Ozean- Schelfeis Wechselwirkung

Der zunehmende Massenverlust des antarktischen und grönländischen Eisschildes und damit der Anstieg des globalen Meeresspiegels ist eng verknüpft mit der Erwärmung der polaren Ozeane.

Durch Förderbänder im Eisschild – den Eisströmen – wird Inlandeis Richtung Ozean in die angrenzenden Schelfeise transportiert. Diese bilden riesige Eiszungen, welche auf dem Ozean schwimmen, da sie durch das Ausdehnen in weite Meeresbuchten an Eisdicke verlieren und zudem ist Eis leichter als Wasser (910 kg/m3 zu 1028kg/m3).

An den Rändern und oftmals auch im Inneren ("aufgepinnt" an ehemalige Inseln) sind Eisschelfe im Kontakt mit der Bodentopographie. Diese bremst die Schelfeise und daher den Transport der Eisströme zum Meer hin ab. Durch erhöhtes Schmelzen an der Eisunterseite der schwimmenden Schelfeise wird die Bremswirkung vermindert, z.B. wenn sich die Eiszunge von unterseeischen Inseln ablöst und diese reibungslos überströmt werden. Folglich erhöht sich die Geschwindigkeit der Eisströme.

Nur Eis aus dem Inland kann zur Meeresspiegelerhöhung beitragen da es beim Eintritt in den Ozean Meerwasser verdrängt. Ein schwimmendes Schelfeis hat dies schon getan. Sein Schmelzen, wie auch das von Eisbergen, erhöht den Meeresspiegel nicht. Dies kann man ganz einfach nachvollziehen, wenn man den Wasserstand beim Schmelzen eines Eiswürfels im Wasserglas beobachtet.

Foto: Yannick Kern

 

Kontakt:

Dr. Hartmut Hellmer

 

 

 

 

 

 

Antarktisches Eisschild heute

Neueste Satellitendaten zeigen, dass basales Schmelzen den größten Beitrag zum Massenverlust des Antarktischen Eisschildes darstellt. Basales Schmelzen wird durch den Transport von relativ warmem Wasser aus dem tiefen Ozean oder kaltem, hoch-salinem Schelfwasser in die Schelfeiskaverne hinein verursacht (Abb. 2).

An der 1300 Meter unter dem Meeresspiegel liegenden Aufsetzlinie (Ort wo das Schelfeis den Boden berührt - Abb.2) des relativ kleinen, an das Amundsenmeer angrenzenden Pine Island Schelfeises verliert der Eisstrom mehr als 100 Meter pro Jahr an Dicke. Ursache dafür sind Wassermassen, die von der 500 Kilometer entfernten kontinentalen Schelfkante kommen und mit Temperaturen von über 1 Grad Celsius in die Kaverne (mit Meerwasser gefüllter Raum unter dem Schelfeis – Abb. 2) einströmen.

Die großen antarktischen Schelfeise mit einer Fläche von bis zu. 450 000 km² werden von den warmen Wassermassen des tiefen Ozeans bisher nicht erreicht. Dafür strömt durch intensive Meereisbildung entstandenes kaltes (-1,9 Grad Celsius) und hoch-salines Schelfwasser in die Kavernen (Abb. 2). Dadurch betragen die Schmelzraten deutlich weniger als 1 Meter pro Jahr.

Meerwasser mit einer Temperatur unter null Grad Celsius kann Eis schmelzen, da der Gefrierpunkt von Wasser vom Druck und dem Salzgehalt abhängt. Für eine mittlere Schelfeisdicke von 500 Metern und einem Salzgehalt von 34 Gramm pro Kilogramm beträgt der Gefierpunkt von Meerwasser -2,23 Grad Celsius. Beim tiefen Schmelzen entsteht eine Wassermasse, das Eisschelfwasser, mit Temperaturen unterhalb des Oberflächengefrierpunktes von ca. -1,9 Grad Celsius. Diese sehr kalte Wassermasse ist auch noch im tiefen Ozean messbar (Abb. 2).

Antarktisches Eisschild morgen

Simulationen mit unserem numerischen Modell des Ozean-Schelfeissystems zeigen jedoch, dass die atmosphärischen Bedingungen im südlichen Weddellmeer, an das das große Filchner-Ronne Schelfeis angrenzt, als Folge der globalen Klimaerwärmung die Ozeanzirkulation in naher Zukunft fundamental verändern könnten: Durch eine Verlagerung des Küstenstroms könnte wie im Amundsenmeer relativ warmes Wasser mit ca. 1 Grad Celsius in die Kaverne des Filchner-Ronne Schelfeises einströmen (Abb. 2), was zu einer starken Erhöhung der basalen Schmelzraten führen würde. Innerhalb von wenigen Jahren würde sich dies durch den Verlust von Bodenhaftung auch auf die Dynamik der Eisströme und damit auf die Massenbilanz des Antarktischen Eisschildes auswirken.

Auch an anderen Küstenabschnitten der Antarktis wäre ein wärmerer Ozean in der Lage, einen Schelfeis-Rückzug zu bewirken. Dabei hängt es aber maßgeblich von der Beschaffung des Untergrundes, den Beckenstrukturen (Abb.3) ab, ob es zu einem signifikanten Massenverlust und einem bedrohlichen Anstieg des Meeresspiegels kommt.

Modelle

Die in numerischen Modellen simulierten ozeanischen Veränderungen sind sehr stark von der Wahl des atmosphärischen Antriebs aus Klimamodellen abhängig. Daher sind weitere Modelluntersuchungen zum Südozean mit verbesserten Randbedingungen (IPCC-AR6) notwendig. Dies erfordert eine intensive Überprüfung der Modellergebnisse, die nur durch kontinuierliches Messen (Monitoring) der hydrographischen Bedingungen in den Randmeeren und Schelfgebieten der Antarktis (https://www.awi.de/en/science/climate-sciences/physical-oceanography/projects/fisp.html) und Grönlands sichergestellt werden kann. Jedoch ist die direkte Kopplung des Ozeans mit dem Schelf- und Inlandeis in den numerischen Modellen bisher nicht zufriedenstellend gelöst.

An dieser Herausforderung wird am AWI intensiv gearbeitet. Die Aussagekraft der Modelle ist dabei in hohem Maße von der Genauigkeit der Kenntnisse zur Geometrie der Schelfeiskaverne sowie der Bodentopographie unter dem Eisschild (Abb. 3) abhängig. Daher arbeiten die physikalischen Ozeanographen am AWI in der Frage der Ozean-Eisschild Wechselwirkung eng  mit den Kolleg*innen der Geophysik und Glaziologie zusammen.

Grönländisches Eisschild

Das grönländische Eisschild fließt mittels mächtiger Eisströme über zahlreiche Gletscher in den Ozean ab. Im Kontrast zur Antarktis dominieren entlang der grönländischen Küste Gletscher ohne Eiszunge, die dennoch an ihrer Abbruchkante (auch Kalbungsfront genannt) im direkten Austausch mit den Ozean stehen. Die Kalbungsfront kann in Abhängigkeit von der unter dem Gletscher liegenden Bodentopographie eine Dicke von hunderten Metern haben, wobei nur ein Bruchteil davon über der Meersoberfläche zu sehen ist. In großen Tiefen führt daher warmes Atlantikwasser (welches salzig ist und daher schwerer als kaltes, frisches Polarwasser) zu hohen Unterwasser-Schmelzraten.

In den letzten zwei Jahrzehnten wurde ein verstärkter Rückzug der grönländischen Gletscher beobachtet. Die Verdünnung und der erhöhte Verlust von Eismasse wurden nicht nur auf erhöhte Oberflächenschmelzraten bedingt durch wärmere Lufttemperaturen, sondern auch auf erhöhte Unterwasser-Schmelzraten bedingt durch das Heranführen von wärmeren Atlantikwasser zurückgeführt. Ein besonders starker Rückzug der Gletscher wird seit Mitte der 1990er Jahre entlang der West- und Südostküste Grönlands beobachtet, wo in den angrenzenden grönländischen Fjorden Wassertemperaturen von bis zu 4°C an den Gletschern anliegen.

Im Gegensatz dazu ist eine Eisdickenabnahme der Gletscher im Norden Grönlands erst seit Mitte der 2000er Jahre zu beobachten. Hier, entlang der Nord- und Nordostküste Grönlands findet man vermehrt Gletscher, die eine auf dem Ozean schwimmende und in Fjorden eingebettete Gletscherzunge besitzen (vergleichbar mit den Schelfeisen der Antarktis). Zusätzlich zur beobachteten Abnahme der Eisdicke dieser Gletscherzungen führten zuletzt enorme Kalbungsereignisse (Kalben bezeichnet das Abbrechen größerer Eismassen von Gletschern) zu einem dauerhaften Verlust von Teilen der Gletscherzungen bis hin zum kompletten Kollaps einer Gletscherzunge im Nordosten von Grönland.

Am AWI untersuchen wir die Ozean-Gletscher-Wechselwirkung an der längsten noch existierenden Gletscherzunge Grönlands - dem 79 Nord Gletscher (im dänischen auch Nioghalvfjerdsbreen genannt) - im Nordosten Grönlands. Mehr Infos dazu finden Sie unter GROCE und SPP-OGreen.