Brine Rejection (deutsch etwa: Soleabstoßung oder Salzausfällung) bezeichnet den physikalischen Prozess, bei dem Salze aus gefrierendem Meerwasser ausgeschieden werden, weil die Ionen nicht in die hexagonale Kristallstruktur des Eises passen. Das entstehende Eis ist daher wesentlich salzärmer als das umgebende Meerwasser, während die verbleibende Flüssigkeit – die Sole – eine deutlich erhöhte Salzkonzentration aufweist. Dieser Prozess ist ein Schlüsselfaktor für die Bildung dichter Wassermassen in Polarmeeren und beeinflusst dadurch Meeresströmungen, Sedimentationsprozesse und letztlich das globale Klima.

Wenn Meerwasser abkühlt und seinen Gefrierpunkt bei etwa −1,8 °C erreicht, beginnen sich Eiskristalle zu bilden. Da die gelösten Salzionen – vor allem Natrium und Chlorid – keinen Platz im regelmäßigen Kristallgitter des Eises finden, werden sie in die verbleibende Flüssigkeit verdrängt. Die neuere Forschung hat gezeigt, dass zunächst sämtliches Salz in die Eis-Sole-Struktur eingeschlossen wird und die eigentliche Entsalzung erst nach der Eisbildung einsetzt.^[1] Das junge Meereis ist dabei kein homogener Festkörper, sondern ein poröses Zweiphasen-Medium – eine sogenannte „mushy layer“ („breiige Schicht“) – bestehend aus reinen Eiskristallen, die von einem Netzwerk flüssiger Solekanäle und -taschen durchzogen werden.^[2][3]

Typischerweise liegt der Salzgehalt von neuem Meereis zwischen 0 Practical Salinity Units (PSU) an der Oberfläche und etwa 4 PSU an der Unterseite, während das umgebende Meerwasser rund 35 PSU aufweist. Je schneller die Eisbildung vonstattengeht, desto mehr Soletaschen bleiben zunächst im Eis eingeschlossen. Ab einer kritischen Eisdicke von ungefähr 15 Zentimetern setzen kräftige konvektive Strömungen ein, die Sole durch Kanäle im Eis nach unten transportieren und in den darunter liegenden Ozean abgeben. Der physikalische Antrieb dieser sogenannten Gravitations- oder schweregetriebenen Drainage (gravity drainage) ist ein instabiles Dichteprofil innerhalb des Eises: In den kälteren oberen Schichten ist die Sole konzentrierter und damit dichter als in den wärmeren Schichten nahe der Eis-Ozean-Grenzfläche. Übersteigt die Auftriebskraft eine kritische Schwelle – quantifiziert durch die sogenannte Rayleigh-Zahl –, setzt Konvektion ein und Sole fließt durch vertikale Kanäle abwärts in den Ozean.^[3] Ein zweiter wichtiger Entsalzungsmechanismus ist die sogenannte „Flushing“-Drainage, bei der Schmelzwasser von der Eisoberfläche durch das poröse Eis sickert und die Sole verdrängt.^[1] Im Laufe der Zeit nimmt der Salzgehalt des Meereises dadurch stetig ab. Mehrjähriges arktisches Eis kann auf Salzgehalte unter 1 PSU fallen.^[4]

Ein bemerkenswertes Phänomen, das unmittelbar mit der Soleabstoßung zusammenhängt, sind sogenannte Eisstalaktiten – stalaktitenartige Eisröhren, die sich unter dem Meereis bilden, wenn extrem kalte, salzreiche Sole in das wärmere Meerwasser absinkt. Da die Sole kälter ist als der Gefrierpunkt des umgebenden Wassers, gefriert das Meerwasser bei Kontakt mit der absinkenden Soleschleppe ringsum zu einer hohlen Eisröhre. In ruhigem Wasser können Brinicles bis zum Meeresboden wachsen.

Brine Rejection findet überall dort statt, wo sich Meereis bildet – also hauptsächlich im Arktischen Ozean, in der antarktischen Küstenzone und in Randmeeren wie dem Ochotskischen Meer, der Hudson Bay und der Weddellsee. Die Ausdehnung des arktischen Meereises schwankt saisonal zwischen etwa 14 bis 16 Millionen Quadratkilometern im Spätwinter und rund 7 Millionen Quadratkilometern im September. In der Antarktis produzieren allein die Küstenpolynjas – eisfreie Zonen innerhalb des Meereises – bis zu zehn Prozent des gesamten Meereises des Südlichen Ozeans in einer einzigen Saison, was etwa 2000 Kubikkilometern entspricht.

Die ozeanographische Bedeutung der Soleabstoßung kann kaum überschätzt werden, denn sie ist ein zentraler Motor der thermohalinen Zirkulation – jenes globalen Systems von Meeresströmungen, das Wärme, Kohlenstoff, Sauerstoff und Nährstoffe durch sämtliche Ozeanbecken transportiert. In der Arktis trägt Brine Rejection zur Bildung des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW) bei, das über den Grönland-Schottland-Rücken in den tiefen Atlantik fließt. In der Antarktis ist sie der Schlüsselprozess bei der Entstehung des Antarktischen Bodenwassers (AABW), der dichtesten Wassermasse der Weltozeane. Kalte katabatische Winde blasen das neuentstandene Eis von der Küste weg, öffnen Polynjas und setzen die Meeresoberfläche erneut der eisigen Atmosphäre aus. Das Zusammenspiel von starker Abkühlung und Brine Rejection erzeugt extrem kaltes, salzreiches Wasser, das über den Kontinentalschelf absinkt und sich als AABW in Tiefen unterhalb von 4000 Metern über den Atlantik, den Indischen und den Pazifischen Ozean ausbreitet. Etwa 250 Billionen Tonnen dieses dichten Oberflächenwassers sinken jährlich nahe der Antarktis in die Tiefsee ab und belüften so den abyssalen Ozean.^[5]

Das Weddellmeer allein trägt schätzungsweise die Hälfte der globalen AABW-Produktion bei, daneben sind das Rossmeer, die Adélie-Küste und die Prydz Bay weitere bedeutende Bildungsregionen.^[6][7] Eine instruktive Fallstudie liefert das Ochotskische Meer vor Ostsibirien: Dort konnten Shcherbina, Talley und Rudnick (Science, 2003)^[8] erstmals direkte Wintermessungen der Soleabstoßung in einer Küstenpolynja durchführen und zeigen, dass das resultierende dichte Schelfwasser nach Süden abfließt, in den Nordpazifik übertritt und dort das Nordpazifische Zwischenwasser (North Pacific Intermediate Water, NPIW) belüftet – eine der wichtigsten Wassermassen des Nordpazifiks.

Brine Rejection hat auch auf geologischen Zeitskalen tiefgreifende Spuren hinterlassen. Paläoozeanographische Untersuchungen deuten darauf hin, dass Veränderungen in der Meereisproduktion und damit in der Soleabstoßung die Tiefenwasserbildung während vergangener Eiszeiten und Warmzeiten maßgeblich beeinflusst haben. Studien zum Letzten Glazialen Maximum legen nahe, dass ein drastischer Rückgang der Meereisbildung – und damit von Brine Rejection – die Stratifikation der tiefen Ozeane schwächte, CO₂ aus der Tiefsee in die flachen Ozeane und die Atmosphäre freisetzte und so zur globalen Enteisung beitrug. Untersuchungen der Marinen Isotopenstufe 11 (vor etwa 374.000 bis 424.000 Jahren), einer besonders warmen Zwischeneiszeit, haben wiederkehrende Sauerstoffminima im Antarktischen Bodenwasser identifiziert, die mit einem Rückzug des Westantarktischen Eisschildes und einer Unterdrückung der Tiefenwasserbildung durch Schmelzwasser in Verbindung gebracht werden.^[9] Diese Befunde zeigen, dass der Zusammenhang zwischen Schmelzwassereintrag, verminderter Soleabstoßung und Abschwächung der abyssalen Zirkulation kein rein modernes Phänomen ist, sondern einen wiederkehrenden Mechanismus im Klimasystem der Erde darstellt.

Die Bodentopographie der Ozeane spielt dabei eine entscheidende Rolle: Sie lenkt die dichten Wassermassen wie Flusstäler die Flüsse an Land. Gezeiten und topographisch gebundene Rossby-Wellen (topographic Rossby waves) beschleunigen den Abstieg des dichten Schelfwassers über den Kontinentalhang und beeinflussen, wie viel Umgebungswasser beim Absinken eingemischt wird. Dieser Effekt variiert rund um die antarktische Küste erheblich und hängt von der Steilheit des Kontinentalhangs ab.^[7]

Der Klimawandel verändert die Soleabstoßung auf komplexe und teils gegenläufige Weise. Einerseits führt die Erwärmung zum beschleunigten Abschmelzen der Eisschilde Grönlands und der Antarktis. Das zusätzliche Schmelzwasser verdünnt das Oberflächenwasser an den Bildungsstätten des AABW, verringert seine Dichte und hemmt das Absinken. Eine hochauflösende Modellstudie von Li et al.^[5] projiziert unter einem Hochemissionsszenario eine Verlangsamung der antarktischen Umwälzzirkulation um mehr als 40 Prozent bis 2050, nahezu ausschließlich angetrieben durch Schmelzwasserpulse. Die Autoren zeigen, dass der Rückgang der AABW-Bildung wärmerem Zirkumpolartiefenwasser den Zugang zum Kontinentalschelf eröffnet, was wiederum das Abschmelzen von Schelfeis beschleunigt – eine potenziell selbstverstärkende Rückkopplung.

Beobachtungsdaten bestätigen diese Trends bereits. Im Australischen Antarktischen Becken verringerte sich der AABW-Transport zwischen 1994 und 2009 um 4,0 Sverdrup. Sv, verbunden mit einer starken Aussüßung auf dem Kontinentalschelf. Obwohl eine zwischenzeitliche Erholung von 2,2 Sv zwischen 2009 und 2018 beobachtet wurde – verknüpft mit vorübergehenden klimatischen Schwankungen –, betrug die Nettoverlangsamung über den Gesamtzeitraum etwa 0,8 Sv pro Jahrzehnt und ging mit einer messbaren Sauerstoffabnahme in der Tiefsee einher.^[10] Im Weddellmeer ist das Volumen des Weddellmeer-Bodenwassers seit 1992 um rund 30 Prozent geschrumpft, in Verbindung mit einem Rückgang der Meereisbildungsrate um über 40 Prozent, angetrieben durch veränderte Windmuster im Zusammenhang mit der Interdekadischen Pazifischen Oszillation.^[6]

Andererseits gibt es auch gegenläufige Effekte. Dünner werdendes Meereis isoliert schlechter, was in Herbst und Winter zu verstärkter Eisneubildung führen kann und damit paradoxerweise die winterliche Brine Rejection vorübergehend intensiviert. Zudem verändert die zunehmende Dominanz einjährigen Eises gegenüber mehrjährigem Eis den saisonalen Salzfluss: Da die meiste Sole während der frühen Wachstumsphase des Eises abgegeben wird, bedeutet mehr einjähriges Eis mehr Soleproduktion pro Saison.^[11]

Die Abschwächung der abyssalen Umwälzzirkulation hat weitreichende Folgen über die Polarregionen hinaus. Da das absinkende AABW erhebliche Mengen an gelöstem CO₂ in die Tiefsee transportiert, verringert eine Verlangsamung dieses Prozesses die Fähigkeit des Ozeans als Kohlenstoffsenke – mit der Gefahr, den atmosphärischen CO₂-Anstieg zu beschleunigen. Zudem mindert die reduzierte Tiefenwasserbelüftung den Sauerstoffgehalt in der Tiefsee, was marine Ökosysteme bedroht. Modellrechnungen deuten darauf hin, dass eine Abschwächung oder ein Zusammenbruch der antarktischen Umwälzzirkulation tropische Niederschlagsbänder um bis zu tausend Kilometer nach Norden verschieben könnte.^[5]

1. ↑ ^{a b} Dirk Notz, M. Grae Worster (2009): Desalination processes of sea ice revisited. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 114 (2009), C05006. DOI:10.1029/2008JC004885.
2. ↑ D. L. Feltham, N. Untersteiner, J. S. Wettlaufer, M. G. Worster (2006): Sea ice is a mushy layer. In: Geophysical Research Letters. 33 (2006) Ausgabe 4, L14501. DOI:10.1029/2006GL026290.
3. ↑ ^{a b} David W. Rees Jones, M. Grae Worster (2013): A simple dynamical model for gravity drainage of brine from growing sea ice. In: Geophysical Research Letters. Band 40 (2013), Ausgabe 2, S. 307–311. DOI:10.1029/2012GL054301.
4. ↑ Algot K. Peterson (2018): Observations of brine plumes below melting Arctic sea ice. In: Ocean Science, Band 14 (2018), S. 127–138. DOI:10.5194/os-14-127-2018.
5. ↑ ^{a b c} Qian Li, Matthew H. England, Andrew McC. Hogg, Stephen R. Rintoul, Adele K. Morrison (2023): Abyssal ocean overturning slowdown and warming driven by Antarctic meltwater. In: Nature. Band 615 (2023), S. 841–847. DOI:10.1038/s41586-023-05762-w.
6. ↑ ^{a b} Shenjie Zhou, Andrew J. S. Meijers, Michael P. Meredith, E. Povl Abrahamsen, Paul R. Holland, Alessandro Silvano, Jean-Baptiste Sallée & Svein Østerhus (2023): Slowdown of Antarctic Bottom Water export driven by climatic wind and sea-ice changes. In: Nature Climate Change. Band 13 (2023), S. 701–709. DOI:10.1038/s41558-023-01695-4.
7. ↑ ^{a b} Xianxian Han, Andrew L. Stewart, Dake Chen, Markus Janout, Xiaohui Liu, Zhaomin Wang, Arnold L. Gordon (2024): Circum-Antarctic bottom water formation mediated by tides and topographic waves. In: Nature Communications. Band 15 (2024), Artikel 2044. DOI:10.1038/s41467-024-46086-1.
8. ↑ Andrey Y. Shcherbina, Lynne D. Talley, Daniel L. Rudnick (2003): Direct observations of North Pacific ventilation: Brine rejection in the Okhotsk Sea. In: Science. Band 302 (2003), Ausgabe 5652, S. 1952–1955. DOI:10.1126/science.1088692.
9. ↑ L. Jebasinski, D. A. Frick, A. K. I. U. Kapuge, C. Basak, M. Saavedra-Pellitero, G. Winckler, F. Lamy, J. Gottschalk (2025): Southern Ocean evidence for recurring West Antarctic Ice Sheet destabilization during Marine Isotope Stage 11. In: Nature Communications, 16 (2025), Artikelnummer 9138. DOI:10.1038/s41467-025-65002-9.
10. ↑ Kathryn L. Gunn, Stephen R. Rintoul, Matthew H. England & Melissa M. Bowen (2023): Recent reduced abyssal overturning and ventilation in the Australian Antarctic Basin. In: Nature Climate Change. 13 (2023), S. 537–544. DOI:10.1038/s41558-023-01667-8.
11. ↑ M. Grae Worster, David W. Rees Jones (2015): Sea-ice thermodynamics and brine drainage. In: Philosophical Transactions of the Royal Society A. Band 373 (2015), 20140166. DOI:10.1098/rsta.2014.0166.