Prinzipiell lassen sich zwei Bildungspfade von Meereis verfolgen, die durch Wind und Seegang bedingt werden. Meereisbildung beginnt, wenn die Wasseroberfläche den vom Salzgehalt abhängigen Gefrierpunkt erreicht und die Nettoenergiebilanz des Meerwassers weiterhin negativ bleibt. Zu Beginn dieses Gefrierprozesses bilden sich feine Eiskristalle und Eisplättchen („frazil-ice“), wobei Geschwindigkeit und Art des Eiskristallwachstums stark von der Lufttemperatur und der Windgeschwindigkeit abhängen. Bei ruhigem Seegang und ruhiger Wetterlage kann sich eine geschlossene glatte Eisfläche bilden, die Nilas genannt wird. Bei unruhigen Bedingungen kommt es, aus dem zuvor entstandenem Eisbrei, zur Bildung kleiner Schollen, die auf Grund ihrer Erscheinungsform Pfannkucheneis (englisch „pancake-ice“) genannt werden. Sowohl Nilas als auch Pfannkuchen-Eis können dann zu einer geschlossenen Eisschicht jungen Eises („young ice“) zusammenwachsen. Man unterscheidet hinsichtlich der Dicke und des Alters des Eises weitere Eistypen, wie einjähriges Eis mit einer Dicke von 30 bis 150 Zentimetern („first year ice“) und mehrjähriges Eis („multiyear ice“) mit einer Dicke von bis zu mehreren Metern.

Während es Regionen in der Arktis und Antarktis gibt, die fortwährend von (mehrjährigem) Meereis bedeckt sind, existieren auch offene Wasserstellen mitten im Eis, die große Ausdehnungen erreichen können und als Polynjas bezeichnet werden. Sie entstehen in der Regel durch Windeinwirkung, Gezeiten oder aufsteigendes warmes Meerwasser. In der Regel können sie über lange Zeiträume, bis zu Jahren hinweg bestehen bleiben und sind wegen ihrer Einflüsse auf Meeresströmungen, Meeresbiologie und Klima von besonderer Bedeutung. Nach dem Ort ihres Vorkommens werden zwei Arten von Polynjas unterschieden: Küstenpolynjas und küstenferne Polynjas.

Meereis wird umso dicker, je kälter die atmosphärische Luft ist, da so größere Temperaturgradienten im Eis und höheren Gefriergeschwindigkeiten entstehen. Da das thermodynamisch gebildet Eis relativ dünn ist – nur bis zu ein paar Metern –, ist das im Wasser schwimmende Eis Wind und Meeresströmungen ausgeliefert, die es beständig konvergent bewegen (Meereisdrift). Hierdurch wird das Meereis übereinander geschoben und durch Bewegungen aufeinander gepresst, was die Eisdicke deutlich erhöht.

Die Bildung von Meereis setzt sich also aus unterschiedlichen, teilweise parallel verlaufenden, thermodynamischen und dynamischen Prozessen zusammen.

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[1] geändert nach: D. Lubin und R. Massom, Polar Remote Sensing, Volume 1, Atmosphere and Oceans, Springer Verlag, 2006, S. 318

Pfannkucheneis

Die Eiskristalle, die aus der Tiefe des ozeanischen Oberflächenwassers zur Wasseroberfläche aufsteigen sind zunächst nur drei bis vier Millimeter groß und plättchen- beziehungsweise nadelförmig. Innerhalb eines Zeitraumes von Stunden bis hin zu Tagen entsteht bei unruhiger Wetterlage aus dem „frazil-ice“ ein verdichteter Brei, welcher eine Dicke von wenigen Zentimetern bis zu einem Meter erreichen kann. Dieser Brei wird mit Hilfe der Wasserbewegungen homogenisiert (gleichmäßig vermischt) und im englischen als „grease ice“ bezeichnet. [1]

Herrschen keine ruhigen ozeanischen und atmosphärischen Bedingungen, sondern bewegt der Wind das Meer, entstehen pfannkuchenförmige Gebilde aus dem „grease ice“. Diese nur leicht verdichteten Eis-Scheiben erreichen im Gegensatz zu Nilas Dicken von lediglich bis zu 70 Zentimetern, weisen aber einen leicht erhöhten Rand auf, welcher durch das Aufschwappen von Eisbrei entsteht. Während flüssiges Wasser wieder abläuft, lagern sich die Kristalle am Rand der runden Eisscheiben ab und wachsen zu dem pfannkuchentypischen aufgestülpten Rand zusammen.

Da anders als bei ruhiger Wetterlage keine einheitliche Eisdecke entsteht, kann in den Zwischenräumen der bis zu fünf  Meter großen Pfannkuchen Wärme vom Ozean in die Atmosphäre übergehen. Dies verursacht eine weitere Kühlung des Wassers, weshalb gerade zwischen den Eis-Pfannkuchen eine verstärkte Eisbildung abläuft.

Wellenbewegungen bedingen mitunter ein unregelmäßiges Übereinander-Schieben der Eisplatten, sodass Eisdicken von etwa zwei Metern erreicht werden können. Dabei dient der oben erwähnte, auf das Eis geschwappte Eisbrei als Kleber, durch den die aufeinander geschobenen Platten eine unregelmäßige, aber stabile Eisschicht ausbilden.

Erst wenn die einzelnen Pfannkuchen nach etwa ein oder zwei Tagen zusammenfrieren und sich eine kontinuierliche Eisdecke bildet, wird oben genannter Wärmefluss gestoppt beziehungsweise verlangsamt und damit einhergehend sinkt die Wachstumsrate des Meereises. [2]  Ist das Pfannkucheneis verfestigt, beginnt die Bildung von Säuleneis von unten.

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[1] D.N. Thomas und G. S. Dieckmann, Frozen Ocean, The floating world of pack ice, Natural History Museum, London, 2004, S. 17
[2] P. Wadhams, Ice in the Ocean, Gordan and Breach Science Publisher, 2000, S. 40-45

Nilas

Meereis, das sich unter ruhigen atmosphärischen und ozeanischen Bedingungen bildet, hat eine andere Erscheinung als unter unruhigen Bedingungen. Anstelle von Pfannkuchen, bildet sich aus dem „frazil-ice“ eine zusammenhängende Neueisdecke, die sehr homogen und noch elastisch ist. Dieses Eis ist in seiner Erscheinung dem auf einem Süßwasser-See gebildeten Eis sehr ähnlich.

Ist die gefrorene Eisdecke noch dünner als etwa fünf Zentimeter, erscheint sie, auf Grund des darunterliegenden, dunklen Meerwassers, ebenfalls dunkel. Daher wird die junge Eisdecke dunkle Nilas genannt. Diese weist noch eine Konsistenz auf, welche der von weicher Butter oder Eiscreme ähnelt.

Aufsteigende Eiskristalle, also „frazil-ice“, lagern sich an der Unterseite der Nilas an, sodass ein Eiszuwachs von der Eisunterseite erfolgt. [1]  Mit der daraus resultierenden, zunehmenden Dicke der Eisschicht nimmt der optische Effekt ab, der das Eis schwarz erscheinen läßt. Das Eis erscheint schließlich grau und dann weiß (weiße Nilas). Diese hellen Nilas erreichen in der Regel eine Dicke von 1,5 bis zu 2 Metern. [2]  Die Begriffe dunkel und weiß reflektieren also das Alter des Nilas-Eises.

Auf Grund der isolierenden Wirkung von Eis sinkt die thermodynamische Wachstumsrate des Eises beachtlich, wenn sich eine geschlossene Eisdecke gebildet hat. Wenn sich das Eis verfestigt und eine Dicke von circa einem halben  Meter erreicht hat, begünstigt es eine ruhigere obere Ozeanumwelt für das Eiswachstum, in dem es die Energie von kurzperiodischen Ozeanwellen dämpft. Darüber hinaus bewirkt die geschlossene Eisdecke eine Verringerung der „frazil-ice"-Bildung und unterstützt so das langsame Wachstum von langen, säulenförmigen Kristallen (Säuleneis) auf der Unterseite der bestehenden Eisdecke.

Säuleneis

Die Kristalle des Säuleneises können Durchmesser von mehreren Zentimetern und Längen von bis zu zehn Zentimetern erreichen. Während des Wachstums wird eine Schicht nach der anderen an der Unterseite des „fracil-ice“ angeheftet (siehe Kristallstruktur). Das Wachstum des Säuleneises ist sehr viel langsamer als das von „frazil-ice" und am schnellsten bei sehr ruhigem Wasser. Das Volumenverhältnis von „frazil-ice" zu Säuleneis in einer Eisdecke hängt stark von den vorherrschenden Ozeanbedingungen ab, in denen es gebildet wird: je turbulenter das Wasser ist, desto größer ist der Anteil an „frazil-ice“. Dies erkennt man zum Beispiel an der unterschiedlichen Packeiszusammensetzung der Arktis und Antarktis. In der Arktis sind 60 bis 80 Prozent des Packeises Säuleneis, während in dem turbulenteren Südpolarmeer meist „frazil-ice" 60 bis 80 Prozent des Meereises ausmacht. [2]

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[1] P. Wadhams, Ice in the Ocean, Gordan and Breach Science Publisher, 2000, S. 40-45
[2] D.N. Thomas, Frozen Ocean, The floating world of pack ice, Natural History Museum, London, 2004, S. 19-20

Einjähriges und mehrjähriges Eis

Meereis entsteht sowohl in der Arktis sowie in der Antarktis saisonal, das heißt, Entstehungs- und Schmelzprozesse wechseln sich über das Jahr verteilt ab. Während im nordhemisphärischen Winter das Eis in den Nordpolargebieten wächst, schmilzt es am Pol der Südhalbkugel und andersherum.

Auf diese Weise schwanken arktische und antarktische Meereisausdehnung und Meereisvolumina stets zwischen zwei Extrema, nämlich dem Meereisminimum am Ende jeden Sommers und den Meereismaximum am Ende jeden Winters. Doch diese Extrema sind nicht statisch, sondern variabel.

Im Winter frisch gefrorenes Eis wird „einjähriges Eis“ genannt. Übersteht ein Teil des frisch generierten Eises einen Sommer, also eine Schmelzperiode, wird es fortan „zweijähriges Eis“ genannt, da es sich im zweiten Winter bereits in der zweiten Wachstumsphase befindet. Überlebt dieses Meereis einen weiteren Sommer ohne abzuschmelzen, wird es „altes Eis“ genannt. [1]

Zweijähriges und altes Eis kann auch „mehrjähriges Eis“ genannt werden, denn die Unterschiede der Charakteristika von zweijährigem und altem Eis sind marginal. Mit der Zeit verstärken sich allerdings die Strukturen des Eises (zum Beispiel die Schmelzseen), sodass doch eine grobe Altersbestimmung von Eis möglich ist. Wichtiger ist aber die Unterscheidung zwischen einjährigem und mehrjährigem Eis, da die erste Schmelzperiode das Eis in seiner Struktur stark verändert. Aus diesem Grund ist eine Unterscheidung genauso einfach wie wichtig.

Wo gibt es mehrjähriges Eis?

Grundsätzlich unterscheidet sich die Bildung von Meereis im Nordpolarmeer von dem im Südpolarmeer und damit auch das Auftreten von ein- und mehrjährigem Eis. Mehrjähriges Eis findet man hauptsächlich im arktischen Ozean, der von den Landmassen Sibiriens, Kanadas und Grönlands umgeben ist, wodurch das Meerwasser relativ ruhig ist. Die unter diesen Bedingungen gebildeten Neueisdecken (Nilas), werden mit sinkenden Temperaturen während des Winters dicker. Gleichzeitig schneit es über dem Arktischen Ozean weniger als über dem Südpolarmeer, wodurch das Eis sehr kalt wird, weil die isolierende Schneeschicht fehlt. Dadurch kann das Meereis immer mächtiger werden. Im Beaufort Wirbel, mit einer Aufenthaltszeit von sieben bis zu zehn Jahren, finden sich fast 50 Prozent mehrjähriges Eis (siehe auch Meereisdrift).

Auf Grund der Strömungsverhältnisse im antarktischen Ozean befindet sich dort kaum mehrjähriges Eis. Der Antarktische Ozean ist viel rauer und stürmischer als das Nordpolarmeer, wodurch die Eisbildung über die Bildung von Pfannkucheneis abläuft. Lediglich im Ross- und Wedellmeer existieren konvergente Oberflächenströmungen, welche das Meereis auf Grund ihrer nach innen gerichteten Zirkulation (sie sind durch eine Halbinsel gegen den restlichen Ozean abgeschirmt) nicht, wie sonst auf dem antarktischen Ozean nordwärts, also in wärmere Gebiete, treiben. Daher lässt sich mehrjähriges Eis an der Antarktischen Halbinsel im Westen Antarktikas finden. [2]

Wie ist die Dicke von mehrjährigem Eis?

Unabhängig davon, wie alt Meereis tatsächlich ist, erreicht es selten eine natürliche Dicke von über drei Meter. Dies ist damit zu erklären, dass ab dieser Dicke die Schmelzprozesse ebenso schnell ablaufen, wie die Bildungsprozesse. Auf Grund verschiedener Gegebenheiten kann die maximale Dicke des Eises oszillieren, also leicht schwanken, jedoch bewegt sie sich stets um die drei Meter Marke herum. [3]  Ein weiterer Prozess trägt zum Wachstum von Meereis bei. Aufgrund der geringen Dicke von Meereis – nur wenige Meter – unterliegt das Treiben des Meereises über einem tiefen Ozean Winden und Ozeanströmungen, die das Meereis ständig bewegen, wie zum Beispiel die Meereisdrift. In Folge dieser Bewegungen bricht es zu Eisschollen auseinander und wird durchsetzt mit offenen Wasserrinnen. Verändern sich die Driftrichtung oder die Driftgeschwindigkeit, werden die Eisschollen gegeneinander getrieben und stoßen zusammen. Als Ergebnis dieses Prozesses, wenn die Kräfte im Eis zu stark werden, schieben sich die Eisfragmente auf- bzw. untereinander und die Enden der Schollen bilden die sogenannten Presseisrücken, wobei diese Dicken von bis zu zehn Metern erreichen können. Diese dynamisch geformten Rücken sind sehr viel dicker als die thermodynamisch gewachsenen nicht deformierten Eisschichten.

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[1] D. N. Thomas und G. S. Dieckmann, Frozen Ocean, The floating world of pack ice, Natural History Museum, London, 2004, S. 38 und P. Wadhams, Ice in the Ocean, Gordan and Breach Science Publisher, 2000, S. 38
[2] D. N. Thomas und G. S. Dieckmann, Frozen Ocean, The floating world of pack ice, Natural History Museum, London, 2004, S.54-55
[3] P. Wadhams, Ice in the Ocean, Gordan and Breach Science Publisher, 2000, S. 57-64
[4] geändert nach: C. Haas und M. Druckenmiller, Ice thickness and roughness measurements. In: H. Eicken (Ed.), Field Techniques for Sea Ice Research, University of Alaska Press, 2009, S. 49-116