Wärmeeintra durch Flußwasse

Nach dem Aufbrechen des Flufieises in den Oberläufe der Flüss und den Deltakanäle beginnt Ende Mai bzw. Anfang Juni der Wärmeeintra durch das Fluflwasser. Das aus den Mündungsgebiete ausströmend Flußwasse über und unterfliefit das küstennah Festeis (Kapitel 3.1.3). Der Überflutungsbereic erstreckt sich maximal bis in eine Entfer- nung von 25 km bis 30 km. Das weiter seewärt angrenzende Festeis wird vom Flu8wasser nur unterstromt.

Der Wärmeeintra durch das Fluflwasser wird in Meereismodellen gewöhnlic vernach- lässigt Der Einflufi des k~nt~inentalen Süßwasse auf das Oberflächenwasse lä sich in weiten Teilen der ostsibirischen Schelfmeere übe die Verteilung der Wassertemperatur, des Salzgehaltes und der Nährstoff nachweisen (Pavlov et al., 1994; Kotchetov et al., 1994). Die Wasserteinperatur an der Oberfläch steigt zur Küst hin an, währen der Salzgehalt kontinuierlich abnimmt.

Infolge des frühsommerliche Flußwassereintrage entstehen vor den Flu§mündung aus- gedehnte Süßwasserlinse in denen im Extremfall z. B. in der südöstlich Laptewsee bis in 7m Tiefe unter dem Festeis sehr geringe Salzgehalte (S

<

1 ppt) bei Wassertempera- turen übe -O.l° erreicht werden könne (Pivovarov et al., 1999). Nach der Durch- mischung des Flußwasser mit dem Meerwasser werden im Modell fü das Brackwasser im küstennahe und -fernen Bereich Salzgehalte von 5 ppt bzw. 20 ppt angenommen.

4 Festeismodell

In einem ersten und vereinfachten Ansatz wird der flußwasserbedingt Wärmeeintra ana- log zum fühlbare atmosphärische Wärmestro an der Eisoberseite parametrisiert. Das Datum des Einsetzens der Überflutun des Festeises leitet sich aus Satellitendaten ab.

Zur Berechnung des Wärmeeintrage werden die charakteristische Morphologie des Schel- fes vor jedem Flu§mündungsgebi sowie verschiedene Abflufiparameter berücksichtigt Nach Dean et al. (1993) und Searcy et al. (1996) ergibt sich der Flußwasserwärmestr an der oberen (Gleichung 4.45) und unteren (Gleichung 4.44) Seite des Festeises aus einer vereinfachten Approximation

Qr = Cr CU pw V,

(Tr

^- T ( ) ^(4.44) und

Qr = cw PW V, (T, - ~ b ) . (4.45) Dabei ist Cr der turbulente Austauschkoeffizient des Flu§wasserwärmestrom an der Grenzfläch Wasser-Festeis, der nach Messungen von Josberger (1987) und Abschätzun gen von Searcy et al. (1996) konstant auf den Wert von Cr = 1 1 0 4 (di~nensionslos) gesetzt wird. Die Dichte des küstennahe Brackwassers beträg P,,, = 1004 k g m 3 , dieje- nige des küstenferne Brackwassers pm = 1016 k g m 3 . In Küstennä ist die spezifische Wärmekapazitii des Brackwassers an der Eisunterseite C,,, = 4125 J k g l ~ ' . Fü das nicht durchmischte Flufiwasser an der überflutete Festeisoberseite wird die spezifische Wärmekapazità als Funktion der Wassertemperatur [¡C nach Baumgartner und Lieb- scher (1996) approximiert:

Die spezifische Wärmekapazità des küstenferne Brackwassers wird konstant auf den Wert C,,, = 4000 J k g l ~ ' gesetzt. Fü die Flufiwasserfahne wird in Küstennä ei- ne mittlere Strömungsgeschwindigkei an der Ober- und Unterseite des Festeises von

~f = 0.40 m s 1 angenommen (Golovin et al., 1999). Fü Festeisgebiete, die entfernt von den Flußmündung sind, näher sich die Geschwindigkeit immer weiter derjenigen der küstenparallele Strömun an. Es gilt dort an der Festeisunterseite eine geringere mit- tlere Stromungsgeschwindigkeit von vf = 0.07 m s-' (Dmitrenko, 2000, pers. Mitteilung).

Tr

^- Tf und

Ts

- Tb sind die Differenzen zwischen der Schichtmitteltemperatur der Ab- flußfahn Tr und der Temperatur der überflutete Eisoberseite T( (hier 273.15K) bzw.

zwischen der Schichtmitteltemperatur des Scheifwassers T, und der Temperatur der Eis- unterseite Tb.

Dean et al. (1993) und Searcy et al. (1996) nehmen fü das Flufiwasser mit dem Einsetzen der Hochwasserwelle einen linearen Anstieg der Temperatur von 0.33 K d 1 an. Dagegen wird im vorliegenden Ansatz das Tagesmittel der Flußwassertemperatu aus einem mit- tleren monatlichen Jahresgang nach Pavlov et al. (1994) und Nalimov (1995) in einer ersten Näherun mit Hilfe einer kubischen Spline-Interpolation fü die einzelnen Tage ap- proximiert.

4.2 Antriebsdaten und Parametrisierungen Die Durchmischung des Flußwasser mit dem Meerwasser bzw. die Berechnung der Schelf- wassertemperatur T, fü einen stationäre Zustand erfolgt nach einer einfachen Parame- trisierung uber die Schelfdimensionen, die Abflußwerte die Flußwassertemperature und die Strömungsgeschwindigkei der Abflußfahn (Prange, 2000):

Hierbei steht

Ax

fü die Breite der Flu§mündun

Ay

fü die Entfernung von der Küsten linie und

Az

fü die mittlere Mächtigkei der Wassersäul des Mündungsgebiete auf dem Schelf. Die Schelfdimensionen werden aus bathymetrischen Karten der ostsibirischen Ark- tis abgeleitet (Abb. 4.13).

Abbildung 4.13: Bathymetrische Karte der Laptewsee: aus Churun (1995)

Das einströmend Flußwasse ist aufgrund seiner Temperatur und seines geringen Salz- gehaltes spezifisch leichter als das salzhaltige Ozeanwasser. Durch die Schichtung des Süßwasse uber dem Ozeanwasser ist die effektive Wassertiefe des Schelfes geringer als die wahre Schelftiefe. Die effektive Wassertiefe wird im wesentlichen von der Morphologie des Miindungsgebietes und der Abflußmeng in der Mischungsschicht iiber dem tiefer- gelegenen Ozeanwasser bestimmt. In diesem Modell wird, basierend auf Messungen von Temperatur- und Salzgehaltsprofilen in der Laptewsee (Timokhov, 1994; Golovin, 1995),

4 Festeismodell

in Küstennä vor den Flufimündunge eine mittlere effektive Schelftiefe von 2.51n und in den küstenferne Gebieten eine effektive Schelftiefe von 7.0m angenommen. Weiterhin wird angenommen. da der Abkühlungseffek der Abflufifahne durch schmelzendes Eis nur gering ist.

Die mittlere küstenparallel ozeanische Strömun ist và = 0 . 0 7 m s 1 , und die Tempera- t u r des Ozeanwassers

Tu

liegt währen der Ablationsphase des Festeises in der Näh des Gefrierpunktes

Der Abflufi Q [ m 3 s 1 ] wird aus den Pegelmessungen der dem Flufimündungsgebie nächst gelegenen Station übernommen Allerdings müsse fü die Lena, Yana und Indigirka der Abflu der Pegel modifiziert werden. Die Grö des Deltas und die Fliefirichtung der ein- zelnen Kanäl im Delta machen eine mengenniäfiig Aufteilung des Abflusses erforderlich.

Die prozentuale Verteilung des frühsommerliche Abflusses in den einzelnen Kanäle des Lenadeltas erfolgt nach Ivanov und Piskun (1995). Die Höh der Wassersäul auf dem überflutete Festeis beträg nach Dean et al. (1993) etwa 0.5 m. Insgesamt 80% des Flu§

wassereintrages ström unter dem Festeis auf den Schelf.

Im Dokument - Results from surface and satellite observations as well as sensitivity studies using a thermodynamic fast-ice model Jör Bareiss (Seite 67-70)