Der Arktische OzeanDer Arktische Ozean ist gekennzeichnet von zwei tiefen Ozeanbecken und einem ausladenden Schelfmeer.Die Packeisdecke des Arktischen Ozeans am geographischen Nordpol
Der Arktische Ozean, auch Nordpolarmeer, Nördliches Eismeer, Arktische See oder kurz Arktik genannt, ist mit 14,09 Millionen km² der kleinste Ozean der Erde. Mit einer durchschnittlichen Wassertiefe von 987m zählt er zu den flacheren Meeren, seine größte Tiefe beträgt 5669m. Er wird manchmal auch als Nebenmeer des Atlantischen Ozeans betrachtet. Der Arktische Ozean liegt in der Arktis und ist ganzjährig von Meereis bedeckt, wobei die Ausdehnung des Eises jahreszeitlich schwankt und durch den Klimawandel massiv abgenommen hat. Laut NASA verringert sich die sommerliche Meereisbedeckung derzeit um 12,6% pro Dekade aufgrund von globaler Erwärmung.
Der Arktische Ozean hat eine Ausdehnung von rund 14,09 Millionen km² und ist großflächig von Eis bedeckt. Dabei nimmt die Eisbedeckung mit den Jahreszeiten zu und ab. Insgesamt hat die Eisfläche seit den 1970er Jahren deutlich abgenommen. Während die spät-sommerliche Eisbedeckung im September in den 1980er Jahren noch zwischen 6 und 7 Millionen km² betrug, beträgt diese in den 2010er Jahren nur noch durchschnittlich 4,13 Millionen km². Mitte September 2020 lag dieser Wert bei 3,8 Millionen km².
Arktische Meereisausdehnung im September 1984 mit deutlichem Anteil von mehrjährigem EisGeringere Meereisausdehnung im September 2016 mit reduziertem Anteil von mehrjährigem Eis
Im Molloytief, das sich 165km westlich von Spitzbergen befindet, ist der Arktische Ozean bis 5669m tief.
Fünf Flüsse, die zu den längsten der Welt gehören, münden in den Arktischen Ozean. Auf der euroasiatischen Seite sind das die großen sibirischen Flüsse Ob, Jenissei und Lena, in Nordamerika der Yukon River in Alaska und der kanadische Mackenzie River. Die in den Ozean eingetragene Wassermenge durch die sibirischen Flüsse ist etwa 3-4 mal größer als die der nordamerikanischen Zuflüsse. Die Forscher um Bruce Peterson behaupten, dass die ins Nordpolarmeer gelangte Süßwassermenge von 1936 bis 1999 um etwa 128km³ bzw. etwa um sieben Prozent zugenommen hat.
Die geologische Struktur des Arktischen Ozeans wird von zwei großen Tiefseebecken dominiert, die durch einen unterseeischen Gebirgszug, den Lomonossow-Rücken, voneinander getrennt sind: das Eurasische Becken auf der Atlantikseite und das Kanadische oder Amerasische Becken auf der Pazifikseite. Diese Becken sind von ausgedehnten Kontinentalschelfen umgeben, die etwa ein Drittel ihrer Fläche einnehmen. Die Entstehung des Arktischen Ozeans ist das Ergebnis von plattentektonischen Prozessen über Jahrmillionen, darunter Seafloor-Spreading und die Fragmentation von Kontinentalblöcken.
Großstrukturen und Bathymetrie
Arktischer Ozean mit diversen Becken und Rücken (englische Bezeichnungen).
Der Arktische Ozean gliedert sich in zwei primäre geologische Provinzen:
1. Das Eurasische Becken (Eurasian Basin): Dieses Becken ist ein ozeanisches Becken, das durch Seafloor-Spreading am Gakkelrücken gebildet wurde, der nördlichsten Verlängerung des Mittelatlantischen Rückens. Der Gakkelrücken teilt das Eurasische Becken seinerseits in das Nansen-Becken (zwischen dem Gakkelrücken und dem eurasischen Kontinentalrand) und das Amundsenbecken (zwischen dem Gakkelrücken und dem Lomonossow-Rücken) auf. Das Amundsen-Becken ist mit ~4500m die tiefste Region des Arktischen Ozeans.
2. Das Kanadische oder Amerasische Becken (Canadian Basin / Amerasian Basin): Dieses Becken ist geologisch komplexer; es könnte durch verschiedene Mechanismen, einschließlich begrenzter ozeanischer Krustenbildung und ausgedehnter Dehnung kontinentaler Kruste, entstanden sein. Es wird durch den Alpha-Mendelejew-Rücken in weitere Unterbecken unterteilt: das Kanada-Becken (Canada Basin) – nicht zu verwechseln mit dem größeren Kanadischen Becken im Süden (mit ~3800 m das flachste – und größte Unterbecken) und das Makarow-Becken (Makarov Basin). Die genaue Entstehung des Alpha-Mendelejew-Rückens ist nach wie vor Gegenstand der Forschung; diskutiert werden ein vulkanisch überprägter Mittelozeanischer Rücken oder eine Hotspot-Spur (wenn das heiße Gestein aus dem Meeresboden strömt, während sich aber die oberste Krustenschicht langsam verschiebt).
Entstehungsgeschichte
Die geologische Entwicklung des Arktischen Ozeans lässt sich in groben Zügen wie folgt rekonstruieren:
Kreidezeit bis Paläogen: Die Öffnung des Kanadischen Beckens begann vermutlich vor etwa 130-120Millionen Jahren, als die ursprüngliche Kontinentalscholle, bestehend aus den heutigen Schelfen Sibiriens, Nordamerikas und Grönlands, auseinanderbrach. Es wird angenommen, dass sich das Kanada-Becken durch Rotation des Alaska- und Tschuktschen-Blocks von Nordamerika weg öffnete.
Paläogen bis heute: Die Öffnung des Eurasischen Beckens ist jünger. Vor etwa 55-56Millionen Jahren begann der Lomonossow-Rücken, ein schmales, bis zu 1600m hoher Kontinentalfragment, sich durch die beginnende Spreizung des Ozeanbodens (Seafloor-Spreading) am Gakkelrücken von der Barents-Kara-Schelfkante Eurasiens zu lösen und nach Norden zu driften. Dieser Prozess trennte das ursprünglich zusammenhängende arktische Becken in die beiden heute existierenden Hauptbecken und schuf die tiefe Framstraße als Verbindung zum Atlantik.
Schelfe und Sedimente
Eine bathymetrische/topographische Karte des Arktischen Ozeans und der umliegenden Länder.
Die Geologie der Arktis ist aufgrund der ganzjährigen Eisbedeckung und der schwierigen Erfassungsbedingungen noch immer nicht vollständig verstanden. Internationale Bemühungen wie die IBCAO (International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean) haben die Kartierung des Meeresbodens erheblich verbessert. Offene Fragen betreffen die genaue Altersbestimmung der ozeanischen Kruste im Kanadischen Becken, die tektonische Natur des Alpha-Mendelejew-Rückens und die Wechselwirkung zwischen geologischen Strukturen und den Zirkulationsmustern der Tiefenwassermassen.
„Mittelmeer des Nordens“ zeitweise salzfrei?
Wiederholt in der Erdgeschichte war in Kaltzeiten der Meeresspiegel stark abgesenkt, weil auf den Kontinenten dicke Gletscher lagerten. Bei in den Weltmeeren bis zu 130 m tieferem Wasserspiegel während der Weichsel-Kaltzeit vor 60.000 bis 70.000 Jahren wurden Arktis und Europäisches Nordmeer zu einem „Mittelmeer des Nordens“, stark durch Land umschlossen. Liegt nun ein dicker Panzer aus Gletschereis auf diesem Mittelmeer, reichen bis zu acht Neuntel seiner Dicke unter die Wasseroberfläche und können seichte Verbindungsreste – etwa westlich und östlich von Island – zu umgebenden Meeren verschließen. Gibt es reichlich Niederschlag auf dem Polareisgletscher, kann er bis zu mehrere hundert Meter Dicke erreichen sowie oben wachsen und unten zugleich durch Erdwärme schmelzen, damit darunter eingeschlossenes Salzwasser verdünnen und dadurch den Wasserkörper binnen weniger tausend Jahre aussüßen. Weiters können nach Norden fließende Flüsse im Sommer Süßwasser einspeisen.
Ein Team um Walter Geibert, Geochemiker vom Alfred-Wegener-Institut, schließt von fehlendem Thorium-230 (HWZ = 75.000 a) in Sedimentschichten dieses Mittelmeeres auf Salzfreiheit seines Wassers während zumindest zweier Kaltzeiten, nämlich auch in der Saale-Kaltzeit vor 150.000 bis 130.000 Jahren.
Ozeanographie
Die Ozeanographie des Arktischen Ozeans ist geprägt durch dessen besondere Geographie, ein stark geschichtetes Dichteprofil und komplexe Zirkulationsmuster, die Wärme, Salz und Süßwasser zwischen dem Atlantik, dem Pazifik und den arktischen Schelfen austauschen. Für die Bildung von Tiefenwasser und den Süßwasserhaushalt ist der Arktische Ozean besonders wichtig.
Wassermassen und Schichtung
Der Arktische Ozean ist durch eine starke, primär durch den Salzgehalt (die Salinität) bestimmte, vertikale Schichtung charakterisiert. Man kann mehrere charakteristische Wassermassen unterscheiden:
Verteilung der wichtigsten Wassermassen im Arktischen Ozean. Die Abbildung zeigt die verschiedenen Wassermassen entlang eines vertikalen Profils von der Beringstraße über den geographischen Nordpol bis zur Framstraße. Da die Schichtung stabil ist, sind tiefer liegende Wassermassen dichter als die darüber liegenden Schichten.
Polare Deckschicht(Polar Mixed Layer, PML): Diese oberste, etwa 50Meter dicke Schicht wird im Winter durch Gefrierprozesse und Konvektion durchmischt und im Sommer durch Schmelzwasser von der Oberfläche her verdünnt. Der Salzgehalt variiert regional stark, von 30–32,5Practical Salinity Units (PSU) im Kanadischen Becken bis 32–34 im Eurasischen Becken.
Halokline: Darunter liegt eine 100–250Meter mächtige Schicht, in der der Salzgehalt mit der Tiefe stark zunimmt, während die Temperatur nahe dem Gefrierpunkt bleibt (32,5< S <34,5PSU). Sie wirkt als Barriere und isoliert das Meereis und die kalte Oberfläche von dem darunter liegenden wärmeren Atlantikwasser.
Atlantikwasserschicht (Atlantic Water, AW): In 150–900Metern Tiefe befindet sich eine Schicht vergleichsweise warmen und salzreichen Wassers (>0°C, 34,5< S <35PSU), das aus dem Atlantik stammt. Dieses Wasser zirkuliert als Randströmung entlang der Kontinentalhänge und verliert nur langsam seine Wärme.
Zwischenwasser (Intermediate Water): Unterhalb der Atlantikschicht findet man kälteres Wasser (−0,5°C< θ <0°C), das sich frei über die unterseeischen Rücken wie den Lomonossow-Rücken hinweg ausbreitet.
Tiefen- und Bodenwasser (Deep and Bottom Waters): Die tiefsten Wassermassen in den verschiedenen Becken weisen niedrige Temperaturen, einen hohen Salzgehalt und damit eine hohe Dichte auf. Das Tiefenwasser des Kanadischen Beckens (Canadian Basin Deep Water, CBDW) ist dabei typischerweise wärmer und salziger als das des Eurasischen Beckens (Eurasian Basin Deep Water, EBDW).
Strömungen und Zirkulation
Zirkulation der oberen Schichten des Arktischen Ozeans. Warme Atlantikströmungen sind durch rote Pfeile, kalte, weniger salzhaltige Polar- und Arktisströmungen durch blaue Pfeile gekennzeichnet. Strömungen mit niedrigem Salzgehalt sind durch grüne Pfeile gekennzeichnet. AC = Anadyrstrom. ACC = Alaska-Küstenstrom. BC = Baffinstrom. BIC = Bäreninselstrom. BG = Beaufortwirbel. EGS = Ostgrönlandstrom. EIC = Ostislandstrom. ESC = Ostspitzbergenstrom. IC = Irmingerstrom. JMC = Jan-Mayen-Strom. MC = Murmanskstrom. NAD = Nordatlantikdrift. NAC = Norwegischer Atlantikstrom. NCC = Norwegischer Küstenstrom. SB = Sibirischer Zweig (der Transpolardrift). SCC = Sibirischer Küstenstrom. TPD = Transpolardrift. WGC = Westgrönlandstrom. WSC = Westspitzbergenstrom.
Die Zirkulation im Arktischen Ozean wird durch ein komplexes Zusammenspiel von windgetriebenen Strömungen, thermohalinen Antrieben (bedingt durch Dichteunterschiede aufgrund von Temperatur und Salzgehalt) und der topographischen Führung durch unterseeische Gebirgszüge und Becken geprägt. Das System lässt sich in die Oberflächenzirkulation, die mittlere Zirkulation der Atlantikschicht und die Tiefenzirkulation unterteilen.
Oberflächenzirkulation und Eisdrift
Die Bewegung des Oberflächenwassers und des Meereises wird hauptsächlich durch die Windzirkulation angetrieben, die von einem persistenten atmosphärischen Tiefdruckgebiet über dem Arktischen Ozean beeinflusst wird. Zwei große Systeme dominieren diese Zirkulation: (1) Der Beaufortwirbel (Beaufort Gyre, BG) ist eine beständige, antizyklonale (im Uhrzeigersinn sich drehende) Wirbelstruktur über dem Kanadischen Becken. Sie fungiert als ein wichtiger Speicher für Süßwasser aus Flussabflüssen, pazifischem Wasser und Schmelzwasser. (2) Die Transpolardrift (TPD) ist eine starke transarktische Strömung, die Eis und Oberflächenwasser von den sibirischenSchelfen (insbesondere der Laptewsee) und der Randzone des Beaufortwirbels quer über den Pol zur Framstraße transportiert. Etwa 90% des arktischen Eisexports (ca.0,09Sverdrup (Sv)) erfolgen durch die Framstraße.
Zuströmungen
Schematische Darstellung der Zirkulation im Arktischen Ozean. Die blauen Pfeile zeigen die Zirkulation in der oberen Ozeanschicht, die roten Pfeile die Zirkulation im Atlantik.
Wasser gelangt über zwei Hauptpfade in den Arktischen Ozean:
1. Atlantikwasser: Warmes und salzreiches Wasser aus dem Nordatlantik überquert den Grönland-Schottland-Rücken und strömt über zwei Zweige ein, die sich in ihrer Transformation unterscheiden:
Framstraßen-Zweig: Der Westspitzbergenstrom transportiert warmes Atlantikwasser (AW) nordwärts durch die Framstraße. Ein Teil dieses Wassers rezirkuliert bereits in der Straße westwärts zum Ostgrönlandstrom, der Rest tritt in den Arktischen Ozean ein und fließt als Randströmung entlang des Kontinentalhangs Eurasiens ostwärts.
Barentssee-Zweig: Ein zweiter, größerer Teil des Atlantikwassers zweigt ab und strömt in die Barentssee. Während des flachen, langen Weges über dieses Schelfmeer gibt das Wasser erhebliche Wärme an die Atmosphäre ab, wird durch Niederschlag und Eisschmelze weniger salzhaltig und kühlt stark aus. Dieses transformierte, dichtere Wasser fließt über die St.-Anna-Rinne und andere Kanäle nördlich von Nowaja Semlja in den Arktischen Ozean. Es ist typischerweise kälter und weniger salzig als der Framstraßen-Zweig und bildet eine charakteristische Wassermasse unterhalb der Atlantikschicht, das Obere Polare Tiefenwasser (upper Polar Deep Water, uPDW).
2. Pazifikwasser: Salzarmes Wasser aus dem Nordpazifik strömt durch die flache und schmale Beringstraße ein. Dieser Zustrom (mittlerer Zufluss 0,8Sv salzarmen Wassers) wird durch einen höheren Meeresspiegel im Nordpazifik angetrieben und zeigt starke saisonale Schwankungen von 1,2Sv im Sommer auf 0,4Sv im Winter. Dieses Wasser verteilt sich über die Tschuktschensee und erreicht in mehreren Zweigen das Kanadische Becken, wo es aufgrund seiner geringeren Dichte über dem atlantischen Wasser liegt und einen Großteil der oberen Halokline speist. Ein Teil wird zusammen mit Flussabfluss (hauptsächlich aus dem Mackenzie River) im Beaufortwirbel zurückgehalten, ein anderer verlässt den Arktischen Ozean durch den Kanadisch-Arktischen Archipel.
Die atlantische Randströmung und die Tiefenzirkulation
Bathymetrie des Arktischen Ozeans. AB = Amerasisches Becken. AR = Alpha-Rücken. EB = Eurasisches Becken. FJL = Franz-Josef-Land. GR = Gakkelrücken. GSR = Grönland-Schottland-Rücken. LR = Lomonossow-Rücken. LS = Lancaster-Sund. MR = Mendelejew-Rücken. NS = Nares-Straße. SZ = Sewernaja Semlja.
Die einströmenden Atlantikwasseräste vereinigen sich entlang des eurasischen Kontinentalhangs zu einer zyklonalen (gegen den Uhrzeigersinn drehenden) Randströmung, die die Tiefenbecken umrandet. Dieser Strom transportiert die Wärme und die Wassermassen entlang der Schelfkante. Beim Erreichen des Lomonossow-Rückens teilt sich der Strom: Ein Teil fließt entlang des Rückens in das Kanadische Becken, während ein anderer Teil entlang der eurasischen Seite des Rückens zurück zur Framstraße rezirkuliert. Im Kanadischen Becken folgt die Randströmung der Bathymetrie und bildet mehrere Schleifen um die unterseeischen Rücken (z.B. Alpha-Rücken, Mendelejew-Rücken), was zu erheblichen Zeitverzögerungen und Transformationen der Wassermasseneigenschaften in den verschiedenen Becken führt.
Die Ventilation der Tiefenbecken wird maßgeblich durch konvektive Prozesse auf den Schelfen angetrieben. Intensive Eisbildung in Polynjas und flachen Meeren, insbesondere in der Barentssee, der Karasee und auf dem sibirischen Schelf, führt zur Freisetzung von Salz („Brine-Rejection“). Dies erzeugt dichtes, kaltes Schelfwasser, das als Bodenwasser die Kontinentalhänge hinabfließt. Diese „Kaskaden“ sinken in die Tiefenbecken und mischen sich mit dem vorhandenen Tiefen- und Zwischenwasser, tragen so zur Belüftung bei und transformieren die advektierten atlantischen Wassermassen. Die Tiefenwässer der einzelnen Becken (Eurasisches Becken, Kanadisches Becken) sind aufgrund dieser Prozesse und der begrenzten Verbindungen über die Tiefseerücken (Lomonossow-Rücken, Alpha-Rücken) unterschiedlich charakterisiert.
Ausströmungen
Der Abfluss aus dem Arktischen Ozean in den Nordatlantik erfolgt hauptsächlich über zwei Wege. Der Hauptpfad geht über die Framstraße: Der Ostgrönlandstrom transportiert den Großteil des exportierten Meereises, salzarmes Oberflächenwasser(Polar Surface Water, PSW), abgekühltes arktisches Atlantikwasser (AAW) und Tiefenwassermassen (upper Polar Deep Water, uPDW; Canadian Basin Deep Water, CBDW; Eurasian Basin Deep Water, EBDW) südwärts in die Grönlandsee und weiter in den Nordatlantik. Der zweite Weg ist der durch den Kanadischen Arktischen Archipel: Durch das Labyrinth der Inseln im kanadischen Norden strömt salzarmes Wasser, das stark von pazifischem Einfluss geprägt ist, in die Baffin Bay und weiter in den Labradorstrom. Der Gesamttransport wird auf 1,5–2Sv geschätzt.
Einfluss auf das globale Klima
Die Zirkulation des Arktischen Ozeans beeinflusst das globale Klima auf gleich mehrere Weisen:
1. Süßwasserexport: Der Export von salzarmem Oberflächenwasser und Meereis durch die Framstraße und den Kanadisch-Arktischen Archipel kann die Schichtung im Nordatlantik verstärken und die Tiefenwasserbildung beeinflussen, ein Schlüsselprozess für die globale thermohaline Zirkulation.
2. Bildung von Tiefenwasser: Die transformierten, dichten Wassermassen des Arktischen Ozeans, die insbesondere durch die Framstraße und die Dänemarkstraße in den Nordatlantik abfließen, tragen direkt zur Bildung des Nordatlantischen Tiefenwassers(North Atlantic Deep Water, NADW) bei.
3. Wärmepuffer: Die Atlantikschicht stellt eine enorme Wärmereserve dar. Veränderungen in ihrer Temperatur oder Zirkulation können die Eisschmelze von unten beeinflussen und haben langfristige Auswirkungen auf das arktische Meereis.
Die Zirkulation und die Wassermasseneigenschaften unterliegen einer natürlichen Variabilität, die mit atmosphärischen Oszillationen wie der Nordatlantischen Oszillation (NAO) und der Arktischen Oszillation (AO) zusammenhängt. Seit den 1990er Jahren werden signifikante Veränderungen beobachtet, darunter eine deutliche Erwärmung der Atlantikwasserschicht und ein starker Rückgang der Meereisbedeckung, was die dynamische Rolle der Arktis im globalen Wandel unterstreicht.
Der Arktische Ozean wird etwa drei bis fünf Monate im Jahr durch die Schifffahrt genutzt, die Russland in der Nordostpassage und die USA und Kanada in der Nordwestpassage betreiben. Der russische Staat unterhält zu diesem Zweck eine Atomeisbrecherflotte. In geringem Maß finden auch Expeditionskreuzfahrten statt. Ferner sind im Arktischen Ozean U-Boote mehrerer Nationen aktiv. Die wichtigsten Häfen sind Churchill, Archangelsk, Seweromorsk, Dikson, Murmansk, Pewek und Tiksi.
Am 27. August 2014 drang das Expeditionskreuzfahrtschiff Hanseatic unter Kapitän Thilo Natke bis auf eine Distanz von rund 480 Kilometern zum Nordpol vor; die Hanseatic gelangte an eine Nordposition, die bis dahin nur von Eisbrechern erreicht werden konnte und stellte damit einen Weltrekord auf.
Aufnahme von Bord der Hanseatic: Polareisgrenze (Rekordposition 85°40,7818’ N, 135°38,8735‘ O)
Aufgrund der ausgeprägten Saisonalität in der Arktis von Mitternachtssonne im Sommer und Polarnacht im Winter beschränkt sich die Primärproduktion photosynthetisierender Organismen wie Eisalgen und Phytoplankton auf die Frühlings- und Sommermonate (März/April bis September). Wichtige Konsumenten von Primärproduzenten im zentralen Arktischen Ozean und den angrenzenden Schelfmeeren sind Zooplankton, insbesondere Copepoden (Calanus finmarchicus, Calanus glacialis und Calanus hyperboreus) und Krill, sowie eisassoziierte Fauna (z.B. Amphipoden). Diese Primärkonsumenten bilden ein wichtiges Bindeglied zwischen den Primärproduzenten und höheren trophischen Ebenen. Die Zusammensetzung der höheren trophischen Ebenen im Arktischen Ozean variiert mit der Region (atlantische Seite vs. pazifische Seite) und mit der Meereisbedeckung. Sekundäre Konsumenten in der Barentssee, einem vom Atlantik beeinflussten arktischen Schelfmeer, sind hauptsächlich subarktische Arten, darunter Hering, junger Kabeljau und Lodde. In den eisbedeckten Regionen des zentralen Arktischen Ozeans ist der Polardorsch ein zentraler Beutegreifer der Primärkonsumenten. Die Spitzenprädatoren im Arktischen Ozean – Meeressäugetiere wie Robben, Wale und Eisbären, machen Jagd auf Fische.
Zu den gefährdeten Meereslebewesen im Arktischen Ozean gehören Walrosse und Wale. Das Gebiet hat ein empfindliches Ökosystem und ist dem Klimawandel besonders ausgesetzt, da es sich schneller erwärmt als der Rest der Welt. Gelbe Haarquallen sind in den Gewässern der Arktis reichlich vorhanden. Der Gebänderte Butterfisch ist die einzige Butterfischart, die im Arktischen Ozean lebt.
Etwa 50 Arten von Seevögeln, darunter Alken, Sturmvögel, Kormorane, Möwen, Seeschwalben und Greifvögel, drängen sich im Juni und Juli an den Brutfelsen und Stränden. Sie alle holen ihre Nahrung aus dem Meer. In der Arktis pflanzen sich acht Robben-Arten fort, sechs davon zwischen dem Eis. Am größten werden die Walrosse, deren Bullen über vier Meter lang und über eine Tonne schwer werden. Sie leben vorwiegend entlang der Küsten Ostsibiriens, Alaskas, Kanadas, Grönlands und Nordskandinaviens, tauchen im flachen Wasser nach Muscheln und anderen wirbellosen Bodenbewohnern. Die Jungen werden im Mai auf dem Treibeis geboren. Arktische Seebären pflanzen sich nur auf den Inseln der Beringstraße fort.
Gefährdung
Aufgrund der stärkeren Erwärmung der Arktis hat die durchschnittliche Eisbedeckung des Arktischen Ozeans in den letzten Jahrzehnten um 12,85% pro Dekade abgenommen. Besonders das dicke, mehrjährige Eis, das die Arktis früher dominiert hat, ist massiv zurückgegangen. Der Rückgang der Eisbedeckung führt mit zu einer Erwärmung des Meerwassers, was wiederum den Rückgang der Eisbedeckung beschleunigt (→Polare Verstärkung).
Es besteht die Befürchtung, dass über die Grundwasser-Ströme der Flüsse Tetscha und Ob stark kontaminiertes Wasser des Karatschai-Sees (im südlichen Ural, Russland) in den Arktischen Ozean gelangen könnte. Dadurch würde eine der letzten großen Wildnisse verseucht werden. Mögliche Folgen für die Tier- und Pflanzenwelt sind nicht exakt abschätzbar.
Die russische Marine hat (auch) in der Arktik Atomreaktoren von Schiffen und/oder atombetriebene Schiffe, darunter U-Boote versenkt, deponiert oder verloren. Siehe: Atommüllproblematik der russischen Marine. Russland betreibt das erste schwimmende Kernkraftwerk seit 2020 im Arktikhafen Pewek.
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