V11.1 Experiment N: Der erste Versuch
VII.2 Experiment NF: Arktische Flüss
VII.2.1 Einbau arktischer Flüss in das Modell
Arktische Flusse mit einem jährliche Siiflwasserabfluss von übe 30 km3 sollen im vorliegenden Modell neben den in Abschnitt VII.l.2 beschriebenen atlantischen Flüsse explizit, berücksichtig werden. Abb. VII.12 zeigt die geografische Lage der arktischen Flüss und ihre jeweilige Abflussrate. Die Herkunft der Daten ist Tab.
VII.2 zu entnehmen.
Abb. VII.12: Geografischer uherhlick übe die im Modell implementierten arktischen Flüss mit ihrer jeweiligen Abflussrate (in km3/a).
Wie im Fall der atlantischen Flüss stammen die vom GRDC bereitgestellten Abflussdaten von den jeweils inündungsnaheste hydrometrischen Stationen (Tab.
VII.2). Die Zeiträum der v e r f ~ g b ~ r e n Daten sind auch fü die a,rktischen Flüss sehr unterschiedlich. Zum Einbau des Flusswassereintrags in das vorliegende Modell werden monatliche Mittelwerte fü jeden Fluss übe den jeweils verfügbare Daten- zeitraum e r r e ~ h n e t . ~ Ein 'typischer' Jahresgang des Abflusses wird somit fü den Modellantrieb erstellt. Die Flusse Khatanga, Pjassina und Taimyra (keine kontinu- ierlichen hydrometrischen Messungen) sind bislang nicht in den Datenbanken des GRDC vorhanden. Der monatliche Sü§wassereintr der Flüss Taimyra und Pjas- sina wird deshalb dem Atlas von T'eshnikov (1985) entnommen, währen Daten fü den Fluss Khatanga von Becker (1995) übernomme werden.
Abb. VII. 13 zeigt Abflussdiagramme der 14 implementierten arktischen Flüsse von denen einige zu den grÖi3te der Welt zählen So betr5gt der Eintrag der "vier
^ur 'vollständige Jahre (d.h. Jahre ohne Datenlücken werden in die Rechnungen einbezogen.
EXPERIMENT N F : ARKTISCHE FLUSSE rer Abflussdaten. Die Datensätz sind innerhalb der angegebenen Zeiträum teilweise lückenhaft Anmerkungen zur Datenqualitä finden sich i n G R D C (1 995).
GroBen" (Mackenzie, Lena, Jenissei und Ob) rund 1800 km3Ia bei einem Einzugs- gebiet von insgesamt 107 km2. Allen arktischen Flüsse gemein ist ein ausgeprägte Jahresgang. Währen sich der winterliche Ausstrom auf ein Minimum reduziert (kleinere Flüss könne sogar vollstä.ndi zufrieren), werden im arktischen Sommer (Mai-Juli) nach der Frühjahrsschmelz Maximalwerte erreicht. Wie Abb. VII.13 zeigt, findet bei allen sibirischen Flüsse östlic von 90'0 mehr als 85% des Jahres- gesaintausstroms in den Monaten Mai-September statt. Mit höhere winterlichen Abflusswerten ist der Jahresgang der westsibirischen und o s t e ~ r o p ~ i s c h e n Flüss et- was weniger stark ausgeprägt Plitkin (1978) führ dies auf das weniger kontinentale Klima und die verä,ndert Rolle der Böde fü die Hydrologie zurück Hinzu kommt, dass die GrÖf3 der Einzugsgebiete der west,sibirischen Flüss Ob und Jenissei4 den Abfluss reguliert. Ähnliche gilt auch fü den kanadischen Mackenzie, dessen Abfluss zudem durch die gro§e Seen (GroBer Bärensee Gro§e Sklavensee, Athabascasee), die ihn speisen, reguliert wird. Der Bau von Staudämme seit den 50er Jahren ( 0 . F. Vasiliev 1997, pers. Mitteilung) ha,t den Ja.hresgang sibirischer Flüss nur ge-
"Das Einzugsgebiet, des Ob reicht bis 46ON in den Süden
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Abb. VII.13: Monatliche Werte des Süj3wassereintrag der i m Modell im- plementierten arktischen Flüss gemittelt übe den jeweils angegebenen Zeit- raum. Die schmalen Balken zeigen die Standardabweichung des Abflusses fü den jeweiligen Monat an. Interannuelle Variabilitä ist definiert als der Quo- tient aus Standardabweichung und Mittelwert und als Prozentwert an den ent- sprechenden Balken geschrieben. Ferner ist der Abfluss i n den Monaten Mai bis September i m Verhältni z u m jährliche Gesamteintrag angegeben. Nur vollständig Jahre (d.h. Jahre ohne Datenliicken) wurden i n die Statistik ein- bezogen.
EXPERIMENT NF: ARKTISCHE FLUSSE
mean monthly Lena river discharge
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Abb. VII.13: Fortsetzung.
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Abb. VII.13: Fortsetzunq.
112 EXPERIMENT N F : ARKTISCHE FLUSSE ringfügi modifiziert (Becker 1995). Insgesamt ist der Einfluss des Menschen auf die Dynamik .wktischer Flüss noch immer gering (Vuglinsky 1997; Shiklomanov et al. 2000). Hinsichtlich der Variabilitä des kontinentalen Abflusses übe länger Zeitraume sei auf die Arbeiten von Cattle (1985), Becker (1995), Shikloinanov e t al.
(2000) und Peterson et al. (2002) verwiesen.
Neben dem Eintrag von Sü§wass bringen arktische Flüss auch Wärm ins Nordpolarmeer. Genaue Zahlen hierzu sind nicht bekannt, es kann aber davon aus- gegangen werden, dass die Warmezufuhr fü die groflskalige Dynamik von Ozean und Meereis keine Rolle spielt. Der Wärmeeintra grofler Flüss beschleunigt le- diglich die Frühjahrsschinelz des Eises im Mündungsbereic (Bareiss et al. 1999).
Dennoch soll im vorliegenden Modell dem Wasser arktischer Flüss beim Einstrom in den Ozean eine Temperatur gema (IV.22) zugeschrieben werden: Von (Mitte) Oktober bis (Mitte) Mai wird die Temperatur des Flusswassers a,uf den Gefrierpunkt (O°C gesetzt; im Juni steigt sie auf 2.5OC und erreicht von (Mitte) Juli bis (Mit- te) August ihren Maximalwert von 5OC, bevor sie im September wieder auf 2.5OC zurückfallt
VII.2.2 Ergebnisse
Wie in Experiment N wird auch in Experiment NF (Niederschlag und Flusswasser als externe Sü§wasserquell fü das Nordpolarmeer) das Ozean-Meereis-Modell a,uf das letzte Jahr der Integration von Experiment NARES aufgesetzt und 30 Jahre mit dem 'typischen Jahr' als Antrieb prognostisch integriert.
Der Salzgehalt der obersten 254 m ist in Abb. VII.14 im Jahresmittel darge- stellt. Ein Vergleich mit Experiment N hinsichtlich der obersten 80 m (Abb. VII.1) offenbart die wichtige Rolle des Flusswassers fü die Salzgehaltsverteilung in der Arktis. Im zentralen N o r d p ~ l ~ r m e e r beträg der Salzgehalt in den obersten 80 m rund 33 psu (Abb. VII.14a). Wesentlich geringer sind die Werte in den Schelfregionen nahe der Flussmündungen In der Kara-See sowie in der Ostsibirischen See liegen die mittleren Salzgehalte deutlich unter 32 psu, wahrend der Salzgehalt in der La,ptew See sogar weniger als 30 psu beträgt Eine Zunge salzarmen Wassers erstreckt sich übe die zentrale Arktis von den sibirischen Schelfen in Richtung des Nordpols und weist auf die Existenz einer T P D hin. Abb. VII.14b zeigt die Salzgehaltsverteilung im Tiefenbereich 80--254 m. Ein Salzgehaltsminimum im Kanadischen Becken bleibt aufrechterhalten (vgl. Abb. VI.12b).
Der Süflwassereintra der arktischen Flüss ist übe weite Bereiche des Nord- polarmeeres in der Lage, eine stabile Schichtung zu erzeugen und Wal-meflüss ins Eis zu unterdrücken Infolgedessen bleibt die Meereisdecke stabil und besitzt im 30.
Jahr der Integration (Abb. VII. 15a) eine ähnlich Verteilung wie zu Beginn (Abb.
VI.5). Gleiches gilt fü die Eisdrift (Abb. VII.15b). Zudem werden in Experiment NF Teile des arktischen Zirkulationssystems zumindest in ihren Grundzüge repro- duziert. Das Jahresmittel der Oberflächenzirkulatio (0-80 m) ist in Abb. VII.16a dargestellt. Ein antizyklonales Strömungsmuste dominiert im Kanadischen Becken und im Eurasischen Becken ist eine T P D zu erkennen. Der antizyklonale Wirbel im Kanadischen Becken ist auch in grö§er Tiefen noch vorhanden (Abb. VII.16b;
Abb. VII.17), doch erzeugt die durch den Flusswassereintrag induzierte Schichtung auch barokline Strömungskomponenten
VII.2.3 Diskussion
Der Einbau xktischer Flüss als Sü§wasserquell in das gekoppelte Ozean-Meereis- Modell hat - verglichen mit Experiment N - zu fundamentalen Verbesserungen der Simulation geführt Dabei ist deutlich geworden, dass mit einer realistischeren Salz- gehaltsverteilung unmittelbar ein wirklichkeitsgetreueres Str5mungsfeld im Norclpo- larmeer verbunden ist. Richtet man das Augenmerk auf die arktischen Schelfmeere, so läss sich feststellen, dass der explizit dargestellte Einstrom von Flusswasser we- sentlich geringere Salzgehalte produziert als das einfache Oberflächen-Restorin in Experiment KARES bzw. PARRY+NARES (vgl. Absatz VI.3.2). Diese niedrigen Salzgehalte in küstenna,he Regionen stehen in Einklang mit Messungen (z.B. Bauch et al. 2000).
Dennoch sind in den Eesultaten von Experiment NF auch deutliche Mangel erkennbar. Oberflachensalzgehalte in der zentralen Arktis sind 1-2 psu grö§ als beobacht,ete Werte und die 34-psu-Isohaline reicht weit bis ins Eurasische Becken.
Zudem ist das polare Wasser des EGC zu salzig (Abb. VII.14a). Im Strömungsfel (Abb. VII.16) fallt auf, dass die Wassermassen der T P D das Nordpolarmeer fast, vollständi durch den Kanadischen Archipel verlassen, währen der Ausstrom durch die westliche Frain-Strafle schwach ist. Auch im östliche Teil der S t r a k wird die Zirkulation nicht, zufrieden stellend simuliert, da. ein Einstrom Atlantischen Wassers fehlt (Abb. VII.16; Abb. VII.17).
Die Sü§wasserzufu von Flüsse ins Nordpolarmeer beträg in Experiment N F 2459 km3/'. Zusammen mit dem Niederschlag übe dem arktischen Ozean (1895 km3/a; s. Absatz VII.6.2) betragt der SüBwassereintra 4354 km3/a. Im folgenden Experiment soll untersucht werden, wie sich der Einstrom von Pazifik-Wasser durch die Bering-Stra,§ als weitere Sü§wasserquel auf die Hydrogra,fie und Zirkulation im Nordpolarmeer auswirkt und ob er zu einer weiteren Verbesserung der Modeller- gebnisse führt
EXPERIMENT N F : ARKTISCHE FLUSSE
Abb. VII.14: Jahresmittel des Salzgehalts i m 30. Integrationsjahr von Expe- riment NF: (U) Gem,ittelt übe den Tiefenbereich 0-80 m (Konturintervall: 0.5 psu; Gebiete mit Salzgehalten, übe 34 psu sind dunkel m,arkiert), (b) gemittelt Ÿbe den Tiefenbereich 80-254 m (Konturintervall: 0.5 psu).
Abb. VII.15: ( U ) Jah~resmittel der Eisdicke i m 30. Integ~ation,sjahr v o n Expe- riment NF (Konturintervall: 1.0 m). (b) Jahresm,ittel der Eisgeschuiindigkeit (m,ax. Vektor: 13.6 cm/s).
EXPERIMENT N F : ARKTISCHE FLUSSE
Abb. VII.16: J a h r e s m i t t e des ozeanischen Stromungsfeldes im 30. Integra- tionsjahr v o n Experiment NF: (a.) Gcm,ittclt übe d e n Tiefenberezch 0-80 m , ( b ) gem,ittelt Ÿbe den, Tzefen,bereich 80--254 In, (an,gegebene Geschwindigkeiten i n cm,/s).
Abb. VII.17: Jahresmittel des ozeanischen Strömungsfelde i n Experiment NF i m Nordpolarmeer gemittelt übe den Tiefenbereich 254-620 m (angegebe- ne Geschwindigkeit i n cm,/s).
118 EXPERIMENT N F P : EINSTROM DURCH DIE BERING-STRASSE