Polarforschung - HFT Stuttgart

Umschlag 76.3
20.11.2007 19:54 Uhr
Seite 1
Polarforschung
76. Jahrgang • Nr. 3 • 2006 (erschienen 2007)
ISSN 0032-2490
Umschlag 76.3
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Seite 2
POLARFORSCHUNG
herausgegeben vom
Alfred-Wegener-Institut für Polar- und
Meeresforschung
und der
Deutschen Gesellschaft für Polarforschung
published by the
Alfred-Wegener-Institute for Polar and
Marine Research
and the
German Society of Polar Research
C o n t en t s / I n h a l t
Hagedor n, B., Gersonde, R., Gohl, H. & Hubber ten H.-W.: Petrology, geochemistry and K-Ar age constraints of the eastern De Gerlache
Seamount alkaline basalts (Bellingshausen Sea, southeast Pacific . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Petrologie, Geochemie und K-Ar-Alter von Alkalibasalten der östlichen De-Gerlache-Seamounts (Bellingshausenmeer, Südost-Pazifik)
87–94
Lepping, O. & Da n i e l s , F.J. A. : Phytosociology of beach and salt marsh vegetation in northern West Greenland . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95–108
Strand- und Salzmarschenvegetation im nördlichen West-Grönland
Stober, M. & Hepperle, J.: Changes in ice elevation and ice flow-velocity in the Swiss Camp area (West Greenland) between 1991 and 2006 . . 109–118
Veränderungen der Eishöhen und Eisfließgeschwindigkeit im Swiss Camp-Gebiet (West-Grönland) zwischen 1991 und 2006
Kirilov, S .: Spatial variations in sea-ice formation-onset in the Laptev Sea as a consequence of the vertical heat fluxes caused by internal waves
overturning . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119–123
Räumliche Variation des Beginns der Meereisbildung im Laptewmeer als Folge des vertikalen Wärmeflusses unter dem Einfluss interner Wellen
Razina, V. V., Polyakova, Y.I., Kassens, H. & Bauch, H.A.: Evolution of postglacial vegetation in the western Laptev Sea region
(Siberian Arctic) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125–132
Die zeitliche Entwicklung der postglazialen Vegetation in der westlichen Laptewmeer-Region (Sibirische Arktis)
Mitteilungen / Notes
Krause, R.A.: Die Polfluchtkraft: Der Lely-Versuch – vergessene Begriffe der Geologiegeschichte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133–140
Dethloff, J.: Das Internationale Polarjahr 2007/08 – Folge 6: Wetter und Klima in Polarregionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141–142
Gersonde, R.: Das Internationale Polarjahr 2007/08 – Folge 7: Die bipolare Klimamaschine (BIPOMAC) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143–144
Buchbesprechungen / Book Reviews . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 145–146
Cover Illustration: Kangiussap qinguâ, Kangiussap imâ and Itsako on the Svartenhuk Peninsula, West Greenland. In front the research locality 2, Kangiussap
qinguâ (71°46’02’’ N, 53°51’05’’ W, LEPPING & DANIELS this volume) with the foot slope of the mountain Simiutaq and lowlands near the fiord. The fiord
Kangiussap imâ with some icebergs separates the research locality from the northern fringe of the Itsako peninsula (background) with impressive erosion and accumulation structures and mountains of 940 m elevation. The bedrock of the research locality is mainly greywacke with mica schist layers. The lowlands around
the fiord consist of undifferentiated material such as moraines, alluvial and colluvial sediments. The area is uninhabitated. Zonal vegetation in the lowlands
below 300 m is a low arctic dwarf shrub tundra. In front we see a graminoid-rich tundra vegetation with Salix glauca ssp. callicarpaea dwarf shrubs. To the right
in the middle of the picture there is a delta of a small river with salt marsh complex (yellowish) with Puccinellietum phryganodis, Caricetum subspathaceae and
Festuco-Caricetum glareosae near the fiord coast. Photo: H. Bültmann 1998.
Umschlagbild: Kangiussap qinguâ, Kangiussap imâ und Itsako auf der Svartenhuk Halbinsel, West-Grönland. Im Vordergrund das Untersuchungsgebiet Kangiussap qinguâ (Lokalität 2, 71°46’02’’ N, 53°51’05’’W, LEPPING & DANIELS dieses Heft) mit dem Hangfuß des Berges Simiutaq und anschließendem küstennahem
Flachland. Der Fjord Kangiussap imâ mit einigen Eisbergen trennt das Untersuchungsgebiet von der Nordseite der Halbinsel Itsako (Hintergrund) mit eindrucksvollen Erosions- und Akkumulationsstrukturen und Bergland bis 940 m Höhe. Das Gestein im Untersuchungsgebiet besteht hauptsächlich aus Grauwacke
mit Glimmerschieferlagen, die flachen Bereiche entlang dem Fjord aus undifferenzierten Ablagerungen (Grundmoränen, alluvialen und colluvialen Sedimenten).
Das Gebiet ist unbesiedelt. Die zonale Vegetation im Tiefland unter 300 m Höhe ist eine südarktische Zwergstrauch-Tundra. Am Vordergrund ist eine graminoidreiche Tundra-Vegetation mit Salix glauca ssp. callicarpaea Zwergsträuchern entwickelt. Im mittleren Bildbereich rechts ist das Delta eines kleinen Flusses zu
sehen. Im anschließenden Fjordbereich befindet sich kleinflächig (gelblich) ein Salzwiesen-Komplex mit Puccinellietum phryganodis, Caricetum subspathaceae
und Festuco-Caricetum glareosae. Foto: H. Bültmann 1998.
Copyright 2007 by Deutsche Gesellschaft für Polarforschung. – Alle Rechte, auch die des auszugsweisen Nachdrucks, der photomechanischen Wiedergabe, der
Herstellung von Mikrofilmen und der Übersetzung, vorbehalten. – Satz und Druck: müllerDITZEN Druckerei AG, Bremerhaven. Erscheinungsort:
Bremerhaven.
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Polarforschung 76 (3), 87 – 94, 2006 (erschienen 2007)
Petrology, Geochemistry and K-Ar Age Constraints
of the Eastern De Gerlache Seamount Alkaline Basalts
(Bellingshausen Sea, Southeast Pacific)
by Birgit Hagedorn1,3, Rainer Gersonde2, Karsten Gohl2 and Hans-Wolfgang Hubberten1
Abstract: Abstract: The De Gerlache Seamounts are two topographic highs in
the Bellingshausen Sea, southeastern Pacific. Petrological and geochemical
studies together with K-Ar age determinations were carried out on four
dredged basalt samples collected during a RV “Polarstern” expedition (ANTXII/4) in 1995. Minor and trace element composition suggest alkaline basalt
compositions. Compared to alkaline basalts of adjacent West Antarctica (the
Jones Mountains) and of Peter I Island, the samples have lower mg-numbers,
lower Ni and Cr contents and lower high field-strength elements (HFSE)/Nb
and large-ion lithophile elements (LILE)/HFSE ratios. Three of the four
samples have low K, Rb, and Cs concentrations relative to alkaline basalts.
The K-depletion and other elemental concentrations may be explained by
1.1% melting of amphibole bearing mantle material. Additionally, low Rb and
Ba values suggest low concentrations of these elements in the mantle source.
K-Ar age determinations yield Miocene ages (20-23 Ma) that are similar in
age to other alkaline basalts of West Antarctica (Thurston Island, the Jones
Mountains, Antarctic Peninsula) and the suggested timing of onset of Peter I
Island volcanism (~10-20 Ma). The occurrence of the DGS and Peter I Island
volcanism along an older but reactivated tectonic lineation suggests that the
extrusions exploited a zone of pre-existing lithospheric weakness. The alkaline nature and age of the DGS basalts support the assumption of plume
activity in the Bellingshausen Sea.
Zusammenfassung: Die De-Gerlache-Seamounts (DGS) sind zwei topographische Erhebungen im Bellingshausenmeer des südöstlichen Pazifiks. Petrologische und geochemische Untersuchungen sowie K-Ar-Altersbestimmungen wurden an vier Gesteinsproben, die während der „Polarstern“Expedition ANT-XII/4 (1995) mit einer Gesteinsdredge am östlichen
Seamount gesammelt wurden, durchgeführt. Die Neben- und Spurenelementzusammensetzung und die Anreicherung der inkompatiblen Elemente Ti, P,
Nb und Zr zeigen eine alkalische Natur der Basalte an. Im Vergleich zu den
alkalischen Basalten des nahen westantarktischen Kontinents (Jones Mountains) und der Peter-I-Insel haben die Basalte geringe mg-Werte, geringe Niund Cr-Konzentratio-nen und geringe HFSE (High Field Strength
Element)/Nb- und LILE (Light Incompatible Elements)/HFSE-Verhältnisse.
Diese Abweichungen in der geochemischen Zusammensetzung kann durch
Fraktionierung einer Mantelphase bei geringem Aufschmelzgrad erklärt
werden. Ein weiteres Merkmal der geochemischen Zusammensetzung sind
sehr geringe K-, Rb- und Cs-Konzentrationen im Vergleich zu den alkalischen
Inselbasalten. Während die K-Verarmung und die anderen Elementkonzentrationen gut durch eine 1.1%-ige Aufschmelzung von primitivem Mantelmaterial mit Amphibol als Restphase modelliert werden kann, können die geringen
Rb- und Ba-Konzentrationen nur auf kleine Konzentrationen dieser Elemente
in der primären Zusammensetzung des Mantelmaterials selbst zurückgeführt
werden. Die K-Ar-Altersbestimmungen ergaben ein miozänes Alter (20-23
Ma) und stimmen mit dem Altersbereichen der alkalischen Basalte der
Westantarktis (Thurston Island, Marie Byrd Land und Antarktische Halbinsel)
wie auch mit der angenommenen initialen Platznahme der Basalte der Peter-IInsel (~10-20 Ma) überein. Das Auftreten des Vulkanismus der DGS und
Peter-I-Insel entlang eines älteren, aber reaktivierten tektonischen Lineaments
legt den Schluss nahe, dass bei den Extrusionen eine lithospärische
Schwächezone ausgenutzt wurde. Der alkalische Charakter und das Alter der
DGS-Basalte erhärten die Annahme, dass die Vulkanite im Bellingshausenmeer auf einen Mantel-Plume zurückgeführt werden können.
____________
1
2
3
Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, Research Unit Potsdam, Telegrafenberg A43, 14773 Potsdam, Germany.
Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, P.O.Box 120161 Bremerhaven, Germany.
now at and also corresponding address Environment and Natural Resources Institute,
University of Alaska Anchorage, 707 A Street, Anchorage, AK 99501, USA;
<anbh@uaa.alaska.edu>
Manuscript received 10 January 2007, accepted 12 July 2007
INTRODUCTION
The identification and interpretation of magnetic anomaly
patterns suggest a complex tectonic history of the Bellingshausen Sea in the southeastern Pacific (HERRON & TUCHOLKE
1976, STOCK & MOLNAR 1987, CANDE et al. 1989, MAYES et al.
1990, LARTER et al. 2002, EAGLES et al. 2004). The existence
of a Phoenix (or Aluk) Plate that was subducted almost
completely below the Antarctic Peninsula since the Cretaceous
is well established and is reflected by the emplacement of Late
Jurassic to Early Cretaceous calc-alkaline basalts on Thurston
Island. Satellite-derived gravity data show a set of north –
south striking, large-amplitude gravity anomalies (MCADOO &
LAXON 1997). One of the two dominant anomaly branches is
in alignment with the De Gerlache Seamounts (DGS) and
Peter I Island and has been discussed as the signature of a
possible scar after a ridge jump of the Phoenix-Antarctic ridge
at chron C27n (about 61 Ma) (LARTER et al. 2002). The second
branch intersects with the first one at the location of the DGS
and is interpreted as a result of compressional and transtensional tectonics (GOHL et al. 1997, CUNNINGHAM et al. 2002,
EAGLES et al. 2004).
Cenozoic alkaline volcanic rocks throughout West Antarctica
occur in diverse tectonic environments. Significant differences
in the abundance of large-ion lithophile elements (LILE)
divide the West Antarctic basalts in two groups. Basalts from
the Antarctic Peninsula have high K/Ba and K/Rb ratios (50140 and 500-1500, respectively) and marked Ba depletion
(Ba/Nb 2.5-8.0); their origin is mainly attributed to slab
window formation following the cessation of subduction
(HOLE 1988, 1990). Basalts from West Antarctica (Marie Byrd
Land, the Jones Mountains, and Thurston Island), and Peter I
Island in the Bellingshausen Sea have LILE distributions
within the range of ocean island basalts (OIB) (K/Ba <50,
Ba/Nb 5-20) and their origin is mainly attributed to plume
activity which also explains tectonic doming and associated
spatial patterns of volcanism in the area (FUTA & LEMASURIER
1982, HART et al. 1995, HOLE et al. 1994, LEMASURIER & REX
1989). K-Ar ages of basalts of Peter I Island from PRESTVIK et
al. (1990) and PRESTVIK & DUNCAN (1991) yield 0.33-0.1 Ma,
but based on estimated volume and eruption rate, volcanism
may have started around 10 to 20 Ma ago (PRESTVIK et al.
1990). BASTIEN et al. (1976) determined K-Ar ages of 13 Ma,
but these results may be erroneous due to analyses of an older
xenolith (PRESTVIK & DUNCAN 1991).
The DGS are two topographic highs with typical guyot
morphology (LECOINTE & BELGICA, HAGEN et al. 1998)
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Fig. 1: Map of the Bellingshausen Sea and location of the De Gerlache Seamounts. Samples were dredged from the eastern Seamount (see arrow).
Abb. 1: Karte vom Bellingshausenmeer mit Lage der De-Gerlache-Seamounts. Die Proben
wurden vom östlichen Seamount genommen
(siehe Pfeil).
located in the Bellingshausen Sea (southeast Pacific, 64°30’ to
66° S and between 90° to 94° W, Fig. 1). The eastern
Seamount, the Belgica Guyot is approximately 60 km east –
west and 90 km north – south at its base, and 17 km by 46 km
at its summit (HAGEN et al. 1998). The summit area is a heavily
eroded, flat plain in about 400 to 500 m water depth. PARASOUND data across the summit reveal a rough microtopography, extremely high reflection amplitudes and no
significant signal penetration that suggests the volcanic basement is exposed at surface. The position of DGS and Peter I
Island along the fracture zone termination of the earlier
Phoenix-Antarctic ridge extends to the Jones Mountain
volcanic province (HART et al. 1995). The alignment of
basaltic provinces may suggest genetic and tectonic relationships of DGS basalts with Peter I Island and the Jones Mountains that can be confirmed from geochemistry and age
determination of the DGS. The establishment of
genetic/tectonic relationships may assist in the interpretation
of the complex tectonic structure of this region. This study
presents results of the first petrological and geochemical investigations along with K-Ar age determinations of so far
unknown DGS basalts. The results are compared to chemical
composition of the well known alkaline basalts from Peter I
Island and Jones Mountains to evaluate their genetic relationship.
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SAMPLES AND METHODS
Dredge samples along with other measurements were taken
from the DGS during the RV “Polarstern” cruise (ANT-XII/4)
in 1995. The basalt samples were recovered in 800 m to 600 m
water depth at the upper north-eastern slope of the eastern
seamount (location PS2693, 65°18.3’ S; 90°35.2’ W; Fig. 1)
using a chain-dredge. The rocks are fresh basaltic screes and
well rounded basaltic conglomerates cemented with a sandy
groundmass.
Unaltered samples were selected for geochemical analysis and
any altered parts and manganese crusts were removed prior to
analysis. Cleaned samples were crushed and pulverized to a
grain size smaller 0.63 mm in an agate mortar. X-ray fluorescence (XRF) analyses were performed on fused glass beads of
lithium tetraborate (1:4) for major elements and on pellets of
pulverized samples for trace elements. Trace element concentrations were analyzed with ICP-MS in 1:500 and 1:1000 dilution of autoclave-digests (mixture of suprapure HF (40 %) –
HNO3 (65 %) – H3PO4 (70 %) at 180 °C). Coulometric titration
provided estimates of H2O and CO2. Ferrous iron was analyzed
by manganometric titration; in the following text FeO* refers
to total iron reported as FeO. Measurement performance, digestion-techniques, and calibration solutions where checked with
international reference material and duplicate analyses were
carried out routinely. XRF, CO2, H2O, and FeO analysis were
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performed at the Institute of Mineralogy and Geochemistry,
University of Karlsruhe, Germany, and ICP-MS measurements were performed at the Geoforschungszentrum,
Potsdam, Germany.
steel mortar followed by wet sieving to separate 400-250 µm
grain size, washed with deionized water and dried at 40 ºC for
24 h. The age determinations were performed by the commercial Laboratory of Krueger Enterprises INC. (USA).
For K-Ar age determination, whole rocks were crushed in a
RESULTS
Petrology
The dredged basalt samples are mainly fine-grained porphyritic with a dark grey to greenish colour. Few rocks with vesicular or amygdaloidal texture are observed. Primarily the
dredged basalt screes are coated with a black manganese crust.
The samples PS2693-1 (1) to (3) are olivine-phyric with a
fine-grained intersertal to intergranular texture. Olivine
phenocrysts are euhedral to subhedral. Some mineral rims
show re-absorption phenomena. Plagioclase (An 20-40; 50
vol.%) was observed primarily in lath-shaped grains with rare
albite-twins. Anhedral grains with pyroxene and olivine inclusions are observed. Main constituents of the matrix are interstitial anhedral to euhedral olivine (15 vol.%), pyroxene (30
vol.%), apatite and opaque phases (10 vol.% commonly
ilmenite and magnetite). Sample PS2693-1 (5) is porphyric to
glomerophyric with phenocrysts of augitic pyroxene (1-3 mm;
with typical ”Sanduhrstruktur”), plagioclase (0.5-1 mm) and
olivine (0.5 mm). Skeletal, lath-shaped plagioclase as well as
fern-shaped or blocky ilmenite and magnetite occurs in the
matrix.
The matrix of all samples is relatively unaltered. In some
samples, scarce interstitial submicroscopic intergrowths with
strong greenish colour indicate alteration of the groundmass.
Both types of olivine (phenocrysts and matrix-olivine) are
strong yellow to reddish-brown without pleochroism, a result
from alteration to iddingsite. In some samples, olivine is
replaced by calcite along fissures of cleavage. The stable
groundmass contains up to 15 % olivine as well as augite
phenocrysts in sample PS2693-1 (5).
Geochemistry
The geochemical data are listed in Table 1. All samples are
characterized by low mg-numbers (MgO/MgO+FeO*)
between 0.37 and 0.42, high Na/K ratios (3.0-7.0) and high
amounts of TiO2(4.0-4.8 wt.%) and P2O5 (1.0-1.3 wt.%).
Samples (1) to (3) are similar in composition, while sample (5)
has higher SiO2 and K2O and lower FeO*, TiO2, and P2O5
concentrations. High contents of H2O (0.7-1.2 wt.%) and Fe2O3
(6.7-8.9 wt.%) as well as high Fe2O3/FeO ratios (1.4-1.2) that
indicate alteration processes (CANN 1971).
Tab. 1: Major and minor elements (wt. %) as well as trace element concentrations (ppm) of investigated samples. The mg-numbers were calculated as
MgO/MgO+FeO* with FeO* as total iron. XRF = X-ray fluorescence spectrometer; ICP-MS = inductively coupled mass-spectrometer. All major elements
analyzed by XRF except for a) = manganometric titration and b) = coulometric
titration.
Tab. 1: Haupt- und Nebenelemente (Gew. %) sowie Spurenelementkonzentrationen (ppm) der untersuchten Proben. Die mg-Werte sind berechnet als
MgO/MgO+FeO*, wobei FeO* der gesamten Eisenkonzentration als FeO entspricht. XRF = Röntgenfluoreszenz, ICP-MS = Ionisierung durch ein ArgonPlasma und Massenspektrometer als Detektor. Alle Haupt- und Nebenelemente sind mit XRF analysiert mit Ausnahme von a) = manganometrische Titration
und b) = coulometrische Titration.
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The CIPW-norm, calculated anhydrously with a FeO/Fe2O3
ratio of 0.15, yields normative olivine and hypersthene for
samples 1 to 3. For sample 5, normative olivine and traces of
normative nepheline were calculated. The normative mineral
composition for samples (1) to (3) indicates olivine tholeiite,
while traces of nepheline, which suggests that sample (5) has
alkaline character.
The observed (Na2O + K2O)/SiO2 ratios (0.08-0.11) and absolute abundance of incompatible trace elements (Tab. 1) are
common for alkaline basalts (SHERVAIS 1982, PEARCE & CANN
1973, PEARCE & NORRY 1979, IRVINE & BARAGAR 1971).
Ba/La and Th/Ta ratios close to 7.0 and 1.0, respectively (Tab.
1), this is similar to ocean island basalts (WEAVER 1990, 1991,
PEARCE 1982). Following the classification by Mullen (1983)
in the ternary TiO2 – P2O5 – MnO discriminant diagram (Fig.
2), all basalt samples plot in the field of ocean island alkaline
(OIA) basalts.
The extended normalized element pattern (Fig. 3) shows a
smooth pattern with decrease to MORB compatible elements.
The negative Pb “anomaly” observed for samples 1 to 3 has
also been observed in some samples from the Jones Mountains
and is typical for OIBs when Pb is plotted at that position in
the diagram (HART et al. 1995).
Fig. 2: MnO x 10 x TiO2 x P2O5 x 10 discriminant diagram for basalts and basaltic andesites of oceanic regions after MULLEN (1983). All samples of eastern De Gerlache Seamount lay in the field for Ocean Island Alkaline basalts.
Abb. 2: MnO x 10 x TiO2 x P2O5 x 10 Diskriminierungs-Diagramm für marine
Basalte und Andesite nach MULLEN (1983). Alle Basaltproben vom östlichen
De-Gerlache-Seamount liegen im Bereich der alkalischen Inselbasalte.
In contrast to the well-defined OIB-like chemistry of the Jones
Mountains and Peter I Island basalts (Fig. 3), samples 1 to 3
are strongly depleted in Cs, Rb, and K, which is unusual for
OIBs. Despite these low values they have similar patterns with
slightly higher La/YbN (7), and HFSE/Y ratios compared to
alkali basalts from the Jones Mountains and Peter I Island
(HART et al. 1995). Regarding typical ranges of La/Nb, K/Rb,
Rb/Nb, K/Nb, K/Ba and Ba/Nb for OIB basalts of West Antarctica (e.g. HOLE & LEMASURIER 1994; Fig. 4) samples (1) to (3)
have lower La/Nb (0.5-0.55), K/Ba (20), and Ba/Nb (3.5-4.9)
ratios, while sample (5) is in good agreement.
The results of the K-Ar age determination are presented in
Table 2. K-Ar dating of samples 1, 2 and 3 yield ages between
20.1 ±1.0 Ma and 23.2 ±1.2 Ma. The measured K contents are
in good agreement with XRF results.
DISCUSSION
While the petrology and CIPW norm calculation indicate a
tholeiitic character for samples (1) to (3), minor and trace
element composition support an alkaline character for all investigated samples (e.g., Fig. 2). Although there are similarities
with other West Antarctic OIBs, which are interpreted as of
plume origin (PRESTVIK et al. 1990, HOLE et al. 1994, HART et
al. 1995), differentiation processes may have been taking
place, however, as indicated by low mg-numbers and low Ni
and Cr contents of all samples. Therefore, an origin from
primitive mantle, as suggested for the Jones Mountains and
Peter I Island may not be the case for the DGS. The most significant differences are the low absolute and relative abundance
of K, Rb, and Cs in samples (1) to (3), which is different from
the OIBs of West Antarctica. The low concentration of these
elements could be a result of mantle processes (fractional
crystallization of a K-bearing phase, phlogopite or amphibole
as residue) or secondary alteration. In the following section we
90
Fig. 3: Chondrite (C1) normalized extended element pattern of De Gerlache
Seamount (DGS) basalts. Chondrite C1 values are from ANDERS & GREVESSE
(1989). Order of elements set by increasing compatibility in MORB (HOFMANN 1988). The shaded area indicates the range of Jones Mountains and Peter I Island basalts from HART et al. (1995). The DGS basalts have similar pattern as basalts from the Jones Mountains and Peter I Island with slightly higher abundance in Sm to Lu in all samples. Sample (5) shows very good agreement to basalts of the Jones Mountains and Peter I Island while sample (1) to
(3) have significantly lower abundance of Cs, Rb, and K.
Abb. 3: Chondrit (C1)-normierte Elementmuster der De-Gerlache-Seamount
(DGS)-Basalte. Werte für C1-Chondrit nach ANDERS & GREVESSE (1989). Anordnung der Elemente nach zunehmender Kompatibilität in MORB (HOFMANN 1989). Das schattierte Feld markiert den Bereich der Basalte der Jones
Mountains und der Peter-I-Insel (HART et al. 1995). Die DGS-Basalte haben
ein ähnliches Elementmuster wie die Basalte der Jones Mountain und der Peter-I-Insel mit leicht höheren Konzentrationen von Sm bis Lu in allen Proben.
Probe (5) stimmt sehr gut mit der chemischen Zusammensetzung der Basalte
von Jones Mountain und Peter-I-Insel überein während die Proben (1) bis (3)
wesentlich geringere Konzentrationen in Cs, Rb und K haben.
will discuss these differences with respect to mantel processes
and secondary alteration and model non-modal equilibrium
melting, assuming amphibole as the mantle phase.
Geochemistry
High field-strength elements (HFSE), such as Zr, Ti, P, and
Nb, are immobile during weathering and low-grade metamorphism and tend to be incompatible (WOOD et al. 1976). Transi-
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Fig. 4: Scatter plots of element ratios from De
Gerlache Seamounts basalts (black squares) and
basalts from Peter I Island and the Jones Mountains from HART et al. (1995) (gray squares).
K/Nb, La/Nb, Ba/Nb, and Rb/Nb ratios of sample (1) to (3) are low compared to Peter I Island
and Jones Mountains, while Sr/Nb and Zr/Nb ratios of all samples overlap with Jones Mountains
and Peter I Island. Element ratios of sample (5)
are more similar to the basalts of the Jones
Mountains and Peter I Island except for Rb/Nb
ratios.
Abb. 4: Elementverhältnisse der De-Gerlache
Seamount-Basalte (schwarze Quadrate), von Basalten der Peter-I-Insel und den Jones Moutains
(graue Quadrate). K/Nb-, La/Nb- und Rb/NbVerhältnisse der Proben (1) bis (3) sind geringer
als für Peter-I-Insel und Jones Mountains. Alle
Proben haben ähnliche Sr/Nb- und Zr/Nb-Verhältnisse wie Peter-I-Insel and Jones Mountains.
Die Probe (5) ist den Basalten von Jones Mountains und Peter-I-Insel ähnlicher, mit Ausnahme
des Rb/Nb-Verhältnis.
phases and, therefore, fractionation should cause relative
enrichment of Sr compared to Ti (GREENOUGH 1988) but the
DGS basalts show the opposite trend.
Tab. 2: K-Ar age determination of samples PS-2693-1 (1), (2), and (3). Ages
were calculated with decay constants as referred in STEIGER & JAEGER (1977).
Tab. 2: K-Ar-Altersbestimmung der Proben PS-2693-1 (1), (2) und (3). Die
Alter sind mit den Zerfallskonstanten von STEIGER & JAEGER (1977) berechnet.
tion metals like Ni, Co, Sc, and Cr are also immobile but
compatible in residual phases during partial melting or early
liquidus mafic phases during crystallization. The low Ni and
Cr contents (33-52, 60-119 ppm, respectively) and low mgnumbers (0.37-0.42) therefore, may exhibit elemental fractionation during partial melting due to residual phases. As noted
by GREENOUGH (1988), fractionation in HFSE can occur
during low degree of partial melting due to the low distribution coefficients of Nb compared to most HFSE in mantle
clinopyroxene and garnet phases. Strong correlation among
degree of partial melting, saturation index and HFSE/Nb ratios
therefore is considered to be a function of the amount of clinopyroxene or garnet at low percentages of partial melting.
The Zr/Nb and Sr/Nb ratios in all DGS basalt samples (7.0 and
13.0-13.3, respectively) are similar to the ratios observed for
Peter I Island and the Jones Mountains (Fig. 4), while Ti/Nb
(660-680) and Ti/Zr (85-86) ratios are higher as for the Jones
Mountains and Peter I Island (323-536 and 69-81, respectively,
HART et al 1995). These differences may be caused by different degrees of partial melting and different amounts of residual mafic phases in the source of DGS basalts compared to
Peter I Island and the Jones Mountains. However, distribution
coefficients for Sr are lower as for Ti in common mantel
The large-ion lithophile elements (LILE) (e.g. K, Ba, Rb) are
highly incompatible in mantle phases (with the exception of
phlogopite or amphibole) and are strongly enriched in the residual liquid during partial melting (GAST 1968). In absence of a
K-bearing phase, neither partial melting nor fractional crystallization has an effect on the LILE contents of alkaline basalts,
which are generally formed by low percentages of partial
melting. Therefore, LILE/Nb and K/LILE ratios can be
applied as indicators for source heterogeneity and/or asthenosphere/lithosphere interaction (HOLE et al. 1994). Despite the
low K, Rb, and Cs concentrations in samples (1) to (3), La/Nb,
K/Nb, and Ba/Nb ratios (Fig. 4) are at the lower range, with
sample (5) closest to the other OIBs of West Antarctica (e.g.
HOLE et al. 1994, HART et al. 1995). MORB-like asthenosphere interaction is unlikely, because it would increase K/Nb
and La/Nb ratios compared to OIBs. Contamination with
continental crust seems unlikely for two reasons: (i) the DGS
lie some 800 km away from the West Antarctic continental
shelf edge, and (ii) contamination by continental crust should
cause lowering in Ce/Pb ratios (continental crust: 5-7) but is
about 35 for the DGS basalt and canonical value for OIB is
given as 25 (HOFMANN 1988).
PRESTVIK et al. (1990) suggested a garnet-lherzolith as a
possible mantle source with traces of water bound in phlogopite or amphibole (K-richterite) for the Peter I Island basalts.
Both minerals are common K-bearing mantle phases, which
are stable at low amounts of melting and pressures between 40
and 22 kbar (KUSHIRO 1969, OLAFSSON & EGGLER 1983). Fractionation during partial melting of these phases could lead to
low K concentration in the DGS basalt. STOREY et al. (1988)
and SPÄTH et al. (1996) suggested this process as one possible
reason for unusually low K concentrations in high Na/K alkaline basalts of Kerguelen Island and in lavas from the Comores
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Archipelago (western Indian Ocean). Furthermore, both minerals have higher mineral-melt distribution coefficients for Ba,
Rb, La, Nb, Sr, P, and Zr compared to orthopyroxene, clinopyroxene, and garnet (e.g., SPÄTH et al. 1996) and therefore,
could lead to observed differences in element composition
between the DGS and other West Antarctic OIBs.
To confirm this hypothesis for the DGS basalts, we modeled
the composition of a basalt assuming amphibole as a residual
mantle phase in primitive mantle (TAYLOR & MCLENNAN
1985) and non-modal equilibrium partial melting following
GAST (1968), CONSOLMAGNO & DRAKE (1976), and HERTIGEN
& GIJBELS (1976). We took a garnet-lherzolith with the ol:
0.53, opx: 0.20, cpx: 0.15, gt: 0.05 and amph: 0.07 for modal
composition and assumed melting in the proportion of
10:10:30:25:25. Since K cannot be regarded as a dispersed
element in this situation, K concentration was calculated by
mass balance assuming 1.7 wt.% K2O in amphibole (DEER et
al. 1992). Assuming all K is bound in amphibole, K concentration in mantle is 988 ppm. Within the above constraints of
source composition and proportion of melt, amphibole is
exhausted after 24 % melting.
As shown in Figure 5, partial melting of 1.1 % primitive
mantle with 7 % amphibole as mantle phase mimics the
element composition of most of trace elements, except for Rb
and Ba. Deviations in Ti and Y are about 20 % and may be
explained by slightly different modal or melting proportion of
the other mantle phases. Since amphibole has high amounts of
Mg (~18 wt.% MgO) it may also explain low mg-numbers
when present as residual phase. Distribution coefficients for
Rb (0.6) and for Ba (0.5) lead to enrichment of both elements
in the melt by low degree of partial melting (see also GAST
1968, GREENOUGH 1988). In order to obtain the observed
concentration of Ba and Rb their concentration has to be adjusted to 0.025 ppm for Rb and to 2.0 ppm for Ba in the mantle
source material. With this adjustment, partial melting of 1.1 %
would lead to the observed concentration of Ba and Rb in the
samples.
Fig. 5: Chondrite normalized element ratios of hypothetical basalt composition calculated for different degrees of partial melting of garnet-lherzolithe
mantle. Sample (3) and (5) are shown for comparison. Black line: 1.1 % melt
with 7 % amphibole as residual mantle phase, 5 ppm Ba and 0.55 ppm Rb.
Grey line: 1.1 % melt with 7 % amphibole, 2 ppm Ba and 0.025 ppm Rb concentrations. Dashed grey line: 2.5 % melt of primitive mantle composition
from TAYLOR & MCLENNAN (1985), no residual mantle phase. Best fit was
achieved with 1.1 % melt with amphibole as residual phase and adjusted Rb
and Ba concentration.
Abb. 5: Chondrit-normierte Elementverhältnisse von einer hypothetischen
Basaltzusammensetzungen, die durch teilweises Aufschmelzen von Mantelmaterial mit Granat-Lherzolithzusammensetzung berechnet wurde. Zum Vergleich sind die Proben (3) und (5) dargestellt. Die schwarze Linie gibt die Zusammensetzung für 1,1 % Aufschmelzung des Mantelmaterials mit 7 % Amphibol als zurückbleibende Mantelphase und 5 ppm Ba und 0,55 ppm Rb in
der primitiven Mantelzusammensetzung an. Die graue Linie repräsentiert 1,1
% Aufschmelzung des Mantelmaterials mit 7 % Amphibol und 0,025 ppm Rbund 2 ppm Ba-Konzentration. Die graue unterbrochene Linie zeigt 2,5 % Aufschmelzung des Mantelmaterials ohne Amphibol als Mantelphase. Die Zusammensetzung des Mantelmaterials entspricht einem primitiven Mantel
(TAYLOR & MCLENNAN 1985). Die beste Übereinstimmung zwischen den gemessenen Proben und dem modellierten Basalt wurde für 1,1 % Aufschmelzung einer amphibolhaltigen Mantelquelle, die an Ba und Rb verarmt ist, erreicht.
K-Ar age determination
For K-Ar age determination of submarine basalts with low to
moderate K concentration, the following two systematic
problems should be considered: i) In submarine environments,
low-temperature alteration generally causes de-vitrification of
volcanic glass and growth of secondary minerals (calcite,
zeolites, clay minerals) which is often accompanied by an
exchange of mobile elements like K and Na. These opensystem processes can result in lowering of the K-Ar age due to
40
Ar loss or increase of the K content. ii) mantle-derived rocks
could be enriched in argon (excess 40Ar) with 40Ar/36Ar ratios
higher than the present day atmospheric ratio (ALLÈGRE et al.
1983). This excess 40Ar is mainly present in xenocrysts and
glassy crusts. In contrast to i), excess 40Ar would result in K-Ar
ages overestimating the true geological age. Such excess 40Ar
is known from the alkaline basalts of the Jones Mountains
resulting in geological unrealistic ages of 100-200 Ma
(RUTFORD et al. 1972, HOLE et al. 1994).
The high oxidation state of the samples may be an indicator of
low temperature alteration. On the other hand, submarine alter92
ation should result in a K gain rather than K loss, but our
geochemical results indicate that K concentrations are lower
than usually expected in OIA basalts.
Magma transport
The estimated age of 20 Ma for the DGS is in concordance
with the suggested age of the alkaline basalts of the Jones
Mountains (10-7 Ma, HOLE et al. 1994), and the basaltic rocks
of the Antarctic Peninsula (30 Ma, FUTA & LEMASURIER 1982,
LEMASURIER 1990). As shown by seismic (GOHL et al. 1997,
MÜLLER et al. in press) and satellite-derived gravity data
(MCADOO & LAXON 1997), the DGS and Peter I Island are in
alignment with a north-south striking crustal lineament which
is interpreted as a crustal scar resulting from a ridge-jump
event at 61 Ma (LARTER et al. 2002, EAGLES et al. 2004).
Further crustal motion in a right-lateral strike-slip sense may
have generated a set of basement ridges and narrow pull-apart
basins along this lineament in response to the crustal motion
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of the eastern West Antarctic Rift System (MÜLLER et al. in
press). It is likely that this tectonic feature and the intersecting
Tharp Fracture Zone results in an instability or weakening of
the oceanic lithosphere, creating pathways for mantle-plume
type volcanism until recent times. The measured K-Ar age of
basalts of Peter I Island is 0.33-0.1 Ma (PRESTVIK et al. 1990)
but the upper limit for the onset of volcanism is set at 20 Ma
based on basalt volume and extrusion rate. Therefore, plume
activity for the DGS and Peter I Island may have overlapped.
Additionally, the occurrence of more alkaline sills in the
Bellingshausen Sea DSDP Leg 35, site 323 also suggests
weakening of oceanic lithosphere in the southeastern Pacific
(VENNUM 1976).
CONCLUSION
Minor and trace element composition of DGS basalts suggest
alkaline character, which is typical for OIBs. Compared to
OIB from West Antarctica (Peter I Island, the Jones Mountains), the samples have lower mg-numbers, lower Ni and Cr
concentrations, and LILE/Nb and (La/Yb)N ratios. Three out of
four samples have also very low absolute and relative abundance of K, Rb, and Cs.
Model calculation of 1.1 % partial melting of garnet-lherzolite
with 7 % amphibole as residual mantle phase yields appropriate element concentrations for the most elements of these
samples including K. However, this model cannot explain the
low Rb and Ba concentrations of the samples. We suggest
these concentrations require a Ba and Rb depleted mantle
source.
The K-Ar age determinations show that the eastern DGS is of
Miocene age. This time emplacement is in agreement with
ages of OIB of the West Antarctic continental margin and the
previously suggested early stage of Peter I Island volcanism.
The alkaline character of the DGS basalts together with
geographic position and age seem to confirm the assumption
of plume activity in the Bellingshausen Sea. Additionally, the
occurrence of the DGS and Peter I Island volcanism along an
old reactive tectonic lineation infers that it has exploited a
zone of lithospheric weakness. The difference in geochemistry
and petrology within this limited set of samples demands the
analysis of a larger sample suite to improve these preliminary
results.
ACKNOWLEDGMENTS
We are grateful to the captain and crew of the RV “Polarstern”,
who were extremely supportive during the cruise ANT-XII/4.
Helpful reviews were provided by Solveig Estrada and Hubert
Miller. We thank Friedhelm Henjes-Kunst for his comments
on the K-Ar age determination.
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Polarforschung 76 (3), 95 – 108, 2006 (erschienen 2007)
Phytosociology of Beach and Salt Marsh Vegetation
in Northern West Greenland
by Ortrun Lepping1 and Fred J. A. Daniëls1
Abstract: Beach and salt marsh vegetation of the Uummannaq District, northern West Greenland (c. 70°15’ N – 72° N, 49° W – 54° W) was studied 1998
according to the Braun-Blanquet phytosociological approach. Habitat analyses
included soil chemistry. Such vegetation locally occurs and is not developed
over extensive areas. On gravely stony beaches a Mertensia maritima ssp.
maritima community occurs, while a Honckenya peploides var. diffusa
community is confined to sandy beaches. The association Honckenyo
diffusae-Elymetum mollis Thannh. 1975 is confined to sandy shore walls and
low dunes. All vegetation types are assigned to the alliance HonckenyoElymion arenariae Tx. 1966, which again is a unit of the order HonckenyoElymetalia arenariae Tx. 1966, which is sub ordered to the class
Honckenyo-Elymetea arenariae Tx. 1966. On fine sediments along sheltered
coasts salt marsh vegetation is locally developed mainly on fiord deltas and
outwash plains of small rivers and streams. A distinct zonation pattern in
vegetation can be observed from the lower to upper salt marsh: Puccinellietum
phryganodis Hadač 1946 association, Caricetum subspathaceae Hadač 1946
association, Caricetum ursinae Hadač 1946 association (all assigned to the
alliance Puccinellion phryganodis Hadač 1946) and Festuco-Caricetum
glareosae Nordh. 1954 association (assigned to the alliance Armerion maritimae Br.-Bl. et de Leeuw 1936). Both alliances are units of the order GlaucoPuccinellietalia Beeftink et Westhoff in Beeftink 1965, which is assigned to
the class Asteretea tripolii Westhoff et Beeftink in Beeftink 1962. TWINSPAN
and CCA support the vegetation classification and the CCA with soil chemistry parameters shows that salinity (related to position above MHW) and Ncontent are strongly correlated with the floristical differentiation of the
vegetation of the Honckenyo-Elymetea class. In the Asteretea tripolii class,
position above MHW (negatively correlated with pH, conductivity and Clcontent) and fresh water supply are likely the main factors, which affect vegetation differentiation. A synoptic survey of vegetation types from Greenland
based on published phytosociological tables is presented and distribution of
the vegetation types is addressed, just as their position in a circumpolar
context. Moreover a Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum community is described as a new vegetation type, occurring on shallow soil on cliffs
influenced by salt spray.
Zusammenfassung: Die Strand- und Küstenvegetation des UummannaqGebiets, nördliches Westgrönland (ca. 70°15’N – 72°N, 49°W – 54°W)
wurde 1998 nach der pflanzensoziologischen Braun-Blanquet-Methode untersucht. Standortanalysen inklusive Bodenuntersuchungen wurden vorgenommen. Die untersuchte Vegetation tritt nur lokal auf und ist nicht
großflächig verbreitet. An schotterig-steinigen Stränden findet man eine
Mertensia maritima ssp. maritima Gesellschaft, während eine Honckenya
peploides var. diffusa Gesellschaft an sandigen Strandbereichen auftritt. Die
Assoziation Honckenyo diffusae-Elymetum mollis Thannh. 1975 ist
beschränkt auf niedrige Dünen und sandige Strandwälle. Diese Vegetationstypen sind einzuordnen im Verband Honckenyo-Elymion arenariae Tx.
1966 der Ordnung Honckenyo-Elymetalia arenariae Tx. 1966, die zu der
Klasse Honckenyo-Elymetea arenariae Tx. 1966 gehört. In geschützten
Buchten und in Delta-Bereichen findet man auf feinem Ablagerungssubstrat
Salzwiesenvegetation. Von der unteren zur oberen Salzwiese ist eine Vegetationszonierung zu beobachten: Puccinellietum phryganodis Hadač 1946, Caricetum subspathaceae Hadač 1946, Caricetum ursinae Hadač 1946 (alle drei
Assoziationen des Verbandes Puccinellion phryganodis Hadač 1946) und die
Assoziation Festuco-Caricetum glareosae Nordh. 1954, die zum Verband
Armerion maritimae Br.-Bl. et de Leeuw 1936 gehört. Beide Verbände
gehören zu der Ordnung Glauco-Puccinellietalia Beeftink et Westhoff in Beeftink 1965, die der Klasse Asteretea tripolii Westhoff et Beeftink in Beeftink
1962 zugeordnet werden. TWINSPAN und CCA unterstützten die vorgenommene Klassifikation. Die CCA mit Bodenparametern zeigt, dass die Salinität
(korreliert mit der Höhe ü. NN) und der N-Gehalt wesentlich für die floristi____________
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Institute of Plant Ecology, University of Münster, Hindenburgplatz 55, 48143 Münster,
Germany; <leppingo@uni-muenster.de>, <daniels@uni-muenster.de>
Manuscript received 15 August 2006, accepted 11 December 2006
sche Differenzierung der Honckenyo-Elymetea Vegetationstypen verantwortlich ist. Auch bei der Vegetation der Salzwiesen ist die Höhenposition üNN,
die negativ korreliert ist mit pH-Wert, Leitfähigkeit und Salinität (Cl-Gehalt)
sowie dem Einfluss von Süßwasser, ein wichtiger Differenzierungsfaktor für
die Vegetation. Eine synoptische Tabelle stellt die bisher bekannten Vegetationstypen der grönländischen Küsten zusammen und die Verbreitung der Vegetationstypen, auch im zirkumpolaren Raum, wird angeführt. Des Weiteren
wird eine Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum Gesellschaft
beschrieben. Sie kommt in Steilküstenbereichen auf Klippen und Felsvorsprüngen vor und wird durch Spritzwasser des Meeres beeinflusst.
INTRODUCTION
Although Greenland’s coastline is about 40000 km long phytosociological and ecological studies on coastal vegetation are
scarce (cf. BAY 1992, BÖCHER 1954, 1963, DANIELS & DE
MOLENAAR 1993, FEILBERG 1984, FREDSKILD 1998, DE
MOLENAAR 1974, VESTERGAARD 1978). This might be due to
conditions in past and present largely reducing the possibilities
for development of extensive coastal ecosystems, such as
recent glacial history, sheer coastline, narrow rocky shores,
ice-foot in winter, drift-ice in summer and low temperatures
(Fig. 1). Saline influences are also limited by winter ice conditions (no salt spray) and lower salinity in the fiords, leaching
by meltwater and fresh groundwater (DE MOLENAAR 1974).
Therefore good conditions for halophytic plants are limited in
particular in the most northern part of the island (BAY 1992).
However in the southernmost part seashore vegetation is
considered generally poor as well (FEILBERG 1984). Thus
beach and salt marsh vegetation is generally poorly developed
Fig. 1: Exposed steep rocky coast along the northern side of the Uummannaq
Fiord without coastal vegetation. Photo F.J.A.D. July 1993.
Abb. 1: Exponierte, steile Felsküste ohne Küstenvegetation entlang der nördlichen Seite des Uummannaq-Fjords. Foto F.J.A.D. im Juli 1993.
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and its occurrence is restricted to more sheltered areas such as
small bays, coves and fiord bottoms, often associated with
outlets of streams and river deltas (Fig. 2). Phytosociological
studies of coastal vegetation in West Greenland north of Disko
(situated in the middle of the west coast) are completely
lacking so far. The present paper focuses on the phytosociology of the unknown beach and salt marsh vegetation in the
Uummannaq District, the area roughly between the peninsulas
Nuussuaq and Svartenhuk, northern West Greenland (70°15’N
and 72° N, 49° W – 54° W, Fig. 3). Moreover it addresses the
global distribution of these vegetation types in Greenland and
their position in a circumpolar context. DANIËLS & DE
MOLENAAR (1993) globally surveyed the dry coastal ecosystems in Greenland. A survey of salt marsh vegetation does
not exist so far.
STUDY AREA
The landscape in the Uummannaq District is mountainous and
deeply cut by fiords with mainly sheer coasts. In the eastern
inland parts Precambrian gneiss covers extensive areas, while
bedrock in the western, more oceanic part, is mainly basalt.
However locally granite, marble and cretaceous and tertiary
sediments occur (PULVERTAFT 1990). The climate of the town
of Uummannaq (70°41’N, 52°W) might be characterized as
arctic-continental with mean annual temperature of minus 3,5
°C, precipitation 132 mm a-1 (1961-1967) and the sum of mean
temperatures (°C) of months with mean temperature above
0 °C, being 22.2 degrees centigrade (DANIËLS et al. 2000). The
coastal areas likely have an arctic, sub continental climate.
Meteorological data are lacking. For a more detailed description of the Uummannaq District the reader is referred to
Fig. 2: Estuary of small river in the bottom of a sheltered fiord, Kangiussap
qinguâ, on the Svartenhuk Peninsula with a salt marsh vegetation complex.
Locality 2. Photo F.J.A.D. July 1998.
Abb. 2: Der Ästuar-Bereich eines kleinen Flusses am geschützten Ende des
Fjords Kangiuassap qinguâ, Svartenhuk Peninsula, mit Salzwiesen-Vegetation. Lokalität 2. Foto F.J.A.D. im Juli 1998.
LÜNTERBUSCH & DANIËLS (2004). The vegetation was studied
in the following localities (Fig. 3):
1 Illorsuit on Ubekendt Ejland,
2 Kangiussap qinguâ on Svartenhuk Peninsula,
3 Itsako on Svartenhuk Peninsula,
4 Naujât,
5 Nuugaatsiaq,
6 Ikerasak,
Fig. 3: Map of Greenland with the location of the Uummannaq District (right) and the research localities (left). 1 = Illorsuit,
Ubekendt Eijland, 2 = Kangiussap qinguâ on Svartenhuk Peninsula, 3 = Itsako on Svartenhuk Peninsula, 4 = Naujât, 5 = Nuugaatsiaq, 6 = Ikerasak, 7 = Drygalski Peninsula, 8 = Kûk on Nuussuaq Peninsula, 9 = Qaarsut on Nuussuaq Peninsula.
Abb. 3: Karte von Grönland mit der Lage des Uummannaq-Distriktes (rechts) und die Lage der Untersuchungsgebiete
(links). 1 = Illorsuit, Ubekendt Eijland, 2 = Kangiussap qinguâ auf der Svartenhuk Halbinsel, 3 = Itsako auf der Svartenhuk
Halbinsel, 4 = Naujât, 5 = Nuugaatsiaq, 6 = Ikerasak, 7 = Drygalski Halbinsel, 8 = Kûk auf der Nuussuaq Halbinsel, 9 =
Qaarsut auf der Nuussuaq Halbinsel.
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Drygalski Peninsula,
Kûk on Nuussuaq Peninsula,
Qaarsut on Nuussuaq Peninsula, and
(in 1993) the bottom of Laksefiord in the Upernavik
District (locality outside the map, 72° 30’N, 55° 30’W).
The localities are situated within the Southern Arctic Shrub
Zone or Arctic Subzone D (DANIËLS et al. 2000, CAVM TEAM
2003, WALKER et al. 2005); the zonal vegetation in the
lowlands is an erect dwarf shrub heath with a.o. Empetrum
hermaphroditum, Vaccinium uliginosum ssp. microphyllum,
Cassiope tetragona, Ledum decumbens, Phyllodoce coerulaea
and Salix glauca ssp. callicarpaea.
MATERIAL AND METHODS
In the field 57 vegetation stands were analysed according to
the Braun-Blanquet relevé method (WESTHOFF & VAN DER
MAAREL 1973, DIERSCHKE 1994). Sample plot size varied
between 1 and 4 m2 (once 8 m2). Cover/abundance of species
was recorded according to WILMANNS (1998). Comparisons of
these 57 relevés in tables resulted in a vegetation typology
based on similarities in presence/absence and cover/abundance values of the species. The syntaxonomical position of
the vegetation types was identified by literature comparison.
The hierarchical syntaxonomical vegetation classification
system according to the Braun-Blanquet method (WESTHOFF
& VAN DER MAAREL 1973, DIERSCHKE 1994) consists of the
units association, alliance, order and class. These syntaxa are
mainly characterised by their diagnostic species, which
include so-called character and differential species. Character
species are either confined to or show an optimum of occurrence in one syntaxon, while differential species only differentiate by presence/absence between syntaxa of the same rank or
differentiate within syntaxa. According to their degree of fidelity to a syntaxon, character species are classified as exclusive,
selective or preferrent. Hierarchically the association is the
lowest unit of the classification system, followed by the higher
ranked alliance, which is assigned to the higher ranked order
and this to the hierarchically highest ranked class. Based on
differential species associations can be subdivided into subassociations and/or variants, alliances into suballiances, orders
into suborders and classes into subclasses. Vegetation types
lacking diagnostic species are called here “communities”;
vegetation types only characterised by dominance of species
are often named sociations (WESTHOFF & VAN DER MAAREL
1973, DIERSCHKE 1994). Nomenclature and typification of
syntaxa is in agreement with WEBER et al. (2000). Nomenclature of vascular plants follows BÖCHER et al. (1978), lichens
SANTESSON et al. (2004) and bryophytes CORLEY et al. (1981).
In the vegetation tables lichens are indicated by (L), mosses
and liverworts by (M). Biological distribution types are indicated in the tables 1-4 and 6 according to FREDSKILD (1996): A
= arctic widespread, AC = arctic continental, B = boreal, L =
low arctic, LO = low arctic, oceanic, LC = low arctic, continental, MA = middle arctic and HA = high arctic. Geographical distribution types are based on HULTÉN (1968) in
FREDSKILD (1996): A = amphi-atlantic, C = circumpolar, E =
eastern, W = western.
Nomenclature of tidal levels follows DE MOLENAAR (1974).
Scale for fresh water influence ranges from 1 (without) to 5
(strong). Soil samples from the mineral soil (depths 0-10 cm)
were analysed by methods described in VDLUFA (1991): pH
value and conductivity were determined in distilled water.
Total nitrogen (N) and carbon (C)-contents were measured
with an Elementar Analysator (CHN-O-Rapid, HEREUS);
plant available phosphorus (P) was measured spectro-photometrically in calciumacetat-hydrate, calcium lactate and acetic
acid (CAL-method) and K, Na, Ca, Mg flame-photometrically
(AAS 939 Unicam) in ammoniumchlorid (0.05 mol l-1) according to TRÜBY & ALDINGER (1989); and Cl-content potentiometrically by a chloride-meter (Eppendorf). The relevés were
analysed by TWINSPAN (HILL 1979) for Windows 2.3. Canonical Correspondence Analysis (CCA) (TER BRAAK &
SMILAUER 2002) was applicated with CANOCO for Windows
4.5 (using default options) to show relationships between
relevés and soil parameters.
RESULTS AND DISCUSSION
Vegetation on beaches and dunes
The vegetation of beaches and lower sand dunes are assigned
here to alliance Honckenyo-Elymion arenariae Tx. 1966 (order
Honckenyo-Elymetalia arenariae Tx. 1966; class HonckenyoElymetea arenariae Tx. 1966). This northern class substitutes
the class Ammophiletea arenariae Br.-Bl. et Tx. 1943 north of
60 °N (THANNHEISER 1987a). Drift mark vegetation of the
therophytic class Cakiletea maritimae Tx. et Prsg. in Tx. 1950
is considered absent in Greenland and the Arctic, due to the
short vegetation season in combination with the temporary
habitat which is frequently disturbed by waves and drift ice.
Such conditions do not allow therophytes to complete their life
cycle.
Mer tensia maritima ssp. maritima community
This open and species-poor community (Tab. 1, ref. numbers
1-2) is rather rare in the study area, since only two well-developed stands could be sampled (localities 2, 6). The vegetation
occurs on gravely and stony beaches at the EHWS level and is
subjected to irregularly flooding. Mean soil pH is 7.4, conductivity varies from 56 to 228 µS cm-1 and humus content of the
substrate is comparatively high, in mean 5.3 % (Tabs.1, 4).
Mertensia maritima (L.) S.F. Gray ssp. maritima (SeaLungwort) is a mainly western, low arctic species and a
neophyte in Greenland (DANIËLS & DE MOLENAAR 1970). In
Greenland it has a spotty, rather disjunct, southern and western
distribution ranging from SE via S to NW Greenland (BAY
1992, FREDSKILD 1996). In South Greenland the species is
very rare (FEILBERG 1984, STUMBÖCK 1993). The community
is described from northern Europe to Alaska (e.g., NORDHAGEN 1940, MÖLLER 2000, BÖCHER 1954, 1963, DE
MOLENAAR 1974, THANNHEISER 1974, 1975, 1981, THANNHEISER & HOFFMANN 1977, BLISS 1993 and DANIËLS et al.
1998). The more robust Mertensia maritima ssp. asiatica
Takeda is confined to northeastern Asia (HULTÉN 1968). It
locally occurs in great abundance on sandy seashores with
pebbles and driftwood along the Sea of Okhotsk (pers. observ.
by F.J.A.D. 2006, see also HAASE 1999).
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Tab. 1: Phytosociological table of beach vegetation: 1, 2 = Mertensia maritima ssp. maritima community, 3-7 = Honckenya peploides var. diffusa community and 8-13 = Honckenyo-Elymetum mollis association. (L) = lichens, (M) = mosses and liverworts. Biological distribution types: A = arctic widespread, B = boreal, L = low arctic; geographical distribution types: C= circumpolar, W= western.
Tab. 1: Pflanzensoziologische Tabelle der Strandvegetation: 1, 2 = Mertensia maritima ssp. maritima-Gesellschaft, 3-7 = Honckenya peploides var. diffusa-Gesellschaft, 8-13 = Honckenyo-Elymetum mollis-Assoziation. (L) = Flechten, (M) = Moose und Lebermoose. Biologische
Verbreitungstypen: A = arktisch, B = boreal, L = südarktisch; geographische Verbreitungstypen: C = zirkumpolar, W = westlich.
Honckenya peploides var. diffusa community
This open and species-poor vegetation (Tab. 1, ref. numbers 37) is dominated by Honckenya peploides (L.) Ehrh. var. diffusa
(Hornem.) Mattf. (Seabeach-Sandwort). It occurs on sheltered
beaches and rarely on more extensive sandy river deltas, from
MHWS to EHWS. It is irregularly flooded. Mean soil pH is
7.1. Mean soil conductivity (34 µS cm-1) and humus content
(1.9 %) are lower than in the Mertensia maritima ssp. maritima community (Tabs. 1, 4). The community was only
observed in localities 2 and 3. This preponderantly boreal
species and vegetation type are mainly restricted to low arctic
Greenland being absent in North Greenland (BAY 1992,
DANIËLS & DE MOLENAAR 1993). From SW and W Greenland
Honckenya peploides var. diffusa vegetation is described by
BÖCHER (1954), while DE MOLENAAR (1974) reported a
Honckenya peploides var. diffusa sociation from SE Greenland.
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Association Honckenyo
mollis Thannh. 1975
diffusae
–
Elymetum
This mostly dense vegetation (Tab.1, ref. numbers 8-13, Fig. 4;
lectotypus hoc loco relevé 10, Tab. 2 in Thannheiser 1988) has
an upper field layer of Elymus mollis (American Lyme-Grass)
and often Festuca rubra (Red Fescue). In the lower herbaceous
field layer Honckenya peploides var. diffusa and Stellaria
humifusa (Arctic Chickweed) occur. Elymus mollis is
character species of the association. Mosses such as Pottia
heimii, Bryum salinum and Hymenostylium recurvirostre are
often present. The association occurs on sandy beaches and
low dunes in several (five) localities. Honckenya peploides
var. diffusa is confined to more mobile substrates (typical
variant, Tab. 1, ref. numbers 8-11), while Festuca rubra is
found in older, more stabilized low dunes (variant of Festuca
rubra coll., Tab. 1, ref. numbers 12-13). Mean soil pH and
humus percentage are 7.8 and 1.3, and 7.3 and 3.5 respectively, likely related to the differences in vegetation cover (54
% and 85 % respectively). In Greenland Elymus mollis has a
distinct southern and western distribution and reaches its northernmost occurrence in the Uummannaq District (AHOKAS &
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Tab. 2: Synoptic table of beach vegetation with relevés
from entire Greenland. LD = this publication, M74 = DE
MOLENAAR (1974), B54 = BÖCHER (1954). Species occurring once with “+” or “r” are omitted. (L) = lichens, (M)
= mosses and liverworts. Biological distribution types: A
= arctic widespread, B = boreal, L = low arctic, LO = low
arctic oceanic, LC = low arctic continental; geographical
distribution types: A = amphi-atlantic, C = circumpolar, E
= eastern, W = western. NW = Northwest Greenland, SE
= Southeast Greenland, SW = Southwest Greenland.
Tab. 2: Synoptische Tabelle der Strandvegetation, zusammengestellt für Gesamt-Grönland. LD = diese Publikation, M74 = DE MOLENAAR (1974), B54 = BÖCHER (1954).
Nur ein Mal mit „+“ oder „r“ vorkommende Arten sind
weggelassen. (L) = Flechten, (M) = Moose und Lebermoose. Biologische Verbreitungstypen: A = arktisch, B =
boreal, L = südarktisch, LO = südarktisch ozeanisch, LC
= südarktisch kontinental; geographische Verbreitungstypen: A = amphi-atlantisch, C = zirkumpolar, E = östlich,
W = westlich. NW = Nordwestgrönland, SE = Südostgrönland, SW = Südwestgrönland.
Synopsis
Fig. 4: Honckenyo-Elymetum mollis association on the higher parts of the
sandy beach near the village Illorsuit. Locality 1. Photo O.L. July 1998.
Abb. 4: Honckenyo-Elymetum mollis-Assoziation auf dem höheren Sandstrand in der Nähe der Ortschaft Illorsuit. Lokalität 1. Foto O.L. im Juli 1998.
FREDSKILD 1991, FREDSKILD 1996). It is a western, low arctic,
species. The same applies to the association. BÖCHER (1954)
reported this association under the name Elymus mollisFestuca rubra sociation from the coastal Godthaab region and
from the inland near Söndre Strömfjord as Elymus mollis
sociations (BÖCHER 1954: Tab. 23). TÜXEN (1970) reviewed
the geographical variation of the northern Honckenya-Elymus
vegetation types. He considered the Honckenyo diffusaeElymetum mollis a Greenlandic association. However the first
valid description of the association was from the Canadian
Arctic by THANNHEISER (1975, 1988).
The CCA diagram of the beach vegetation (Fig. 5) shows that
the x-axis seems strongly correlated with Cl- and K-contents
of the soil, while the y-axis correlates with conductivity,
humus-content, total N and total C (Tab. 4). Thus soil
properties have a strong influence on the differentiation of the
beach vegetation, apart from soil texture characters.
Honckenya peploides var. diffusa community is the most
saline, while the Mertensia maritima ssp. maritima community seems to prefer N-enriched sites. The synoptic table (Tab.
2) shows relevé-based beach communities from several parts
of Greenland: from the Uummannaq District by the present
authors (LD); from SE-Greenland (M74) by DE MOLENAAR
(1974) and from SW-Greenland (B54) by BÖCHER (1954). The
Honckenya peploides var. diffusa vegetation seems floristically rather similar, while the Mertensia maritima ssp. maritima vegetation from Southeast Greenland (M74) contains
Rhodiola rosea (Arctic Roseroot) as a low arctic, oceanic
species with eastern distribution, which is absent in the study
area. The Honckenyo-Elymetum association from the study
area (LD) contains e.g., Stellaria humifusa (Low Stitchwort),
Cochlearia groenlandica (Polar Scurvy grass) and the moss
Bryum salinum, which occur in the nearby well-developed salt
marsh vegetation. The association in the inland near Kangerlugssuak (Söndre Strömfjord) (B54) occurs on higher dunes
outside the reach of salt marshes and contains the low arcticcontinental circumpolar species Artemisia borealis (Northern
Wormwood).
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Fig. 5: CCA-biplot of eleven relevés of the class Honckenyo-Elymetea (without ref. numbers 1 and 3) and soil parameters.
Abb. 5: CCA-Analyse von elf Aufnahmen aus der Klasse Honckenyo-Elymetea (ohne Ref.-Nummern 1 und 3) und den Bodenparametern.
Vegetation on salt marshes
Coastal salt marshes mainly develop well on flat coasts, thus
in Greenland with its generally rocky, steep coastline they are
not developed over extensive areas. Because of the sheer rocky
coast, low tidal range, strong waves and ice-drift in winter,
conditions for sedimentation of fine-textured material, e.g.,
mud, are generally unfavourable. However fine marine deposits are locally found in protected bays, coves, and fjord
bottoms, often associated with outlets or outwash plains of
small rivers and streams (Fig. 2). Thus salt marshes are mostly
found as small patches. If more extensive zonation of salt
marsh communities can be observed according to their position towards MHW level and soil gradients like salinity. The
associations Puccinellietum phryganodis, Caricetum subspathaceae and Caricetum ursinae are assigned to the alliance
Puccinellion phryganodis Hadač 1946 and the association
Festuco-Caricetum glareosae to the alliance Armerion maritimae Br.-Bl. & de Leeuw 1936. Both alliances are assigned to
the order Glauco-Puccinellietalia Beeftink et Westhoff in
Beeftink 1965, which belongs to the class Asteretea tripolii
Westhoff et Beeftink in Beeftink 1962.
Association
1946
Puccinellietum
phr yganodis
Hadac̆
The Puccinellietum phryganodis association (Tab. 3, ref.
numbers 1-10) occupies the lowest part of the salt marsh.
Character species is Puccinellia phryganodis (Creeping Salt
marsh Grass), which is a widely distributed, mainly arctic,
circumpolar species (e.g., HULTÉN 1968, PORSILD & CODY
100
1980 and FREDSKILD 1996). In the Arctic, also in Greenland,
the Puccinellietum phryganodis probably is the northernmost
distributed salt marsh association. Southwards its distribution
area reaches into the northern boreal zone (DIERßEN 1996).
The low and rather dense association was mainly observed
from about 30 cm below MHW up to 50 cm above MHW
along sheltered bays and deltas on silty and clayey soil. The
mean soil pH is 7.4, conductivity 358 µS cm-1 and, as expected,
the contents of Na (359 mg 10-2 g) and Cl (0.98 g 10-2 g) are
very high (Tab. 4). The association is widely distributed in
northern West Greenland, however mostly as small stands.
Below MHW level the association only contains the character
species Puccinellia phryganodes; such stands are considered
as initial stage of the association (Tab. 3, ref. numbers 1-2).
Above MHW Stellaria humifusa occurs (ref. numbers 3-7),
while moss species (presumably Bryum salinum, ref. numbers
8-10) are found in higher elevated stands. FREDSKILD (1998)
described – in conformity with DE MOLENAAR (1974) – Puccinellia phryganodes as the only representative species of the
association, sometimes accompanied by Stellaria humifusa.
Vestergaard (1978) mentioned Stellaria humifusa and Potentilla egedii (Pacific Silverweed) as companions. Based on the
dominance of the species, BÖCHER (1954) described pure
Puccinellia phryganodes patches as a sociation (Tab. 3, ref.
numbers 1-10). Furthermore he divided his Puccinellia
phryganodes-Stellaria humifusa-sociation in two sociation
groups: a) a “northern, arctic-continental”, differentiated by
Carex ursina (Polar Bear Sedge) and b) a “southern” especially characterised by Potentilla egedii. The first group seems to
be similar to the association Caricetum ursinae (Tab. 3, ref.
numbers 14-18). DE MOLENAAR (1974) described from the
Angmassalik District, SE-Greenland, Puccinellietum phrygan-
Tab. 3: Pflanzensoziologische Tabelle der Salzwiesen-Vegetation: 1-10 = Puccinellietum phryganodis-Assoziation, 11-13 = Caricetum subspathaceae-Assoziation, 14-18 Caricetum ursinae-Assoziation, 19-34 = Festuco-Caricetum
glareosae-Assoziation. (L) = Flechten, (M) = Moose und Lebermoose. Biologische Verbreitungstypen: A = arktisch, B = boreal, L = südarktisch, MA = mittelarktisch; geographische Verbreitungstypen: C = zirkumpolar, W = westlich.
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Tab. 3: Phytosociological table of the salt marsh vegetation: 1-10 = Puccinellietum phryganodis association, 11-13 = Caricetum subspathaceae association, 14-18 = Caricetum ursinae association, 19-34 = Festuco-Caricetum glareosae association. (L) = lichens, (M) = mosses and liverworts. Biological distribution types: A = arctic widespread, B = boreal, L = low arctic, MA = middle arctic; geographical distribution types: C = circumpolar, W = western.
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Tab. 4: Mean values of soil parameters of the vegetation types. Me = Mertensia maritima ssp. maritima community, Ho = Honckenya peploides var. diffusa community, H-El = Honckenyo-Elymetum mollis association, Pu = Puccinellietum phryganodis association, Csub = Caricetum subspathaceae association, Curs = Caricetum ursinae association, F-Cgl = Festuco-Caricetum glareosae association, VPe = Festuco-Caricetum glareosae association variant of Potentilla egedii, VSu = Festuco-Caricetum glareosae association variant of Sanionia uncinata, CM =
Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum community. Soil texture: gr = gravel, st = stones, sa = sand, si =
silt and cl = clay.
Tab. 4: Mittelwerte der Bodenparameter für die Vegetationstypen. Me = Mertensia maritima ssp. maritima Gesellschaft, Ho = Honckenya peploides var. diffusa Gesellschaft, H-El = Honckenyo-Elymetum mollis Assoziation, Pu
= Puccinellietum phryganodis Assoziation, Csub = Caricetum subspathaceae Assoziation, Curs = Caricetum ursinae Assoziation, F-Cgl = Festuco-Caricetum glareosae Assoziation, VPe = Festuco-Caricetum glareosae-Assoziation, Variante von Potentilla egedii, VSu = Festuco-Caricetum glareosae-Assoziation, Variante von Sanionia
uncinata, CM = Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum Gesellschaft. Bodentextur: gr = Kies, st = Steine,
sa = Sand, si = Lehm and cl = Ton.
Fig. 6: Salt marsh vegetation complex of the associations Caricetum subspathaceae (in the middle) and Festuco-Caricetum glareosae (foreground) in Kangiussap qinguâ on Svartenhuk Peninsula. Locality 2. Photo O.L. July 1998.
Abb. 6: Salzwiesen-Vegetationskomplex mit den Assoziationen Caricetum
subspathaceae (in der Mitte) und Festuco-Caricetum glareosae (im Vordergrund) in Kangiussap qinguâ auf der Svartenhuk-Halbinsel. Lokalität 2. Foto
O.L. im Juli 1998.
odis without Carex ursina and Potentilla egedii as subassociation inops. Table 3 – as well as the vegetation surveys of
NIELSEN (1969) and VESTERGAARD (1978) – show that Puccinellia phryganodes is confined to the area up to 40 cm above
MHW level. This level seems a critical limit for the distribution of the Puccinellia phryganodes vegetation. The same
seems to apply to Puccinellia maritima and Salicornia vegetation in temperate areas.
Association Caricetum subspathaceae Hadac̆ 1946
This association was sampled three times in a small zone
behind the Puccinellietum phryganodis association in shallow
depressions in the lower salt marsh area on mudflats near
102
outlets of small rivers and brooks up to 50 cm above MHW
(Tab. 3, ref.-numbers 11-13; Fig. 6). The sites are influenced
by irregular inundation with saline or brackish water and infiltration of fresh water. The substrate is silt or clay. The mean
soil pH-value is 6.0; the contents of the ions K+, Na+, Mg2+,
Ca2+ are rather low, especially Cl- (0.6 g 10-2 g) (Tab. 4). Carex
subspathacea (Arctic Salt marsh Sedge) is the character
species of the association. Constant species are Stellaria humifusa and Bryum salinum. Vegetation with dominance of Carex
subspathacea, which is considered low arctic, circumpolar
(FREDSKILD 1996), is commonly reported from Greenland
south of about 78 °N (BÖCHER 1963, VESTERGAARD 1972, DE
MOLENAAR 1974, FREDSKILD 1996, 1998) and other northern
regions (THANNHEISER 1974, 1975, 1987a, MÖLLER 2000). The
association has a circumpolar distribution (FREDSKILD 1996),
but is not strictly arctic (THANNHEISER 1987b).
Association Caricetum ursinae Hadac̆ 1946
At higher elevations on the salt marsh the Caricetum ursinae
association (Tab. 3, ref.-numbers 14-18) follows the association Caricetum subspathaceae. The association is physiognomicaly easily recognized by the round tufts of the character
species Carex ursina (Polar Bear Sedge, Fig. 7), which is
considered a middle arctic, circumpolar species (FREDSKILD
1996). Cover/abundance and vitality of Puccinellia phryganodes and Carex subspathacea are reduced. Soil parameters are
as follow: pH 7.5, humus content 4.3 %, conductivity 385 µS
cm-1 and Cl-content (1 g 10-2 g) just as in the Puccinellietum
phryganodis (Tab. 4). The flooding by seawater is less as in the
Puccinellietum phryganodis and Caricetum subspathaceae
associations, however there is some influence of fresh water
from rivulets. Soil aeration is better and the redoxpotential of
the soil with less available Fe- and Mn-ions is higher
compared with the soils of the previous salt marsh associations. The Caricetum ursinae association is the only salt marsh
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in the upper salt marsh from 30 cm up to 1 m above MHW
level and character species of the association. In sharp contrast
with the lower salt marsh associations this association forms a
densely tufted yellow sward. It occurs on sandy to fine gravely
deposits on low beach terraces along fiords and on banks of
streams in deltas. Fresh water influence from small streams
and rivulets from the higher land is considerable.
Fig. 7: Caricetum ursinae association on the outlet of the river Kûk, Nuussuaq
Peninsula. Locality 8. Photo O.L. August 1998.
Abb. 7: Caricetun ursinae-Assoziation an der Mündung des Flusses Kûk, Nuussuaq-Halbinsel. Lokalität 8. Foto O.L. im August 1998.
association bound to the coast of the Arctic. It is not common
in the study area; we found it in three localities only.
Association Festuco–Caricetum glareosae Nordh.
1954
In a survey of northern vegetation the circumboreal-arctic
Carex glareosa salt marsh vegetation is classified by DIERßEN
(1996) as Festuco-Caricetum glareosae Nordh. 1954. We
follow his association concept and consequently vegetation
types with Carex glareosa (Gravel Salt marsh Sedge)
described before from Greenland under different names (a.o.
BÖCHER 1954, DE MOLENAAR 1974, VESTERGAARD 1978) are
all assigned here to this association (Tab. 3, ref.-numbers 1934; Fig. 6). The sedge Carex glareosa is the dominant species
Mean soil pH is 6.4, conductivity is 277 µS cm-1, while Na-, Kand Cl-contents are 188 mg 10-2 g, 35 mg 10-2 g, and 0.6 g 10-2
g respectively (Tab. 4). Stellaria humifusa, Puccinellia
phryganodes and mosses Bryum salinum and Sanionia uncinata (Drepanocladus uncinatus) are the most common companions. In stands bordering the lower salt marsh Potentilla egedii
and Cochlearia groenlandica occur (Tab. 3, ref.-numbers 1922; variant of Potentilla egedii). Festuco-Caricetum stands
with mosses such as Sanionia uncinata and Polytrichum
alpinum (Tab. 3, ref.-numbers 23-34; variant of Sanionia uncinata) occur on slightly higher sites. The grass Festuca rubra
appears only in the northern region of the Uummannaq
District (locality 2-5) and is confined to the upper part (>50
cm above MHW level) of the salt marsh (Tab. 3, ref.-numbers
31-34). Species number is distinctly higher (4-17, mean 8.6)
as in the lower salt marsh communities (1-7, mean 3.5). In
well-developed stands the association forms nearly closed,
graminoid meadows with about 30 % cover of cryptogams. In
the lower salt marsh they cover in mean 7.5 %.
This circumpolar association is the most common type of salt
marsh vegetation in the research area and in Greenland, where
it is confined to the southern, low arctic regions (THANNHEISER
1987a). In comparison with stands in boreal regions the low
arctic stands are poor in species.
Fig. 8: CCA-biplot of 29 relevés of the class Asteretea tripolii (without ref. numbers 3, 10, 12, 16, 24) and soil parameters.
Abb. 8: CCA-Analyse von 29 Aufnahmen aus der Klasse Asteretea tripolii (ohne Ref.-Nummern 3, 10, 12, 16, 24) und den Bodenparametern.
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Synopsis
The CCA diagram of the salt marsh vegetation (Fig. 8) shows
that the x-axis (eigenvalue 0.32) rather strongly correlates with
altitude, pH, conductivity and Cl-content. These factors are
supposed to contribute strongly to the differentiation of the
vegetation. Puccinellietum phryganodis association at MHW
level is characterized by pH 7.4, conductivity 358 µS / cm-1
and Cl-content 0.98 g 10-2 g and is situated in the right part of
the diagram. The association Festuco-Caricetum glareosae is
characterized by pH 6.4, conductivity 277 µS cm-1 and Clcontent of only 0.6 g 10-2 g (Tab. 4) and is situated in the left
part of the diagram. Its variant of Potentilla egedii in the
centre has an intermediate position. The variant with the moss
Sanionia uncinata in the left part is characterized by lower
conductivity (138 µS cm-1), and Cl-content (0.4 g 10-2 g).
Moreover Na- and K-contents are less too. In contrast, humus
content and Ca-content increase with distance from MHW
level. The association Caricetum ursinae is often found in
contact with the Puccinellietum phryganodis association since
both seem to have a more or less similar ecology. However, the
former association is clearly stronger influenced by fresh
water, just as the Caricetum subspathaceae, which is floristically more related to the Festuco-Caricetum glareosae. The
survey of the Greenlandic salt marsh associations (Tab. 5)
shows that Puccinellia phryganodes and Carex glareosa are
Tab. 5: Synoptic table of salt marsh relevés of the entire Greenland. F 98 = FREDSKILD (1998), M 74 DE MOLENAAR (1974), LD = this publication. Species occurring once or twice with “+” or “r” are omitted. (L) = lichens, (M) = mosses and liverworts. Biological distribution
types: A = arctic widespread, AC = arctic continental, B = boreal, L = low arctic, LO = low arctic oceanic, MA = middle arctic. Geographical distribution types: A = amphi-atlantic, C = circumpolar, E = eastern, W = western. NE = Northeast Greenland, NW = Northwest
Greenland, SE = Southeast Greenland.
Tab. 5: Synoptische Tabelle der Salzwiesen-Vegetation, zusammengestellt für Gesamt-Grönland. F98 = FREDSKILD (1998), M74 = DE MOLENAAR (1974), LD = diese Publikation. Ein oder zwei Mal mit „+“ oder „r“ vorkommende Arten sind weggelassen. (L) = Flechten, (M) =
Moose und Lebermoose. Biologische Verbreitungstypen: A = arktisch, AC = arktisch, kontinental, B = boreal, L = südarktisch, LO =
südarktisch ozeanisch, MA = mittelarktisch; geographische Verbreitungstypen: A = amphi-atlantisch, C = zirkumpolar, E = östlich, W =
westlich. NE = Nordostgrönland, NW = Nordwestgrönland, SE = Südostgrönland.
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Tab. 6: Phytosociological table of the Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum community. (L) = lichens, (M)
= mosses and liverworts. Biological distribution types: A = arctic widespread, AC = arctic continental, L = low arctic and MA = middle arctic; geographical distribution types: A = amphi-atlantic, C = circumpolar, W = western.
Tab. 6: Pflanzensoziologische Tabelle der Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum-Gesellschaft. (L) = Flechten, (M) = Moose und Lebermoose. Biologische Verbreitungstypen: A = arktisch, AC = arktisch, kontinental, L =
südarktisch, MA = mittelarktisch; geographische Verbreitungstypen: A = amphi-atlantisch, C = zirkumpolar, W =
westlich.
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the most prominent species. Although both species can be
found together, they have different ecological and sociological
ranges. As character species of the Puccinellion phryganodis
alliance, Puccinellia phryganodes is mainly confined to the
lower part of the salt marshes, while Carex glareosa as
character species of the Armerion maritimae alliance, has its
optimum in the higher salt marsh (cf. also BÖCHER &
LAEGAARD 1962). The latter species has a low constancy (I-III)
in the associations of the Puccinellion phryganodis alliance.
All associations are poor in species and they are mainly
characterized by a preferential character species as is common
in extreme habitats with stress and disturbance (GRIME 1977).
Stellaria humifusa and the moss Bryum salinum are constant
species in all vegetation types. The presented classification
system of the salt marsh vegetation types is supported by a
TWINSPAN analysis (not shown), which first separates the
association Puccinellietum phryganodis from the associations
Caricetum ursinae, Caricetum subspathaceae and FestucoCaricetum, then the association Festuco-Caricetum from the
associations Caricetum ursinae and Caricetum subspathaceae
and finally the associations Caricetum ursinae and Caricetum
subspathaceae and the two variants of the Festuco-Caricetum
glareosae association. The association Puccinellietum coarctatae (within the alliance Puccinellion phryganodis) and the
association Potentillo-Caricetum rariflorae (within the alliance
Armerion maritimae), described by DE MOLENAAR (1974)
from Southeast Greenland, have not been observed during our
studies in northern West Greenland (Tab. 5).
Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum community
This community described here for the first time (Tab. 6, ref.numbers 1-10; Fig. 9) occurs on shallow soil on rocky plateaus
near the sea at 1-10 m above MHW level. The cliffs are
exposed to the sea and influenced by salt spray in particular
during EHW conditions. The species combination of Melandrium triflorum (Three-flowered Lychnis) and Cochlearia
groenlandica (Polar Scurvy grass) is characteristic for this
community. Puccinellia cf. vaginata (Sheeted Alkali-grass)
and the moss Bryum pallescens are constant species. The
community occurs in several localities. A typical variant (Tab.
6, ref.-numbers 1-2) occurs on poor soil, while another variant
with Elymus mollis and Carex glareosa was found on rocks
with sand cover, very close to the sea and 2-4 m above sea
level. The sites are surrounded by beach and salt marsh vegetation. Soil depth, humus layer, salinity and conductivity are
fairly high (Tab. 4). A lichen-rich variant of Candellariella
terrigena occurs on the top surface of steep cliffs situated 4-10
m above sea level. Due to dry soil conditions many terricolous
lichens like Candellariella terrigena, Caloplaca tiroliensis, C.
cerina and C. jungermannia occur (Tab. 6, ref.-numbers 6-8).
Puccinellia cf. vaginata is dominant in the variant of the moss
Aulacomnium palustre (Tab. 6, ref.-numbers 9-10). Melandrium triflorum and Cochlearia groenlandica are less abundant. The moss Aulacomnium palustre indicates wet habitat
conditions, whereas the moss Ceratodon purpureus and the
lichen Peltigera didactyla indicate some eutrophication and
disturbance. The moss Tetraplodon mnioides reflects the high
nutrient content (Ca and P) of the soil due to the activities of
birds. The variant is considered ornithocoprophytic preferring
bird perches. The floristical composition of this community is
quiet different from those influenced by birds described from
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Fig. 9: Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum community on a cliff
near the sea at Naujât. Locality 4. Photo O.L. July 1998.
Abb. 9: Cochlearia groenlandica-Melandrium triflorum Gesellschaft auf einem Felsvorsprung am Meer bei Naujât. Lokalität 4. Foto O.L. im Juli 1998.
elsewhere, e.g., Svalbard (ELVEBAKK 1994, MÖLLER 2000).
The syntaxonomical assignment of this vegetation type needs
further study.
GREENLANDIC BEACH AND SALT MARSH VEGETATION IN CIRCUMPOLAR CONTEXT
A number of publications (e.g., BATTEN & MURRAY 1993,
DANIËLS & DE MOLENAAR 1993, BLISS 1993, 1997, CHAPMAN
1977, DIERßEN 1996, ELVEBAKK 1994, MÖLLER 2000 and
TALBOT & TALBOT 1994, THANNHEISER 1991) survey or deal
with vegetation of coastal ecosystems of the North. They allow
an assessment of the Greenlandic coastal beach and salt marsh
vegetation, however, without considering arctic Russia, from
where phytosociological information could not be traced.
Within the relatively young Arctic landscapes the similarity of
these azonal vegetation types exposed to stress and disturbance, is fairly high. Contrary to zonal vegetation types,
geographical variation seems poorly expressed. A global
comparison reveals that beach vegetation in Greenland is
rather poor and fragmentary developed. There are only a few
vegetation types (Mertensia maritima ssp. maritima community, Honckenya peploides var. diffusa community and the
Honckenyo-Elymetum mollis association), poor in species and
the extension of their stands is very limited and local, due to
the preponderantly strongly exposed sheer rocky coast with
narrow rocky shores (see Fig. 1, also introduction). Many
beaches in the northern Greenland are devoid of any vegetation. Beach vegetation of Greenland and arctic (Eastern)
Canada are rather similar. These areas belong to the same
floristic, Canada-Greenland province (YURTSEV 1994). The
arctic beach vegetation of Alaska in the Beaufort–Chukchi and
Bering Sea regions as well as of the more southern (boreal)
Aleutian Islands–Alaska Peninsula, are richer in species. Here
we additionally find the mainly boreal, North American,
amphi-pacific Senecio pseudo-arnica (Seaside Ragwort), and
the circumboreal Lathyrus maritimus (Beach Pea), which is
only found in the beach vegetation of southernmost Greenland
(BÖCHER et al. 1978, FEILBERG 1984). Moreover richer backshore vegetation is developed (BATTEN & MURRAY 1993, BLISS
1993). The northern salt marsh vegetation types from Svalbard, Greenland, East and West Canada are rather similar as
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well. They share the associations Caricetum ursinae, Puccinellietum phryganodis, Caricetum subspathaceae and FestucoCaricetum glareosae. However, the Canadian arctic salt
marshes are enriched by the associations Caricetum mackenziei (amphi-pacific) and Puccinellietum pauperculae (syn.
Puccinellietum langeanae) (THANNHEISER 1991). In more
southern arctic-boreal regions beach and salt marsh communities are richer in species as can be shown even for Greenland,
where Carex lynbyei (Lyngbye’s sedge), C. mackenziei
(Mackenzie’s sedge), C. salina (Salt marsh sedge) and Puccinellia maritima (Common Salt marsh Grass) are reported from
salt marsh habitats in its southernmost part (BÖCHER et al.
1978, FEILBERG 1984). The extensive and high productive salt
marsh vegetation of the western Canadian and Alaskan coasts
is often associated with estuaries of large rivers causing more
brackish soil conditions. Such areas, also along the Russian
arctic coast, have an important ecosystem function being of
considerable importance for wildlife; especially goose
(CHAPMAN 1977, BLISS 1993). Comparable situations are not
found in Greenland. Consequently the small and spotty Greenlandic salt marshes are not reported as important grazing
grounds for birds and other wildlife (BORN & BÖCHER 2000).
Finally haline vegetation types also occur around some lakes
in continental inland areas with a dry and warm summer
climate (BÖCHER 1954), even at relatively high elevation, most
often in the vicinity of fiords. They show some similarities
with salt marsh and steppe vegetation. However, their phytosociology is still poorly known and needs urgently studied.
ACKNOWLEDGMENTS
Thanks are due to the German Research Foundation (DFG) for
funding the fieldwork. Two reviewers, L. Kappen and K.
Dierßen, Kiel, substantially contributed to the improving of
the manuscript.
Appendix
Species occurring once or twice in Tables 1, 3 or 6 (ref.
number, cover/abundance value in brackets). (L) = lichens,
(M) mosses and liverworts. Biological distribution types: A =
arctic widespread, AC = arctic continental, L = low arctic, LC
= low arctic continental and HA = high arctic; geographical
distribution: A = amphi-atlantic, C = circumpolar, W =
western.
Tab. 1: Carex glareosa L, C (7, +), Agrostis mertensii L, C (8,
+).
Tab. 3: Mertensia maritima ssp. maritima L, W (6, 2b),
Triglochin palustre L, C (9, 2m), Pottia heimii (M) (17, +),
Triglochin palustre L, C (20, +), Polygonum viviparum A, C
(22, r ), 27: Cephaloziella cf. rubella (M) (27, 1), Ditrichium
flexicaule (M) (27, 1), Mertensia maritima ssp. maritima L, W
(28, +), Arctomia delicatula (L) (29, 1), Biatora vernalis (L)
(29, 1), Caloplaca cerina (L) (29, +), C. tiroliensis (L) (29, 1),
Catapyrenium cinereum (L) (29, 1), Cetrariella delisei (L)
(29, r ), Minuartia biflora L, C (29, r ), Ochrolechia frigida (L)
(29, +), Stereocaulon spec. (L) (29, +), Cerastium alpinum A,
A (31, 1), Melandrium triflorum AC, W (31, 2a), Saxifraga
tricuspidata AC, W (31, +), Stereocaulon cf. condensatum (L)
(31, +), Cetrariella delisei (L) (32, +), Melandrium triflorum
AC, W (32, +), Salix glauca ssp. callicarpaea L, C (32, +),
Carex stans HA, C (33, 2a), Polygonum viviparum A, C (33,
+), Pseudocalliergon turgescens (M) (33, +), Scorpidium
revolvens (M) (33, r), Campylium stellatum (M) (34, 2b),
Ditrichium flexicaule (M) (34, 1), Koenigia islandica A, C
(34, +), Pseudocalliergon trifarium (M) (34, 1), P. turgescens
(M) (34, 2b), Straminergon stramineum (M) (34, +).
Tab. 6: Artemisia borealis LC, C (1, +), Bryum salinum (M)
(3, +), B. capillare (M) (6, 2a), Pottia heimii (M) (6, 1),
Caloplaca ammiospila (L) (6, +), Cladonia cf. macrophyllodes (L) (6, +), Buellia geophila (L) (7, 2a), Leptogium cf.
lichenoides (L) (7, 2a), Catapyrenium cinereum (L) (7, 1),
Cladonia pocillum (L) (7, +), Salix glauca ssp. callicarpaea L,
C (8, +), Leproloma vouxii (L) (8, r), Hypnum revolutum (M)
(9, +).
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Polarforschung 76 (3), 109 – 118, 2006 (erschienen 2007)
Changes in Ice Elevation and Ice Flow-Velocity in the Swiss Camp
Area (West Greenland) between 1991 and 2006
by Manfred Stober1 and Jörg Hepperle1
Abstract: Geodetic measurements were performed in Greenland during the
EGIG campaigns (Expédition Glaciologique Internationale au Groenland) in a
West-East-profile across Greenland at a latitude of about 70 °N. Major aims
were the determination of ice flow vector components (velocity, flow direction) and elevation change of the inland ice. The first EGIG campaigns were
performed in 1959 and 1967/68 and were continued later (1990/92) by scientists from the TU Braunschweig.
No results were available from the EGIG near the western ablation area due to
the lack of repeated measurements on identical points. Therefore MS initiated
a long-term project at Swiss Camp (nine campaigns between 1991 and 2006)
and extended the research area with a deformation network (ST2) at a lower
elevation. Three campaigns were carried out at ST2 in 2004, 2005 and 2006.
The two investigation areas were marked out with four stakes forming a
triangle with a point in its centre. GPS was used as a geodetic measuring technique for stake positioning and for topographical surveys in order to derive
digital elevation models.
An average value of -0.32 m a-1 was determined for the elevation change at the
Swiss Camp site. During the first period from 1991-2002, the elevation
change was smaller, -0.22 m a-1. During the most recent period from 20022006 an increased ice elevation change, -0.6 m a-1 on average, was observed.
Temporal variations are superimposed on the long-term linear trend and show
elevation decreases of up to -0.85 m a-1 with a high correlation to summer air
temperatures. In general, an accelerated elevation decrease is expected for
future years. At ST2 the elevation decrease is of the same magnitude (on
average -0.34 m a-1).
The ice flow vector was determined by comparing stake positions from different years. At Swiss Camp, the ice flow velocity is 0.317 m d-1 on average, with
slightly but statistically significant increasing values from 0.306 m d-1 to 0.324
m d-1 between 1991/94 and 2005/06 respectively. At ST2 the ice flow velocity
of 0.198 m d-1 is much smaller than at Swiss Camp.
The long-term project at Swiss Camp (1991-2006) indicates a clear decrease
in ice thickness and accelerated ice flow velocity. The measurements were
always performed in summer, thus the obtained velocities reflect an average
over the whole year, and seasonal effects are not included. Elevation change as
well as velocity change can be explained by temperature increase (+0.15 °C
a-1), which enhances melting rates at the surface and suggests increased basal
sliding on the bedrock (Zwally et al. 2002). It is well known that the
Jakobshavn Glacier has doubled its speed in the last ten years from about 19 m
d-1 up to 35-40 m d-1 today (Joughin et al. 2004, Maas et al. 2006). As the ice
from Swiss Camp is generally moving towards the Jakobshavn Glacier basin,
the increase in velocity of the inland ice may also be influenced by the
increased outflow speed of the Jakobshavn Glacier.
Zusammenfassung: Geodätische Messungen entlang eines West-Ost-Profils in
etwa 70° nördlicher Breite über Grönland hinweg haben vor allem im Rahmen
der EGIG (Expédition Glaciologique Internationale au Groenland) stattgefunden. Die Hauptziele dabei waren die Bestimmung von Fließvektoren und
Höhenänderung des Inlandeises. Hierzu wurden EGIG-Messkampagnen in
den Jahren 1959 und 1967/68 ausgeführt, die später (1990/92) durch das
Institut für Vermessungskunde der TU Braunschweig fortgesetzt wurden.
Im westlichen Ablationsgebiet konnten von den EGIG-Messungen mangels
identischer Punkte keine Ergebnisse über Höhenänderungen bereitgestellt
werden. Um diese Lücke zu schließen, startete MS im Jahre 1991 ein Langzeitprojekt am Swiss Camp, wobei hier im Zeitraum 1991 bis 2006 bisher
neun Kampagnen durchgeführt wurden. Im Jahre 2004 wurde ein weiteres
Messgebiet (ST2) in 170 m tieferer Höhenlage eingerichtet, um Fließvektoren
und Höhenänderungen höhenabhängig untersuchen zu können. Hier wurden
bis jetzt drei Kampagnen (2004, 2005 und 2006) durchgeführt. Alle
Messungen erfolgten mittels GPS, sowohl für Pegelpositionen als auch für
topographische Geländeaufnahmen zur Bestimmung digitaler Oberflächen____________
1
Stuttgart University of Applied Sciences, Schellingstraße 24, D-70174 Stuttgart, Germany; <manfred.stober@hft-stuttgart.de>, <joerg.hepperle@hft-stuttgart.de>
Manuscript received 02 April 2007, accepted 30 July 2007
modelle.
Am Swiss Camp beträgt die durchschnittliche Höhenabnahme des Eises -0,32
m a-1. Im Zeitraum 1991 bis 2002 betrug die Höhenänderung -0,22 m a-1. In
den Jahren 2002-2006 wurde eine verstärkte Höhenabnahme von -0,6 m a-1
beobachtet, so dass insgesamt mit verstärktem Massenverlust zu rechnen ist.
Der langfristige Trend wird von kurzfristigen Variationen bis zu -0,85 m a-1
überlagert, die eine klare Korrelation mit höheren Sommertemperaturen
aufweisen. Im Gebiet ST2 beträgt die Höhenabnahme durchschnittlich -0,34
m a-1 und hat damit dieselbe Größenordnung wie am Swiss Camp.
Der Fließvektor wurde durch Vergleich der Pegelpositionen in verschiedenen
Jahren ermittelt. Beim Swiss Camp beträgt die Fließgeschwindigkeit im
Durchschnitt 0,317 m d-1. Es ist eine leichte, aber statistisch signifikante
Zunahme im Lauf der Jahre von 0,306 m d-1 (1991/94) zu 0,324 m d-1
(2005/06) erkennbar. Im küstennäheren Gebiet ST2 ist die Fließgeschwindigkeit mit 0,198 m d-1 deutlich geringer.
Längerfristige Aussagen (1991-2006) sind nur am Swiss Camp möglich. Hier
zeigt sich eine deutliche Eishöhenabnahme und eine beschleunigte Fließbewegung. Da die Messungen immer im Sommer durchgeführt wurden, entsprechen die Bewegungsraten dem jährlichen Durchschnitt, jahreszeitliche
Schwankungen kommen nicht zum Ausdruck. Sowohl Höhenänderungen als
auch Zunahme der Fließgeschwindigkeit können durch eine erhöhte Sommertemperatur (+0,15 °C a-1) begründet werden, die verstärktes Abschmelzen an
der Oberfläche und damit vermutlich leichteres Gleiten des Eises am Felsuntergrund bewirken kann (Zwally et al. 2002). Von einigen Autoren (z.B.
Joughin et al. 2004, Maas et al. 2006) ist bekannt, dass der Jakobshavn Gletscher seine Fließgeschwindigkeit in den letzten zehn Jahren von 19 m d-1 auf
jetzt 35-40 m d-1 fast verdoppelt hat. Da das Eis am Swiss Camp zum Einzugsgebiet des Jakobshavn Gletscherbeckens gehört, könnte die Zunahme der
Fließgeschwindigkeit des Inlandeises auch mit der größeren Ausflussgeschwindigkeit des Jakobshavn Gletschers zusammenhängen.
INTRODUCTION
Geodetic surface measurements were performed in Greenland
during the EGIG campaigns (Expédition Glaciologique Internationale au Groenland) in a West-East profile across Greenland at a latitude of about 70 °N. Major aims were the
determination of ice flow vector components (velocity, flow
direction) and elevation change of the inland ice. The first
EGIG campaigns were performed in 1959 and 1967/68 and
were continued later (1990/92) by scientists from the TU
Braunschweig. The results of repeated levelling surveys along
the EGIG line are presented by MÖLLER (in HOMANN et al.
1996). On average, between 1959 and 1968 an elevation
increase of about +0.10 to +0.15 m a-1 was obtained, but
between 1968 and 1987/93 there was an elevation decrease of
-0.20 to -0.30 m a-1, especially in the western part of the EGIG
line.
No results were available from the EGIG line near the western
ablation area, due to the lack of repeated measurements on
identical points. In 1991 the author decided to complete these
measurements with a new investigation area, located at the
SWISS Camp (also called ETH/CU Camp), which was
managed originally by ETH Zürich/Switzerland (OHMURA et
al. 1991), and later by University of Colorado at Boulder,
USA. In 2004 another investigation area, called ST2 (Fig. 1),
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Fig. 1: General location of research areas Swiss
Camp and ST2, near Ilulissat / Jakobshavn (Greenland), about 300 km North of Kangerlussuaq /
Søndre Strømfjord.
Abb. 1: Geographische Lage der Gebiete Swiss
Camp und ST2 in der Nähe von Ilulissat / Jakobshavn (Grönland), ca. 300 km nördlich von
Kangerlussuaq / Søndre Strømfjord.
Fig. 2: Areas with repeated elevation measurements in the EGIGline 1959, 1968, 1990/92 (see HOMANN et al. 1996) and elevation
situation of recent measurements at Swiss Camp and ST2, 19912006.
Abb. 2: Bereiche mit wiederholten Höhenmessungen entlang der
EGIG-Linie 1959, 1968, 1990/92 (siehe HOMANN et al. 1996) und
Höhenlage der neuen Messgebiete Swiss Camp und ST2, 19912006.
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was established at a lower elevation, in order to study mass
budget parameters in different elevations. The elevations of
Swiss Camp and ST2 are indicated in a West-East cross
section by arrows (Fig. 2), together with an overview of the
measured areas in the EGIG line. A detailed and enlarged
overview of the region, including part of the Jakobshavn
Glacier catchment area, is shown in Figure 11 together with
the results of the flow vectors.
THE GEODETIC MEASURING PROGRAM 1991-2006
The geodetic terrestrial measuring techniques and GPS
measurements in particular, offer the advantage that heights
and height changes of the snow or ice surface for different
years can be determined directly. Also, position and position
changes of stakes, representing movement and deformation of
the ice surface, can be precisely determined. Elevation
changes are important indicators for climate change. Flow
velocity and strain rates are used in ice sheet modelling
(HUYBRECHTS et al. 1991, ABE-OUCHI 1993). Precise elevation
measurements and digital elevation modelling are also useful
as test data for the validation and calibration of airborne or
satellite remote sensing methods.
The investigation area at Swiss Camp (ETH/CU Camp), established in 1991, is located 80 km east of the West Greenlandic
coastal town of Ilulissat, latitude = 69°34’ N, longitude =
49°20’ W, elevation 1170 m near the equilibrium line (REEH
1989). The deformation network consists of four stakes
forming a triangle with a point in its centre. The side length of
the triangle is about 1.5 km. The area at Swiss Camp is a longterm research project with campaigns performed in the years
1991, 1994-1996, 1999, 2002 and 2004-2006.
In 2004, the research area was extended by a new deformation
network (ST2), situated at a lower elevation (1000 m), 170 m
lower than Swiss Camp, approximately 14 km south-west of
the Swiss Camp in order to compare elevation change and
flow velocity depending on elevation and distance from the ice
margin. ST2 is located at latitude = 69°30’ N; longitude =
49°39’ W in the same cross section as the automatic weather
stations JAR1-JAR3 and smart stakes (simplified weather
stations) SMS1-SMS4 from the GC-Net project (STEFFEN et
al. 2002). The deformation network has the same net design as
at Swiss Camp (four stakes, triangle and one point in its
centre). Three campaigns were performed in the years 2004,
2005 and 2006.
The topography of the whole surface around the moving deformation figure (about 2 km2) was measured on a regular 200 m
grid and by kinematic GPS profiling (about 12 km in length).
Digital elevation models were derived for every epoch in order
to calculate elevation changes and volume changes between
different epochs. As mentioned before, at Swiss Camp nine
campaigns were performed between 1991 and 2006.
The geodetic measuring program (see Fig. 3) was similar in all
campaigns. In 2006 it consisted of the following features:
• Reference for all measurements is point EUREF0112 on
solid rock in Ilulissat.
• Static GPS baselines 65 km (to ST2) and 80 km (to Swiss
Camp) from EUREF0112 to an ice reference station close to
the stakes in the research area, measured by two GPS receivers
in both stations simultaneously.
• Measurement of the actual stake positions by GPS attachment to ice reference with short baselines.
• Reconstruction and staking out of old stake positions from
previous campaigns 1991, 94, 95, 96, 99, 2002, 2004 and
2005.
• Measuring actual 3-D positions with special interest in the
recent heights at all these old positions by real-time GPS (twofrequency phase and P-code measurements, data transfer from
ice reference station over short baselines via radio link).
• Measuring of the snow depth or digging snow pits in order to
reduce heights to ice surface.
• Topographical survey of snow surface by grid points every
200 m and kinematic GPS profiling.
The newest available generation of LEICA two-frequency Pcode GPS receivers were used throughout, starting with WildMagnavox WM 102 in 1991, followed by Systems 200, 300,
500 and 1200. In 2006 all GPS measurements were done by
two receivers using Leica System 500 and two receivers using
Leica System 1200, with Leica real-time equipment.
In both areas, the 3D-positions of the stakes were measured by
GPS relative to the fixed point EUREF0112 on solid rock in
Ilulissat/Jakobshavn. The reference point EUREF0112 is part
of the world wide GPS network; its coordinates in system
WGS84 were determined during the EUREF-campaign Northwest (EUREF = European Reference System) in the year 1990
(SEEGER 1993). In case of the loss of the reference point
EUREF0112 due to building construction etc, a local GPS
backup network was established in Ilulissat. The schematic net
configuration is shown in Figure 3.
Fig. 3: Schematic net design of GPS measurements and deformation figure:
Reference point EUREF0112 on solid rock with local backup net in Ilulissat,
long baseline to the ice reference, and deformation net (triangle with central
point) on the ice. Sketch without scale.
In order to determine temporal elevation changes of the ice
surface in all subsequent campaigns the previous positions of
stakes were reconstructed and actual heights were remeasured.
Abb. 3: Grundsätzliche Anlage der GPS-Netze: Referenzpunkt EUREF0112
auf festem Fels mit lokalem Sicherungsnetz in Ilulissat, lange Basislinie zur
Eisreferenz und Deformationsnetz (Dreieck mit Zentralpunkt) auf dem Eis.
Skizze ohne Maßstab.
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The above mentioned measuring method has been applied
since 1995. During the 1991 and 1994 campaigns, no real time
equipment was available. The GPS measurements for 1991
and 1994 were executed in the static mode with a long observation time of several hours for each point. Additional tacheometric measurements were used in combination with a
scientific refraction study in trigonometric levelling (STOBER
1991, 1995a, 1995c, 1996). From 1999 four simultaneously
operating receivers were used, with one permanent station
operating in Ilulissat (EUREF0112), and three receivers on the
ice (one ice reference station and one or two moving rover
groups, cf. Fig. 3).
The GPS data from all receivers was stored for post processing
after the campaign. In the field only the real-time transferred
data between ice reference and moving rovers was available. In
order to continue with the best preliminary coordinates for the
ice reference a precise single point solution was applied. Thus
an accuracy of 1-2 m was achieved for staking out old stake
positions and grid points.
After the campaign, the data analysis of all gathered data was
calculated in a precise post processing procedure. The calculated coordinates in each campaign are referred to the date of
the first measurement day on the ice reference point. The
campaigns were always performed in summer. No further time
reduction within the season was applied to heights and positions because time-dependent correction functions are very
hypothetical. The accuracy of the GPS measurements and
results are discussed below.
RESULTS
Preliminary reports on some campaigns have been published
e.g., in STOBER (1992, 1995b, 1997, 1999, 2000, 2003 and
2006). The following report describes the situation in 2007,
except for the results from strain rates which will be dealt with
separately in another publication.
Fig. 4: Contour lines from digital elevation model (2006) at Swiss Camp with
stake positions in 1999 (mean epoch, local coordinate system, origin = point
106.1-99).
Abb. 4: Höhenlinienplan des digitalen Höhenmodells (2006) am Swiss Camp
mit Pegellagen von 1999 (mittlere Epoche, lokales ebenes Koordinatensystem,
Ursprung = Punkt 106.1-99).
112
Area Swiss Camp
The topography at Swiss Camp is rather smooth with uniform
slope (about 1-2 %) and only minor undulations (Fig. 4).
In the „Swiss Camp“ area, elevation changes between
campaigns were derived by comparison of digital elevation
models (DEM) over the whole investigation area of the ice
surface topography, as well as by comparing the height
component in previously identical point positions. As
mentioned before, all measurements on the snow surface were
reduced to the ice surface below the seasonal snow. The snow
depth was determined as often as possible by direct measurement or digging snow pits. The re-measurements of the reconstructed old stake positions in all subsequent campaigns show
the variability of height change due to local irregularities. An
example of one stake (No. 120) is shown in Figure 5.
The resulting elevation change at Swiss Camp for the period
1991-2006 (height 1991 = zero, average for all four stakes and
all previous positions) is shown in Figure 6. The adjusted
straight line (linear trend) over the whole period 1991-2006
represents an elevation decrease of -0.32 m a-1. In the first
period, 1991-2002, the elevation change is smaller, -0.22 m a-1
(STOBER et al. 2003). In the last part, 2002-2006, a larger
elevation decrease was found, -0.6 m a-1 on average. Temporal
variations are superimposed in the linear trend with amplitudes as great as -0.84 m a-1 (between 2002 and 2004) according to higher summer air temperatures (Figure 7). Air
temperature data from Swiss Camp were kindly provided by
K. Steffen (pers. information 2005). There is a clear correlation between elevation changes and air temperature. All of the
largest elevation changes 1995-1996, 2002-2004 and also
2005-2006 (temperature data not included in Fig. 7) coincide
with the highest (positive) summer air temperatures. In
general, an accelerated elevation decrease for future years can
be expected (second order curve in Fig. 6).
According to calculations of REEH 1989, Swiss Camp was
originally located near the equilibrium line, but today it seems
to belong to the ablation area and the equilibrium line has now
clearly shifted to a higher elevation. This results in a growth of
the ablation area with high melting rates at the ice margin,
which was also confirmed at several other research areas,
especially in South Greenland, reported for example by TAURISANO et al. (2004a, 2004b), KRABILL et al. (2004), or RIGNOT et
al. (2004). The extent of melt areas over the whole of Greenland derived from active and passive microwave satellite
observations is reported by STEFFEN et al. (2004, 2006).
The ice flow vectors were determined by comparing stake
positions from different years. At Swiss Camp the resulting ice
flow velocity on average is 115.89 m a-1 (0.317 m d-1) with
slightly but statistically significant increasing values (+0.27 m
a-1 per year corresponding to +0.23 % a-1) over the period of
measurement (Fig. 8). The extremely high velocity between
1995 and 1996 seems to be an outlier, but it is in accordance
with the extreme elevation change in the same period and the
extreme summer air temperature in 1995. The measurements
in 1995 were performed in early summer (June), therefore,
most of the horizontal displacement could have happened with
some delay after the 1995 campaign and appeared only in the
re-measurement in 1996.
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Fig. 5: Heights of stake 120,
all reconstructed previous positions re-measured in all subsequent campaigns. All measurements were performed in
summer.
Abb. 5: Höhe des Pegels 120,
alle Positionen mit Nachmessungen der rekonstruierten
ehemaligen Punktlagen in allen Folgekampagnen. Alle
Messungen wurden im Sommer ausgeführt.
Fig. 6: Accumulated elevation change of ice horizon at Swiss
Camp 1991-2006. Changes between campaigns = thin dashed line;
linear trend = bold dashed straight line; adjusted curve second order = solid line.
Abb. 6: Aufsummierte Höhenänderung des Eishorizontes am
Swiss Camp 1991-2006. Änderung zwischen Kampagnen = dünn
gestrichelte Linie; linearer Trend = dick gestrichelte Linie; ausgleichende Kurve 2. Ordnung = durchgezogene Linie.
Fig. 7: Summer air temperature at Swiss Camp 1991-2005, averages of the three warmest months (June, July, August; Steffen pers.
com. 2005).
Abb. 7: Zeitliche Entwicklung der Lufttemperatur am Swiss Camp
1991-2005, Mittelwerte der drei wärmsten Monate (Juni, Juli, August; Steffen pers. Inform. 2005).
Fig. 8: Horizontal ice flow velocity at Swiss Camp, 1991-2006.
Abb. 8: Horizontale Fließgeschwindigkeit des Eises bei Swiss
Camp, 1991-2006.
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During 15 years (between 1991 and 2006) all stakes had
moved downstream by 1.75 km. Stake velocities may vary
spatially within the network as well as over time. In order to
examine local velocity variations, stakes in similar positions at
different years were compared. For this purpose the stakes in
the network were placed in such a geometric configuration
that two stakes (121 and 106.1) were situated almost exactly
along a flow line (Fig. 9). After ten years, stake 121 in 2004
had moved to the approximate position of stake 106.1 in 1994.
A comparison after ten years (stake 106.1-94 and -95 versus
stakes 121-04 and -05) confirms a significant increase in flow
velocity at the same position! The flow azimuth is still
constant (Tab. 1). Therefore, a growth in ice mass outflow can
be expected.
climate change (higher temperatures), which will cause more
melt water on the glacier basin. A similar effect, caused by
seasonal variation of temperature in summer or winter was
suggested by ZWALLY et al. (2002). This hypothesis needs to be
confirmed by direct observations in future.
The average flow direction (azimuth) is 260.54 gon with little
significant turn to northwest, which may be caused by bedrock
topography.
Area ST2
The flow acceleration is most remarkable. It can be explained
by increased basal sliding of the ice on the bedrock due to
The area “ST2” is situated at 1000 m elevation, 150 m lower
than “Swiss Camp”. As mentioned above this deformation
network was established in 2004 and re-measured in 2005 and
2006. Compared to Swiss Camp, the surface topography (Fig.
10) is characterized by striking topographic structures and
shows steeper and less regular terrain inclination (1-5 %).
Tab. 1: Comparison of ice flow velocity at Swiss Camp at the same position
after 10 years.
The elevation change was derived from digital terrain models
over the whole 1.6 km x 1.6 km area in 2004, 2005 and 2006.
The DTMs were calculated from measured points on a regular
200 m grid and by kinematic GPS profiling. In all campaigns
the snow layer was completely melted at the time of measurement, so all elevations were determined directly on the ice
surface. On average between 2004 and 2005 an elevation
Tab. 1: Vergleich der Fließgeschwindigkeit nach 10 Jahren an derselben Stelle
am Swiss Camp.
Fig. 9: Swiss Camp: Stake positions in different years, 1991-2006.
Abb. 9: Swiss Camp: Lage der Pegel in verschiedenen Jahren, 1991-2006.
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Fig. 10: ST2: Contour lines,
derived from a digital terrain
model, displacement of stakes
within one year, positions
2004 (blue) and 2005 (red).
Abb. 10: Höhenlinienplan des
digitalen Geländemodells bei
ST2 und Verschiebung der Pegel zwischen 2004 (blau) und
2005 (rot).
decrease of -0.38 m a-1 was observed. Between 2005 and 2006
the decrease was -0.30 m a-1. Both periods are still too short for
a long-term interpretation. The average linear trend of -0.34 m
a-1 is of the same magnitude and matches well with the results
at Swiss Camp.
The ice flow vectors of area “ST2” from all four stakes are
shown in Tables 2 and 3. Figure 10 shows an overview of the
stake positions and their displacements in one year (20042005). Flow velocity and the flow direction (azimuth) vary
significantly between points as marked by the large standard
deviations, calculated from discrepancies between values of
all four stakes. Most notably, point ST201, situated in the
eastern part of the grid, differs in velocity and azimuth from
those of most other stakes, probably in response to local topography on the surface and bedrock. Note that accuracy in the
determination of the horizontal point coordinates is about 3
cm. With the yearly displacement of about 73 m the error in
coordinates would cause a deviation in azimuth of 0.04 gon,
which is much better than the above mentioned standard
deviation of about 3.3 gon.
Tab. 2: Ice flow velocity in all campaigns at ST2.
Tab. 2: Fließgeschwindigkeit des Eises bei ST2 über allen Messkampagnen.
flow azimuth 266.4 gon. The flow velocity is significantly
slower than at Swiss Camp. This is in agreement with flow
models of an ice sheet, which indicate the fastest horizontal
velocity at the equilibrium line (near Swiss Camp).
On average the flow velocity is 72.27 m a-1 (0.198 m d-1) with a
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Comparison of ST2 and Swiss Camp areas
The investigation of temporal and spatial variations in mass
budget parameters was extended with the establishment of a
second deformation network ST2 in 2004.
The results of both investigation areas (Tab. 4) from the last
periods 2004-2006 (the only comparable campaigns) show a
similar elevation decrease -0.3 m a-1 on average. Lowering
surface elevation and negative mass budget strongly suggests
the high sensitivity to increasing air temperature, especially in
the ablation area near the ice margin.
Tab. 3: Ice flow azimuth in all campaigns at ST2.
Tab. 3: Fließrichtung (Azimut) des Eises bei ST2 über alle Messkampagnen.
The flow vectors (Fig. 11) are different between the two sites,
with the flow velocity at Swiss Camp much larger than at ST2.
Swiss Camp is situated near the equilibrium line where the
speed is expected to be at a maximum. It is planned to
compare the measured velocities with ice flow modelling
results.
The azimuth indicates the draining ice masses towards the
Glacier “Sermeq avangnardleq” flowing into the Jakobshavn
Icefjord near the Jakobshavn Glacier. The Jakobshavn Glacier
drains approximately 6.5 % of the Greenland ice sheet
(WEIDICK 1995), and is therefore very important for the total
ice sheet mass budget.
Accuracy of results
For the glaciological interpretation of the results, especially of
temporal elevation change, an accuracy assessment is indispensable. The main error components were investigated in
STOBER (2000); an abstract is given here.
Fig. 11: Research areas and ice flow vectors (Landsat image, 07 July 2001)
Abb. 11: Untersuchungsgebiete mit Fließvektoren (Bild Landsat, 7. Juli,
2001)
All coordinates in one campaign are systematically influenced
by the residual in GPS baseline solution from the (unknown)
true value for the long baseline from the coast to the ice reference point in the research area on the ice. The magnitude of
the residual depends on the quality of phase ambiguity resolution, multipath effects, ionospheric and tropospheric modelling and satellite geometry. These baselines are 65 and 80 km
long, respectively, and from several repeated baseline solutions with different GPS software (standard Leica software
and scientific Bernese software) the standard deviation in all
three coordinates (X,Y,Z) can be assessed at about 2 cm.
The accuracy of static GPS measurements and real-time-kinematic GPS for stake positions or grid points in the research
area, measured in a stable position without a moving rover, is
Tab. 4: Comparison of elevation change and flow vectors at Swiss Camp and ST2
Tab. 4: Vergleich von Höhenänderung und Fließvektoren bei Swiss Camp und ST2
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typically about 1 cm. These baselines from the ice reference to
the rover points have a length of about two kilometres, and
therefore ambiguity resolution in real time is usually no
problem.
Reconstruction of previous stake positions is only possible
within about 1-2 m due to the limited accuracy of the ice reference station which can only be determined in the field as a
single point solution. Therefore, all points staked out from that
approximate position are first shifted by a small position error
of 1-2 m. The exact coordinates are available after the
campaign. Due to the terrain inclination of about 1-2 % (Swiss
Camp) a height error of 3 cm is possible. At ST2, inclinations
up to 5 % are possible, so larger height errors could exist there.
Kinematically (every second) measured GPS profiles show
deviations for each single epoch measurement from a running
average. As an example Figure 12 shows these deviations
which indicate a terrain roughness of about 5 cm and outliers
up to decimetre range. On average the accuracy of a single
point is 2 cm.
Crossover points between longitudinal and transverse GPS
profiles of the kinematic terrain survey permit a comparison
of repeated height determination. From all 12 crossover points
in one campaign the standard deviation for one point can be
assessed at 3 cm in surface height. This corresponds to the
possible local definition of the snow surface.
The reduction from snow surface to ice surface by digging
snow pits or measuring the remaining snow layer above the ice
is critical. This was necessary only at Swiss Camp, because at
ST2 all the snow had always melted by the time of measurement. The standard deviation in surface elevation reduction
(Swiss Camp: 0.2-1.0 m) can be estimated at 5 cm.
Summarizing all components, the error budget of height determination of the ice horizon by GPS is characterized by the
standard deviation (RMS) of 0.07 m in one campaign. Therefore, elevation changes between two campaigns are statistically significant if larger than 0.10 m (confidential interval 95
%). All elevation changes in Figure 6 are significant.
The accuracy of the final calculated horizontal coordinates of
stakes can be assessed at a standard deviation of better than 4
cm. The displacement of a stake between campaigns can be
assessed at 6 cm, corresponding to 0.05 % of the yearly displace-
ment at Swiss Camp and 0.08 % at ST2, respectively. At
Swiss Camp the linear trend of temporal velocity change
resulting in a displacement change of +0.27 m per year (Fig. 8)
is statistically significant. The standard deviation of a flow
vector azimuth due to the accuracy in coordinates of both
stake positions can be assessed at 0.03 gon for the Swiss Camp
site and 0.05 gon for ST2, respectively.
COMPARISON WITH AIRBORNE MEASUREMENTS
The very precise terrestrial surveys of the Swiss Camp and
ST2 test fields can also be used for the validation of remote
sensing measurements. For the same areas in the period 19941999, KRABILL (2000) has used airborne laser altimetry
(NASA’s Airborne Topographic Mapper = ATM) to derive an
annual elevation decrease of -0.2 to -0.3 m a-1, and -0.6 m a-1 in
the period 1997-2003 (KRABILL et al. 2004). These values
agree well with the results in Figure 6. In the period 20022005 the ATM elevation change seems to be near zero (not
easily visible in graphically shown results by KRABILL et al.
2005), less in line with our terrestrial measurements, which
give here -0.6 m a-1 (Fig. 6).
CONCLUSION
The long-term Swiss Camp project (1991-2006) indicates a
clear decrease in ice elevation with even accelerated values in
last few years (2002-2006). From 1991 to 2006 a total of 4.6 m
of ice have been lost at Swiss Camp. The average elevation
decrease of -0.3 m a-1 is in the same magnitude as the last
results from the western part of the EGIG line between 1968
and 1990. The general tendency of elevation decrease is still
continued since long time and is not a signal of recent climate
change.
Elevation change can be interpreted as ice thickness change,
because height changes in the bedrock caused by ice discharge
would react much more slowly and only at millimetre magnitude (DIETRICH et al. 1998, 2005). The equilibrium line altitude (ELA) is no longer located at Swiss Camp (1170 m
ellipsoidal elevation). The inter-annual variability of snow
accumulation and snow and ice ablation were investigated by
STEFFEN et al. (2006). The adjusted calculations show that the
ELA was below Swiss Camp in the nineties and had moved to
an elevation approximately 250 m higher than Swiss Camp by
2006 (extrapolated from STEFFEN et al. 2006).
Fig. 12: Height deviations in kinematical GPS profiling: Single
epochs minus running average. 16000 seconds corresponding to
about 4.5 hours, with approximately 8 km profile measurement.
Abb. 12: Höhenabweichungen von Einzelepochen gegenüber dem
gleitenden Mittel bei kinematisch gemessenen GPS-Profilen.
16000 Sekunden entsprechen ca. 4,5 Stunden mit ca. 8 km Profilmessung.
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The results also show an accelerated ice flow velocity.
Measurements were always performed in summer, so the velocities obtained are an integrated average over the entire year
and seasonal effects are only included to a minor degree.
Elevation change as well as velocity change can be explained
by temperature increase (+0.15 °C a-1), which enhances
melting rates at the surface and therefore strongly suggests
basal sliding on the bedrock (ZWALLY et al. 2002). It is well
known that the Jakobshavn Glacier has doubled its speed in
the last ten years from about 19 m d-1 up to 35-40 m d-1 today
JOUGHIN et al. 2004, MAAS et al. 2006). As the ice from Swiss
Camp is generally moving towards the Jakobshavn Glacier
basin, the velocity increase of the inland ice may also be influenced by the increased outflow speed of the Jakobshavn
Glacier.
ACKNOWLEDGMENTS
The authors are very grateful for the financial support from
the German Science Foundation (DFG grant STO 242/1-1),
which supported the first campaigns together with a refraction
study (STOBER 1992, 1995a, 1995c, 1996). We also thank the
Stuttgart University of Applied Sciences for their continued
financial support. Special thanks to K. Steffen, University of
Colorado at Boulder, and to A. Ohmura, ETH Zürich, for the
use of the station logistics at Swiss Camp and for cooperation
and helicopter sharing. We are also much obliged to Greenland
Tours Elke Meissner and Dieter Zillmann for a financial
contribution and for continued assistance around Ilulissat.
Furthermore, we would like to thank the Alfred-WegenerInstitute for Polar and Marine Research for helping with
equipment and clothing. We are also grateful for the support of
the assistants J. Kreutter, Th. Schaible and the many students
who participated in the field campaigns and in the data
analysis. Thanks are also due to two reviewers B. Ritter and an
anonymous one as well as to M. Levene and to T. Pfeffer for
improving the manuscript and the English text.
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Polarforschung 76 (3), 119 – 123, 2006 (erschienen 2007)
Spatial Variations in Sea-Ice Formation-Onset in the Laptev Sea
as a Consequence of the Vertical Heat Fluxes
Caused by Internal Waves Overturning
by Sergey Kirillov1
Abstract: The Laptev Sea shelf is an area that is strongly affected by the
continental runoff in the summer. Huge amount of freshwater flows into the
eastern Laptev Sea via the Lena River and forms a density interface that
strongly affects the water column dynamics and the thermal processes. Delay
in ice formation might be one of the consequences caused by both density
stratification and the solar heat accumulated in the deeper layer. The internal
waves seem to be one of the possible mechanisms that cause the mixing and
explain the observed variations in ice-formation dates. Data of several ADCP
records deployed in the Laptev Sea in 1998/1999 and 2000 were processed in
an attempt to evaluate the heat exchange rate due to the internal wave acting. It
was found that vertical heat flux could result in an additional delay of iceformation up to 5-6 days depending on the local bottom topography. It was
also revealed that the storm events in fall increase the average energy of
internal wave spectrum by 2-3 times over its calm state. This can also enhance
the efficiency of exchange through the pycnocline by the factor of 5-10.
Zusammenfassung: Das Gebiet des Laptewsee-Schelfs wird im Sommer
stark durch kontinentalen Eintrag geprägt. Gewaltige Süßwassermengen
werden durch die Lena in die östliche Laptewsee eingetragen und bilden eine
Dichtegrenze, die stark auf Dynamik und thermische Prozesse in der Wassersäule einwirkt. Verzögerte Eisbildung kann ein Effekt sein, verursacht sowohl
durch die Dichteschichtung wie durch Akkumulation eingestrahlter Wärme in
tieferen Schichten. Interne Wellen scheinen einen möglichen Mechanismus
darzustellen, der die beobachteten Schwankungen der Eisbildung erklären
könnte. Verschiedene ADCP Datenserien aus Verankerungen der Jahre
1988/1989 und 2000 wurden bearbeitet, um den Wärmeaustausch durch
Interne Wellen abzuschätzen. Es zeigte sich, dass der vertikale Wärmefluss
eine zusätzliche Verzögerung der Eisbildung von 5-6 Tagen in Abhängigkeit
von der lokalen Bodentopographie zur Folge haben kann. Es zeigte sich ebenfalls, dass Sturm-Ereignisse im Herbst die durchschnittliche Energie des
internen Wellenspektrums um das 2-3fache im Vergleich zum Ruhezustand
steigern können. Dies kann ebenso die Austausch-Effizienz durch die Pyknokline um einen Faktor 5-10 erhöhen.
INTRODUCTION
In the Laptev Sea, one of the largest Siberian shelf seas,
pronounced non-uniform physical properties of the water
column are the result of vertical and horizontal density gradients that are caused by the huge freshwater input. In this
respect dynamic processes that occur at the pycnocline play a
vital role and have a distinct effect on the hydrological regime
of this arctic shelf sea (KIRILLOV et al. 2001, DMITRENKO et al.
2001). The freshwaters of the Lena River forms the extended
frontal areas in the surface layer of the Laptev Sea. Being
combined with the solar heating in summer time it results in
warming below the pycnocline due to frontal convergence. It
allows accumulating up to 20-30 kJ m-2 in intermediate water
____________
1
State Research Center, Arctic and Antarctic Research Institute, Bering Sr. 38, 199397
St.Petersburg, Russia; <dia@aari.nw.ru>
Manuscript received 02 January 2006, accepted 11 December 2006
depths (DMITRENKO et al. 1999). A striking consequence for
this effect might be a delay of sea-ice formation onset in fall.
Until recently it was hypothesised that the onset of ice formation in the Laptev Sea occurs almost simultaneously in all
areas (VANDA & YULIN 1993). This hypothesis was not
supported by satellite observations during the freeze-up
period. As soon as oceanographic and remote sensing information concerning the ice-formation onset were collected on a
regular basis, our view on these processes changed dramatically. It was observed that the freeze-up in the Laptev Sea
showed a spatial pattern that consists of distinct zones with
different times of the freeze-up onset (KIRILLOV et al. 2002).
The dimensions of these zones exceed tenths of kilometres
and the onset of the freeze-up differed by weeks. A possible
reason for this observed difference is a variable heat exchange
through the pycnocline.
In 1972 GARRETT & MUNK (GM) presented an overview of the
historical data on internal waves in the ocean. They assumed
that internal waves occupy the frequency-band from local inertial to buoyancy frequencies. As a result of this work they
formulated a model with an internal wave background, which
is steady in time and space regardless of the vertical and horizontal boundaries of the ocean basin. This model was modified by different authors (GARRETT & MUNK 1975, CAIRNS &
WILLIAMS 1976, MUNK 1981), which revised some details of
the frequency spectrum, but did not change the general
assumptions of the model. The universal GM spectrum is in
good agreement with observations and within the framework
of the GM model several models of dissipation rate were
formulated in (MCCOMAS et al. 1977, 1981, HENYEY 1986,
GREGG 1989). Despite the universal character of the GM
model the shape of the horizontal kinetic energy (HKE) spectrum is consistent with observations of internal wave dynamics in different areas of the World Ocean although the
spectral energy level may vary in space. In particular, the
Arctic Ocean is a region with a HKE that is one order of
magnitude below the predicted HKE for mid-latitude level
(LEVINE 1985, PADMAN & DILON 1989). On the other hand
there is evidence that the GM model also works within shallow
water conditions near the shore (PRINGLE 1999, D’ASARO
2000, LEVINE 2002). In this respect the current velocity
measurements gathered with Acoustic Doppler Current
Profiler (ADCP) in the shallow Laptev Sea are of special interest. The extremely shallow water depths make these measurements a unique data set for estimating the vertical heat
exchange due to internal wave breaking according to the GM
model. According to the above statements in this article we
consider the distinctive features of the internal waves back119
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ground on the Laptev Sea shelf and their potential role in the
variability of the ice formation onset.
MATERIAL
The short-term current velocities measured with WH 300 kHz
ADCP at several hydrographic stations carried out during
German-Russian TRANSDRIFT VII expedition in 1999
(YS99 stations #17, 19, 20, 23 and 24) as well as the daily
records during TRANSDRIFT VIII expedition in 2000 (YS00
stations #11, 24 and 48) in the frame of the “Laptev Sea
System” project were used to analyze the internal wave
properties in the Laptev Sea shelf area (Fig. 1). Vertical
profiles of current velocities in YS99 data set were gathered
every second during time intervals varied from 2 to 3.5 hours.
Further, it was averaging every minute with 1 m vertical binsize. The records with same technical characteristics were
obtained in 2000. The only difference is the applying the five
minutes time-averaging interval at station YS0011. Duration
of all these records varies from 1 day at station #48 to 4 and 7
days at stations #24 and #11 respectively.
Two additional ADCP records started in August 1998 until
September 1999 (mooring stations YANA and LENA,
deployed during TRANSDRIFT V) were also examined to
investigate the storm impact to the vertical heat exchange
intensity. These moorings were deployed in the central and
southern parts of the Laptev Sea to record water dynamics
twice per hour every 1.5-2 m in depth. The NCEP winds
Reanalysis data provided by the NOAA-CIRES ESRL/PSD
Climate Diagnostics branch, Boulder, Colorado, USA (website http://www.cdc.noaa.gov/) were analyzed to recognize the
storm events during YANA and LENA moorings deployments.
RESULTS
The internal waves background at the Laptev Sea shelf
Time series of the horizontal velocities on the Laptev Sea shelf
were analyzed to compare the HKE spectrum with the GM79
model of internal-wave spectrum. As already stated in the
previous publications, it was found that the energy level of the
spectrum is two orders of magnitude lower than that predicted
Fig. 1: The Laptev Sea region and location of
long-term ADCP moorings deployed in 1998
(YANA and LENA moorings) and short-term
ADCP stations carried out in September, 1999
(YS99 #17, 19, 20, 23 & 24) and in September,
2000 (YS00 #11, 24 & 48).
Abb. 1: Südöstliche Laptewsee und Lage der
ADCP-Langzeit-Verankerungen YANA und LENA, ausgelegt 1998 und der ADCP-KurzzeitVerankerungen YS99 #17, 19, 20, 23 & 24, ausgelegt im September 1999 und YS00 #11, 24 &
48, ausgelegt im Septeember 2000.
120
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by the GM model. It was assumed to be a result of the sea-ice
cover that insulates the ocean interior from atmospheric
forcing and due to the low level of inherent tidal energy in the
Arctic (LEVINE 1985, PADMAN & DILON 1989). Despite the
lower energy the HKE is mostly in good agreement with -2
slope predicted by GM (Fig. 2). The traditional exceptions in
the shape of the spectra are the maximum at the near-inertial
frequency (approximately 12.4 hours) and the spectral
“shoulder” at the high frequencies. These discrepancies were
noted by different authors in the observations of the internalwave pattern throughout the world (LEVINE 1999), but our
results are especially interesting because the “shoulders” starts
far away from local buoyancy level (more then 50 cph
anywhere).
The GM spectrum was evaluated initially as isotropic in different directions, but near the shore this assumption is rather
disputable. Sufficient polarization of horizontal velocity found
in numerous regions far away from the open ocean tends to
focus the wave energy towards the coast (MCKEE 1973).
ADCP observations were analyzed in the light of this issue to
find out the wave orientation and ellipticity of the current
ellipses. Like the GM model our spectrum was considered as
an isotropic one with the only exception at station YS0024.
Here the strongly polarized currents were found within the
frequency band from local inertial frequency to the “shoulders” (Fig. 2). Wave-ellipse orientation varies a little within
the 40°- 65° range in the counterclockwise direction from the
east (Fig. 1, station YS0024). In terms of topography it means
that energy of the waves focused across topography irregularities predominates the other directions. The specific topography at station YS0024 position allows us to assume bottom
reflection to be the reason for energy focusing.
Following OSBORN (1980), HENYEY (1986) and GREGG (1989),
we define mixing intensity through the relation between
observed shear variance of the horizontal current velocities
(S2) and the expected shear variance according to the GM79
model (S2GM). The GM spectrum deals with the 0.1 cpm
vertical wave-number cutoff as a critical value for shear (Ri =
1/4). Nevertheless, in non-GM internal wave model this parameter can be much higher, especially if the HKE level is less
then GM one at rather higher buoyancy. We chose a vertical
cutoff value arbitrary as the start of white slope in vertical
wave-number spectrum. It is approximately 0.7 cpm instead of
GM's 0.1 cpm. In addition we used 1.39 as a multiplier for S2
to make it comparable to S2GM as a correction for the attenuation of the first-difference filter (GREGG & SANFORD 1988)
and 0.6 multiplier for ADCP-beam separation correction
(ALFORD & PINKEL 2000).
The mixing efficiency and vertical heat exchange due to
internal waves
The vertical mixing diffusivities were defined using of
GREGG’S (1989) approach with modification in the critical
wave-number cut-off value. To estimate the shear we used the
frequencies below the “shoulder” for a better comparison with
the GM model as the latter was evaluated without taking into
consideration such irregularities as “shoulders”. The background level of mixing intensity was found to be quite moderate: in term of diffusivities the intensity of mixing varies from
molecular and up to maximum values 5-30·10-5 m2 s-1 within
the pycnocline layer at station YS0024. Considering the
typical vertical gradient of temperature at the upper part of
intermediate water layer gives the potential vertical heat flux
up to 33 W m-2 (KIRILLOV et al. 2003). We applied a simple 1D model with the heat fluxes at the surface in form presented
in (DETHLEFF et al. 1998) to examine the evolution of temperature profiles observed in TRANSDRIFT VIII cruise. The aim
of these calculations was to find out the moment when mixed
layer water temperature drops below the freezing point. And it
was revealed that the additional heating of the surface mixed
layer from pycnocline might result in sea-ice formation onset
delay up to maximum 5-6 days over the different areas in the
Fig. 2: Spectral characteristics
of HKE, ellipse orientation
and major/minor axis ratio at
17 m depth (top panel) and 38
m depth (bottom panel) at
mooring station YS0024. Solid lines indicate the HKE level
according to GM79 model and
dotted lines represent the major/minor axis ratio from theory of internal waves.
Abb. 2: Charakteristika der
horizontalen kinetischen Energie (HKE) in 17 m Wassertiefe
(oben) und 38 m (unten) an
der Verankerung YS0024.
Schwarze Linien zeigen HKENiveau entsprechend GM79Model. Gepunktete Linien zeigen Achsenverhältnisse nach
der Theorie der Internen Wellen.
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eastern part of the Laptev Sea (KRILLOV et al. 2002). Nevertheless, these results do not correspond to two-three weeks’ delay
in ice formation onset in different areas according SSM/I
images analysis. But the values mentioned above are based on
the short time-series observed during relatively calm (not
windy) period although the shallow water dynamic is very
sensitive to atmospheric forcing and the energy level can
dramatically change under these conditions (LEVINE 1985).
Long-term mooring records allow us to estimate the mixing
efficiency increase and, hence, additional heat flux from the
intermediate warmer layer during enhanced atmospheric
forcing in fall. To recognize the storm events both NCEP
Reanalysis wind data at 75N 130E and the sea-level pressure
records at YANA mooring were analyzed. Three well pronounced increases of wind speed accompanying by strong sealevel deformations were chosen to estimate the spectral HKE
changes. All these events were observed between relatively
calm periods (Fig. 3). And after having eliminated wind
forcing, the HKE spectra level sinks rapidly to its level in
“calm state”. According HENYEY et al. (1986) the rate of
internal-waves energy dissipation is proportional to the
squared total energy per unit area. In the term of Henyey, the
relation “mixing efficiency” ~ ε ~ E2 is appropriate if spectral
HKE energy corresponds to that of the GM model with -2
spectral energy slope. Despite the spectral slope changes
dramatically at the higher frequencies during the storms (Fig.
3) we might estimate at least an order of HKE increase. And
under the strong atmospheric forcing the enhancement of the
energy as matching the factor of 2-3 was revealed. The total
energy increase is by 2.87, 1.88 and 3.09 times higher than the
pre-storm HKE level in the band from inertial frequency to 1
cph. Follow HENYEY, it would potentially increase the heat
fluxes from warm intermediate layer up to 3.5-9 times above
that during the calm period and explain the higher variability
of sea-ice formation onset. So we can speculate that enhanced
atmospheric forcing over the shelf region would dramatically
increase the sea-ice formation onset up to several weeks
revealed via satellite images analysis. Our selective estimations agree this suggestion.
CONCLUSION
Through their instability and breaking internal-waves seem to
play a significant role in vertical mixing through pycnocline.
Under the strong density interface due to the huge amount of
river runoff in the Laptev Sea, the water interior is a favourable
environment for the occurrence of internal waves. This research was aimed at answering the question whether the
internal wave breaking results in delay of ice formation onset
and at evaluating the time scale of the delay. We have found
that this process could result in ice formation delay up to
maximum 5-6 days over the eastern part of the Laptev Sea.
This, however, does not correspond to the two-week delays in
Fig. 3: HKE spectral level evolution during several events of strong atmospheric forcing evaluated from NCEP Reanalyse wind data and pressure sensor records at YANA mooring station. The dotted lines at lower panels indicate the maximum level of HKE during the storm and solid
lines indicate the HKE level just before the storm.
Abb. 3: Entwicklung des HKE Spektral-Niveaus während verschiedener Ereignisse mit starkem atmosphärischen Antrieb abgeleitet aus der
NCEP-Analyse von Wind- und Druckdaten der YANA-Verankerung. Gepunktete Linien (unten) zeigen max. Niveau des HKE bei Sturm;
schwarze Linien beschreiben HKE-Niveau unmittelbar vor dem Sturm.
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ice-formation observed in the Laptev Sea region. Another
possible mechanism was analyzed in order to answer this
discrepancy. Storm events during fall are thought to be responsible for the further delay of sea-ice formation.
ACKNOWLEDGMENTS
This paper presents the generalized results of individual research funded by Otto Schmidt Laboratory for Polar and
marine Research 2002/2003 Fellowship Program. Data sets
were mainly obtained during joint German-Russian marine
expeditions in the Laptev Sea in 1998, 1999 and 2000. The
author would especially thank to Karen Volkmann-Lark for her
helpful translation of the draft version of this paper and
general text editing. I am also indebted to Carolyn Wegner and
one anonymous reviewer for many helpful comments that are
all gratefully acknowledged to improve the style of this paper
and to highlight some unclear details.
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Polarforschung 76 (3), 125 – 132, 2006 (erschienen 2007)
Evolution of the Postglacial Vegetation
in the Western Laptev Sea Region (Siberian Arctic)
by Victoria V. Razina1, Yelena I. Polyakova2, Heidemarie Kassens3 and Henning A. Bauch4
Abstract: On the basis of a detailed study of the pollen-spore spectra and a
detailed radiocarbon chronology of a sediment core obtained from the western
outer Laptev Sea shelf, the long-term and high-resolution changes of vegetation in the northwestern Laptev Sea region were reconstructed for the last 12.0
cal. ka. Three major phases in the development of paleoenvironments and
vegetation on the surrounding hinterland and the exposed Laptev Sea shelf
were recognized. The period between 12.0 and 10.3 cal. ka BP was characterized by predominance of grass-sedge and moss tundra. Rapid expansion of
herbaceous tundra with dwarf birch and alder started at about 10.3 and lasted
until 8.0 cal. ka. Pollen spectra from this time interval evidence the warmest
and most favorable climate conditions. After 8.0 cal. ka mosses and lichen
vegetation with scare herbs typical for the modern arctic tundra dominated.
Zusammenfassung: Auf der Grundlage detaillierter Pollen- und Sporenspektren aus einem 14C-datierten Sedimentkern vom äußeren Schelf des westlichen
Laptewmeeres wurden die langfristigen und hochaufgelösten Veränderungen
der Vegetation in den letzten 12 cal. ka in der nordwestlichen LaptewmeerRegion rekonstruiert. Es wurden drei Hauptphasen der Entwicklung von
Umwelt und Vegetation im umgebenden Hinterland erkannt. Die Zeit
zwischen 12,0 und 10,3 cal. ka BP war charakterisiert durch Riedgras- und
Moos-Tundra. Rasche Ausdehnung der Kraut-Tundra mit Zwergbirke und Erle
begann etwa um 10,3 cal. ka und dauerte bis 8,0 cal. ka. Pollenspektren aus
diesem Zeitintervall beschreiben die wärmsten und besten Klimabedingungen. Nach 8,0 cal. ka dominierte die für die heutige arktische Tundra typische Moos- und Flechtenvegetation mit wenigen Kräutern.
INTRODUCTION
The Arctic is highly sensitive to climate variations and plays
an important role in the global climate system. The high-latitude Laptev Sea constitutes the central part of the wide Siberian shelf north of Eurasia and is regarded as a key area for
understanding present and past climate changes in the Arctic
(e.g., KASSENS et al. 1999, THIEDE et al. 2001). It is clear from
existent research that this region remained uncovered by the
last glacial ice sheet (SVENDSEN et al. 2004, HUBBERTEN et al.
2004) and due to its shallow bathymetry was sub-aerially
exposed during the last eustatic global sea-level fall. During
postglacial sea-level rise and rapid inundation of the flat
coastal plain, the landscape gradually changed from a terrestrial-fluvial to marine environments (BAUCH et al. 2001,
BAUCH & POLYAKOVA 2003, POLYAKOVA et al. 2003).
Fossil pollen records are a source of information about past
changes of vegetation and can be used for quantitative reconstruction of climate changes. Despite long-term palynological
____________
1
2
3
4
Arctic and Antarctic Research Institute, 38, Bering st., 199397 St.-Petersburg, Russia;
<razina@otto.nw.ru>
Lomonosov Moscow State University, Geographical Faculty, Vorobievy Gory, 119899
Moscow, Russia; <ye.polyakova@mail.ru>
Leibniz Institute for Marine Sciences IFM-GEOMAR, Wischhofstr. 1-3, 24148 Kiel,
Germany; <hkassens@ifm-geomar.de>
Mainz Academy of Sciences, Humanities and Literature, Leibniz Institute for Marine
Sciences IFM-GEOMAR, Wischhofstr. 1-3, 24148 Kiel, Germany; <hbauch@ifm-geomar.de>
Manuscript received 05 January 2006, accepted 30 March 2007
investigations of last glacial and postglacial terrestrial sediments carried out in Arctic Siberia (e.g., VELICHKO et al. 1997,
KHOTINSKY 1977), detailed reconstructions of the vegetation
history were limited by the scarcity of radiocarbon data.
During the last decades numerous pollen-spore records and 14C
data obtained from the Taymyr Peninsula (e.g. KIENAST et al.
2001, ANDREEV et al. 2002b, 2003, 2004a), Lena River Delta
and Yana River lowland (PISARIC et al. 2001, ANDREEV et al,
2002a, 2004b, JANITSKII et al. 1998) have provided ample
information regarding major vegetational changes in the
Laptev Sea region during the Last Glacial Maximum and after
it.
Previous studies of marine pollen sequences from the inner
Siberian shelf, including the Kara and Laptev seas, showed the
potential of pollen for reconstructing vegetation and climatic
changes in the adjacent coastal regions and linking the terrestrial and marine paleoclimate records (NAIDINA & BAUCH
2001, KRAUS et al. 2003). Using a radiocarbon-dated sediment
core from the northwestern Laptev Sea, this study gives a first
detailed insight into the evolution of vegetation on the exposed
western Laptev Sea shelf and the adjacent hinterland during
the late Pleistocene/Holocene transition.
ENVIRONMENTAL SETTING
Oceanography
The Laptev Sea is a broad shelf sea area, located at the northern Eurasian margin of Central Siberia (Fig. 1), and bounded
by the New Siberian Islands in the east and the Severnaya
Zemlya Islands in the west. Large parts of the Laptev Sea shelf
are fairly shallow, averaging less than 50 m water depth,
whereas the continental slope breaks steeply near 100 m water
depth. The topography of the Laptev Sea is characterized by a
gently northward-dipping plain, cut by submarine channels,
which are regarded as paleoriver valleys (HOLMES & CREAGER
1974, KLEIBER & NIESSEN 1999, 2000).
The modern hydrological situation of the Laptev Sea is generally a result of the advection of the arctic water masses from
the north and the annual river discharge of about 714 km3
from the south (IVANOV & PISKUN 1995, GORDEEV 2000). The
Lena River discharge, comprising approximately 70 % of the
total water and suspended matter input to the Laptev Sea,
strongly affects hydrological and sedimentation processes,
especially in the eastern part (e.g., KASSENS et al. 1998, 1999).
The freshwater supply into the western Laptev Sea is mainly
controlled by the outflow of Anabar and Khatanga rivers,
which discharge approximately 15 % of the total annual
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Fig. 1: Bathymetric map of the
Laptev Sea showing the position
of sediment core PS51/150-10
used for studying pollen-spore
spectra (bathymetric contours in
m).
Abb. 1: Bathymetrische Karte des
Laptewmeeres mit der Lage des
Sedimentkerns PS51/159-10, an
dem die Pollen-Sporenuntersuchungen durchgeführt wurden
(Tiefenlinien in m).
runoff. Their waters are mainly directed to the north and
northeast.
Most of the fresh water is discharged onto the shelf during late
spring when the ice of the rivers breaks and during the ensuing
summer months when the Laptev Sea is relatively ice-free
(GORDEEV 2000). The seasonal offshore spreading of riverine
waters is well manifested in surface water salinity, which
shows the lowest value in the southeastern part of the shelf
(KASSENS et al. 1999). The major surface water currents in the
Laptev Sea are of cyclonic manner starting north of the Severnaya Zemlya Island, then following southward along the
Taimyr Peninsula, and then eastward and northward in the
middle and eastern parts of the Laptev Sea shelf, respectively.
The winter environments in the Laptev Sea are significantly
governed by the large, persistent area of open water (polynya),
separating the fast ice from the pack ice. The Laptev Sea
polynya maintained by persistent offshore winter winds is one
of the major sources for sea ice in the Siberian branch of the
Transpolar Drift (ZAKHAROV 1997, PFIRMAN et al. 1997,
DETHLEFF et al. 1998).
The major parts of the New Siberian and Severnaya Zemlya
islands are located in the zone of arctic desert and high arctic
tundra with landscapes dominated by mosses and lichen vegetation, and scarce herbs occurring mainly along the river
valleys. Landscapes of the southern Bol’shoi Lyakhovsky
Island of the New Siberian Archipelago belong to the northern
tundra zone (ATLAS ARKTIKI 1985). Moss-grass-low-shrub
tundra dominates the vegetation, with vascular plant species
such as Salix pulchra, Cassiope tetragona, Dryas punctata,
Poa arctica, Carex ensifolia and Eriophorium medium, mosses
such as Aulaconium turgidum, Drepanocladus iniciatus and
Calliergon sarmentosum, and lichens such as Alectoria ochroleuca, Cetraria cuculliata and C. hiascus.
The vast area of the Taimyr Peninsula extends over the three
tundra subzones (high arctic tundra, arctic tundra and typical
tundra), bounded to the north by the polar desert and to the
south by the forest-tundra zone (ATLAS ARKTIKI 1985,
MATVEEVA 1994). Small patches of arctic tundra occur also on
the coast between the Anabar River and the Lena Delta. The
flora of flowering plants is very poor within this subzone. Sods
are formed by mosses, dwarf willow, and miscellaneous herbs
(saxifrage, whitlow grass, gramines).
Vegetation and Climate
The recent vegetation on the New Siberian and Severnaya
Zemlya islands adjacent to the Laptev Sea and the coastal
regions of its hinterland is characterized by rather treeless
landscapes. A cold arctic continental climate with seasonal
extremes dominates in the region. Average temperature in the
Laptev Sea region is <-30 °C in February and varies between
±0 and +8 °C in July. Total annual precipitation is approximately 100-200 mm, with most of it falling in the summer
(ATLAS ARKTIKI 1985). Anticyclone regime with strong offshore winds dominates in the Laptev Sea region during winter
time, whereas mainly eastward-directed surface winds prevail
during the summer time.
126
The northern borders of the typical tundra subzone approximately correspond to the July isotherm of 8-10 °C. Eastward
of the Taimyr Peninsula the lower part of the Anabar, Olenek
and Yana river catchment areas is located within the typical
tundra (ATLAS ARKTIKI 1985). Mosses, lichens, sedges, and
shrubs are the most important plant cover components. Low
shrubs, such as shrub birch (Betula nana), alder (Alnus fruticosa and A. crispa), willow (Salix spp.), and heaths (Ericaceae) dominate the vegetation of the lower relief. Dwarf shrub
species include Vaccinium vitis, Empetrum hermaphrodium,
and Dryas punctata, Carecs ssp., Eriophorum vaginatum, and
mosses such as Tomenthypnum nitens and Drepanocladius
uncinatus characterize wetter sites, while alders (Alnus
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fruticos, A. crispa) grow on south-facing slopes.
The southern tundra subzone is located in the lower Khatanga
River and the lower Lena River catchments (ATLAS ARKTIKI
1985). The southern border of this subzone mostly corresponds to the July isotherm of +10-12 °C. Vegetation of this
subzone is characterized generally by the lack of trees and
predominance of shrubby communities at the watersheds.
Sparse crooked and elfin woods can be found in the river
valleys of these regions. But only single trees that make up the
forest border in the area grow at the watersheds. Shrubby
communities of the dwarf birch Betula nana, shrubby alder
and some shrubby willow species like gray willow, longleaved, flat-leaved species, etc. dominate the plant structure.
The northern treeline border limited by the July isotherm of
approximately +12 °C stretches from 68 °N in the Western
Taymyr to 72 °N in the eastern part of the peninsula, and then
follows eastward from the Khatanga River mouth to the east
through the lower part of the Lena River catchment area
(ATLAS ARKTIKI 1985).
Pollen and spores in the surface sediments of the Laptev Sea
For the purpose of paleoenvironmental reconstructions using
pollen-spore spectra from the studied sediment core as a principal proxy we analyzed distribution patterns of pollen and
spore grains in the surface sediments from the Laptev Sea,
represented by NAIDINA & BAUCH (1999). These authors
revealed that pollen-spore spectra in the sediments of this
arctic sea are mainly (up to 93 %) represented by arboreal
pollen from coniferous trees (particularly, Pinus pumila, Pinus
siberica and Picea). Their pollen grains, due to their special
morphology, are transported for a longer distance in the Arctic
(SHEVCHENKO et al. 1995, 2004). The maximum percentage
contents of Pinus pumila and Pinus siberica grains are
observed in the offshore regions adjacent to the Lena Delta,
and near the estuaries of the Olenek and Yana rivers, indicating
that riverine runoff also accounts for the pollen transportation
into the Laptev Sea. Although the Larix is one of the most
widespread trees in Northern Yakutia, only individual specimens were found in the Laptev Sea sediments because of poor
preservation of these pollen grains.
Pollen of deciduous trees comprised about 4 % of the spectra
in the Laptev Sea surface sediments and included Salix, Alnus
and Betula sect. Nanae (NAIDINA & BAUCH 1999). The pollen
of herbaceous plants (Ericaceae, Gramineae, Asteraceae,
Rosaceae, Saxifragaceae, Ranunculaceae, Caryophillaceae,
Cyperaceae) did occur, but abundances were generally low,
with the maximum relative abundances observed in the
western part of the sea. Among the spore plants, the Bryales
mosses were dominant and reached 82 % in the submarine
valley of the Lena. Sphagnales percentages increased near the
Taymyr Peninsula coast (up to 40 %) and varied in the eastern
part of the sea between 2-30 % (NAIDINA & BAUCH 1999).
490 cm) during the Russian-German TRANSDRIFT V expedition in 1998 (Fig. 1). The sedimentary sequence of the core
consists of grey to dark silty clay enriched in organic matter.
To analyze the fossil pollen-spore spectra, the core was
sampled in 10 cm intervals. After freeze-drying, the bulk sediments were treated in the Alfred Wegener Institute (Potsdam,
Germany) and the Russian-German Otto Schmidt Laboratory
for Polar and Marine Research (AARI, St. Petersburg, Russia)
using standard HF techniques of pollen preparation (BERGLUND & RALSKA-JASIVECZOWA 1986). The concentrations of
pollen and spore grains per gram of dry sediment were calculated according to the marker grain method using tablets with
Lycopodium spores (STOCKMARR 1971). The identification of
pollen and spore grains was carried out under the microscope
Olympus BX-60 with magnification x 400 in the AARI (St.
Petersburg, Russia), and mainly based on KUPRIYANOVA &
ALESHINA (1972, 1978) and REILLE (1992, 1995, 1998).
At least 200 pollen and spores were counted in every sample,
with the exception of a few samples from the lowermost part
of the core which do not contain a sufficient amount of pollen
grains. We assumed that indeterminable, poorly preserved and
mineralized pollen (including several broad-leaved species)
and spores were obviously re-deposited taxa. The relative
proportion of arboreal and non-arboreal pollen taxa (including
pollen of aquatic plants) was calculated based on the sum of
terrestrial pollen taxa. The relative proportion of pollen was
calculated based on the tree and herb pollen sum; the percentage of spores was based on the sum of pollen and spores; the
percentage of re-deposited taxa (Pterocarya, Pinaceae, Tilia,
Ulmus, etc.) was based on the sum of pollen and re-deposited
taxa (BERGLUND & RALSKA-JASIVECZOWA 1986). The TILIA
plotting program was used for graphing the pollen data
(GRIMM 1991).
The chronology of the core is based on eight radiocarbon dates
(Fig. 2) measured on bivalves using the accelerator mass spectrometer at the Leibniz Laboratory in Kiel (Germany).
Original radiocarbon dates were converted into calendar years
BP using CALIB 4.3, and a regional reservoir correction
(STUIVER et al. 1998, BAUCH et al. 2001).
DOWNCORE DISTRIBUTION PATTERNS OF POLLEN
AND SPORES
According to AMS 14C dating the studied core PS51/159-10
encompasses the last 12.8 cal. ka (BAUCH et al. 2001). Due to
high sedimentation rates (>110 cm y-3, BAUCH et al. 2001) in
this region during the time interval between 12.8 and 9.6 cal.
ka, the obtained pollen-and-spore assemblages from this core
are the basis for a detailed reconstruction of high-latitude
paleovegetation evolution during the postglacial times. The
lowest sedimentary unit of the core (interval 400-485 cm)
contains very few pollen grains. The extremely low pollen
concentration and poor pollen preservation from these sediments make the calculation of pollen percentages impossible.
Therefore, these results are not presented in the pollen
diagram (Fig. 2).
MATERIAL AND METHODS
Kasten core PS51-159/10 was obtained from the western outer
Laptev Sea shelf (60 m water depth, total sediment recovery
The pollen and spore concentrations in the sediment samples
from 0-400 cm reach 2500 grains per gram of dry sediment
(Fig. 2). The pollen-spore spectra from these samples are
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Fig. 2: Percentage of pollen and spore diagram of core PS51/159-10, NW Laptev Sea.
Abb. 2: Prozentdiagramm der Pollen-/Sporenverteilung im Sedimentkern PS551/159-10, NW Laptewmeer.
dominated by arboreal taxa (up to 73 %). Most of them belong
to pollen of coniferous trees, transported over long distances.
Pollen of these trees are typical for the spectra from the Laptev
Sea Holocene and surface sediments (NAIDINA & BAUCH 1999,
2001). Among arboreal plants, pollen of Pinus subgen. Haploxilon (Pinus pumila, P. siberica) and Picea are the most abundant (up to 80 % in the group of trees and shrubs) in the
studied core assemblages. Although pollen of Betula sect.
Fruticosae & B. sect. Nanae (types) and Dushcekia fruticosae
occur in most of the studied samples, their relative proportions
in the spectra do not exceed 10 %. A general up-core tendency
of an increase in relative abundances of tree and shrub pollen,
and decrease in abundances of herb pollen grains is observed
(Fig. 2), which gives evidence for the northward migration of
the tree line in the Laptev Sea region during the postglacial
time.
The group of nonarboreal plants is dominated by pollen of
Poaceae (up to 60 %). From this group pollen of the small
shrubs Ericaceae, grasses Cyperaceae, and herbs Artemisia,
Caryophyllacea, Rosaceae, Ranunculaceae and other species
are characteristic for the assemblage, but their relative proportions do not exceed 5-10 % in the core spectra. Spore plants
are mainly represented by Bryales, Sphagnum, Polypodiaceae,
Osmunda, Lycopodium complanatum, L. clavatum, Selaginella selaginoides.
The re-deposited group in the core sediments includes pollen
and spores of Quaternary, Paleogene and Neogene plants.
Most of the re-deposited forms are poorly preserved; grains
are crumpled, flattened, crushed and sometimes undeveloped.
The pollen spectra of core PS51-159/10 was zoned visually
(Pz) using the major changes of dominant species recognized
in the pollen-and-spore spectra.
Pz 1 (400-280 cm core depth)
This zone, radiocarbon-dated to the time interval between 11.8
128
and 10.3 cal. ka BP (Fig. 2), is characterized by the lowest
relative abundance of arboreal pollen (down to 35 %), with
predominance of pollen of Pinus subgen. Haploxilon (up to 40
%) and Picea (up to 20 %) transported over long distances by
winds and riverine outflow to the Laptev Sea (see above).
Pollen of Betula sect. Fruticosae & B. sect. Nanae (types)
comprise less than 5 % and pollen of Dushcekia fruticosae
occur sporadically. Pollen-spore spectra from this zone are
characterized by the maximum amount of nonarboreal pollen
(up to 50 %), represented mainly by Poaceae (up to 60 %) and
Cyperaceae (up to 10 %). Among spores only Lycopodium
clavatum and Bryales occur constantly. Spores of Polypodiaceae and Selaginella selaginoides, typical for wet landscapes,
are marked in the uppermost part of Pz 1. Species composition
and relative abundance of the plant group in Pz 1 suggest the
prevalence of grass-sedge dominated vegetation with herbs
(Caryophillaceae, Artemisia, Chenopodiaceae, Rosaceae) on
the exposed Laptev Sea shelf between approximately 11.8 and
10.3 cal. ka BP.
Pz 2 (280-125 cm core depth)
This zone corresponding to the time interval 10.3-9.6 cal. ka
BP, is characterized by a gradual increase in the total concentration of pollen and spore grains in the sediments (up to 2500
grains per g of sediment). A general tendency of increase of
relative proportions of arboreal pollen (up to 70 %), mainly
represented by Pinus subgen. Haploxilon (up to 50 %), is
observed in this part of the core, which suggests a northward
migration of tree and shrub line on the adjacent hinterland.
The content of Picea pollen in this part of the core varies
between 7 and 20 %. Relative abundances of Betula sect.
Fruticosae & B. sect. Nanae (types) reach 10 % and proportions of Dushcekia fruticosae pollen in the spectra do not
exceed 5 %. The decrease in abundances of sedge and grass
pollen along with the occurrence of Ericales and various herbs
(Artemisia, Chenopodiaceae, Caryophillaceae, Asteraceae,
Brassicaceae, Polemoniaceae) gives evidence for a herbaceous
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tundra with rare plants, such as dwarf birch, willow and
heather on the exposed Laptev Sea shelf. The sharp increase in
relative proportions of Sphagnum, Polypodiaceae and Selaginella spores (up to 10 %) allows us to assume the development
of wetlands and Sphagnum bogs in the nearby regions of the
exposed shelf during the time interval of approximately 10.3
and 9.6 cal. ka BP.
Pz 3 (125-0 cm core depth)
This zone corresponds to the last 9.6 cal. ka. Although the
relative abundance of dominant arboreal pollen taxa varies in a
high degree within this zone (between 45 and 73 %), their total
abundance constantly remains above the 60 % level (Fig. 2). A
slight increase in abundance of Pinus subgen. Haploxilon
pollen and a gradual decrease in the upper part of this Pz in
abundances of Picea pollen are observed. The relative proportions of Betula sect. Fruticosae & B. sect. Nanae (types) and
Dushcekia fruticosae pollen do not exceed 5 %. The pollen
group of herbs is characterized by the predominance of
Poaceae pollen and elimination of other herbs, which are
represented in low content by Cyperaceae, Artemisia, Chenopodiaceae, Caryophillaceae, and Ranunculaceae. Because of
the sharp decrease in sedimentation rates after 9.6 cal. ka
(down to 11 cm y-3, BAUCH et al. 2001), we were not able to
divide the upper part of the core (100 cm) into more detailed
pollen zones.
VEGETATION HISTORY OF THE WESTERN LAPTEV
SEA REGION OVER THE LAST 12 CAL. KA
During the Late Pleistocene regression, the shallow Laptev
Sea shelf was sub-aerially exposed, and the arctic marginal
plain extended 400-700 km north of its modern location, to
about 78 °N incorporating all the present-day islands (BAUCH
et al. 2001). According to available bio- and geochemical data
the specific vegetation named “tundra-steppe”, represented
mostly by open grass-sedge associations with various cryoxerophiteous herbs (e.g., YURTSEV 2001), dominated in the
southern Laptev Sea region (Lena River Delta) under cold and
dry conditions during the Late Pleistocene (ANDREEV et al.
2002a, SCHIRRMEISTER et al. 2002, SHER et al. 2005). Climate
amelioration started in this region at the end of the Sartan
(Late Weichselian) stadial and correlates with the Bölling and
Allerød warming (PISARIC et al. 2001, ANDREEV et al. 2002a,
2004b).
Similar tundra-steppe vegetation and extremely cryoxeric
climatic conditions were reconstructed in the Taymyr Peninsula for the Late Glacial on the basis of radiocarbon-dated
plant microfossils and pollen associations (HAHNE & MELLES
1999, KIENAST et al. 2001, ANDREEV et al. 2002b, 2003,
2004a). Scarce steppe-like vegetation with Poaceae, Artemisia
and Cyperaceae, and tundra-like herb communities with dwarf
Betula and Salix dominated in the northern and central parts
of the Taymyr Peninsula during the Sartan (Late Weichselian)
stadial. The statistical information method shows that the
coldest climate in this Arctic region was between approximately 20 and 17 14C ka BP, and a warming (Allerød Interstadial) with summer air temperature higher than today
occurred at about 12 14C ka BP (ANDREEV et al. 2002b).
The destruction of the tundra-steppe biome in the Laptev Sea
region was very rapid. Late-glacial pollen data show several
warming events followed by a climate deterioration, which
correlated with the Bölling and Allerød warming and middle
and Younger Dryas cooling (HAHNE & MELLES 1999, ANDREEV
et al. 2002b, 2003, 2004a). The late Pleistocene/Holocene
transition at about 10.3-10 14C ka BP was characterized by
major changes in the vegetation from predominantly open
herb communities to shrub tundra ones in the Laptev Sea
hinterland and considerable climate amelioration (e.g.,
SCHIRRMEISTER et al. 2002, SHER et al. 2005, HAHNE &
MELLES 1999, ANDREEV et al. 2002a, b, 2004a).
Our pollen-spore records from sediment core PS51-159/10,
obtained on the western outer Laptev Sea shelf, in the AnabarKhatanga paleoriver valley (Fig. 1), allow us to distinguish
several phases in the development of vegetation in the western
Laptev Sea region for the last approximately 12 cal. ka. High
sedimentation rates (~113 cm y-3) observed in this core until
9.6 cal. ka BP (BAUCH et al. 2001) offer the opportunity for
detailed reconstruction of vegetation on the exposed western
Laptev Sea shelf and the adjacent hinterland during the late
Pleistocene/Holocene transition.
Phase 1 (Pz 1) dated back to the time interval between 11.8
and 10.3 cal. ka BP (c. 10.6-9.6 14C ka BP) generally corresponds to the end of the Younger Dryas stadial and the beginning of Preboreal periods (KHOTINSKY 1984). At this time the
sea level was approximately 50 m below the modern level, and
the major part of the shallow Laptev Sea shelf was sub-aerially
exposed (BAUCH et al. 2001). According to the aquatic palynomorph and ostracod records the study site located within the
Anabar-Khatanga paleovalley was strongly influenced by
riverine discharge until approximately 9.6 cal. ka BP (KLYUVITKINA 2006, STEPANOVA 2004), which is confirmed by the
high sedimentation rates observed in the studied core for this
time (BAUCH et al. 2001).
Our pollen-spore records give evidence for the development of
grass-sedge vegetation, dominated by Poaceae with various
herbs (Cyperaceae, Artemisia, Chenopodiaceae, Caryophillaceae, Rosaceae) on the exposed western Laptev Sea shelf.
Maximum content of Cyperaceae pollen particularly between
11.8 and 11.0 cal. ka BP reflects the development of wetlands
and habitat conditions such as flood-lands. This assumption is
corroborated by the abundant green algae in the aquatic palynomorph associations (KLYUVITKINA 2007) and reconstructed
deltaic or river-proximal environments for this time. The
presence of aquatic pollen (Utricularia) in the lower spectrum
may evidence the development of bogs around the study area.
Due to a very low content of shrub alder pollen (Dushcekia
fruticosae) in these spectra we assume that shrub vegetation
was not spread on the exposed Laptev Sea shelf.
Available pollen records for the Younger Dryas cooling,
obtained from the southern coast of the Laptev Sea, within the
Lena River Delta, give evidence for the prevalence of open
herb-dominated communities with abundant Cyperaceae and
few shrubs under cold but relatively moist climate (PISARIC et
al. 2001). In the central and northern regions of the Taymyr
Peninsula a decrease in Betula pollen percentages and an
increase in the amount of herb pollen taxa (mostly Cyperaceae) correspond well with the Younger Dryas stadial, when
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the reconstructed mean July temperatures were about 3-4 °C
cooler than at present and precipitation about 100 mm lower
(HAHNE & MELLES 1997, 1999, ANDREEV et al. 2002b, 2003,
2004a). The Younger Dryas/Preboreal transition, which
occurred in these regions c. 10.3-10.0 14C ka BP, is characterized by a significant increase in Betula sect. Nanae and Salix
pollen, Polypodiaceae and Sphagnum spores and a significant
decrease in herbs pollen content (ANDREEV et al. 2003).
Similar but less pronounced changes in pollen-spore spectra
we observed at the studied site from the western Laptev Sea
shelf also around 10.3 14C ka BP (11.1 cal. ka BP; Fig. 2).
Phase 2 (Pz 2) encompasses the time interval between 10.3
and 9.6 cal. ka BP (c. 9.6-9.0 14C ka BP) and roughly correlates with the second half of the Preboreal and Boreal periods
of the Holocene (KHOTINSKY 1984, BJÖRCK et al. 1996).
During this time the sealevel in the Laptev Sea rose by approximately 10 m, flooding the 43-m isobath (BAUCH et al. 2001).
This caused a mainly southward retreat of the coastline and a
landward shift of the Anabar-Khatanga paleoestuary to approximately 150 km south of the study site. Nevertheless the
major part of the shallow Laptev Sea shelf remained sub-aerially exposed during this time interval (Fig. 1).
The notable increase of the windblown pollen of Pinus s/g
Haploxilon, birch and shrub alder pollen in the spectra, and a
sharp decrease of herbaceous pollen, first of all Poaceae and
Cyperaceae, indicate the onset of a substantial change in vegetation and a trend to warmer climatic conditions around 10.39.6 cal. ka BP. The growing variance of herbs, represented by
Artemisia, Caryophillacea, Asteraceae, Brassicaceae, Rosaceae, along with constant occurrence of Ericales gives
evidence for the northward progradation of the herbaceous
tundra with dwarf birch and willow. The increase in relative
proportions of Sphagnum spore and Utricularia pollen allow
us to assume the occurrence of wetlands and Sphagnum bogs
in the nearby regions of the exposed shelf. The appearance of
moss typical for the forest community Lycopodium complanatum may indicate the northward extension of the tree-line
due to climate amelioration.
The considered time interval was characterized by the development of shrubby tundra with Betula sect. Nana and Salix in
the northern regions of the Taymyr Peninsula and Betula Nana
– Alnus fruticosa shrub tundra in its central part (HAHNE &
MELLES 1999, ANDREEV et al. 2002b, 2003, 2004a). Alnus
fruticosa reached the 75 °N latitude approximately 9.0-8.5 14C
ka BP, and larch appeared in central regions (72 °N) about 9.4
14
C ka BP (ANDREEV et al. 2002b, 2003). A Holocene temperature maximum between 10.2 and 9.2 14C ka BP is reported
for the Severnaya Zemlya Archipelago, which is located
approximately 200-300 km northwestward of the studied site
(MAKEEV et al. 1991). Therefore, the revealed warming event
in the marine records is in good accordance with the climatic
warming trend observed in the nearby hinterland regions.
Our pollen results correlate well with those obtained from the
Holocene sediment section of the Zhokhov Island, which is
located northward of the New Siberian Archipelago as far as
of 77 °N latitude. The shrub pollen maximum (dwarf birch,
alder, willow) is most typical for the sediments formed during
the time interval 10-8.5 14C ka BP, corresponding to the Preboreal period (MAKEYEV 1992).
130
The available pollen records for the Preboreal period from the
Lena Delta area, which nowadays lies within the arctic tundra
and typical tundra, indicates that shrubby Alnus fruticosa and
Betula exilis tundra dominated in the northern and southern
parts of the delta during this time (PISARIC et al. 2001,
ANDREEV et al. 2004b). An increase of Picea, Pinus s/g Haploxilon-type, and P. sylvestris pollen reflects the increasing
significance of long-distance transport. Climate reconstructions based on the pollen and chironomid records suggest that
the climate during c. 10.3-9.2 cal. ka BP was up to 2-3 °C
warmer than the present day climate (ANDREEV et al. 2004b).
Other pollen and plant macrofossil data from the area (MCDONALD et al. 2000, PISARIC et al 2001, ANDREEV et al. 2002a)
also imply that the warmest Holocene climate occurred during
that time.
Phase 3 (Pz 3) encompasses the last 9.6 cal. ka BP (Fig. 2) and
corresponds to the Atlantic, Subboreal and Subatlantic periods
of the Holocene (KHOTINSKY 1984). Sedimentation patterns
indicate that ASR steeply decreased at the studied site after 9.6
cal. ka BP from 113 cm y-3 to 11-17 cm y-3 (Fig. 1; BAUCH et al.
2001). Due to continuous sea-level rise the Laptev Sea shelf
was completely flooded at approximately 5 cal. ka BP, when
the sealevel stabilized at its modern position (BAUCH et al.
2001).
According to the published pollen records from the surrounding hinterland, forest (Larix, Piceae, Pinus) advanced to or
near the current southern coastline of the Laptev Sea between
8.5 and 3.5 14C ka BP and retreated to its present position
between 4-3 14C ka BP (MCDONALD et al. 2000, PISARIC et al.
2001, ANDREEV et al. 2002b). Pollen-based reconstructions
show that the climate in the Laptev Sea region was relatively
warm during 9.2-6.0 cal. ka BP, and both climate and vegetation became similar to modern-day conditions after 3.5-3.0
cal. ka BP (MCDONALD et al. 2000, PISARIC et al. 2001,
ANDREEV et al. 2001, 2002b, NAIDINA & BAUCH 2001). The
warmest time was between 6 and 4.5 14C ka BP with fluctuations in temperatures and precipitation at that time. Mean
seasonal and annual temperatures were up to 2 °C warmer than
modern ones and annual precipitation was about 75 mm
greater than today (KLIMANOV 1992, KLIMANOV et al. 1992,
ANDREEV et al. 2001, 2002).
Because of very low rates of sedimentation, observed in the
upper part of the core, we are not able to carry out detailed
reconstructions of vegetation for the last 9.6 cal. ka BP (Fig.
2). Nevertheless, our pollen-spore records show an increase in
relative abundances of long-distance transported pollen
(mainly Pinus and Picea) and a decline of abundances and
variety of shrub and herb pollen. This decline of pollen of
local origin is obviously caused by the increasing distances,
due to the continuing sea-level rise, of the study site from the
land and rivers as the major sources of pollen and spores in
marine sediments (NAIDINA & BAUCH 1999, 2001). However,
the relatively constant content of spores, dominated by Sphagnum and Polypodiaceae along with abundant Poaceae, may
indicate the establishment of modern-like vegetation in the
nearby coastal regions as high arctic tundra and arctic tundra
with landscapes dominated by mosses and lichen vegetation,
and scarce herbs.
Moreover, it is interesting to note the sharp increase in the
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content of re-deposited Cretaceous/Palaeogene pollen at
around 1.5-1 cal. ka BP (Fig. 1). This event coincides with the
interval of an increase of coarse sediment fraction in the
studied core (TALDENKOVA et al. in press), which correlates
with renewed iceberg production at the ice cap on the northern
island of the Severnaya Zemlya Archipelago.
CONCLUSION
From the present pollen-and-spore study carried out on a
marine sediment core obtained from the western outer Laptev
Sea shelf within the Anabar-Khatanga paleovalley and a
detailed AMS 14C chronology, several phases in the development of vegetation in the western Laptev Sea region were
distinguished for the last approximately 12 cal. ka. High sedimentation rates (~113 cm y-3) before 9.6 cal. ka BP offer the
opportunity for detailed reconstruction of vegetation on the
exposed western Laptev Sea shelf and the adjacent hinterland
for the late Pleistocene/Holocene transition.
During the time interval between 11.8 and 10.3 cal. ka BP,
when the sea level was approximately 50 m below its modern
position (BAUCH et al. 2001), grass-sedge vegetation, dominated by Poaceae with various herbs (Cyperaceae, Artemisia,
Chenopodiaceae, Caryophillaceae, Rosaceae), developed on
the exposed western Laptev Sea shelf. The maximum content
of Cyperaceae pollen particularly between 11.8 and 11.0 cal.
ka BP reflects the predominance of wetlands and flood-land
conditions within the Anabar-Khatanga paleovalley. The
pronounced changes in vegetation coincided with the Younger
Dryas/Preboreal transition, which occurred in this region
around 11.1 cal. ka BP.
The period 10.3-9.6 cal. ka BP is characterized by the onset of
a substantial change in vegetation and a trend to warmer
climatic conditions. The growing variance of herbs, represented by Artemisia, Caryophillacea, Asteraceae, Brassicaceae, Rosaceae, along with constant occurrence of Ericaceae
gives evidence for the northward progradation of the herbaceous tundra with dwarf birch and alder.
After 9.6 cal. ka BP ASR steeply decreased in the AnabarKhatanga paleovalley (BAUCH et al. 2001), and the studied
pollen-spore spectra only outline the general tendency in the
development of the vegetation in the western Laptev Sea
region. The decline of pollen of local origin coincides with the
continuing postglacial sea-level rise and reflects the increaseing distances of the study site from the land and rivers as the
major sources of pollen and spores in marine sediments. The
predominance of Sphagnum and Polypodiaceae spores along
with abundant Poaceae indicates the development of mosses
and lichen vegetation with scarce herbs typical for the modern
arctic tundra landscapes.
ACKNOWLEDGMENTS
This research was supported through grants provided by the
German Ministry of Education and Research (BMBF; Otto
Schmidt Laboratory, OSL grant 06-18, Project Laptev Sea
System), RFBR grant 06-05-65267 and INTAS (03-51-6672).
The authors deeply appreciate the review by J. Matthiessen
and an anonymous reviewer and thank D.K. Fütterer for providing critical and fruitful comments on the manuscript. We are
also grateful to the OSL staff for the technical support and
Karen Volkmann-Lark for the correction of the article.
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Polarforschung 76 (3), 133 – 140, 2006 (erschienen 2007)
Mitteilungen
Die Polfluchtkraft: Der LELY-Versuch
– Vergessene Begriffe der Geologiegeschichte –
von Reinhard A. Krause1
EINFÜHRUNG
Die Polfluchtkraft (contra-polar driving force, auch Eötvös
Force vgl. Marvin 1973: S. 71) spielt in den Schriften Alfred
Wegeners (1880-1930) zu dessen Vorstellung, dass in geologischen Zeiträumen erhebliche laterale Kontinentalbewegungen1
stattgefunden haben, eine wesentliche Rolle. Ausführlicher als
Wegener selbst, hat sich Wladimir Koeppen (1846-1940) mit
diesem Phänomen auseinandergesetzt (Köppen 1921). Der
Niederländer U.PH. Lely hat 1927 einen Versuch angegeben,
der diese Kraft äquivalent demonstrieren soll (Lely 1927).
Anlässlich des 2. Internationalen Alfred-Wegener-Symposiums im November 2005 in Bremerhaven wurde dieser
Versuch mehrfach vorgeführt. Die Reaktionen der fachkundigen Zuschauer pendelten zwischen Staunen und Begeisterung – Grund den Versuch und seinen fachlichen und
geschichtlichen Kontext in Erinnerung zu rufen.
ZUR REZEPTION DER WEGENERSCHEN VERSCHIEBUNGSTHEORIE
Für Wegener war die Kontinentverschiebung eine Tatsache. Im
Zuge der Stützung und Beweisführung seiner These traten
allerdings Widersprüche sowohl zur geophysikalischen als
auch zur geologischen Lehrmeinung auf. Der zentrale Punkt
war die Frage, welche Kräfte den Verschiebungen zugrunde
lägen. Wegener hoffte, dass der Newton der Verschiebungstheorie eines Tages kommen würde (WEGENER 1929: S. 172)2.
So ist es nicht gekommen. Die „Theorie“ wurde in einem
langen Prozess schrittweise gestützt und modifiziert. Zunächst
wurde sie jedoch überwiegend in Frage gestellt. Im Frühjahr
1921 erschienen mehrere ablehnende Artikel in der deutschen
Fachpresse. Nach einer speziellen Konferenz der British Association for the Advancement of Science am 11. September
1922 in Hull und einer Konferenz im November 1926 in New
York, wurde die Verschiebungstheorie auch international,
wenn nicht geächtet, so doch ablehnend und gelegentlich
geringschätzig behandelt (WRIGHT 1923, WATERSCHOOT 1928,
MARVIN 1973: S. 82, ANDERSON 1974: S. 40, MCCOY 2006: S.
33). Das hieß allerdings nicht, dass die Theorie keine
Anhänger gehabt hätte. In allen Fachbereichen – von der
Geophysik bis zur Paläobotanik – gab es eine schweigende
Mehrheit (KERTZ 1981: S. 26), die der Wegenerschen Vorstellung zugeneigt war.3
____________
1
Stiftung Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung, Postfach 12 01 61,
27515 Bremerhaven; <Reinhard.Krause@awi.de>
Wie vorhersehbar, konnte die Verschiebungstheorie nicht auf
ein fundamentales Gesetz zurückgeführt werden, wie etwa
Wegeners Ausspruch, Newton betreffend, suggerieren könnte.4
Aber ab Ende der 1950er Jahre begannen sich Forschungsergebnisse zu häufen, die wenig Spielraum in der Deutung
zuließen, außer eine Dynamik der Kontinente und Ozeane zu
akzeptieren5. Speziell aus geomagnetischen Daten ließ sich
folgern, dass sich Teile der Erdkruste relativ zueinander
bewegt hatten (Inkonsistenz der Polwanderungskurven,
RUNCORN 196: S. 1). Der Durchbruch der Theorie kam, als
eindeutige Altersbestimmungen der ozeanischen Kruste – des
Simas – möglich wurden, für die ein maximales Alter von 200
Mio Jahren erkannt wurde. Damit wurde die Abgrenzung zur
Kontinentkruste – von Wegener als Sial bezeichnet – mit
einem Alter von bis zu 3,5 Milliarden Jahren gerade zu
plakativ6. Als man dann ein Streifenmuster magnetischer
Anomalien parallel zum Mittelatlantischen Rücken feststellte7
(LE GRAND 1988: S. 177), konnte man auf eine permanente
Neubildung des Meeresbodens folgern. Die mittelozeanischen
Rücken wurden als Spreizungszentren und verschiedene
Küsten als Subduktionszonen erkannt. Die Kombination
dieser Ergebnisse mit dem Wissen um die mehrfach vollzogene Umpolung des geomagnetischen Feldes (entdeckt durch
Bernhard Brunhes 1906), dessen Perioden abgeschätzt werden
konnten, ermöglichte auch erstmals eine direkte Abschätzung
der Spreizungsraten und Driftgeschwindigkeiten. Damit
musste ein neues Element zur Wegenerschen Theorie hinzugefügt werden – sea-floor spreading und subduction. Mit dieser,
im Wesentlichen von Harry H. Hess (1906-1969) ausgearbeiteten Vorstellung, die in die heutige Lehrmeinung der Plattentektonik mündete, ließen sich auch die Kontinentbewegungen
erklären. Die Kontinente werden danach als Teil einer Platte
mitgeführt, wodurch relative Verschiebungen gegeneinander
möglich werden und selbst Kollisionen der Kontinente eine
Erklärung finden (Hess 1962).8
GRUNDLAGEN DER VERSCHIEBUNGSTHEORIE
Wegener hatte zunächst ein Treiben der Kontinente im basaltischen Sima postuliert. D.h. die heutige Erde wird nach seiner
Vorstellung von einer Simahülle umgeben, in der die Kontinente, aus spezifisch leichterem Material (Sial), wie Eisberge
im Ozean, in einem hydrostatischen Gleichgewichtszustand –
in Isostasie – schwimmen9. Welche Kräfte aber die Bewegungen der Kontinente relativ zueinander hervorrufen sollten,
darüber bestand keine Klarheit. Wegener gibt in der ersten
Auflage seines Buches (WEGENER 1915) insgesamt sieben
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Kräfte oder Kraftkomponenten an.10 Die siebte Kraft ist die
Polflucht. (WEGENER 1915: S. 55/56). Wörtlich heißt es dazu:
Unbewiesen ist vorläufig auch die schon vorher erwähnte
Vorstellung einer Polflucht des Landes, d.h. eines geringen
Drängens der Kontinente zum Äquator. Über die Vorstellung
liest man etwas auf S. 8 des Buches. Danach wurde der Begriff
bereits in einem Artikel des Amerikaners Frank B. Taylor
(1860-1939) verwendet. Eine physikalische Begründung der
Polflucht wird hier nicht gegeben. In Wegener 1915/29-2005:
S. 117 findet man jedoch eine handschriftliche Eintragung –
Polflucht: Eötvös in Verhandlungen der 17. allgemeinen
Conferenz der Erdmessung I. Teil 1913, S. III. „Er erinnert
daran, dass die Richtung der Vertikale in der Meridianebene
gekrümmt ist, die konkave Seite dem Pol zugewendet, und dass
der Schwerpunkt des schwimmenden Körpers höher liegt als
der Schwerpunkt der verdrängten Flüssigkeitsmasse....11
In der zweiten Auflage (WEGENER 1920) wird einleitend
wieder ein Bezug zu Taylor hergestellt: Er sieht in der
„Polflucht“ des Landes das gestaltende Prinzip für die Anordnung der großen Gebirgsketten auf der Erde und begegnet sich
dabei mit Kreichgauer (WEGENER 1920: S. 12; Kreichgauer
wurde auf S. 11 eingeführt).12 Die eigentliche Diskussion der
Kräfte findet unter der Kapitelüberschrift: System, Ursachen
und Wirkungen der Kontinentalverschiebungen statt. Wegener
stellt zunächst sein System vor: Die Kontinente bewegen sich
äquatorwärts und westwärts. Die Polflucht sei wohl ganz
allgemein zu erkennen, so Wegener. Es folgen einige
Beispiele, die nicht immer sofort zu verstehen sind, da
Wegener die Äquatorlagen variiert. So stieß Vorderindien
gegen Eurasien, aber zu einem Zeitpunkt, als sich das ganze
Landgebilde südlich des Äquators befand.13
Nach Wegener erschließt sich die zweite große Bewegung, die
Westwanderung der Kontinente, unmittelbar aus einer Analyse
der Erdtopographie. Dazu gibt er wiederum eine Reihe von
Beispielen (WEGENER 1920: S. 120). Beachtlich ist allerdings,
dass er sich nicht zur Ursache der Westwanderung festlegt. Er
will eine Gezeitenreibung mit Wirkung auf den Erdmantel
nicht ausschließen, obwohl Untersuchungen lediglich eine rein
elastische Deformation des Erdkörpers nahe legen. Da es aber
keine rein elastische Schwingung geben kann, denn diese
würde ja ein Perpetuum Mobile zweiter Art voraussetzen, ist
seine zögerliche Diskussion nicht stichhaltig.14 Neu ist die
Einführung einer Coriolis-Komponente als mögliche Ursache
für die Westdrift.15
ZUR URSACHE DER POLFLUCHT-KRAFT
Die Polflucht wird bezüglich ihrer Ursachen erstmals in
WEGENER 1920 ausführlich diskutiert. Wegener führt zu Recht
aus, dass Kreichgauer in unkorrekter Weise die Zentrifugalkraft als Ursache bezeichnet hat. Zur Klarstellung sei darauf
hingewiesen, dass das Besondere ja gerade darin besteht, die
Erde als langsam rotierende zähflüssige Sphäre unter Eigengravitation zu betrachten, wodurch sich die Erdoberfläche so
verformt, dass sie zu einer Null-Potentialfläche werden muss.
Kreichgauer hingegen hat für seine Erklärung eine starre
Kugel vorausgesetzt. (KREICHGAUER 1902: S. 81, 243). Für die
hydrostatisch ausbalancierte Idealerde treten eben keine Horizontalkräfte, Kräfte in der „Ebene“ der Erdoberfläche, auf.
Die Rotation der Erde wäre durch ein statisches Experiment
134
nicht nachweisbar. Dieses wäre nur möglich mit der Hilfe
eines dynamischen Experiments. In Frage kämen nur Experimente, die die Drehimpulserhaltung verwerten – freie kardanische Kreisel, lange Pendel – oder solche, bei der sich die Lage
eines Probegegenstandes mit der Geschwindigkeit v relativ
zur Erdoberfläche verändert. Dann misst man die Coriolis
kraft, die proportional zu v x
ist, wobei die Winkelgeschwindigkeit der Erdrotation symbolisiert (vgl. 18).
Nachdem Wegener die Erklärung von Kreichgauer zurückgewiesen hat, bezieht er sich auf eine noch nicht erschienene
Arbeit von Wladimir Köppen (KÖPPEN 1921).16 Die in diesem
Artikel gelieferte Erklärung, die ohne eine mathematische
Behandlung präsentiert wird, trifft den richtigen Sachverhalt.
Durch die Abplattung des Erdkörpers werden Äquipotentialflächen erzeugt, die, nahe dem Zentrum des Erdkörpers, sich
einem Kreise nähern. An den Polen und am Äquator liegen
diese Flächen stets parallel. Im Allgemeinen müssen aber die
äußeren Äquipotentialflächen stärker gekrümmt sein als die
inneren. D.h. die Kraft, die hier auf den Massenschwerpunkt
eines schwimmenden Probekörpers wirken würde, wäre nicht
mehr parallel zu der weiter im Erdinneren liegenden
Auftriebskraft, die senkrecht auf der dort vorhandenen Äquipotentialfläche steht. Da nun, wie Wegener kalkuliert, sich der
Schwerpunkt einer im Sima schwimmenden Kontinentplatte
2,4 km über dem Schwerpunkt der Auftriebskräfte befindet17,
ergibt sich eine meridionale Kraft, die ihren größten Betrag
etwa auf dem 45. Breitengrad hat und an den Polen und am
Äquator gegen null geht (Abb. 1). Diese Kraft, schlicht als
Polflucht bezeichnet, ist nach Wegener und Köppen die wichtigste Ursache für eine Drift der Kontinente (EPSTEIN 1921).18
Abb. 1: Zeichnung zur Veranschaulichung der Polflucht aus WEGENER (1922,
Abb. 44; 1929 Abb. 45). Textzitat aus KÖPPEN (1921) … Die Abplattung der
Niveauflächen nimmt also mit der Tiefe ab; sie sind einander nicht parallel,
sondern ein wenig gegeneinander geneigt, außer am Äquator und an den Polen, wo sie alle rechtwinklig zum Erdradius sind. Die Fig. 44 (Abb. 44) zeigt
dies an einem Meridianschnitt zwischen Pol (P) und Äquator (A) Die gestrichelte, nach dem Pol zu konkave Linie ist die Kraftlinie der Schwere bzw. Lotlinie des Ortes O. C ist der Erdmittelpunkt.
Da der Vorgang der Kontinentdrift weitgehend unter Isostasie
abläuft, ändert sich zwar nicht die Massenverteilung des
Erdkörpers – vom Mittelpunkt der Erde gesehen, befindet sich
in jedem Raumwinkel zu jedem Zeitpunkt die gleiche Masse –
aber doch dessen Trägheitsmoment J (J = ∫ r2 dm), da die
Schwerpunkte der Kontinentschollen weiter außen liegen, d.h.
der Abstand r des Massenelements dm variiert. Eine allgemeine Änderung des Trägheitsmomentes ist aber im Fall der
rotierenden Kugel gleichbedeutend mit einer Verlagerung der
Hauptträgheitsachse, der die Achse einer freien Rotation
folgen will.19 Aus diesem Effekt, zu der neben der Kontinentverschiebung als endogene Ursache auch exogene und quasi
exogene thermische Einflüsse beitragen können20, erfolgt eine
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Polwanderung/Polverlagerung. Dieser Verlagerung des Rotationspols folgt die Umformung der Wassersphäre der Erde
unmittelbar. Eine Umbildung des Erdellipsoides ist hingegen
viel träger und läuft in anderen Zeitskalen ab, womit sich
Transgressionen und Regressionen (Überschwemmung und
Trockenfallen von Kontinentbereichen) nach Wegeners
Ansicht gut erklären lassen.
BEDEUTUNG DER POLFLUCHT FÜR DIE VERSCHIEBUNGSTHEORIE
In der dritten Auflage (WEGENER 1922)21 wiederholt Wegener
im Kapitel Die verschiebenden Kräfte zunächst weite Teile aus
der zweiten Auflage. Der letzte Satz dieses Abschnitts ist aber
signifikant geändert. Hieß es in WEGENER 1920: S. 121 zu
Polflucht und Westdrift noch sehr selbstbewusst: ... Die
Hauptbewegungen – auch für die Vorzeit – werden aber
anscheinend durch sie vollständig dargestellt, so ist die
Einschätzung zwei Jahre später zurückhaltender: Die Hauptbewegungen werden aber anscheinend durch sie leidlich
gut dargestellt (WEGENER 1922: S. 131; Sperrung durch
Verf.).
Bei der Erläuterung zur Polflucht stützt Wegener sich überwiegend auf KÖPPEN (1921). Erstmals findet sich auch eine analytische Darstellung der Kraft als Funktion der geographischen
Breite φ, die Paul. S. Epstein geliefert hatte:
Fφ = 3/2 m d ω2 sin 2φ.
(F = Kraft, m = Masse des Probekörpers, d = Distanz
zwischen Auftriebs- und Schwerpunkt der Scholle, w =
Winkelgeschwindigkeit der Erdrotation).
Eine weitere mathematische Formulierung soll von Walter D.
Lambert stammen – im wesentlichen mit dem gleichen
Ergebnis wie bei Epstein.22
Wegener kann im Weiteren die Ergebnisse erster Berechnungen zur Polflucht vorstellen und weitere Kräfte hinterfragen. Von W. Schweydar (1877-1959) stammt eine
Betrachtung zur Präzession, aus der eine Westwanderung der
Kontinente resultieren könnte (WEGENER 1922: S. 137). Im
Anschluss an die von F. Helmert (1843-1917) behaupteten
Abweichungen der Erdgestalt von der eines Rotationsellipsoides werden auch Fließbewegungen im Sima diskutiert
(WEGENER 1922 S. 137).
In der vierten Auflage (Wegener 1929) behält Wegener die
Überschrift Die verschiebenden Kräfte bei (jetzt Kapitel 9 statt
13). Ganz neu ist das Kapitel 8: Grundsätzliches über Kontinentverschiebungen und Polwanderungen.23 Bereits in
Wegener 1922: S. 109 hatte Wegener eine Karte der Schwereanomalien von Mitteleuropa eingefügt. Während er hier folgert:
Gebirgsbildung ist Zusammenschub unter Wahrung
der Isostasie, betont er auf der Basis derselben Karte in
Wegener 1928: S. 159: ... daß das Schweredefizit systematisch
nach Nordosten verschoben ist und weiter heißt es hier: Dies
deutet aber mit Bestimmtheit auf eine Bewegung der europäischen Kontinentalscholle relativ zu dem darunter liegenden
Sima nach Südwesten. ..... es ist dies, wie es scheint, die
einzige direkte Methode, die Krustenwanderung festzustellen.
Die Polwanderung betreffend diskutiert Wegener, ob sich diese
ausschließlich als eine relative erweist, was heißen soll, die
Rotationsachse der Erde behält ihre Richtung im Raum bei,
aber Kontinente, oder die Kruste als Ganzes, oder Teile der
Kruste verlagern sich relativ zum Pol, oder ob sich auch die
Lage der Rotationssachse im Raum bzw. sich ihr Winkel zur
Ekliptik (Umlaufbahnebene) ändert. Im letzteren Falle
werden, selbstverständlich völlig unabhängig von der Lage der
Kontinente relativ zu den Polen, die Jahreszeiten getriggert.
Für Wegener ist der Fall ohne Jahreszeiten – die Rotationsachse der Erde steht senkrecht auf der Ekliptik – der, bei der
die stärkste Vereisung der Polargebiete stattfindet (WEGENER
1928: S. 170). Die Frage, in welchem Umfang die Annahme
von Polverlagerungen damals zur geologischen Lehrmeinung
gehörte, wurde nicht abschließend geklärt. Tendenziell lässt
sich eine breite Zustimmung konstatieren.
Das Kapitel Die verschiebenden Kräfte präsentiert eine neue
Berechnung der Polfluchtkraft von R. Wavre und R. Berner. Es
wird ein Maximalwert angegeben. Er soll 1/800 000 des
Gewichts der Schollen betragen (WEGENER 1929: S. 177).
Nach einem kurzen historischen Rückblick in dem jetzt
Kreichgauer als der erste Entdecker der Polfluchtkraft
bezeichnet wird24, erwähnt er M. Möller, der bereits 1920 eine
Ableitung der Polfluchtkraft gefunden haben soll.
Für Wegener ist 1929 die Polfluchtkraft noch ein wichtiger
Faktor bei der Betrachtung der verschiebenden Kräfte.25 Sie
hat aber nicht mehr die Bedeutung wie 1922. Hoffnung setzt
er auf die Vorstellung seiner österreichischen Kollegen Robert
Schwinner (1878-1953) und Gerhard Kirsch (1890-1956)26,
die Konvektionsströmungen (Zirkulationsströmungen) im
Sima als eine die Kontinentalblöcke zerbrechende Ursache
annehmen. Nachdem er zunächst darauf hingewiesen hat, dass
Fachleute an der dazu notwendigerweise gehörenden Leichtflüssigkeit des Sima zweifeln, sagt er: Bei der Betrachtung der
Erdoberfläche lässt sich aber nicht verkennen, dass die
Aufspaltung von Gondwanaland und auch die der ehemaligen
nordamerikanisch-europäisch-asiatischen Kontinentalscholle
sich als Wirkung einer solchen Zirkulation des Simas auffassen
läßt. Auch bietet sie anscheinend eine gute Erklärung für die
Öffnung des Atlantischen Ozeans (WEGENER 1929: S. 184,
KRAUSE & THIEDE 2006: S. 308).
DER LELY-VERSUCH
Erläuterungen
Nach derzeitiger Lehrmeinung sind „sea-floor spreading“ und
„subduction“ die Vorgänge, auf die sich die Kontinentverschiebungen ausschließlich zurückführen lassen. Niemand
spricht heute mehr von der Polfluchtkraft.27 Der Begriff ist
unbekannt. Man könnte beinahe annehmen, die Polfluchtkraft,
die schließlich prinzipiell auf jedes Schiff und auf jeden
Eisberg wirken muss, die aber nie gemessen wurde, sei ein
Phantasiegebilde.
Wegener war allerdings nicht dieser Meinung. In Wegener
1929: S. 178 heißt es: Lely hat vor kurzem einen interessanten
Versuch zur Demonstration der Polfluchtkraft gemacht. Ich
habe ihn gemeinsam mit J. Letzmann wiederholt, und wir
fanden, daß er sich ausgezeichnet als Vorlesungsversuch
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eignet. U.PH. Lely hat eine Erklärung dieses Versuches geliefert, die in der Originalpublikation ohne quantitative Angaben
sehr verwickelt präsentiert wird (LELY 1927)28. Interessant ist
allerdings die Wegenersche Interpretation, die durch ihre Klarheit besticht (WEGENER 1929: S. 179). Sie wird im Folgenden
wiedergeben, da sie gleichzeitig die an dieser Stelle notwendige Beschreibung des Versuches liefert (Abb. 2):
Schwerpunkt weiter von der Achse entfernt ist als der des
verdrängten Wassers und jetzt also die Zentrifugalkraft über
den Druckgradienten überwiegt.
Auf den ersten Blick scheint dieser Versuch gerade das Gegenteil der Polfluchtkraft zu liefern, weil die Kontinente mit ihrem
höher gelegenen Schwerpunkt dem Schwimmer mit aufrechtem
Nagel entsprechen. Man sieht aber leicht, dass diese Umkehrung des Effektes lediglich eine Folge der entgegengesetzten
Krümmung der Flüssigkeitsoberfläche ist. Der Schwerpunkt
der Kontinente liegt eben infolge der konvexen Krümmung der
Erdoberfläche weiter von der Achse entfernt als der des
verdrängten Simas, während im Versuch sein Achsenabstand
verringert ist.
Der Wegenerschen Erklärung des Versuches ist nichts hinzuzufügen. Die Argumentation über den Druckunterschied
laufen zu lassen, ist physikalisch sinnvoll. Schließlich ist der
Schwerpunkt des durch den Schwimmkörper verdrängten
Wassers nichts anderes als der Punkt, in dem man sich die
Summe aller Druckkräfte auf diesen Körper vereinigt denken
kann.29
Abb. 2: Lelys Versuch zur Erläuterung der Polfluchtkraft (aus WEGENER 1929,
S.178)
... Auf einem Rotationsschemel wird, recht genau zentriert, ein
zylindrisches Wassergefäß gebracht, dessen Spiegel, wenn das
Wasser gleichmäßig mitrotiert eine paraboloidische Krümmung zeigt (Abb. 45a). Nun wird ein Schwimmkörper auf diese
Wasseroberfläche gesetzt, der aus einem flachen Kork mit in
der Mitte eingestecktem Nagel besteht(Abb. 45b). Der Nagel
muß möglichst lang sein, doch soll der Kork mit nach oben
gestelltem Nagel, ohne umzufallen, noch schwimmen können.
Weist der Nagel nach oben, so sieht man den Schwimmer bald
zur Mitte wandern; dagegen wandert er zum Rande, wenn der
Nagel nach unten gerichtet ist. Wenn man den Schwimmer
mehrmals nacheinander in umgedrehter Stellung auf das
Wasser setzt, wobei er jedesmal seine Bewegungsrichtung
ändert, so wirkt der Versuch sehr überzeugend.
Die grundsätzliche Erklärung dieses Versuches ist sehr
einfach, wenn man sich vergegenwärtigt, dass der Schwerpunkt des Schwimmers nicht mit dem Schwerpunkt des von
ihm verdrängten Wassers zusammenfällt, sondern bei
aufrechtem Nagel oberhalb, bei abwärts gerichtetem unterhalb desselben liegt. Im Wasser herrscht, wie seine gekrümmte
Oberfläche zeigt, ein radiales Druckgefälle, das durch die
Zentrifugalkraft gerade kompensiert wird. Würde der Schwerpunkt des Schwimmers gerade mit dem des verdrängten
Wassers zusammenfallen, so träte keine verschiebende Kraft
auf, da sich dann auch für den Schwimmer der Druckunterschied auf der äußeren und inneren Seitenfläche gerade mit
der Zentrifugalkraft kompensieren würde. Liegt sein
Schwimmer aber, bei aufrechtem Nagel, nach oben und zwar
senkrecht zum Wasserspiegel verschoben. so wird er dadurch
zugleich der Achse genähert, die Zentrifugalkraft wird kleiner
und der Überschuss des Druckgradienten treibt den
Schwimmer zur Mitte. Umgekehrt muß der Schwimmer bei
abwärts gerichtetem Nagel zum Rande wandern, weil sein
136
Der letzte Absatz – dass dürfte Wegener nicht anders gesehen
haben – ist durchaus kein Beweis für die Äquivalenz des
Versuches, den er eingangs auch eine Demonstration der
Polfluchtkraft nennt. Der Sinn physikalischer Versuche besteht
jedoch darin, die Verknüpfung physikalischer Größen zu
demonstrieren und zu hinterfragen. Liegt eine „Gesetzmäßigkeit“ vor, müssen die Versuchsergebnisse im Rahmen der
speziellen Voraussetzungen reproduzierbar sein. Im vorliegenden Fall trifft diese Definition nicht zu, denn weder
Wegener noch Lely haben angegeben, welche physikalischen
Größen hier wie miteinander verknüpft und variiert werden
sollen bzw. welche Gesetzmäßigkeit wie demonstriert werden
soll. Tatsächlich liegt diesem Mangel natürlich ein ganz spezieller Umstand zu Grunde. Es ist schlicht unmöglich im irdischen
Gravitationsfeld
unter
Eigengravitation
ein
kugelförmiges Massenkonglomerat herzustellen, geschweige
denn dieses in Eigenrotation zu versetzen. Anders ausgedrückt, man kann auf der Erde kein Modell der Erde
herstellen, was ja die Voraussetzung für einen äquivalenten
Versuch wäre. Der Lely-Versuch kann also kein zur Polflucht
äquivalenter, sondern bestenfalls ein dazu analoger Versuch
sein.
Zur praktischen Durchführung des Lely-Versuchs
Zusammen mit dem zitierten Text präsentierte Wegener die
obige Abbildung (WEGENER 1929: S. 178), was den Verfasser
zur Überprüfung des Versuches herausforderte. Der Drehschemel wurde durch einen Plattenspieler ersetzt, bei dem ein
Reibrad zwischen der Unterseite des Drehtellers und der konischen Antriebsachse so hin und her bewegt werden kann, dass
sich eine kontinuierliche Verstellung der Drehzahl des Tellers
in den Frequenzbereichen 0,25-1,33 Hz (15-80 Umdrehungen
pro Minute) bewerkstelligen lässt. Als Versuchsgefäß diente
eine stabile Plastikschüssel mit senkrechten Wänden von 0,28
m Innendurchmesser. Die Versuche wurden mit einem rund
3,5 • 10-3 kg schweren „Kontinent“ begonnen. Sein Massenschwerpunkt lag ca. 1,6 • 10-2 m über dem Schwerpunkt der
Auftriebskräfte30 (Abb. 3).
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damit möglicherweise neue Aspekte kreieren.
„Global Change“ ist seit 15 Jahren ein beherrschendes Thema.
Aber es ist in einem permanenten Wandel begriffen, was sich
darin dokumentiert, dass sich die Schwerpunkte der Argumentationen verschieben. Dieses zeigte sich beispielhaft an der
übrigens ebenfalls von Wegener bzw. Köppen propagierten,
von Milutin Milankovitsch (1879-1958) ausgearbeiteten
Theorie von der Variation der Erdbahnparameter und den
daraus resultierenden Schwankungen des Strahlungshaushalts
sowie den davon abgeleiteten Einflüssen auf das globale
Klima.
ENDNOTEN
Abb. 3: Die Anordnung für den Lely-Versuch – simple Elemente, überraschende Wirkung.
1
Wegener benutzte die Begriffe Kontinentalverschiebung und
Kontinentverschiebung (ab WEGENER 1929) und nennt seine
Idee Verschiebungstheorie. Er gebraucht diesen Begriff
analog zu dem damals unter Geologen verwendeten Begriff
Kontraktionstheorie, mit der ein hypothetisches Schrumpfen
der Erdkugel bezeichnet wurde. Der Begriff Theorie wird
hier sehr frei verwendet, denn es handelt sich nicht um ein
Gebilde wie z.B. Maxwells Theorie, die, zwar eingeschränkt
durch eine Serie von Randbedingungen, dann aber innerhalb
dieses Rahmens beobachterunabhängig reproduzierbare
Ergebnisse liefert. Auch bei einer freieren Interpretation des
Begriffes Theorie müsste man von einer solchen erwarten,
dass sie ein in sich geschlossenes Erklärungsmuster liefert,
was für Wegeners Verschiebungstheorie aber nicht zutrifft.
Verschiebungshypothese wäre jedenfalls ein besserer
Ausdruck gewesen. Wenn im Folgenden der Begriff
Verschiebungstheorie verwendet wird, geschieht dieses im
Sinne der Wegenerschen Publikationen. Der Ausdruck, der
in BASCHIN (1927: S. 223) gebraucht wird – ein harmonisches Lehrgebäude – ist verklärend und sachlich nicht
zutreffend.
In FRISCH & MESCHEDE (2007) findet man auf S. 10 den
Satz: Statt Wegeners nicht ganz korrektem Begriff „Kontinentalverschiebung“ verwenden wir die Bezeichnung
„Kontinentverschiebung“. Wegener betreffend ist die
Aussage nicht richtig. In der 4. Auflage von Die Entstehung
der Kontinente und Ozeane (WEGENER 1929), die bis 1962
unverändert nachgedruckt wurde, hat Wegener den Begriff
Kontinentalverschiebung systematisch ausgemerzt! Er
taucht hier nur noch zweimal im Text als fremdes Zitat auf
und im Literaturverzeichnis in fremdem Titeln.
Vielleicht ist dieses auch der richtige Ort, um darauf hinzuweisen, dass der oft zitierte, Wegener zugeschriebene Begriff
Pangäa nicht in Wegener (1915 und 1929) benutzt wird.
Pangäa findet man nur in Wegener (1920 und 1922; S. 120,
131).
2
Das AWI hat 2005 einen zusammengebundenen Nachdruck
von WEGENER (1915, 1929) herausgegeben, der gesondert
als WEGENER 1915/29 zitiert wird. Zu den Besonderheiten
dieser Ausgabe s. unter Literatur.
3
Eine Bestätigung dieser Ansicht kann man in der detaillierten Buchbesprechung BASCHIN (1929) vermuten.
4
Wegener hat selbstverständlich gewusst, dass die Drift nie
und nimmer durch ein bisher unbekanntes elementares
Die Vermutung einer besonderen Störempfindlichkeit des
Versuchs erwies sich als unbegründet. Bei Frequenzen um 0,3
Hz und dem oben erwähnten „Kontinent“ zeigte er eine
erstaunliche Robustheit gegen Anfangswerte und Randbedingungen. Weder schlechtes Einsetzen des Probekörpers in das
Wasser im Randbereich des Gefäßes noch grobes Umstoßen
desselben im Zentrum konnten den Erfolg des Versuches
verhindern. Allerdings war das Gefäß sehr genau zentriert.31
Eine eindrucksvolle Variante zu dem Einsetzen per Hand in
das sich schon mit konstanter Winkelgeschwindigkeit rotierende Wasser ist das Hochfahren der Drehzahl aus der Ruhe.
Zunächst verharrt der „Kontinent“ an der Wand des Gefäßes,
um dann, nachdem sich die Wassermasse in den der Rotation
entsprechenden Gleichgewichtszustand begeben hat, dem
Zentrum zuzustreben, wenn der Schwerpunkt des Körpers
oberhalb des Auftriebspunktes lag. Natürlich lässt sich auch
zeigen, dass der „Kontinent“ an der Gefäßwand liegen bleibt,
wenn er hier mit dem Schwerpunkt nach unten eingesetzt
wurde.32
Auf einen Punkt darf an dieser Stelle hingewiesen werden: Es
war nicht einfach, z.B. die Wanderungsgeschwindigkeit des
„Kontinents“ sauber zu messen. Dazu erwiesen sich über das
Gefäß gespannte Messhilfen als nützlich.
SCHLUSSBEMERKUNG
Das Deutsche Schifffahrtsmuseum mit seiner großen Ausstellung zur Geschichte der Meeres- und Polarforschung oder ein
Museum zur Geschichte der Geowissenschaften böten einen
geeigneten Ort zur Demonstration des Versuches, der dazu
allerdings automatisiert werden müsste.33
Auch wenn die Polflucht-Kraft und die damit möglicherweise
verbundenen Phänomene in den aktuellen Geowissenschaften
keine Rolle mehr spielen, ist es der Lely-Versuch allemal wert,
vorgeführt zu werden. Es ist auch nicht zu erwarten, dass z.B.
Studenten bei der genaueren Analyse des Versuches und bei
der Diskussion seines Analogons unterfordert werden.
Ein anderer Gesichtspunkt darf hier noch angeführt werden.
Selbst wenn in der Vergangenheit die Polflucht als nicht
hinreichend „ausgesondert“ wurde, könnte die Beschäftigung
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physikalisches Gesetz zu beschreiben sein würde, sondern er
vermutete mehrere Ursachen und hat auch in WEGENER
(1929: S. 60, 184) schon von Konvektionsströmungen im
Sima gesprochen.
5
Messprogramme, die im Rahmen des „3. IPY“ – des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) – durchgeführt
wurden, haben hierzu erheblich beigetragen.
6
Wegener hat die generelle Unterscheidung zwischen Kontinent und Meeresboden zunächst auf der Basis der von Otto
Krümmel (1854-1912) verbreiteten Hypsometrischen
Kurven getroffen. Da man aber das Sima nicht systematisch
direkt beproben konnte, blieb dieses Konzept strittig – vgl.
die ausführliche Diskussion in SCHULZ (1921: S. 241-246),
wo auch schon die magnetischen Eigenschaften des Simas
eine Rolle spielen!
7
Auf dem Rücken wurden zudem erhöhte geothermische
Flussraten gemessen.
8
„Sea-floor spreading“ (Meeresboden-Spreizung) und
„subduction“ (Subduktion) bedeutet, dass permanent neue
ozeanische Kruste gebildet wird und entsprechend Kruste
wieder verschwindet. Der Zusammenhang dieses Vorganges
mit der relativen Bewegung der Kontinente zueinander, soll
im folgenden nicht diskutiert werden. Allein aus der
Subduktion folgt die prinzipielle Richtigkeit der Wegenerschen Vorstellung. Die Sialschollen treiben auf dem Sima.
Genau das hat Wegener postuliert. Die Spreizungslinien
bzw. Plattengrenzen kannte er allerdings nicht. Er benennt in
WEGENER (1915: S. 43) zwei Arten der Fortbewegung der
Scholle. Erstens – die Scholle fährt über das Sima, d.h. auf
sie wirkt eine Kraft, die nicht auf das Sima wirkt und sie
durch das Sima treibt oder zweitens – die Scholle treibt
passiv mit bzw. in einer Simaströmung. Letzteres ist im
Prinzip die Sicht der Plattentektonik. Dass es sich bei der
Simaströmung um räumlich und zeitlich variable Strömungen handelt, z.B. um Ausgleichsströmungen, wird von
Wegener an mehreren Stellen zum Ausdruck gebracht
(WEGENER 1915/29-2005).
9
Ursprünglich, so Wegeners Vorstellung, hatte das leichtere
Sial-Material den gesamten Globus eingehüllt. Diese Hülle
war dann aufgerissen, Bruchstücke hatten sich durch Zusammenschub verdichtet, wodurch die darunter liegende SimaSchicht teilweise entblößt wurde. Daher mussten nach
Wegeners Vorstellung die Kontinente im Sima schwimmen.
Eine der heutigen Lehrmeinung entsprechende Mantelschicht (lithosphärischer Mantel), auf der sowohl die kontinentale als auch die ozeanische Kruste auflagen, hat er nicht
postuliert (zum prinzipiellen Krustenaufbau im Sinne der
Plattentektonik vergleiche z.B. die Darstellungen in FRISCH
& MESCHEDE 2007: S. 14).
Sieht man einmal davon ab, dass Wegener den Punkt der
verschiebenden Ursachen nicht klären konnte, besteht eine
weitere Abgrenzung seiner These gegenüber der modernen
Plattentektonik darin, dass er annahm, die Kontinentblöcke
würden alleine über den Untergrund driften oder in einer
Strömung treiben. Platten, die sowohl ozeanische als auch
kontinentale Kruste enthielten, kannte er nicht. Daher geriet
er natürlich auch im Zusammenhang mit der Deutung der
damals nicht mehr wegzuleugnenden ozeanischen Rücken in
massive Probleme.
138
10
(1) Der Widerstand interplanetarischer Gase etc. – kosmische Kräfte.
(2) Flutkräfte auf Grund von Wechselwirkungen mit anderen
Körpern im Weltraum (Gezeitenströmungen).
(3) Exogene thermische Einflüsse – Wind, Meeresströmungen usw.
(4) Magnetische Verschiebungskräfte, die sich aus den unterschiedlichen Lagen des Rotationspols und des Magnetpols
ergeben.
(5) Umorientierung der Abplattung der Erde (klimatische
Ursachen?!).
(6) Horizontale Gravitationskomponenten.
(7) Polflucht des Landes.
11
Lóránd Eötvös (1848-1919)
12
Damian Kreichgauer (geb. 1859), Pater, Geologe und
Physiker – promovierte mit einer Arbeit zur Messung von
Trägheitsmomenten. K. soll als erster eine äußere Kugelschale postuliert haben, die sich als Ganzes über den Globus
verschiebt, (KOEPPEN 1921: S. 145; vgl. auch KAYSER 1912:
S. 12, Fußnote 2, wonach Evans der Urheber dieser Idee sein
soll). Dieser Gedanke ist von verschiedenen Forschern
aufgenommen worden, speziell auch von Wegener, der
diesen z.B. in WEGENER (1929, Kapitel 8) breit diskutiert.
Mit dieser Idee hat erneut C. Hapgood für Furore gesorgt
(HAPGOOD 1958). Sein Buch erschien mit einem Vorwort von
Albert Einstein.
13
Wegener weiß, dass die Faltung des Himalaya rezent ist.
Daher muss derzeit Eurasien gegen das im Sima Widerstand
findende Vorderindien drängen. Das scheint allerdings,
freundlich formuliert, ein eher improvisiertes Argument zu
sein.
14
Diese Diskussion übernimmt er auch in die dritte Auflage
(WEGENER 1922). Erst in WEGENER (1929: S. 181) äußert er
sich bestimmter.
15
Das liest sich in WEGENER (1920: S. 122) wie folgt: ... die
Westwanderung kann meines Erachtens durch die ablenkende Kraft der Erdrotation zwangsläufig mit der Polflucht
verknüpft sein, so dass die Bewegung der Kontinentalschollen - auch ursächlich - Ähnlichkeit mit der der Passatwinde bekäme.
16
Diese Arbeit, die schon eingangs erwähnt wurde, gibt nicht
nur eine Erläuterung zu der Polflucht/Polfluchtkraft, auf die
R.v. Eötvös bereits 1912 auf der 17. allgemeinen Konferenz
der internationalen Gradmessung in Hamburg ... hingewiesen hatte (WEGENER 1915/29-2005, S. 117). Sie beschäftigt sich auch sehr ausführlich mit der Polverlagerung
(Polwanderung). Die hier gegebene, aus elf Punkten bestehende Zusammenfassung, liest sich wie ein Programm der
Kontinentalverschiebungstheorie.
17
Gleichbedeutend: über dem Schwerpunkt der verdrängten
Sima-Masse.
18
Ergänzend darf daran erinnert werden, dass die Erdoberfläche als Äquipotentialfläche zu betrachten, nicht bedeutet,
dass der Betrag der Erdbeschleunigung g auf ihr überall
gleich ist. Zwar steht der Vektor g an jeder Stelle senkrecht
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auf der Äquipotentialfläche aber der Betrag von g variiert als
Funktion der Breite φ: In einfachster Näherung gilt g = gäquator
(1+α sin2 φ), wobei α eine Konstante symbolisiert (vgl.
Kertz 1969, S. 94). Eine Äquipotentialfläche kennzeichnet
die Fläche gleicher potentieller Energie pro Masseneinheit
Φ. Für die Beschleunigung, Vektor g, gilt aber: Vektor g = grad Φ. Mit einem vorgegebenen Energiebetrag, mit dem
man z.B. einen Probekörper aus dem Erdinneren in der
Rotationsachse genau bis zur Oberfläche schieben könnte,
käme man längs eines Radius in der Äquatorebene rund 22
km weiter. Man beachte, dass die oben gegebene Formulierung für g(j) analytischen Ursprungs ist. Die empirische
Bestätigung dieses Gesetzes mittels Gravimeter könnte man
als ein statisches Experiment zur Bestätigung der Erdrotation interpretieren.
Dass Gravitationsanomalien auch mit Waageexperimenten
nachgewiesen werden können, hat Lorand v. Eötvös (18481919) im übrigen eindrucksvoll nachgewiesen.
Wie man erkennt, leitet sich die Polfluchtkraft aus der Inhomogenität des Feldes über die Vertikalausdehnung eines in
der Äquipotentialfläche schwimmenden Körpers z.B. eines
Kontinents ab. Dass aber für diesen Fall der Massenschwerpunkt des betrachteten Körpers nicht mehr mit dem
Angriffspunkt externer Kräfte zusammenfällt, ist nach dem
Verständnis des Verfassers bei der Ableitung der Polflucht
nie berücksichtigt worden. Natürlich ist auch der Auftriebspunkt nicht mehr mit dem geometrischen Mittelpunkt der
eingetauchten Körpers identisch, wenn dieser in einem
Untergrund von inhomogener Beschaffenheit (räumlich variierendes spezifisches Gewicht) schwimmt.
19
Für eine Kugel mit homogener oder sphärisch homogener
Massenverteilung kann es zunächst keine ausgezeichnete
Hauptträgheitsachse geben. Jede Achse, die durch den
Kugelmittelpunkt geht, kann eine freie Rotationsachse
werden. Bei der plastisch verformbaren, frei rotierenden
Erdkugel muss sich, der Rotationsfrequenz entsprechend, ein
„Äquatorwulst“ ausbilden. D.h. die einmal angenommene
Rotationsachse generiert eine Hauptträgheitsachse. Wie
stabil diese gegen Störungen ist, wird nicht diskutiert (dazu
vgl. KIRSCH 1938: S. 79-102)
20
Z.B. Variation der Abstrahlung der Sonne, Variation der
Erdbahnparameter, Variation der Atmosphärenzusammensetzung und der Albedo des Erdkörpers u.ä. Folgen sind u.a.
Variation der globalen Vereisungen, Meeresströmungen,
Vegetation usw.
21
WEGENER (1922) ist nach Ansicht des Verfassers die wissenschaftlich ambitionierteste der vier Auflagen. Das könnte
damit zusammenhängen, dass erst nach dem Erscheinen der
zweiten Auflage die Diskussion um Wegeners „Theorie“
richtig entbrannte. Wegener hat sich bei Vorträgen am 19.
und 21. Februar 1921 in Berlin und auf dem XX. Deutschen
Geographentag in Leipzig (16.-19. Mai 1921 – der erste seit
Kriegsbeginn) öffentlich der einschlägigen Wissenschaftsprominenz gestellt (Schulz 1921b). Man beachte,
dass Die Klimate der Geologischen Vorzeit (KÖPPEN &
WEGENER 1924) noch nicht erschienen war. Wegener dürfte
aus diesen Diskussionen im Jahre 1921 viel gelernt haben,
was dann in WEGENER (1922) seinen Niederschlag gefunden
hat. WEGENER (1922) wurde zweimal ins Russische (1923,
1924), ins Englische (1924), Französische (1924), Spanische
(1924) und Schwedische (1926) übersetzt. Die internationale
Debatte setzte allerdings speziell in England schon Ende
1922 ein (WRIGHT 1923 cum lit.) d.h. zwei Jahre bevor die
dritte Auflage im großen Maßstab als Übersetzung auf den
Markt kam.
Interessant ist, dass Wegener schon 1921 konstatieren
konnte, dass einige Wissenschaftler seine Theorie systemkonform diskutieren, d.h. diese bereits grundsätzlich angenommen hatten. In einem kleinen Artikel, der sich mit einem
Vortrag Wegeners beschäftigt (Schulz 1921b, S. 529), liest
man: A. Wegener legte kurz die Hauptgedanken seiner
Theorie der Kontinentalverschiebung dar. Die Diskussion,
an der sich Koßmat, v. Drygalski, Kohlschütter, Klute,
Brückner, Sapper beteiligten, zeigte deutlich, daß durchschlagende Gründe gegen die so überaus bedeutungsvolle
Hypothese bislang nicht vorhanden sind, sie vielmehr durch
die Neubearbeitung des Wegenerschen Buches wesentlich an
Boden gewonnen hat.
22
Vgl. auch KRAUSE & THIEDE (2005: S. 396). Die einzige
bekannte neuere Bewertung der Ableitung von Epstein s.
KERTZ (1981: S. 25).
23
Den Begriff Polwanderungen (Polverschiebungen) diskutiert
Wegener bereits in WEGENER (1915: S. 87). Er deutet ihre
Geschichte an und benennt die derzeitigen Protagonisten der
Theorie (Neumayr, Nathorst, Kreichgauer, Jacobitti,
Reibisch, Simroth). Wegener erwähnt, dass die Verschiebungstheorie eher eine physikalische Ursache für die
Polwanderung liefern kann als etwa geologische Ursachen.
Dass Polwanderungen und Kontinentverschiebungen sich
gegenseitig bedingen, hat erstmals Wladimir Köppen ganz
deutlich in seiner Rezension zu WEGENER 1920 herausgestellt (KOEPPEN 1920). Offensichtlich ist, dass die These von
mehr oder weniger ausgeprägten Polwanderungen unter
Geologen in den 1920er Jahren allgemein anerkannt war,
was man allerdings nicht von der Drifttheorie behaupten
kann.
Man hätte die Driftthese noch prinzipieller entscheiden
können, lässt man Isostasie zu, muss man auch Kontinentdrift für möglich halten. Allein die Hebung der skandinavischen Länder benötigt Simavolumina in der Größenordnung
10-30 km3 pro Jahr zur Kompensation des Austauschvorganges (1 m pro Jahrhundert).
24
Der offensichtliche Widerspruch zu älteren Äußerungen
erklärt sich dadurch, dass inzwischen eine zweite Auflage zu
KREICHGAUER (1902) erschienen war (KREICHGAUER 1926).
In dieser Auflage druckt Kreichgauer auf S. 41 einen Artikel
aus dem Jahre 1900 ab (erschienen in der Zeitschrift Natur
und Offenbarung?), den Wegener als sachlich richtige
Erklärung akzeptiert.
25
In WEGENER (1929) wird die Polflucht tendenziell zurückhaltender als in WEGENER (1922) diskutiert. Beibehalten
wird der Abschnitt über die Westwanderung mit den Überlegungen Schweydars, dass Fließbewegungen im Sima
existieren könnten. Diese Überlegungen baut Wegener aus
(WEGENER 1922: S. 138; 1929: S. 183). Er sieht hier Kräfte,
die zu einer Abweichung der Erdgestalt von der hydrostatischen Gleichgewichtsfigur führen können. Dadurch lassen
sich nicht nur Trans- und Regressionen erklären, sondern es
würden auch Gefälle auftreten, die wesentlich größer sind
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als die mit der Polflucht im Zusammenhang stehenden. Sie
wären hinreichend, um Gebirgsfaltungen zu erzeugen, die,
sofern man nur die Polfluchtkraft berücksichtigt, schwer
dazustellen wären.
26
KIRSCH (1938) ist Alfred Wegener gewidmet.
27
Der Begriff „Polwanderung“ ist allerdings noch lebendig.
28
Lelys „Ableitung“ des Versuches dürfte heute nur wenigen
Personen zugänglich sein.
29
Eine alternative Argumentation wäre: Die den „Kontinent“
im Schwimmgleichgewicht stützenden Kräfte kann man sich
im Auftriebspunkt vereint denken, die auf ihn wirkenden
Massenkräfte in seinem Schwerpunkt. Bei der im Laborsystem rotierender Wasserfläche wird diese zu einem Paraboloid. Der Kontinent wird gekippt, wodurch ein oberhalb des
Auftriebspunktes liegender Schwerpunkt näher an die Rotationsachse rückt. Die Zentrifugalkräfte sind nun zu klein, um
das Abgleiten des Kontinents von der „schrägen“ Wasserebene zu kompensieren; er treibt zum Zentrum. Umgekehrt –
wenn der Schwerpunkt unterhalb des Auftriebspunktes liegt
– ist dieser weiter vom Zentrum entfernt als der Auftriebspunkt. Die Zentrifugalkräfte sind hier größer als am
Auftriebpunkt und damit größer als die Kraftkomponente,
die durch die „schräge“ Ebene erzeugt wird. Der Kontinent
wandert nach außen, bis er am Rand der Schale relativ zu
dieser zur Ruhe kommt. Ein „Schwimmkörper“ kann auf
einer rotierenden Wasserfläche nur dann zur Ruhe kommen,
wenn die Differenz des spezifischen Gewichtes der Tragflüssigkeit und der des Körpers gegen null geht. Auf der Basis
vorstehender qualitativer Betrachtung hat Herr Dipl. Phys.
Klaus Ohm, Bremerhaven, den Versuch analytisch
beschrieben.
30
Herrn Dipl. Phys. Klaus Ohm sei für die Herstellung
mehrerer „Kontinente“ herzlich gedankt.
31
Der Werkstatt des AWI sei für ihre sorgfältige Arbeit
ausdrücklich gedankt.
32
An dieser Stelle muss eine Bemerkung eingefügt werden.
Nach längeren Spielereien mit verschiedenen Winkelgeschwindigkeiten, Probekörpern usw. geschah es, dass der
aufrecht schwimmende „Kontinent“ an der Gefäßwand
hängen blieb. Erst, nachdem ein Papierblatt zwischen ihn
und die Wand gebracht worden war, begann er seine Drift.
Natürlich war dieses kein Problem der Oberflächenspannung
des Wassers, denn dann wäre das Phänomen sicher schon
zuvor beobachtet worden. Wir gehen bis jetzt davon aus,
dass es sich um einen elektrostatischen Effekt gehandelt hat.
Wir konnten das Phänomen bei späteren Versuchen nicht
reproduzieren.
33
In diesem Zusammenhang ist uns ein kleiner Coup
gelungen, der aber nicht zuletzt wegen des leicht dubiosen
Ablaufes, in eine Endnote verbannt werden muss: Wir haben
dem Kontinent eine winzige Unwucht gegeben. Im Zentrum
angekommen – wenn er sich nur noch um seine Hochachse
dreht – beginnt er dann nach einigen Sekunden zunehmend
zu taumeln, um dann, auf Grund seiner schlechten Stabilität,
bald zu kentern. Wie von Geisterhand geführt, nimmt er
140
dann seinen Marsch zum Gefäßrand auf.
Selbstverständlich dreht sich der „Kontinent“ von Beginn des
Versuches an mit der Frequenz des Drehtellers. Offenbar
wird das Taumeln zunächst aber durch die Fliehkräfte der
Bahnbewegung gedämpft.
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Polarforschung 76 (3), 141 – 142, 2006 (erschienen 2007)
Das Internationale Polarjahr 2007/08
An dieser Stelle berichtet die Deutsche Kommission für das Internationale Polarjahr in den kommenden Monaten über deutsche Aktivitäten im Internationalen Polarjahr 2007/08, das am 1. März
2007 begann und am 1. März 2009 endet. Aktuelle Informationen
gibt es bei www.polarjahr.de
Folge 6:
Wetter und Klima in Polarregionen
Arktis und Antarktis stellen die Kältesenken der atmosphärischen Zirkulation dar und beeinflussen die globale Zirkulation
durch den meridionalen Energiegradienten zwischen den
Polen und den Tropen. Atmosphärische Beobachtungsdaten
für die Polarregionen in der Arktis und Antarktis sind nur spärlich vorhanden, da nur wenige Beobachtungsstationen
existieren, die mit langfristigen Daten dienen können. Deshalb
stellen neben Satellitendaten, die Reanalysen des ECMWF
(European Center for Medium- Range Weather Forecast) und
des NCEP (National Center for Environmental Prediction)
einen brauchbaren Datensatz für die Polarregionen dar, der
durch die Assimilation von existierenden Beobachtungsdaten
in ein Wettervorhersagemodell erzeugt wurde.
Zirkulation der Arktis
Die arktische Winterzirkulation wird in der mittleren Troposphäre durch einen polaren Wirbel bestimmt, der mit seinem
Druckminimum über Nordamerika liegt und sich bis nach
Westeuropa erstreckt. Diese Druckverteilung wird durch die
Orographie, die Land-Meerverteilung und die Strahlungssenke während der Polarnacht bestimmt. Der Polarwirbel
schwächt sich im Sommer ab und wird stärker symmetrisch.
Im Winter dominieren im Bodenluftdruck (Abb.1a) das
Islandtief an der Südküste Grönlands, das Aleutentief im nordpazifischen Bassin und das Sibirienhoch über Zentraleurasien.
Das Isländische Tief und das Aleutentief werden durch den
thermischen Einfluß des relativ warmen Ozeans und die
Entwicklung regionaler Zyklonen bestimmt. Das sibirische
Hoch wird im wesentlichen durch langwellige Strahlungsabkühlung getrieben. Das Islandtief ist im Vergleich zum Winter
im Sommer deutlich schwächer (Abb. 1b). Die Druckverteilung des Sommers zeigt den höchsten Luftdruck über Grönland, der Barents- und der Beaufortsee. Niedriger Luftdruck
herrscht wieder im Islandtief, aber auch über Sibirien.
Die mittlere Zirkulation des Winters wird durch großskalige
planetare Wellenmuster bestimmt, die im Sommer wesentlich
geringer ausgeprägt sind. Die niedrigsten mittleren Wintertemperaturen von unter -30 °C treten über Gebieten Sibiriens,
dem eisbedeckten Arktischen Ozean, dem nördlichen Teil
Kanadas und Grönlands auf. Die höheren Temperaturen über
dem atlantischen Sektor sind mit ozeanischen Wärmeflüssen
und starker Wolkenbildung und horizontalen Wärmeflüssen
durch die nordatlantischen Zyklonenzugbahnen verknüpft,
welche die Bildung von Meereis verhindern. Die tiefsten
Temperaturen über Sibirien treten im Kältehoch auf, während
ozeanische Wärmeflüsse durch das relativ dünne arktische Eis
die Temperaturen über dem arktischen Ozean relativ hoch
halten.
Dieses globale Muster der Luftdruck- und Temperaturverteilung hat sich in den Jahren 1948-2000 deutlich verändert. In
den Wintern trat eine signifikante Erwärmung und in den
Sommern ein leichte Abkühlung auf. Die beobachtete Wintererwärmung steht im Zusammenhang mit den Änderungen der
nordhemisphärischen Zirkulation und des Telekonnektionsmusters der Nordatlantischen Oszillation (NAO, Hurrell & Van
Loon 1997, Dorn et al. 2003). Dieses natürliche Variabilitätsmuster zeichnet sich durch großräumige Schwankungen des
Luftdruckes im Bereich des Islandtiefs und des Azorenhochs
aus.
Wettersysteme der Arktis
Die winterliche Zyklonenaktivität ist am stärksten über der
atlantischen Seite der Arktis und bildet einen wichtigen Teil
der nordatlantischen Zyklonenzugbahn. Dabei treten bevorzugte Zyklonenzugbahnen im Winter über der Südspitze
Grönlands im Zusammenhang mit dem Islandtief und in der
Barent- und Karasee auf. In dieser Region entwickeln sich
Zyklonen durch den großen Temperaturunterschied zwischen
dem warmen, nordwärts fließenden Norwegenstrom und dem
kalten, südwärts fließenden Ostgrönlandstrom in der Nähe der
Eiskanten. Diese Zyklonen transportieren an ihrer Westflanke
warme Luft und Drehimpuls polwärts und an der Ostflanke
kalte Luft und Drehimpuls südwärts und bewegen sich von
West nach Ost. Sommerzyklonen treten häufig über Osteurasien und Alaska auf (SERREZE 1995).
Zirkulation der Antarktis
Der antarktische Kontinent beeinflusst durch seine topographische Höhe von 2-4 km die Luftdruckverteilung und die
Wettersysteme. Das Innere des antarktischen Kontinents ist
von den warmen Luftmassen mittlerer Breiten relativ gut
isoliert und durch sehr kalte, trockene und wolkenfreie Bedingungen charakterisiert. Dadurch ergibt sich eine relativ
einfache Druckverteilung mit einem starken Kältehoch über
dem Kontinent und einer im Vergleich zur stark durchmischten
Arktis geringen jahreszeitlichen Variabilität. Der höchste Luftdruck tritt im Winter und im Sommer über dem antarktischen
Kontinent auf, der von einem Gürtel niedrigen Luftdrucks
141
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umgeben ist. Dieser Luftdruckgürtel ist im Winter stärker als
im Sommer. Da die Land-Meerverteilung der Antarktis und
der Arktis sich sehr deutlich unterscheiden, sind die durch die
Topographie und Land-Meer-Kontraste angeregten langen
planetaren Wellen in der Südhemisphäre wesentlich
schwächer ausgebildet. Die baroklinen Wettersysteme spielen
deshalb für die meridionalen Transporte von Drehimpuls und
Wärme eine wichtigere Rolle als in der Nordhemisphäre.
Wettersysteme der Antarktis
Der stärkere meridionale Temperaturgradient zwischen der
Antarktis und den Tropen ist verantwortlich für die zahlreichen Zyklonen über dem Südozean zwischen 60-70 °S, die
mit einem Gürtel niedrigen Luftdrucks den antarktischen
Kontinent einschließen, (KING & TURNER 1997). Diese Wettersysteme können sich infolge des starken Kältehochs nur
eingeschränkt über den antarktischen Kontinent bewegen. Der
Druckgradient zwischen dem kalten kontinentalen Hoch und
den Zyklonen an den Küsten des Kontinents treibt die starken
und peristenten Oberflächenwinde der Antarktis, die besonders stark während des Winters ausgeprägt sind und als katabatische
Windsysteme
bezeichnet
werden.
Eine
bemerkenswerte Eigenschaft der Antarktis ist die starke
Temperaturinversion an der Oberfläche, die stärker als in der
Arktis ausgeprägt ist. Diese entsteht durch die Strahlungsabkühlung am Erdboden und der unteren Troposphäre.
Klimaentwicklung von arktischen Prozessparametrisierungen
beinflusst werden (DETHLOFF et al. 2006).
Literatur
Dethloff, K. et al. (2006): A dynamical link between the Arctic and the global
climate
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Hurrell, J.W. & H. van Loon (1997): Decadal variations in climate associated
with the North Atlantic Oscillation.- Climate Change 36: 301-326.
King, J.C. & Turner, J. 1997, Antarctic meteorology and climatology,
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Rinke, A. et al. (2006): Evaluation of an ensemble of Arctic regional climate
models: Spatiotemporal fields during the SHEBA year.- Climate Dyn. 26:
459-472, doi:10.1007/s00382-005-0095-3.
Serreze, M.C. (1995): Climatological aspects of cyclone development and
decay in the Arctic.- Atmosphere-Ocean 33: 1-23.
Internet:
<www.awi.de/www-pot/atmo/glimpse> (Informationen zum EU- Forschungsprojekt GLIMPSE „Global implications of Arctic climate processes and
Feedbacks“)
<www.ecmwf/int./research/era/> (European Center for Medium-Range
Weather Forecast)
Zusammenstellung: Prof. Dr. Klaus Dethloff
Der jahreszeitlich variierende Luftdruckgürtel um die
Antarktis beeinflusst die Verteilung des Meereises. Dieses ist
im Unterschied zur Arktis dünner und ca. 1 m dick. Der Effekt
der sich bewegenden Wettersysteme führt über dem südlichen
Ozean zu offenen Wasserflächen (Polynjas), die lokale
Quellen für Wärme und Feuchte und damit für Wolken
darstellen und die Kopplung zwischen Atmosphäre, Ozean
und Meereis beeinflussen.
Globale Auswirkungen polarer Klimaprozesse
Die globalen Auswirkungen verbesserter arktischer Prozessparametrisierungen wurden in dem europäischen Forschungsprojekt GLIMPSE (Global implications of Arctic climate
processes and feedbacks; (http://www.awi-potsdam.de/wwwpot/atmo/glimpse) untersucht. Dabei wurden acht verschiedene regionale Modelle der arktischen Atmosphäre mit einer
hohen horizontalen Auflösung im gleichen Integrationsgebiet
angewendet und die Modellunsicherheiten infolge verschiedener Parametrisierungen der Strahlung, der arktischen Grenzschicht und Permafrostprozessen gegen Beobachtungsdaten
verglichen. Während die simulierten Temperatur- und Windfelder gut mit den Beobachtungen übereinstimmen, haben die
Modelle große Probleme bei der Simulation des Wolkenwassergehaltes, (Rinke et al. 2006). Dies führt zu einem Fehler in
der zum Erdboden reflektierten langwelligen Strahlung und
fehlerhaften Energieflüssen an der Erdoberfläche. Zukünftige
Modellentwicklungen in enger Abstimmung mit Feldmessungen während des IPY 2007-08 erfordern eine verbesserte
Beschreibung arktischer Aerosole, die als Kondensationskeime für Wolkenbildung dienen.
Eine verbesserte Parametrisierung der Eis- und SchneealbedoRückkopplung wurde in einem regionalen Modell getestet und
dann in ein globales Klimamodell implementiert. Dabei zeigte
sich, daß die Energiesenke der Arktis starke Einflüsse auf das
globale Klima und das Fernverbindungsmuster der Arktischen
Schwingung ausübt und damit auch Szenarien der zukünftigen
142
Abb. 1a: Wintermittel des Bodenluftdrucks (hPa) in der Arktis für 1990-2000
aus ERA40 Daten.
Abb. 1b: Sommermittel des Bodenluftdrucks (hPa) in der Arktis für 19902000 aus ERA40 Daten.
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20.11.2007 20:37 Uhr
Seite 143
Polarforschung 76 (3), 143 – 144, 2006 (erschienen 2007)
Das Internationale Polarjahr 2007/08
An dieser Stelle berichtet die Deutsche Kommission für das Internationale Polarjahr in den kommenden Monaten über deutsche Aktivitäten im Internationalen Polarjahr 2007/08, das am 1. März
2007 begann und am 1. März 2009 endet. Aktuelle Informationen
gibt es bei www.polarjahr.de
Folge 7:
Die bipolare Klimamaschine (BIPOMAC)
Paläoklimatologische Untersuchungen zeigen, dass physikalische und biologische Prozesse in den polaren Meeres- und
Landgebieten einschließlich der Eisschilde von Grönland und
der Antarktis auf Zeitskalen zwischen Jahrzehnten und Jahrtausenden entscheidenden Einfluss auf den Zustand und die
Entwicklung des globalen Klimas und damit des Meeresspiegels haben. Diese Prozesse haben mit den biologischen Kreisläufen in polaren Meeresgebieten, der Bildung polarer
Wassermassen, der Verbreitung des Meereises, der atmosphärischen Zirkulation einschließlich des Transports von
Wasserdampf, dem Verhalten von Permafrost sowie dem
Umfang und der Stabilität der polaren Eismassen zu tun.
Ziel des IPY-Projekts BIPOMAC (Bipolar Climate Machinery) ist es, während des Internationalen Polarjahres und
darüber hinaus die Kenntnisse über Klima steuernde polare
Prozesse, ihre bipolaren Wechselwirkungen sowie Auswirkungen auf den Umfang und die zeitliche Entwicklung pola rer und globaler Klimaänderungen wesentlich zu verbessern.
Grundlage dieser Arbeiten ist die Rekonstruktion von
Klimaänderungen und Klimazuständen in der jüngeren Erdgeschichte, also im Holozän, Pleistozän und Pliozän, der Polargebiete. Dazu werden Klimainformationen aus den
verschiedensten Archiven, z.B. marinen und limnischen Sedimenten, Permafrostabfolgen und den kontinentalen Eisschilden, miteinander verknüpft. Mit Hilfe numerischer
Modelle werden die Datensätze analysiert, um damit weitere
Grundlagen für eine realistische Abschätzung der zukünftigen
Entwicklung des Klimas und des Meeresspiegels zu erhalten.
Bereits heute ist zu erkennen, wie empfindlich die Polargebiete auf Klimaänderungen reagieren. Die Verringerung des
arktischen Sommermeereises und der Eismassen auf Grönland
und der Antarktischen Halbinsel sind ein deutliches Zeichen
für die voranschreitende Erwärmung der Polargebiete, die die
Erwärmung in anderen Breiten deutlich übertrifft.
Das komplexe Wechselspiel der „bipolaren Klimamaschine”
lässt sich besonders eindrucksvoll an Klimazeitreihen aus
polaren Eisbohrkernen dokumentieren und – gestützt auf
Klimamodellierungen und marine Datensätze – interpretieren.
Dabei spielt die thermohaline Ozeanzirkulation (THZ) eine
große Rolle.
Die Funktionsweise der „bipolaren Klimamaschine” lässt sich
dem folgenden Schema (Abb. 1) entsprechend beschreiben:
Ansteigende Insolation im Sommer auf der Nordhemisphäre
führt – einhergehend mit einer Zunahme der Treibhausgaskonzentration – ab etwa 21.000 Jahren vor heute in den Übergang
vom Letzten Glazialen Maximum (LGM) in die heutige
Warmzeit (1). Auf der Nordhemisphäre (NH) wird die Erwärmung durch Schmelzwassereintrag in den Nordatlantik abrupt
unterbrochen (2), was zu einer deutlichen Reduzierung bzw.
zu einem Zusammenbruch der Nordatlantischen Tiefenwasserbildung und der atlantischen THZ führt. Die Südhemisphäre
(SH) reagiert mit zunehmender Erwärmung, die nach Erreichen eines Schwellenwertes eine rasche Ankurbelung der THZ
und damit einhergehend eine Erwärmung der NH bewirkt (3).
Schmelzwassereinträge in den Südozean führen zu einer
Abkühlung der SH. Diese Störung bewirkt eine weitere Erwärmung der NH (4), die durch einen erneuten Schmelzwassereinbruch in den Nordatlantik unterbrochen wird und eine
Erwärmung der SH zur Folge hat (5). Nach Erreichen eines
Schwellenwertes kommt es wieder zu einer raschen Ankurbelung der THZ und Erwärmung auf der NH (6). Danach
etabliert sich ein weitgehend stabiles warmes Klima – das
Holozän – bei relativ gleich bleibenden Treibhausgaskonzentrationen, das nur noch einmal vor ca. 8000 Jahren vor heute
durch eine kurzzeitige Abkühlung unterbrochen worden ist.
Erst seit ca. 1750 und verstärkt in den vergangenen 50 Jahren
wird das natürliche Klima durch menschliche Einflüsse mit
globaler Auswirkung verändert.
Noch sind bei weitem nicht alle Prozesse und Wechselwirkungen, die das Klimageschehen und den damit verbundenen
Meeresspiegelstand in seiner natürlichen Variationsbreite
steuern, hinreichend verstanden und es sind auch noch nicht
alle potentiellen Gebiete mit Steuerungsfunktion untersucht
worden.
Vor dem Hintergrund des sich durch menschliche Einflüsse
wandelnden polaren und globalen Klimas sollen die unter
BIPOMAC versammelten Projekte zu einem wesentlichen
Kenntnis- und Verständniszuwachs beitragen. Wissenschaftler
aus 22 Nationen werden eine Reihe von Expeditionen in
bislang wenig untersuchte polare Land- und Meeresgebiete
durchführen, wobei u.a. deutsche, italienische, französische,
englische und chinesische Forschungsschiffe zum Einsatz
kommen. Bei diesen Expeditionen werden Schüler, Studenten,
143
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Seite 144
Lehrer und Journalisten Gelegenheit haben, unmittelbare
Einblicke in die internationale Paläoklima- und Polarforschung zu bekommen (vgl. Folge 3).
Literatur
EPICA community members (2006): One-to-one coupling of glacial climate
variability.- Nature 444: doi:10.1038/nature05301.
Stocker, T.F. (2003): South dials north.- Nature 424: 496-499.
BIPOMAC-Koordination:
Rainer Gersonde, Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung
Bremerhaven; <Rainer.Gersonde@awi.de>
Zusammenstellung: Dr. Rainer Gersonde und Monika Huch
Abb. 1: Schematische Darstellung der Funktionsweise der „bipolaren Klimamaschine”.
144
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20.11.2007 20:37 Uhr
Seite 145
Polarforschung 76 (3), 145 – 146, 2006 (erchienen 2007)
Buchbesprechungen / Book Reviews
Sieg, B., Drees, B. & Daniels, F.J.A.: Vegetation and altitudinal zonation in continental West Greenland.- Meddelelser
om Grønland, Bioscience 57, 2006, 93 pp, (ISSN 0106-1054,
ISBN 87-90369-77-7). DKK 195
Eine detaillierte Vegetationsanalyse nach der Braun-Blanquet
Methode im kontinentalen Westgrönland wird hier vorgelegt.
Zwei Gebiete am Søndre-Strømfjord waren Gegenstand der
Untersuchung: der Bereich Ang ǔjârtorfik östlich des Fjords
(66°40’N, 51°30’W) und das 50 km davon entfernte Gebiet
Kangerlussuaq im oberen Teil des Fjords unweit des Inlandeises (67°00’N, 50°40’W). Die Gebirgshöhen der in der
Eiszeit gerundeten Berggipfel erreichen in ersterem Gebiet
1070 m und in letzterem 700 m Höhe über dem Meeresspiegel. Die klimatische Situation mit einer Jahresmitteltemperatur von -5,7 °C und Jahresniederschlägen von
durchschnittlich 149 mm wird mit den Aufzeichnungen einer
Wetterstation bei Kangerlussuak charakterisiert: Die Kontinentalität des Klimas ist nicht nur an der niedrigen Niederschlagssumme sondern auch an der enormen jährlichen
Temperaturschwankung von 32 K (-21,4 °C im Februar und
10,7 °C im Juli) erkennbar. Für die Bodenbildung maßgebend
ist, dass die Gneismassen der Gebirge teilweise mit Moränenmaterial bzw. fluvioglazialen oder äolischen Ablagerungen
bedeckt sind. Es handelt sich um Permafrostböden, die teilweise einer starken Kryoturbation und Solifluktion unterliegen
als Folge der stark wechselnden Temperaturen im Jahresgang
(Cryosole).
Trotz der extremen Klimasituation sind es aber doch die
vergleichsweise warmen Sommertemperaturen, die die
Bildung einer für diese Breiten sehr reichhaltigen Vegetation
ermöglichen. Etwa 35 Pflanzengesellschaften konnten in den
Gebieten unterschieden werden mit jeweils bis zu über 50
Taxa (Blütenpflanzen, Bryophyten und Flechten). Sie werden
im Einzelnen charakterisiert und in 13 umfangreichen
Tabellen im Anhang dokumentiert. Vier Assoziationen und
acht Subassoziationen werden neu beschrieben. Die Vegetation gliedert sich grob in Strauchformationen (ca. 50 cm hoch)
auf basenarmen Böden wie Zwergstrauchheiden mit Zwergbirke (Betula nana), Sumpfporst (Ledum palustre ssp. decumbens), Preißelbeere (Vaccinium vitis-idea ssp. minus),
Krähenbeere (Empetrum nigrum ssp. hermaphroditum), Vierkantiges Heidekraut (Cassiope tetragona), Rauschbeere
(Vaccinium uliginosum ssp. micophyllum) und jeweils ihren
krautigen Begleitarten, Moosen und Flechten, des weiteren
Zwergstrauchformationen mit kennzeichnenden Strauchweiden (Salix glauca, Salix arctophila), ferner SchneetälchenGesellschaften mit Zwergweiden (Salix herbacea), Gräsern
(Poa alpina, Phippsia algida), Seggen (Carex), Hainsimsen
(Luzula), Moosen und Lebermoosen, und auch Zwergstrauchheiden und Polstervegetation auf basenreichen Böden wie
Silberwurzgesellschaften (mit kennzeichnender Dryas integrifolia) und Lappen-Alpenrosen-Gesellschaften (kennzeichnend
Rhododendron lapponicum) mit Wintergrün (Pyrola grandifolia) oder Steinbrecharten (Saxifraga oppositifolia), Moosen
und Flechten und schließlich Seggen-Gesellschaften auf
sumpfigem Untergrund mit Blumenbinse (Tofieldia pusilla),
Schuppenried (Kobresia simpliciuscula), Augentrost (Euphrasia frigida), Fettkraut (Pinguicula vulgaris) und Läusekraut
(Pedicularis flammea) usw. Einige Farbbilder veranschaulichen die Vegetationstypen.
Wesentliches Anliegen dieser Studie ist es, die Differenzierung der Vegetation in verschiedenen Höhenlagen zu
beschreiben. Hiefür werden Indikatorarten ausgewiesen mit
einer charakteristischen Verbreitung innerhalb von drei
Höhenzonen: bis 400 m, bis 800 m und über 800 m Höhe. Das
Verteilungsmuster dieser Indikatorarten zeigt an, dass eine
markante Höhengrenze für die Vegetationsdifferenzierung bei
800 m liegt und dass sich die beiden unteren Höhenzonen
bezüglich des Artenspektrums weniger unterscheiden.
Dasselbe ergibt sich auch für bestimmte charakteristische
Pflanzengesellschaften. Allerdings wird die altitudinale
Sequenz durch Hang-Exposition und Reliefgestaltung stark
modifiziert. Interessant ist, dass die Artenzusammensetzung
ein und derselben Gesellschaft bzw. Vegetationstyp sich mit
Hanglage, Exposition und Höhenlage signifikant verändern
kann.
Grönlands Vegetation wurde beginnend mit den klassischen
Arbeiten von T.W. Böcher seit den 1930er Jahren von
mehreren Autoren untersucht. Insbesondere die Studien von
Daniels und Mitarbeitern haben wesentlich zu einem
modernen Verständnis der Vegetationsgliederung beigetragen
(z.B. DANIELS 1994). Das Verdienst der vorliegenden und
weiterer gegenwärtig erscheinender Studien ist die genauere
Analyse der Vegetation in den höheren Gebirgslagen, die
bisher vernachlässigt worden waren. Mithin ergaben sich die
Neubeschreibungen von mehren Gebirgsgesellschaften. Es
stellte sich generell heraus, dass die Höhengliederung meist
nicht in einheitlichen parallelen Gürteln angeordnet
beschrieben werden kann, sondern dass sie mit den mikroklimatischen Bedingungen in den Gebirgslagen variiert. So sind
erwartungsgemäß auf Nordhängen die Höhengrenzen für die
jeweiligen Pflanzengesellschaften niedriger gelegen als auf
den wärmeren Südhängen. Analoge Verhältnisse ergeben sich
zwischen der altitudinalen Gliederung und der von ALEXANDROVA (1980) und von BLISS (1997) vorgenommenen latitudinalen Gliederung, wo die Grenze zwischen den
Vegetationstypen der Hohen Arktis gegenüber denen der
Niederen Arktis stärker ausgeprägt ist als zwischen den
einzelnen Subzonen der Niederen Arktis. Allerdings fanden
sich in den hier untersuchten hohen Gebirgslagen insgesamt
145
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20.11.2007 20:37 Uhr
Seite 146
nur zwei Arten (der Gattung Saxifraga, Steinbrech), die hocharktisch verbreitet sind. Hier ergibt sich noch weiterer Diskussionsbedarf.
Nicht nur Grönlandkenner werden auf diese anschaulich
gestaltete und aufschlussreiche Studie der arktischen Gebirgsvegetation gern und mit Gewinn zurückgreifen.
Alexandrova, V.D. (1980): The Arctic and the Antarctic: Their division into
geobotanical areas.- Cambridge Univ. Press, Cambridge.
Bliss, L.C. (1997): Arctic ecosystems of North America.- In: F.E. WIELGOLASKI (ed), Ecosystems of the World 3. Polar and alpine tundra. Elsevier, Amsterdam, 551-683.
Böcher, T.W. (1933) Studies on the vegetation of the east coast of Greenland.Meddel. om Grönland 104(4): 1-134 (und zahlreiche weitere Schriften,
u.a. zusammen mit
Böcher, T.W., Holmen, K. & Jakobsen, K. 1978: The Flora of Greenland, 3rd
ed., Haase son. Publ. Copenhagen.
Daniels, F.J.A. (1994) Vegetation classification in Greenland.- J. Vegetation
Sci. 5(6): 781-790.
Ludger Kappen, Dassel/Kiel
Johannessen, O.L., Alexandrov,V.Y. & Bobylev, L.P. (Eds.),
Remote Sensing of Sea Ice in the Northern Sea Route –
Studies and Applications.- Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, 2007, 472 pp. (ISBN_3-540-24448-4). €
149,95
The Northern Sea Route (NSR) is the assembly of sailing
routes in the Russian Arctic between the Barents Sea in the
West and Bering Strait in the East, and is the shortest transit
sea route between north-western Europe and north-eastern
Asia. It is characterised by the presence of sea ice and harsh
ice conditions throughout most of the year, requiring the use of
ice-breakers and ice-strengthened ships, or the utilization of
detailed ice information to avoid the encounter of ice during
summer. “Remote Sensing of Sea Ice in the Northern Sea
Route” presents a wide range of aspects related to the provision of sea ice information for shipping in this region. The
book includes background information on general ice conditions and remote sensing, and summarizes the applications of
remote sensing data and technical aspects of data reception
and presentation on ships. With emerging discussions about
the increasing feasibility of economic shipping and transportation along the NSR due to less severe ice conditions as a
consequence of climate change, the book is very timely. The
large group of editors from the Nansen Centers for Remote
Sensing in Bergen (Norway) and St. Petersburg (Russia), from
the Arctic and Antarctic Research Institute in St. Petersburg,
and from the Murmansk Shipping Company is privileged to
compile this extensive overview of the topic, as editors and
authors have a unique long history and experience of remote
sensing along the NSR and of the provision of ice information
to ships, in very close collaboration between scientists and
ship crews. The book is a summary of activities performed
since 1991 in numerous projects including funding by the
European Union and European Space Agency.
description of the history of sea ice monitoring in Russia and
technical and organisational requirements. The latter chapter
also comprises an overview of ice services in other Arctic
countries.
The next three chapters form the heart of the book. An extensive, chapter of 97 pages about satellite remote sensing of sea
ice presents all the essentials about optical, infrared, and radar
remote sensing, including descriptions of satellites, sensors,
and the retrieval of sea ice information. The chapter focuses on
the usage of Synthetic Aperture Radar (SAR), and addresses
radar properties of sea ice as well as the manifold aspects and
caveats in the retrieval of sea ice parameters from SAR. The
next chapter presents an assessment of sea ice conditions in
the NSR observed from satellite data, including discussions of
fast ice and flaw polynyas. The last of these three chapters
presents extensive examples and case studies from ship cruises
performed since 1991 where SAR data have been applied for
ice navigation in the NSR. Many SAR scenes are compared to
the ice situation actually observed on board ice breakers. This
chapter also demonstrates the advance of SAR technology.
Until 1995, only small images were available from the ERS
satellites, which posed problems when real-time data of a
certain confined operational region were to be acquired. Realtime acquisition and provision to ships improved considerably
with the advent of wide-swath imagery of Radarsat and
Envisat. I can only recommend those two chapters to anybody
who is interested to know what the ice in the region is like, be
it for scientific or operational purposes, and what kind of ice
information would be available.
Finally, the book is concluded by a chapter on past, recent, and
predicted climatic variability of sea ice in the Arctic. This
chapter also comprises an outlook of ice conditions in the
NSR. Although the length of the ice season will decrease,
there is still a large probability of the presence of at least scattered ice somewhere along the NSR, which will still require
the support of ice breakers and satellite ice information for
future navigation in the NSR.
The book also comprises lists of tables, figures, and abbreviations, as well as references, index, and a glossary of sea-ice
terms. The quality of printed SAR images is remarkably good,
which often poses a problem in other publications. Although a
few chapters may be lengthy and superficial, overall the book
includes a wealth of information and facts. The book is a must
for anybody involved in shipping along the NSR, including
ship operators, politicians, and scientists. I can only recommend the SAR-related chapters to students and anybody who
is interested in SAR remote sensing of sea ice in general, and
in the NSR in particular. The book is also open about the
problems of uniquely interpreting sea ice SAR signatures with
present C-band SAR sensors. However, it also demonstrates
that a combination of both, general background knowledge of
ice conditions in the region and snapshot informations of the
present ice situation can yield most relevant information for
marine operations and scientific studies.
Christian Haas, Bremerhaven
28 authors have contributed to the seven chapters of the book,
writing more than 400 pages of text and figures. The first three
chapters cover the history of the Northern Sea Route, ice
conditions in the Arctic and in the NSR, and an extensive
146
Umschlag 76.3
20.11.2007 19:54 Uhr
Seite 3
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Reinhard Dietrich, Vorsitzender des Wiss. Beirats. Chairman of the Scientific Advisory Board
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Dieter K. Fütterer, Schriftleiter, Executive Editor
Wissenschaftlicher
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Franz Tessensohn, Hannover
Jörn Thiede, Bremerhaven
Dietmar Wagenbach, Heidelberg
Mitteilungen für die Autoren: Die Zeitschrift POLARFORSCHUNG dient der Publikation von Originalbeiträgen aus allen Disziplinen der Polar- und Gletscherforschung. Manuskripte, Rezensionstücke und Korrespondenz werden erbeten an: Deutsche Gesellschaft für Polarforschung e.V., Schriftleitung Polarforschung,
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Die Manuskripte können in deutscher oder englischer Sprache abgefasst sein. Jeder Beitrag ist mit einer deutschen und englischen Zusammenfassung sowie entsprechenden Unterschriften für Abbildungen und Tabellen zu versehen. Die Manuskripte müssen einseitig weitzeilig beschrieben in druckfertigem Zustand in
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