Polarforschung - HFT Stuttgart
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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 20.11.2007 19:54 Uhr 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. Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 87 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; <[email protected]> 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) 87 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 88 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. 88 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 89 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. 89 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 90 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- Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 91 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 91 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 92 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:35 Uhr Seite 93 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. References Allègre, C.J., Staudacher, P., Sarda, P. and Kurz, M. (1983): Constraints on evolution of earth’s mantle from rare gas systematics.- Nature 303: 762766. Anders, E. & Grevesse, N. (1989): Abundances of elements: Meteoritic and solar.- Geochim. Cosmochim. Acta, 53: 197-214. Bastien, T.W., Lehmann, E.K. & Craddock, C. (1976): The geology of Peter I Island.- In: C.D. HOLLISTER, C. CRADDOCK, et al. (eds), Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, U.S. Government Printing Office, Washington, DC., 35: 341-357. 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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____________ 1 Institute of Plant Ecology, University of Münster, Hindenburgplatz 55, 48143 Münster, Germany; <[email protected]>, <[email protected]> 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. 95 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 96 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. 96 Umbruch 76.3 7 8 9 10 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 97 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). 97 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 98 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. 98 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 & Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 99 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). 99 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 100 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. 20.11.2007 20:36 Uhr 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. Umbruch 76.3 Seite 101 101 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 102 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 103 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. 103 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 104 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. 104 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 105 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. 105 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 106 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 106 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 107 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, +). References Ahokas, H. & Fredskild, B. (1991): Coexistence and hybridization of Leymus mollis and L. arenarius in Greenland, and demarcation of the species by endospermal prolamins, leymins.- Nord. J. Bot. 11, 4: 385-392. Batten, A.R. & Murray, D.F. (1993): Dry coastal ecosystems of Alaska.- In: E. VAN DER MAAREL (ed), Ecosystems of the world 2A. Dry coastal ecosystems. Polar regions and Europe.- Elsevier, Amsterdam, 23-37. Bay, Ch. (1992): A phytogeographical study of the vascular plants of northern Greenland – north of 74° northern latitude.- Meddel. 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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; <[email protected]>, <[email protected]> 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), 109 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 110 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. 110 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 111 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. 111 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:36 Uhr Seite 112 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. Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 113 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. 113 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 114 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. 114 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 115 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 115 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 116 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 116 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 117 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. 117 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 118 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. References Abe-Ouchi, A. (1993): Ice sheet response to climate change.- Zürcher Geographische Schriften 54. Dietrich, R., Scheinert, M. & Korth, W. (1998): The verification of the solid earth response on changing ice loads; a geodetic project in West Greenland.- In: P. Wu (ed), Dynamics of the Ice Age, a modern perspective.TransTech Publications, Zürich, 509-522. 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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; <[email protected]> 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 120 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 121 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. 121 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 122 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. 122 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 123 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. References Alford, M.H. & Pinkel, R. (2000): Observations of overturning in the thermocline: the context of ocean mixing.- J. Phys. Oceanogr. 30 (5): 805-832. 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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; <[email protected]> Lomonosov Moscow State University, Geographical Faculty, Vorobievy Gory, 119899 Moscow, Russia; <[email protected]> Leibniz Institute for Marine Sciences IFM-GEOMAR, Wischhofstr. 1-3, 24148 Kiel, Germany; <[email protected]> Mainz Academy of Sciences, Humanities and Literature, Leibniz Institute for Marine Sciences IFM-GEOMAR, Wischhofstr. 1-3, 24148 Kiel, Germany; <[email protected]> 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 125 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 126 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 127 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 127 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 128 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 129 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 129 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 130 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 131 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. References Andreev, A.A., Klimanov, V.A. & Sulerzhitsky, L.D. (2001): Vegetation and climate history of the Yana River lowland, Russia, during the last 6400 yr.- Quat. Sci. Rev. 20: 259-266. 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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; <[email protected]> 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 133 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 134 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 135 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 135 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 136 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). Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 137 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 137 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 138 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 139 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 139 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 140 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. Literatur Anderson, A.H. (1974): Die Drift der Kontinente.- Brockhaus, Wiesbaden, 1191. Baschin, O. (1927): Die geographische Bedeutung der Polflucht.- Petermanns Geograph. Mitteil. 1927: 223-224. Baschin, O. (1929): Besprechungen: Wegener, Alfred, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane.- Die Naturwissenschaft 17(17): 275-278. Demhardt, I.F. (2005): Alfred Wegener: The Theory on continental drift and its discussion in "Petermanns Geographische Mitteilungen" (1912-1942).Polarforschung 75: 21-27. Epstein, P.S. (1921): Ueber die Polflucht der Kontinente.- Die Naturwissenschaften 9 (25): 499-502. Frisch, W. & Meschede, M. (2007): Plattentektonik. 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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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr Seite 142 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 system.Geophys. Res. Lett. 33: L03703, doi:10.1029/2005GL025245. Dorn, W. et al. (2003): Competition of NAO regime changes and increasing greenhouse gases and aerosols with respect to Arctic climate estimates.Climate Dyn. 21: 447-458. 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, Cambridge, Cambridge University Press. 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. Umbruch 76.3 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 Umbruch 76.3 20.11.2007 20:37 Uhr 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; <[email protected]> Zusammenstellung: Dr. Rainer Gersonde und Monika Huch Abb. 1: Schematische Darstellung der Funktionsweise der „bipolaren Klimamaschine”. 144 Umbruch 76.3 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 Umbruch 76.3 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 Deutsche Gesellschaft für Polarforschung e. V. Konten: Postbank Hannover, BLZ 250.100.30, Konto-Nr. 1494.306 Deutsche Bank Hamburg, BLZ 200.700.24, Konto-Nr. 5703459.00 Bank transfer from abroad: Postbank Hannover, IBAN DE15 0030.0001.4943.06 BIC PBNKDEFF Deutsche Bank Hamburg, IBAN DE 34 2007.0024.0570.3459.00 BIC DEUTDEDBHAM Vorstand Board of Directors Georg Kleinschmidt, Vorsitzender, Chairman Heinz Miller, Geschäftsführer, General Secretary Bernd Ritter, Schatzmeister, Treasurer Michael Spindler, stellv. Vorsitzender, Vice Chairman Reinhard Dietrich, Vorsitzender des Wiss. Beirats. Chairman of the Scientific Advisory Board Ludger Kappen, stellv. Vorsitzender des Wiss. Beirats, Vice Chairman of the Scientific Advisory Board Dieter K. Fütterer, Schriftleiter, Executive Editor Wissenschaftlicher Beirat Scientific Advisory Board Yvon Csonka, Nuuk Detlef Damaske, Hannover Reinhard Dietrich, Dresden Eberhard Fahrbach, Bremerhaven Dieter K. Fütterer, Bremerhaven Ludger Kappen, Dassel Heidemarie Kassens, Kiel Manfred Lange, Münster Geschäftsstelle / Office Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung, Postfach 12 01 61, D-27515 Bremerhaven Mitgliedschaft Membership Der jährliche Mitgliedsbeitrag beträgt € 30.00 für ordentliche Mitglieder, € 12.50 für Studenten, € 60.00 für korporative Mitglieder. Beitrittserklärungen sind an die Geschäftsstelle zu richten. Die Mitgliedshaft umfasst den Bezug der Zeitschrift POLARFORSCHUNG. Cornelia Lüdecke, München Hans-Ulrich Peter, Jena Eva-Maria Pfeiffer, Hamburg Christian Schlüchter, Bern Helmut Rott, Innsbruck Franz Tessensohn, Hannover Jörn Thiede, Bremerhaven Dietmar Wagenbach, Heidelberg POLARFORSCHUNG Organ der Deutschen Gesellschaft für Polarforschung Journal of the German Society of Polar Research Schriftleiter Editors’ Office Dieter K. Fütterer, Alfred-Wegener-Institut, für Polar- und Meeresforschung, Postfach 12 01 61, D-27515 Bremerhaven Redaktionsausschuss Editorial Board Wolf Arntz, Bremerhaven Norbert Blindow, Münster Yvon Csonka, Nuuk Reinhard Dietrich, Dresden Dieter K. Fütterer, Bremerhaven Ludger Kappen, Dassel Heinz Miller, Bremerhaven Hansjürgen Müller-Beck, Tübingen Dirk Olbers, Bremerhaven Eva-Maria Pfeiffer, Hamburg Bernhard Stauffer, Bern 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, c/o Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung, Postfach 120161, 27515 Bremerhaven, E-mail: <[email protected]>. Eingesandte Manuskripte werden Fachvertretern zur Begutachtung vorgelegt und gelten erst nach ausdrücklicher Bestätigung durch die Schriftleitung als zur Veröffentlichung angenommen. 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 Maschinenschrift eingereicht werden. Figuren und Bilder werden als reproduktionsfähige Reinzeichnungen erbeten. Die Korrekturen in den Druckfahnen sind auf tatsächliche Druckfehler zu beschränken. Erscheinungsweise: Jährlich erscheinen drei Hefte. Bezugsbedingungen: Für Mitglieder der Deutschen Gesellschaft für Polarforschung ist der Bezugspreis für die Zeitschrift im Mitgliedsbeitrag enthalten. 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Authors will be provided with 50 reprints free of charge. POLARFORSCHUNG is published three times a year. Subscription rates: For members of the German Society of Polar Research, subscription to POLARFORSCHUNG is included in the membership dues. For nonMembers the price of a single issue is Euro 20.00. Umschlag 76.3 20.11.2007 19:55 Uhr Seite 4 Information: http://earth.uni-muenster.de/Polartagung E-mail: [email protected]