Islandbecken
Das Islandbecken (englisch Iceland Basin) ist ein ozeanisches Becken im subpolaren Nordatlantik zwischen dem Reykjanesrücken – dem nördlichsten Abschnitt des Mittelatlantischen Rückens – im Westen, der Island-Schottland-Schwelle (Island-Färöer-Schwelle und Färöer-Schottland-Kanal) im Norden, dem Rockall-Plateau (mit Hattonbank und Rockall Bank) im Osten und der Charlie-Gibbs-Bruchzone (CGFZ) im Süden, die es vom Westeuropäischen Becken trennt. Die maximale Wassertiefe beträgt rund 3500 m im südwestlichen Teil des Beckens; entlang der Ostflanke des Reykjanesrückens liegt die Tiefe bei 2000–3000 m.
Das Islandbecken nimmt im nordatlantischen Strömungssystem eine Schlüsselstellung ein: Es ist das Becken, in dem der Nordatlantikstrom seine subpolare Transformation beginnt, bevor das Wasser über den Reykjanesrücken in das Irmingerbecken gelangt oder über die Island-Schottland-Schwelle in die Nordischen Meere überfließt. Gleichzeitig ist es das Becken, in dem das aus den Nordischen Meeren rückströmende Island-Schottland-Overflow-Wasser (ISOW) erstmals die tiefen Schichten des offenen Atlantiks erreicht und als Tiefer westlicher Randstrom (DWBC) südwestwärts entlang der Ostflanke des Reykjanesrückens strömt. Die großen Konturitdriftkörper des Beckens – der Björn-Drift und der Gardar-Drift – sind aus dem Zusammenspiel dieser tiefen Bodenströmungen mit der lokalen Topographie entstanden und zählen zu den am besten untersuchten Sedimentarchiven der nordatlantischen Tiefenwasserzirkulation.[1]
Tektonik
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]Das Islandbecken liegt auf der Eurasischen Platte östlich des Reykjanesrückens, der hier den aktiven Spreizungsrücken zwischen der Eurasischen und der Nordamerikanischen Platte bildet. Der Reykjanesrücken spreizt mit einer Halbrate von rund 10 mm/Jahr und ist stark vom Island-Hotspot beeinflusst: Mit zunehmender Nähe zu Island wird der Rücken flacher, breiter und magmatisch produktiver, während die Spreizung einen zunehmend schrägen Charakter annimmt.[2] Der Meeresboden des Islandbeckens wird dementsprechend nach Norden hin jünger und flacher.
Im Süden wird das Islandbecken durch die Charlie-Gibbs-Bruchzone begrenzt, die den Mittelatlantischen Rücken um rund 340 km linkslateral versetzt und das prominenteste Transformsystem zwischen den Azoren und Island darstellt. Die CGFZ markiert zugleich eine geophysikalische Grenze: Nördlich davon liegt die Lithosphäre durch den dynamischen Auftrieb des Island-Hotspots deutlich höher als südlich, was sich in der geringeren mittleren Wassertiefe des Islandbeckens gegenüber dem Westeuropäischen Becken widerspiegelt.
Im Norden schließt die Grönland-Island-Schottland-Schwelle das Becken ab – eine flache untermeerische Barriere, Schwellentiefe ~480 m; Färöer-Bank-Kanal, Schwellentiefe ~840 m, die den offenen Nordatlantik von den Nordischen Meeren trennt und deren Tiefe die Menge des überfließenden Overflow-Wassers kontrolliert.
Zirkulation
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Nordatlantikstrom und subpolare Transformation
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]Der Nordatlantikstrom (englisch North Atlantic Current, NAC) erreicht das Islandbecken als warme, salzreiche Strömung atlantischen Ursprungs, die sich beim Überqueren des Mittelatlantischen Rückens in mehrere Zweige aufteilt: einen südlichen Zweig, der bei rund 25° W nordwärts durch die Mitte des Islandbeckens bis etwa 60° N zieht; einen nördlichen Zweig (die Subarktische Front), der bei etwa 30° W nach Norden biegt, nördlich von 54° N westwärts retroflektiert und über den Reykjanesrücken als Irmingerstrom in das Irmingerbecken eintritt; und einen östlichen Zweig, der entlang des Rockall-Plateaus nach Nordwesten abbiegt und Wasser in den Rockallgraben und über die Island-Schottland-Schwelle in die Nordischen Meere transportiert.[3]
Auf seinem Weg durch das Islandbecken verliert das NAC-Wasser durch intensiven Wärmeverlust an die Atmosphäre Auftrieb und wird zu Subpolar Mode Water (SPMW) transformiert – einer zunehmend dichteren, schwächer geschichteten Wassermasse, die die Vorkonditionierung für die spätere Tiefenkonvektion im Irmingerbecken und in der Labradorsee schafft.[4] Diese Transformation macht das Islandbecken zu einem zentralen Glied in der Kette, die warmes subtropisches Wasser in dichtes, absinkfähiges subpolares Wasser verwandelt.
East Reykjanes Ridge Current
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]Der East Reykjanes Ridge Current (ERRC) ist eine südwestwärts gerichtete Meeresströmung entlang der Ostflanke des Reykjanesrückens, die im Wesentlichen aus transformiertem NAC-Wasser besteht. Direkte Strömungsmessungen zeigen, dass der ERRC zwischen 63° N und 59,5° N um rund 3,2 Sverdrup (Sv) zunimmt und an mehreren durch die Bathymetrie des Rückens vorgegebenen Stellen – insbesondere an der Bight Fracture Zone bei 57° N und bei 59–62° N – Wasser westwärts über den Rücken in das Irmingerbecken abgibt, wo es den Irmingerstrom speist.[5][6] Der ERRC bildet damit das Bindeglied zwischen der ostwärtigen NAC-Zirkulation im Islandbecken und der westwärtigen subpolaren Wirbelbewegung im Irmingerbecken.
Island-Schottland-Overflow-Wasser
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]In den tiefen Schichten des Islandbeckens (unterhalb von ~1500 m) dominiert das Island-Schottland-Overflow-Wasser (ISOW), das die Schwellen zwischen Island und Schottland – hauptsächlich durch den Färöer-Bank-Kanal – überströmt und als dichter Bodenstrom in das Islandbecken hinabsinkt. Dabei vermischt sich das Overflow-Wasser mit dem darüber liegenden SPMW und wird dadurch wärmer und salzreicher als das Dänemark-Straße-Overflow-Wasser (DSOW) auf der Westseite des Reykjanesrückens.[7]
Das ISOW fließt als Tiefer westlicher Randstrom südwestwärts entlang der Ostflanke des Reykjanesrückens. Der ISOW-Transport nimmt dabei von Norden nach Süden zu, da das Overflow-Wasser unterwegs weiteres Umgebungswasser einmischt: Am OSNAP-Array bei 58–59° N beträgt der Transport rund 5,3 Sv.[8] Der Hauptteil des ISOW erreicht die Charlie-Gibbs-Bruchzone bei etwa 52° N, die als tiefster Durchlass (>3500 m) im Mittelatlantischen Rücken den Übertritt vom östlichen in den westlichen Nordatlantik ermöglicht. Lagrange'sche Float-Messungen zeigten jedoch, dass ISOW nicht ausschließlich diesem klassischen Pfad folgt: Ein Teil tritt bereits durch nördlichere Bruchzonen im Reykjanesrücken – insbesondere die Bight Fracture Zone – in das Irmingerbecken über, und ein weiterer Teil setzt seinen Weg südwärts entlang der Ostflanke des Mittelatlantischen Rückens fort.[9]
Sedimentdrifts
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]Eine Besonderheit des Islandbeckens sind die großen Konturitdriftkörper, die durch die Wechselwirkung des tiefen ISOW-Bodenstroms mit der Topographie des Reykjanesrückens entstanden sind:
Der Björn-Drift erstreckt sich über rund 300 km in Nordost-Südwest-Richtung parallel zum Reykjanesrücken in Wassertiefen von etwa 1000 bis 2000 m. Er liegt im Einflussbereich der oberen ISOW-Strömung (unterhalb von ~1350 m) und besteht aus feinkörnigen Sedimenten, die vom Bodenstrom lateral umverteilt wurden.[1]
Der Gardar-Drift liegt tiefer (rund 2000–2800 m) auf der Ostflanke des Reykjanesrückens und erstreckt sich von etwa 62° N bis über 52° N. Im nördlichen Abschnitt, wo der ISOW-Strom stärker ist (Bodenströmungsgeschwindigkeiten bis ~10 cm/s), dominieren grobkörnigere Sedimente und migrierende Schlammwellenfelder; im südlichen, abgelösten Abschnitt herrschen ruhigere Bedingungen mit feineren Sedimenten.[1]
Beide Driftkörper wurden im Rahmen der IODP-Expeditionen 303/306 und 395 erbohrt und liefern hochauflösende paläoklimatische Archive, die Veränderungen der Tiefenwasserzirkulation über Zeiträume von Millionen Jahren dokumentieren. Jüngste Ergebnisse deuten darauf hin, dass die intensivierte Konturdriftablagerung – und damit die starke ISOW-Strömung – vor etwa 3,6 Millionen Jahren einsetzte.[10][11]
Bedeutung für die AMOC
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]Messungen des OSNAP-Arrays[12] zeigten, dass die Umwälzung östlich von Grönland – im Irmingerbecken und Islandbecken zusammen – mit 15–17 Sv den Beitrag der Labradorsee (2–3 Sv) zur subpolaren AMOC bei weitem überwiegt.[13] Ein wesentlicher Teil dieser Umwälzung findet im Islandbecken statt: Hier wird das warme NAC-Wasser durch Wärmeverlust an die Atmosphäre in dichteres SPMW transformiert, und hier strömt das ISOW als Rückstrom in der Tiefe südwestwärts. Die Dichtetransformation des oberen Wassers und der tiefe Overflow-Transport sind zwei komplementäre Komponenten der Umwälzung, die zusammen das Islandbecken zu einem der aktivsten Umwälzungsregionen des Weltozeans machen.
Einzelnachweise
[Bearbeiten | Quelltext bearbeiten]- 1 2 3 G.G. Bianchi, I.N. McCave (2000): Hydrography and sedimentation under the deep western boundary current on Björn and Gardar Drifts, Iceland Basin. In: Marine Geology. Band 165 (2000), Ausgaben 1–4, S. 137–169. DOI:10.1016/S0025-3227(99)00139-5.
- ↑ R.C Searle, J.A. Keeton, R.B. Owens, R.S White, R. Mecklenburgh, B. Parsons, S.M. Lee (1998): The Reykjanes Ridge: structure and tectonics of a hot-spot-influenced, slow-spreading ridge, from multibeam bathymetry, gravity and magnetic investigations. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 160 (1998), Ausgabe 3–4, S. 463–478. DOI:10.1016/S0012-821X(98)00104-6.
- ↑ R. T. Pollard, J. F. Read, N. P. Holliday, H. Leach (2004): Water masses and circulation pathways through the Iceland Basin during Vivaldi 1996. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 109 (2004), Ausgabe C4, C04004. DOI:10.1029/2003JC002067.
- ↑ Elena Brambilla, Lynne D. Talley (2008): Subpolar Mode Water in the northeastern Atlantic: 1. Averaged properties and mean circulation. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 113 (2008), Ausgabe C4, C04025. DOI:10.1029/2006JC004062.
- ↑ Tillys Petit, Herlé Mercier, Virginie Thierry (2018): First direct estimates of volume and water mass transports across the Reykjanes Ridge. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 123 (2018), Ausgabe 9, S. 6703–6719. DOI:10.1029/2018JC013999.
- ↑ Petit, H. Mercier, V. Thierry (2019): New insight into the formation and evolution of the East Reykjanes Ridge Current and Irminger Current. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 124 (2019), Ausgabe 12, S. 9171–9189. DOI:10.1029/2019JC015546.
- ↑ H.M. Van Aken, C.J. De Boer (1995): On the synoptic hydrography of intermediate and deep water masses in the Iceland Basin. In: Deep-Sea Research I. Band 42 (1995), Ausgabe 2, S. 165–189. DOI:10.1016/0967-0637(94)00042-Q.
- ↑ W. E. Johns, M. Devana, A. Houk, S. Zou (2021): Moored observations of the Iceland-Scotland Overflow Water plume along the eastern flank of the Reykjanes Ridge. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 126 (2021), Ausgabe 8, e2021JC017524. DOI:10.1029/2021JC017524.
- ↑ Sijia Zou, Amy Bower, Heather Furey, M. Susan Lozier, Xiaobiao Xu (2020): Redrawing the Iceland–Scotland Overflow Water pathways in the North Atlantic. In: Nature Communications. Band 11 (2020), Artikel 1890. DOI:10.1038/s41467-020-15513-4.
- ↑ Ross Parnell-Turner, Nicholas J. White, I. Nick McCave, Timothy J. Henstock, Bramley Murton, Stephen M. Jones (2015): Architecture of North Atlantic contourite drifts modified by transient circulation of the Icelandic mantle plume. In: Geochemistry, Geophysics, Geosystems. Band 16 (2015), Ausgabe 10, S. 3414–3435. DOI:10.1002/2015GC005947.
- ↑ Ross Parnell-Turner, A. Briais, L. LeVay und the Expedition 395 Scientists: Expedition 395 Preliminary Report: Reykjanes Mantle Convection and Climate. International Ocean Discovery Program, 2024. DOI:10.14379/iodp.pr.395.2024.
- ↑ OSNAP - Overturning in the Subpolar North Atlantic Program OSNAP-Website, abgerufen am 24. April 2026.
- ↑ M. S. Lozier, F. Li, S. Bacon et al. (2019): A sea change in our view of overturning in the subpolar North Atlantic. In: Science. Band 363 (2019), Ausgabe 6426, S. 516–521. DOI:10.1126/science.aau6592.