Zirkulationsänderungen wirken auch auf die Ozonschicht. W. Steinbrecht, H. Claude, P. Winkler

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1 42 DWD Klimastatusbericht 2002 Zirkulationsänderungen wirken auch auf die Ozonschicht W. Steinbrecht, H. Claude, P. Winkler Einfluss von Hoch- und Tiefdruckgebieten auf die Ozonschicht Bereits im letzten Jahrhundert konnte Dobson (1929) beobachten, dass troposphärische Hoch- und Tiefdrucksysteme sich auch auf die Ozonschicht der unteren Stratosphäre auswirken. Dobsons Messungen aus nur wenigen Jahren zeigten, dass das die Dicke der Ozonschicht (Gesamtozon) über einem Tiefdruckgebiet um 10 bis 20 Prozent größer ist, als über einem Hochdruckgebiet. Am einfachsten lässt sich die Änderung der Gesamtsäule durch Verschiebung des Ozonprofils mit der Tropopausenhöhe erklären (Reed, 1950). Dazu zeigt Abb. 1 mittlere Ozonprofile, die sich aus den 35-jährigen Hohenpeißenberger Ozonsondierungen ergeben. Im einen Fall wurden Situationen mit hoher Tropopause (Hochdruck), im anderen solche mit niedriger Tropopause (Tiefdruck), gemittelt (Steinbrecht et al., 1998). Die Tropopause wurde nach dem üblichen WMO Kriterium als die Höhe definiert, oberhalb der zum ersten Mal der Temperaturabfall über eine Schicht von 2 km Dicke schwächer als -2 K/km ausfällt. Es ist zu erkennen, dass beide Mittelprofile oberhalb von 25 km in etwa die gleichen Ozonwerte zeigen. In der unteren Stratosphäre befindet sich dagegen bei niedriger Tropopause, also über einem Tiefdruckgebiet, deutlich mehr Ozon. In Höhe der Tropopause sind die Konzentrationen in beiden Fällen vergleichbar. Die Ozongesamt- Abb. 1 Mittlere Ozonprofile für hohe Tropopause (zwischen 11.5 und 12.5 km, rund 200 Fälle) und niedrige Tropopause (zwischen 8.5 und 9.5 km, rund 100 Fälle) für Hohenpeißenberg und für die Monate Dezember, Januar und Februar. Links sind die Mittelprofile des Ozonmischungsverhältnisses gezeigt. Sie geben an, wie viele Ozonmoleküle sich pro Luftmolekül in einer bestimmten Höhe befinden. 1 ppmv bedeutet, dass sich unter 10 6 Luftmolekülen 1 Ozonmolekül befindet. Bei Auf- und Abbewegungen bleibt das Mischungsverhältnis erhalten, da Ozon und Luft in gleichem Masse komprimiert oder expandiert werden. Rechts ist das Konzentrationsprofil dargestellt. Es gibt an, wie viele Ozonmoleküle sich in einem Kubikmeter befinden. Bei Absinken wird Luft komprimiert, dann finden sich mehr Ozonmoleküle im gleichen Volumen. Die Konzentration nimmt zu. Bei Aufsteigen ist es umgekehrt. Die eingefärbten Flächen unter den Konzentrationsprofilen entsprechen der Gesamtozonsäule. Bei niedriger Tropopause erhöht sich das Gesamtozon um die blau eingefärbte Fläche.

2 Klimastatusbericht 2002 DWD 43 säule entspricht der eingefärbten Fläche unter den Konzentrationsprofilen. Offensichtlich ist diese Fläche, und damit die Ozonsäule, bei niedriger Tropopause um den blau eingefärbten Bereich erhöht. Als Faustregel entspricht ein Kilometer Tropopausenverschiebung einer Gesamtozonänderung von /m 2 oder 17 Dobson-Einheiten (DU). Vertikaltransporte verschieben das Ozonprofil Welcher Mechanismus steckt hinter diesen Verschiebungen? Zum einen muss man beachten, dass Ozon unterhalb von 20 km Höhe, aber oberhalb der Tropopause, chemisch nur sehr langsam produziert und abgebaut wird. Seine photochemische Lebensdauer liegt im Bereich von Monaten bis Jahren (Ausnahme polares Ozonloch). Im wesentlichen bestimmen daher Transportvorgänge das Ozonmischungsverhältnis in der unteren Stratosphäre. Wie in Abb. 2 schematisch dargestellt, sinkt in einem troposphärischen Hochdruckgebiet die Luft großräumig ab, während sie im Tiefdruckgebiet großräumig aufsteigt. In der unteren Stratosphäre sind die Vertikaltransporte genau entgegengesetzt. Über einem troposphärischen Hoch steigt in der Stratosphäre ozonarme Luft nach oben, während bei einem troposphärischen Tief ozonreiche Luft absinkt. Dementsprechend verschiebt sich das Mischungsverhältnisprofil, wie in Abb.1 (links) deutlich zu sehen. Wegen der exponentiellen Abnahme der Luftdichte mit der Höhe verstärken sich diese Unterschiede beim Konzentrationsprofil (Abb. 1, rechts), mit erheblichen Auswirkungen auf das Gesamtozon. Außerdem führen die Vertikalbewegungen zu adiabatischer Abkühlung der unteren Stratosphäre über einem troposphärischen Hochdruckgebiet und zu Erwärmung über einem Tiefdrukkgebiet. Die entgegengesetzten Bewegungen in der Troposphäre führen dort zu Erwärmung, bzw. Abkühlung. Diese Gegenläufigkeit von troposphärischer und stratosphärischer Temperatur ist unter dem Namen Stratosphä- Abb. 2 Schematische Darstellung der vertikalen und horizontalen Querzirkulation in der Troposphäre und unteren Stratosphäre für troposphärisches Tief- und Hochdruckgebiet. Die Lage der Tropopause ist ebenfalls dargestellt. Absinken ist durch rote, Aufsteigen durch blaue Pfeile gekennzeichnet. Nach Faust (1968). ren-troposphären Kompensation schon seit vielen Jahren bekannt. Neben diesen Vertikalbewegungen spielen auch horizontale Transporte eine Rolle, wodurch sich im Einzelfall Abweichungen von diesem Grundschema ergeben können.

3 44 DWD Klimastatusbericht 2002 Abb. 3 Hohenpeißenberger Februar Monatsmittel des Gesamtozons, sowie Abweichung von Tropopausenhöhe und Temperatur in 5 km Höhe vom vieljährigen Mittel. Bedeutung für Schwankungen von Jahr zu Jahr und für Trends Während die oben geschilderten Zusammenhänge für Phänomene auf der Zeitskala von einigen Tagen seit langem bekannt sind, wurde erst vor wenigen Jahren gezeigt, dass sie auch bei Veränderungen von einem Jahr zum anderen und bei langfristigen Trends eine wichtige Rolle spielen. Hierzu zeigt Abb.3 die Zeitreihen von Gesamtozon, Tropopausenhöhe und Temperatur in 5 km Höhe, wie sie sich aus den Februar Monatsmitteln der Hohenpeißenberger Ozonsondierungen ergeben. Deutlich ist die langfristige Abnahme des Gesamtozons und die Zunahme von troposphärischer Temperatur und Tropopausenhöhe erkennbar. Diesen Trends sind erhebliche Schwankungen von einem Jahr zum anderen überlagert. Dabei gehen Ausschläge von troposphärischer Temperatur und Tropopausenhöhe in der Regel in die gleiche Richtung. Ausschläge des Gesamtozons sind entgegengesetzt. Ein besonders markantes Beispiel sind die starken Ausschläge der Jahre 1998 (antizyklonal geprägter, sehr warmer Februar, hohe Tropopause, wenig Gesamtozon) und 1999 (zyklonal geprägter, kalter, schneereicher Februar, niedrige Tropopause, hohes Gesamtozon). Offenbar gelten die oben beschriebenen Zusammenhänge auch für Variationen auf der Zeitskala von Jahren und Jahrzehnten. Die langfristige Zunahme der Tropopausenhöhe (um rund 450 m in 30 Jahren), die mit der ebenfalls beobachteten Erwärmung der Troposphäre (um rund 3 K in 30 Jahren) einhergeht, trägt demnach mit etwa einem Drittel zur langfristigen Ozonabnahme bei (Steinbrecht et al., 1998). Hier gibt es offenbar einen engen Zusammenhang zwischen troposphärischer Klimaänderung und stratosphärischem Ozonverlust. Zusammenhang mit der großräumigen Zirkulation Es liegt nahe zu vermuten, dass Änderungen der Zirkulation bei den beobachteten Schwankungen und langfristigen Veränderungen eine wichtige Rolle spielen. Als vereinfachte Beschreibung der großräumigen Zirkulation kann man Zirkulationsindizes verwenden (NOAA-CPC, 2002; Thompson, 2002). In der Tat zeigen Zeitreihen solcher Indizes (Abb. 4, oben) hohe Verwandtschaft mit Gesamtozon, 5 km Temperatur

4 Klimastatusbericht 2002 DWD 45 oder Tropopausenhöhe über dem Hohenpeißenberg (Abb. 4, unten). Beide Indizes beschreiben die Stärke der troposphärischen Westwindzirkulation über dem Atlantik. Die wirkt sich natürlich auf troposphärische Temperatur, Tropopausenhöhe und damit auch auf das Ozon über dem Hohenpeißenberg aus. Abb. 5 zeigt Karten des Polar-Eurasia Musters und der Arctic Oscillation (AO), welche den Index-Zeitreihen von Abb. 4 zugrunde liegen. Die Ähnlichkeit zwischen beiden Mustern ist deutlich. Beide zeichnen sich durch eine Tiefdruckanomalie im Bereich von Grönland und der nördlich liegenden Arktis aus, gekoppelt mit zwei Hochdruckanomalien über Süd/-Mitteleuropa und über Nord-Japan. Unterschiede zwischen beiden Mustern bestehen in Lage und Ausprägung der Hochdruckanomalien. Abb. 4 Zeitreihen zweier Zirkulationsindizes (oben, Mitte) und die bereits in Abb. 3 gezeigten Abweichungen von Temperatur, Tropopausenhöhe und Gesamtozon über dem Hohenpeißenberg (unten). Die Gesamtozonskala ist invertiert. Abb. 5 Links: Karte der Höhenabweichung des 700 hpa Geopotentialfeldes für die positive Phase des Polar-Eurasia Musters. Negative Abweichungen sind blau (-25, -50 gpm), positive gelb/rot (+25, +50, +75 gpm) gekennzeichnet (NOAA-CPC, 2002). Rechts: Karte der Höhenabweichung des 1000 hpa Geopotentialfeldes für die positive Phase der Arctic Oscillation. Negative Abweichungen sind blau (-5, - 10 gpm,...), positive Abweichungen gelb/rot (+5, +10 gpm,...) gekennzeichnet (Thompson, 2002).

5 46 DWD Klimastatusbericht 2002 Zirkulationsindizes: Zirkulationsindizes geben die Ausprägungsstärke wichtiger Grundmuster der atmosphärischen Zirkulation an. Diese Grundmuster werden oft auch als Zirkulationsmoden oder Telekonnektionen bezeichnet. Sie werden durch Hauptkomponentenzerlegung (Rotated Principal Component Analysis = RPCA) aus über viele Jahre vorliegenden globalen Geopotential- oder Druckfeldern (Wetterkarten) bestimmt. Die RPCA bestimmt Muster (Eigenvektoren), welche einen möglichst großen Teil der beobachteten Varianz beschreiben. Sind die Grundmuster einmal bestimmt, so läßt sich das Geopotential- oder Druckfeld (die Wetterkarte) eines bestimmten Monats oder Tages als Linearkombination dieser Grundmuster bestimmen. Der Koeffizient eines jeden Grundmusters gibt an, wie stark das Muster zum Gesamtfeld (der Wetterkarte) eines Monats oder Tages beiträgt. Zeitreihen der Koeffizienten, wie in Abb. 4 dargestellt, geben dann eine stark komprimierte Darstellung der Entwicklung der großräumigen Zirkulation. Durch die gezielte Auswahl der Grundmuster enthält diese komprimierte Darstellung aber doch die meisten wesentlichen Informationen. Bei der AO sind die Hochdruckgebiete erheblich weiter ausgedehnt, das Europäische Hochdruckgebiet ist weit nach Westen auf den Atlantik verschoben, das Japanische Hochdruckgebiet weit nach Osten über den Pazifik. Trotzdem verlief die historische Entwicklung der Indexstärke beider Muster recht ähnlich, wie oben in Abb. 4 zu sehen. Die AO gilt allerdings als das umfassendere, für die Nordhalbkugel insgesamt bedeutendere Muster (z.b. Hartmann et al., 2000). Beiden Mustern verwandt ist die besser bekannte Nord-Atlantik-Oszillation, die aber hier nicht weiter verwendet wird. Deren Stärke wird in der Regel durch den Druckunterschied zwischen Island-Tief und Azoren-Hoch beschrieben. Diese Tief- und Hochdruckgebiete haben großen Einfluss auf das Wetter in Mitteleuropa, wie man aus den täglichen Wetterberichten weiß. Ein hoher AO- oder Polar-Eurasia Index bedeutet im Winter verstärkten Transport warmer Atlantikluft nach Mitteleuropa, und damit hohe Temperaturen und hohe Tropopausen (Hartmann et al., 2000). In Abb. 4 sieht man diesen Zusammenhang zwischen den Indexzeitreihen und Temperatur oder Tropopausenhöhe über Hohenpeißenberg. Insbesondere hängen auch die langfristigen Zunahmen dieser Parameter zusammen. So konnten Thompson et al. (2000) zeigen, dass ein großer Teil der über Mitteleuropa beobachteten Klimaänderung mit langfristigen Änderungen im AO Index zusammenfallen. Eine Besonderheit beider Zirkulationsmuster ist, dass sie vom Boden bis in die Stratosphäre reichen (Hartmann et al., 2000; Perlwitz und Graf, 2001): Ein ausgeprägtes Island-Tief fällt signifikant häufig auch mit einem ausgeprägten stratosphärischen Polarwirbel zusammen. Möglicherweise von Bedeutung für die Wettervorhersage ist, dass deswegen das AO Signal häufig in der Stratosphäre (z.b. in 10 hpa = 30 km) beginnt und nach 10 bis 50 Tagen bis in die untere Troposphäre wandert (Baldwin und Dunkerton, 2001). Klimamodelle zeigen, dass die beobachtete langfristige Verstärkung der AO mit der Zunahme der Treibhausgase zusammenhängen dürfte. Neben den Meeresoberflächentemperaturen spielen auch stratosphärische Prozesse (Ozonabbau, obere Randbedingung für Ausbreitung planetarer Wel-

6 Klimastatusbericht 2002 DWD 47 len) eine Rolle (Hartmann et al., 2000; Gillet et al., 2002). Vieles deutet darauf hin, dass Klimaveränderung im Winter über Mitteleuropa sich vor allem in Form einer Verstärkung der AO, bzw. des Polar-Eurasia Musters, zeigt. Abschätzung der Einflüsse auf Gesamtozon und troposphärische Temperatur Die AO, bzw. verwandte Zirkulationsmuster, wirken sich auch beim stratosphärischen Ozon aus. Appenzeller et al. (2000) zeigten, dass Unterschiede zwischen den vieljährigen Gesamtozon-Messreihen von Arosa und Reykjavik verschwinden, wenn man die gegensätzlichen Auswirkungen der Nord-Atlantik-Oszillation auf beide Messreihen berücksichtigt. Steinbrecht et al. (2001) wiesen nach, dass sich die Hohenpeißenberger Gesamtozonreihe wesentlich besser beschreiben lässt, wenn man den Einfluss troposphärischer Zirkulationsmuster berücksichtigt. Dies soll hier noch einmal kurz vorgestellt werden. In einem grob vereinfachenden Ansatz wird die Gesamtozonzeitreihe O 3 als Linearkombination verschiedener, a priori vorausgesetzter Prädiktorenzeitreihen dargestellt (WMO, 1999): O 3 = j*lin._trend + f*solar_cyle + a*strat._aerosol + q 10 *QBO 10mb + q 30 *QBO 30mb Σp i *Zirkulationsindex i + Rest Die Koeffizienten j, f, a, q 10,... lassen sich durch lineare Regression ermitteln. Der lineare Trend beschreibt Ozonabbau in Folge der in etwa linear zunehmenden stratosphärischen Chlorbelastung. Weitere Terme stehen für Einflüsse des 11-jährigen Zyklus der Sonnenaktivität, der stratosphärischen Aerosolbelastung nach Vulkanausbrüchen, sowie der quasi-zweijährigen Oszillation der stratosphärischen Winde (QBO), welche den Transport von Ozon und anderen Spurengasen moduliert. Einflüsse der Zirkulation werden durch Zirkulationsindizes, hier durch die Polar-Eurasia, Ost-Atlantik und West-Pazifik Indizes des NOAA-CPC dargestellt. Wie das Polar-Eurasia Muster, beschreiben auch die letzteren beiden Muster Teilaspekte der übergeordneten AO. Das Ost-Atlantik Muster beschreibt vor allem die vom Polar-Eurasia Pattern nicht erfasste Ausprägung von Hochdruck über dem Mittleren Atlantik (vgl. Abb. 5), gekoppelt mit Tiefdruck über dem Nordatlantik. Das West Pazifik Muster beschreibt ähnlich gekoppelte Hoch- und Tiefdruckgebiete im westlichen Pazifik. Es hat wohl vor allem deshalb einen statistisch signifikanten Einfluss auf das Gesamtozon über Hohenpeißenberg, weil es die Ausprägung des Aleuten-Hochs beschreibt, das von großer Bedeutung für die Lage des stratosphärischen Polarwirbels ist und daher auch mit dem Ozon über Mitteleuropa zusammenhängt. (Karten siehe NOAA-CPC, 2002). Man könnte auch ausschließlich den AO-Index verwenden, allerdings mit etwas schlechterem Gesamtergebnis. In der Regel sind die Prädiktorenzeitreihen nur wenig korreliert (statistisch unabhängig, bzw. orthogonal) und das Verfahren liefert eine wohldefinierte Lösung. Sinnvollerweise belässt man nur die statistisch signifikanten Einflussterme in der Gleichung (mehr als 90% Wahrscheinlichkeit). Das Verfahren ist zwar grob, liefert aber dennoch eine gute Abschätzung der verschiedenen Einflüsse. Physikalisch besser begründete Ergebnisse lassen sich nur mit hochkomplexen, aufwändigen, zwei- und dreidimensionalen, vieljährigen Klima-Chemie Modellrechnungen erreichen.

7 48 DWD Klimastatusbericht 2002 Abb. 6 Links: Gemessenes und aus Prädiktoren rekonstruiertes Gesamtozon über Hohenpeißenberg (Oben). Darunter: Meteorologisch bedingte Ozonschwankungen (durch Zirkulationsindizes beschrieben). Beiträge von QBO und stratosphärischer Aerosolbelastung, sowie des 11-jährigen Sonnenzyklus und eines linearen ("chemischen") Trends. Rechts: Ergebnisse desselben Verfahrens, aber für Temperatur in 5 km Höhe über Hohenpeißenberg. Hier liefern stratosphärisches Aerosol, Sonnenzyklus und linearer Trend keine statistisch signifikanten Beiträge und sind deswegen nicht dargestellt. Wie im linken oberen Teil von Abb. 6 zu sehen, liefert die lineare Regression eine recht brauchbare Annäherung an die gemessenen Gesamtozonwerte. Darunter sind die Zeitreihen der einzelnen Einflussterme dargestellt. Meteorologisch bedingte Ozonschwankungen, vor allem im Zusammenhang mit dem Polar-Eurasia Index, liefern mit ±45 DU den weitaus größten Beitrag zur Ozonvariabilität. Langfristige meteorologische Änderungen, also Trends in den Zirkulationsindizes, tragen einen Teil zum beobachteten Gesamtozontrend bei, rund 20 DU von insgesamt 70 DU Abnahme. Der größte Teil der Gesamtozonabnahme, rund 50 DU, ist aber auf chemischen Abbau durch anthropogenes Chlor zurückzuführen (unterer Teil der Abbildung). Daneben gibt es periodische Ozonveränderungen im Bereich von ±10 bis ±20 DU durch QBO und 11-jahrigen Sonnenzyklus, sowie sporadisch erheblichen Ozonabbau nach den Vulkanausbrüchen von El-Chichon (1982) und Pinatubo (1991).

8 Klimastatusbericht 2002 DWD 49 Im rechten Teil von Abb. 6 sind analoge Ergebnisse für die Temperatur in 5 km Höhe über Hohenpeißenberg dargestellt. Auch hier liefert die Regression eine sehr brauchbare Beschreibung der gemessenen Zeitreihe. Der erklärte Varianzanteil ist allerdings mit 59% nicht ganz so groß wie beim Gesamtozon, wo 81% der Varianz erklärt werden. Das liegt wohl daran, dass kleinräumige Wettersysteme, die mit den großräumigen Zirkulationsindizes nicht erfasst werden, sich stärker auf die 5 km Temperatur auswirken, als auf die Ozonschicht in der unteren Stratosphäre. Bekanntlich nimmt der Einfluss kleinräumiger Wettersysteme in der Stratosphäre wesentlich rascher mit der Höhe ab, als bei großräumigen Systemen (Andrews et al., 1987). Noch ausgeprägter als beim Ozon liefern hier die Zirkulationsindizes, vor allem der Polar- Eurasia Index, praktisch den gesamten Beitrag zur Varianz. Ein geringer, aber signifikanter Beitrag kommt offenbar auch von der QBO mit Temperaturschwankungen um ±1 K (siehe auch Coughlin und Tung, 2001). Die troposphärischen QBO-Temperaturschwankungen sind den QBO-Gesamtozonschwankungen wie üblich entgegengesetzt. Bemerkenswerterweise tritt bei der Temperatur kein signifikanter eigenständiger linearer Trendterm auf. Das bedeutet, dass die beobachtete deutliche Erwärmung fast vollständig mit dem Trend der Zirkulationsindizes, vor allem des Polar-Eurasia Index, einhergeht. Schlussfolgerung Die troposphärische Zirkulation hat großen Einfluss auf Ozonveränderungen auf allen Zeitskalen. Insbesondere wirkt troposphärische Klimaveränderung auch auf die Ozonschicht und damit auf die Stratosphäre. Zirkulationsindizes können Änderungen der Zirkulation und ihre Auswirkungen auf Temperatur, Tropopausenhöhe und Ozon über Mitteleuropa gut beschreiben. In der freien Troposphäre über Mitteleuropa ist es im Februar seit Ende der 60er Jahre um 3 K wärmer geworden und die Tropopause ist um 450 m nach oben gewandert. Diese Änderungen gehen mit Änderungen der Zirkulation, nämlich einer stärkeren Ausprägung der Arctic Oscillation, des Polar-Eurasia Musters, der Nord-Atlantik-Oszillation, oder verwandter Muster einher (Thompson et al., 2000, Hartmann et al., 2000). Sie tragen mit rund einem Drittel zur langfristigen Ozonabnahme über Mitteleuropa bei. Ähnliche Aussagen gelten aber auch für andere Monate, im Sommer mit etwas anderen Zirkulationsmustern (Steinbrecht und Winkler, 2000). Ozonabnahme und Zirkulationsänderungen führen zu einer Abkühlung der unteren Stratosphäre. Diese stratosphärischen Änderungen wirken in die Troposphäre zurück, weil es sich bei der Arctic Oscillation um eine troposphärischstratosphärisch gekoppelte Zirkulationsmode handelt. Es gibt einen engen, rückgekoppelten, wahrscheinlich nichtlinearen Zusammenhang zwischen Klimaänderung, Treibhauseffekt und stratosphärischem Ozonabbau.

9 50 DWD Klimastatusbericht 2002 Literatur Andrews, D.G., Holton, J.R. und Leovy, C.B. (1987): Middle Atmosphere Dynamics, Academic Press, San Diego u. New York, 489 S. Appenzeller, C., A.K. Weiss und Stähelin, J. (2000): North Atlantic Oscillation modulates total ozone winter trends, Geophys. Res. Lett., 27, Baldwin, M.P. und Dunkerton, T.J. (2001): Stratospheric Harbingers of Anomalous Weather Regimes. Science, 294, Coughlin, K., und Tung, K.-K. (2001): QBO Signal found at the Extratropical Surface through Northern Annular Modes. Geophys. Res. Lett., 28, Dobson, G.M.B., Harrison, D.N. und Lawrence J.(1929): Measurements of the amount of ozone in the earth s atmosphere and its relation to other geophysical conditions, Proc. Roy. Soc. London A, 122, Faust, H. (1968): Der Aufbau der Erdatmosphäre, Vieweg Verlag, Braunschweig, 338 S. Gillett, N.P., Allen, M.R., McDonald, R.E., Senior, C.A., Shindell, D.T., und Schmidt, G.A. (2002): How linear is the Arctic Oscillation response to greenhouse gases? J. Geophys.Res., 107, D3 ACL 1, /2001JD Hartmann, D.L., Wallace, J.M., Limpasuvan, V., Thompson, D.W.J. und Holton, J.R. (2000): Can Ozone Depletion and Greenhouse Warming Interact to Produce Rapid Climate Change? Proc. Nat. Acad. Sci., 97, , oder (Dezember 2002). NOAA-CPC (2002): NOAA Climate Prediction Center. Northern Hemisphere Teleconnection Patterns (Dezember 2002). Perlwitz, J. und Graf, H.-F. (2001): Troposphere-stratosphere dynamic coupling under strong and weak polar vortex conditions. Geophys. Res. Lett., 28, Reed, R.J. (1950): The role of vertical motions in ozone-weather relationship, J. Meteor., 7, , Steinbrecht, W., Claude, H., Köhler, U. und Hoinka, K.P. (1998): Correlations between tropopause height und total ozone: Implications for longterm changes, J. Geophys. Res., 103, 19,183-19,192. Steinbrecht, W. und Winkler, P. (2000): Untersuchung der Zusammenhänge zwischen Ozon und Temperatur in der Stratosphäre, Ber. d. Dtsch. Wetterdienstes 210, Offenbach a. M., 67 S. Steinbrecht, W., Claude, H., Köhler, U. und Winkler, P. (2001): Interannual Changes of Total Ozone and Northern Hemisphere Circulation Patterns, Geophys. Res. Lett., 28, Thompson, D.W.J., Wallace, J.M. und Hegerl, G.C. (2000): Annular modes in the extratropical circulation. Part II: Trends, J. Clim., 13, Thompson, D.W.J. (2002): Annular Modes Website. (Dezember 2002). World Meteorological Organization (WMO) (1999): Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1998, Rep. No. 44, Global Ozone Research und Monitoring Project, Genf.