Labradorbecken

Das Labradorbecken ist ein Produkt des plattentektonischen Zerfalls von Laurasia im Mesozoikum und Känozoikum. Die Dehnungstektonik zwischen der Grönländischen und der Nordamerikanischen Platte begann in der Oberkreide, wobei die Krustendehnung zunächst zu Grabenbrüchen und Ausdünnung der kontinentalen Kruste auf beiden Seiten führte. Aktive Ozeanbodenspreizung setzte im südlichen Labradorbecken im Campanium ein (Magnetanomalie 32, vor ~72 Millionen Jahren (Ma)) und breitete sich im Maastrichtium (Anomalie 28, ~63 Ma) nach Norden aus.^[1][2]

Mit dem Beginn der Spreizung im Norwegischen Meer im Paläozän (Anomalie 24, ~56 Ma) änderte sich die Spreizungsrichtung im Labradorbecken, und die Spreizungsrate verlangsamte sich zunehmend. Im frühen Oligozän (vor Anomalie 13, ~33 Ma) kam die Ozeanbodenspreizung zum Erliegen, als Grönland aufhörte, sich relativ zu Nordamerika zu bewegen, und fortan Teil der Nordamerikanischen Platte wurde.^[1][3] Seither ist der mittelozeanische Rücken im Labradorbecken ein erloschener Spreizungsrücken – eines der wenigen Beispiele eines inaktiven Rückens im globalen Ozeanbodensystem.

Die konjugierten Kontinentalränder auf der Labrador- und der Grönlandseite sind als magmaarme Riftränder (englisch: non-volcanic rifted margins) charakterisiert, mit ausgedehnten Zonen gedehnter und ausgedünnter kontinentaler Kruste, die von Sedimentbecken (Hopedale-Becken, Saglek-Becken auf der Labrador-Seite; Nuuk-Becken auf der Grönland-Seite) überlagert werden.^[4][5]

Der Meeresboden des Labradorbeckens fällt von den Kontinentalschelfen beider Seiten – dem relativ breiten Labradorschelf im Westen und dem schmaleren ostgrönländischen Schelf im Osten – über steile Kontinentalhänge in die zentrale Tiefseeebene ab, die Tiefen von 3500 bis 4600 m erreicht. Der erloschene Spreizungsrücken bildet eine schwache, seismisch und bathymetrisch nachweisbare Erhebung in der Beckenmitte. Im Südosten geht das Labradorbecken ohne ausgeprägte Schwelle in das Irmingerbecken über, was den freien Austausch tiefer Wassermassen zwischen beiden Becken ermöglicht. Im Süden wird das Labradorbecken durch den Kontinentalhang der Grand Banks und die Flämische Kappe begrenzt. Die Flämische Passage – die rund 1100 m tiefe Rinne zwischen den Grand Banks und der Flämischen Kappe – bildet dabei den wichtigsten topographisch geschützten Durchlass, durch den Labradorseewasser auf direktem Weg südwärts in den subtropischen Atlantik exportiert wird. Der Tiefe Westliche Randstrom, der die tieferen Overflow-Wasser (DSOW, ISOW) führt, folgt dagegen dem Kontinentalhang um die Grand Banks herum oder wird teilweise östlich um die Flämische Kappe gelenkt.^[6]

Die Sedimentfüllung des Beckens umfasst mächtige klastische Abfolgen aus der Rift- und Post-Rift-Phase (Kreide bis Paläogen) sowie glaziale und glaziomarine Sedimente aus dem Quartär, die insbesondere an den Kontinentalrändern durch Eisbergtransport (Ice-Rafted Debris, IRD) und Trübeströme abgelagert wurden.^[5]

Das Labradorbecken beherbergt die Labradorsee – die oberen rund 2000–2500 m der Wassersäule über dem tiefen Becken –, die zu den ozeanographisch bedeutendsten Seegebieten der Erde gehört:

Die Labradorsee ist einer der wenigen Orte im Weltozean, an denen winterliche Tiefenkonvektion stattfindet. Kalte arktische Luftmassen erzeugen extreme Wärmeverluste an der Meeresoberfläche, die die schwach geschichtete Wassersäule konvektiv durchmischen – in extremen Wintern bis in Tiefen von über 2000 m. Dabei entsteht Labradorseewasser (LSW), die obere und leichtere Komponente des Nordatlantischen Tiefenwassers (NADW). Die Konvektionsintensität variiert auf interannuellen bis dekadischen Zeitskalen und korreliert mit der Nordatlantischen Oszillation (NAO) und der ozeanischen Vorkonditionierung.^[7][8]

Die Labradorsee wird von einem zyklonalen Randstromsystem umflossen: Der Westgrönlandstrom transportiert eine Mischung aus polarem Wasser und warmem, salzreichem Irmingerstrom-Wasser nordwärts entlang der grönländischen Westküste; am nördlichen Ende der Labradorsee biegt er nach Westen und Süden um und wird zum Labradorstrom, der kaltes, süßwasserreiches Wasser südwärts entlang des Labrador-Kontinentalhangs transportiert. Dieses Randstromsystem umschließt das schwach geschichtete Beckeninnere, in dem die Konvektion stattfindet.

In den tiefsten Schichten des Labradorbeckens (unterhalb von ~2500 m) fließt das Dänemarkstraßen-Überstrom-Wasser (DSOW) als Teil des Tiefen Westlichen Randstroms südwärts entlang des grönländischen und dann des Labrador-Kontinentalhangs. Darüber lagert sich das Island-Schottland-Überstrom-Wasser (ISOW), das aus dem Irmingerbecken in das Labradorbecken advektiert wird. LSW, DSOW und ISOW bilden zusammen das NADW, das über den Tiefen Westlichen Randstrom äquatorwärts exportiert wird.

Die Tiefenkonvektion im Labradorbecken stellt einen der wirksamsten Mechanismen der ozeanischen CO₂-Sequestrierung dar: Bei der Konvektion wird oberflächennahes Wasser, das atmosphärisches CO₂ aufgenommen hat, in die intermediären Tiefen gemischt und für Jahrhunderte der Atmosphäre entzogen. Gleichzeitig belüftet die Konvektion die tiefen Wassermassen mit Sauerstoff.^[9]

Veränderungen der Konvektionsintensität im Labradorbecken – sei es durch Klimawandel-bedingte Erwärmung und Aussüßung oder durch veränderte atmosphärische Zirkulationsmuster – haben potentiell weitreichende Konsequenzen für die Eigenschaften des NADW, die Belüftung des tiefen Atlantiks und die Stärke der Meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC). Die langfristigen hydrographischen Beobachtungszeitreihen auf der AR7W-Sektion (WOCE-Wiederholungsschnitt zwischen Labrador und Grönland), die seit 1990 vom Bedford Institute of Oceanography betrieben werden^[10], gehören zu den wichtigsten Klimadatensätzen der physikalischen Ozeanographie.^[11]