - 2001, sortiert nach den nachfolgenden Einträgen in die jeweiligen Höhenschichten.
Links: Juni/ Juli/ August, rechts: September, Oktober, November.

34 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
südlicher als im zonalen Mittel und dafür sind die Einträge östlich davon weiter nördlich
als im zonalen Mittel. Der Grund hierfür könnte die Monsunantizyklone sein, die in diesem
Zeitraum sehr stabil über diesem Gebiet liegt. Aufgrund des antizyklonalen Windfeldes
wird Luft auf der Ostseite des Hochs, Luft von Norden nach Süden transportiert. Die
Luftmasse behält ihre potentielle Temperatur und aufgrund der geneigten Isentropen,
auf der sich die Luft bewegt, wird der Tropopausendurchgang realisiert. Dieser Prozess
bringt stratosphärische Ozoneinträge in die Tropen. Auf der Südhalbkugel ist in Bezug
auf die südlichsten Austauschregionen kein Jahresgang zu erkennen. Eine Besonderheit ist,
dass jahreszeitenübergreifend im pazifischen und atlantischen Raum die Anzahl geringerer
Austauschereignisse leicht nördlicher ist als im zonalen Durchschnitt.
Vergleicht man die Tropopausendurchgänge mit den Ozoneinträgen, so fällt auf, dass
die Maxima und Minima größtenteils an identischen Positionen liegen. Das bedeutet, dass
die horizontale Verdriftung hier schwach ist. Dies ist plausibel mit dem Hintergrund, dass
die Einträge in diese Schicht sofort nach dem Austausch erfolgen. Die einzige wirkliche
Ausnahme ist der Austausch im Juni/ Juli/ August von 30 ◦ E bis 150 ◦ E. Der Austausch
findet über 120 ◦ Ausdehnung statt, der größte Eintrag in die oberste Höhenschicht erfolgt
aber eher im westlichen Teil des Gebietes von 30 ◦ E und 90 ◦ E. Ein Grund dafür ist der
tropical easterly jet im Süden der Monsunantizyklone mit starken Ostwinden zu der
Jahreszeit in dieser Region. Dies erklärt die Verdriftung Richtung Westen, wobei natürlich
im östlichen Teil der Region die Werte nicht Null sind, da direkt nach dem Austausch
Einträge in diese Schicht geschehen. Der Wind in 200hPa, den man in guter Näherung
als den Jet unterhalb der Tropopause bezeichnen darf, ist über das ganze Jahr, mit der
Ausnahme Juni/ Juli/ August, eher schwach bis gar nicht in diesem Gebiet vorhanden
([ERA-40 Atlas, S. 42/43] sowie Abbildung Anhang A.5). Diese Starkwindzone im Juni/
Juli/ August ist natürlich nicht nur für die Verdriftung verantwortlich, sondern wie im
Abschnitt 1.1.2 erwähnt, findet an den Jetstreams Stratosphären Troposphären Austausch
über kleinskalige Prozesse, wie z.B. clear air turbulence (CAT) bei Tropopausenfalten,
statt. Im Abschnitt 3.3 wird auf die erhöhten Ereignisse während des Sommermonsuns
noch einmal detaillierter eingegangen.
Ein weiteres Maximum, das mit dem Existieren eine starken Jetstreams plausibel
erklärbar ist, sieht man über Nordaustralien. Erhöhte Austauschwerte sind vorrangig in
den Monaten Juni/ Juli/ August zu erkennen. Dieser Zeitraum ist mit einen Maximum
des Subtropenjets (STJ) charakterisiert. Das Windmaximum liegt allerdings bei 30 ◦ S und
erstreckt sich meridional über rund 15 ◦ . Das bedeutet, dass der Austausch der Einträge in
die oberste Schicht der tropischen Troposphäre am nördlichen Rand des Jets stattfindet.
Das Windmaximum liegt bei über 50 m s
und ist damit doppelt so groß wie das Maximum
des tropical easterly jets, der aber wesentlich mehr Einträge in die oberste Schicht der
tropischen Troposphäre liefert. Man erkennt beim Vergleich der beiden Jetstreamsysteme,
dass der Subtropenjet relativ wenig Einträge in die oberste Schicht der tropischen Troposphäre
liefert. Ein Grund könnte der schwache äquatorwärtsgerichtete Transport in der
Höhe der Austauschposition auf 200hPa sein. Dies würde dazu führen, dass aufgrund der
Tropendefinition zwischen 20 ◦ S und 20 ◦ N die ausgetauschte Luft die Tropen nicht erreicht.
Schaut man sich, als Vorgriff auf den nächsten Abschnitt, die Austauschereignisse über

3.2. AUSTAUSCHEREIGNISSE 35
Australien für die unteren Höhenschichten an, so sieht man, dass die Austauschereignisse
über dem südlichen Australien stattfinden, in der Region ist der Jet am stärksten. In
den Austauschereignissen für die oberste Höhenschicht erkennt man die Existenz des
Subtropenjets auch im Südhemisphärensommer. Der Subtropenjet ist aber in dieser Zeit
schwächer und zu weit südlich für Austauschereignisse mit nachfolgenden Einträgen in die
oberste Schicht der tropischen Troposphäre. Im SH- Herbst und -Frühjahr liegen die Werte
zwischen dem Wintermaximum und dem Sommerminimum. Es existiert dementsprechend
ein Jahresgang korreliert mit dem Subtropenjet.
Eine lokale Austauschregion über dem Amazonasgebiet in Brasilien weist ein
ganzjähriges Maximum auf. Dieses unterliegt eher einem geringen Jahresgang. In den
Monaten Dezember bis Mai sind die Werte nahezu identisch. Im September/ Oktober/
November finden in der Region weniger Austauschereignisse statt. Die auffälligsten und
stärksten STT- Ereignisse finden im Juni/ Juli/ August statt. Die Amazonasregion ist übers
komplette Jahr gesehen, eine der regenreichsten Gebiete der Erde ([ERA-40 Atlas, S. 26/27]
sowie Abbildung Anhang A.7). Schaut man sich die Niederschläge detaillierter an, so fällt
der Jahresgang der Niederschlagsmaxima mit denjenigen des Austauschs zusammen. In den
Monaten Dezember bis Mai liegt das Maximum relativ weit südlich an der Ostspitze des
südamerikanischen Kontinents. Das leichte Minimum im September/ Oktober/ November
in den Austauschwerten spiegelt sich auch im Niederschlag wieder. Im Juni/ Juli/ August
befindet sich der maximale Niederschlag im Norden des Kontinents. Die Regionen des
Austauschs liegen dementsprechend ganzjährig im Gebiet der ITCZ 6 . Dies bedeutet,
dass ein gewisser Beitrag der Ozoneinträge in die oberste Troposphärenschicht durch
Konvektion realisiert wird. Dies geschieht wohl durch Turbulenzen, die durch hochreichende
Konvektion ausgelöst werden oder durch Abwärtsbewegungen an den Rändern der hohen
Gewitterwolken. Weitere Indizien für den Austausch in konvektionsreichen Gebieten sind
die Maxima über Mittelamerika und Westafrika während der Monate Juni/ Juli/ August.
Diese fallen wieder mit den stärksten Niederschlägen genau in dieser Jahreszeit in den
beiden Regionen zusammen.
In Bezug auf die ITCZ lässt sich in der Gesamtheit der Austausch- und Eintragsergebnisse
in die oberste Schicht kein echter Jahresgang erkennen. Betrachtet man den Pazifik,
so kann man ein leichtes Verschieben der hellroten Farbwerte korreliert mit der ITCZ
erahnen. Am südlichsten liegen diese Werte im Nordhemisphärenwinter. Im NH- Sommer
kann man allerdings kaum eine starke Verschiebung nach Norden ausmachen. In den beiden
anderen Jahreszeiten, NH- Frühjahr und -Herbst, sind die Werte um den Äquator gleich
verteilt. Ein starker Jahresgang ist eigentlich in den Tropen auch nur über den Kontinenten
zu erwarten, da die hochreichende Konvektion über den Ozeanen wohl zu schwach ist,
um bis an die Tropopause zu gelangen. Für hochreichende Konvektion ist die Temperatur
an der Erdoberfläche von zentraler Bedeutung. Über den Kontinenten ist diese höher als
über den Ozeanen. In der Folge ist mehr Energie vorhanden, um über den Kontinenten
höher reichende Konvektion als über den Ozeanen zu erhalten. Betrachtet man die Lage
der Austauschmaxima über den Kontinenten, so kann man ansatzweise eine schwache
6
Inter Tropical Conversion Zone

36 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
365
355
345
330
2
320
1
375
365
355
345
330
320
7
4
2
1
310
375
365
355
345 7
330
320
4
310
2
295
1
370
360
4
2
350
340
330
1
380
370
360
350
340
7
4
330
2
1
320
380
370
360
350
340
330
7
4
320
2
1
310
295
285
320
310
310
300
285
275
310
295
265
1
300
290
1
275
Abbildung 3.7: Die zonal gemittelte klimatologische Verteilung der potentiellen Temperatur
(gestrichelt) und der PV (durchgezogen) auf der Nordhalbkugel im Winter (links) und Sommer
(rechts). Die 2PVU- Isolinie stellt die dynamische Tropopause dar und ist wie die 310K,
330K und 350K Isentropen fett gezeichnet (aus [Wernli 2005]).
Korrelation mit der ITCZ erkennen. Wie schon in Abschnitt 2.3 erwähnt, muss man wegen
der Behandlung von Konvektion im Modell des ECMWF, bei der Interpretation der damit
zusammenhängenden STE- Ereignissen, vorsichtig sein.
B. Besonderheiten und Analyse für 200hPa bis 1000hPa
Die Austauschereignisse für die Höhenschichten unterhalb 200hPa besitzen folgende Strukturen.
Wie zu Beginn des Kapitels schon erwähnt, geschehen die Tropopausendurchgänge
nicht mehr in den Tropen. Vielmehr gilt: je tiefer der Eintrag, desto höher die Breiten des
Austauschs. Dies wird klar, schaut man sich die Neigung der Isentropen an (Abbildung
3.7). Geht man davon aus, dass der Austausch über die Isentropen erfolgt, so findet für
die Isentropen, die bis zum Bodenniveau gelangen, der Austausch weiter polwärts statt,
im Gegensatz zu den Isentropen auf denen sich stratosphärische Luftmassen bewegen, die
Einträge in die oberen Höhenschichten bringen.
Für die Einträge in die Schicht von 200hPa bis 300hPa finden die Austauschereignisse
fast symmetrisch um den Äquator statt, mit den Maxima im atlantischen und pazifischen
Raum. Die Ausnahme bildet das Mittel über die Monate Juni/ Juli/ August. In dieser Zeit
sind die Maxima auf der Nordhalbkugel westlicher als im restlichen Jahr und auf beiden
Hemisphären schwächer in Bezug auf die Häufigkeiten. Die meisten Austauschereignisse
geschehen im Nordhemisphärenwinter auf beiden Halbkugeln sowie im März/ April/ Mai
auf der Nordhalbkugel.
Es fällt auf, dass gerade die Austauschregion über dem Indischen Ozean, mit den

3.2. AUSTAUSCHEREIGNISSE 37
nachfolgend meisten Einträgen in die oberste Höhenschicht (100hPa - 200hPa) im Juni/
Juli/ August für die Schichten unterhalb 200hPa keine Rolle spielt. Das bedeutet, dass die
Austauschereignisse am tropical easterly jet nur die Einträge in die oberste Höhenschicht
beeinflussen. In den Monaten Dezember bis Mai findet in der Region ein wenig Austausch
statt, was aber am Subtropenjet liegt, der gerade in den Monaten am südlichsten und
stärksten in diesem Gebiet als Westwind weht. Ein Grund, warum der Subtropenjet
vertikal tiefere Einträge bringt als der tropical easterly jet, dürfte auch hier die Neigung
der Isentropen sein (Abbildung 3.7). Der Subtropenjet befindet sich näher am Pol als
der tropical easterly jet, so dass die Luftmassen beim Austausch eine niedrigere potentielle
Temperatur besitzen und daraufhin tiefer entlang der Isentropen in die tropische
Troposphäre transportiert werden. Ein weiterer Grund, der in der Literatur kontrovers
diskutiert wird und noch nicht abschließend beantwortet ist, könnte die Häufigkeit von
Austauschereignissen korreliert mit der Windstärke sein. Im Subtropenjet treten Winde bis
60 m s
auf, was in etwa dem doppelten der maximalen Windgeschwindigkeit des Ostwindes
im tropical easterly jet entspricht. Das Ergebnis der vermehrten Einträge in der Nähe von
Windmaxima, würde die These, ”je stärker die Winde der Jets, desto häufiger und stärker
treten auch Prozesse auf, die den Tropopausendurchgang realisieren“, unterstützen.
Das Phänomen des Subtropenjets sieht man auch deutlich ausgeprägt über Australien.
Sowohl im Austausch als auch Eintrag in alle Schichten unterhalb 500hPa ist der Jahresgang
des Südhemisphären- STJ zu erkennen, mit dem Maximum in den Südhemispherenwinterund
Frühjahrsmonaten. Oberhalb 500hPa finden natürlich auch Einträge in Verbindung
mit Austausch am Subtropenjet statt, aber der Jahresgang ist nicht signifikant.
Da das Austauschmaximum über Australien in den meisten Jahreszeiten die einzigen
STT- Ereignisse in der Südhemisphäre darstellt, kann man an diesem Punkt eine weitere
Besonderheit erklären. Die nachfolgenden Einträge befinden sich nicht immer an zonal
gleicher Stelle. Die horizontale Verdriftung ist stark ausgeprägt. Stellvertretend soll das
Beispiel September/ Oktober/ November mit den Einträge in die 800hPa bis 900hPa-
Schicht angeschaut werden. Der Austausch für diese Schicht findet ausschließlich über
Ost- und Westaustralien statt. Die nachfolgenden Einträge sind in diesen Regionen am
stärksten, es sind aber auch Einträge über Afrika sowie über dem Atlantischen und dem
Pazifischen Ozean zu erkennen.
Ein zusätzliches Detail fällt in der Südhemisphäre besonders auf. Dies ist das Maximum
des Austauschs und nachfolgenden Eintrags über Südafrika (Kap Horn), besonders im
Südhemisphärenwinter, in alle Höhenschichten. Unterhalb 300hPa ist ein ausgeprägter
Jahresgang erkennbar, wobei die Intensität der Einträge für vertikal tiefere Schichten
abnimmt. Zusätzlich zum Austausch durch kleinskalige Phänomene am Subtropenjet muss
man die Zyklonentätigkeit in dieser Region mit bedenken. Tropopausenfalten, die vermehrt
an Tiefdruckgebieten zu finden sind, im speziellen an Cut- Off - Tiefes, spielen dabei die
entscheidende Rolle. Allerdings muss man erwähnen, dass kaum ein Jahresgang von STT-
Ereignissen in der Umgebung von Zyklonen über Südafrika existiert [Reutter 2006]. Viel
mehr wurden in der Studie von Reutter [2006] geringe Massenflüsse in Verbindung mit
Tiefes ganzjährig über dem südlichen Afrika errechnet. Das würde die Austauschereignisse
an Zyklonen zumindest für Einträge in die Schichten unterhalb 400hPa der tropischen

38 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Troposphäre eher ausschließen. Die Höhenschichten zwischen 200hPa und 400hPa weisen
zwar keinen ausgeprägten Jahresgang für dieses Ereignis auf, aber gerade die geringen
Ereignisse im Zeitraum des SH- Sommers, bei denen in der Studie von Reutter [2006]
noch die stärksten Massenflüsse erscheinen, sind ein weiteres Indiz, dass Austausch in
der Umgebung von Zyklonen in dieser Region mit nachfolgendem Ozoneintrag in die
Tropen eine untergeordnete Rolle spielt. Man sollte bedenken, dass in diesen Regionen
das Modell des ECMWF seine Schwächen hat. Im gesamten südhemispherischen Raum
sind kaum Radiosonden für die Analyse vorhanden. Genau an den Stellen, an denen
die Austauschregionen und Einträge zu finden sind, beeinflussen Radiosondenmessungen
die Tropopausenhöhe. Es kommt daher in dieser Region zu Fehlern in den Windfeldern
und somit auch in den Trajektorien [Jonas 2007], welche als Ausgangsdatensatz für die
berechneten Ozoneinträge in die tropische Troposphäre benutzt wurden.
Im Folgenden soll der Fokus auf den Austauschereignissen im atlantischen und
pazifischen Raum liegen. In beiden Hemisphären ist, wie zu Beginn des Abschnitts schon
kurz erwähnt, der Eintrag in die Schicht von 200hPa bis 300hPa in den Monaten Dezember
bis Mai am stärksten. Für September/ Oktober/ November sind nur geringfügig geringere
Werte zu sehen. Der Eintrag im Juni/ Juli/ August ist allerdings signifikant geringer
und leicht nach Westen verschoben. Dies spiegelt sich auch in den Austauschereignissen
wider. Im Dezember/ Januar/ Februar sind im Nord- und Südpazifik sowie im Südatlantik
die Austauschereignisse stärker als im Nordatlantik, allerdings spiegelt sich das nicht
in den Einträgen wider, was wieder an der horizontalen Verdriftung liegen könnte. Im
Nordhemisphärenfrühjahr und -herbst sind die Einträge sowohl in Intensität als auch
Lage übereinstimmender mit den Austauschregionen und -stärken. Im NH- Sommer sind
die Austauschregionen zwar auch identisch mit den Einträgen aber wie schon erwähnt
wesentlich geringer in der Intensität. Schaut man sich jetzt die vertikale Struktur der
Einträge an, so fällt auf, dass in diesen 3 Monaten die Einträge in der Nordhemisphäre fast
nur in die 200hPa bis 300hPa Schicht geschehen. In den restlichen Jahreszeiten sind die
Einträge auch in tiefere Schichten bis ins Bodenniveau zu erkennen. Grund dafür könnte
die jahreszeitenabhängige Neigung der Isentropen sein (Abbildung 3.7). Vergleicht man im
Winter- (links) und Sommerhalbjahr (rechts) die Bewegung der Luftmassen entlang der
Isentropen, welche die 2PVU- Linie bei 40 ◦ - 50 ◦ Breite schneidet, so fällt auf, dass die
Isentropen im Winterhalbjahr in den Tropen geringer bzw. nicht geneigt sind. Dadurch wird
klar, dass Luftmassen vertikal weniger tief transportiert werden, als im Sommerhalbjahr,
in dem die Isentropen nach dem Austausch durchgängig geneigt sind und somit die unteren
Schichten der tropischen Troposphäre erreichen. Die vertikal tieferen Einträge in der
Südhemisphere reichen im Sommerhalbjahr nur bis zur 500hPa- Fläche. Einträge unterhalb
500hPa werden in der Südhemisphäre nur in Winter- und Frühlingsmonaten realisiert. Dies
stimmt überein mit der geringeren (stärkeren) Neigung der Isentropen im Sommer (Winter).
Eine weiteres Indiz für diesen Prozess ist, dass die Einträge in der Nordhemisphäre in
allen Schichten unterhalb 300hPa einen signifikanten Jahresgang aufweisen, mit dem
Minimum im Nordhemisphärensommer, und dem Maximum im NH- Winter. In diesem
finden Einträge in alle Höhenschichten statt. Auffällig hierbei sind vor allem die Einträge
in die untersten Schichten der Troposphäre bei denen der Austausch in den Storm Track

3.3. EINTRÄGE WÄHREND DES INDISCHEN MONSUNS 39
Regionen der Nordhemisphäre stattfindet. Die Jahreszeiten Nordhemisphärenherbst und
-frühjahr zeigen Einträge bis in die 500hPa bis 600hPa- Schicht. Vereinzelte Einträge in
vertikal tiefere Schichten sind sichtbar aber nicht so ausgeprägt wie im Dezember/ Januar/
Februar.
Für die Einträge zwischen 200hPa und 600hPa korrelieren die Austauschregionen
zeitlich und räumlich stark mit in die Tropen eindringenden Höhentrögen. Diese dringen
als stratosphärische PV- Streamer tief in die Tropen ein, genau in den Zeiten starken
Ozoneintrags. Dieser Prozess, der vertikal tiefe und in der Anzahl häufige Einträge in die
tropische Troposphäre liefert, wird in Abschnitt 3.5 detailliert besprochen.
Die Tropopausendefinition bzw. der Durchgang durch die 2PVU- Fläche als Tropopause
soll noch Thema dieses Abschnitts sein. Für die Austauschereignisse mit nachfolgenden Einträgen
in die 100hPa bis 200hPa- Fläche wurde erwähnt, dass der Tropopausendurchgang
hauptsächlich durch die 380K- Isofläche realisiert wird. Grund hierfür ist der Austausch
hauptsächlich in den Tropen. Dies ist unterhalb 200hPa grundlegend anders. Da der
Austausch größtenteils am Rand oder außerhalb der Tropen stattfindet, geschieht der Tropopausendurchgang
durch die 2PVU- Isofläche. Die 2PVU- Fläche der liegt aussertropisch
tiefer als die 380K- Isofläche der potentiellen Temperatur. Die einzelnen Prozesse, die zum
Luftmassentransport von der Stratosphäre in die Troposphäre führen, wurden in Abschnitt
1.1.2 erwähnt und erläutert.
3.3 Einträge während des indischen Monsuns
Ein Merkmal in den saisonalen Mitteln über die Jahre 1979 bis 2001 ist wie in Abschnitt
3.1 schon erwähnt, das Maximum in der Region des Indischen Ozeans vor allem im
Juni/ Juli/ August. Die Schiffsmesskampagne pre- INDOEX 7 ) in dieser Region mit
Ozonsondenmessungen während des indischen Wintermonsuns 1998 (Februar/ März),
konnte hohe Ozonmischungsverhältnisse in der mittleren und oberen Troposphäre identifizieren
[Zachariasse et al. 2000]. In Schichten mit hohen Ozonwerten wurden gleichzeitig
niedrige Werte der relativen Feuchte gemessen. Die Kombination von hohen Ozonmischungsverhältnissen
und niedrigen Werten relativer Feuchte lässt auf Luftmassen stratosphärischen
Ursprungs schließen. Anhand von Rückwärtstrajektorien wurde dies bestätigt. Prozesse,
wie Scherungsinstabilität und Turbulenz in wolkenfreier Luft in der Nähe des Subtropenjets,
sind verantwortlich für die Austauschprozesse, die zu diesen Einträgen führen
[Zachariasse et al. 2000]. Um diese Studie mit den Ergebnissen des Ozoneintrags aus den
ERA40- Daten zu vergleichen, wurde Abbildung 3.8 erstellt. Es sind links die Einträge
in die oberste Höhenschicht 100hPa bis 200hPa aufgetragen. Rechts dargestellt sind die
Einträge in die Schicht von 300hPa bis 400hPa. In den oberen Illustrationen wurde ein
Mittel über den Zeitraum der Messungen (Februar und März 1998) erstellt. Die mittleren
Bilder zeigen die Mittelung von Februar und März über alle 23 Jahre und die unteren
7
Indian Ocean Experiment

40 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
0.0 0.005 0.01 0.015 0.02 0.03 0.04 0.05 0.075 0.1 0.125 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35 0.4 0.5 0.6 0.8 1.0 1.25 1.5
Abbildung 3.8: Stratosphärische Ozoneinträge [ppbv] in die 100hPa bis 200hPa- Schicht
(links) und in die 300hPa - 400hPa- Schicht (rechts) während dem indischen Winter- und
Sommermonsun. Oben: Februar/ März 1998, Mitte: Februar/ März 1979 - 2001, unten: Juni/
Juli/ August 1979 - 2001.
Bilder sind über die Monate Juni/ Juli und August 1979 - 2001 gemittelt.
Schaut man sich die linke Seite an, so fällt sofort auf, dass in den Monaten der
Messungen über dem Indischen Ozean zwar Ozoneinträge in die oberste Höhenschicht
stattfanden, aber diese nicht von hoher Intensität waren. Im Bild in der Mitte, das die
Mittelung über alle Jahre zeigt, sieht man leicht höhere Werte als im Jahr 1998. Das
bedeutet, es wurde für die Messkampagne zur Erfassung von stratosphärischen Einträgen in
die oberste Troposphärenschicht nicht das optimale Jahr gewählt. Trotzdem wurden hohe
Ozonmischungsverhältnisse entdeckt und eindeutig der Stratosphäre zugeordnet. Wie schon
erwähnt, hängen die Einträge im Februar/ März mit dem Subtropenjet zusammen, im
Juni/ Juli/ August jedoch mit dem tropical easterly jet, der in die oberste Schicht wesentlich
stärkere Einträge mit sich bringt. In den Schichten unterhalb liefert der tropical easterly jet
jedoch wenig bis gar keinen Eintrag (rechte Seite in Abbildung 3.8). Dagegen sind durch
den Subtropenjet vertikal tiefere Einträge sichtbar. Die jahreszeitabhängigen Neigungen
der Isentropen (Abbildung 3.7), wie im vorigen Abschnitt besprochen, begünstigen den
Transport der stratosphärischen Luftmassen in die vertikal tiefe tropische Troposphäre im
Winterhalbjahr.

3.4. ZONAL WAVE- ONE 41
Abbildung 3.9: Meridionales Mittel der SHADOZ- Ozonsondenmessungen [ppbv]. Links:
März/ April/ Mai, rechts: September/ Oktober/ November (aus [Thompson et al. 2003b]).
Abbildung 3.10: Meridionales Mittel der Ozoneinträge [ppbv] durch die STT- Trajektorien.
Links: März/ April/ Mai, rechts: September/ Oktober/ November.
3.4 Zonal Wave- One
In Abschnitt 1.1.3 wurde gezeigt, dass im saisonalen Mittel der SHADOZ- Ozonsonden die
zonale Ozonverteilung durch eine so genannte “zonal wave- one“ charakterisiert ist. Wie
in Abbildung 3.9 zu sehen, weisen die meridional gemittelten vertikalen Schnitte jeweils
ein Maximum in der Nähe des Greenwich- Meridians auf. Das entspricht zonal einer Welle
der Wellenzahl eins. Allerdings existieren jahreszeitliche Schwankungen. In der Abbildung
ist links für März/ April/ Mai das Minimum dargestellt und rechts das Maximum in
den Monaten September/ Oktober/ November. Die Monate Dezember/ Januar/ Februar
sowie Juni/ Juli/ August liegen mit den Werten dazwischen und werden hier nicht
dargestellt. In der Abbildung 3.10 sind die meridionalen Schnitte der Ozoneinträge durch
die STT- Trajektorien dargestellt, wiederum links die Monate März/ April/ Mai und rechts
September/ Oktober/ November. Die Farbskala ist in den selben Farben gewählt aber mit
unterschiedlichen Skalenwerten.

42 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Vergleicht man die STT- Einträge der beiden dargestellten Jahreszeiten miteinander
(Abbildung 3.10), so ist die Struktur von ähnlichem Charakter. Es sind in beiden
Querschnitten, maximale Einträge über dem atlantischen (30 ◦ W) und pazifischen Raum
(120 ◦ W) zu erkennen. Jedoch sind die Werte im März/ April/ Mai deutlich schwächer.
Hinzu kommt zumindest in der oberen Troposphäre ein leichtes Maximum bei 30 ◦ E.
Die Abbildung 3.9 stellt das Ozonprofil der Troposphäre dar. Dieses Profil wird
durch mehrere Prozesse beeinflusst, wie in Abschnitt 1.1.3 vorgestellt. Chemiemodellrechnungen
von Sauvage et al. [2007] zeigten, dass etwa 5% des troposphärischen Ozons
stratosphärischen Ursprung haben. Das lässt vermuten, dass die “zonal wave- one“ nicht
vordergründig durch stratosphärische Intrusionen bestimmt wird. Dies sieht man im
Vergleich der Abbildungen 3.9 und 3.10 deutlich, sowohl in den Absolutwerten als auch an
der Struktur der stratosphärischen Ozoneinträge in die tropische Troposphäre. Detaillierter
betrachtet kann man aber erkennen, dass die Einträge im September/ Oktober/ November
leicht stärker sind als im März/ April/ Mai. Dieser Unterschied ist in den Ozonprofilen
auch zu erkennen. Im September/ Oktober/ Novenber weist auch ein leichter Ansatz von
Einträgen bei 15 ◦ W und 30 ◦ E auf die Struktur in den Ozonprofilen hin, allerdings nur in
der oberen Troposphäre.
3.5 Vergleich mit stratosphärischen PV- Streamern
In diesem Abschnitt sollen die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit mit einer Klimatologie
von extratropischen Höhentrögen, die in die Tropen eindringen, verglichen werden.
Diese Klimatologie wurde von Luise Fröhlich am IPA (Uni Mainz), bisher unveröffentlicht,
für den Zeitraum 1980 bis 2001 mit Hilfe eines neu entwickelten Identifikationsalgorithmus
erstellt. Die Identifikation von Höhentrögen basiert auf zwischen 400hPa
und 100hPa vertikal gemittelten PV- Feldern, die ebenfalls aus ERA40 Reanalysedaten
abgeleitet wurden. Als Intrusionssystem der Nordhemisphäre werden Gebiete mit PV-
Werten von ≥2PVU südlich von 25 ◦ N definiert, wenn deren südlichster Punkt südlich von
17 ◦ N liegt. Systeme in der Südhemisphäre werden analog identifiziert.
Wie in Abschnitt 3.2 schon erwähnt, besteht ein sehr enger Zusammenhang zwischen
den Ozoneinträgen und den PV- Streamern. Dies wird in den vergleichenden Abbildungen
3.11 und 3.12 deutlich. Es sind in den Abbildungen die einzelnen Jahreszeiten dargestellt,
jeweils oben die PV- Streamer und unten die Anzahl der STT- Einträge in die 200hPa bis
300hPa- Höhenschicht. Diese Höhenschicht ist repräsentativ für den Bereich von 200hPa
bis 500hPa. In dieser vertikal 300hPa dicken Schicht werden die STT- Einträge entdeckt,
die mit den Höhentrögen in Verbindung stehen, wie in Abschnitt 3.2 schon angedeutet.
Es ist deutlich zu erkennen, dass hauptsächlich in der Region des Atlantischen und
Pazifischen Ozeans die PV- Streamer auftreten. Genau über diesen Gebieten sind auch die
Einträge in die repräsentativ für 200hPa bis 500hPa gewählte Höhenschicht am stärksten.
Die Einträge in die restlichen Höhenschichten, aufgetragen in der Einheit Anzahl pro Monat,
sind in den Abbildungen Anhang A.1 und Anhang A.2 zu sehen. Auch der jahreszeitliche

3.5. VERGLEICH MIT STRATOSPHÄRISCHEN PV- STREAMERN 43
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20.
0.0 0.025 0.05 0.075 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.25 1.5 1.75 2.0 3.0 5.0 7.0
Abbildung 3.11: Vergleich der saisonalen Mittel von in die Tropen eindringenden stratosphärischen
PV- Streamern [Frequenz in %] (oben) mit STT- Einträgen in die 200hPa bis
300hPa- Höhenschicht [Frequenz in %](unten). Links: Dezember/ Januar/ Februar, rechts:
März/ April/ Mai.
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20.
0.0 0.025 0.05 0.075 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.25 1.5 1.75 2.0 3.0 5.0 7.0
Abbildung 3.12: Vergleich der saisonalen Mittel von in die Tropen eindringenden stratosphärischen
PV- Streamern [Frequenz in %] (oben) mit STT- Einträgen in die 200hPa bis
300hPa- Höhenschicht [Frequenz in %] (unten). Links: Juni/ Juli/ August, rechts: September/
Oktober/ November.
Gang ist, wie für die Einträge in Abschnitt 3.2 schon festgestellt, in beiden Klimatologien
zu sehen. Das Maximum in Nordhemisphärenwinter, das Minimum im NH- Sommer und die
dazwischen liegenden Werte in den beiden anderen Jahreszeiten, sind deutlich zu erkennen.
Eine detaillierte Sicht auf die einzelnen Jahreszeiten soll nun folgen.
Beginnend mit dem Nordhemisphärenwinter (Abbildung 3.11 links), der Jahreszeit
mit den stärksten STT- Einträgen in beiden Hemisphären, zeigt auch mit 16 die höchste

44 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Frequenz an stratosphärischen PV- Intrusionen in der Region des Nordatlantik. Der
Vergleich zwischen Nordatlantik und Nordpazifik zeigt bei beiden Feldern die höheren
Werte im Atlantik und die schwächeren im Pazifik. Das gleiche gilt für die Südhemisphäre.
In die Südhemisphäre kann man sogar leicht die NW/SE- Neigung der Tröge in den
Einträgen erkennen, vor allem im Südpazifik.
Im März/ April/ Mai sind die PV- Streamer im nordpazifischen Raum stärker als im
Nordatlantik, auch dies spiegelt sich in den Einträgen wieder. Im Nordpazifik treten die
PV- Streamer zonal in einem größerem Gebiet auf, im Gegensatz zum NH- Winter. Im
NH- Frühjahr erstreckt sich das Gebiet über dem Pazifik von 160 ◦ E bis 100 ◦ W. Dies ist
auch in den Einträgen sichtbar. Das Signal im Nordatlantik und Südpazifik hat sowohl in
Einträgen als auch Streamern in etwa die gleiche Intensität.
Die Monate September/ Oktober/ November sehen im Südpazifik und Nordatlantik
sowie Südatlantik fast identisch zum NH- Frühjahr aus. Der einzige Unterschied liegt in
der Region des Nordpazifik. In diesem Gebiet haben die PV- Streamer und die Einträge
zwar wieder dieselbe zonale Ausdehnung, aber ihre Intensität ist wesentlich schwächer als
im März/ April/ Mai.
Die starke Korrelation zwischen in die Tropen eindringenden PV- Streamern mit STT-
Einträgen in die tropische Troposphäre zeigt sich auch durch das gleichzeitige Minimum
im Juni/ Juli/ August. Sowohl das extreme Minimum über dem Nordatlantik als auch
die Verschiebung nach Westen beider Felder ist zu erkennen. Das Maximum in diesen
3 Monaten befindet sich über dem Nordpazifik, allerdings auch hier weiter westlich als
zu einem anderen Zeitpunkt im Jahr. Vergleicht man noch einmal mit den Austauschereignissen
(Abbildung 3.5 und 3.6) vergleicht, so fallen diese genau auf die Regionen der
starken Häufigkeiten der PV- Streamer. Die zonale Breite in beiden Ergebnissen in der
Südhemisphäre ist wieder in beiden Studien identisch.
In den 3 Monaten Juni/ Juli/ August ist bei den Einträgen in die Schichten unterhalb
300hPa in Abschnitt 3.2 aufgefallen, dass diese sehr schwach bis kaum vorhanden sind,
im Gegensatz zu den restlichen Monaten. Wenn man sich als Beispiel die Monate März/
April/ Mai und Juni/ Juli/ August im Vergleich anschaut, so sind die Frequenzen der
PV- Streamer im Pazifik nahezu gleich mit 14%. Die Einträge in die 200hPa bis 300hPa-
Schicht und vor allem in die tieferliegenden Schichten sind verschieden, vergleiche mit
den Abbildungen Anhang A.1 und Anhang A.2. Im März/ April/ Mai wie auch in den
restlichen Monaten ist der Einfluss und die Struktur der PV- Streamer in allen Schichten
zu erkennen. Im NH- Sommer allerdings findet in die 300hPa- 400hPa- Schicht über
dem Nordpazifik kaum mehr ein Eintrag statt. In den Schichten unterhalb 400hPa bleibt
der Eintrag komplett aus. Dies ist, wie schon mehrfach erwähnt, zurückzuführen auf die
geringere Neigung der Isentropen in den Tropen im Sommerhalbjahr.
Es bleibt festzuhalten, dass es in fast allen Regionen im Zusammenhang mit PV-
Streamern zu Ozoneinträgen in die tropische Troposphäre kommt.

3.6. ENSO- VARIABILITÄT 45
3.6 ENSO- Variabilität
In diesem Abschnitt soll untersucht werden, ob ein Zusammenhang zwischen den Ozoneinträgen
in die tropische Troposphäre und dem ENSO- Phänomen besteht.
Als Grundlage für diesen Vergleich dient der Niño 3.4- Index (NOAA) und der
daraus errechnete Datensatz [KNMI Climate Explorer - Website]. Der Index ist definiert
als eine dreimonatige mittlere Abweichung der Meeresoberflächentemperaturen vom
normalen Zustand, bezogen auf eine bestimmte Region im äquatorialen Pazifik (120 ◦ W
bis 170 ◦ W, 5 ◦ N bis 5 ◦ S). El Niño ist charakterisiert durch eine positive Anomalie der
Meeresoberflächentemperatur und zwar gegenüber dem für die Zeit von 1871 - 2000
als Basisperiode ermittelten Normalzustand. In der Niño 3.4- Region muss dann die
Abweichung im Mittel ≥ 0,4 ◦ C sein. La Niña ist durch eine negative Anomalie (≤ −0,4 ◦ C)
der Meeresoberflächentemperatur gekennzeichnet [ENSO - Lexikon]. Es wurden mit dieser
Methode zwischen den Wintern 1980/1981 und 2000/2001 6 El Niño- und 5 La Niña-
Winter festgelegt. Diese sind in Tabelle 3.1 aufgelistet.
El Niño
La Niña
1982/83 1984/85
1986/87 1988/89
1987/88 1995/96
1991/92 1998/99
1994/95 1999/2000
1997/98
Tabelle 3.1: El Niño- und La Niña- Winter auf Grundlage des Niño 3.4- Index.
In Abbildung 3.13 sind die Komposits über die Wintermonate (Oktober bis März)
der mit dem Niño 3.4- Index erhaltenen El Niño- und La Niña- Jahre abgebildet. In
der Abbildung oben ist die Frequenz der in die Tropen eindringenden stratosphärischen
PV- Streamer dargestellt, unten die Frequenz der STT- Einträge in die 200hPa bis
300hPa- Höhenschicht der tropischen Troposphäre. Insgesamt ist wieder eine sehr gute
Übereinstimmung der beiden Darstellungen zu sehen. Schaut man sich die Struktur der
Einträge an, so erkennt man gut den Unterschied der El Niño- zu den La Niña- Wintern,
vor allem in der Nordhemisphäre. Während El Niño kommt es zu starken Einträgen
im Nordatlantik, ausgelöst durch Austauschereignisse an eindringenden Höhentrögen
aus den Extratropen. Im Pazifik sind die Werte in den El Niño- Wintern sehr schwach.
Dieses Eintragsmuster ist während La Niña grundlegend anders. Hier sind die Einträge
in den pazifischen Raum wesentlich stärker als in El Niño- Wintern. Auch die Region des
Nordatlantik zeigt ein deutlich anderes Muster. Die Einträge sind in den La Niña- Wintern
schwächer.
Auf der Südhalbkugel zeigt sich ein anderes Verhalten. Im pazifischen Raum sind die
Einträge über die La Niña und El Niño- Winter nahezu gleich. Während La Niña sind

46 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20.
0.0 0.025 0.05 0.075 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.25 1.5 1.75 2.0 3.0 5.0 7.0
Abbildung 3.13: Vergleich der Wintermittel von in die Tropen eindringenden stratosphärischen
PV- Streamern [Frequenz in %] (oben) mit STT- Einträgen in die 200hPa bis
300hPa- Höhenschicht [Frequenz in %] (unten) während El Niño- (links) und La Niña- Wintern
(rechts).
leicht stärkere Einträge zu beobachten. Über dem Südatlantik sind die Einträge während
El Niño stärker als während La Niña.
Zusammenfassend lässt sich sagen: In der Nordhemisphäre wechseln die Einträge
von stark zu schwach (schwach zu stark) von El Niño- zu La Niña- Wintern im Atlantik
(Pazifik). Auf der Südhalbkugel sind die Einträge nahezu gleich während El Niño- und La
Niña- Wintern.
3.7 Übereinkünfte von STT- Trajektorien mit Ozonsonden
Den Ergebnisteil abschließen wird dieser Abschnitt zur Beantwortung der Frage: Treffen
STT- Trajektorien zeitlich und räumlich auf SHADOZ- Ozonsonden?
Wie im Methodikteil 2.2.4 erläutert, versucht ein Algorithmus die Übereinkünfte zu
bestimmen. Das Ergebnis ist in Abbildung 3.14 unter zu Hilfenahme der Box- Whisker- Darstellung
aufgezeigt. Es sind die maximalen Abweichungen des Ozonmischungsverhältnisses
illustriert, die in einer 50hPa- Box auftreten, falls eine STT- Trajektorie mit einer
Ozonsonde übereinkommt. Die oberste Höhenschicht hat eine vom Rest abweichende
Abszisseneinteilung, da in dieser Schicht stärkere Abweichungen gefunden wurden. Rechts
neben dem positiven Whisker, welcher die Ausreißer darstellt, sind pro Höhenschicht
jeweils die Einträge (Übereinkünfte) in dieser Schicht aufgeschrieben. Die Übereinkünfte
von Sonden und Trajektorien nehmen dementsprechend mit der Höhe zu. Anhand dieser
Zahlen kann man auch abschätzen, wie robust die Statistik pro Höhenschicht ist. In den

3.7. ÜBEREINKÜNFTE VON STT- TRAJEKTORIEN MIT OZONSONDEN 47
100
−50 0 50 100 150
9065
200
200
1046
height [hPa]
300
400
500
600
700
800
900
1000
486
477
212
73
88
28
8
−20 0 20 40 60 80
ozone difference from seasonal average [ppbv]
Abbildung 3.14: Abweichungen des Ozonmischungsverhältnisses [ppbv] vom saisonalen
Stationssondenmittel, falls eine räumliche und zeitliche Übereinstimmung zwischen
Ozonsonden und STT- Trajektorien vorliegt. Untere Abszisseneinteilung für Boxplots von
200hPa - 1000hPa, obere Einteilung für 100hPa - 200hPa, Zahlen rechts: Übereinkünfte pro
Höhenschicht.
Boxen unterhalb 800hPa sind eher spärliche Ereignisse aufgetreten. Von diesen Stichproben
kann man nicht gänzlich auf die Grundgesamtheit schließen. Die Ergebnisse in den
Höhenschichten zwischen 600hPa und 800hPa, mit etwa 80 Ereignissen, sollte man auch
noch mit Vorsicht betrachten. Über 600hPa kann man aber von einer robusten Statistik
sprechen.
An den Medianen fällt auf, dass bis auf die Höhenschicht 800hPa bis 900hPa die
Abweichungen im positiven Bereich liegen. Das bedeutet, ein positiver stratosphärischer
Eintrag lässt sich in den Ozonsonden in allen Schichten erkennen. Allerdings ist dieser
nicht so stark wie erhofft und in den Regimeannahmen in Abschnitt 2.2.3 Tabelle 2.3
festgelegt. Vielmehr müsste man diese Regimeannahmen in folgende Einteilung anpassen.
In die untersten 3 Höhenschichten werden maximal 5ppbv von den STT- Trajektorien
herantransportiert, wobei diese Schichten aufgrund der wenigen Werte eher mit Vorsicht

48 KAPITEL 3. ERGEBNISSE
Regimeannahmen Ozonabweichungen aus Übereinkünften
Höhenbereich [hPa] O 3 [ppbv] Höhenbereich [hPa] O 3 [ppbv]
100 - 400 50 100 - 300 20
400 - 700 40 300 - 700 10
700 - 1000 30 700 - 1000 5
Tabelle 3.2: Vergleich der Annahme Ozonmischungsverhältnis pro Trajektorieneintrag (Abschnitt
2.2.3) und der bestimmten Ozonabweichung durch Trajektorienübereinkünfte mit
Ozonsonden.
betrachtet werden müssen, wie gerade schon erläutert. Für die Schicht von 300hPa bis
700hPa wird durchschnittlich eine Ozonabweichung von etwa 10ppbv gemessen. Für die
beiden obersten Schichten sollte man von 20ppbv stratosphärischen Ursprungs ausgehen.
Die in Abschnitt 2.2.3 gemachten Regimeannahmen sowie die eben vorgestellten Werte sind
in Tabelle 3.2 zusammengefasst.
Das die stratosphärischen Ozoneinträge insgesamt niedriger liegen als angenommen,
kann mehrere Ursachen haben. Es könnte sein, dass die gewählten Schwellenwerte sehr
sensitiv auf Veränderungen reagieren. Für die zeitliche Übereinstimmung wurde in der
Berechnung, deren Ergebnisse dargestellt sind, ein Zeitintervall von ±12h um die Sondenmessung
gewählt. Eine kleine Sensitivitätsstudie in der dieser Wert auf ±6h und ±3h
gesetzt wurde, ergab allerdings kaum Veränderungen in den Ozoneinträgen. Allerdings
nahmen, wie zu erwarten ist, die Übereinkünfte mit der Größe des Zeitfensters ab. Daraus
folgt, dass die Statistik an Robustheit verliert.
Des Weiteren könnte es sein, dass die Trajektorien nicht so exakt bestimmt sind,
aufgrund von Modellfehlern wie schon in Abschnitt 2.3 angesprochen wurde.
Eine interessanten Aspekt wirft das Ergebnis auf, nimmt man an die Fehler die
bei der Berechnung gemacht wurden, seien klein. Es ist unklar, wie schnell sich die
stratosphärischen Ozonwerte durch turbulentes Mischen den troposphärischen Werten
anpassen. Würde dies sehr rasch geschehen, so würde das die Verschiebung des Ergebnisses
zu niedrigen Ozonwerten erklären. Stohl et al. [2003] postulierte außerdem, dass die
Lebensdauer des Ozons, welches von der Stratosphäre in die Troposphäre transportiert
wird, signifikant mit der geografischen Breite variiert. Dies würde bedeuten, dass nicht nur
die Zeitkomponente des turbulenten Mischen das Ergebnis beeinflusst, sondern auch die
Austauschposition.
3.7.1 Fallstudie: Troposphärisches Ozonmaximum untersucht mit
Rückwärtstrajektorien
In diesem, den Ergebnisteil abschließenden Abschnitt soll ein vom saisonalen Mittel abweichender
Ozonwert mit Rückwärtstrajektorien untersucht werden. Aus dem Ergebnis des letzten
Abschnitts, der Trajektorienübereinkünfte mit den SHADOZ- Ozonsonden, wurde die

3.7. ÜBEREINKÜNFTE VON STT- TRAJEKTORIEN MIT OZONSONDEN 49
200 225 250 275 300 325 350 375 400 425 450 500 550 600 650 700 750 800 850
Abbildung 3.15: Links: SHADOZ- Ozonprofil (durchgezogene Linie) am Standort Suva
(Fiji) vom 02.03.2001 mit positiv vom saisonalen Mittel (gestrichelte Linie) abweichenden
Ozonwerten zwischen 350hPa und 550hPa. Rechts: Rückwärtstrajektorien eingefärbt
mit Druckwerten [hPa] und gestartet in der Box, die der Höhe und der geografischen Lage
(178 ◦ W, 18 ◦ S) des Ozonmaximums (siehe links) entspricht.
positivste Abweichung in der 500hPa bis 600hPa- Schicht ausgewählt. Wie in Abbildung 3.15
(links) zu sehen ist, handelt es sich dabei um eine Messung des Ozonprofils am SHADOZ-
Standort Suva (Fiji; 178 ◦ W, 18 ◦ S) am 02. März 2001. In der Schicht von 350hPa bis 550hPa
ist eine deutliche Abweichung von bis zu 35ppbv vom saisonalen Mittel (März/ April/ Mai)
erkennbar. Ausgehend von diesem Höhenbereich wurden Rückwärtstrajektorien gestartet,
welche in Abbildung 3.15 (rechts) dargestellt sind. Man erkennt, dass der Großteil der Trajektorien
durch eine Westwindzone bis Südaustralien transportiert wird, dort die Richtung
nach Norden ändert und während der Bewegung nach Norden an Höhe verliert. Kurz vor
dem Erreichen der Schicht hoher Ozonwerte über Suva erfahren die Luftmassen noch einmal
einen Wechsel Richtung Westen. Diese gesamte Struktur lässt sich eindeutig als Austausch
in Folge von Transport entlang von Isentropen ausmachen. Die Isentropen befinden sich
in dem Fall im Süden noch in der Stratosphäre und neigen sich Richtung Tropen in die
Troposphäre (vgl. Abbildung 3.7). Die Luftpakete verlieren dementsprechend äquatorwärts
an Höhe, weil sie adiabatisch den Isentropen folgen. Der Austauschprozess wird großräumig
vom Subtropenjet (Westwindzone) angetrieben. Den kleinskaligen Prozess, z.B. eine Tropopausenfalte
in Folge eines Cut- Off - Tiefes, kann man an den Rückwärtstrajektorien nicht
genau definieren.
Diese Fallstudie zeigt deutlich, dass starke positive Ozonabweichung mit Transport aus
der Stratosphäre zusammenhängen kann.

50 KAPITEL 3. ERGEBNISSE

Kapitel 4
Zusammenfassung, Diskussion und
Ausblick
4.1 Zusammenfassung der Ergebnisse
In dieser Diplomarbeit wurde der stratosphärische Ozoneintrag in die tropische Troposphäre
mit Hilfe der Lagrange’schen Methode untersucht. Als Ausgangsdatensatz lagen die auf Basis
des ERA40- Reanalyse- Datensatzes berechneten STT- Trajektorien im Zeitraum von
1979 bis 2001 vor. Des Weiteren bildeten die SHADOZ- Ozonsonden die Datengrundlage.
Diese beiden Datensätze wurden kombiniert, um den Ozoneintrag aus der Stratosphäre
abzuschätzen. Mit Hilfe dieser Methode wurden monatliche klimatologische Ozonmischungsverhältnisse
in Abhängigkeit von der Höhe und der geografischen Lage berechnet. Mit dieser
Datengrundlage konnten mehrere interessante Ergebnisse während der Diplomarbeit identifiziert
werden. Diese sollen im folgenden zusammengefasst werden.
• Für die Austauschregionen, in deren Folge Einträge in die tropische Troposphäre erzielt
werden, kann folgendes Fazit gezogen werden: Je vertikal tiefer die Trajektorien in
die tropische Troposphäre eindringen, desto weiter nördlich auf der Nordhemisphäre
(südlich auf der Südhemisphäre) ist ihr Austausch. Dies lässt auf einen Austausch und
nachfolgenden Transport in die Tropen entlang von Isentropen schließen.
• Die dynamischen Prozesse durch die der Tropopausendurchgang und der nachfolgende
Transport der stratosphärischen ozonreichen Luftmassen in die tropische Troposphäre
geschieht, lässt sich folgendermaßen zusammenfassen:
(i) In fast allen Regionen der Tropen spielen die stratosphärischen Ozoneinträge im
Zusammenhang mit PV- Streamern die größte Rolle. Der Austausch für diese Art von
Einträgen findet hauptsächlich außerhalb der Tropen statt, die dynamische Tropopause
bildet in diesem Bereich die 2PVU- Fläche, und der Transport erfolgt entlang
von Isentropen. Besonders auffällig ist diese Übereinstimmung in den Schichten unterhalb
von 200hPa (p≥200hPa). Ein bemerkenswertes Ergebnis, welches auch im
51

52 KAPITEL 4. ZUSAMMENFASSUNG, DISKUSSION UND AUSBLICK
Zusammenhang mit PV- Streamern realisiert wird, ist der Eintrag bis in die untersten
Troposphärenschichten (p≥800hPa). Dieser Ozoneintrag geschieht aufgrund der starken
Neigung der Isentropen nur in Winterhalbjahren.
(ii) In die obere Troposphäre, oberhalb 200hPa (p≤200hPa), erfolgt der Austausch
größtenteils in den Tropen. In diesem Bereich liegt die 380K -Isofläche tiefer als die
2PVU- Fläche und gilt aus diesem Grund als dynamische Tropopause. Daraus folgt,
dass in dieser Schicht die Einträge entlang der Isentropen eine untergeordnete Rolle
spielen. Die Luftmassen müssen sich diabatisch abkühlen, um durch die Tropopause
hindurchzugehen. Die Berechnung der Kühlungsraten der STT- Trajektorien, welche
die 380K- Isofläche als dynamische Tropopause überquerten, ergab einen Wert von bis
zu 0.35K pro 6h. Dies stimmt gut mit Strahlungskühlungsraten überein, die in diesem
Zusammenhang in der Literatur zu finden sind.
(iii) In Regionen starker Windsysteme wurden Austauschereignisse mit nachfolgenden
Ozoneinträgen identifiziert. Anhand der Ergebnisse wurde festgestellt, dass über
Australien der Subtropenjet hauptsächlich für Einträge in dieser Region verantwortlich
ist. Die berechneten Rückwärtstrajektorien für ein ausgewähltes Fallbeispiel von
einem stratosphärischen Ozoneintrag, welcher zeitlich und räumlich mit einer Ozonsondenmessung
übereinkommt, illustrieren ein typisches Beispiel eines Austauschs am
Subtropenjet. Austauschprozesse an Tropopausenfalten, die vermehrt an Jetstreams
auftreten und der nachfolgende Transport stratosphärischer Luft entlang von Isentropen,
betonen wieder den Prozess des Ozoneintrags in Folge von Transport entlang von
Isentropen. Auch die Neigung der Isentropen spielt wieder eine entscheidende Rolle.
Denn je polwärtiger die Lage des Jetstreams, und damit des Austauschs, desto tiefer
ist der Eintrag in die tropische Troposphäre. Dies führt dazu, dass auch hier Einträge
in alle Höhenschichten erfolgen. Dies gilt mit Ausnahme des Sommerhalbjahres, was
wieder den Einfluss der geringeren Isentropenneigung erkennen lässt.
(iv) In der Region des Indischen Ozean führt auch Austausch am Subtropenjet zu Einträgen
in die tropische Troposphäre, allerdings vermehrt in die Höhenschichten von
200hPa bis 500hPa, da der Subtropenjet in dieser Region ganzjährig nördlicher liegt.
Ein weiteres Windmaximum in dieser Region ist der tropical easterly jet. Dieser starke
tropische Ostwind im Sommer forciert den Austausch direkt in den Tropen, was zu
Einträgen in die oberste Höhenschicht (100hPa bis 200hPa) der Troposphäre führt.
Der Austausch direkt in den Tropen und die fast horizontal verlaufenden Isentropen,
die von der geneigten 2PVU- Fläche geschnitten werden, führen nur zu einem Eintrag
in die oberste Höhenschicht. Dieser stratosphärische Ozoneintrag stellt mit knapp über
2ppbv in den Monaten Juni/ Juli/ August in die Höhenschicht von 100hPa bis 200hPa,
den stärksten Eintrag über alle Jahreszeiten, Höhenschichten und Regionen dar.
• Des Weiteren korrelieren die Ozoneinträge mit dem ENSO- Phänomen. Es lässt sich
sagen, dass in der Nordhemisphäre die Einträge von stark zu schwach (schwach
zu stark) von El Niño- zu La Niña- Wintern im Atlantik (Pazifik) wechseln. Auf
der Südhalbkugel sind die Einträge in den beiden Winterzeiträumen nahezu gleich.
Hier zeigt sich wiederum die Korrelation mit stratosphärischen PV- Streamern, was

4.2. DISKUSSION DER ANGEWANDTEN METHODIK UND DER ERGEBNISSE 53
zusätzlich auf einen starken Zusammenhang zwischen stratosphärischem Ozoneintrag
in die tropische Troposphäre und stratosphärischen PV- Streamern hindeutet.
• Die prozentualen Häufigkeiten zeigen, dass an maximal 5% aller Zeitschritte, dies
bedeutet im Höchstfall jede 120h, ein stratosphärischer Ozoneintrag in die tropische
Troposphäre stattfindet. Die Häufigkeiten sind abhängig von der geografischen Lage,
der Höhenschicht und der Jahreszeit.
• Die Ergebnisse lassen folgenden prozentualen Einfluss des stratosphärischen Ozons
auf das tropisch troposphärische Ozonbudget zu: Eine allgemeine Prozentzahl für die
kompletten Tropen kann nicht genannt werden. Vielmehr wird der stratosphärische
Ozonanteil bestimmt durch die geografische Lage, die Jahreszeit und die Höhenschicht
sowie zusätzlich von der Höhe des gemessenen Ozonwerts selbst. Abhängig von diesen
4 Größen kann man bei maximal bestimmten 2ppbv stratosphärischen Ozons im
klimatologischen Mittel davon ausgehen, dass der Einfluss bis zu 5% beträgt.
• Das Ergebnis von räumlichen und zeitlichen Trajektorienübereinkünften mit Ozonsonden
lässt vermuten, dass turbulentes Mischen die stratosphärischen Luftmassen die in
die Troposphäre eindringen schnell mit troposphärischer Luft vermischt. Dementsprechend
würden sich stratosphärische Ozonmischungsverhältnisse oft in weniger als 4
Tagen an die troposphärischen Mischungsverhältnisse des Ozons anpassen.
4.2 Diskussion der angewandten Methodik und der Ergebnisse
4.2.1 Ergebnisse im wissenschaftlichen Kontext
In diesem Abschnitt soll diskutiert werden, inwieweit die gerade zusammengefassten Ergebnisse,
die in der Diplomarbeit identifiziert wurden, mit den bisherigen wissenschaftlichen
Erkenntnissen anderer Wissenschaftler übereinstimmen bzw. abweichen. Während des Kapitels
3 wurde schon wiederholt der Vergleich mit anderen Studien gezogen.
Der Einfluss des stratosphärischen Ozons auf die tropische Troposphäre wurde von Sauvage
et al. [2007] mit 5% im Jahresmittel über dem Südatlantik abgeschätzt. Diese Werte
wurden mit der verwendeten Lagrange’schen Methode und der Grundlage des ERA40-
Reanalyse- Datensatzes in der Region Südatlantik nicht erreicht. Vielmehr wurde in dieser
Studie Wert auf die Beschreibung einzelner Höhenschichten und der unterschiedlichen geografischen
Lage gelegt. Dies führte in Einzelfällen (Juni/ Juli/ August: Indischer Ozean) zu
Werten von ca. 5% Ozon stratosphärischen Ursprungs. Auf Grundlage dieses Prozentsatzes
wird auch der geringe Einfluss auf die zonal wave- one klar. Dieses Phänomen, welches von
Thompson et al. [2003b] in den SHADOZ- Sonden gesehen wurde und bisher unverstanden
ist, kann man dementsprechend nicht mit stratosphärischen Ozoneinträgen erklären.
Das Ergebnis des Austauschs am Subtropenjet als wichtige Quelle des Ozons strato-

54 KAPITEL 4. ZUSAMMENFASSUNG, DISKUSSION UND AUSBLICK
sphärischen Ursprungs in den Tropen, wurde u.a. von Zachariasse et al. [2000] schon erkannt
und konnte bestätigt werden. Eine Studie von Cooper et al. [2005] zeigt, dass stratosphärische
Ozoneinträge in die Tropen wesentlich effektiver sind, falls sich die stratosphärischen
Intrusionen (stratosphärische PV- Streamer) vom Jetstream ablösen, als Einträge
in Folge von Austausch direkt am Jetstream. Cooper et al. [2005] fanden diesen
Fakt am Polarjet mit Hilfe von Sondenmessungen und Rückwärtstrajektorien. Leider wird
von Cooper et al. nicht aufgezeigt, wie in diesem Fall “effektiv“ definiert ist. Würde man
“effektiver“ mit vertikal tieferen Einträgen beschreiben, so kann die vorliegende Diplomarbeit
das Ergebnis anhand von Einträgen am Subtropenjet bestätigen.
Der in dieser Diplomarbeit gefundene zentrale Zusammenhang zwischen stratosphärischen
PV- Streamern und stratosphärischem Ozoneintrag in die Tropen wurde bisher
in der Literatur nicht beschrieben.
4.2.2 Probleme der angewandten Methodik
Bei der Betrachtung der Ergebnisse ist es wichtig, sich die Schwierigkeiten bei den
angewendeten Methoden und der verwendeten Datensätzen vor Augen zu führen. Einige
Probleme wurden schon in Abschnitt 2.3 genannt.
Die hauptsächliche Grundlage der Ergebnisse dieser Diplomarbeit und somit eine
Fehlerquelle, ist der Trajektoriendatensatz aus den ERA40- Reanalysen. Das globale
Atmosphärenmodelle, u.a. das ECMWF, mit einer Auflösung von ca. 100km kleinskalige
Phänomene nicht auflösen können, wurde u.a. von Cooper et al. [2005] herausgefunden.
Zu diesen Phänomenen gehören z.B. konvektive Systeme. Dies würde bedeuten, dass Austauschereignisse
mit nachfolgendem Ozoneintrag im Trajektoriendatensatz nicht vorhanden
sind. Dies könnte zu einer Unterschätzung der Ozoneinträge in die tropische Troposphäre
führen. Tuck et al. [1997] zeigten, dass das Modell des ECMWF auch Probleme beim
richtigen Darstellen von Filamenten besitzt. Auch dieser Beitrag könnte dementsprechend
in den Ergebnissen dieser Diplomarbeit fehlen.
Die fehlerhaften vertikalen Windfelder in den Tropen, welche globale Modelle oft
aufweisen, kann man als Fehlerquelle für diese Arbeit ausschließen, da vor allem die
horizontalen Winde für stratosphärische Einträge in die Tropen ausschlaggebend sind.
Die Untersuchung der Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden zeigt, dass der
Ozoneintrag in dieser Arbeit überschätzt sein könnte, aufgrund des pauschal festgelegten
Ozoneintrags, den ein einzelner Eintrag mitbringt. Der ausschlaggebende Punkt ist die Zeit,
welche die Luft stratosphärischen Ursprungs in der Troposphäre verbringt. Außerdem ist
bisher noch unklar, in welcher Zeit die hohen stratosphärischen Ozonmischungsverhältnisse
sich durch turbulentes Mischen troposphärischen Werten anpassen. Sowohl der Einfluss,
wie lange die Luftmasse vor dem Austausch in der Stratosphäre verbracht hat, als auch die
Austauschposition, vor allem die geografische Breite, könnten von sehr großer Bedeutung
sein [Stohl et al. 2003]. Das bedeutet, dass man die Studie der Trajektorienübereinkünfte
mit Ozonsonden mit Fallstudien erweitern könnte, um neue Erkenntnisse zu gewinnen. Dies
wird im letzten Abschnitt, dem Ausblick, noch einmal aufgegriffen.

4.3. AUSBLICK 55
4.3 Ausblick
Einige Ergebnisse dieser Diplomarbeit bieten interessante Ansätze für weitere Forschung
auf dem in dieser Diplomarbeit bearbeiteten Gebiet. Dies soll im Ausblick kurz erläutert
werden.
Durch die jahreszeitliche Mittelung der Ozoneinträge ist es möglich, dass einzelne Monate
mit extrem hohen bzw. niedrigen Ozoneinträgen in die tropische Troposphäre nicht
aufgefallen sind. Die erstellte Klimatologie könnte dementsprechend Extremwerte enthalten,
die noch nicht genauer untersucht wurden. Im Zuge dieses Aspektes kann man darauf
hinweisen, dass die monatlichen Werte sehr gut für Vergleiche mit Ozonmesskampagnen geeignet
sind. Dies wurde anhand des Beispiels “Stratosphärische Ozoneinträge während des
indischen Monsuns“ deutlich. Des Weiteren könnte man existierende Modellfallstudien mit
den klimatologischen Ergebnissen in Extrem- oder Durchschnittsjahre einteilen.
Aufgrund der Veränderung der Modelle wäre es möglich, dass man die Ergebnisse dieser
Diplomarbeit mit dem neuen Modell erneut auswertet, um herauszustellen, inwiefern sich
die erhaltenen Ergebnisse durch die Erneuerungen verändern. Die Nachfolge des ERA40-
Reanalyse- Produkt des ECMWF ist ERAinterim. Erste Studien zeigen, dass die Daten
physikalisch sinnvoller und somit repräsentativer sind. Eine Veränderung, welche die Ergebnisse
dieser Arbeit beeinflussen könnten, ist die höhere Auflösung von T255L60 (ERA40:
T159L60).
Wie im vorigen Abschnitt schon angedeutet, könnte man aufgrund der Ergebnisse der
Trajektorienübereinkünfte mit Ozonsonden versuchen, mit detaillierten Fallstudien die Prozesse
weiter zu untersuchen. Es ist davon auszugehen, dass die Kriterien, die erfüllt werden
müssen, damit das Ereignis als Übereinkunft zählt, sehr sensitiv auf Veränderungen reagieren.
Die Frage, wie lange diese stratosphärischen Ozonwerte in der Troposphäre erhalten
bleiben, könnte man auf Grundlage dieser Studie vielleicht beantworten. Des Weiteren
wäre auch die Möglichkeit gegeben, mit dadurch Fehler in den Trajektorien und somit dem
ERA40- Reanalysedatensatz zu erkennen.
Fallstudien mit Hilfe von Rückwärtstrajektorien an auffällig hohen Werten in Ozonprofilen,
wie in Abschnitt 3.7 exemplarisch vorgestellt wurde, könnten weitere interessante
Ergebnisse liefern.

56 KAPITEL 4. ZUSAMMENFASSUNG, DISKUSSION UND AUSBLICK

Anhang A
Anhang
Auf den folgenden Seiten befinden sich Abbildungen die zum besseren Verständnis der Arbeit
beitragen sollen. Zur besseren Übersichtlichkeit werden diese im Appendix dargestellt und
in der Arbeit auf diesen Anhang verwiesen.
Die nächsten 4 Seiten zeigen die Klimatologien in den Einheiten Anzahl der STT -
Einträge pro Monat und prozentuale Häufigkeit der Einträge pro Monat.
• Saisonale Mittel der Trajektorieneinträge pro Monat für die Jahre 1979 - 2001
• Saisonale Mittel der prozentualen Häufigkeit der Trajektorieneinträge für die Jahre
1979 - 2001
Die Seiten danach zeigen ausgewählte Felder des ERA40 - Atlas. Hierbei wurde jeweils
die saisonalen Darstellungen gewählt. Folgende Felder sind jeweils auf einer Seite dargestellt:
• Horizontales Windfeld und Isotachen auf der 200 hPa - Druckfläche
• Geschwindigkeitspotential auf der 350K - Isentropenfläche der potentiellen Temperatur
• Totaler Niederschlag
57

58 ANHANG A. ANHANG
0 5 10 15 20 30 40 50 75 100 125 150 200 250 300 350 400 500 600 800 100012501500
Abbildung A.1: Saisonale Mittel der Trajektorieneinträge pro Monat für die Jahre 1979 -
2001. Links: Dezember/ Januar/ Februar, rechts: März/ April/ Mai.

59
0 5 10 15 20 30 40 50 75 100 125 150 200 250 300 350 400 500 600 800 100012501500
Abbildung A.2: Saisonale Mittel der Trajektorieneinträge pro Monat für die Jahre 1979 -
2001. Links: Juni/ Juli/ August, rechts: September/ Oktober/ November.

60 ANHANG A. ANHANG
0.0 0.025 0.05 0.075 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.25 1.5 1.75 2.0 3.0 5.0 7.0
Abbildung A.3: Saisonale Mittel der prozentualen Häufigkeit der Trajektorieneinträge für
die Jahre 1979 - 2001. Links: Dezember/ Januar/ Februar, rechts: März/ April/ Mai.

61
0.0 0.025 0.05 0.075 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0 1.25 1.5 1.75 2.0 3.0 5.0 7.0
Abbildung A.4: Saisonale Mittel der prozentualen Häufigkeit der Trajektorieneinträge für
die Jahre 1979 - 2001. Links: Juni/ Juli/ August, rechts: September/ Oktober/ November.

62 ANHANG A. ANHANG
Abbildung A.5: Windfelder [ m s
]und Isotachen auf der 200 hPa - Druckfläche. Von oben:
Dezember/ Januar/ Februar; März/ April/ Mai; Juni/ Juli/ August; September/ Oktober/
November.

Abbildung A.6: Geschwindigkeitspotential [10 6 m 2 s −1 ]auf der 350K - Isentropenfläche der
potentiellen Temperatur. Von oben: Dezember/ Januar/ Februar; März/ April/ Mai; Juni/
Juli/ August; September/ Oktober/ November.
63

64 ANHANG A. ANHANG
Abbildung A.7: Totaler Niederschlag [mm/day]. Von oben: Dezember/ Januar/ Februar;
März/ April/ Mai; Juni/ Juli/ August; September/ Oktober/ November.

Literaturverzeichnis
[Cane 1983] M. A. Cane, 1983: Oceanographic events during El Niño.
Science, 222, p. 1189 - 1194
[Borrmann 2005] S. Borrmann, 2005: Die physikalische Chemie der oberen Troposphäre
und unteren Stratosphäre.
Skript zur Vorlesung. Institut für Physik der Atmosphäre, Universität Mainz
[Cooper et al. 2005] O. R. Cooper, A. Stohl, G. Hübler, E. Y. Hsie, D. D. Parish,
A. F. Tuck, G. N. Kiladis, S. J. Oltmans, B. J. Johnson, M. Sharipo, J. L.
Moody and A. S. Lefohn, 2005: Direct transport of mitlatitude stratospheric ozone
into the lower troposphere and marine boundary layer of the tropical Pacific Ocean.
Journal of Geophysical Research, Vol. 110, D23310, doi: 10.1029/2005JD005783.
[ECMWF Newsletter 2004] ECMWF, 2004: ECMWF Newsletter No. 101 – Summer/Autumn
2004
[Glickman 2000] T. S. Glickman, 2000: Glossary of Meteorology, 2 nd edition.
American Meteorology Society, Boston, Massachusetts, U.S.A. and Allen Press
[Holton et al. 1995] J. R. Holton, P. H. Haynes, M. E. McIntyre, A. R. Douglass,
R. B. Rood, L. Pfister, 1995: Stratosphere - Troposphere Exchange.
Reviews of Geophysics, Vol. 33/4 , p. 403-439, paper number: 95RG02097
[IPCC 1995] Intergovernmental Panel on Climate Change, Climate Change 1994 -
Radiative Forcing of Climate Change and an Evaluation of the IPCC IS92 Emission
Scenarios. Cambridge University Press, New York, 1995.
[Jing et al. 2004] P. Jing, D. M. Cunnhold, H. J. Wang and E. - S. Yang, 2004:
Isentropic Cross - Tropopause Ozone Transport in the Northern Hemisphere.
Journal of the Atmospheric Science, Vol. 61, doi: 10.1175/1520-0469(2004)061
[Jonas 2007] M. Jonas, 2007: A 44-year Lagrangian Climatology of Stratosphere-
Troposphere Exchange based on the ERA40 data set.
Universtät Mainz, Dissertation in Vorbereitung
[ENSO - Lexikon] K. Baldenhofer: Das ENSO - Phänomen, Informationen zum ozeanisch
- atmosphärischen Phänomen El Niño / Southern Oscillation (Website, Stand:
65

66 LITERATURVERZEICHNIS
28.08.2007)
http://www.enso.info/enso-lexikon/lexikon.html#nni
[ERA-40 Atlas] P. Kållberg, P. Berrisford, B. Hoskins, A. Simmons, S. Uppala,
S. Lamy-Thépaut, and R. Hine, 2005: ERA-40 Atlas.
ECMWF ERA-40 Project Report Series No.19.
[KNMI Climate Explorer - Website] KNMI Website: Climate Explorer des
Königlich Niederländischen Meteorologischen Institutes (Stand: 15.12.2007)
http://climexp.knmi.nl/data/inino5.dat
[Krüger 2002] Kirstin Krüger, 2002: Untersuchung von Transportprozessen in der Stratosphäre:
Simulationen mit einem globalen Zirkulationsmodell. FU Berlin, Digitale Dissertation,
http://www.diss.fu-berlin.de/2002/247/ (Stand: 21.11.2007)
[Langford 1999] A. O. Langford, 1999: Stratosphere-troposphere exchange at the subtropical
jet: Contribution to the tropospheric ozone budget at midlatitudes.
Geophysical Research Letter Vol. 26, No. 16 , p. 2449 (1999GL900556)
[Logan 1999] J. A. Logan, 1999: An analysis of ozonesonde data for the troposphere:
Recommendations for testing 3-D models and development of a gridded climatology for
tropospheric ozone.
Journal of Geophysical Research, Vol. 104, p. 16115 - 16149
[Martin et al. 2000] R. V. Martin, D. J. Jacob, J. A. Logan, J. M. Ziemke and R.
Washington, 2000: Detection of a lightning influence on tropical tropospheric ozone.
Geophysical Research Letter Vol. 27, p. 1639 - 1642
[Reutter 2006] P. Reutter, 2006: Austausch zwischen Stratosphäre und Troposphäre in
der Umgebung von Zyklonen.
Unversität Mainz, Diplomarbeit
[Sauvage et al. 2006] B. Sauvage, V. Thouret, A. M. Thompson, J. C. Witte, J.-P.
Cammas, P. Nédélec and G. Athier, 2006: Enhanced view of the tropical Atlantic
ozone paradox and zonal wave one from the in situ MOZAIC and SHADOZ data.
Journal of Geophysical Research, Vol. 112, D11309, doi: 10.1029/2006JD008008.
[Sauvage et al. 2007] B. Sauvage, V. M. Randall, A. van Donkelaar and J.R. Ziemke,
2007: Quantification of the factors controlling tropical tropospheric ozone and the
South Atlantic maximum.
Journal of Geophysical Research, Vol. 112, D11309, doi: 10.1029/2006JD008008.
[Stohl et al. 2003] A. Stohl, P. Bonasoni, P. Cristofanelli, W. Collins, J. Feichter,
A. Frank, C. Forster, E. Gerasopoulos, H. Gäggeler, P. James, T. Kentarchos,
H. Kromp-Kolb, B. Krüger, C. Land, J. Meloen, A. Papayannis, A.
Priller, P. Seibert, M. Sprenger, G. J. Roelofs, H. E. Scheel, C. Schnabel,
P. Siegmund, L. Tobler, T. Trickl, H. Wernli, V. Wirth, P. Zanis, and C.

LITERATURVERZEICHNIS 67
Zerefos, 2003: Stratosphere-troposphere exchange: A review, and what we have learned
from STACCATO.
Journal of Geophysical Research, Vol. 108, D128516, doi:10.1029/2002JD002490.
[Takashima and Shiotani 2007] H. Takashima and M. Shiotani, 2007: Ozone variation
in the tropical tropopause layer as seen from ozonesonde data.
Journal of Geophysical Research, Vol. 112, D11123, doi: 10.1029/2006JD008322.
[Thompson et al. 2001] A. M. Thompson, J. C. Witte, R. D. Hudson, H. Guo, J. R.
Herman and M. Fujiwara, 2001: Tropical troposphere ozone and biomass burning.
Science, 291, p. 2128 - 2132
[Thompson et al. 2003a] A. M. Thompson, J. C. Witte, R. D. Mc Peters, S. J. Oltmans,
F. J. Schmidlin, J. A. Logan, M. Fujiwara, V. W. J. H. Kirchhoff, F.
Posny, G. J. R. Coetzee, B. Hoegger, S. Kawakami, T. Ogawa, B. J. Johnson,
H. Vömel and G. Labow, 2003: Southern Hemisphere Additional Ozonesondes
(SHADOZ) 1998-2000 tropical ozone climatology
1. Comparison with Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) and ground-based
measurements.
Journal of Geophysical Research, Vol. 108, NO. D2, 8238, doi:10.1029/2001JD000967.
[Thompson et al. 2003b] A. M. Thompson, J. C. Witte, S. J. Oltmans, F. J.
Schmidlin, J. A. Logan, M. Fujiwara, V. W. J. H. Kirchhoff, F. Posny,
G. J. R. Coetzee, B. Hoegger, S. Kawakami, T. Ogawa, J. P. F. Fortuin
and H. M. Kelder, 2003: Southern Hemisphere Additional Ozonesondes (SHADOZ)
1998-2000 tropical ozone climatology
2. Tropospheric variability and the zonal wave one.
Journal of Geophysical Research, Vol. 108, NO. D2, 8241, doi: 10.1029/2002JD002241.
[SHADOZ - Website] A. M. Thompson: Homepage SHADOZ Projekt (Stand: 12.07.2007)
http://croc.gsfc.nasa.gov/shadoz/
[Uppala et al. 2005] S. M. Uppala et al., 2005: The ERA-40 re-analysis.
Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Vol. 131, No. 162, pp. 2961-3012,
doi: 10.1256/qj.04.176.
[Wernli and Davies 1997] H. Wernli and H. C. Davies, 1997: A Lagrangian-based analysis
of extratropical cyclones. Part I: The method and some applications.
The Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Vol. 123 pages: 467-489.
[Wernli and Bourqui 2002] H. Wernli and M. Bourqui, 2002: A Lagrangian “1-year climatology“
of (deep) cross-tropopause exchange in the extratropical Northern Hemisphere.
Journal of Geophysical Research, Vol. 107, D2, doi: 10.1029/2001JD000812.
[Wernli 2005] H. Wernli, 2005: Dynamische Wettersysteme.
Skript zur Vorlesung. Institut für Physik der Atmosphäre, Universität Mainz

68 LITERATURVERZEICHNIS
[WMO 1986] World Meteorological Organisation, 1986: Atmospheric ozone 1985.
WMO 16, Geneva, Switzerland, 1986.
[Zachariasse et al. 2000] M. Zachariasse, P. F. J. van Velthoven, H. G. J. Smit,
J. Lelieveld, T. K. Mandal and H. Kelder, 2000: Influence of stratospherictropospheric
exchange on tropospheric ozone over the tropical Indian Ocean during
the winter monsoon.
Journal of Geophysical Research, Vol. 105, D12, pages: 15,403 - 15,416.
[Zachariasse et al. 2001] M. Zachariasse, H. G. J. Smit, P. F. J. van Velthoven and
H. Kelder, 2001: Cross-tropopause and interhemishperic transport into the tropical
free troposphere over Indian Ocean.
Journal of Geophysical Research, Vol. 106, D22, pages: 28,441 - 28,452.

Danksagung
An erster Stelle möchte ich Prof. Dr. Heini Wernli meinen Dank bekunden, der es mir
ermöglichte, unter seiner Betreuung dieses interessante Forschungsthema untersuchen zu
dürfen. Mit seiner stets motivierenden und sehr freundlichen Art, die einen in den richtigen
Momenten fordert und fördert, trug er in erheblichem Maße zum Gelingen dieser Arbeit bei.
Für die Arbeit der Erstellung des Trajektoriendatensatzes aus den ERA40- Reanalysen,
welcher in dieser Arbeit verwendetet wurde, möchte ich Dank sagen bei Markus Jonas. Bei
technischen Fragen, ob zu diesem Datensatz oder weiterführend waren, hatte er stets ein
offenes Ohr und eine Antwort parat.
Die Studie der stratosphärischen PV- Streamer, die in die Tropen eindringen und sehr
gut korrelieren mit meinen Ergebnissen wurde angefertigt von Luise Fröhlich. Für das Bereitund
Erstellen der Bilder zu ihrer Arbeit, die in dieser Diplomarbeit verwendetet wurden sowie
die sehr gute Zusammenarbeit, möchte ich meinen Dank aussprechen.
Matthias Zimmer und Philipp Reutter möchte ich danken für die hilfreichen Antworten
bei aufkommenden Fragen während der Erstellung von idl- und Fortranprogrammen. Besonders
in der Anfangszeit meiner Diplomarbeit war diese Unterstützung sehr wertvoll. Philipp
Reutter sei zusätzlich für das Korrekturlesen gedankt. Dieser Dank für die Lesebereitschaft
geht auch an Heiko Bozem und Luise Fröhlich.
Besonderer Dank gilt den Systemadministratoren Daniel Reinert und Stephan Pfahl
sowie zu Beginn meiner Arbeit Markus Jonas. Im Rahmen einer Diplomarbeit im Forschungsbereich
theoretische Meteorologie ist es zweifellos wichtig, dass die PC- Struktur
ohne gravierende Probleme funktioniert. Dies war während meiner Diplomarbeit zu jeder
Zeit gegeben.
Björn Brötz danke ich in hohem Maße für die sehr angenehme Atmosphäre in “unserem“
Arbeitszimmer. Bei Fragen aller Art versuchte er mir unterstützend unter die Arme zu greifen
und bei Gesprächen über alltägliche Probleme konnte man auch den nötigen Abstand
zur Diplomarbeit, der wichtig ist, herstellen. In diesem Punkt muss ich Esther Hohberger
zusätzlich erwähnen, die zum Ende meiner Arbeit das Büro zusätzlich mit Leben ausfüllte.
Natürlich dürfen in dieser Aufzählung die noch nicht namentlich erwähnten Mitglieder
der Arbeitsgruppe “Atmosphärische Strömungssysteme“ unter der Leitung von Prof. Dr.
Wernli, insbesondere Dr. Peter Knippertz und Dr. Jörg Trentmann, nicht fehlen. Sehr positiv
wirkten sich Gespräche und Gruppensitzungen auf das Gelingen dieser Arbeit aus.
Für den nötigen Ausgleich sorgten die stets lustigen Kaffeepausen im Aufenthaltsraum
des Instituts für Physik der Atmosphäre. Allen regelmäßige Anwesenden sei hiermit Dank
bekundet.
Zwei weiteren Personen möchte ich in ganz besonderem Maße danken. Sie haben mich
während meiner schulischen Ausbildung und des Studiums stets voll und ganz unterstützt.
Gerade am Anfang des Studium als sich aufgrund der Fachwahl Meteorologie ein wenig
Skepsis bei Ihnen breit machte. Dies war aber schnell vergessen als Sie sahen, dass mir das
Studium Freude machte und ich mit Begeisterung davon erzählte. Dafür danke ich meinen
Eltern von ganzem Herzen.
Zu guter Letzt gilt ein liebevoller Dank meiner Freundin Carolin Poppitz.

Erklärung
Hiermit versichere ich, dass ich die Arbeit eigenständig und nur unter Verwendung der
angegebenen Hilfsmittel und der im Literaturverzeichnis aufgeführten Quellen erstellt habe.
Lars Wiegand
Mainz, den 22. Januar 2008