Influence of Arctic freshwater sources on the circulation in the Arctic Mediterranean and the North Atlantic in a

Einfluss arktischer Sußwasserquelle auf die Zirkulation im Nordmeer und im Nordatlantik in einem prognostischen Ozean-Meereis-Modell

Influence of Arctic freshwater sources on the circulation in the Arctic Mediterranean and the North Atlantic in a

prognostic ocean-sea ice model

Matthias Prange

Ber. Polarforsch. Meeresforsch. 468 (2003)

ISSN

-

Matthias Prange

Alfred-Wegener-Institut fü Polar- und Meeresforschung Bussestraß 24

27570 Bremerhaven Deutschland

Universitä Bremen

Fachbereich Geowissenschaften Klagenfurter Straß

28359 Bremen Deutschland

Die vorliegende Arbeit ist die inhaltlich unverändert Fassung einer Dissertation, die 2003 vom Fachbereich PhysikIElektrotechnik der Universitä Bremen angenommen wurde.

Inhalt sverzeic

Zusammenfassung Summary

MOTIVATION:

Die Rolle des Nordmeeres im Klimasystem 7

1.1 Von Abenteurern und Klimaforschern . . . 7

1.2 Meereis im Klin~asystem . . . 8

1.3 r~iefe~~wasserbildung und thermohaline Zirkulation . . . 9

EINLEITUNG: Ziele der vorliegenden Arbeit HINTERGRUND: Dynamik des arktischen Ozeans 15 111.1 Die Zirkulation iin Xorclpolarmeer . . . 15

111.1.1 Topografie . . . 15

111.1.2 Hydrografie . . . 15

111.1.3 Oberfläcl~enzirl~ulatio . . . 1 7 111.1.4 Zwischen- und Tiefenwasser-Zirkulat. ion . . . 20

111.2 Süflwasse im Nordpolarmeer ^- eine Literaturübersich . . . 22

111.2.1 Verteilung des Sü§wasse im Xordpolarineer . . . 22

111.2.2 Einfluss arktischer Siif3wasserquellen auf die Bildung und Aufrechterhaltung der Meereisclecke . . . 26

111.2.3 Einfluss von SüBwasse auf das groflräumig Strömungs must. er irn arktischen Ozean . . . 29

111.2.4 Koi~vekt~ion und thermohaline Zirkulation . . . 33

ARKTISCHE OZEAN-MEEREIS-MODELLIERUNG I : Modellkomponenten und Koppelung 3 5 IV.1 Beschreibung des Ozean-Modells . . . 35

I V . l . l Grundgleichungen . . . 35

IV.l.2 Implizite freie Oberfläch . . . 37

IV . 1.3 Formulierung der offenen Oberfläch . . . 39

I V . l . 4 Modell-Konfiguration in der vorliegenden Arbeit . . . 42

IV.2 Beschreibung des Meereis-Modells . . . 44

IV.2.1 Thermodynamik und Dynamik . . . 44

IV.2.2 Modell-Konfiguration . . . 47

IV.3 Koppelung der Klimakomponei~ten . . . 48

IV.3.1 Wärmeflüs . . . 48

IV.3.2 Impulsflüss . . . 50

IV.3.3 Siiflwasserflüss . . . 50 ARKTISCHE OZEAN-MEEREIS-MODELLIERUNG 11:

Atmosphärische Antrieb

V1 ARKTISCHE OZEAN-MEEREIS-MODELLIERUNG 111:

D a r s t e l l u n g d e s K a n a d i s c h e n A r c h i p e l s i n gro8skaligen M o d e l l e n 5 5 . . .

VI.1 Einleitung 55

. . .

VI.2 Beschreibung der Experimente 57

. . .

VI.2.1 Zielsetzun"; 57

. . .

VI.2.2 Anfangs- und Randbedingmigen 60

. . .

VI.3 Ergebnisse 60

. . . VI.3.1 Meereis: Volumen . Verteilung und Drift 60

. . . VI.3.2 Ozean: Hydrografie und St. romungsfeld 69

. . .

VI.3.3 Volumentransport. e 81

. . .

V1.4 Diskussion 90

. . .

VI.5 Schluss 93

V11 PROGNOSTISCHE OZEAN-MEEREIS-MODELLIERUNG I:

Einfluss a r k t i s c h e r S Ã ¼ 8 w a s s e r q u e l l e a u f d i e Zirkulation 95 . . .

VII.1 Experiment X: Der er& Versuch 95

. . .

V11 . 1.1 Einleitung 95

. . .

VII.1.2 Atlantische Suflwasserquellen 96

. . .

V11 . 1.3 Ergebnisse 96

. . .

V11 . 1.4 Diskussion 99

. . .

VII.2 Experiment . NF: Arktische Fliisse 107

VII.2.1 Einbau arktischer Flüss in das Modell . . . 107 . . .

VII.2.2 Ergebnisse 112

. . .

VII.2.3 Diskussion 113

VII.3 Experiment NFP: Eiiistrom durch die Bering-Strafle . . . 118 VII.3.1 Pazifik-Wasser: Temperat.ur . Salzgehalt

.

. . .

VII.3.2 Ergebnisse 118

. . .

VII.3.3 Disl<ussion 123

. . .

VII.4 Experiment NFPD: Diffuser Abfluss 127

VII.4.1 Weitere SŸflwasserquelle fü das Nordpolarineer . . . 127 . . .

VII.4.2 Ergebnisse und Diskussion 127

. . .

VII.5 Vol~~inenbilanz des Nordpolarineeres 139

. . .

VII.6 Sü§wasserbila des Nordpolarineeres 143

VII.6.1 Berechnung ozeaniscl~r Siiflwassertransporte . . . 143 VII.6.2 Eine vollständig Süflwasserl~ilai~ des Nordpolarineeres

basierend auf Experiment NFPD . . . 145 VII.6.3 SŸflwasserspeicherun iin Nordpolarmeer . . . 147 V11 . 7 Ausbreitung und Speicherimgvon Flussvrasser in1 N ~ r d p o l a r i n ~ e r 150

VII.7.1 Flusswasser-Konzentrat, ionen in den Experimenten NF

.

. . .

NFP und NFPD 150

VII.7.2 Speicherung von Flusswasser in Experiment, NFPD . . . . 151 . . . VII.8 Iionvektion und thern~ohaline Zirkulation 154

. . .

VII.8.1 Konvektion in1 Nordineer 154

VII.8.2 Meridionale Zirkulation im Nordatlant. ik . . . 154 . . .

VII.9 Experiment FPD: Direkter Niederschlag 158

VII.9.1 Niederschlage Ÿbe dem Nordpolarn~eer . . . 158 . . .

VII.9.2 Ergebnisse 158

. . .

VII.9.3 Diskussion 161

VIII PROGNOSTISCHE OZEAN-MEEREIS-MODELLIERUNG 11:

Einfluss der Oberflächenrandbedingun fü Sü§wasserflü 164 VIII.1 Darstellung von Siifiwasserfltissen in Ozean-Modellen . . . . . . . 164 VIII.2 Ergebnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166 VIII.3 Diskussion . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

.

IX AUSBLICK:

COSMOS in der Anwendung

A Klimawechsel in der Arktis? 178

B Eine paläozeanografisch Anwendung von COSMOS 182

Referenzen 204

Danksagung 220

Die vorliegende Arbeit dokumentiert die Entwicklung eines clreidin~ensionalen pro- gnostischen Ozean-Meereis-Modells fŸ das Xordrneer und den Nordatlantik. Als Basis fiir das Ozean-Modell dient das z-I<oordinat,en-Modell ' M O N 2'. an welches ein dynamisch-thermoclynamiscl~es Meereis-Modell mit viskos-plast,ischer Rheologie gekoppelt wird. Fiir den Einstrom von. Flusswasser und anderen Sü§wasserquell wird eine Oberfläcl~enrandbedii~gun formuliert, die den Volun~eneint,rag berucl~sich- tigt ('offene Oberfläche') Das gekoppelt,e Modell wird schrittweise durch Hinzufiigen a r l i t i ~ ~ h ~ r Sii§wasserquelle (Niederschlage. direkte und diffuse Flu~swassereiiit~rage, Pazifik-Wasser-Zufuhr durch clie Bcring-StrafSe) verbessert, so dass die Sensit,ivitä

des Systems Ozean/Meereis hinsichtlich des Süflvasser-Antrieb gezielt, analysiert werden kann.

Die präsentierte Ergebnisse machen deutlich, dass Sü§wass eine Haupt,rolle in der Dynamik des Nordpolarmeeres spielt. Insbesondere präg der Eintrag von Siifiwassei- clie Posit,ion der Transpolaren Drift (TPD) und clie Stärk des Ost- grönland-Strom (EGC) in1 Bereich der Frain-Strak. SüBwasse begunst,igt somit, den Wassermassenausta~lsch zwischen Europäische Korclmeer und Nordpolarmeer.

Zudem reguliert die SŸfWasserzufuh den ozeanisclien Wärmeflus ins Meereis durch Bildung einer stabilen Dichteschicl~t~~n",ber den arktischen Becken. Zur Aufrecht- erhaltung der arkt,ischen Hydrografie benötig das Modell einen GesamtsüfSwasser eintrag von ca. 6800 k1x3/a ins Nordpolarmeer. c b e r 40% dieses Sü§wasse verlässt das Sordpolarnleer in Form von Meereis durch die Fram-Strak. Von annähern gleicher Gröfl ist die Summe fliissiger SüfSwasserexport durch die Fram-Strafle und den Kanadischen Archipel (jeweils -1500 kin3/a).

Die Einfiihruiig passiver Tracer ermöglich die Identifizierung der Ausbrei- tungspfade von Fluss- und Pazifikwasser im Modell. Flusswassermassen werden hauptsäclilicl mit, der T P D von den sibirischen Schelfmeereii zur Kares- oder Frain- Stra§ hin transportiert, wo sie das Nordpolarmeer verlassen. Aus einer Flusswas- serspeichra-uiig von 46 . 103 km3 und einem Flusswasscreintrag von 3159 km3/a lässt sich eine mitt,lere Verweilclauer von 14- 1.5 a fiir Flusswasser in den oberst,en 300 in des Nordpolarmeeres errechnen.

Pazifik-Wasser dominiert mit Ÿhe 50% Volumenanteil in den oberen Schichten der westlichen Arktis (Tscl~uktscheii-See; Ostsibirische See. Kanadisches Becken).

Der Volumeiieiiitrag von rund 0.8- 10' in3/s durch die Bering-Strafle wird durch einen entsprechend erhöhte Ausstrom durch die Fram-Stra§ kompensiert. Der Einstrom relat,iv warmen, salzarmen Pazifik-Wassers in den arktischen Ozean führ ferner zu beträchtliche Eisdickenabnal~inen in der Tschulitsclieii- und Ostsibirischen See so- wie zu einer Abscliwäch~~n der groBskaligeii thermohalinen Zirkulation iin Atlantik um rund 20%.

Durch die Berücksichtigun von SüfSwasser-Volumeneinträg mitt,els der of- fenen Oberfläch ist das hier vorgestellte Modell anderen Nordmeer-Modellen. wel- che mit 'virtuellen. Salzgelialt.sflŸssei~ angetrieben werden, überlegen Experimente mit verschiedenen Salzfluss-/Sü§wasserfluss-Ra~iclbecling~lng zeigen clie Schwäche

von Salzgel~altsfluss-R,andbeclingungen auf. Es wird gefolgert. dass prognost-ische Arktis-Modelle durch Implemei~t~ierung einer offenen Oberfliiche erheblich vcrbes- sert werden können

The present thesis docuinents t,he design and clevelopment of a three-dimensional prognostic ocean/sea-icc model of the Arctic Mediterranean and the Kort11 Atlantic.

The model has been set up 011 the basis of the z-coordinate ocean model ' M O N 2' coupled t,o a dynamic/therinodynamic sea-ice model with viscous-plastic rlleology.

To in~pleinent t,he inflow of river wat,er and otlier freshwat.er sources. a surface boun- dary condition is emploved that accounts for the input of volume (^open surface').

Adding arct,ic freshwater sources step by step leads t o a progressive improvement of the conpled nlodel, and allo'n's t o analyse the sensitivity of the ocean/sea-ice syst'em with respect t o freshwat,er forcing.

The results reveal t h t freshwater plays a major role in Arrtic Ocean dynainics.

I11 particular, t,he path of the Transpolar Drift (TPD) and t h e strength of the East Greenland Current (EGC) in the western Frain Strait are strongly ii1fluencecl by tlle input of freshwater. Thus, freshwater favours the exchange of water masses between the Norclic Seas and the Arctic Ocean. Moreover. freshwatei- input coi~t~rols vertical oceanic heat fluxes into the ice by forming a stable density stratification. The model requires a total freshwater input of approx. 6800 k i l ~ ~ / ~ r t o t h e Arctic Ocean in order t o maintain a realistic hydrography. More than 40% of this freshwat,er leaves t h e Arctic Ocean as sea-ice through Fram Stmit. The suin of liquid frcshwater exports t,lirough Frain Strait and the Canadian Arctic Archipelago is of siinilar inagnitude

(-1500 kin3/yr through each passage).

Introcl~~cing passive tracers into the model allows t o detect the pathways of arctic river and Pacific wat,ers. The bulk of river water is t,ransported by the T P D from t,he Siberian sllelf seas t,o the Nares and Frain Straits where it leaves the Arctic Ocean. A river-wat,er storage of 46 103 km3 along with a river-water influx of 3159 km3/;'!- yields a mean residente time of 14 15 yr for river water in the upper 300 111

of the Arctic Ocean.

Pacific water doininates tjhe upper layers in t h e western Arctic (Chukchi Sea, East Siberian Sea,, Canadian Basin) with concentrations exceeding 50%. The volume flux of about 0 . 8 - 106 11i3/s through Bering Strait is ba,lancecl by an increased outflow tllrough Frain Strait. The inflow of relatively warm. low-saline Pacific water into t,he Arctic Ocean leads t.o a considerable reduction in Chukchi and East Siberian sea- ice covers, and result,s in a 20% weakening of the Atlantic meridional overt~~rning circulation.

Taking t h e volume input of surface freshwater fluxes into account by applying an 'open surface', t h e model presented here is superior t o other models of the Arc- tic Medit,erranean. which are driven by 'virtual salinity fluxes'. Experin~ents with different salinity/freshwater flux boundary conditions reveal t h e shortcoinings of salinity-flux forinulations. It is concluded that other prognostic inodels of the Arctic Ocean can b e iinproved substantially by impleinenting a n 'open surface'.

MOTIVATION:

Die Rolle des Nordmeeres im Klimasystem

1.1 Von Abenteurern und Klimaforschern

Nur wenige Arkt~isforscher könne heute behaupten, sie seien dort gewesen, wo noch nie ein Mensch zuvor gewesen war. Tierbeständ zwangen die Jäge der Urzeit, im- mer neue Gebiet im hohen Norden zu erkunden. Reiche Fischgründ lockten Fischer hinaus auf die polaren Meere. In der Neuzeit gab die Vorstellung eines direkten Seeweges übe den Nordpol nach Japan und China immer wieder Anstofl zu neuen Expeditionen. Im 16. Jahrhundert entwickelte sich die Theorie eines eisfreien Norcl- pols. Man hatte festgestellt, dass in polaren R,egionen die Temperatur des Meeres höhe war als jene der Luft.. Die Eismeer-Schiffer bestätigten Eis in Küstennah sei weit stärke als jenes auf offener See. Die Gelehrten glaubten, dass der Nordpol im Sommer mehr wärmende Sonnenlicht empfing als jede andere Region auf der Erde ^- schliefllicl~ dauerte der Polartag 24 Stunden. Am Nordpol musste folglich das Meereis geschmolzen sein. Wenn es einem Schiff gelänge den Eisgürte in niedrigeren Breit,en zu durchsto§en müsst es in freier Fahrt übe den Nordpol segeln können Erst im 18. Jahrhundert kam man allmählic von der Theorie eines offenen Nordpols ab, erforschte aber zunehmend die potenziellen Seewege entla,ng der Küsten Kanadas und Sibiriens (Abb. 1.1). Von 1878 bis 1879 durchfuhr Nils Adolf Erik Baron Nor- denskiöl mit dem 300-Tonnen-Dampfschiff 'Vega' als erster die Nordost-Passage, indem er Kap Tscheljuskin (mit voller Beflaggung und Kanonenschüssen umfuhr und schliefilich Yokohama in Japan erreicht,e. Fast drei§i Jahre zuvor konnte Sir Robert M'Clure die Existenz einer Nordwest-Passage nachweisen, doch es dauerte noch ein halbes Jahrhundert, bis Roald Amundsen zwischen 1903 und 1906 als erster die Passage per Schiff durchquerte.'

Im Rahmen der Kliinaforschung hat die Arktisforschung währen der letz- ten Ja,hrzehnte ein neues Standbein gewonnen. Klimasiinulationen mit numerischen Modellen zeigen, dass sich globale Klimaveränderunge a,uf polare und subpolare Regionen drastischer auswirken als auf andere Gebiete der Erde (z.B. Manabe et al.

1991; Rind et al. 1995; Washington & Meehl 1996). Beobachtete Umweltverände 'Ein ausführliche Überblic übe die Geschichte der Arktisforschung findet sich z.B. in Stoll (1991).

Abb. 1.1: "Die Stiirke Russlands wird durch Sibirien und das Nordmeer erweitert

/...I.

Michail W. Lomonossow (1 711-1 765)

rungen in der Arkt,is scheinen dies auf eindrucksvolle Weise zu belegen (s. Anhang A fü einen ~ b e r b l i c k ) . So könnt, ein Abschmelzen der arktischen Meereisdecke infol- ge ant,liropogener I<limaerwärmun einerseits die polare Seeschifffahrt vorantreiben.

andererseits aber auch unvorhersehbare Folgen fü d a s globale Klimasystein haben.

Die hohe Sensitivitä der Arktis l~insicht~lich Klimaveränderunge resultiert aus besonders effektiven Rückkopplungs oder Feedback-Mechanismen. Diese Feedbacks wirken wiederum auf Klimaveränderunge zurüc ^- verstärke diese (positive Rück kopplung) oder scl~wäche sie ab (negat,ive R,Ÿckkopplung ^- und sind schliefllich der Grund dafiir, weshalb die Arktis nicht nur so drastisch auf globale Klimaverände rungen reagiert,, sondern diese wesentlich mitbestimmt.

1.2 Meereis im Klimasystem

In Klimamodellen, die eine globale Erwärmun durch atmosphärisch Treibhaus- gaszunahme zu simulieren versuchen, spielt der Meereis-Albedo-Effekt als positiver Rückkopplungsmecl~anisn~u (d.h. die Erwärmun verstärkend eine herausragende Rolle (z.B. IPCC 1990; Manabe et al. 1991; Rind et al. 1995; Washington & Meehl 1996). Der Meereis-Albedo-Effekt resultiert aus dem Unterschied zwischen Was- ser und Meereis hinsichtlich des Reflexionsvermögen fü kurzwellige solare Strah- lung. Meereis reflektiert 70-80% der einfallenden St,rahlung; eine Schneeauflage kann die Albedo noch erhöhen Wird die einfallende Energie auf diese Weise zurüc in den Weltra,um gestrahlt, geht sie dem Klimasystein verloren. Freie Wasserober- fläche absorbieren rund 90% der einfallenden kurzwelligen Strahlung. Ein Rück gang der Meereisbedeckung forciert daher eine einmal begonnene Klimaerwä.rinung Der Meereis-Albedo-Effekt ist auch auf monatlicher Zeitskala von Bedeutung. So be- schleunigt er alljährlic den frühsommerliche Schmelzprozess des Meereises sobald sich Scl~n~elztümpe oder offene Wasserfläche bilden.

Nicht nur durch seine hohe Albedo üb Meereis unmittelbaren Einfluss auf

den Ozean auf globaler Skala umwälzt Dieser Beitrag zur Ge~aint~zirkulation wird als therinohaline Zirkulation (THC) bezeichnet und met,aphorisch häufi als erd- umspannendes Förderban dargestellt (s. Brünin & Lohinann 1999). Die in hohen Breiten produzierten dichten Wassermassen bilden die Quelle fü Boden- und Tie- femvasser im Weltozean und sind mit den Abwartsasten des t31~ermohalinen Förder bandes verbunden. Zusammen mit den Aufwärtsaste (Aufquellen) in extrapolaren Gebieten ergibt sich ein meridionales Zirkulationsmuster (A4eridwn,al Overturning Circulatzon,, kurz: MOC).

Der im Norden absinkende Bereich der MOC kann vier Meeresregionen zu- geschrieben werden2: dem Europäische Nordineer. den1 Nordpolarmeer (insb.

Ba,rents-See), der Grönland-Schottland-Schwell und der Labrador-See im Nordat- lantik (z.B. Mauritzen & Hakkinen 1999). Die dichten Wassermassen, die iin Eu- ropäische Nordmeer (u.a. Swift et al. 1980; Swift & Aagaard 1981; Strass et al.

1993; Mauritzen 1996a, 1996b) und iin Nordpolarmeer (Aagaard et al. 1985; Mau- ritzen 1996a, 1996b; Rudels et al. 1999; Anderson et, al. 1999) in Wintermonaten gebildet werden, ströme als Overflow Water übe das Schwellensystein zwischen Grönlan und Schottland in einer Tiefe von 500- 800 111 in den Nordatlantik ein.

Wie gewaltige Wasserfalle im Ozean sinken die Overflow-Wassermassen. südlic des Schwellensysteins bis in Tiefen unter 2000 in a b (Whitehead 1989). Dabei mischt sich Wasser aus dem Nordatlantischen Ozean ein (Entrainment), so dass sich der anfänglich Volumentransport des Overflows ungefäh verdoppelt (Price & O'Neil Baringer 1994). Das Endprodukt ist Nordatlantisches Tiefenwasser (NADW). In der Labrador-See werden durch Wint,erkonvektion Zwiscl1enwassermassen gebildet (La- brador Sea Water, LSW). Das LSW verteilt sich in Tiefen zwischen 500 und 2000 in (z.B. Rhein 2000). Die Produktionsrate von Tiefen- und Zwischenwasser bet,ragt 15-20 Sv (1 Sv = 10' m3/s). Das NADW und ein Teil des LSW könne sich in1 Deep Western Boundary Current (DWBC) relativ zügi nach Süde hin ausbreiten.

Ein in den oberen Schichten (Thern~oklii~e) des Nordatlant,iks flie§encle Rückst~ro erwärmter relativ salzreicher Wassern~assen schliefit die Zirkulation (z.B. Toinczak

& Godfrey 1994; Ga~nachaud & Wunsch 2000). Der damit verbundene Wärmetrans

port ist in mittleren nördliche Breiten von der Grö§enordnu l0l0 W und klima- t,ologisch von immenser Bedeutung. So könnt eine Abschwächun der THC eine deutliche Abkühlun in der nordatlantischen Region und weit darübe hinaus nach sich ziehen.

Tatsächlic zeigen grönländisc Eisbohrkerne zusammen mit paläozeanografi sehen Befunden aus dem Spätquartà verschiedene abrupte ~ n d e r u n g e n in1 norclat- lantischen Klima, die auf Anderungen der T H C zurückgefüh werden (z.B. Broecker 1991; Clark et al. 2002; Rahmstorf 2002). Mitunter sind diese Klin~aschwankungen von globalem Ausma§

Die Stabilit,at der THC ist eine der zentralen Fragen iin Zusammenhang mit globaler, anthropogener Kliinaerwarmung. Anderungen im Süfiwasserbudge des Nordatlantiks und des Nordineeres sind wahrscheinlich (z.B. Pet,erson et al.

2002). Durch schmelzende Gletscher, schmelzendes Meereis, Permafrost-Rückgan und verstärkt Niederschläg könnt sich der Süfiwassereintra in die arkt,ischen und subarktischen Meere beträchtlic erhöhen Eine Abnahme der Tiefenwasser- bildung durch eine stabilisierende Dichteschichtung würd die T H C 'strapazieren'.

I11 einigen Kliinamodellen kann eine schnelle, drastische Zunahme atmosphärische 'Sielte Abb. 111.1 zur Geografie der arktischen und subarktischen Meere,

Treibhausgase genügen Niederschlag in hohen Breiten herbeiführen um die THC erheblich abzuschwäche oder sogar zum Erliegen zu bringen (Manabe & Stouf- fer 1993; Stocker & Schmittner 1997). Der reduzierte ozeanische Wärmetranspor könnt die Zunahme der L ~ f t t e m p e r ~ t u r e n aufgrund von Änderunge in der a t - n~osphä.rische Strahlungsbilanz (Treibhauseffekt) in einigen subpolaren Gebieten 'nnähern kompensieren (2.B. Rahmstorf 1997).

Neben der zentralen Rolle, die die THC im Zusammenhang mit globaler Erwärmun spielt, wird auch nordatlantische Klimavariabilitä auf dekadischer und multidekadischer Zeitskala mit ihr in Verbindung gebracht (Bjerknes 1964). Inwie- fern die THC eine aktive oder taktgebende Rolle fü die Nordatlantische Oszillation (NAO) spielt, ist noch nicht geklär (vgl. Latif et al. 1999; Christoph et al. 2000;

Jung 2000).

EINLEITUNG:

Ziele der vorliegenden Arbeit

Kapitel I hat gezeigt, welch bedeutende Stellung die Arktis iin Kliinasystem der Er- de einnimmt. Ein tiefes Verst,ändni der dynamisch relevanten Prozesse im polaren Ozean-Meereis-System ist daher unabdingbar fü die Verbesserung von Klimavorher- sagen und die Interpretation paläozeanografische Daten. Als 'Experin~entierlabor' könne numerische Modelle dienen.

Globale gekoppelte Ozean-Atmosphäre-Meereis-Modell sind derzeit noch nicht, in der Lage. alle wesentlichen Mechanismen zufrieden stellend zu simulieren.

Beispielsweise erweist sich die schwache oder fehlende Bildung von Tiefenwasser iin Nordmeer in den meisten Klimamodellen als Problem (z.B. Rahmstorf 1997). Zu- dem macht es die Komplexitä der Wechselwirkungen zwischen den verschiedenen Kliinalcon~poi~enten schwer, die zahlreichen Prozesse und Mechanismen zu bcgrci- feil. U111 sich die Dyna,mik cles Kliniasysteins zu ersclilie§e und die Ergebnisse a u s gekoppelt,en globalen Klin~amodellen sowie aus Beobachtungen besser int,erpret,ieren zu können ist es sinnvoll, einzelne Komponenten auf regionaler Skala zu studieren.

Das oberste Ziel der vorliegenden Arbeit ist die Entwicklung eines dreidimen- sionalen prognostischen Ozean-Meereis-Modells fü das Nordmeer und den Nordat- lantik. Ein Allgemeines Zirkulationsmodell (General Circulation Model; GCAf) wird als prognostisch bezeichnet, wenn keine unphysikalischen diagnostischen Terme in den Modellgleichungen enthalten sind. Die am häufigste verwendeten diagnosti- schen Terme in Allgemeinen Zirlculationsmodellen des Ozeans sind Restoring-Terme.

die dynamisch relevante Grö§ wie Salzgehalt oder Temperatur an klimatologisch vorgeschriebene Werte koppeln, um ein unerwünschte Wegdriften der hydrografi- schen Felder von der Klimatologie aufgrund von Defiziten im Modell oder im Antrieb zu verhindern (z.B. Zhang et al. 1998; Steele et, al. 2001). Da,bei wird der Erhaltungs- gleichung einer Grö a ein Restoring-Fluss mit der Zeitkonstanten A hinzugefiigt,

wobei a* den klimatologisch vorgeschriebenen Wert bezeichnet. Restorinq-Flüss beschneiden die Anwendbarkeit von Modellen erheblich. So ist die prognostische Formulierung eines Ozean-Modells zwingend notwendig

e zur ungestörte Simulation der Variabilitä auf verschiedenen Zeitskalen (Re- storinq an eine Klimatologie dämpf die Variabilitä i n ~ Modell),

e zur Untersuchung verschiedener Klimate (fü palaozeanografische Moclellstu- dien ist in der Regel keine Hydrografie bekannt. mittels derer Restomg-Flüss

1

1

1

1

Zhang et al. (2000) Maslowski et al. (2000) Holla,nd (2001)

Karcher & Oberhuber (2002) Holloway & Sou (2002) Karcher et al. (2003) Köberl & Gerdes (2003)

1

nein Ja Ja Ja ja nein

ja Ja ins Nordmeer (l<in3/a)

1

Tab. 11.1: Aktuelle Ozean-Meereis-Modelle der Arktis.

errechnet werden könnten ^; inen (1999)

um nach Koppelung mit anderen I<limakomponenten (insbesondere einem At- mosphäre-Modell Klima,vorhersagen rechnen zu könne sowie

4372

zur Untersuchung von Stabilitätseigenschafte der Zirkulation (existieren z.B.

mehrere Gleichgewicl~tszustä~nde? .

In aktuellen arktischen Ozean-Meereis-Moclellen ist es üblich Restoring-Flüss zur Aufrechterhaltung der Salzgehaltsverteilung zu verwenden (Tab. 11.1). Restorzng- Flüss werden u.a. der Oberfläch des Meeres a,ufgeprägt um fehlende Sü§wasse eintrage durch Niederschkge und Flusswasser zu ersetzen (Steele et al. 2001).

Die Salzgehaltsverteilung ist fü die Dynamik der polaren Meere von besonde- rer Bedeut,ung. D a der thermische Expansionskoeffizient bei Temperaturen nahe a m Gefrierpunkt klein ist1, werden Schichtung und dichtegetriebene Zirkulat,ion im ark- tischen Ozean fast vollständi vom Salzgehalt bestimmt. Eine korrekte Simulation der Salzgehaltsverteilung scheint daher ein wesentlicher Faktor fü die erfolgreiche Modellierung des Nordmeeres zu sein ^- Salzgehalt-Restorinq nimmt, dabei einen gro§e Teil der Arbeit ab. Nur wenige Arktis-Modelle verzichten daher vollständi auf Restorzng (Tab. 11.1). Tatsächlic offenbaren diese Modelle erhebliche Schwäche in der Simulation von hydrografischen Feldern und Ströinungsmuster (vgl. Zhang et al. 1998; Steele et al. 2001). Mangels geeigneter Sensitivitä.tsstudie ist dabei nicht geklärt woher diese Unzulänglichkeite stammen.

In der vorliegenden Arbeit soll der Einfluss verschiedener arktischer SüJ3was serquellen auf die Hydrografie, das gro§räumi Zirkulationsmuster und die Meer- eisdecke systema,tisch untersucht werden. Zu diesem Zweck wird ein regionales pro- gn,ostisches Ozean-Meereis-Modell schrittweise durch Hinzufüge arktischer Sü§wa serquellen verbessert. Hierdurch kann die Sensitivitä des Systems Ozean/Meereis in1 Nordmeer hinsichtlich des SüBwasser-Antrieb gezielt analysiert werden. Die Er- gebnisse könne helfen, generelle Schwäche prognostischer Arktis-Modelle aufzu- decken und möglicherweis zu beheben. Als Basis fü das Ozean-Modell dient das z-Koordinaten-Modell 'MOM 2' (Pacanowski 1995). An das Ozean-Modell wird ein 'Der thermische Expansionskoeffizient von Meerwasser ist. in polaren Gewässer typischerweise viermal kleiner als in subtropischen Meeren: der haline Expansionskoeffizient variiert kaum.

dynamisch-tl~erinoclynamisclies Meereis-Modell mit, viskos-plastischer Rheologie ge- koppelt (Hibler 1979; Harder 1996). Fü den Einst,rom von Flusswasser und an- deren Sü§vasserquell wird eine Oberfläclienrandl~edingun formuliert, die den Voluineneintrag berücksichtig ('offene Oberfläche') Hierdurch ist. das Modell ande- ren Nordmecr-Modellen, welche mit. 'virtuellen Salzgehaltsflussen' (vgl. Huai-ig 1993;

Barnier 1998) angetrieben werden, überlegen Aufbau der Arbeit

Kapitel I11 fŸhr in die Thematik ein. Die geografischen und ozeanografischen Ei- genschaften des Nordineeres werden dargestellt. Es folgt eine Literat,urÜbersich zur Rolle von SüBwasse im N ~ r d p o l a r m e e ~ .

Kapitel IV beschreibt die verwendet,en Moclellkomponeiiten und die Koppe- lungs~trat~egie im Detail. Die atmosphärische Daten. die zum Antrieb des Ozean- Meereis-Modells benut,zt, werden, werden in Kapitel V prasent,iert.

Kapitel V1 befasst sich mit einem prinzipiellen Problem der Ozean- Modellierung: Wie behandelt man Meerengen, die sich mit dem ~erwendet~en Modell- gitt,er nicht auflöse lassen ('ausbaggern' oder schliefien)? In Arlhs-Nordatlai~t~ik- Modellen ist der Ka,nadische Archipel besonders problematisch. Trotz der nur wenige Kilometer breiten Kanale werden erhebliche Mengen salza,rmer Wassermassen durch den Archipel nach Süde transportiert. Werden die damit verbundenen SÜ8wasser transporte in einem prognostischen Ozeaii-Meereis-Modell nicht richtig erfasst. kann dies weit reichende Konsequenzen fü den arktischen Sü§wasserhauslia haben. Ziel der in Kapitel V1 vorgestellten Experimente ist es. die optimale Darstellung des Archipels fü ein gro§skalige Modell zu finden.

Die Rolle von SŸ§wass im arktischen. Ozean-Meereis-System wird in Kapi- tel V11 analysiert. Schrittweise werden dem prognostischen Modell neue Süfiwas serquellen hinzugefügt Dabei werden die Einflüss von Flusswasserzufuhr, Pazifik- Wasser-Einstroni durch die Bering-StraBe und Niederschlagen übe dem Nordpo- larmeer isoliert untersucht,. Die Zusammenstellung der kontinentalen Abflussclaten wird hierbei ausführlic beschrieben. Es folgt eine koniplet,te Aufstellung der SŸfiwas serbilaiiz des Nordpolarmeeres. Ferner wird das Ozean-Modell um die Einbindung passiver Tracer erweitert,, mit denen sich die Ausbreitung von Fluss- und Pazifik- Wasser im Nordineer verfolgen lasst,. Schlie§lic wird der Einfluss von arktischer SüBwasserzufuh auf Konvektion; Tiefenwasserbildung und die THC des Nordatlan- tiks untersucht.

Kapitel V111 behandelt ein besonderes t,echnisches Problem in der Ozean- Moclellierung: die Formulierung der Oberflachenrandbedingung fü SüBwasser eintrage. Alle in Tab. 11.1 angegebenen Nordmeer-Modelle verwenden Salzfluss- Randbedingungen. Ist die Vernachlässigun von Volumeneintragen durch Flüss und Niederschlage in den a,rktische Ozean gerechtfertigt? Experimente mit verschiede- nen Salzfluss-/Süfiwasserfluss-Ra,ndbedingungel sollen dieses Problem beleuchten.

Die Dissertation endet mit einem Ausblick hinsichtlich weiterer Anwendungen des hier vorgestellten prognostischen Arlds-Modells. Eine erste Studie mit paläozea nografisclier Fragestellung wurde bereits durchgeführ und wird im Anhang prasen- t,iert,.

HINTERGRUND :

Dynamik des arktischen Ozeans

111.1 Die Zirkulation im Nordpolarmeer

111.1.1 Topografie

Das Meeresgebiet nördlic der Grönland-Schottland-Schwell und der Bering-Strafie wird als Norclmeer (engl.: Arctzc Mediterranean) bezeichnet (Abb. 111.1 und Abb.

111.2). Zum Nordineer gehöre das E ~ r c p ~ i s c h e Nordmeer (Nordic Seas), welches die Grönland- Island- und Norwegen-See umfasst (deshalb manchmal auch GIN Sea), und das Nordpolarmeer (Arctzc Ocean). Das Nordpola,rmeer besteht, aus Schelfmee- ren, die kaum tiefer als 200 m sind (Barents-See, Kara-See, Laptew-See, Ostsibi- rische See, Tschuktschen-See, Beaufort-Schelf), und aus Becken, die teilweise Tie- fen von 4000 m erreichen (Kanada-Becken, Makarow-Becken, Amundsen-Becken, Nanscn-Becken). Kanada- und Makarow-Becken werden zum Kanadischen Becken zusammengefasst, währen Amundsen- und Nansen-Becken zusammen als Eurasi- sches Becken bezeichnet werden. Der trennende Lomonossow-Rücke besitzt eine Satteltiefe von Ca. 1400-2000 m. Die tiefste Verbindung zwischen dem Nordpo- larmeer und dem Europäische Nordineer stellt die Fram-Strage (ca. 2600 m Was- sertiefe) dar. Eine direkte, aber nur flache Verbindung zur Labrador-See und zum Nordatlantik hat das Nordpolarmeer übe die Kanäl des Kanadischen Archipels.

Geometrie und Topografie des Archipels sind extrem komplex (s. Melling 2000). Auf- grund der geringen Tiefe der Kanäl ist jedoch nur ein Austausch von Wasserinassen aus den oberen Schichten (max. 200 m) möglich Eine Verbindung zum Nordpazifik ist durch die schmale (85 km) und flache (Ca. 50 m) Bering-StraBe gegeben.

111.1.2 Hydrografie

Die Wassermassen des Nordpola,rmeeres werden gepräg durch den Einstrom atlan- tischen Wassers durch die Frain-Stra.Be und die Barents-See, den Einstrom nord- pazifischen Wassers durch die Bering-Strafie und durch Süfiwassereinträg die zum grö§t Teil von sibirischen Flüsse herrühren Modifiziert werden die Wassermas- sen durch Meereisbildung und -schmelze sowie durch atmosphärisch Wiirmeflüss übe den Schelfineer-Regionen, die im Sommer weitgehend eisfrei sind.

Traditionell wird zur Beschreibung der Hydrografie des Nordpolarmeeres zwi-

KB: Kanada-Becken MB: Makaro~v-Becken AB: Amundsen-Becken M: Nansen-Becken

Abb. 111.1: Topografie des AJordmee~-es: Scheqmeere und Becken. Isobathen, (m): 500> 1500, 2500, 3500.

schen drei Haupt\vassermasse~~ unterschiedeill (Coacllinan & Aagaard 1974).

e Oberflächen-/Haloklinenwasse (ca, 0-200 ln) init Telnperaturel~ iialie ain Gefrierpunkt. und Salzgehalten unter 34 psu (rund 15% Vol~~nienanteil),

e Atlantisches Wasser (ca. 200-1000 in) mit Teniperaturen übe O° (bis 3OC) und Salzgellalten zxvisclle~~ Ca. 34.8' und 35 psu (rund 25% Voluinerlanteil)~

e Tiefen- und Bodenwasser mit Teinperat,uren) die mit z ~ ~ i i e h ~ n e n d e r Tiefe bis a ~ l f -l° absinken: und nur leicht höhere Salzgelialten als in der Atla,n- tisclien Scl~icht (rullcl 60% Volurnei~~nteil) .

Die Halolcliiie ist mit der Pykliokline nahezu identisch uncl sorgt fü eine hohe Scllich- tungsstabilität Sie ist übe den arktischen Tiefseebecken gaiizjallrig vorhaiiden und verl~indert dort tief reichende I<onvektion iin offenen Ozean. Die kalte Halokline reguliert die Energiebilanz an der Oberfläche indem sie diese vom warinen Atlanti- schen 14Jasser abschirmt.

Die Barents-IKara-See-Region (bis östlicl von Sewernaja-Semlja) scheint so-

\17olil fü die Bildung von Haloklir~el~\vasser als auch fü die Tiefei~~~~asserproclul~tion 'Fü eine det.ail1iertere Darst.ellu11g arkt.isc11er \Vassern~asse~~ sei auf Rudels et al. (1999) ver\viese~~.

'Zur Dezimaltreni~u~~g wird in der vorliegende11 Arbeit stets ein Punkt, verwendet.

Abb. 111.2: Topografie des Nordmeeres: R Ã ¼ c k e und Straflen. Isobathen wie zn Abb. 111.1.

von grofler Bedeutung zu sein (Aagaard et, al. 1981; hlicittun 1985; 3,Iartin & Ca.- valieri 1989; Pfirman et al. 1994; Steele et al. 1995; Bauch et al, 1995; Jones et al.

1995; Schauer et al. 1997; Rudels et al. 1999). In der Halokline des Kanadischen Beckens finden sich zudeni IVassermassen aus den1 nördlicl~e Bering-Meer und der Tschuktschen-See (Coachman & Barnes 1961; Aagaard et al. l 9 8 1 ) . ~

Deutlich ausgeprägt Sa,isona.litä in der Hydrografie ist groflra~imig nur in den obersten 100 m festzustellen. So~nmerliches Schmelzen von kfeereis führ zur Bildung einer misonalen Ha.1okline in Ca, 20-40 m Tiefe. Der Oberfläcl~ensalzgehal verringert sich dabei um Ca. 0.5-1.5 psu gegenübe den ?Vinter~erten (z.B. Steele et al. 1996;

Steele & Boyd 1998). Die 'So~nmerhalokline' wird den jeweils nachfolgenden IViiiter nicht überstehen Salza.i~reic1~eru~lg währen der Eisbildung führ dann dazu: dass die Schmelzwasserschicl~t a.n des Oberfläch ver~~ichtet wird (z.B. Rudels et al. 1996;

Steele & Boyd 1998).

111.1.3 Oberflächenzirkulatio

Die mittlere Zirkulation des Oberflächenwasser im Nordpolarmeer ist in Abb. 111.3 schematisch dargestellt. IVarnles Wasser stromt mit dem Normregisc11-Atlant~sche~~

Strom (NAC) in die Nordpolar~neer-Region. Der Stronl spaltet sich dabei in einen Barents-See- und einen Fram-Straflen-Ast (IVSC, West-Spitzbergen-Strom). Letz- terer teilt sich im Bereich der Frain-Strafle wiederum auf in einen Zweig: der in

3Eine det(ai11ierte Darst.ellung des Auhaus der Halokline findet sich in Carmack (2000).

das Kordpolarmeer läuft (Xord-Spitzbergen-St,ron~), und in einen rezirlculierei~den Zweig; der den1 Ostgröi~laiid-Stroll (EGC) relativ warmes \Vasser zuführt Ebenfalls in die Barents-See fliefit der Sor~vegische Küsten-Stroi (NCC). Beim Einströme in die Kordpolarn~eer-Region versclln~inden die vo1-11 NAC stainmei~clen 147asserinassen rasch von der Oberfläclle sinken untder weniger dichtes> relativ salzarmes polares Wasser und speisen die Atlantiscl~e Z~i~ischen~~~asserscliicl~t. Die grofislcalige Ober- flächei~zirlc~~latio im Inneren des Nordpolarineers ist, gepräg d u ~ h die rrranspolar- Drift ( T P D ) ) die sich von den sibiriscllen Schelfmeeren bis zur Fram-Strafie erstreckt:

und dem antizyklonalen Beaufort-Wirbel im Kanadischen Beckeil. Diese zwei Haupt- merkina.le bestiinilien aucll das n ~ i t t l e ~ e Zirk~llatioiismuster des arktischen Meerei- ses. Als Ursacl~e hierfü gilt der atmospl~ärisch Antrieb: der in1 langjährige klittel durch ein Hochdruckgebiet übe dein Kanadischen Becken und ein Tiefdruckgebiet übe dein norcle~~ropäiscl~e Teil des Xordineeres gepl-%gt ist (z.B. Colony & Thoril- dike 1984; Pavlov 1998). Ein beträchtliclle Teil des arlctischen Meereises wird übe den sibiriscl~en Schelfen gebildet. Den wichtigsten 'A~~sgaiig' stellt clie Fram-Strafie dar. Das Eis wird entlang des E G C bis zur Däneniark-Strafl und darübe l~iilaus trailsportiert. 1111 Europäische Xordmeer und in1 Xordatlantik scl~inilzt, es scllliefi- lieh (z.B. Harder 1996; Hilmer et al. 1998).

30 " E

BG: Beaufort Gyre TPD, Transpolar Drift EGC: East Green1:1nci Cut-rent JMC: Jan Mayen Cument NAC: Nor\$eg~an Atlantx Current NCC: Nor~vegian Coastal Currenl TT7SC: M'est Spilsbergen Current

Abb. 111.3: Schematische Darstellung der mittleren Oberflächenz~rkulatio i m Nordmeer. W a ~ m , e Ström,unge sind h,ellgrau, ku.lte Strömunge dunkelgrau dargestellt. Isobathen wze zn Abb. 111.1.

Abb. 111.4: Zyklonale u n d antizyklonale Jahre zn d e r Arktis nach Proshu- t i n s k y & Johnson (1997).

Schon lange weiB mall um die Existenz des Beaufort-Wirbels und der TPD in der ozeanischen Oberflächenzirkulatio (Coachman & Barnes 1961; Newton 1973). Datei1 aus Messkampa.gnen in den 8Oer und 90er Jahren und ilumerische Simulationen4 haben dieses Bild einerseits untermauert, andererseits aber auch um die Erkenntnis erweitert: dass die St.römunge beträchtliche Sch~vankungen unter- liegen. Hervorgehoben sei hier die von Proshutinsky & Johnson (1997) vorgeschlage- ne Klassifizierung in zyklonale und antizyklonale Zirkulat.ionsregime, die aus einer Simulation der windgetriebenen, barotropen Strömun in einem zweidimensionaJen Eis-Ozean-Modell des Nordmeeres fü den Zeitraum 1946-1993 resultiert. Demnach schwankt die windgetriebene Zirku1a.tion von Eis und Ozean z~irischen zyklonalen und antizyk1ona.len Zuständen die jeweils eine Persistenz von 5-7 Jahren besitzen (Abb. 111.4). Wechsel von einem Zustand in den anderen werclei~ durch Änderunge von Position und Intensitä des Island-Tiefs und des sibirischen Hocl~druckgebietes verursacht. Das lklassiscl~e' Zirkulationsscl~ema mit a u ~ g e p r ~ g t e m Beaufort-Wirbel im Jahresmittel der Eisdrift ist dabei lediglich in antizykloilalen Jahren vorhanden.

In zyklonalen Jahren schwäch der Beaufort-Wirbel drastisch ab, wird eng a,n die nordainerikanische Küst gedräng oder durch ein zyklonales Strömungsmuste im Kmadischen Becken ersetzt.

4Da.7 erste dreidimensionale nuinerische Ozean-IbIodell des Nord~neeres stammt von Sen~t.ner (1973, 1976a).

Jalireszeitliclie Scl~~~anl<uiigen der Oberflacheiizirl~ulat~ioii lmv. Eisclrift) ~verclen aiiliancl von &~Ioc~ellrechiiungeii u.a, von IVarli-Varilas et, al. (1991)> Polyakov e t al.

(1999) uncl I<arcl~pr & Oberliuber (2002) cliskutiert. Eine A11sclnvacl1ul~g bzw. ein

\~erscliwinden cles Beaufort-TVirbels iin Sonlnier ^- selbst in aiitizyl~lonaleii Jahren -

ist dabei ein typisclies AIerlc~~ial.

111.1.4 Zwischen- und Tiefenwasser-Zirkulation

Der Bereicli zmriscl~eii 200 und 1700 m wird als Z~vischei~~vasser bezeichnet. Dies ent- spriclit, clem Tiefe~ibereicli ~111terlialb cler Halokliiie bis zur ungefalxen Satteltiefe des Loi~~o~iosso~v-Riickeiis. In Tiefen bis 1000 ni wird das Z~i~iscl~en~vasser vom Atlanti- sclien JVasser geprägt, clas durch die östlicli Frain-Strafle ocler übe die Barelits-See ins Xordpolarmeer einström (Abb. 111.5). 111 der Literat,ur ~verclen die V o l u ~ ~ i e ~ i - traiisporte beider Ast,e liäufi mit jeweils -2 Sv aiigegel~eii (z.B. R ~ ~ d e l s et, al. 1994;

Pfirniai~ et al. 1994). Es ist jeclocli ZLI beacht,eii. dass beträcl~tlicli Fl~ll<tuatioiien a ~ ~ f iiiteraiiiiuellen und lcürzere Zeitskaleii beobaclitet. werden lcöniie (z.B. Ing- valclseii et al. 1999). 111 cler Fraln-Strafle xvird das salzreiclie Atlantik-Wasser durcli relativ salzarmes polares Oberflächeii~vasse voii cler kalten At~iiosi~liär abgescl~irn~t uncl kmii niit, relativ liol~eii Teniperaturen von mehr als 3OC I V à ¤ r i ~ ~ ins Xorclpolar- meer transpoi-tieren (z.B. Quadfasel et al. 1987). At~lantisclies Wasser; das übe deii flaclieii Bareiits-Schelf eiiiströint wird llingegei~ beträcl~tliche \Varineflüsse ausge- setzt; die clas Wasser stark a~bI<ülile (iii Abb. 111.5 d~ircli clie liell-dunkelgra~~e Linie dargestellt,). kleereisbildung- uiid sclnnelze sorgen zusätzlicl fü eine E r ~ v e i t e r ~ ~ i i g des ursprüngliclie Dichtebereiclis (Pfirman et al. 1994). Das nioclifizierte Atlantilc- Wasser ströni übe deii St. Anna-Trog ins Eurasisclie Becken ein. Die clicl~tcst~cn IVassermassen gleiten dabei hinab bis in Tiefen von 1000 in und bis~veileil sogar darübe liiiia,us (Scliauer et a.1. 1997; Gercles & Scl~auer 1997).

Das groflräun~ig Zirl<ulatio~is~nust.er des Z~viscl~en~vassers kann ans kIess~111- geil von Temperatur, Salzgelialt und Spureiistoffeii (u.a. Freone: Silikate) ko~ist~ru- iert, xverdeii. Eine umfassende Darstellung der Ströni~nige findet sich in Ruclels et al. (1994). An1 St,. Ailiia-Trog treffen die aus Süde koninienden IVasserinas- Sen: clie sie11 in Fraln-Straflen- und Barents-See-Ast uiiterteilt haben, wiecler zusaiii- lneii. Es komint ZLIIII Eiiiscliichten~ Verinischen und Verdränge von 14~asserinassen

-- in Abb. 111.5 durch deii Doppelriiig sjrmbolisiert (Schauer et al. 1997; Gerdes 8.1 Scliauer 1997). Die voln Atlantik stainmenden JVassermassen setzen ihren Weg nach Osten fort. Ein Teil rezirknliert a m Nansen-Gakkel-Rüclcei und weiter östlicl ain Lomonosso~~~-Rücken ein anderer Teil ström weiter entlang des Koiiti~~entalschelfs.

Zyl<loiiale Ströniuiigsinuste scl~eilieii sich ancli iin klakarow- ~ ~ i i d iln I<anada-Becken zu bildeii. Das Z~vischenxi~asser verläss das Nordpola.r~neer scllliefllicli durch die west- liclie Frain-St,raOe.

Noch weit weniger beI<annt als die Zxviscl~eiix~~asser-Zirlculatio~~ sind die Strömunge der Tiefen~vassern~assei~. Auf Basis von Tracer-Daten wird ein dein Z~visclieii~vasser-Zirkulationsschema sehr ähnliche h1uster init zykloi~aIen Ströinun gen entlang cler R.äi~de des Eurasischen, L4akaroml- uiid Kanada-Beckens angenoin- inen (Aagaard 1981; Jones e t al. 1995). Durch Rückensystem getreiint ist der

~4~assermasseiiaustauscli z~vischeii den Tiefseebeckeii allerdi~igs gering. Die Tiefe der Franl-Strafle erlaubt, hingegen einen reclit effektiven Austausch z~vische~i dein Eura- sischen Becken lind der Grönland-Se (Aagaard et al. 1985; Smethie et al. 1988).

Der gesamte ^- d.h. übe alle Schichten integrierte - Voluineiitransport des EGC

Abb. 111.5: Schematische Darstellung der Zwischenwasser-Zirkulation (200 1700 m). Siehe Erklävunge im Text.

liegt in der Gröi3enordnun von '--'4 Sv (z.B. Rudels 1998; Schlichtholz & Houssais 1999b). Da der Ausstrom von Wassermassen durch den Kanadischen Archipel das durch die Bering-Strai3e einströmend Volumen annähern kompensiert (jeweils Ca.

1 Sv), entspricht der Transport im EGC dem Volumeneintrag Atlantischen Wassers durch die Fram-Stra§ und übe die Barents-See (Rudels 1998).

Mittlere Verweilzeiten von Wassermassen in bestimmten Bereichen des Nord- polarmeeres könne aus einer Kombination verschiedener Tracer (^ , ^e, Freone,

^ C , ^AI-) bestimmt werden. Bönisc & Schlosser (1995) und Schlosser et al. (1999) fassen die Resultate verschiedener Studien zusammen. Dabei ergibt sich folgendes Bild:

Schelfe: Ca. 3 Jahre.

Deckschicht (mzxed lauer): 3-5 Jahre,

Halokline: Ca. 10 Jahre, im Kanadischen Becken möglicherweis etwas länge (Bauch et al. 1995),

0 Atlantische Schicht: ca. 25 Jahre im Eurasischen Becken und Ca. 30 Jahre im Kanadischen Becken,

0 Tiefen- und Bodenwasser: 50-100 Ja,hre im Eurasischen Becken (250-300 Jahre im Bodenwasserbereich unterhalb der Satteltiefe des Nansen-Gakkel-Rückens und 300-450 Jahre im Kanadischen Becken.

Eine hohe Verweildauer spiegelt eine geringe Ventilationsrate wider.

111.2 Sufiwasser im Nordpolarmeer

eine Literaturubersicht

Obwohl das Volumen des Nordpolarmeeres nur 1.5% des Gesamtvolumens aller Meere beträgt empfäng der arktische Ozean, rund 10% des weltweiten kontinen- talen Süfiwasserabflusses Unter anderem beliefern vier der zehn weltweit grofiten Flusssysten~e (Jenissei, Lena, Ob. Mackenzie) das Nordpolarmeer mit SüBwasser Der Gesamt-Flusswassereintrag ins Nordpolarmeer liegt grob zwischen 2500 u n d 3500 km3/a (Aagaard & Carmack 1989; Becker 1995; Gordeev et al. 1996; Prowse

& Flegg 2000): die Angaben in der Literatur sind oft unklar oder widersprüchlich Weitere Sü§wasserquell stellen die Niederschlä,g übe dem Ozean dar sowie der Einstrom von relativ salzarmen nordpazifischen Wasserinassen durch die Bering- Strafie. Beide GröBe zusammen ergeben einen Sufiwassereintrag, der in etwa dem der Flusswasserzufuhr entspricht. Aagaa,rd & Carmack (1989) verbinden zudem den Transport des salzarmen NCC mit einem Süfiwassereintra ins Nordpolarmeer von ca. 250 kn13/a. Das Süf3wasserbudge wird l~auptsächlic durch Ausströme salzar- men Wassers bzw. Meereises durch die Kanale des Kanadischen Archipels und durch die Frain-Strafie bilanziert (Aagaard & Carmack 1989).

Die Sii§wasserzuful~ ins Nordpolarmeer ist aus verschiedenen Gründe von besonderen1 Interesse fü die physikalische Ozeanogra,fie und die Klimaforschung.

Es stellen sich folgende Fragen, die auch im Rahmen der vorliegenden Arbeit eine zentrale Rolle spielen:

Welche Transportwege nimmt zugeführte Sü§wass im N ~ r d p o l ~ r m e e r ? Wie- viel Süi3wasse wird gespeichert?

o Welchen Einfluss üb SiiBwasser auf die Bildung und Aufrechterhaltung der Meereisdecke aus?

e Wie beeinflusst die Sܧwasserz~~fu das grofiräun~ig Strömungsinuste im Nordmeer?

e Wie und wo beeinträchtig die Sufiwasserzuful~r Konvektion und Bildung von Tiefenwasser? Wie häng folglich die T H C des Atlantiks von der Süfiwasser zufuhr ab?

Die wichtigsten Vorarbeiten zu diesen Fragen werden im Folgenden zusammenge- fasst.

111.2.1 Verteilung des Sü§wasse im Nordpolarmeer

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

.

,?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

.

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.

111.2.2 Einfluss arktischer Sü§wasserquell auf die Bildung und Aufrechterhaltung der Meereisdecke

Sowjetische Pläne ins Nordpolarmeer mündend Flüss nach Süde umzuleiten, um dem in der südliche Sowjetunion herrschenden W a ~ s e r m ~ n g e l entgegenzuwir- ken, mot,ivieren in den 70er und 80er Jahren einige Wissenschaftler zur Untersu- chung des Einflusses von Süfiwasse auf die arktische Meereisdecke (Cattjle 1985).

Ohne den Einsatz mathenia~tischer Modelle fŸhre die Spekulationen jedoch in alle Richtungen. Aagaard & Coachman (1975) argumentieren dahin gehend, dass eine Reduzierung des Flusswassereintrags arktische Oberflächensalzgehalt erhöhe und die Scliichtungsstabilitä verringern würde Durch Unterdrückun konvektiver Ver- mischung stfellt die salzbedingte Dichteschichtung aber eine grundlegende Vorausset- zung fü die winterliche Eisbildung dar. So hätt eine Abschwächun der Schichtung und insbesondere ein Verschwinden der isothermen kalten Halokline weit reichende Konsequenzen. Das Eindringen warmen Atlantischen Wassers in die Oberflächen schiclit würd begünstig bzw. ermöglich und der Wärnieflus ins Meereis drastisch erh6ht werden. Ein Rückgan der Eisdecke wär die Folge, Antonov (1978) und Miclclin (1981) glauben hingegen a n eine Zunahme der Eisbedeckung. Das Argu- ment: der Eintrag von Flusswasser erzeugt Dicl~teströmungen die einen verstärkte Einstrom Atlantischen Wassers ins N ~ r d p o l ~ r m e e r bewirken. Eine Reduzierung des Flusswassereintrags würd somit den Einstrom warmen Wassers verringern und die

Eisbedeckung verstärken Zusätzlic würd sich der Wärmeeintra des Flusswassers selbst vermindern, was zumindest in der unmitt,elbaren Näh der Miindungen die Frühjahrsschmelz verzöger könnte

Mit einem recht einfachen, stationäre Zwei-Schichten-Modell des Nordpo- larmeeres versucht Stigebrandt (1981) einen Zusammenha,ng zwischen arl~t~ischer Süflwasserzufuh und Eisdicke zu finden. Dem Modell zufolge würd selbst eine Flusswasserabnahme von 50% (die kühnste Plän der Sowjetunion sahen eine ma- ximale Reduzierung des gesamten Flusswassereintrags von weniger als 10% vor) die Eisbedeckung nur geringfügi vermindern. Erst bei Abnahme des Einstroms salz- armen Pazifik-Wassers durch die Bering-Strafle undIoder Zunahme des Eisexports könnt eine Reduzierung des Flusswassereintrags von dieser Gröflenordnun die Eis- decke gefährde oder sogar vollkommen verschwinden lassen.

Einen anderen Ansatz stellt Lemke (1987) vor. Er koppelt ein t,hermodynami- sches Meereis-Modell an ein eindimensionales Modell der Deckschicht und Pykno- kline. Ein wesentlicher Vorteil dieses Ansatzes ist die zeitabhängig Formulierung, die saisonale Variabilitä erlaubt. Ähnlic dem Modell von Stigebrandt (op.cit,.) zeigt auch dieses Modell eine nur geringe Sensitivitä der Meereisdecke hinsichtlich Änderunge im Flusswassereintrag. Eine Reduzierung des Abflusses von 30% (50%) verringert die maximale winterliche Eisdicke durch Schwächun der Wassersäulen schichtung um nur 3 cm (30 cm). Die Zeitskala, innerhalb derer die Änderunge vollzogen werden, beträg dabei rund 30 Jahre.

Experimente zu veränderte Flusswassereinträge mit einem dreidimensiona- len gekoppelten Ozean-Meereis-Modell des Nordmeeres basierend auf primitiven Gleichungen werden erstmals von Semtner (1987) durchgeführ (s.a. Vorarbeit in Sen~tner 1984). Das Herabsetzen des Eintrags der russischen Flüss Nördlich Dwi- na,, Petschora, Ob und Jenissei u m jeweils ein drittel des klimatologischen Wertes führt aufgrund eines veränderte Strömungsmuster in der

Barents-/Kars-See

Problematisch ist hierbei jedoch die kurze Integrationszeit von nur zwei Jahren nach Änderun der Flusswasserzufuhr. Beachtet man die mittlere Verweildauer der Was- sermassen übe den Schelfen von ca. 3 Jahren (vgl. Absatz III.1.4), so wird deutlich, dass wesentliche Einwirkungen auf das zentrale Nordpola,rmeer in solch einem Ex- periment grundsätzlic nicht zu erwarten sind.

Jünger Studien zum Einfluss arktischer Sü!3wasserquelle auf die Meereis- bedeckung mittels dreidimensionaler prognostischer Ozean-Meereis-Modelle stam- men von Weatherly & Walsh (1996) sowie Prange & Gerdes (1999). Weatherly &

Walsh (op.cit.) vergleichen einen K ~ n t r o l l l ~ u f , der klimatologische Niederschläg und Flusswassereinträg berücksichtigt mit vier Experimenten, die sich im arktischen Sܧwassereintra unterscheiden. Nach 10 Jahren Integrationszeit ist das Eisvolu- men bei doppelter Niederschlagsrate 10% grofler als im Kontrollla,uf. Bei fehlendem Niederschlag reduziert sich das Eisvolumen um 35%, bei fehlendem Flusswasser um 10%. Im Falle des doppelten Flusswassereintrags ist das Eisvolumen nahezu identisch mit dem des Kontrolllaufs. Die Autoren argumentieren, dass die arktische Halokli- ne im Kontrolllauf bereits hinreichend stark ausgepräg ist, so dass ein erhöhte Zufluss von Sü§wass keine weitere Wirkung auf die Wärmebilan a,n der Ober- fläch haben kann. Die Zunahme des Eisvolumens bei doppelter Niederschlagsrate ist hauptsächlic bedingt durch eine erhöht Schneebedeckung des Meereises, welche die