Gletschereis und Eisberge

Heute sind N-Grönland Ellesmere Island, Sewernaja Semlja, Franz-Josef-Land und Svalbard vergletschert. Insbesondere die Gletscher des Kanadischen Arkti- schen Archipels setzten noch Eisberge in den Arktischen Ozean frei (Abb. 8), wo sie durch Umkippen und Abschmelzen teilweise sehr grobes IRD währen ihrer gesamten Wanderung mit dem Beaufort-Wirbel und der Transpolar Drift abladen (Clark & Hanson 1983; Jackson et al. 1985; Darby et al. 1989; Füttere 1992). Dabei häng die Korngröà des transportierten Materials direkt von der Region ab, in der der Gletscher wirkt. In Gebieten hohen Reliefs (z.B. N-Gronland, Spitzbergen) ero- dieren die Gletscher anstehendes Gestein, das je nach Verfestigung in Blöck oder einzelne Körne zerfallen kann. So berichtet Hodgson (1991) von sehr unter- schiedlicher Erosion im Kanadischen Arktischen Archipel, einem potentiellen Lie- fergebiet bei größer Eisbedeckung währen des Glazials (vgl. Kap. 4). In flachen Gebieten wie den Sibirischen Schelfregionen oder der Barents-See kann ein Glet- scher, der zum Beispiel vom angrenzenden gebirgigen Festland vorstoßt nur die bereits vorhandenen, vorsortierten, unverfestigten Sedimente aufarbeiten. Das Verhalten der Gletscher ist direkt an das regionale Klima und die daraus folgende Menge an Niederschlag sowie den Zustand des Untergrunds gebunden (2.B.

Permafrost oder hoher Wärmeflu aus der Erdkruste). Die Freisetzung von Eisber- gen in die offene See häng außerde von der Näh der Gletscherfront zum offe- nen Ozean ab (Abb. 7, 8). Heute werden viele der freigesetzten Eisberge in den Fjorden festgehalten (z.B. Svendsen et al. 1992; Marienfeld 1992; Hubberten 1995;

Dowdeswell et al. 1995).

aeoiian transport by katabatic winds \

m e l t w a t e r o u t w a s h deposition

Abb. 7: Sedimentaufnahme durch Gletschereis (aus: Hambrey 1994)

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I .Einleitung und Fragestellung Unter glazialen Bedingungen könne zusätzlic zu den in Abbildung 8 bezeichne- ten Eisbergliefergebieten weitere Regionen wie das Kanadische Arktische Archipel westlich Ellesmere Island, Svalbard und die Barents-See verstärk Eisberge liefern.

1.4.2 Meereis

Das Meereis bedeckt in seiner größt Ausdehnung eine Fläch von ca 14 * 106 km2, die sich währen des Sommers ungefäh halbiert und die inneren Schelfre- gionen freigibt (Abb. 8; Gierloff-Emden 1982; Maykut 1985; Spindler 1990). Das im Beaufort Wirbel zirkulierende Meereis ist älte (bis zu 16 Jahren) und dicker ( 3 bis

>6 m) als das Meereis der Transpolar Drift (1-5 Jahre; 1-5 m; Koch 1945; Colony &

Thorndike 1985; Spindler 1990; Rigor 1992). Bei Driftgeschwindigkeiten von 5-7 km/ Tag braucht das Meereis der Transpolar Drift von seinen Entstehungsgebieten auf dem Sibirischen Schelfen bis zum Ausstrom aus dem Arktischen Ozean in der Framstraß 1-4 Jahre (Colony & Thorndike 1985; Rigor 1992; Pfirman et al. einge- reicht), wo jährlic ca. 10 % des Meereises den Arktischen Ozean mit dem Ostgrön landstrom verlassen.

Innerhalb der Transpolar Drift könne aufgrund von Driftbeobachtungen (Boyen, bemannte Eisinsel, Satelliten) und Meereiszusammensetzung drei Teilström defi- nert werden (Abb. 4, 8; Gordienko & Laktionov 1969; Colony & Thorndike 1985;

Nürnber et al. 1994; Pfirman et al. eingereicht). Der Sibirische Zweig ist der süd lichste und wird aus den Kara- und Laptew-See-Schelfregionen gespeist. Der Zen- trale Teil ist der Hauptstrom der Transpolar Drift und besteht zu große Teilen aus Meereis der Ostsibirischen- und Chukchi-See (Pfirman et al. 1990). Der Polare Zweig transportiert Material aus dem Beaufort-Wirbel übe den Nordpol hinweg Richtung westliche Framstraße Der Beaufort-Wirbel und die Transpolar Drift fließe übe dem Lomonosow-Rücke südöstli des Nordpols zusammen. Die unter- schiedlichen Strömungsrichtunge und -geschwindigkeiten beanspruchen die ge- ringmächtig Meereisdecke und förder offene Wasserbereiche aber auch Preßeis rückenbildung Die Dynamik der Eisdrift (mit bis zu 25 km/Tag in der Verengung der Framstraße ermöglich offene Wasserfläche innerhalb der permanenten Eisbe- deckung selbst währen des Winters (ca. 0,5 '10 gegenübe 10-20 % im Sommer;

Maykut 1985).

Die Bewegung und Entstehung des Meereises steht in direkter Verbindung mit dem Klima der Nordpolarregion. So erzeugt z.B. ein stabiles Hochdruckgebiet übe dem Amerasischen Becken die gleichmäßi Bewegung im Uhrzeigersinn des Beaufort Wirbels (Sudgen 1982; Wadhams 1983). Fü die massive Neubildung von Meereis sind heute hauptsächlic längerfristi offene Wasserfläche verantwortlich (2.B.

Polynias, Abb. 9; Reimnitz et al. 1994; Dethleff 1995a und Zitate darin). Bei der Neueisbildung wird in den flachen Schelfregionen der Arktis vorwiegend feinkörni ges Sediment aufgenommen (Abb. 4, 9). Die Sedimentaufnahme erfolgt dabei durch Ein- und Anfrieren von Sedimentpartikeln und Sediment unter speziellen Witterungsbedingungen vorrangig währen der Herbststürm (siehe Reimnitz et al.

1994; Dethleff 1995a; vgl. Abb. 9). Auch hier spielt das Klima mit dem wiederholten Auftreten von konstanten, ablandigen Winden eine entscheidende Rolle. Das im Eis eingeschlossene Sediment kann unmittelbar die Albedo beeinflussen, die von besonderer Bedeutung fü den Wärmehaushal der Nördliche Hemisphär ist (Abb. 6). Wird die Albedo des Meereises durch den Sedimentgehalt stark herabge- setzt, förder dies u.a. das früh Abtauen des Eises. Nansens Expedition nutzte die- sen Effekt, um die "Fram" 1896 aus dem Eis freizubekommen, indem eine Sand- Spur vom Schiff zur nahen-Eiskante gelegt wurde (Nansen 1897).

PACIFIC OCEAN

0 500krn U

Perenmal sea ice + Cornrnon iceberg tracks  Major icebergs sources

p^Ñ: Mean rnaxirnum Winter Approxirnate maxirnurn

extent of sea ice extent of icebergs 0 Minor icebergs sources

\.

Abb. 8: Verteilung von Meereis im Arktischen Ozean mit mittlerer Winter- (gröbe gepunktet) und Sommerausdehnung (feiner gepunktet; "perennial sea ice"). Die derzeitigen Haupt- (gefüllte Kreis) und untergeordneten Herkunftsgebiete der Eis- berge (offener Kreis) und deren üblich Driftrichtungen (fette Pfeile) werden darge- stellt. Das Driftmuster des Meereises irn Arktischen Ozean (dünn Pfeile) wurde durch Beobachtungen wie die Drift der Fram 1893-96 (Nansen 1897) oder der vom Ellesmere-Eisschelf abgebrochenen Eisinsel Fletcher T3 (Clark et al. 1980) erkannt (aus: Sudgen 1982 nach John & Sugden 1975).

I .Einleitung und Fraaestellung

4 B

Laptev Sea Laptev Sea

J Laptev Sea Flaw Lead

Clouds 'ranspolar

Irin

D

Laptev Sea Flaw Lead

N S

Clouds and Fog Transpolar

Drin Oiishore Winds

-

-

(PolYnya) slush energy release

Abb. 9: Modellhafte Darstellung der Prozesse zur Bildung von Meereis und Sedi- mentaufnahme innerhalb eines Jahresgangs in der Laptew-See: A) Sommer, B) Herbst, C) Frühwinte 0kt.-Dez., D) Winter Jan.-Mai (aus: Dethleff 1995a).

Die relativ geringe Mächtigkei bei gleichzeitig große Ausdehnung des Arktischen Meereises macht es zu einem sehr sensiblen System in Bezug auf Klimaänderun gen. Veränderunge der Albedo des Eises und des Strömungsmuster könne zu wesentlichen Veränderunge in der Verteilung der offenen Wasserfläche i m Arkti- schen Ozean führen Dies könnt einen größer Austausch zwischen der Atmo- sphär und dem Arktischen Ozean ermögliche und übe positive Rückkopplungs Prozesse zu einer kontinuierlichen Erwärmun der Arktis führen

Der umgekehrte Rückkopplungsproze war vermutlich fü die Abkühlun des Arkti- schen Ozeans bis zu einer kontinuierlichen Meereisbedeckung verantwortlich. Die- ser Zustand besteht seit mindestens 700.000 Jahren. Fü das Einsetzen der Eisbe- deckung werden Alter zwischen 1,8 und 5 Ma. Jahren angegeben; 2,5 Ma. Jahre werden als ungefähre Alter fü das Einsetzen ausgedehnter, glazialer Bedingun- gen in der Nordhemisphär angenommen (Clark 1982, 1990; Shackleton et al.

1984; Clark et al. 1990; Myhre et al. 1995 und Zitate darin).

1.5 Bisherige Untersuchungen der Mineralogie arktischer Sedimente