Labradorstrom
kalte, süßwasserreiche, südwärts gerichtete Meeresströmung im nordwestlichen Atlantik
From Wikipedia, the free encyclopedia
Der Labradorstrom (englisch Labrador Current, LC) ist eine kalte, süßwasserreiche Meeresströmung im nordwestlichen Atlantik, die entlang des Kontinentalschelfs und Kontinentalhangs von Labrador und Neufundland südwärts fließt. Die Strömung wurde nach der Labrador-Halbinsel benannt, an deren Küste sie entlangfließt. Der Name „Labrador“ geht auf den portugiesischen Entdecker João Fernandes Lavrador zurück, der um 1498–1500 die Küste erreichte.[1]
Der Strom entsteht am nördlichen Ende des Labradorschelfs aus der Vereinigung des Baffinstroms, des Ausflusses der Hudsonstraße und von Resten des Westgrönlandstroms und erstreckt sich über rund 2000 Kilometer bis zur Neufundlandbank (englisch: Grand Banks, etwa 43° N), wo er auf den nordwärts strömenden Golfstrom trifft. Als westliche Randströmung des Nordatlantischer Subpolarwirbels ist der Labradorstrom eine Schlüsselkomponente im Süßwasser- und Wärmehaushalt des nordatlantischen Klimasystems: Er transportiert arktisches Süßwasser in den subpolaren Nordatlantik, beeinflusst die Tiefenwasserbildung in der Labradorsee und damit die Stärke der Atlantischen meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC).[1]
Entstehung und Quellen
Die Bildung des Labradorstroms am nördlichen Labradorschelf (etwa 60° N) ist das Ergebnis der Vereinigung mehrerer Zuflüsse arktischen und subarktischen Ursprungs.[1][2] Der Baffinstrom liefert kaltes, salzarmes Wasser, das über den Kanadisch-Arktischen Archipel (CAA) und die Davisstraße aus dem Arktischen Ozean stammt und einen erheblichen Anteil an Wasser pazifischen Ursprungs enthält.[3] Über die Hudsonstraße fließt Wasser aus dem Hudson-Bay-System zu, das rund 42 Flüsse entwässert und im Sommer große Mengen Süßwasser aus Flusseinträgen und Eisschmelze exportiert.[4] Zusätzlich steuert der Westgrönlandstrom, der auf der Ostseite der Labradorsee nordwärts strömt, eine Komponente wärmeren, salzreicheren Wassers atlantischen Ursprungs bei, die jedoch auf dem Schelf rasch modifiziert wird. Insgesamt ist die Baffinbucht über die Davisstraße der bedeutendste Süßwasserbeitrag, gefolgt von der Hudsonstraße.[5][6]
Struktur und Verzweigung
Der Labradorstrom ist keine einfache, einheitliche Strömung, sondern gliedert sich in drei Zweige:[1][7]
- Einen äußeren, barotropen Zweig (slope Labrador Current), der entlang der 1500-m-Isobathe über dem unteren Kontinentalhang fließt. Dieser Zweig wird durch die große Zirkulation des subpolaren Wirbels und die tiefe westliche Randströmung (Deep Western Boundary Current, DWBC) gespeist und ist vergleichsweise gleichförmig in der Vertikalen.
- Einen Hauptzweig (shelfbreak Labrador Current), der als oberflächenintensivierte Strömung über der 500-m-Isobathe am Schelfrand konzentriert ist. Dieser transportiert die kältesten und frischesten Wassermassen und ist der klassische „Labradorstrom“ im engeren Sinne.
- Einen küstennahen Zweig (Labrador Coastal Current), der eng an der Küste verläuft. Sein Ursprung ist umstritten: Teile der Literatur führen ihn auf den Hudsonstraßen-Ausfluss zurück,[8] andere auf die Umlenkung von Schelfwasser durch tiefe Canyons, die quer über den Labradorschelf verlaufen.[9][2]
An der Hamilton Bank (etwa 54° N) trennen sich der küstennahe und der Schelfrandzweig deutlich voneinander. Die Küstenströmung transportiert etwa 15 Prozent des gesamten Volumentransports.[1] Die Salinität der Oberflächenwässer im Labradorstrom variiert stark saisonal: Der Süßwasserpuls aus arktischer Eisschmelze und Flussabfluss erreicht den Labradorschelf im Frühsommer und propagiert mit einer Geschwindigkeit von rund 1800 km pro Monat südwärts, sodass er die Neufundlandbank im Oktober erreicht.[7]
Transport
Die mittlere Geschwindigkeit des Labradorstroms beträgt rund 20 cm/s.[1] Der geostrophisch berechnete Volumentransport am Hamilton-Bank-Schnitt liegt bei etwa 4 Sverdrup (Sv) für die Schelf- und Schelfrandkomponente, der Transport über dem Kontinentalhang (200- bis 1700-m-Isobathe) bei rund 7,5 Sv, sodass der Gesamttransport landwärts der 3000-m-Isobathe etwa 11–14 Sv beträgt.[1][10] Der Süßwassertransport durch den Flemish Pass beläuft sich im Mittel auf 83,6 ± 28 Millisverdrup (mSv), wobei rund 42 Prozent davon entlang des Weges um die Neufundlandbank in das Innere des Nordatlantik exportiert werden – 25,5 mSv durch mittlere Advektion und 7,2 mSv durch mesoskaligen Wirbeltransport.[11]
Die Strömungsgeschwindigkeit und der Transport des Schelfrandzweigs zeigen einen ausgeprägten Jahresgang: Das Geschwindigkeitsminimum tritt im März und April auf, das Maximum im Oktober, angetrieben durch die saisonale Variation des Süßwassertransports aus dem Norden.[1] Der äußere, hangnahe Zweig folgt dagegen einem anderen Rhythmus mit einem Transportminimum im Sommer und einem Maximum im Winter, konsistent mit der Sverdrup-Dynamik des subpolaren Wirbels.
Verlauf und Retroflexion
Südlich der Hamilton Bank folgt der Labradorstrom dem Schelfrand entlang der Labrador- und Neufundlandküste. Eine kleine Abzweigung fließt durch die Straße von Belle Isle zwischen Labrador und Neufundland. Bei Flemish Cap (etwa 47° N) teilt sich die Hauptströmung: Ein Zweig tritt in den Flemish Pass ein, ein anderer umrundet den Flemish Cap östlich. Zwischen dem Flemish Cap und dem Tail (dem Südende) der Neufundlandbank findet die sogenannte Retroflexion statt: Rund 90 Prozent des Volumentransports des Labradorstroms werden ostwärts in den subpolaren Nordatlantik umgelenkt und in den Nordatlantikstrom (North Atlantic Current, NAC) aufgenommen, die Fortsetzung des Golfstroms (im engeren Sinne).[1][7][12]
Die Stärke der Retroflexion variiert erheblich auf interannuellen Zeitskalen und wird durch die großskalige atmosphärische Zirkulation gesteuert. Jutras et al. (2023)[12] zeigten mit einem auf virtuellen Lagrange-Partikeln basierenden Retroflexionsindex, dass eine starke Retroflexion typischerweise dann auftritt, wenn der subpolare Wirbel beschleunigt und der Golfstrom nordwärts verschoben ist, was teilweise durch Verschiebungen der Windmuster über dem westlichen Nordatlantik angetrieben wird. Seit 2008 dominiert eine besonders starke Nordverlagerung des Golfstroms, die die Retroflexion verstärkt und den Westwärtstransport kalten Labradorstroms auf den Scotian-Schelf und zur Neuengland-Küste reduziert hat.
Der verbleibende, nicht retroflektierte Anteil des Labradorstroms (rund 10 Prozent) fließt westwärts entlang des Schelfrands des Scotian Shelfs weiter und speist als Hangwasserströmung (Slope Water Current) das Hangwasser zwischen dem Golfstrom und dem nordamerikanischen Schelf bis in den Golf von Maine hinein. Dieser westliche Zweig ist maßgeblich für die Temperatur- und Salinitätsverhältnisse auf dem nordamerikanischen Nordostschelf verantwortlich: Eine schwache Retroflexion führt zu erhöhter Zufuhr kalten, frischen Wassers auf den Scotian-Schelf und in den Golf von Maine, während eine starke Retroflexion dort Erwärmung und Versalzung begünstigt.[13][12]
Wechselwirkung mit dem Golfstrom
Die Begegnung des kalten Labradorstroms mit dem warmen Golfstrom im Bereich der Neufundlandbank erzeugt eine der schärfsten ozeanischen Fronten weltweit. Die Temperaturkontraste an dieser Front können über wenige Kilometer mehr als 10 °C betragen. Diese Konvergenzzone hat mehrere Konsequenzen: Die Vermischung kalter und warmer Wassermassen hebt Nährstoffe an die Oberfläche und fördert eine hohe biologische Produktivität, die die Grundlage der berühmten Fischereigründe der Neufundlandbank bildet. Zugleich erzeugt der Temperaturkontrast zwischen den kalten Oberflächenwässern des Labradorstroms und der warmen, feuchten Luft über dem Golfstrom extrem häufige und dichte Nebelbildung, die die Region zu einer der nebligsten der Welt macht und seit jeher eine Gefahr für die Schifffahrt darstellt.[14]
Die Wirbel und Mäander des Golfstroms können den Labradorstrom am Südende der Neufundlandbank vollständig blockieren.[14] Diese Blockade reduziert die Zufuhr kalten, frischen und sauerstoffreichen Wassers auf den nordamerikanischen Nordostschelf. Eine solche Blockade trat ausgeprägt im Jahr 2008 auf und hat seitdem zu einer Phase ungewöhnlich hoher Temperaturen auf dem Scotian Shelf und im Golf von Maine beigetragen, mit weitreichenden Folgen für marine Ökosysteme und die Fischerei.[14]
Klimatische Bedeutung
Süßwassertransport und AMOC
Der Labradorstrom ist der wichtigste Transportweg für arktisches Süßwasser in den subpolaren Nordatlantik. Dieses Süßwasser – bestehend aus Schmelzwasser des Grönländischen Eisschilds, arktischem Meereis, Flusswasser und Niederschlag – ist leichter als das umgebende Salzwasser und kann, wenn es in die Konvektionsgebiete der Labradorsee gelangt, die vertikale Durchmischung hemmen und damit die Bildung von Labradorsee-Wasser (LSW) unterdrücken. Da die Labradorsee-Konvektion eine Schlüsselkomponente des tiefen Rückstroms der AMOC ist, kann eine verstärkte Süßwasserzufuhr potenziell die Umwälzzirkulation abschwächen.[6]
Allerdings zeigen hochauflösende Klimamodellsimulationen, dass der Labradorstrom selbst als dynamische Barriere wirkt: Solange er stark bleibt, transportiert er das arktische Süßwasser eng entlang des Schelfs und verhindert dessen laterale Ausbreitung in das Innere der Labradorsee, wo die Tiefenkonvektion stattfindet.[6] In niedrig aufgelösten Klimamodellen, die den Labradorstrom nicht korrekt darstellen, kann das Süßwasser dagegen ungehindert in die Konvektionsregion eindringen und die Tiefenwasserbildung unterdrücken. Dies legt nahe, dass viele Klimamodelle den zukünftigen AMOC-Rückgang möglicherweise überschätzen, weil sie den „Schutzeffekt“ eines starken Labradorstroms nicht adäquat abbilden.[6]
Untersuchungen mit Oberflächendriftern über den Zeitraum 1990–2023 bestätigen, dass die aus der Baffinbucht und der Hudsonbucht stammenden Wassermassen überwiegend auf dem Labradorschelf verbleiben und das Innere der Labradorsee nicht direkt erreichen, sondern erst südlich des Flemish Pass über die Retroflexion in den subpolaren Nordatlantik eingetragen werden.[2]
Nordatlantische Oszillation
Die Nordatlantische Oszillation (NAO) moduliert den Labradorstrom auf interannuellen bis dekadischen Zeitskalen. Während positiver NAO-Phasen intensivieren sich die Westwinde über dem Nordatlantik, was den subpolaren Wirbel verstärkt, den Labradorstrom beschleunigt und die Tiefenkonvektion in der Labradorsee fördert. In negativen NAO-Phasen schwächt sich der Wirbel ab, der Labradorstrom verlangsamt sich, und die Labradorsee erwärmt sich und wird salziger. Diese Schwankungen haben direkte Auswirkungen auf die Wassertemperaturen des Neufundland- und Labradorschelfs und auf die dortigen marinen Ökosysteme.[15][10]
Eisbergtransport
Wie sein nördlicher Vorläufer, der Baffinstrom, transportiert der Labradorstrom Eisberge von den Auslassgletschern der westgrönländischen Küste südwärts. Die Eisberge gelangen über den Baffinstrom und die Davisstraße in den Labradorstrom und treiben entlang der Küste von Labrador und Neufundland bis zur Neufundlandbank – eine Route, die als Iceberg Alley bekannt ist. Im langjährigen Mittel erreichen rund 500 Eisberge pro Jahr die transatlantischen Schifffahrtsrouten südlich von 48° N; in Extremjahren wurden bis zu 2202 (1984) oder gar keine (1966, 2006) beobachtet. In seltenen Fällen können Eisberge im Labradorstrom bis nach Bermuda und sogar bis zu den Azoren verdriftet werden.[16]
Die Kollision der RMS Titanic mit einem solchen Eisberg am 14. April 1912 führte 1914 zur Gründung der International Ice Patrol (IIP), die seither die Eisbergbewegungen in der Region überwacht und Warnungen für die Schifffahrt herausgibt.
Marine Ökosysteme
Nährstoffversorgung und Primärproduktion
Der Labradorstrom transportiert nährstoffreiches arktisches Wasser südwärts, das an der ozeanischen Front mit dem Golfstrom durch vertikale Durchmischung an die Oberfläche gelangt. Diese Nährstoffversorgung, zusammen mit den flachen Wassertiefen der Neufundlandbank (15–91 m), ermöglicht eine der höchsten Primärproduktionsraten des Nordatlantiks. Der saisonale Phytoplanktonblüte-Zyklus wird durch die progressive Eisschmelze von Norden nach Süden und die damit verbundene Stratifikation der Wassersäule gesteuert. In Sommern bildet sich auf dem Neufundlandschelf eine ausgeprägte Cold Intermediate Layer (CIL), eine kalte Zwischenschicht, die als Relikt der winterlichen Konvektion erhalten bleibt und die vertikale Struktur des Ökosystems wesentlich beeinflusst.[15][17]
Fischerei und Kabeljaukollaps
Die Neufundlandbank, geprägt durch die Konvergenz von Labradorstrom und Golfstrom, war über Jahrhunderte eines der ergiebigsten Fischereireviere der Welt. Bereits im 15. Jahrhundert fischten europäische Flotten – zunächst aus Frankreich, Portugal und dem Baskenland, später aus England – nach Kabeljau (Gadus morhua), Schellfisch, Hering, Heilbutt und Hummer. In der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts führte industrielle Überfischung zum dramatischen Zusammenbruch des nordwestatlantischen Kabeljaubestandes, der 1992 ein Moratorium für die Kabeljaufischerei erzwang.[18] Dieses Moratorium blieb in wesentlichen Teilen bis 2024 in Kraft.
Der Kabeljaukollaps hatte tiefgreifende Konsequenzen für das Ökosystem: Nach dem Zusammenbruch der Grundfischbestände verschoben sich die Nahrungsnetze hin zu einer Dominanz von Wirbellosen, insbesondere Schneekrabbe (Chionoecetes opilio) und Nordische Garnele (Pandalus borealis), die zu den wirtschaftlich wichtigsten Fischereien der Region aufstiegen. Seit den späten 2010er-Jahren zeigen Grundfischbestände Zeichen einer partiellen Erholung, während die Wirbellosenbestände rückläufig sind – ein Hinweis auf eine mögliche Rückkehr zu einem fischdominierten Ökosystem.[19][20]
Meeressäuger und Seevögel
Die produktiven Gewässer des Labradorstroms und der Neufundlandbank beherbergen eine reiche Gemeinschaft von Meeressäugern: Buckelwale, Finnwale, Zwergwale, Seiwale und gelegentlich Blauwale nutzen die Region als Nahrungsgebiet während der Sommermonate, angezogen von dichten Schwärmen von Krill und Lodde (Mallotus villosus). Sattelrobben (Pagophilus groenlandicus) wandern entlang des Labradorstroms zwischen ihren Wurfplätzen auf dem Meereis des Sankt-Lorenz-Golfs und der Labradorküste und ihren arktischen Sommerhabitaten.[21] Die Küsten Neufundlands und Labradors beherbergen zudem bedeutende Seevogelkolonien, darunter die weltweit größte Kolonie von Trottellummen (Uria aalge) auf Funk Island sowie große Kolonien von Papageitauchern (Fratercula arctica) und Dreizehenmöwen (Rissa tridactyla); die trophischen Beziehungen zwischen Lodde und diesen Seevögeln sind eng an die Dynamik des Labradorstrom-Ökosystems gekoppelt.[22]
Klimawandelfolgen
Die Erwärmung des Nordwestatlantiks hat erhebliche Auswirkungen auf das Ökosystem des Labradorstroms. Seit dem abrupten Erwärmungsereignis 2009/2010, das mit einer reduzierten Zufuhr kalten Labradorstrom-Wassers zusammenhing, haben die Wassertemperaturen auf dem Scotian-Schelf und im Golf von Maine historische Höchstwerte erreicht. Diese Erwärmung hat die Artenzusammensetzung und Artenverteilung verändert: Warmwasserarten wie Schwarzer Seeteufel und Langflossenkalmar (Doryteuthis pealeii) breiten sich nordwärts aus, während kaltangepasste Arten wie Schneekrabbe und Nordische Garnele an Biomasse verlieren.[23][13] Die langfristige Prognose deutet darauf hin, dass der Kabeljau unter moderater Erwärmung profitieren könnte, während die Schneekrabbenfischerei – gegenwärtig die wirtschaftlich bedeutendste der Region – bei fortschreitender Erwärmung erhebliche Verluste erleiden dürfte.[24]
Forschungsgeschichte
Die ersten systematischen Untersuchungen des Labradorstroms gehen auf die International Ice Patrol zurück, die nach dem Untergang der Titanic quantitative Analysen der Strömungsverhältnisse und Eisbergdriften durchführte.[25] In der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts etablierten kanadische Ozeanographen am Bedford Institute of Oceanography in Dartmouth ein Netzwerk von Verankerungsstationen und wiederholten hydrographischen Schnitten, die das Bild eines mehrgliedrigen Strömungssystems mit ausgeprägter saisonaler Variabilität ergaben.[1] Die seit 1998 laufenden Beobachtungen des Atlantic Zone Monitoring Program (AZMP) von Fisheries and Oceans Canada liefern seither fortlaufende Zeitreihen von Temperatur, Salinität und Nährstoffgehalten entlang der Standardschnitte des Labradorschelfs.[17] Moderne Untersuchungen nutzen zunehmend Argo-Floats, Satellitenaltimetrie und hochauflösende numerische Ozeanmodelle, um die mesoskalige Variabilität und die Süßwasserwege des Labradorstroms zu quantifizieren.