Geoökologische Differenzierung der Antarktis

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung

2 Kurzer Abriss der geomorphologische Entwicklung der Antarktis

3 Südpolare Vergletscherung

4 Die Entstehung des marinen Meereis und ihre Wirkung auf Flora und Fauna

5 Verwitterung und Bodenbildung

6 Klima
6.1 Klimageschichte der Antarktis
6.2 Klima der Südpolaren Region
6.2.1 Klima des Subantarktischen Gürtels
6.2.2 Klima der maritimen Antarktis
6.2.3 Klima der kontinentalen Antarktis

7 Flora und Fauna der Antarktis
7.2 Flora des Subantarktischen Subzonobiom
7.3 Floren des Subzonobiom der Nördlichen Antarktischen Wüste
7.4 Flora und Fauna des Subzonobiom der Südlichen Antarktischen Wüste
7.5 Die marine Fauna der Antarktis

8 Zusammenfassung

Literaturverzeichnis

1 Einleitung

Die hier vorliegende Arbeit beschäftigt sich mir der ökozonalen Differenzierung der Antarktis. In Anlehnung Alexsandrova lässt sich die Antarktis in drei Ökozonen unterteilen.

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Abbildung 1: Unterteilung der Antarktis in drei Ökozonen nach Alexandrova.

Quelle: Wütrich & Thannheiser 2000:17.

Es ist zu erkennen dass die Unterteilung auf drei konzentrischen Ringen basiert. Ursache hierfür sind die isolierte Lage des antarktischen Kontinents und der damit verbunden Einzigartigkeit der Meeres- (Kapitel 4, Abbildung 5) und Luftströmungen (Kapitel 6.2).

Da der Kontinent Antarktis zwischen 98% (Schultze 2003:6) und 99% (Wütrich & Thannheiser 2000:17) mit Eis bedeckt ist beschränken sich die ökologischen bedeutendsten Gebiete auf wenige schmale Küstenstreifen. Besonders die gemilderte Westantarktis ist hierbei zu nennen.

Anhand der Unterscheidungsmerkmale eines Ökosystems, Morphosystem, Pedosystem, Hydrosystem und Klimasystem (Diercke 2001:263), lassen sich die Subzonen klassifizieren. Somit werden in dieser Arbeit die Merkmale und ihre Funktion im Gesamtsystem dargestellt.

2 Kurzer Abriss der geomorphologische Entwicklung der Antarktis

Ausgangspunkt für die Antarktis bildet Rodina, der Prä-Pangäa-Kontinent, den Geologen erst seit kurzem als Grundlage der erdgeschichtlichen Entwicklung sehen. Aus diesem Vorläuferkontinent entstand der Einheitskontinent Pangäa, das sich im Erdmittelalter in Laurentia und Gondwana geteilt hat (Blümel 1999:20).

Während der Zeit vom Jura bis zum Tertiär, oder genauer in der Kreidezeit setzte eine Plattentektonische Dynamik ein, die neue Festländer schuf. Dabei drifteten die Platten immer weiter auseinander und es entstanden im Laufe der Zeit die neuen Ozeane. Ein Bruchstück des Einheitskontinent Gondwana (Abbildung 2), Antarktika, geriet immer weiter in die südpolare Lage, was sich auf die globalen klimatischen Entwicklungen noch heute auswirkt (Blümel 1999:20).

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Abbildung 2: Teilung des Einheitskontinents Gondwana Quelle: Internet 1

Die heutige Ost-Antarktis wird von dem antarktischen Schild gebildet, bei dem kristallines Gestein vorherrscht. Durch die Wachstumsphasen der Gebirgsbildung kann die Antarktis in vier verschiedene Orogene geteilt, wie Tabelle 1 zeigt (Blümel 1999:20f).

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Tabelle 1: Antarktische Orogen-Einteilung (nach Blümel 1999:22)

Auf der westantarktischen Seite besteht der tektonische Bau nicht aus einem zusammenhängenden Kontinentstück, sondern aus drei Archipelen, die durch eine Eisdecke miteinander verbunden werden. Bei den Archipelen handelt es sich um die Antarktische Halbinsel, das Marie-Byrd-Land und das Ellsworth-Orogen. Marie-Byrd-Land besteht aus den Gesteinen Schiefer, Gneis und Sedimenten. Bei der Antarktischen Halbinsel trifft man verschiedene Gesteine an. So sind sowohl die Westküste der Halbinsel, die Süd-Orkneys, als auch die Süd-Shetlands von Grünschiefer durchzogen. Der zentral liegende andine Faltengürtel der Halbinsel besteht aus permokarbonischem Gestein (Schiefer). Allerdings ist der Gesteinskomplex stellenweise mit Vulkaniten durchzogen. Am häufigsten zu finden und strukturell am bedeutendsten ist kreidezeitliches Intrusivgestein. An der Nordspitze der Halbinsel ist Gestein aus der jüngste vulkanischen Phase vorhanden, Olivin-Basalte. (Blümel 1999:22f)

3 Südpolare Vergletscherung

98 % der antarktischen Fläche ist von Eis bedeckt. Die übrigen 2 % sind eisfreie felsige Gipfel, auch genannt Nunataks (Schultze 2003:6).

Die Eismenge, die die Antarktis mit ihrem Inlandeis besitzt (12,5 Mio. km² größtes Eisschild der Erde), umfasst 91 % des gesamten globalen Eisvorrates. Es sind circa 25 Mio. km³ Wasser in der Antarktis gebunden, die 80 % des globalen Süßwassers darstellen. Dabei ist die Inlandseisschicht 3-4 km dick und drückt durch seine enorme Last (2000 t pro m²) den Felsuntergrund der Antarktis tief in das Südpolarmeer. Würde das Inlandeis der Antarktis schmelzen, käme der Felsuntergrund Antarktikas um 0,5 – 1 km aus der Tiefe des Ozeans empor (Wütrich & Thannheiser 2002:63).

Zum Inlandeis gehören viele Bereiche der Antarktis. So zählen Eisdome und die Piedmontgletscher des Festlandbereiches zum Hauptvergletscherungsgebiet. Die vor gelagerten Inseln, deren Eiskappen die Verbindung über die Eisschelfe zum Hauptschelf bilden, das dem Inlandeis zugehörig ist, zählt auch dazu. Damit ist das Gletschereis im Norden der Antarktis als eine Eiskappe zu sehen. Auch Auslassgletscher, die das Eis zum Meer führen, gehören inklusive der Firnmuldengletscher und Firnkesselgletscher zum Inlandeis (Wütrich & Thannheiser 2002:67f.).

Die oben erwähnten Eisschelfe sind ein besonders typisches Merkmal für die Antarktis. Sie entstehen und werden genährt durch die Auslassgletscher. Das größte Eisschelf, das auf der Erde existiert, ist das Ross-Eisschelf mit einer Fläche von 530 000 km². Sowohl Gletscher aus dem transantarktischen Gebirge speisen das Eisschelf, als auch Eisströme aus dem Marie-Byrd-Land (Wütrich & Thannheiser 2002:70). Das Schelfeis schützt den Kontinent gegen das stürmische Südpolarmeer, da sich ein Teil des Schelfeis auf das Land schiebt und dort festgehalten wird. Allerdings kommt es an dieser Grenze (Eisbarriere) häufig zu Brüchen, die dazu führen können, dass sich ein Tafeleisberg ins Meer absetzt. Unterstützt wird das „kalben“ des Eisberges durch den Wellengang, den Tidenhub, die Schmelzprozesse im Sommer und der Schub vom Landesinneren (Internet 2).

Ein solcher Vorgang geschah am Ross-Schelfeis im März 2000. Wobei diese Loslösung des Eisberges nicht auf die Klimaerwärmung zurückzuführen ist, sondern einen natürlichen, immer wiederkehrenden Prozess darstellt. Die Eisbergabbrüche kündigen sich schon lange Zeit vorher an, durch das Entstehen großer Spalten. So konnten schon 1997 von einem kanadischen Satelliten Bilder (Abbildung 3) gemacht werden, die solche Spalten zeigen und das „kalben“ des Eisberges ankündigen (Internet 3).

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Abbildung 3: Ausschnitt aus RADARSAT® Mosaic (bearbeitet von H. Miller).

Situation im November 1997 Quelle: Internet 2.

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Abbildung 4: Abgekalbte Tafeleisberge Quelle: Internet 4.

Meereis ist vom eisbedecktem Festland kaum zu unterscheiden, was allerdings keine verheerenden Folgen hat, da diese Eisdecke trotzdem eine große Last tragen kann (Wütrich & Thannheiser 2002:69). Die Tragfähigkeit von Schelfeis und Eisbergen wird durch Abbildung 4 verdeutlicht. Die Mächtigkeit der Eisberge oder des Schelfeis ist aufgrund dieser Abbildung gut vorstellbar.

Durch das abtauen und gefrieren des Meereis werden sowohl Temperatur, als auch der Salzgehalt beeinflusst. Dadurch entstehen Meeresströmungen. (Wütrich & Thannheiser 2002:71).

Man kann zwischen terrestrischem Süßwasser-Meereis (Eisberge und Schelfeis) und marinem Salzwasser-Meereis unterscheiden. Den dominanteren Teil hat aber das marine Meereis inne, da es eine größere Fläche aufweist. Aufgrund des Salzgehalts kann die Mächtigkeit des marinen Meerwassers nicht mit der, des terrestrischen mithalten (Wütrich & Thannheiser 2002:71).

4 Die Entstehung des marinen Meereis und ihre Wirkung auf Flora und Fauna

Da marines Meereis, auch Packeis genannt, durch das Südpolarmeer gebildet wird, kommt man nicht umhin, den Aufbau und die Funktion des „Southern Ocean“ zu erklären.

Das Südpolarmeer umschließt die gesamte Antarktis mit einer Breitenstreckung von 50° südlicher Breite bis 70° südlicher Breite und ist charakterisiert durch besondere Schichtungen des Meerwassers. Dabei unterscheidet man die Schichtung in unmittelbarer Nähe zum Festland und die Warmwasserüberlagerung in der Nähe der antarktischen Konvergenz. Diese Grenze, an der sich von Norden kommende, warme, hauptsächlich atlantische Wassermasse über die kalten antarktischen Oberflächen-gewässer schiebt, wird durch den Westwind-Drift gesteuert (Wütrich & Thannheiser 2002:51f.). Es entsteht subantarktisches Zwischenwasser (Wütrich & Thannheiser 2002:52).

Dieser Austausch mit den globalen Weltmeeren ist nur möglich, durch das Fehlen von großen Inseln und dem Fehlen von einem Kontinentalrand. Denn es findet nicht nur ein Zustrom der atlantischen Wassermassen statt, sondern auch ein Ausstrom des antarktischen Bodenwassers und des subantarktischem Zwischenwassers. Dieses kalte und salzarme Wasser schiebt sich in Richtung des Äquators und findet sich auf der Südhalbkugel beispielsweise im Humboldtstrom wieder.

Der antarktische Zirkumpolarstrom (zwischen 70° und 65° südlicher Breite), in dem der Westwind-Drift durch die Corioliskraft nach Nordosten abgeleitet wird, bildet den äußeren Ring der südpolaren Wasserbewegung (Abbildung 5). Demzufolge muss es auch einen inneren Ring der südpolaren Wasserbewegung geben, den Polarstrom oder auch Ostwinddrift genannt. Dieser greift bei circa 65° südlicher Breite und verläuft in die entgegengesetzte Richtung des äußeren Rings, nach Südwest (Abbildung 5). Allerdings wird diese innere Ringströmung an der antarktischen Halbinsel aufgehalten und nach Norden geleitet, wo sie in den äußeren Ring gelangt. Durch den schnellen Richtungswechsel entstehen kleine Wirbel im Bereich des Weddelmeers, dem Weddeldrift (Abbildung 5). Ähnliche Erscheinungen solcher Wirbel sind auch am Rossmeer zu sehen (Wütrich & Thannheiser 2002:54).

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