Meereis, durch Gefrieren von Meerwasser z.T. unter Beteiligung von atmosphärischem Niederschlag gebildetes Eis. Aufgrund der Gefrierpunktserniedrigung, die sich aus der im Meerwasser gelösten Salzfracht ergibt, setzt die Meereisbildung erst bei Temperaturen unterhalb 0ºC ein. Für Wasser mit einem Salzgehalt von 34 psu (practical salinity units) liegt der Gefrierpunkt bei -1,8ºC. Bei Salzgehalten oberhalb von 24,7 psu fällt das Dichtemaximum von Meerwasser mit dem Gefrierpunkt zusammen. Es kommt daher im offenen Ozean, im Gegensatz zu Süß- oder Brackwasserkörpern (z.B. der Ostsee), im Verlaufe der Abkühlung nicht zu einer stabilen Dichteschichtung, sondern zur thermohalinen Zirkulation der Deckschicht. Nach Erreichen des Gefrierpunkts bzw. einer Unterkühlung um meist wenige Hundertstel Kelvin bildet sich Neueis in verschiedenen Formen ( Abb. 1 ). Unter ruhigen Wachstumsbedingungen entsteht eine ebene Eisdecke von zunächst wenigen Zentimetern Mächtigkeit, die sogenannten Nilas. Bei durch Wind und Wellen stark bewegter Meeresoberfläche bilden sich in der freien Wassersäule Eisplättchen und -nadeln. An der Meeresoberfläche aggregieren diese Kristalle zu einem Eisbrei, der bei anhaltenden Starkwinden oder Seegang (z.B. im Südpolarmeer) zu Pfannkucheneis ( Abb. 2 ) erstarrt, das aus rundlichen Eistafeln von wenigen Zentimetern bis wenigen Metern Durchmesser mit aufgebogenen Rändern besteht. Durch Überschieben und Ausfrieren von Eisbrei in den Zwischenräumen können hohe Eiswachstumsraten erreicht werden. Im Gegensatz dazu erfolgt die Verdickung von Nilas unter ruhigen Bedingungen durch Anfrieren an der Eisunterseite. Die dabei freigesetzte Wärme wird durch Wärmeleitung oder konvektiven Wärmetransport nach oben an die Eisoberfläche abgeführt. Mit zunehmender Dicke steigt die Albedo des Eises von rund 0,15 für Nilas von 0,05 m Dicke zu Werten größer 0,7 für mehr als 1 m dickes Eis oder oberhalb von 0,8 bei Schneebedeckung. Die hohe Albedo und das milchig-durchscheinende Aussehen der Eisdecke sind auf die Lichtstreuung an (sub-) millimetergroßen Sole- und Gaseinschlüssen zurückführen. Da es für die im Meerwasser gelösten Salzionen nicht zu einer Eis-Mischkristallbildung kommt, wird ein Großteil der Salze beim Eiswachstum in die Wassersäule ausgestoßen, während ein kleinerer Teil in Form von solegefüllten Poren im Eis zurückbleibt. Form, Größe und Anordnung dieser Flüssigkeitseinschlüsse haben einen erheblichen Einfluß auf die Eiseigenschaften (Wärmeleitfähigkeit, dielektrische Eigenschaften, Festigkeit). Pfannkucheneis oder ein verfestigter Eisbrei besteht zumeist aus plattigen oder rundkörnigen, einschlußfreien Kristallen von wenigen Millimetern Durchmesser (in der Antarktis vorherrschender Eistyp). Unter ruhigen Wachstumsbedingungen kommt es zur Ausbildung säulenförmiger Kristalle von mehreren Zentimetern Durchmesser und einigen Zentimetern bis Dezimetern in der vertikalen Erstreckung (in der Arktis vorherrschender Eistyp). Diese säuligen Kristalle zeigen eine charakteristische Substruktur aus einer Wechsellagerung von Soleeinschlüssen und Eislamellen (wenige Zehntel Millimeter weit). Diese Segregation ergibt sich aus der morphologischen Instabilität einer planaren Eis-Wasser-Grenzfläche und wird in ähnlicher Form bei der Erstarrung von Metallschmelzen beobachtet. Der Ausstoß kalter, dichter Sole im Verlaufe des Eiswachstums führt zu einer Durchmischung und Vertiefung der ozeanischen Deckschicht. In Regionen ausgeprägter Neueisbildung, so z.B. in der Grönlandsee oder in küstennahen Bereichen der Antarktis, kann diese Durchmischung eine tiefgreifende Konvektion mit großflächigem Absinken von kalten, im Gasaustausch mit der Atmosphäre befindlichen Wassermassen bedingen oder zumindest vorbereiten. Andererseits stabilisiert die Freisetzung von niedrig salinem Schmelzwasser bei der Eisschmelze die Deckschicht durch die Herabsetzung der Dichte.

Das Treibeis oder Packeis insbesondere der Polarregionen setzt sich aus Eisschollen unterschiedlicher Größe (wenige Meter bis mehrere Zehner Kilometer Durchmesser) und Mächtigkeit (wenige Dezimeter bis mehrere Meter) zusammen. Im Gegensatz zum Festeis befindet sich das Packeis in dauernder Bewegung. Die Meereisdrift mit Geschwindigkeiten im Bereich von meist wenigen Kilometern pro Tag wird in erster Linie durch das Oberflächenwindfeld bestimmt. Durch den Impulsübertrag an der Ober- und Unterseite des Eises kann es bei höheren Eiskonzentrationen oder in Küstennähe zum Aufbau innerer Spannungen kommen, die durch Deformation (Bruch oder Kriechen) der Eisdecke abgebaut werden ( Abb. 1 ). Im divergenten Fall (Divergenz) entstehen Risse, die sich häufig zu Rinnen oder Waken weiten. Solche Öffnungen im Packeis sind für den Wärmeaustausch zwischen Ozean und Atmosphäre und die Neueisbildung von erheblicher Bedeutung. Im Bereich einer Küste, Festeisdecke oder eines Schelfeises öffnen sich bei ablandiger Eisdrift im Winter große Wasserflächen (Polynjas), die insbesondere in der Antarktis und in der sibirischen Arktis signifikant zum Eismassenhaushalt beitragen. Polynjas können sich auch als Folge eines Warmwassereintrags in die Deckschicht bilden. Bei konvergenter Eisbewegung führt die Deformation zu Überschiebungen (meist auf Eisdicken unter 0,5 m und kleine Deformationsbeträge beschränkt) oder zur Bildung von Preßeisrücken. Preßeis ist häufig an Rinnen gebunden, in denen Neueis zu großen Mächtigkeiten (in der Arktis zu mehr als 30 m Dicke) aufgepreßt werden kann. Diese dynamische Form des Eisdickenwachstums ist in erster Linie vom Impulsübertrag durch Wind und Strömung sowie von der Eisfestigkeit abhängig und trägt entscheidend zur Eismassenbilanz bei. Meereis bedeckt rund ein Zehntel der Gesamtfläche der Weltmeere. Das antarktische Meereis bildet hierbei mit einer maximalen Ausdehnung von rund 20·106 km2 während des Südwinters die größte zusammenhängende Eisfläche. Im Südsommer schrumpft die antarktische Meereisdecke auf unter 4·106 km2. Das Meereis des Südpolarmeeres ist überwiegend saisonal, mit ausgedehnten, ganzjährig eisbedeckten Flächen im Weddellmeer und in der Bellingshausenmeer ( Abb. 3 ). Das Nordpolarmeer ist zu einem Großteil (8·106 km2) ganzjährig von Meereis bedeckt. Während der Wintermonate erstreckt sich die Eisdecke mit einer Gesamtfläche von 15·106 km2 über den gesamten arktischen Ozean einschließlich der Randmeere und Teilbereiche der subarktischen Meeresgebiete. Ein Großteil dieses saisonalen Eises bildet sich über den breiten Schelfgebieten der Laptew- und Ostsibirischen See und wird mit der Transpolardrift im Laufe von 2-3 Jahren in die Grönlandsee transportiert. In der nordamerikanischen Arktis ist die Eiszirkulation durch den antizyklonalen Beaufortwirbel bestimmt, der mehrjähriges Eis in die Transpolardrift einspeist. Im Mittel ist das ebene Meereis in der Zentralarktis etwa 2-4 m mächtig. Im Sommer werden durch oberflächliches Schmelzen etwa 0,2-0,7 m Eis entfernt. Ein Teil dieses Schmelzwassers sammelt sich an der Eisoberfläche in Pfützen, die eine deutliche Senkung der sommerlichen Eisalbedo auf Werte unter 0,6 bewirken.

Aufgrund seiner hohen Albedo und der großflächigen Ausdehnung ist Meereis von erheblicher Bedeutung für das globale Klimasystem. Während der offene Ozean mehr als 90 % der kurzwelligen solaren Einstrahlung absorbiert, reflektieren Eisoberflächen bis 80 % der Strahlungsenergie. Hieraus ergibt sich die Möglichkeit eines sog. Eis-Albedo-Rückkopplungseffektes: Ein durch regionale oder globale Erwärmung ausgelöster Rückgang der Eisbedeckung würde demnach den Anteil offenen Wassers erhöhen, was wiederum den Wärmeeintrag in den oberen Ozean ansteigen läßt und dadurch den Meereis-Rückgang verstärkt. Es ist nicht völlig geklärt, welche Rolle diese Rückkopplungsprozesse im Klimasystem spielen. Modelle prognostizieren eine überdurchschnittliche Erwärmung der Polargebiete - insbesondere der Arktis - im Zuge einer globalen Erwärmung als Folge erhöhter Treibhausgaskonzentrationen (Treibhauseffekt). Diese Ergebnisse sind derzeit noch mit Unsicherheiten behaftet, da die Simulation des Meereises in den Berechnungen unzulänglich ist. Die Suche nach einem frühzeitig erkennbaren Signal einer globalen Erwärmung im Packeis der Polargebiete wird zudem durch die Variabilität des gekoppelten Systems Meereis-Ozean-Atmosphäre erschwert. So zeigt die Eisausdehnung des Nordpolarmeeres und der angrenzenden Meeresgebiete einen statistisch signifikanten Rückgang der Eisbedeckung um 2,5 % pro Jahrzehnt (bezogen auf die Monatsmittel der Eisausdehnungsanomalie) für den Zeitraum 1979 bis 1995. Dieser Abnahme können allerdings auch natürliche, systeminhärente Schwankungen zugrunde liegen. Neben der Wechselwirkung mit der Atmosphäre ist die Freisetzung kalter, dichter Sole ein ganz erheblicher Beitrag zur thermohalinen Durchmischung der Polarmeere. Die durch Neueisbildung ausgelöste Tiefenkonvektion in der Grönlandsee ist für den Gas- und Wärmeaustausch des Weltozeans von großer Bedeutung. Demgegenüber vermindert die Stabilisierung der Deckschicht durch den Süßwassereintrag bei der Meereisschmelze den Austausch mit tieferen Wasserschichten. Diese Prozesse sind auch für die Biologie der Polarmeere von erheblicher Bedeutung und beeinflussen u.a. die Primärproduktion in polaren Gewässern. Das Meereis selbst stellt darüber hinaus einen wichtigen Lebensraum für eine Vielzahl von Organismen dar.

In der Arktis ist Meereis als geologischer Faktor von Bedeutung. So kommt es in Flachwasserbereichen (Wassertiefen weniger als 30 m), insbesondere im Bereich der sibirischen Schelfe und der Beaufort- und Tschuktschensee, zum Einschluß von Sediment in die Neueisdecke. Mit der Eisdrift wird dieses Material aus der eurasischen oder nordamerikanischen Arktis bis in die Grönlandsee verfrachtet. Darüber hinaus spielt Meereis eine bedeutende Rolle in der geomorphologischen Entwicklung arktischer Meeresküsten und der Bildung von Eisschubwällen. Für die Schiffahrt und industrielle Entwicklung in eisbedeckten Regionen stellt Meereis ein erhebliches Hindernis bzw. einen Gefahrenfaktor dar. Dies gilt sowohl für subarktische und gemäßigte Breiten (Ostsee, kanadische Ostküste) als auch für die nordamerikanische und sibirische Arktis. Während die moderne Meereisforschung zunehmend auf Fernerkundungsdaten zurückgreift, ist der Einsatz von Forschungseisbrechern und Meßbojen sowie die Ausrüstung von Driftstationen ebenfalls von großer Bedeutung für die Erhebung von Daten zur Wechselwirkung zwischen Ozean, Eis und Atmosphäre sowie für die Untersuchung von Wachstums-, Deformations- und Schmelzprozessen. [HE]


Meereis 1: Meereistypen und ihre Entwicklung. Meereis 1:

Meereis 2: Pfannkucheneis (Durchmesser einzelner Eiskuchen 1 m) und Eisschlamm im Weddellmeer (Antarktis). Meereis 2:

Meereis 3: maximale Ausdehnung der antarktischen Meereisdecke im Sommer (gestrichelte Linie) bzw. Winter (gepunktete Linie) von 1975 bis 1995. Meereis 3: