mini|hochkant=1.3|Stratosphärische Aerosol­schicht als dünner, dunkler Streifen über dem Rand der Erde in der bläu­lichen Stratosphäre (einige Monate nach dem Vulkanausbruch des Hunga Tonga 2022) Stratosphärische Aerosole sind Suspensionen aus flüssigen und festen Partikeln in Luft mit einer Größe von einigen Nanometern bis zu einigen Mikrometern. Die Partikel befinden sich in einem erdumspannenden, permanent vorhandenen Bereich in der unteren Stratosphäre in einer Höhe von etwa 15 bis 25 Kilometern. Dieser Bereich wird als Junge-Schicht bezeichnet und ist nach dem deutschen Meteorologen Christian Junge benannt, der sie in den 1960er Jahren entdeckte.

Die stratosphärische Aerosolschicht entsteht durch diffusiven und Strömungstransport von Aerosolpartikeln und Vorläufergasen in die Stratosphäre. Die Aerosole in der Junge-Schicht bestehen überwiegend aus sehr kleinen Schwefelsäurepartikeln, ihre genaue Struktur ist jedoch komplizierter. Die Details ihrer Zusammensetzung und Partikelgrößenverteilung haben einen großen Einfluss auf wichtige Eigenschaften von Aerosolen, darunter die spektrale Abhängigkeit von Streuung und Absorption der Sonnenstrahlung.

Aerosole gehören zu den variabelsten Komponenten der Stratosphäre. In vulkanisch ruhigen Phasen stammt die Schwefelsäure vorwiegend aus der Oxidation von Schwefelverbindungen biologischen oder anthropogenen Ursprungs wie Carbonylsulfid, Schwefeldioxid und anderen schwefelhaltigen Gasen. Durch Vulkanausbrüche gelangen zusätzlich erhebliche Mengen von Schwefeldioxid und Schwefelwasserstoff in die Stratosphäre, wodurch sich die Masse der Aerosole um mehrere Größenordnungen ändern kann. Durch große Waldbrände sowie den Luftverkehr werden Aerosolpartikel wie Ruß in die Stratosphäre transportiert. Ein kleinerer Teil der Aerosole besteht aus mineralischen Bestandteilen extraterrestrischen Ursprungs, etwa von Meteoren oder Meteoriten.

Die stratosphärischen Aerosole spielen eine wichtige Rolle bei der Beeinflussung des Strahlungsantriebs und der chemischen Zusammensetzung der unteren Stratosphäre und haben dadurch einen Einfluss auf das Klima. Jedoch wird die Aerosolkonzentration und die Verweilzeit in der Stratosphäre durch vielfältige chemische und physikalische Prozesse sowie durch atmosphärischen Transport bestimmt. Für die Modellierung und Vorhersage des Klimawandels ist es daher notwendig, ihre variable räumlich-zeitliche Verteilung sowie ihre chemischen und physikalischen Eigenschaften zu berücksichtigen. Im Rahmen von Geoengineering-Projekten wie der stratosphärischen Aerosolinjektion könnten sie zur Beeinflussung des Klimas eingesetzt werden.

Geschichte Prähistorische Auswirkungen mini|Künstlerische Darstellung des Impakt­ereignisses an der Kreide-Paläogen-Grenze Der kühlende Effekt der stratosphärischen Aerosole, als Impakt- oder vulkanischer Winter bezeichnet, ist von vielen historischen und prähistorischen Vulkanausbrüchen beziehungsweise großen Impaktereignissen belegt. So setzte der Einschlag eines Asteroiden oder Kometen vor 66 Millionen Jahren an der Kreide-Paläogen-Grenze große Mengen schwefelhaltiger Gase frei, die in die Atmosphäre gelangten und dort zu Sulfataerosolen oxidiert wurden. Die Schätzungen der ausgestoßenen Schwefelmenge reichen von 30 bis 540 Milliarden Tonnen. Die Auswirkungen wurden durch verdampftes Gestein, Wasser, Ruß und Staub, die in die Atmosphäre gelangten, noch verstärkt. Simulationen in Klimamodellen ergaben, dass dies zu einem Impaktwinter führte, der eine globale Abkühlung der Erdoberfläche um 2 bis 8 °C für bis zu 13 Jahre verursachte und damit zum Aussterben der Dinosaurier beitrug.

Die Verdrängung des Neandertalers durch den anatomisch modernen Menschen wurde möglicherweise durch die kampanische Ignimbrit-Eruption der Phlegräischen Felder vor etwa 39.000 Jahren im Gebiet des heutigen Neapels beschleunigt. Die beim Ausbruch freigesetzte Menge an Schwefeldioxid wird auf 168 bis 178 Millionen Tonnen geschätzt. Die daraus entstandene stratosphärische Aerosolwolke könnte einen vulkanischen Winter mit einer Abkühlung von etwa 6 bis 9 °C in Osteuropa verursacht haben. Sedimentproben aus der Zeit nach dem Ausbruch zeigen eine stark reduzierte Pollenkonzentration. Dies ist ein Hinweis darauf, dass sich die Vegetation damals drastisch ausdünnte – vermutlich als Folge des abrupten Wechsels zu einem kühleren und trockeneren Klima.

Historische Beobachtungen mini|Luftbild­aufnahme der Mount-Okmok-Caldera mit einem Durch­messer von 9,3 Kilo­metern Stratosphärische Aerosole konnten erstmals Ende der 1950er Jahre nachgewiesen werden. Ihre klimatischen und optischen Auswirkungen wurden jedoch bereits in der Antike beschrieben, insbesondere nach großen Vulkanausbrüchen. Zudem lassen sich die klimatischen Effekte historischer Vulkanausbrüche unter anderem mithilfe von Eisbohrkernen und den Eigenschaften von Jahresringen – etwa der Ringdicke – sowie anhand historischer Schriftquellen rekonstruieren. So leitete der Ausbruch des Mount Okmok in Alaska im Jahr 43 v. Chr. eines der kältesten Jahrzehnte der letzten Jahrtausende ein. Der Strahlungsantrieb dieser Eruption führte zu Temperaturen, die nach Klimasimulationen im Mittelmeerraum bis zu 7 °C unter dem Normalwert lagen.

Die Klimaanomalie 536–550 wird auf den Ausbruch des Ilopango in El Salvador und eines Vulkans auf der Nordhalbkugel, möglicherweise in Island oder Nordamerika zurückgeführt. Die Temperaturen fielen im Sommer 536 um 1,5 bis 2,5 °C, was zu Missernten und Hungersnöten führte.

Auch von atmosphärischen optischen Phänomenen, die durch stratosphärische Aerosole verursacht wurden, wurde schon in der Antike berichtet, etwa von Vergil. Diese wurden oft als göttliche Vorzeichen angesehen. So soll sich 44 v. Chr. am Tag nach Cäsars Ermordung die Sonne verhüllt haben.

Wahrscheinlich handelte es sich dabei um einen von stratosphärischen Aerosolen verursachten Bishopschen Ring, einen etwa 10° breiten, rotbraunen Ring um die Sonne, den im Abstand von 20° bis 30° eine helle, bläulich-weiße Scheibe umschließt. Verantwortlich dafür war vermutlich ein Ausbruch des Ätna im selben Jahr.

Größere Vulkanausbrüche, etwa der Ausbruch des Tambora auf der indonesischen Insel Sumbawa im April 1815 oder der Ausbruch des Babuyan Claro im Jahr 1831, führten zu außergewöhnlichen atmosphärisch-optischen Effekten, insbesondere bei Sonnenauf- und -untergängen. Gemälde mit Szenen bei Sonnenuntergang aus jenen Zeiten, zum Beispiel von Caspar David Friedrich oder William Turner, zeigen oft einen intensiv orange-roten Himmel. Dies deutet auf eine hohe Konzentration stratosphärischer Aerosole hin.

Friedrichs Gemälde Greifswalder Hafen entstand etwa zwei Jahre nach dem Ausbruch des Tambora, Turners Gemälde Sunset von 1833 wird mit dem des Babuya Claro zwei Jahre zuvor in Verbindung gebracht. Es wurde teilweise versucht, aus der Farbkomposition Informationen über den Gehalt an Aerosolen in der Atmosphäre abzuleiten. Obwohl die Farbwahl der Künstler in jener Zeit wahrscheinlich durch die erhöhte stratosphärische Aerosolkonzentration beeinflusst waren, lassen sich daraus keine quantitativen Informationen dazu ableiten.

Nach dem Ausbruch des Krakatau 1883 gab es zahlreiche Beobachtungen von Sonnenuntergängen, bei denen der Abendhimmel nicht rötlich, sondern grünlich gefärbt war. Dieses Phänomen kann durch die anomale Streuung an stratosphärischen Sulfataerosolen erklärt werden. Dabei werden die blauen Komponenten des Sonnenlichts weniger stark gestreut als die roten, was zu einem grünen Farbeindruck führt. Voraussetzung dafür ist eine ausreichende Menge von stratosphärischen Sulfataerosolen mit einem Radius von 500 bis 700 Nanometern. Daher erlaubt das Auftreten grüner Sonnenuntergänge nach Vulkanausbrüchen Rückschlüsse auf die Eigenschaften der beteiligten Aerosolpartikel.

20. Jahrhundert mini|Purpurlicht über dem Arno in Florenz Paul Gruner und Heinrich Kleinert vermuteten 1927 aufgrund ihrer Beobachtung des Purpurlichts, das durch die Streuung von Sonnenlicht an Aerosolpartikeln während der Dämmerung entsteht, die Existenz einer stratosphärischen Aerosolschicht. Ihre Messungen zeigten, dass die Streuung durch Ozon während der Dämmerung nur eine untergeordnete Rolle spielte und offensichtlich nicht-gasförmige Partikel daran beteiligt waren.

Die Forschung zu stratosphärischen Aerosolen wurde bis in die 1950er Jahre vor allem durch das Interesse an der Einströmungsrate außerirdischer Meteore motiviert. Die Daten zahlreicher Wetterstationen zeigten eine gute Korrelation zwischen dem Auftreten von Meteorschauern, dem Erscheinen von leuchtenden Nachtwolken und einer erhöhten Niederschlagswahrscheinlichkeit etwa 30 Tage später. Diese Verzögerung wurde darauf zurückgeführt, dass die Partikel eine gewisse Zeit benötigten, um in die Atmosphäre einzudringen und dort durch Prozesse wie die Keimbildung die Wolkenbildung zu beeinflussen.

Erst der Start des sowjetischen Satelliten Sputnik 1 im Oktober 1957 führte zu einem verstärkten Interesse an der Erforschung der oberen Atmosphäre, um die dortigen Bedingungen für den Betrieb von Satelliten zu verstehen. Zudem führte die zunehmende Anzahl von oberirdischen Kernwaffentests zu Besorgnis über die Verbreitung von radioaktivem Material über die Stratosphäre.

Christian Junge begann im Jahr 1953 bei den Cambridge Research Laboratories der United States Air Force (AFCRL) mit der Erforschung der Stratosphäre. Die Air Force befürchtete zu jener Zeit, dass Mikrometeoriten eine Gefahr für Militärsatelliten darstellen könnten. Junge begann seine Untersuchungen mit der Analyse von Daten aus Stratosphären-Ballonflügen, die mit Impaktoren ausgestattet waren. Bereits die ersten in Sioux Falls, South Dakota, durchgeführten Messungen lieferten Hinweise auf die Existenz einer stratosphärischen Aerosolschicht. Jedoch wurden die ersten Proben durch die Aufnahme von Ammoniak in der Troposphäre verändert, was zu falschen Schlussfolgerungen hinsichtlich der Zusammensetzung der Aerosole führte. mini|USAF Lockheed U-2A beim Flug über dem Ozean (Anfang der 1960er Jahre) Spätere Flüge mit U-2-Flugzeugen in der Stratosphäre ermöglichten weitere Probenahmen, die eine Aerosolschicht in einer Höhe von etwa 20 Kilometern bestätigten. Die chemische Analyse der Proben zeigte, dass diese hauptsächlich aus wässriger Schwefelsäure bestanden. Das bedeutete, dass die Partikel terrestrischen Ursprungs sein mussten und nicht aus extraterrestrischem Material bestanden. Junge und Mitarbeiter entwickelten 1961 auch ein Klassifizierungssystem von stratosphärischen Aerosolen basierend auf dem Durchmesser und ihrer Herkunft.

In den 1960er Jahren wurde mit bodengestützten Lidar-Messungen der Überwachung der stratosphärischen Aerosole begonnen. Seit den 1970er Jahren wurden diese kontinuierlich durchgeführt. Auch wurden erste Computermodelle entwickelt, die die Auswirkungen der Aerosoldichte in der Stratosphäre auf die Rückstreuung und damit auf die globale Temperatur simulierten. Im Jahr 1971 begann die regelmäßige Messung der Größenverteilung von stratosphärischen Aerosolen mittels ballongetragener optischer Partikelzähler in Laramie, Wyoming. Mitte der 1970er Jahre entwickelte Michail Iwanowitsch Budyko die Idee des solaren Strahlungsmanagements mittel stratosphärischer Aerosolinjektion. Dazu sollte Schwefel in der Stratosphäre verbrannt werden.

Mit dem Start des Satelliten Nimbus-7 im Oktober 1978, der das Instrument Stratospheric Aerosol Measurement II (SAM II) an Bord hatte, begannen die weltraumgestützten Untersuchungen der stratosphärischen Aerosole. SAM II war ein Sonnenokkultations-Photometer, das entwickelt wurde, um eine Datenbank mit stratosphärischen Aerosoldaten für die Polarregionen zu erstellen. 1979 folgte der Start des Satelliten Stratospheric Aerosol and Gas Experiment (SAGE), mit dem Instrument SAGE I an Bord. Das Nachfolgeinstrument SAGE II war Teil des Earth Radiation Budget Satellite, der im Oktober 1984 gestartet wurde.

21. Jahrhundert