mini|Der Nordostatlantische Kontinentalrand von der Iberischen Halbinsel bis Nordnorwegen. mini|Längsschnitt durch einen passiven Kontinentalrand (überhöht) mini|Iberischer Kontinentalrand mit Bänken, Terrassen, Canyons und Seamounts. AC, Avilés Canyon; ACS, Alvares Cabral Seachannel; ARC, Arosa Canyon; AS, Ampère Seamount; AV, Aveiro Valley; CB, Camões Bank; CPB, Coral Patch Bank; CRP, Carlos Ribeiro Passage; DH, Descobridores Hills; EP, Estremadura Promontary; ET, Ericeira Terrace; FC, Faro Canyon; FAS, Freire de Andrade Spur; GB, Galicia Bank; GE, Galicia Escarpment; GIB, Galicia Interior Basin; GR, Gorringe Ridge; HIS, Hirondelle Il Seamount; LAC, Lastres Canyon; LC, Lage Canyon; LDB, Le Danois Bank; LIC, Lisboa Canyon; LLC, Llanes Canyon; LP, Landes Plateau; NC, Nazaré Canyon; OT, Ortegal Terrace; PC, Portimão Canyon; PH, Porto Hill; PV, Porto Valley; SC, Santander Canyon; SEC, Setúbal Canyon; SVC, São Vicente Canyon; TG, Torrelavega Canyon; VIS, Valle Inclan Saddle; VS, Vigo Seamount. mini|Keltischer, Armorikanischer und Aquitanischer Kontinentalrand. mini|Rockall-Kontinentalrand. mini|Norwegischer Kontinentalrand mit Bänken: FUB, Fugløy-Bank; RB, Røst-Bank; TB, Træna-Bank, TD, Trænadjupet; SB, Sklinna-Bank; HB, Halten-Bank; FRB, Frøya-Bank; STS, Storegga Slope; MB, Mørebankene; VB, Viking-Bank; VF, Vestfjorden.
Der Nordostatlantische Kontinentalrand () ist der passive Kontinentalrand an der östlichen Seite des Nordatlantiks, der sich über eine geodätische Strecke von rund 4000 km von der Iberischen Halbinsel bis nach Nord-Norwegen erstreckt.Declan Morrissey, Aaron Lim, Kerry L. Howell, Martin White, Andrew J. Wheelers, A. Louise Allcock: The North-east Atlantic Margin: A Review of the Geology, Geography, Oceanography, and Vulnerable Megabenthic Ecosystems of the Continental Slope of Ireland and the United Kingdom. In: Oceanography and Marine Biology: An Annual Review. Band 61, 2023, S. 219–292. doi:10.1201/9781003363873-6. Gemessen entlang der tatsächlichen Randlinie – mit allen Einbuchtungen, Bänken und Meeresarmen – ist er jedoch erheblich länger; allein der irisch-schottische Abschnitt misst rund 5500 km. Der Rand umfasst den Übergang vom Kontinentalschelf über den Kontinentalhang bis zum Kontinentalfuß und die angrenzenden Tiefseeebenen in Wassertiefen von rund 200 bis über 5000 m.
Der Nordostatlantische Kontinentalrand ist ein tektonisch inaktiver (passiver) Rand, der während der mehrstufigen Öffnung des Nordatlantiks im Mesozoikum und Känozoikum durch Rifting und anschließende thermische Subsidenz entstand. Gleichwohl ist er geomorphologisch und ozeanographisch außerordentlich heterogen: Er umfasst magmaarme Riftränder (westlich der Iberischen Halbinsel), vulkanische Riftränder (vor Norwegen und Schottland), isolierte Mikrokontinentfragmente (Rockall-Plateau, Porcupine-Bank), vulkanische Seamounts, ausgedehnte Systeme von Unterwasserschluchten, Konturitdriftkörper sowie die weltweit größte Konzentration von Kaltwasserkorallenriffen und Karbonathügeln (Carbonate Mounds). Diese geologische und ozeanographische Vielfalt macht ihn zu einem der am intensivsten erforschten Tiefseebereiche der Erde.
Geologische Entwicklung
Die Entstehung des Nordostatlantischen Kontinentalrands ist untrennbar mit dem Zerfall des Superkontinents Pangaea verbunden, der vor etwa 225 Millionen Jahren einsetzte.Antonio Schettino, Eugenio Turco: Breakup of Pangaea and plate kinematics of the central Atlantic and Atlas regions. In: Geophysical Journal International. Band 178, Ausgabe 2, 2009, S. 1078–1097. doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04186.x. Die Öffnung des Nordatlantiks erfolgte diachronisch – von Süden nach Norden fortschreitend – und erzeugte entlang des europäischen Rands unterschiedliche Randtypen:
Am iberischen Rand begann die Krustendehnung im Oberjura und in der frühen Kreide. Die Riftung führte zu extremer Ausdünnung der kontinentalen Kruste und lokal zur Exhumierung von Mantelmaterial (Peridotit) am Meeresboden – ein klassischer magmaarmer Riftrand.M. Pérez-Gussinyé, C. R. Ranero, T. J. Reston, D. Sawyer: Mechanisms of extension at nonvolcanic margins: Evidence from the Galicia interior basin, west of Iberia. In: Journal of Geophysical Research. Band 108, Ausgabe B5, 2003, Artikel 2245. doi:10.1029/2001JB000901.Gaël Lymer, Tim J. Reston: The West Iberian Margin: Past and Current Research Concepts and Future Challenges. In: Gwenn Peron-Pinvidic (Hrsg.): Continental Rifted Margins 2: Case Examples. 2022, ISBN 978-1-119-98694-2, S. 1–34. doi:10.1002/9781119986959.ch1. Der Wechsel zur Ozeanbodenspreizung erfolgte im späten Aptium, und die nachfolgende thermische Subsidenz vertiefte das Becken auf über 3000 m.
Weiter nördlich entstanden durch die Krustendehnung die zahlreichen Riftbecken und Horstblock-Hochlagen des irisch-schottischen Rands: die Porcupine-Senke (Porcupine Seabight), der Rockall-Trog, das Hatton-Rockall-Becken sowie die dazwischen liegenden Horstblöcke Porcupine Bank, Rockall Bank und Hatton Bank.P. M. Shannon, D. V. Corcoran, P. D. W. Haughton: The petroleum exploration of Ireland's offshore basins: Introduction. In: Geological Society, London, Special Publications. Band 188, 2001, S. 1–8. doi:10.1144/GSL.SP.2001.188.01.01. Das Rockall-Plateau ist ein isoliertes Fragment kontinentaler Kruste – ein Mikrokontinent –, der während der Öffnung des Nordatlantiks von Europa und Grönland abgetrennt wurde.
Karte Am norwegisch-schottischen Rand kam im Paläozän und frühen Eozän (~56–52 Ma) die Bildung ozeanischer Kruste in Gang, begleitet von massivem Vulkanismus der Nordatlantischen Magmenprovinz (NAIP). Der Island-Hotspot erzeugte ausgedehnte Flutbasaltdecken (die Färöer-Basalte und die Antrim-Basalte in Nordirland) und eine Reihe vulkanischer Seamounts im nördlichen Rockallgraben – darunter die Rosemary Bank, die George Bligh Bank, den Anton Dohrn Seamount und den Hebrides Terrace Seamount.M. S. Stoker, K. Hitchen: The Rockall-Porcupine Margin. In: Jürgen Mienert, Philip Weaver (Hrsg.): European Margin Sediment Dynamics. Springer, Berlin / Heidelberg 2003, ISBN 3-540-42393-1, S. 161–172. Der norwegische Rand ist damit ein vulkanischer Riftrand mit seewärts einfallenden Reflektoren (SDR), im Gegensatz zum magmaarmen iberischen Rand.
Die pleistozäne Vereisung hat den Rand tiefgreifend umgestaltet. Der Britisch-Irische Eisschild erreichte auf dem westirischen und hebridischen Schelf seinen maximalen Vorstoß zwischen 29 und 23 ka und reichte bis an den Schelfrand.Jared Lee Peters, Sara Benetti, Paul Dunlop, Colm Ó Cofaigh: Maximum extent and dynamic behaviour of the last British-Irish Ice Sheet west of Ireland. In: Quaternary Science Reviews. Band 128, 2015, S. 48–68. doi:10.1016/j.quascirev.2015.09.015. Eisströme wie der Barra-Fan-Eisstrom lieferten gewaltige Sedimentmengen auf den Kontinentalhang. Eisberge transportierten Eisfracht (IRD) über den gesamten Rand und hinterließen Pflugmarken bis in 580 m Wassertiefe.Boris Dorschel, Andrew J. Wheeler, Xavier Monteys, Koen Verbruggen: Atlas of the Deep-Water Seabed: Ireland. Springer, Dordrecht 2010, ISBN 978-90-481-9375-2. Die Sedimentbelastung und der postglaziale Meeresspiegelanstieg lösten Hangrutschungen aus, darunter die Peach-Rutschung und die Rockall-Rutschung.
Geomorphologie
Der Nordostatlantische Kontinentalrand gliedert sich in mehrere geographische Abschnitte mit charakteristischen Geländeformen:
Unterwasserschluchten (englisch submarine canyons) sind entlang des gesamten Rands verbreitet, konzentrieren sich jedoch im Süden, wo sie nicht durch glaziale Sedimente verfüllt sind. Das dendritische Whittard Canyon-System südwestlich von Irland ist eines der größten Unterwasserschluchtsysteme Europas; es besteht aus vier Hauptästen, die sich in rund 3500 m Tiefe zu einem Kanal vereinigen und bei 4500 m auf den Keltischen Tiefseefächer austreten.T. Amaro, V. A. I. Huvenne, A. L. Allcock et al.: The Whittard Canyon – A case study of submarine canyon processes. In: Progress in Oceanography. Band 146, 2016, S. 38–57. doi:10.1016/j.pocean.2016.06.003. Weitere bedeutende Schluchtsysteme sind der Porcupine-Bank-Canyon an der Westflanke der Porcupine Bank und das Gollum-Kanalsystem in der Porcupine-Senke.
Karbonatberge (Carbonat-Mounds) – kegelförmige, bis 380 m hohe biogene Strukturen, die aus dem Zusammenspiel riffbildender Kaltwasserkorallen (Lophelia pertusa, Madrepora oculata), Hydrodynamik und Sedimentation entstehen – sind eine Besonderheit des irisch-schottischen Rands.J. Murray Roberts, Andrew J. Wheeler, André Freiwald: Reefs of the deep: the biology and geology of cold-water coral ecosystems. In: Science. Band 312, Ausgabe 5773, 2006, S. 543–547. doi:10.1126/science.1119861. Sie konzentrieren sich in einem schmalen Tiefenband von 500 bis 1000 m, das mit der permanenten Thermokline und der damit verbundenen Zone verstärkter Bodenströmungen zusammenfällt.Martin White, Boris Dorschel: The importance of the permanent thermocline to the cold water coral carbonate mound distribution in the NE Atlantic. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 296, Ausgabe 3-4, 2010, S. 395–402. doi:10.1016/j.epsl.2010.05.025. Die wichtigsten Mound-Provinzen sind die Belgica-, Hovland-, Pelagia- und Logachev-Mounds; die größte bekannte Konzentration von Karbonatbergen weltweit befindet sich vor der irischen Westküste.Jason M. Hall-Spencer, Kilian M. Stehfest, Andrew J. Wheeler: Background Document for Carbonate Mounds. OSPAR Commission, London, Publication Number: 489, 2010, ISBN 978-1-907390-30-2. PDF
Seamounts vulkanischen Ursprungs erheben sich im nördlichen Rockallgraben aus der Tiefsee: Die Rosemary Bank, George Bligh Bank, der Anton-Dohrn-Seamount und der Hebrides Terrace Seamount sind spätkreide- bis frühpaläogene Vulkanbauten, die durch die Wanderung des Island-Plumes entstanden. Ihre Gipfel liegen in 500–1200 m Wassertiefe und schaffen durch die Beschleunigung von Strömungen und die Bildung von Taylor-Säulen günstige Bedingungen für benthische Lebensgemeinschaften.Martin White, Igor Bashmachnikov, Javier Arístegui, Ana Martins: Physical processes and seamount productivity. In: Tony J. Pitcher et al.: Seamounts: Ecology, Fisheries and Conservation. Blackwell, 2008, ISBN 978-0-470-69195-3, S. 65–84.
Submarine Escarpments – stufenartige Steilhänge am Kontinentalhang – sind an der Rockall Bank (750 und 1400 m Tiefe) und an der westlichen Porcupine Bank (600–650 m) ausgebildet, wo sie sich horizontal über rund 120 km erstrecken und nahezu senkrechte Wände von über 100 m Höhe bilden.
Ozeanographie
Die Wassermassenschichtung am Nordostatlantischen Rand wird von Quellwassern sowohl subpolaren als auch subtropischen Ursprungs bestimmt:
In den oberen Schichten (0–700 m) dominiert Eastern North Atlantic Water (ENAW) aus dem subtropischen Wirbel und Western/Modified North Atlantic Water (WNAW/MNAW) aus dem subpolaren Nordatlantik. An der permanenten Thermokline (700–1200 m) konkurrieren und verschachteln sich das kalte, salzarme Sub-Arctic Intermediate Water (SAIW) aus dem Westen und das warme, salzreiche Mittelmeerwasser (MOW) aus dem Süden. In den intermediären Tiefen (1500–2200 m) liegt Labradorseewasser (LSW) mit seinem charakteristischen Salinitätsminimum. Unterhalb von 2200 m füllt Nordatlantisches Tiefenwasser (NADW) bzw. Lower Deep Water (LDW) die tiefsten Schichten, mit einem schwachen Einfluss von Antarktischem Bodenwasser (AABW) in den tiefsten Becken.Henrik M. van Aken: The hydrography of the mid-latitude Northeast Atlantic Ocean: II. The intermediate water masses. In: Deep-Sea Research I. Band 47, Ausgabe 5, 2000, S. 789–824. doi:10.1016/S0967-0637(99)00112-0.