1. Hinführung
2. Geschichte der Golfstromforschung
3. Meeresströmungen
3.1. Oberflächenströmungen
3.2. Vertikaler Aufbau der Ozeane
3.3. Die Thermohaline Zirkulation (THC)
3.3.1. Absinken - Deep Water Formations
3.3.2. Auftauchen
4. Die Zirkulation des Ozeans im Nordatlantik heute
4.1. Die Zirkulation im Nordatlantik im Allgemeinen Exkurs: Western Boundary Currents
4.2. Das Golfstromsystem
4.2.1. Der Floridastrom
4.2.2. Der Golfstrom Exkurs: Theorien zur Abspaltung des GS bei Cape Hatteras
4.2.3. Zusammenfassung des GS Systems
4.3. Der Nordatlantikstrom
4.3.1. Von den Grand Banks zum mittelatlantischen Rücken
4.3.2. Vom mittelatlantischen Rücken nach Europa
4.4. Variationen des Golfstroms
4.4.1. Kurzzeitige Änderungen
4.4.2. Saisonale Änderungen
4.4.3. Mehrjährige Änderungen - Abhängigkeit von der Nordatlantischen Oszillation
4.5. Besonderheiten des Golfstroms
4.5.1. Ringe im Golfstrom
4.5.2. Ringe östlich des Golfstroms
4.5.3. Weitere Besonderheiten (shingles, overwashes und warm outbreaks)
5. Die Zirkulation im Nordatlantik während des Höhepunkts der letzten Eiszeit (LGM)
5.1. Wassertemperaturen und Eisbedeckung des Nordatlantiks im LGM
5.2. Der Floridastrom im LGM
5.3. Golfstrom und NAC im LGM Exkurs: Die Zirkulation im Nordatlantik vor 8200 Jahren
6. Auswirkungen
6.1. Kleinräumige Auswirkungen des GS
6.2. Großräumige Auswirkungen des GS
6.2.1. Klimatische Wechselwirkungen im Nordatlantik
6.2.2. Der Einfluss des GS auf das europäische Klima
7. Der GS und der NAC im Hinblick auf den Klimawandel
7.1. Der GS im 20. Jahrhundert
7.2. GS und NAC in der Zukunft
8. Zusammenfassung
9. Literaturverzeichnis
Immer wieder ist in Zeitungen, in Schulbüchern oder auch in populärwissenschaftlichen Publikationen von der Wichtigkeit des Golfstroms (GS) zu lesen. Gerade in Verbindung mit dem Klimawandel und der Frage nach dem menschlichen Einfluss auf das Klima taucht der GS regelmäßig auf. In der vorliegenden Arbeit soll versucht werden, den GS als Teil der großräumigen Meereszirkulation im Nordatlantik einzuordnen und seinen Verlauf, seine Geschichte und seine Auswirkungen zu erfassen.
Dazu wird zuerst ein Abriss über die Geschichte der Golfstromforschung gegeben. Anschließend folgt eine Darstellung der verschiedenen Arten von Meeresströmungen im Allgemeinen und der Zirkulation im Nordatlantik im Besonderen. Darauf aufbauend wird das Golfstromsystem, das den Floridastrom sowie den GS beinhaltet, näher ausgeleuchtet sowie eine Charakterisierung des Nordatlantikstrom (NAC; North Atlantic Current; auch: Nordatlantikdrift) als Fortsetzung des GS vorgenommen.
Einen großen Anteil an der Arbeit haben die Variationen der verschiedenen Ströme genauso wie die Besonderheiten, die den GS und den NAC so einzigartig auf der Erde machen. Ausgehend von diesen Erkenntnissen wird das Verhalten der Ströme am Höhepunkt der letzten Eiszeit aufgezeigt sowie ihr Verlauf im Holozän.
Zum Abschluss werden die Auswirkungen der Ströme, insbesondere auf das Klima, beschrieben sowie ihr Zusammenhang mit dem Klimawandel und ihr Verhalten in der Zukunft.
Erstmals beschrieb Ponce de León 1513 Ozeanströmungen, die stark polwärts flossen und erzeugte damit ein wachsendes Interesse an Meeresströmungen in den vergangenen Jahrhunderten. Gerade ein wichtiges Merkmal des GS, die scharfe Grenze zwischen warmem und kaltem Wasser, war im 17. Jahrhundert das Objekt vermehrter Beobachtung auch weil dies für die Schifffahrt von großer Bedeutung war. So waren M. Lescarbot, Benjamin Franklin und Charles Blagden die Vorreiter auf diesem Gebiet. Franklin war auch der erste, der eine Karte des GS zeichnete und versuchte, seine vertikale Temperaturstruktur zu beschreiben (s.a. Abb. 1; CORNILLON 1992).
Im Laufe des folgenden Jahrhunderts wuchs das Wissen über den GS in großem Maße und so war damals schon klar, dass der GS kein stationäres System ist, sondern dass er sich in seiner Position und Stärke dauernd verändert (COR- NILLON 1992).
Im frühen 19. Jahrhundert war das Wissen schon so weit gediehen, dass bekannt war, dass es sich beim GS nicht um einen großen Strom sondern um ein ganzes System handelt, das viele Einzelkomponenten beinhaltet. Aufgrund dessen führte C. O’D Iselin im Jahre 1936 eine Nomenklatur für das Golfstromsystem ein, die zum großen Teil auch heute noch ihre Gültigkeit hat (CORNIL- LON 1992).
In dieser Zeit, vor allem der Zeit zwischen den Kriegen, haben auch deutsche Forscher sich intensiv mit den Meeresströmungen im Atlantik beschäftigt (WÜST 1933).
In der Folgezeit nach den Weltkriegen haben vor allem die Arbeiten an der Woods Hole Oceanographic Institution zu wichtigen Erkenntnissen über den GS beigetragen. Die WHOI ist ein Institut des Massachusetts Instituts of Technology (MIT) und führt seit 1930 Feldforschung in der Ozeanographie durch. Wichtig im 20. Jahrhundert waren vor allem die Arbeiten von Henry Stommel (STOMMEL 1958) sowie von F.V. Fuglister und L.V Worthington. Letzterer hat im Jahre 1976 auch ein immer noch viel beachtetes Standardwerk zur Zirkulation im Nordatlantik herausgebracht (WORTHINGTON 1976).
Bis zum heutigen Tag hält die weltweite Forschung am Golfstromsystem an, auch weil mittlerweile der Zusammenhang zwischen dem GS und dem Klimawandel wichtig wird. Dennoch sind, trotz aller Fortschritte in der Technik (Bojen, Modelle, Simulationen etc.) noch lange nicht alle Geheimnisse des GS entlockt und auch sein Verhalten in der Zukunft bei einem sich ändernden Klima sind bei weitem noch nicht befriedi gend untersucht. Es bedarf also weiterer intensiver Forschung im 21. Jahrhundert, auch noch nach 500 Jahren wissenschaftlicher Beschäftigung mit dem GS.
Um einen Einblick in das Golfstromsystem zu erhalten ist es zunächst nötig, einige grundlegende Aspekte von Meeresströmungen zu behandeln. Auch wenn diese eigentlich nicht getrennt voneinander betrachtet werden können soll im Folgenden versucht werden, die wichtigsten Parameter der unterschiedlichen Arten von Meeresströmungen zu beleuchten.
Immer wieder tauchen in der vorliegenden Arbeit auch Größenangaben der Meeresströmungen auf. Diese sind, wie in der Ozeanographie üblich, in der Einheit Sverdrup (Sv; entspr. 1x106 mV1). Allerdings sind die Angaben über Wassermengen, die in dieser Arbeit verwendet werden, von unterschiedlichem qualitativem Wert und können nur schwer verglichen werden, da sie sich erstens auf verschiedene Wasserschichten beziehen und zweitens durch verschiedene Messmethoden zustande gekommen sind. Ziel dieser Arbeit ist nicht, eine Bilanz der Wassermassen im Nordatlantik zu entwerfen, sondern die Angaben dienen lediglich zum Vergleich der Größenordnungen der Strömungen. Im Übrigen ist es aufgrund der vielen Wechselwirkungen und Variabilitäten des Ozeans nur schwer oder gar nicht möglich eine Bilanz der Zirkulation zu ziehen, obwohl dies schon oft versucht wurde (z.B. WORTHINGTON 1976; SCHMITZ und McCartney 1993; u.v.a.m.).
Der Wind ist die Hauptantriebskraft für Bewegungen an der Wasseroberfläche, jedoch spielen Reibung und Corioliskraft ebenfalls eine entscheidende Rolle. Ein Wasserteilchen, das einmal einen Impuls erhalten hat würde im Modell eine spiralige Bahn im rechten Winkel zum Impuls beschreiben. Durch die Reibung werden auch Wasserteilchen in der Tiefe mit angestoßen, jedoch wirkt auf diese der Impuls (der Wind) und damit die Geschwindigkeit sowie die Corioliskraft abnehmend mit zunehmender Tiefe. Die Vektoren der Richtung der Teilchen nehmen also mit zunehmender Tiefe an Länge ab und ändern die Richtung, in Form einer Spirale. Auf diesen Umstand machte der schwedische Ozeanograph V. Ekman aufmerksam, deswegen nennt man diese „Spirale“ auch „Ekman-Spirale“. Mit zunehmender Tiefe werden Reibung und Corioliskraft vernachlässigbar klein, daher nennt man die Schicht, in der dieses Phänomen anzutreffen ist, meist die obersten 100 m der Wassersäule, Ekman-Schicht. An der Oberfläche wird das Wasser um 45° abgelenkt (GIERLOFF-EMDEN 1979, S. 618), der Durchschnitt in der Ekman-Schicht ist jedoch 90° zur Windrichtung (OTT 1996, S. 56; vgl. auch ROSSBY 1996).
Wenn die Strömungen also abgelenkt werden entstehen aufgrund der Landmassen der Erde drei große Strömungssysteme, die sog. Gyren und zwar ein äquatorialer, ein subtropischer und ein subpolarer Gyre. Aufgrund der verschiedenen Temperaturen der Gyren ergibt sich eine ungleichmäßige Temperaturverteilung in den Ozeanen. So sind die Westseiten der Ozeane, im vorliegenden Fall des Atlantiks, aufgrund des kalten subpolaren Gyre (hier Labradorstrom) im Vergleich zu den Ostseiten der Ozeane relativ kalt. Die Isothermen laufen also normalerweis auf der Nordhalbkugel von SW nach NE (OTT 1996, S. 57).
Da die Strömungen aufgrund der Corioliskraft polwärts immer weiter abgelenkt werden, müssen sie an Geschwindigkeit im Drehsinn zunehmen. Aufgrund der Massenbilanz können allerdings schnelle Strömungen nur soviel Wasser bewegen, wie langsame. D.h. dass schnelle Strömungen im Prinzip schmaler sind als langsame (OTT 1996, S. 59).
Wegen der guten Wärmekapazität von Wasser sind die Ozeane und globalen Oberflächenströmungen ein wichtiger Teil des globalen Klimas und der Temperaturverteilung der Erde, da sie die im Sommer aufgenommene Energie nur langsam abgeben und damit im Winter das milde maritime Klima verursachen. Außerdem sind die Meeresströmungen wichtig, um den großen Temperaturgradienten zwischen den Polen und dem Äquator auszugleichen (HARTMANN 1994).
Im Prinzip kann der Ozean, genau wie die Atmosphäre, in Schichten eingeteilt werden. Unter der oben erwähnten Ekman-Schicht (auch Troposphäre oder Deckschicht genannt), die bis 100 m und ca. 8°C reicht, liegt die sog. Thermokline, deren Zentrum mit den 8-10°C Isothermen übereinstimmt und die eine relativ stabile Temperatur aufweist, auch weil sich die Temperatur zwischen Ekman-Schicht und Thermokline relativ rasch abkühlt (die oberste Schicht kann aufgrund ihrer Zusammensetzung auch „mixed layer“ genannt werden, manche Autoren definieren sie bis ca. 200m; darunter setzen sie bis ca. 1000m die Hauptthermokline (HARTMANN 1994)).
Diese reicht in Tiefen von ca. 500 m. Darunter kommt die Schicht des kalten Wassers, die bis zum Meeresboden reicht und an Temperatur immer weiter abnimmt, so dass aufgrund des Salzgehaltes auch Temperaturen unter 0°C erreicht werden können. Es kann aber auch sein, dass das Wasser an der Oberfläche durch Wärmeverlust kälter sein kann als das unter ihm liegende, die Vorstellung von einem nur durch Temperaturunterschiede gegliederten Aufbau ist also manchmal nicht korrekt. Außerdem herrscht in den großen Tiefen unter 500 m wenig Bewegung vor, das Wasser hat eine vergleichsweise langsame Strömungsgeschwindigkeit (0,2 ms-1) (nach OTT 1996, S. 52 f. und GIERLOFF-EMDEN 1979, S. 630).
Trotz der geringen Geschwindigkeit spielt die Tiefenzirkulation der Ozeane eine wichtige Rolle im Hinblick auf den GS und NAC sowie das weltweite Klima, daher soll die sog. Thermohaline Zirkulation im folgenden eingehender betrachtet werden.
Die Erkundung des kalten Tiefenwassers begann damit, dass einem englischen Kapitän zur See im Jahre 1751 auffiel, dass das Wasser in einer Meile Tiefe viel kälter war, als es in subtropischen Regionen zu erwarten wäre und nur etwa ein halbes Jahrhundert später erkannte der Engländer Benjamin Thompson im Jahre 1797, dass es sich bei dem kalten Wasser um kalte Strömungen aus der Polregion handeln muss (RAHMSTORF 2006). Seither werden diese kalten Strömungen als Teil der Thermohalinen Zirkulation beschrieben. Im Gegensatz zu windgesteuerten Strömungen, die aber nur die obersten hunderte von Metern des Meeres betreffen (RAHMSTORF 2002) oder dem Tidenhub, also Ebbe und Flut, die aufgrund der Anziehungskraft des Mondes auftreten, wird die THC durch Temperaturunterschiede sowie Unterschiede im Salzgehalt des Wassers angetrieben. Auch Süßwasser und damit Dichteunterschiede spielen eine große Rolle in der Dynamik der THC (RAHMSTORF 2006). Vereinfacht kann man sagen, dass die THC ein System ist, bei dem warmes Wasser in der Nähe der Wasseroberfläche polwärts fließt, dort abkühlt, aufgrund seiner höheren Dichte absinkt und als kaltes Tiefenwasser wieder äquatorwärts treibt. Radiocarbonmessungen haben ergeben, dass es 600 Jahre dauert, bis die THC das Tiefenwasser einmal um die Erde bewegt (TOGGWEILER 2003).
Zwar bildet dieser Kreislauf kein in sich geschlossenes System - andauernde Wechselwirkungen mit Süßwasser, der Mischung mit anderem Wasser etc. sind an der Tagesordnung (RAHMSTORF 2002) - jedoch kann man die THC global gesehen durchaus als „Globales Förderband“ bezeichnen, wie das verschiedenste Publikationen, insbesondere populärwissenschaftlicher Art, tun. Auch wegen ihres großen Energietransports ist die THC überaus wichtig für das weltweite Klima, transportiert sie doch 1015 W an Wärme polwärts in hohe Breiten, was einen Anteil von 25% am gesamten Energietransport der ozeanisch-atmosphärischen Zirkulation bedeutet (TOGGWEILER und KEY 2003). Aufgrund der Komplexität der Vorgänge und der Vielzahl an Parametern, die am Prozess beteiligt sind, kann man die Wechselwirkungen, insbesondere der THC mit windgetriebenen Strömungen nicht linear abbilden. Somit kann man beide Systeme auch nicht voneinander trennen. Sicher ist nur, dass die THC einen Einfluss auf die windgetriebenen Meeresströmungen hat und diese wiederum einen Einfluss auf die THC (RAHMSTORF 2006). Daher ist die THC auch unverzichtbar mit dem GS und dem NAC verbunden, auch wenn der GS in erster Linie windgetrieben ist.
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Abb. 2: Das Schema der THC mit warmen Oberflächenströmungen (rot) und kalten Strömungen am Meeresboden (blau) sowie die wichtigsten Orte, an denen Tiefenwasser gebildet wird (gelb) (RAHMSTORF 2002, S. 181)
Um das ganze System der THC zu verstehen und zu vereinfachen kann man verschiedene Teilprozesse innerhalb der globalen Zirkulation unterscheiden.
Wichtig zu erwähnen ist zunächst das Absinken des Wassers und die Bildung von sog. „deep water formations“. Indem das Wasser absinkt findet gleichsam eine Konvektionsbewegung statt und das kalte Wasser vermischt sich mit dem wärmeren, es handelt sich also um einen vertikalen Austausch. Diese „deep water formations“ allerdings kommen nur in bestimmten Gegenden der Erde vor, z.B. in der Labradorsee, der Grönlandsee, dem Weddell Meer und der Ross See (RAHMSTORF 2006). Am ausgeprägtesten ist das Absinken im Atlantik zu beobachten. So wandelt die THC dort 15 Sv an Oberflächenwasser in Tiefenwasser um (TOGGWEILER und KEY 2003). Das meiste diesen Wassers fließt an der Oberfläche durch die Floridastraße an der Nordamerikanische Ostküste entlang mit dem GS zum Nordatlantik und gibt dabei 50 W pro Quadratmeter an Wärmeenergie an die Atmosphäre ab - ein wichtiger Faktor für das nordeuropäische Klima (s.u.). Diese nordwärts gerichtete Strömung hat dabei eine Tiefe von etwa 800 m und eine Temperatur von 15-20°C (TOGGWEILER und KEY 2003).
Während des Transports in Richtung Norden erhöht sich ständig der Salzgehalt, da in tropischen und subtropischen Regionen mehr Wasser verdunstet, als sich Salz am Boden ablagert. Zusätzlich erhöhen sich die Temperatur und der Salzgehalt der warmen Strömung wegen des Ausflusses von Mittelmeerwasser. Irgendwann ist das Wasser des Nordatlantiks kalt und salzhaltig genug (und damit dichter als das unter ihm liegende Wasser) und der Absinkprozess kann einsetzen. Wie oben bereits erwähnt, ist eine Hauptregion der Bildung von Tiefenwasser die Grönlandsee. Das in dieser Region gebildete „neue“ Tiefenwasser lässt sich leicht von anderem Wasser unterscheiden, vor allem aufgrund seiner Temperatur, dem Salzgehalt, einem hohen Sauerstoffgehalt und anthropogenen Indikatoren (TOGGWEILER und KEY 2003). Nach dem Absinkprozess teilt sich das kalte Wasser in verschiedene Tiefenströmungen auf, z.B. in das Nordatlantische Tiefenwasser (NADW) oder das Antarktische Bodenwasser (AABW) (siehe Abb. 3), wobei wichtig zu erwähnen ist, dass das NADW gleichsam „über“ dem AABW fließt. Meist geschieht dies an den Westseiten der Ozeane, weswegen auch von DWBC (Deep Western Boundary Currents) gesprochen werden kann (RAHMSTORF 2006). Das bei Grönland gebildete NADW weist Temperaturen zwischen 2,0 und 3,5°C, sowie einen Salzgehalt zwischen 34,9 und 35,0 psu auf. Entlang der Ostküsten von Nord- und Südamerika fließt das NADW als DWBC südwärts und erreicht am Südende von Amerika den Zirkumpolarstrom (TOGGWEILER und KEY 2003).
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An der antarktischen Küste existiert eine weitere große Masse an kaltem Tiefenwasser, das sogenannte zirkumpolare Tiefenwasser (CDW). Mit 3-4 Sv an Tiefenwasserbildung ist diese Region jedoch im Gegensatz zum Nordatlantik eher von geringerer Bedeutung. Trotz des Mengenunterschieds ist dieses Tiefenwasser aber bedeutend schwerer (d.h. dichter) als das NADW und schiebt sich, in Verbindung mit Wasser vom antarktischen Schelf als AADW „unter“ das NADW und gelangt in großen Tiefen in den Atlantik, Pazifik und Indik (TOGGWEILER und KEY 2003).
Ursprünglich wurde angenommen, dass das kalte Tiefenwasser über den ganzen Ozean verteilt wieder zurück an die Meeresoberfläche gelangt, insbesondere im Bereich des Pazifiks und des Indiks. Dank intensiver Forschungen in den letzten 30 Jahren wurde festgestellt, dass sich höchstens 10-20% des kalten Wassers mit warmem Wasser vermischen und dass keine Anzeichen dafür vorhanden sind, dass das Tiefenwasser im Indischen oder Pazifischen Ozean an die Oberfläche strömt. Aktuelle Rekonstruktionen der Zirkulation kommen daher zu dem Ergebnis, dass das AABW nordwärts in die großen Ozeane mit durchschnittlich 0°C fließt. Dort taucht es bis über die Grenze von 3500m auf, erwärmt sich auf 2°C und fließt in Tiefen zwischen 2000 und 3500m wieder südwärts (TOGGWEILER und KEY 2003). Daraus schließend und aufgrund von Radiocarbonmessungen (14C) des Wassers wird nun angenommen, dass das Tiefen- wasser erst südlich des Zirkumpolarstroms wieder an die Oberfläche gelangt und zwar im Gebiet der Drake Straße zwischen 55 und 65°S (TOGGWEILER und KEY 2003, KUHLBRODT et al. 2007 zit. nach DRÖÖS und COWARD 1997). Dabei ist gerade diese Region so interessant für die Ozeanographie, da hier der Wind, in diesem Fall Westwind, für ein Auftauchen von Tiefenwasser sorgt und nicht wie im Rest des Ozeans nur das Oberflächenwasser bewegt. Außerdem bestehen in diesem Gebiet einzigartige topographische Gegebenheiten, denn nur hier umspannt der Ozean die Erde, ohne auf eine meridionale Barriere in Form eines Rückens zu treffen bis in eine Tiefe von 2500m (siehe Abb. 3, gestrichelte Linie; KUHLBRODT et al. 2007; TOGGWEILER und SAMUELS 1995).
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Abb. 4: Auftauchregionen des NADW, die Farbe repräsentiert die vertikale Geschwindigkeit des Wassers bei einer bestimmten Dichte. Ca. 60% des NADW, das im Atlantik den Äquator überquert, taucht südlich von 50°S auf (KUHLBRODT et al. 2007 S. 15).
Durch den Wind und die Corioliskraft wird das oberflächennahe Wasser der Ekman Schicht (SCHMITZ und McCARTNEY 1993) nach links, in diesem Fall nach Norden abgelenkt. Da die tieferliegenden Wassermassen immer weniger abgelenkt werden und schließlich die Windrichtung beibehalten (vgl. Ekman Spirale) müssen diese weiter nach Osten fließen, müssen aber gleichzeitig auftauchen, da das Oberflächenwasser ja nordwärts abgeflossen ist und werden somit im Endeffekt durch den starken Westwind zum Auftauchen gezwungen und wiederum durch den Wind nach Norden gelenkt. Da das Wasser im Vergleich zur Umgebung sehr kalt ist, nimmt es auf seinem Weg nach Norden große Mengen an solarer Energie aus der Atmosphäre, die sonst zur Erwärmung des Südpolarmeeres und der Antarktis zur Verfügung stünde, auf, fließt mit dieser Energie auf dem „globalen Förderband“ nach Norden und gibt sie erst im Nordatlantik wieder an die Atmosphäre ab, wenn neues NADW gebildet wird. Daher sind die Wassertemperaturen bei 60° im Nordatlantik um durchschnittlich 6°C wärmer als am gleichen Breitengrad auf der Südhalbkugel (TOGGWEILER und KEY 2003).
Die Oberflächenströmungen der THC, die hier benötigt werden, um den südwärts gerichteten Ausfluss an NADW aus dem Nordatlantik wieder auszugleichen steuern allerdings nur etwa 20% an der Wassermasse des GS bei (RAHMSTORF 2006). Der Großteil des Golfstromwassers kann nicht als Teil der THC beschrieben werden, sondern gehört den windgetriebenen Meeresströmungen an. Dennoch ist die THC für die folgenden Ausführungen wichtig, da der GS bei seiner Fortführung als NAC von einer hauptsächlich windgetriebenen Strömung zu einem Teil der THC wird (ROSSBY 1999).
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Abb. 5: Schema der weltweiten THC (SCHMITZ 1996, S. 13)
Im komplexen System des Nordatlantiks können zunächst zwei verschiedene Arten von Zirkulationssystemen im Ozean unterschieden werden, die das Vermischen bzw. den Wandel von warmem zu kaltem Wasser beeinflussen, nämlich zum einen die horizontalen (entlang der Breitengrade) Meeresströmungen, die vornehmlich durch den Wind angetrieben werden sowie die meridionalen (entlang der Längengrade) Strö- mungen, die Teil der Thermohalinen Zirkulation sind (siehe oben; SCHMITZ und McCARTNEY 1993). Bei den windgetriebenen Systemen wiederum gibt es im Nordatlantik zwei große Gyren, den subpolaren und den subtropischen Gyre (ROSSBY 1999, SCHMITZ und McCARTNEY 1993). Der GS ist dabei Teil des subtropischen Gyres, der sich im Uhrzeigersinn bewegt. Angetrieben wird dieses System einerseits von den Passatwinden im Bereich der Subtropen, die das Wasser westwärts bewegen und andererseits von den Winden der Westwindzone in den gemäßigten Breiten, die unter anderem den GS in Richtung Osten bewegen. Lokalisieren kann man diese großräumige Zirkulation in etwa zwischen 10° und 40°N (SCHMITZ und McCARTNEY 1993), wobei aber auch im Pazifik und auf der Südhalbkugel ähnliche Systeme - wegen der ähnlichen Winde - vorzufinden sind.
Bezogen auf den Nordatlantik heißt das, dass Wasser in der Nähe des Äquators nach Westen strömt und in der Karibik auf den oben beschriebenen, an der Ostküste Südamerikas entlang fließenden Strom aus dem Bereich der Drake Straße stößt, sich mit
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Abb. 6: Größe der Ströme in der obersten Wasserschicht im Nordatlantik (Angaben in Sv). Quadrate bedeuten Absinken (SCHMITZ 1996, S. 21)
ihm verbindet und aufgrund der Mächtigkeit dieses Stroms nach Norden gelenkt wird.
Durch diesen Zusammenschluss nimmt der ehemals schwache GS immer mehr Wasser auf und vergrößert sich zwischen der Floridastraße und Cape Hatteras um das Fünffache auf annähernd 150 Sv, wobei er nicht so sehr in seiner Breite, denn in seiner Mächtigkeit zunimmt (ROSSBY 1999). Bei Cape Hatteras bzw. etwas weiter nordwärts (DeCOETLOGON et al. 2006) dann verlässt er den Kontinentalschelf und driftet aufgrund der Westwinde nach Osten ab, wo er sich bei den Grand Banks in mehrere Ströme aufteilt und dadurch seine Mächtigkeit einbüßt. Ab diesem Zeitpunkt spricht man daher üblicherweise nicht mehr vom GS. Einige kleinere Strömungen klinken sich gleichsam aus dem GS aus und fließen nördlich und südlich von ihm wieder nach Westen. Andere behalten die Ostrichtung bei. Der wichtigste „Arm“ des GSs in westlicher Richtung ist der Nordatlantikstrom. Ein anderer Zweig fließt als Azorenstrom nach Süden und ist mit seinem relativ zur Umgebung kalten Wasser für das milde Klima der Azoren verantwortlich. In subtropischen Breiten fließt er dank der Passatwinde wieder nach Westen und schließt so den Kreislauf (ROSSBY 1999), gemeinhin wird hierbei von Nordäquatorialstrom gesprochen. Er ist damit der südlichste Teil der großen subtropischen Zirkulation im Nordatlantik (CORNILLON 1992).
Exkurs: Western Boundary Currents
Eine ähnlich verlaufende, sich im Uhrzeigersinn drehende Zirkulation gibt es auch im Pazifik. Das Pendant des GS ist in diesem Fall der Kuroshio, der aber nicht die Mächtigkeit des GS aufweist. Da beide an den Westseiten der Kontinente polwärts fließen, und das sehr konstant und beständig, spricht man in der Literatur bei beiden von „Western Boundary Currents (WBC)“. Aber nicht nur auf der Nordhalbkugel gibt es WBC, sondern auch entlang der Südamerikanischen Küste (Brasilien Strom) und entlang des afrikanischen Kontinents (Agulha Strom). Aufgrund der unterschiedlichen Meeresgeometrie und der von der Nordhalbkugel sich unterscheidenden Land-Meer-Verteilung sind diese dem GS und Kuroshio jedoch an Mächtigkeit weit unterlegen. Generell sorgen die WBC dafür, dass warmes Wasser aus den Tropen in mittlere Breiten fließt, wobei die Geschwindigkeit der WBC mit mehr als 1 m/s für Meeresströmungen sehr groß ist (HARTMANN 1994).
Analog zu den WBC gibt es auch „Eastern Boundary Currents“ (Kalifornienstrom in Nordamerika, Perustrom in Südamerika, Leuwinstrom in Australien, Kanarenstrom in Nordafrika und Benguelastrom in Südafrika), die an den Ostküsten der Kontinente äquatorwärts fließen und kaltes Wasser in warme Regionen schaffen (HARTMANN 1994).
Der subpolare Gyre schließt an den subtropischen im Norden an, wobei dieser bei weitem nicht die Wassermassen wie sein südliches Pendant bewegt. An der Südspitze Grönlands teilt sich der subpolare gleichsam auf und fließt als Irmingerstrom (8-11 Sv) in das Irmingerbecken und das Islandbecken und geht anschließend in den OstGrönlandstrom über. Seine Fortsetzung, der West-Grönlandstrom strömt an der Küste Grönlands entlang Richtung Westen und bewegt ca. 30-40 Sv an Wasser. Ein weiterer wichtiger Teil des Subpolarwirbels ist der Labradorstrom, der aus der Labradorsee in Richtung Süden fließt und an den Westgrönlandstrom anschließt. Ein Teil des Labradorstroms wird wieder in den NAC eingespeist, wodurch dieser kälter und salzärmer wird, es entsteht der sog. „cold wall“ (ESSELBORN 2001, S. 12). Südlich der Grand Banks stoßen die beiden großen Wirbel in Form des Golf- und eines westwärts geflossenen Teils des Labradorstroms aufeinander und vermischen sich teilweise (ROSSBY 1999).
In keinem anderen System der Erde treffen zwei große Zirkulationssysteme so regelmäßig an einem Ort zusammen wie im vorliegenden Fall. Ein Teil des Labradorstroms wird vom GS aufgenommen, weshalb dieser deutlich abkühlt (ROSSBY 1999).
Ganz im Gegensatz zu den aktuellen Ergebnissen der Zirkulation stand der Versuch von Worthington im Jahre 1976, die Zirkulation im Nordatlantik zu erklären. Die damals sehr provokante These, die aber zahlreiche Anhänger gefunden hat, geht davon aus, dass es im westlichen Nordatlantik zwei große antizyklische Strömungssysteme gibt, nämlich ein südliches in der Sargasso See und ein nördliches östlich von Neufundland, welches dem NAC gleichzusetzen ist. WORTHINGTON trennte also gleichsam GS und NAC voneinander, was er anhand des Salzgehalts beider Strömungen festmachte. Allerdings stimmt in diesem Modell die Bilanz der Wassers nicht annähernd überein, zudem nahm er an, dass die Strömungen östlich des Mittelatlantischen Rückens mit dem NAC bzw. dem GS nichts zu tun haben sondern von Mittelmeerwasser bestimmt werden. Nichtsdestotrotz war seine Arbeit für viele Wissenschaftler in dieser Zeit Ansatzpunkt und Orientierung zugleich (WORTHINGTON 1976 S. 97f.; KRAUSS 1986).
Innerhalb der oben beschriebenen Zirkulation des Ozeans im Nordatlantik spielt der GS eine herausragende Rolle. Da der Terminus GS im populärwissenschaftlichen im Gegensatz zum fachwissenschaftlichen Diskurs unterschiedlich gebraucht wird, soll an dieser Stelle darauf hingewiesen werden, dass der Begriff „Golfstrom“ im Rahmen dieser Arbeit nur die Meeresströmung zwischen Cape Hatteras und den Grand Banks beschreibt. Und der GS wiederum soll hier als Teil eines gesamten Golfstromsystems begriffen werden, das auch den Floridastrom beinhaltet (vgl. CORNILLON 1992 nach der Nomenklatur von ISELIN aus dem Jahre 1936). Vereinfacht kann man nach CORNILLON 1992 das Golfstromsystem in drei große Regionen gliedern: die Floridastraße bis zum Cape Hatteras, vom Cape Hatteras zu den New England Seamounts (NESM) und von dort zu den Grand Banks. Die Meeresströmung nach den Grand Banks wird in der vorliegenden Arbeit, wie in der Literatur üblich, „Nordatlantikströmung“ genannt. Andere Veröffentlichungen zählen den Floridastrom zwischen der Floridastraße und Cape Hatteras bereits zum GS (FOFONOFF 1981).
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Abb. 8: Die wichtigsten Strömungen im Nordatlantik mit der Topographie des Meeresbodens (CORNILLON 1992 S. 466).
Jedoch ist es günstiger, die Meeresströmung entlang des Kontinents als Floridastrom und ab Cape Hatteras, wenn die Strömung den Kontinentalschelf verlässt, als GS zu bezeichnen (FOFONOFF 1981). In deutschen Publikationen wird, im Gegensatz zur vorliegenden Arbeit, auch der Nordatlantikstrom noch zum Golfstromsystem gezählt (vgl. GIERLOFF-EMDEN 1979). Anschließend sollen die einzelnen Komponenten des Golfstromsystems näher beschrieben werden, um ein Gesamtbild der Meeresströmung bis zu den Grand Banks zu erhalten.
Gespeist wird der Floridastrom vom sog. „Loop Current“, der durch die Straße von Yucatan in den Golf von Mexiko fließt, und vom Antillenstrom. Wichtig ist hierbei, beide Strömungen zu unterscheiden, denn der Loop Current ist Teil bzw. Ausläufer des Nordäquatorialstroms, der Antillenstrom, der nur ein Zehntel der Wassermasse des Floridastroms hat, ist ein Ausläufer des Golfstroms und damit des oben beschriebenen subtropischen Gyre (CORNILLON 1992).
Bereits Iselin definierte den Floridastrom als alles nordwärts fließende Wasser mit Geschwindigkeiten von mehr als 10cms-1 beginnend bei einer gedachten Linie südlich von Tortugas bis hinauf zu einem Punkt nördlich von Cape Hatteras, wenn sich die Wassermassen vom Kontinentalschelf ostwärts bewegen (FOFONOFF 1981). Dabei stellte er drei wichtige Merkmale des Floridastroms in den Vordergrund:
Zum einen eine große Zunahme des Volumens (bei Volumenangaben der jeweiligen Strömungen kann der tatsächliche Wert um 5-25% vom angegebenen Wert abweichen; vgl. SCHMITZ und McCARTNEY 1993) der Meeresströmung auf dem Weg nach Norden, zum zweiten eine relativ schnelle Bewegung entlang des Kontinentalhangs und zum dritten eine relativ hohe Wassertemperatur von mindestens 6,5°C (SCHMITZ und McCARTNEY 1993: 7°C) auch im nördlichsten Bereich des Floridastroms (FOFONOFF 1981).
Von den ca. 30 Sv Volumen (eine genaue Anzahl des Volumens in der Floridastraße findet sich bei MEINEN et al. 2009. In der dortigen Studie wird seit 1981 jeden Tag eine Volumenmessung des Floridastroms vorgenommen), die der Floridastrom auf Höhe der Floridastraße hat stammen ca. 13 Sv aus dem Südatlantik. Wichtig ist hierbei, in welchen Schichten des Ozeans das Wasser transportiert wird. Nur 1 Sv kommt vom sog. „Äquatorialen Unterstrom“ (Equatorial Undercurrent) mit Temperaturen zwischen 12 und 24°C. Jedoch kommen 7 Sv an Wasser überhalb dieses Stroms in Tiefen von 50-100 m mit Temperaturen über 24°C aus dem Südatlantik in die Karibik sowie 5 Sv an Wasser, das unterhalb dieses Stroms fließt und Temperaturen zwischen 7 und 12°C aufweist. Diese Massen wurden aber vorher durch das NADW aus dem Nordatlantik nach Süden transportiert, womit sich die Rechnung wieder ausgleicht (SCHMITZ und McCARTNEY 1993).
Die restlichen 17 Sv Wasser kommen durch den sog. „Sverdrup Transport“ zustande. Dieser ist die Summe aus dem Ekman Transports (s.o.) in der ozeanischen Deckschicht und dem geostrophischen Wassertransport in meridionaler Richtung, der von Druckunterschieden angetrieben wird (SCHMITZ und McCARTNEY 1993).
Schwankungen im Transport des Floridastroms sind an der Tagesordnung. Zum einen kann eine Änderung des Gezeitenpegels zu einem kurzfristigen Anstieg oder einer Abnahme des transportierten Wassers führen (FOFONOFF 1981), besonders auffallend ist jedoch eine jahreszeitliche Schwankung des Volumens, wobei das Maximum im Sommer (Juni-Juli) und das Minimum im Herbst (Oktober-November) liegt (LEAMAN et al. 1987, FOFONOFF 1981, BÖNING und SEMTNER 2001).
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Abb. 9: Der Transport des Floridastroms innerhalb eines Jahres mit verschiedenen Messpunkten und als Mittelwert (LEAMAN et al. 1987 S. 580).
So schwankte z.B. allein im Jahr 2008 das Transportvolumen des Floridastroms zwischen 41,8 Sv am 12. Dezember und 19,5 Sv am 25. September (MEINEN et al. 2009). Außer dem unregelmäßigen Ausmaß der Gezeiten wird auch vermutet, dass Mäander im Loop Current, der ja den Floridastrom speist, verantwortlich für seine Schwankungen sind (FOFONOFF 1981).
Wichtig ist hierbei, dass der GS in seiner Stärke und in seinem Ausmaß direkt von der NAO abhängt. Diese ist die natürliche Schwankung der mittleren atmosphärischen Zirkulation im Nordatlantik und nachdem der GS ein in erster Linie windgetriebenes System ist, ist seine Abhängigkeit von der NAO naheliegend (DeCOETLOGON et al. 2006; s.u., S. 47).
Während seines Fließens entlang des Kontinentalhangs in der Straße von Florida erreicht das Meer nur selten Tiefen von mehr als 800m (HALKIN und ROSSBY 1985).
Die Tatsache, dass der Floridastrom am Kontinentalabhang entlang fließt und in seiner Mächtigkeit variiert, kann man anhand verschiedener Querschnitte des Stroms erkennen. Diese Arbeiten wurden in den 60er Jahren von verschiedensten amerikanischen Wissenschaftlern durchgeführt. Deutlich zuerkennen ist die Abnahme seiner Querschnittsfläche beim Passieren der Floridastraße von annähernd 60 km2 auf nunmehr nur 36 km2 beim nördlichen Ausläufer der Little Bahama Bank wo er durch die Topographie des Meeresbodens gleichsam eingeengt wird. Das transportierte Wasser jedoch bleibt gleich bzw. steigert sich noch auf seinem Weg, was mit einem Anstieg der Fließgeschwindigkeit einher geht. So hat der Floridastrom südlich von Key West eine Geschwindigkeit von 140 cms-1, die er bis zur besagten Little Bahama Bank bis auf 180 cms-1 an seiner Oberfläche steigert. Gleichzeitig wird er immer mehr asymmet-
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Abb. 10: Das Profil des Floridastroms (rechts) an verschiedenen Punkten (Karte links) mit den Fließgeschwindigkeiten in den verschiedenen Tiefen (CORNILLON 1992, S. 471)
Nach dem Verlassen der Floridastraße nimmt der Floridastrom an Fläche, Breite und Tiefe ab, wobei er aber immer größere Wassermassen bewegt. Sobald es die topographischen Voraussetzungen zulassen, nimmt er immer mehr an Tiefe und Breite zu (schon mehr als 100 km in der Höhe von Cape Caneveral). Die maximale Geschwin digkeit an der Oberfläche beträgt dann in etwa 150 cms-1, wobei in Tiefen von 900 m immer noch annähernd 20% dieses Wertes vorliegen (CORNILLON 1992).
Auffallend ist die Tatsache, dass sich die Geschwindigkeit sowie der Querschnitt des GS zwischen 73° und 68° kaum verändern. Das Maximum der Geschwindigkeit verlagert sich an beiden Punkten in die offene See hinaus (BOWER und HOGG 1996; JOHNS 1995 et al.; HOGG 1992).
Zwar ändert sich die Struktur des Querschnitts des Stroms was die Temperatur-Tiefe Funktion betrifft von Cape Hatteras zu den Grand Banks nur unmerklich,
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Abb. 12: Temperatur des GS an verschiedenen Stellen, bei 58°W (dicke Linien) und 74°W (dünnen Linien) (CORNILLON 1992 S. 472).
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Abb. 11: Geschwindigkeit des GS als Profil bei 68°
(a) und 73° (b) in cm/s (BOWER und HOGG 1996,
S- 1004)- doch nimmt die Wassermenge des
Stroms um ein Vielfaches zu. Liegt sie, wie bereits oben erwähnt, in der Floridastraße bei ca. 30 Sv so erreicht der Strom bei 65°W in Höhe der NESM einen Wert von 150160 Sv, was auf Zuströme aus dem Norden hindeutet (CORNILLON 1992; BOWER und HOGG 1996), diese Steigerung und der Verlauf des GSs in dieser Region sollen anschließend näher erläutert werden.
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Abb. 13: Transport des GS und des Floridastroms zwischen Miami und 55°W (CORNILLON 1992 S. 472)
Wie oben angedeutet, verlässt der GS bei Cape Hatteras den Kontinentalschelf. Über die Gründe gibt es in der Forschung unterschiedliche Meinungen, diese sollen in einem kleinen Exkurs angerissen werden.
Exkurs: Theorien zur Abspaltung des GS bei Cape Hatteras
Das Verlassen des Kontinentalschelfs und das Fließen in das offene Meer bei Cape Hatteras hat im Laufe der Jahrzehnte in der Forschung zu verschiedenen Theorien darüber geführt, warum er ausgerechnet an dieser Stelle eine Ostrichtung einschlägt und nicht weiter auf dem Schelf fließt. Dabei kann man grundsätzlich fünf verschiedene Theorien unterscheiden, die kurz angesprochen werden sollen.
Vor allem in früheren Untersuchungen ging man davon aus, dass der Wind die entscheidende Komponente für den Richtungswechsel des GS ist. Da er in der beobachteten Region so dominierend ist wurde davon ausgegangen, dass er der Hauptgrund für die Abspaltung ist (FOFONOFF 1981), was aber nicht sicher nachgewiesen und aufrecht erhalten werden kann. Andererseits zeigten Modelle, dass der Wind sehr wohl die Kraft hat, um ca. 10-20% des Gesamttransports zu beeinflussen (in der Ekman Schicht), somit kann ein Einfluss des Windes nicht ausgeschlossen werden (DENGG et al. 1996).
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