Feldmessungen der vertikalen Permeabilitä

In Abb. 2.13 ist die Häufigkeitsverteilun der im Feld gemessenen Permeabilitäte aufgetragen. Die Skala gliedert sich in drei Permeabilitätsbereiche die sich fü das Eis aufgrund von Durchflußzeite bzw. Verweilzeiten der Flüssigphas in der Eismatrix definieren lassen:

effektive Impermeabilität mittlere und hohe Permeabilität Eis ist effektiv impermeabel (k, < 5.1 0"14 m2), wenn die Durchflußzei mehr als 20 Tage beträgt um 1 Liter Fluid bei einem hydraulischen Druck von 0.2 m Wassersäul durch eine 100 cm2 groß Fläch und 1 m mächtige Eis zu drücken Eis hat eine mittlere Permeabilitä (5.1 O"I4 m2 < kà < 10"0 m 2 ) , wenn die Durchflußzeite im Bereich zwischen 20 Tagen und 15 Minuten liegen. Kürzer Durchflußzeite grenzen den hochpermeablen Bereich (k, > 10-l0 m2) ab.

T

10-16 10-15 10-14 10-13 10-12 10-11 1 0 " ~ ~ 1 0 ' ~ 1 0 ' ~ 1 0 " ~ 1G"j

Permeabilitä k [m2] 4 Kies

+

4 Sand

+

4

. Silt

Karstgestein

4

+

Sandstein

A b b. 2.1 3 : In-situ-Permeabilitäte von sommerlichem, arktischen Meereis. Zum Vergleich sind die Permeabilitätsbereich von anderen geologischen Materialien eingezeichnet (Freeze und Cherry, 1979).

Übe 80% des sommerlichen Meereises ist in den Mittenhorizonten vertikal hochpermeabel. Die Permeabilitä streut übe 4 Größenordnung im Bereich von 10"" bis 10" m2. In der Größenordnu und Schwankungsbreite stimmt die Permeabilitä des Meereises mit der Permeabilitä von geologischen Medien wie Karstgestein (zerklüftete Kalkstein) und reine Sand- bis Kiesschüttunge Überei (Freeze und Cherry, 1979). Auch teilverfestigte

metallische Legierungen besitzen Permeabilitaten gleicher Größenordnu (Nasser-Rafi et al., 1985).

Die geometrischen Mittel der Permeabilitaten betrugen währen ARK1111 (1 995) 8.0.1 0-l0 m2 und währen ARCTIC OCEAN (1 996) 4.0.1 0.'' m2. Die Modalwerte der Verteilungen unterscheiden sich um eine Größenordnun 2.4.2 Labormessungen der vertikalen Permeabilitä

Abb. 2.14 zeigt die Häufigkeitsverteilunge der Permeabilitaten, die im Labor an Eiskernen der beiden Arktisexpeditionen gemessen wurden. Die Kern- stück stammen aus allen Eishorizonten und sind nicht wie die Feld- messungen auf die Mittenhorizonte beschränkt Darübe hinaus sind die Messungen an Neueiskernen aus den HSVA-Eistankexperimenten auf- getragen.

Die vertikalen Permeabilitaten liegen zwischen 1 0"16 m2 und 10'* m2. Das Eis weist also sowohl impermeable als auch hochpermeable Schichten auf. Das geometrische Mittel der Permeabilitaten beträg 1995 7.7-10'12 m2 und liegt übe dem Mittel von 1 . I - 1 0''' m2 fü 1996. Die Permeabilitaten von Neueis aus dem HSVA-Eistank variieren relativ wenig. Sie sind nur übe vier Größenordnung gestreut und liegen überwiegen im mittelpermeablen Bereich mit einem geometrischen Mittel von 12.6-10'12 m2.

Abb. 2.14: Laborpermeabilitäte von sommerlichem, ein- und mehrjährige arktischen Meereis sowie von Neueis aus den HSVA Eistankexperimenten.

2.4.3 Anisotropie

Mit Hilfe des dreiachsialen Permeameters wurde die Permeabilitä an einzelnen Eisproben fü drei aufeinander senkrecht stehende Fließrichtunge gemessen. In Abb. 2.15a sind die Werte der beiden lateralen Komponenten k, und k gegeneinander aufgetragen. Sie sind mit der vertikalen Permeabilitä

in z-Richtung

k,

normiert. Die lateralen Fließrichtunge wurden so gewählt da sie parallel und senkrecht zu einer bevorzugten Kristallorientierung

standen, wie sie am Beispiel des Porenraums einer säulige Eisprobe in Abb.

2.1 5b zu erkennen ist.

W. rucken 1

Granulares Eis

1

Abb 2.15: (a) Normierte Lateralkomponenten der Permeabilitä fü verschiedene Eistypen. (b) Horizontalschnitt einer Neueisprobe säulige Kristallstruktur (HSVA) mit weià markiertem Porenraum als Beispiel einer lateral anisotropen Kirstallorientierung in y-Richtung. In (a) ist diese Meereisprobe mit einem (*) kennzeichnet. Die gestrichelte Linie stellt laterale Isotropie dar.

Die Mehrzahl der Meereisproben zeigt eine hydraulische Anisotropie. Die Meßdate liegen in Graphik 2.15a unterhalb vom Isotropiepunkt [1,1] in Näh der Winkelhalbierenden lateraler Isotropie. Dies bedeutet, da die vertikale Permeabilitä größ ist als die der lateralen Komponenten. Fü säulige Eis ergeben sich Differenzen von bis zu 2 Größenordnunge in granularem Eis reduzieren sie sich auf eine Größenordnun Säulige Eis besitzt zudem auch eine ausgeprägt laterale hydraulische Anisotropie. Die maximale laterale Anisotropie wurde fü eine Neueisprobe säulige Eises gefunden (Abb. 2.15b). Hier ist die Permeabilitä in y-Richtung ( k = 8.0-1 0"" m2) um einen Faktor 6 höhe als in X-Richtung (k, = 1.3-1 0'" m2), liegt aber noch unterhalb der Permeabilitä in vertikaler Richtung ( k = 17.0-10'12 m2).

Eine Eisprobe aus oberflächennahem restrukturiertem Eis aus einer Preß eisrückenregio zeigte isotropes Verhalten. Eis, in dem sich horizontale Schmelzlagen ausgebildet haben, bleibt oberhalb dieser Schmelzlagen lateral permeabel, so da an diesen Eisproben höher laterale Permeabilitäte gemessen wurden. Diese Form der Anisotropie ist einzig auf den Schichtaufbau des Eises zurückzuführe

2.4.4 Permeabilitä versus Porositä

Nachfolgende Zusammenhäng der Permeabilitä mit anderen Poren- Parametern stütze sich ausschließlic auf die Messungen der vertikalen Permeabilitä kv , so da der Index V (bzw. z) im Folgenden weggelassen wird.

N e u e i s

In Abb. 2.16 sind die Neueispermeabilitäte in Abhängigkei von der effektiven Porosität die an den Proben durch das Auffangen der zentrifugierten Solevolumina bestimmt wurde, aufgetragen worden.

Effektive Porositä neff [%o]

Abb. 2.16: Permeabilitä k von Neueis in Abhängigkei von der effektiven Porositä ntã

Die Permeabilitä nimmt allgemein mit der Porositä zu. Unter Annahme eines Potenzgesetzes ergibt sich ein funktionaler Zusammenhang zwischen Permeabilitä und effektiver Porositä in ungefäh vierter Potenz mit einem Regressionskoeffizienten von 0.86

mit k in [m2] und Và in ^[%o]. Um die Datenpunkte gleich zu gewichten, ist die Regression nach logarithmischer Transformation durchgeführ worden. Nach gleichem Verfahren wurden auch die nachfolgenden Regressionen durchgeführt

Der funktionale Zusammenhang zwischen Permeabilitä k und der Gesamt- porositä n, die aus dem relativen Solevolumen Vrs bestimmt wurde, verliert an Eindeutigkeit. So hat die Regression nur noch einen Regressionskoeffizienten von 0.79 mit einem deutlich niedrigeren Exponenten von 3.1

mit k in [m2] und Vrà in ^[%o].

Ein- u n d mehrjährige Eis

Fü das ein- und mehrjährig arktische Eis ergibt sich ebenfalls ein funktionaler Zusammenhang zwischen Permeabilitä und effektiver Porosität In diesem Fall ist die effektive Porositä aus der Porenraumanalyse von

Horizontalschnitten bestimmt worden (Abschn. 2.3.3). Abb. 2.17 zeigt die

A Preßeisrück

- Reeressionskurve A D

41

^{f i r n UIKI A}

- - Reeressionskurve

1 10 100

Effektive Porositä neà [%o]

Abb. 2.17: Permeabilitä k von ein- und mehrjährige arktischen Meereis in Abhängigkei von der effektiven Porositä neã Zum Vergleich ist auch die Regressionskurve fü die Neueiskerne (Abb. 2.16) als gestrichelte Linie eingetragen.

Der funktionale Zusammenhang wird durch eine Potenzfunktion beschrieben als

mit k in [m2], neà in ^[%o] und einem Regressionskoeffizienten von 0.87. Es füge sich die Eisproben aus ebenem Eis und Preßeisrück in die gleiche Abhängigkeit Der Meßwertbereic von neà erstreckt sich übe 3 Größenordnunge Der Exponent von 1.6 fü ein- und mehrjährige Eis ist im Vergleich zu dem Exponenten in der Neueisrelation deutlich reduziert.

Ein funktionaler Zusammenhang zwischen der Permeabilitä und dem relativen Solevolumen konnte nicht gefunden werden. Die Streuung der Permeabilitä erreichte fü gleiche Solevolumina bis zu 5 Größenordnunge selbst dann, wenn ausschließlic Proben aus ebenem Eis betrachtet wurden.

Fü Eis aus Preßeisrückenregion konnte eine signifikante Korrelation zwischen der Permeabilitä und dem aus der Dichtemessung abgeleiteten relativen Gasvolumen ermittelt werden. Das relative Gasvolumen entspricht in dem drainierten Eis ungefäh der effektiven Porosität Der Exponent in der Potenzfunktion ist ähnlic niedrig und beträg 2.1.

2.4.5 Permeabilitä versus Porengrößenverteilu (PGV)

Abb. 2.18 zeigt die mittlere Größenverteilu des effektiven Porenraumes des ein- und mehrjährige Eises. Sie wurde aus der Analyse von Horizontalschnitten an 34 Proben gewonnen und laß sich durch eine

logarithmische Normalverteilung annähern Die Wahrscheinlichkeits- dichtefunktion (PDF) ist dann gegeben durch

mit 8 als Porendurchmesser in Einheiten der Auflösungsbreit von 0.074 mm, dem Wertebereich von 1 < 8 < 100 und den Parametern

o

⁼ 0.9 und à = 0.9.

-

Messung, i = 34 PGVs

Fit: Logarithmische Normalverteilung

J

7 % . ..,

.

-

-*.:

'^..

' % % ¥^^.

..,.,

-

^{" ..} -.'%..<.

I I I I I

Abb. 2.18: Gemittelte Porengrößenverteilu von ein- und mehrjährige Eis

Ihr Maximum hat die Funktion bei einem Porendurchmesser von 0.074 mm am unteren Rand der Auflösung Zu höhere Porenweiten oberhalb von 1 mm treten vereinzelt schwache Nebenmaxima auf.

Die Porengrößenverteilung (PGVs) der Einzelproben unterscheiden sich im maximalen Porendurchmesser, der zwischen 0.5 und 7 mm variiert, sowie im großporige Anteil oberhalb von 1 mm Porendurchmesser. Je höhe der großporig Anteil ist. desto größ ist auch die Permeabilitä der Probe. Als Beispiel sind in Abb. 2.19 die PGVs von zwei Proben mit gleicher Porositä

gegenübergestellt

Porendurchmesser [mm] b) Porendurchmesser [mm]

A b b . 2 . 1 9: PGVs zweier Eisproben mit annähern gleicher effektiver Porositä und unterschiedlichen Permeabilitäten

Die Probe mit dem höhere großporige Anteil von 30% (Abb. 2.19b) besitzt eine um den Faktor 33 erhöht Permeabilität

Das Auftreten von großporigen dominanten Porenkanäle konnte in den In- situ-Messungen an 63% der Meßlokatione (29 Bohrlöcher durch markante Übergän zwischen Turbulenz-I'Trägheitsregim und Darcyregime belegt werden. Die aus den Übergäng abgeleiteten effektiven Porenkanalradien (halbe Porenweiten) sind zwischen 0.5 und 2 mm groà und decken sich gut mit dem Wertebereich der Porendurchmesser aus den PGVs.

A b b . 2 . 2 0 : Ableitung der Porenkanalradien aus den Feldmessungen in Abhängigkei von der Gesarntperrneabilität Die idealisierte Kurve gibt den jeweiligen maximalen Kanalradius an, der sich aus der Annahme ableitet, da die Durchstromung nur durch einen einzigen Kanal erfolgt.

Aus der Auftragung der abgeleiteten Porenradien in Abhängigkei von der Permeabilitä in Abb. 2.20 kann jedoch kein eindeutiger Zusammenhang

festgestellt werden, obwohl tendenziell die Porenradien mit Erhöhe der Permeabilitä zunehmen.

2.4.5.1 Charakterisierung impermeabler Schichten

Die effektiven Porositäte der impermeablen Eisproben liegen alle unterhalb von 10%. Jedoch kann kein kritischer Grenzwert angegeben werden, unter- halb dessen eine Eisprobe impermeabel ist. So sind Eisproben auch mit Porositäte kleiner als 10% permeabel (Abb. 2.17). In Abb. 2.21 sind im Vergleich die PGVs permeabler und impermeabler Eisproben annähern gleicher Porositä gegenübergestellt Fü die impermeablen Eisproben sind schmale PGVs charakteristisch. In im~ermeablen Eis existieren keine Poren mit Durchmesser übe 1 mm. Der mittlere Porendurchmesser reduziert von 0.31 auf 0.22 mm.

sich

1 1 2 3 4 5 1 2 3 4 5

Porendurchrnesser [rnrn] ) Porendurchmesser [mm]

Abb. 2.21: Gemittelte Porengrößenverteilung von (a) impermeablem und (b) permeablem Eis unterhalb einer effektiven Porositä von 100%o.

2.4.6 Permeabilitat versus Eisalter

In Abb. 2.22 sind die Permeabilitäte von oberflächennahe Segmenten aus ebenem Eis unterschiedlichen Eisalters einander gegenübergestellt Eis aus Preßeisrück erscheint als gesonderte Kategorie.

Die Permeabilitäte nehmen mit dem Eisalter ab. Mehrjährige Eis ist ober- flächenna effektiv impermeabel. Neueis hingegen erreicht hochpermeable Werte. Einjährige Eis verhäl sich dagegen hydraulisch indifferent. Seine Oberflächenpermeabilität streuen von effektiver Impermeabilitä bis zu hochpermeablen Neueiswerten. Die höchste Durchlässigkeite mit Permea- bilitäte von 10"'

m2

finden sich in Preßeisrücke

-

1 0 - ' O E U

:z

1 0 - ' ~ .

-

^

_{a 10-14}

& e

10-16

Mehrjährige Einjährige Neueis PreßeisrŸck

Eis Eis (HSVA)

A b b . 2 . 2 2 : Permeabiltä von oberflächennahe Eissegmenten aus ebenem Neueis, ein- und mehrjährige Eis sowie aus Preßeisrücke

Ausgeweitet auf die Gesamtmächtigkei ergeben sich fü sommerliches, ein- und mehrjährige Eis zwei typische Vertikalprofile (Abb. 2.23a): ein annähern ,,konstantesN Permeabilitätsprofi fü einjährige Eis und ein an der Eisoberfläch zu niedrigen Permeabilitäte gekrümmtes ,,geschlossenes"

Profil, welches sowohl in ein- als auch in mehrjährige Eis gefunden wurde.

In allen Profilen treten hochpermeable und impermeable Schichten auf, so da in einem vertikalen Schnitt die gesamte Heterogenitä des Eises zu finden ist. Im Gegensatz zu ebenem Eis ist das typische Vertikalprofil eines Preßeisrücke an der Eisoberfläch zu hohen Permeabilitäte gekrümm (,,geöffnetes Profil, Abb. 2.23b).

Ebenes Eis

10-15 1ö1 10-13 1 à ¶ f 10-" lö1

1 0 "

Permeabilitä k [m21

Preßeisrück

10-15 10-14 1ö1 10-12 10-11 10-10 10-9 10-8

Permeabilitä k [m2]

Abb. 2.23: Vertikalprofile der Permeabilitä in ebenem Eis (a) und oberflächennahe Eis aus Preßeisrückenregion (b). Fü ebenes Eis ist der Eishorizont mit der Eismächtigkei normiert.

Die Meßdate sind als vertikale Balken dargestellt. In (a) sind zwei typische Vertikalprofile gezeigt. In (b) sind mit durchgezogener bzw. gestrichelter Linie zwei charakteristische Modellprofile eingezeichnet, die fü die Modellierung von Schmelzwasserabflüsse in Abschn. 3.3.1 als Pararnetrisierung der Permeabilitä genutzt werden.

2.4.7 Permeabilitä versus Eistextur

Der Einfluà der Eistextur wurde an den Neueiskernen der Eistankexperimente aus dem Ruhe- und Strörnungsbereic untersucht. Die Randbedingungen unterschieden sich einzig in der Strömungsgeschwindigkei des Wassers währen der Eisbildungsphase mit 0.1 6 ms" im Strömungsbereic und keiner aufgeprägte Strömun im Ruhebereich. Abb. 2.24 zeigt die Permeabilitäte des Eises im direkten Vergleich fü verschiedene äuße Temperaturvorgaben und exemplarisch zwei Korngrößenverieilung der beiden Eistypen am gleichen Beprobungstag.

Das gewachsene Neueis hat in beiden Becken eine säulig Eistextur mit unterschiedlicher Korngrößenverteilun Tendenziell nimmt die Korngröà im durchströmte Bereich ab und es bilden sich stärke verzahnte Kristalleinheiten. Die Reduktion der Korngröß läà sich beispielhaft an den Korngrößenverteilung des 8. Versuchstages in Abb. 2.24 zeigen. Die mittlere Korngröà beträg im Ruhebecken noch 40 mm2 und verringert sich dann im Strömungsbecke auf 25 mm2. Auch der Strömungseinflu auf die Permeabilitä ist nachweisbar. So hat das im Ruhebecken gewachsene Eis mit den größer Kristallverbände eine höher Permeabilitä als das Eis aus dem Strömungsbecken Diese Permeabilitätsdifferen bleibt Ÿbe die ganze Versuchszeit inklusive der Erwärmungszei erhalten. Verglichen mit der absoluten Permeabilitätsänderu in der Erwärmungszei von Ÿbe 3 Größenordnung bleibt sie mit Faktoren von 1.05 bis 2 jedoch gering.

...

Abb. 2.24: (a) Vergleich der Permeabilitäte von Neueis, gewachsen in Wasser mit und ohne aufgeprägte Strömung Die Permeabilitäte sind paarweise nach Gröà sortiert. (b) Charakteristische Kristallkorngrößenverteilung (KGV) aus Horizontalschnittfläche zweier Neueisproben aus dem Ruhe- und Stromungsbecken. Die Proben (HSVAI 21 296Q6-12, HSVA121296C6-12) stammen vom 8. Versuchstag. Die Schnittfläche fü die KGVs stammen aus denselben Horizonten in 8 cm Tiefe. Die zugehörige Permeabilitäte sind in (a) mit einem Pfeil gekennzeichnet.

2.4.8 Permeabilitätsänderung durch Erwärmun

Zur Beurteilung der Auswirkung von perkolierendem Schmelzwasser auf die Permeabilitä sind im Dekan-Permeameter Permeabilitätsmessunge mit

Meßflüssigkeitstemperatur oberhalb der In-situ-Eistemperaturen durchgeführ worden. Die eingespannte Eisprobe wird statt von Schmelzwasser von Dekan durchström und wärm sich langsam auf. Abb.

2.25 zeigt an einem Beispiel von arktischem Eis die Permeabilitätsänderu währen der Erwärmungsphase

1 0 - ' ~

Permeabilitä der Eisprobe Temperatur der Meßflüssigke

800 900 1000 1100 1200 1300 1400

Zeit t [s]

A b b. 2.25: Permeabilitätsänderu einer durchströmte Eisprobe (OD9625811z2). Die Fluidtemperatur liegt oberhalb der In-situ-Eiskernternperatur von -l.O°C

Der Porenraum weitet sich und veränder seine Durchlässigkeit Zu Beginn beträg die Permeabilitä bei der In-situ-Temperatur von -l.O° 3.10"'~ m2, dann steigt k innerhalb von 20 Minuten übe eine Größenordnu an. Die Temperatur der Meßflüssigke am Ausgang der Probenkammer liegt mit Werten zwischen -l.O° und -0.2OC im Bereich von realistischen Schmelzwassertemperaturen. In allen Versuchen zeigte sich, da die Erhöhun der Permeabilitä ungleichmäß verläuft Es gibt Phasen, in denen sie sich sprunghaft verdoppelt oder verdreifacht, wie man es in der obigen Verlaufskurve fü t = 1050 s erkennen kann. Diese plötzliche Erhöhunge im Weitungsprozeà konnten auch in den Bohrlochmessungen im Feld beobachtet werden (s. Abschn. 2.3.1.5, Abb. 2.7).

2.5 Diskussion der Messungen

2.5.1 Größenordnu

Ein- und mehrjährige arktisches Meereis ist in der sommerlichen Schmelzperiode mit Permeabilitäte zwischen 10" und

lO'^

m2 hoch- bis mittelpermeabel (Abb. 2.13, Abb. 2.14). In der Größenordnu ist die Meereispermeabilitä mit Permeabilitäte von Sandschüttunge oder Karstgesteinen vergleichbar. Fü hydraulische Gradienten, definiert als das Verhältni zwischen der Höhendifferen der Fluidpegelständ und ihrer lateralen Distanz, von 0.1 bis 0.5 werden damit Fluidbewegungen übe Distanzen auf der Meterskala mit Perkolationszeiten von Stunden möglich

was auf eine potentiell hohe Beweglichkeit der Flüssigphas währen der sommerlichen Schmelzperiode hinweist.

Die Permeabilitäte aus den Feld- und Labormessungen haben unterschiedliche Größenordnunge Zwar sind die Permeabilitätsstatistike in Abb.2.13 und 2.14 nicht direkt vergleichbar, da im Feld die Werte ausschließlic aus den Eismittenhorizonten eingehen, währen im Labor sie aber aus allen Horizonten stammen.

l o - l l 1 p , o - 9 io-8 in"

k im Feld [ m l

Abb. 2.26: Feldmessung (Bohrlochrnethode) versus Labormessung (Dekan-Permearneter).

Die Labormessung wurde jeweils an dem direkt unterhalb der Lochbodenfläch angrenzenden Eiskernstüc von 6 cm Läng durchgeführt Mit eingezeichnet ist die fiktive Ausgleichsgerade fü gleiche Permeabilitätswert zwischen Feld- und Labormessung.

Doch zeigt auch der in Abb. 2.26 dargestellte Vergleich der Feldmessungen mit Labormessungen an Eiskernstücke direkt unterhalb der Sacklochfläche Abweichungen von ungefäh 2 Größenordnunge Im Feld wurden übe den gesamten Wertebereich höher Permeabilitäte als im Labor gemessen.

Aus der Fehlerabschätzun beider Meßverfahre lä sich eine Differenz von maximal einer Größenordnu mit einer Überschätzu der Permeabilitä im Feld und einer Unterschätzun im Labor erkläre (s. Abschn. 2.3.1.5, 2.3.2.2).

Eine zusätzlich Erklärungsmöglichke der Permeabilitätsunterschied bieten die verschiedenen Raumskalen und Anordnungen der beiden Meßverfahren So wird im Labor die Permeabilitä auf der Zentimeter- und im Feld auf der Dezimeterskala gemessen. Außerde ist im Labor eine serielle Schichtanordnung realisiert, in der die Schicht mit der niedrigsten Permeabilitä die Gesamtpermeabilitä bestimmt (GI. 2.17). Dagegen ist es im Feld eine gemischte parallele und serielle Anordnung, in der einzelne Durchlässigkeitspfad die Permeabilitä bestimmen. Der Einfluà des sogenannten Skaleneffekts auf die Permeabilitä wurde an kristallinen Gesteinen von Brace (1980, 1984) und Clauser (1 992) nachgewiesen und von Neumann (1990) interpretiert. Sie unterschieden zwischen Labormessungen auf der Skala von 1-10 cm, In-Situ-Bohrlochmessungen auf der Skala von 1-1 000 m und regionalen Messungen durch Tracertests und Erdbebenanalysen auf der Skala von 1-100 km. In den Datensätze beider

Autoren steigt die mittlere Permeabilitä mit dem Übergan von Labor- auf die Bohrlochskala um 3 Größenordnung an. Da sich die Größenskal um mehrere Größenordnung verschieben, muà in der Übertragun auf die beiden hier untersuchten Meßverfahre von geringeren Änderunge in der Permeabilitä ausgegangen werden, die jedoch trotzdem noch die Verschiebungen von 1 bis 2 Größenordnung erkläre könnten

Die mittleren Permeabilitäte aus der zentralen Arktis 1996 sind gegenübe denen aus der nördliche Laptevsee 1995 sowohl im Feld von 8 auf 4.0-1 0"1 m2 als auch im Labor von 7.7 auf 1.1 - 1 0'" m2 signifikant reduziert.

Die reduzierten Permeabilitäte lassen sich auf die unterschiedlichen Eis- und Wetterbedingungen währen der beiden Expeditionen zurückführ (Tabelle 1 .I). So sind die Messungen in der zentralen Arktis Überwiegen auf mehrjährige Eis niedriger Salinitä und unter niedrigeren Temperaturen durchgeführ worden. Die Porositä des Eises ist geringer als fü das einjährig Eis, wodurch mit dem gefundenen funktionalen Zusamenhang von k(n) mit GI. 2.20 sich auch die Permeabilitä reduziert.

Zum Vergleich mit Werten aus der Literatur steht bislang als einzig veröffentlicht Feldstudie zur Permeabilitä die Messung von Milne (1977) auf einer Sommerkampagne in die kanadische Arktis zur Verfügung Milne beobachtete an zwei verschiedenen Sacklöcher auf mehrjährige Eis die Pegelanstiege. Reanalysiert man seine Daten, so könne aus seinen Beobachtungen mit GI. 2.12 Permeabilitätswert von 1.7-10"10 und 3.9-10"10 m2 abgeleitet werden. Da die Bohrlöche keine seitliche Abdichtung hatten, sind die Permeabilitäte als obere Grenzwerte zu betrachten. Sie sind annähern gleich dem geometrischen Mittel der Messungen in der zentralen Arktis 1996 in mehrjährige Eis.

Reanalysierte Labormessungen an Neueis von Saito und Ono (1978) ergeben Permeabilitäte zwischen 1 O"I3 und 3-1 0'12 m2. Kasai und Ono (1 984) finden Werte zwischen 10"14 und 10"" m2 und Saeki et al. (1986) zwischen 10"

l3 und l O ' ^ m2. Sie stimmen in der Größenordnu mit den vorliegenen Labormessungen an Neueis überein

2.5.2 Heterogenitä und Anisotropie

Sommerliches, ein- und mehrjährige arktisches Meereis ist ein hydraulisch sehr heterogenes Medium. Messungen an verschiedenen Eisstationen belegen die Heterogenitä auf der Kilometerskala (Abb. 2.13, 2.14).

Profilmessungen an einzelnen Eiskernen belegen sie auf der Dezimeterskala (Abb. 2.23). Auf beiden Skalen umfaß der Wertebereich 5-6 Größenordnunge Der Wertebereich fü die Permeabilitäte von Neueis reduziert sich auf 2-3 Größenordnung und hat damit deutlich niedrigere Streuweiten (Abb. 2.14).

Die hydraulische Heterogenitä des Meereises wird maßgeblic durch die Variabilitä in der effektiven Porositä verursacht. Die effektiven Porositäte in ein- und mehrjährige Eis Überdeckte 3 Größenordnunge die des

effektiver Porositä beschreiben

(GI.

2.18, 2.20). Dabei ist fü Neueis der Exponent mit 3.9 zu 1.6 mehr als doppelt so hoch als der fü ein- und mehrjährige Eis. Die unterschiedlichen k(neff)-Relationen deuten auf zwei verschiedene Evolutionsmechanismen des Porenraums hin. Sie werden im Rahmen der Anwendung des Porenraummodells in Abschn. 2.7.4 diskutiert.

Neben der effektiven Porositä nimmt die mikroskopische Porenraumstruktur Einfluà auf die Permeabilität Dies läà sich aus der Streuung der Daten in den k(neff)-Relationen vermuten. So existieren Datenpaare mit gleicher Porositä

aber um 2 Größenordnung unterschiedlicher Permeabilitat (Abb. 2.1 9). Ein höhere großporige Anteil erhöh die Permeabilität Der großporig Anteil ist wie der gesamte Porenraum durch die Bedingungen währen des Eiswachstums festgelegt und im Laufe der saisonalen Zyklen durch Drainage- , Schmelz-, und Rekristallisierung Veränderunge unterworfen. Die direkte Auswirkung der strukturverändernde Prozesse auf die Permeabilitä lieà sich

aber um 2 Größenordnung unterschiedlicher Permeabilitat (Abb. 2.1 9). Ein höhere großporige Anteil erhöh die Permeabilität Der großporig Anteil ist wie der gesamte Porenraum durch die Bedingungen währen des Eiswachstums festgelegt und im Laufe der saisonalen Zyklen durch Drainage- , Schmelz-, und Rekristallisierung Veränderunge unterworfen. Die direkte Auswirkung der strukturverändernde Prozesse auf die Permeabilitä lieà sich

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