Als Meereis bezeichnet man zu Eis gefrorenes Meerwasser. Meereis kommt außerhalb der Polargebiete saisonal unter anderem in der Ostsee, in skandinavischen Fjorden, im Sankt-Lorenz-Golf oder dem Ochotskischen Meer vor. Etwa 6,5 % der Weltmeere sind im Jahresmittel von Meereis bedeckt, das entspricht einer Fläche von 22,5 Millionen km2.
Meereis spielt eine entscheidende Rolle im Klimasystem der Erde. Das helle Eis reflektiert mehr Wärmestrahlung zurück in den Weltraum als das dunkle Meer, welches die Wärme stärker absorbiert. Je weniger Eis die Wasseroberfläche bedeckt, desto mehr Wärme wird im Meer aufgenommen. Diese zusätzliche Wärme wiederum führt dazu, dass noch mehr Eis schmilzt und immer größere dunkle Wasserflächen entstehen, die mehr Wärme aufnehmen und den Rückgang des Meereises immer weiter beschleunigen – diese Eis-Albedo-Rückkopplung ist Teil der polaren Verstärkung.
mini|Packeis
Meereistypen mini|Bildung von Neueis (Nilas) in der arktischen Baffin Bay mini|Mehrjähriges Packeis am Geographischen Nordpol. Mitte April 1990 zeigen hier die flachen Packeisschollen eine Dicke von 2,5 Meter. mini|Grundeis bei Cape Armitage an der Südspitze der Ross-Insel unter dem Meereis des antarktischen McMurdo-Sunds
Meereis weist einen großen Reichtum verschiedener Formen auf, die stark durch den Seegang bestimmt werden. Auf bewegter Ozeanoberfläche entsteht zunächst Frazil-Eis, das sind feine, bis zu 2 cm große Eisnadeln oder -plättchen, die sich zu suppenartigem Eisschlamm verdichten. Bei weiterem Wachstum entsteht dann Pfannkucheneis, eine Schicht meist kreisförmiger, bis zu 3 m großer Eisstücke mit wulstigem Rand. Ohne Seegang kann Neueis in Form einer geschlossenen Eisdecke (Nilas) entstehen. Die Eisdecke wird vor allem durch das Anfrieren von Wasser unterhalb des Eises dicker. Junges Eis ist Eis nach dem Stadium des Nilas, das aber noch nicht einjährig ist, mit einer Dicke von 10–30 cm.
In der Regel erreicht die Eisschicht zum Ende der Gefrierperiode eine Dicke von bis zu 2 m und bildet dann einjähriges Eis (30 cm–3 m Dicke). Hat das Eis nach dem Ende der Gefrierperiode mindestens noch eine Sommerschmelze überdauert, nennt man es altes Eis, nach zwei Sommerschmelzen auch mehrjähriges Eis. Ab einer Dicke von knapp einem Meter isoliert eine Meereisdecke das Wasser unter ihr so weit, dass es nicht weiter gefriert. Meereis nimmt danach an Dicke vor allem dadurch zu, dass Eisschollen aufeinandergeschoben werden. Das gilt besonders für das meist mehrjährige Packeis. Durch das Übereinanderschieben des Eises können meterhohe Presseishügel im Packeis entstehen. Ein geringerer Anteil an mehrjährigem Eis, wie er seit den 1990er Jahren beobachtet wird, geht mit größeren saisonalen Schwankungen der Meereisbedeckung einher.
Nahezu das gesamte Meereis der Antarktis ist höchstens einjährig. Es befindet sich auf niedrigerer geografischer Breite und schmilzt bei dort herrschenden milderen Wassertemperaturen im Sommer weitgehend. Dagegen sind Teile des arktischen Meereises in höheren geografischen Breiten mehrjährig. Sie tauen im arktischen Sommer nicht vollständig, sondern erst dann, wenn die Eisdrift sie in niedrigere Breiten transportiert.
Festeis ist an Küstenlinien oder auf dem Meeresgrund verankertes Eis, das also nicht frei auf der Meeresoberfläche schwimmt. Packeis ist oft nicht an Festland verankert und kann daher einer Eisdrift unterliegen. Treibeis besteht aus Eisschollen, die sich von einer Eisdecke gelöst haben.
Eine natürliche eisfreie Fläche, die vollständig von Meereis umgeben ist, heißt Polynja. Künstliche in das Eis geschlagene Rinnen und Löcher werden Wuhnen genannt.
Nicht zum Meereis zählt man das durch Gletscherfluss entstandene Schelfeis und Eisberge.
Eigenschaften mini|Mehrjähriges Packeis am Geographischen Nordpol mit einer Dicke von rund 2,5 Meter. Kernbohrungen zeigen hier Mitte April 1990, dass die obersten 2 Meter bei allen Bohrungen ausgesüßt sind. Das Salz des Meerwassers (etwa 35 Promille Salzgehalt) senkt dessen Gefrierpunkt auf ca. −1,9 °C ab. Es wird beim Eiswachstum nicht in das Kristallgitter des Eises eingebaut, sondern bleibt zum Teil im umgebenden Wasser, zum Teil bildet es Soletaschen im Eis. In mehrjährigen, dicken Packeisschollen können diese Soletaschen nach unten wandern, was dazu führt, dass Meereis in den oberen Bereichen aussüßt und nur noch sehr geringen oder keinen Salzgehalt aufweist. Der Salzgehalt von einjährigem Meereises beträgt hingegen etwa drei bis fünf Promille. (Siehe hierzu auch: Meereisblume.)
Bei zunächst fehlender Konvektion führt die Eisbildung damit zu einer Erhöhung der Salinität (des Salzgehalts) und dadurch auch der Dichte des umgebenden Wassers. Dies kann zur Destabilisierung der Dichteschichtung und zu Konvektion (thermohaline Zirkulation) führen. Die thermohaline Zirkulation ist elementar für die Tiefenwasserbildung und damit für die gesamte Ozeanzirkulation. Das Schmelzen des Meereises wirkt hingegen wie ein Eintrag von Süßwasser in die oberen Ozeanschichten, was die Schichtung stabilisiert und Konvektion entgegenwirkt.
Die Eisbewegung, durch Wind und Ozeanströmungen angetrieben, geht mit einem Transport von Süßwasser und negativer latenter Wärme einher. Meereis behindert den Austausch von latenter und sensibler Wärme zwischen Ozean und Atmosphäre. Schon eine dünne Meereisdecke unterbindet den Wärmefluss fast vollständig. Dort, wo die Eisdecke nicht vollständig geschlossen ist, kann die Wärmeleistung mehrere hundert Watt pro Quadratmeter annehmen.
Das zumeist von Schnee bedeckte Meereis zeichnet sich durch ein sehr hohes Rückstrahlvermögen (Albedo) für Sonnenlicht aus. Von dem eisfreien Ozean wird ein Großteil der kurzwelligen Strahlung absorbiert, über dem Meereis hingegen reflektiert. Diese sich selbst verstärkende Rückkopplung, die Eis-Albedo-Rückkopplung, beeinflusst ganz wesentlich die Strahlungsbilanz der Polarregionen und der Erde insgesamt.
Messung mini|Kennzahlen von Eisschollen
Die Fernerkundung mit Satellitensensoren im Mikrowellenbereich ist die einzige Möglichkeit, globale Informationen über die Meereisbedeckung zu erlangen, und dies nahezu unabhängig von Licht und Wolkenbedeckung. Seit 1979 wird das Meereis mit passiven Mikrowellensensoren von Satelliten aus vermessen. Man macht sich dabei die Eigenschaft des Eises zunutze, andere Mikrowellenstrahlung auszusenden als Meerwasser.
Anhand der Satellitendaten werden die Meereisfläche und Meereisausdehnung berechnet, die der Abschätzung der tatsächlichen Meereisbedeckung dienen. Zur Berechnung der Meereisfläche wird für jede Flächeneinheit in den Satellitendaten, meist 25×25 km2, der Anteil Eisfläche (die Meereiskonzentration) geschätzt und aus ihr sowie aus der Flächeinheit die gesamte Meereisfläche berechnet. Die Meereisausdehnung ist dagegen die Summe der Flächeneinheiten, in denen der geschätzte Meereisanteil einen Schwellwert, meist 15 %, überschreitet. Da Oberflächenänderungen, wie Schneebedeckung oder Schmelzwasserpfützen, die Schätzung der genauen Meereiskonzentration erschweren, ist die Meereisausdehnung das konsistentere Maß.
Weitere wichtige Maße sind die Meereisdicke, die man mittels Satellitenmissionen wie ICESat oder CryoSat-2, stichprobenartig von der Oberfläche aus oder unterseeisch mit Sonar ermittelt, und das Meereisvolumen, berechnet aus Meereiskonzentration und -dicke.
Zur Verifizierung der Satellitendaten werden Eisschollen auch direkt vermessen. Man verwendet hierzu vom Schiff oder von Hand geschleppte Sensoren, Eisbohrungen und einen Zollstock. Mit wenigen Parametern lässt sich eine Eisscholle im Detail beschreiben (Eisdicke, Tiefgang, Freibord, Tiefe der Schmelzwassertümpel, Dicke der Schneeauflage).
Meereis in der Arktis Geschichte mini|Rekonstruierte arktische spätsommerliche Meereisausdehnung seit 560 (rote Linie) und beobachtete Werte seit 1870 (blaue Linie, geglättet); aktuelle ungeglättete Werte liegen bei 3,5 bis 5 Mio. km2 Geologische Daten deuten darauf hin, dass die Geschichte des arktischen Meereises eng an klimatische Veränderungen gekoppelt ist, die durch Änderungen in den Treibhausgaskonzentrationen, der Erdumlaufbahn und der Neigung der Erdachse verursacht werden. Große saisonale Eisdecken bildeten sich in der Arktis nach dem Paläozän/Eozän-Temperaturmaximum vor ca. 47 Mio. Jahren. Erstes mehrjähriges Eis entstand vor ca. 13–14 Mio. Jahren. Mit Beginn des Quartär, vor ca. 3 Mio. Jahren (siehe auch Känozoisches Eiszeitalter), nahm die Eisbedeckung zu, wobei es möglicherweise in Zwischeneiszeiten auch saisonal eisfreie Perioden gegeben haben könnte. Zu Beginn des Holozän, vor ca. 10.000 Jahren, gab es eine Phase vergleichsweise geringer Eisbedeckung. Seitdem gab es bis in das späte 19. Jh. hinein keine großen, die gesamte Arktis umfassenden Veränderungen.
Gegenwart mini|Jahreszeitlicher Wechsel der Meereisausdehnung in der Arktis zwischen März (Maximum) und September (Minimum), wie er noch bis ca. 2000 gültig war. Inzwischen ist diese Grafik durch den Klimawandel obsolet geworden.
lang=de|mini|Meereisausdehnung in der Arktis im April 2013 (Maximum) und August 2013 (Minimum)
mini|Zeitlicher Verlauf der Meereisoberfläche in der Arktis. Man erkennt den jahreszeitlichen Verlauf und die abnehmende Gesamttendenz. Die Daten wurden aus Satellitenaufnahmen gewonnen.Fetterer, F., K. Knowles, W. Meier, and M. Savoie. 2002, updated 2009. Sea Ice Index. Boulder, Colorado USA: National Snow and Ice Data Center. Digital media.
mini|Zur Abnahme der Fläche gesellt sich eine der Dicke und damit eine noch deutlichere des Eisvolumens, die hier als den saisonalen Schwankungen überlagert sichtbar wird. Die Daten wurden mit Hilfe eines, an die leider recht spärlichen Eisdickemessdaten angepassten, komplexen numerischen Modells gewonnen. mini|Volumen des Meereises in der Arktis über der Zeit unter Verwendung eines Polarkoordinatensystems (Zeitverlauf: ein Umlauf pro Jahr)
Die Meereisbedeckung im Norden schwankt im Jahrestakt zwischen ca. 15 Mio. Quadratkilometern im April und ca. 3,5 Mio. Quadratkilometern im September. Jeden Sommer schwinden also rund ⅔ bis ¾ des gesamten Eises. Im Winter friert diese Fläche dann wieder zu, was eine Wiedervereisung von rund 10 Mio. Quadratkilometern darstellt. (Dies entspricht etwa 28 Mal der Fläche der Bundesrepublik Deutschland.) Dabei wandert die Eisfront bei der Sommerschmelze um einige tausend km nordwärts und bei der Wintervereisung ebenso weit südwärts – siehe nebenstehende Abbildung.
Seit Beginn der Satellitenmessungen sind Meereisfläche und -ausdehnung in der Arktis rückläufig. Die mittlere jährliche Meereisfläche nahm zwischen 1979 und 2020 um 2 Mio. km² ab. Rückläufige Trends werden in allen Regionen und allen Monaten beobachtet, wobei die Monate mit dem stärksten Rückgang September, Juli und August sind, die Regionen mit dem stärksten Rückgang im Jahresmittel die Barentssee und Karasee. Zur Zeit des Meereisminimums im September betrug der Flächenrückgang zwischen 1979 und 2020 rund −3,2 Mio. km², zur Zeit des Maximums im März −1,4 Mio. km. Auch der Anteil des mehrjährigen, dicken Eises ist stark rückgängig. Seit 1996 überwiegt in der Zeit maximaler Meereisausdehnung der Anteil an einjährigem Eis. Zwischen 1979 und 2020 ist im jährlichen Mittel fast die Hälfte des Eisvolumens verloren gegangen. Der gegenwärtige Eisverlust scheint, zumindest im Vergleich zu den letzten einigen tausend Jahren, außergewöhnlich und nicht mit den natürlichen Ursachen vergangener Änderungen erklärbar zu sein. Neben weiträumigen Oszillationen, wie etwa der Nordatlantischen Oszillation, ist die globale Erwärmung eine Ursache.