Aagaard & Carmack (1989) schätze anhand von Salzgehaltsmessungen die Süfiwas serspeicherung im Nordpolarineer ab. Demzufolge betragt die Kapazitä der a.rkti- sehen Schelfineere insgesamt 22 . 103 km3, währen die tiefen Becken 58
.
103 km3 Süfiwasse speichern (12. 103 km3 im Eurasischen Becken, 4 6 . 103 km3 im Ka,nadi- schen B e ~ k e n ) . ~ Zudem werden rund 2 0 . 103 km3 SüBwasse in Form von Meereis gespeichert.,?Als Referenz-Salzgehalt wurde 34.93 psu verwendet.
Die von Aagaard & Carmack (op.cit.) errechneten Süßwassermeng lie- fern freilich keinen Hinweis übe die jeweiligen Quellen. Um zwischen den ein- zelnen Süßwasser-Komponent (Flusswasser bzw. meteorisches Wasser, Meereis- Schmelzwasser, Pazifik-Wasser) unterscheiden zu können muss eine Kombination aus verschiedenen Tracern verwendet werden (multi-tracer approach). Zur Erken- nung von Flusswasser eignet sich insbesondere die Messung stabiler Sauerstoff- Isotope, d a arktische Flüss ein deutliches 180-Defizit aufweisen. Süßwass pazi- fischen Ursprungs wird mit Hilfe von Silikat- (Bauch et al. 1995), Phosphat- (Ek- wurzel 1998) oder kon~binierten Nitrat-/Phosph8t-Messungen (Jones et a.1. 1998) separiert. Um individuelle Flüss zu identifizieren, sind weitere Tracer notwendig.
Guay & Falkner (1997) versuchen sich den hohen Barium-Gehalt des Mackenzie z u Nutze zu machen. Sie messen maximale Ba-Konzentrationen in der Deckschicht des Kanada-Beckens und machen die Ausbreitung von Mackenzie-Flusswasser hierfü verantwortlich. Die Zusamn~enfassung verschiedener Arbeiten ergibt folgendes Bild:
Die höchste Flusswasser-Konzentrationen im Nordpolarmeer finden sich i n der Kara-, der Laptew- und der Beaufort-See. Die Barents-See weist ininirnale Konzentrationen auf (Frank 1996; Schlosser et al. 1999; Schlosser et al. 2000).
In der T P D erreichen die Flusswasser-Konzentrationen %n der Oberfläch Ma- ximalwerte von rund 15%. Ahnlich hohe Oberf15chenwerte lassen sich auch i n weiten Bereichen des Kanada-Beckens finden. Die Konzentrationen nehmen mit der Tiefe rasch ab. Unterhalb der Halokline liegen die Werte meist unter 1% (Bauch et al. 1995; Stein 1996; Frank 1996; Ekwurzel 1998; Schlosser e t al. 1999; Schlosser et al. 2000). Der Flusswasser-Anteil im Tiefen- und Boden- Wasser beträg 0.1-0.3% (Ba,uch 1994; Stein 1996).
Das im Eurasischen Becken in den obersten 300 In gespeicherte Flusswasser- Volumen wird auf 14
.
103 km3 geschätzt Dies entspricht einer mittleren Schichtdicke von 7.5 m (Stein 1996; Frank 1996). Das Inventar iin Bereich der T P D beträg 10-14 m (Bauch e t al. 1995; Frank 1996; Schlosser et al.2000).
Aus dem Verteilungsmuster der Tracer läss sich auf die Pfade des Flusswassers schliefien: Ein kleiner Teil des Flusswassers aus der Ka.ra-See strömt nach Nor- den in die Deckschicht des Nansen-Beckens ein. Ein anderer Teil wird mit der Barents-See-Strömun in den Zwischenwasser-Bereich verfrachtet. Rund die Hälft des Kara-See-Flusswassers ström nach Osten durch die Vilkitski-Straß zur Laptew-See. Hier trifft es auf die Flusswasserniassen der dort mündende Flüss (insb. Lena). Der Weg der Flusswassermassen spaltet sich erneut: ein Teil fließ nach Osten in die Ostsibirische See, ein anderer Teil bewegt sich nach Norden, um den eurasischen Ast der T P D zu speisen. In der Ostsibi- rischen See kommt das Wasser der Flüss Indigirka und Kolyma hinzu. Die Flusswassermassen verlassen den Ostsibirischen Schelf nach Norden hin und werden im kanadischen Ast der T P D übe den Nordpol befördert Mit der T P D gelangt das Flusswasser schlie§lic zur Fram-Straß und in den Bereich des östliche Kanadischen Archipels, wo es das Nordpola,rmeer verlassen kann (Bauch et al. 1995; Stein 1996; Frank 1996; K h t i w a l a et al. 1999; Schlosser et al. 2000). Das Flusswasser-Inventar des Kanada-Beckens wird vom Mackenzie dominiert (Guay & Falkner 1997; Macdonald et al. 1999).
e Pazifik-Wasser stellt mit übe 50% Volumenanteil eine Hauptkomponente in den oberen Schichten des Kanadischen Beckens dar. Entlang der nordamerika,- nischen Küste in den Strafien des Kanadischen Archipels sowie im Bereich der Tschuktschen-See kann der Anteil in der Deckschicht sogar 90% Übers~hreit~en Von der Bering-Stra,fie kommend scheint sich das Pazifik-Wasser entlang zwei- er Pfade auszubreiten. Ein Weg führ nach Osten entlang der amerik&nischen Küste der andere Pfad geht westlich übe die Ostsibirische See, um sich an- schliefiend in die T P D einzugliedern. Der Anteil Pazifischen Wassers im E G C in der Fram-Strafie beträg 10-25% (Jones et al. 1998).
Neuere Modellstudien könne eine Reihe dieser Ergebnisse bestätige (Harms e t al.
2000; Karcher & Oberhuber 2002). Abb. 111.6 zeigt die Verteilung der Flusswasser- Konzentration in der Deckschicht (mixed luyer) des Ozean-Meereis-Modells von Kar- eher & Oberhuber (opcit.). Das Wasser von 18 Flüsse wird dabei als passiver Tra- cer eingeführt Der Einfluss auf das Dichtefeld wird nicht explizit beriicksichtigt;
vielmehr wird die Salzgel~altsverteilung durch starkes Oberflächen-Restorzn an Be- obachtungsdaten aufrechterhalten. Karcher & Oberhuber (op.cit.) füge dem Modell zusätzlic einen Pazifik-Wasser-Tracer hinzu. Das von der Bering-Strafie kommende Wasser breitet sich dabei ostwart,s ent,lang der nordainerikanischen Küst aus und verläss das Nordpolarmeer durch den Kanadischen Archipel. Der Pazifik-Wasser- Ant,eil in der Deckschicht beträg entlang der Küst sowie iin westlichen Archipel übe 90%.
Dasselbe Modell verwenden Harms et al. (op.cit.), um die Ausbreitungswe- ge einzelner Flusseinträg (Ob, Jenissei, Lena) zu untersuchen. Dabei zeigt sich, dass Lena,-Wasser das Nordpolarmeer bevorzugt durch den östliche Kanadischen Archipel verlässt I1n Gegensatz dazu verteilt sich Ob- und Jenissei-Wasser nahezu gleichmafiig auf Archipel und Frain-Strafie. Die Ausbreitungszeit des Flusswassers von der jeweiligen Mündun zum Archipel bzw. zur Frain-Strafie beträg im Modell 11-15 Jahre.
Interannuelle Variabilitä
Die vorgestellten Arbeiten zur Ausbreitung und Verteilung des Süfiwasser in1 Nord- polarmeer erwecken den Eindruck eines 'stationären Systems. Zum Einen sind die vorgestellten Modellergebnisse (Abb. 111.6) mit klimatologischem Antrieb erzeugt worden; zum Anderen ist die Zahl a n verfügbare Tracer-Daten zu gering, u m groflräumi die Verteilung von Pazifik- und Flusswasser zu rekonstruieren und gleich- zeitig interannuelle Variabi1itä. adäqua auflöse zu können
Den oben gezeichneten Flusswasserpfaden liegen zeitlich und räumlic ver- streute 180-Daten aus den Jahren 1987-1996 zu Grunde. Jones e t al. (1998) verwenden fü die Untersuchung der Pazifik-Wasser-Verteilung Daten aus dem Zeitraum 1980-1996. Grofirauinige Veränderunge in der arktischen Hydrografie fallen in dieses Intervall. So stellen M c L a ~ u g h l i e t al. (1996) eine Verlagerung der Atlantik/Pazifik-Front vom Lomonossow-Rücke zum Mendelejew-Rücke fest und Steele & Boyd (1998) machen ein veränderte Ausbreitungsinuster sibirischen Flusswassers fü das Verschwinden der kalten Haloldine in den frühe 90ern iin Eu- rasischen Becken verantwortlich.
Maslowski et al. (2001) treiben ein Ozean-Meereis-Modell des Nordmeeres mit interannuell variierenden A t m o ~ p h ~ r e n - D a t e n (ECMWF) aus dem Zeitraum
Abb. 111.6: Flusswasser-Anteil i n der Decksch,icht im Ozean-Meereis-Modell von Karcher & Oberhuber (2002) (von M. J. Karcher freundlicherweise zur Verfugung gestellt).
1979-1998 an und markieren den Süi3wassereintra durch die Bering-Strafie und durch Flüss mit einen1 'Farb-Tracer'. In qualitativer Übereinstimmun mit den Befunden von Steele & Boyd (1998) zeigt das Modell eine ostwärtig Verschie- bung der Sii§wasser-Ausbreitun währen der 80er und frühe 90er Jahre. Im J a h r 1983 nimmt der antizyklonale Beaufort-Wirbel das gesamte Kanadische Becken ein.
Flusswasser aus der Ostsibirischen See ström westwärt und trifft auf Süfiwasse aus der Laptew- und Kara-See. Ein Gro§tei des sibirischen Flusswassers ström mit der T P D entlang des Lomonossow-Rücken zur Fram-Strafie. Ein anderer Teil speist die Deckschicht im Amundsen- und Nansen-Becken. Das Bild änder sich in den frühe 90er Jahren. Das Oberflächenzirkulationsmuste hat nun einen zyklona- len Charakter; der Beaufort-Wirbel ist nahezu verschwunden. Flusswasser aus der Kara- und Laptew-See ström vorwiegend nach Osten bis in die Ostsibirische See.
Von hier aus wird das Süfiwasse entlang des Mendelejew-Rücken nach Norden und schliefilich zur Fram-Stra§ hin verfrachtet. Im Vergleich zum Jahr 1983 ist eine beträchtlich Akkumulation von Süfiwasse im Makarow-Becken zu erkennen. Ein Defizit an Sü§wass ist hingegen im Eurasischen Becken zu verzeichnen. In den späte 9Oern tendiert die Sü§wasser-Verteilu wieder zu einem eher antizyklonalen Zustand ähnlic den frühe 80ern.
Währen im Modell von Maslowski et al. (op.cit.) das Wasser des Mackenzie in allen Jahren vorwiegend nach Osten zum Kanadischen Archipel hin ausströmt schlagen Polyakov et al. (1999) ein variableres Zirkulationsschema fü Mackenzie- Flusswasser vor. Ihre Modellergebnisse deuten dara,uf hin, dass in antizyklonalen Jahren (s. Absatz 111.1.3 und Abb. 111.4) das Wasser des Mackenzie einen nord- westwärt gerichteten Pfad verfolgt und in den Beaufort-Wirbel einströmt In zyklo- nalen Jahren hingegen flie§ das Wasser nach Osten bzw. Nordost und wird durch den Kanadischen Archipel verfrachtet.
Die zeitlich variierende Ausbreitung von Pazifik-Wasser im Nordpolarmeer be-
leuchten Maslowski et al. (2000). Wie in Maslowski et al. (2001) wird ein Ozean- Meereis-Modell mit zwischenjährlic variierenden Atmosphären-Date anget,rieben, der Einstrom durch die Bering-Strafie jedoch separat markiert. Das Modell kann die von Jones et al. (1998) vorgeschlagenen Ausbreitungspfade des Pazifischen Wassers (s.o.) reproduzieren, offenbart, diesbezüglic aber auch beträchtlich Variabilität, Im Jahr 1979 begünst,ig ein antizyklonales Zirkulationsmuster einen west,wärt gerich- tet,en Pfad. Dabei überflute das Pazifische Wasser die sibirischen Schelfe bis zur Laptew-See. Von hier ström es mit der T P D zur F r a n i - S t r a k Der Ausbreitungs- pfad des Pazifik-Wassers änder sich im Laufe der Zeit, und in den frühe 90er Jahren werden ein ostwärtige Weg entlang der nordamerilcanischen Kiiste und ein nordwärt gerichteter Pfad übe die Beaufort-See bevorzugt.
Interannuelle Variabilitä der Sü§wasserspeicheru in den oberen Schichten des Kordpolarmeeres untersuchen Steele et al. (1996) fü den Zeitraum 1979-1985.
Die gesamt,e ozeanische Süfiwasserspeicherun ist dem einfachen Modell zufolge -
abgesehen von jahres~eit~lichen Schwankungen - recht konstant (weniger als 3%
Differenz zwischen Jahren mit maximaler und minimaler Speicherung). Dabei ist die iiiteraiiiiuelle Variabilitä des Deckschicht-Salzgehalts in der westlichen Arktis (insb. Beaufort- und Tschuktschen-See) stärke ausgepräg als in1 restlichen Nord- polarmeer. Die Sü§wasserspeicher~~ iin Meereis schwankt zwischenjäl~rlicl vier- bis fünfma so stark wie im Ozean (s.a. Häklcine 1993; Steele & FIato 2000; Hilmer
& Leinke 2000).
Interannuelle Veränderunge in1 arktischen Sü§wasserspeich sind weniger die Folge von Fluktuationen im Eintrag von Fluss- und Pazifik-Wasser, sondern spiegeln vielmehr Veränderunge im Strömungsfel wider. Dies gilt insbesondere auch fü Schwankungen des Süfiwasser-Export durch den Kanadischen Archipel oder die Fra,m-Straf3e.