Der European Slope Current (ESC), englisch auch: Shelf Edge Current oder nur Slope Current (eine deutsche, allerdings nicht gebräuchliche Übersetzung wäre Europäischer Hangstrom) ist eine überwiegend polwärts gerichtete, meist barotrope, in Teilen barokline Meeresströmung entlang des Kontinentalhangs des Nordostatlantischen Kontinentalrands, die warmes, salzreiches Atlantikwasser von der Iberischen Halbinsel über den Golf von Biskaya, die irische und schottische Westküste bis in den Färöer-Shetland-Kanal und die Nordischen Meere transportiert.^[1][2] Er ist damit ein wesentliches Glied der oberen Warmwasserzufuhr der atlantischen meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) und der wichtigste Pfad für den Transport von Wärme, Salz, Nährstoffen und Kohlenstoff von den mittleren Breiten in die europäischen Schelfmeere, mit einem Beitrag zum Atlantikeinstrom in Richtung Arktis.^[2][3]

Der ESC wird in erster Näherung durch den meridionalen Dichtegradienten im angrenzenden tiefen Nordostatlantik angetrieben: Die polwärtige Zunahme der Dichte im östlichen subpolaren Wirbel stützt einen geostrophischen Zustrom zum Kontinentalhang, der an der topographischen Barriere des Hangs polwärts abgelenkt und als isobathenparalleler Hangstrom verstärkt wird.^[4][2] Dieser Mechanismus wird als gemeinsamer Effekt von Baroklinität und Bodenrelief (englisch joint effect of baroclinicity and relief, JEBAR) beschrieben.^[5] Der Transport des Stroms ergibt sich aus einem Gleichgewicht zwischen dem meridionalen ozeanischen Dichtegradienten, der Windschubspannung und der Bodenreibung über dem Hang.^[6] Der dichtegetriebene Antrieb wird durch Windfelder moduliert – insbesondere durch die Nordatlantische Oszillation (NAO): Extrem negative NAO-Bedingungen verstärken den polwärts gerichteten Hangstrom, während positive NAO-Phasen ihn abschwächen.^[7][1] Darüber hinaus trägt die topographische Gleichrichtung von Gezeitenströmen (tidal rectification) zur Verstärkung des Reststroms entlang des Hangs bei, insbesondere im Bereich der Rockall Bank.^[8]

Huthnance (1986) beschrieb den ESC erstmals systematisch als zusammenhängendes Phänomen am gesamten nordostatlantischen Rand und identifizierte die topographische Steuerung durch den Kontinentalhang als Schlüsselmechanismus.^[9] Pingree und Le Cann (1990) dokumentierten die Struktur, Stärke und Saisonalität des Hangstroms in der Biskaya und wiesen Geschwindigkeitskerne von 10–20 cm/s am oberen Hang nach;^[10] Huthnance (1995) formulierte eine umfassende theoretische Darstellung der Hangstromdynamik und der Austauschprozesse zwischen Schelf und Ozean.^[4]

Der European Slope Current ist über weite Strecken nahezu barotrop und befindet sich annähernd im geostrophischen Gleichgewicht; sein Kern ist typischerweise über der 500-m-Isobathe zentriert.^[11][12] Wo der polwärtige Strom über die bodennahe Reibungsschicht eine abwärts gerichtete Ekman-Querkomponente erzeugt, wird Wasser vom Schelfrand in die Tiefe verlagert.^[11]

Der ESC folgt dem Kontinentalhang vom iberischen Rand nordwärts, wo er vor Portugal und im Golf von Biskaya als polwärts gerichtete Strömung mit einem Geschwindigkeitskern in 300–1500 m Tiefe dokumentiert ist.^[13][10] Am iberischen Rand überlagert sich der ESC saisonal mit dem äquatorwärts gerichteten Küstenauftriebsjet, der während der sommerlichen Auftriebssaison den Hangstrom in den oberen Schichten kompensiert, sodass der polwärts gerichtete Strom dort vor allem im Winter an der Oberfläche sichtbar ist.^[7] Dieses winterliche Maximum – gelegentlich als Navidad bezeichnet, weil es um die Weihnachtszeit auftritt – bringt ungewöhnlich warmes, salzreiches Wasser entlang der iberischen und biskayischen Küste nach Norden.

Entlang der irischen und schottischen Westküste verstärkt sich der ESC und wird persistenter. Xu et al. (2015) zeigten anhand von 20 Jahren Satellitenaltimetrie, dass der ESC an allen acht untersuchten Sektionen entlang des europäischen Hangs ein konsistentes saisonales Signal aufweist: maximale polwärts gerichtete Strömung im Winter (Dezember–Januar) und Minimum im Sommer. Die saisonale Amplitude der Geschwindigkeit beträgt an den nördlichen Sektionen rund 8–10 cm/s, in der Biskaya nur rund 5 cm/s; typische Maximalgeschwindigkeiten am Hang westlich Schottlands liegen bei 10–20 cm/s.^[1][2][12]

Im nördlichen Rockallgraben ist der ESC stärker und beständiger als weiter südlich.^[2] Houpert et al. (2020) maßen mit Verankerungen und Glidern einen netto-polwärts gerichteten Transport von rund 3,5–4,5 Sverdrup (Sv) durch den nördlichen Rockallgraben, zusammengesetzt aus einem polwärtigen Anteil von rund 6 Sv – überwiegend im Hangstrom – und einem südwärts gerichteten Anteil von rund 2 Sv auf der westlichen Seite des Troges.^[14][3]

Das nördliche Ende des ESC befindet sich im Färöer-Shetland-Kanal (Faroe-Shetland Channel) nordwestlich von Schottland, wo die Strömung den europäischen Kontinentalhang verlässt und sich aufteilt: Ein Teil des warmen, salzhaltigen Atlantikwassers strömt östlich um die Shetland-Inseln herum und speist über den Fair-Isle-Strom einen bedeutenden Anteil des atlantischen Einstroms in die nördliche Nordsee, während der restliche Hauptstrom weiter nach Nordosten vordringt und den Hauptbeitrag zum Atlantikwasserzufluss in die Nordischen Meere liefert.^[2]

Clark et al. (2022) dokumentierten anhand von Ozeananalysen, Reanalyseprodukten und der Auswertung (Hindcast) eines wirbelauflösenden Ozeanmodells eine Abschwächung und Erwärmung des ESC seit den späten 1990er Jahren. Die Transportvariabilität wird von abrupten Änderungen des meridionalen Dichtegradienten im östlichen subpolaren Wirbel dominiert: Zwischen 1996 und 1998 verringerten sich diese Gradienten um 25–50 %, was zu einem erheblichen Rückgang des Hangstromtransports führte. Gleichzeitig verschob sich die Zusammensetzung des Zustroms – eine kühle, salzarme Komponente subpolarer Herkunft wurde substanziell reduziert, während eine wärmere, salzreichere Komponente subtropischer Herkunft zunahm.^[15] Über den Zeitraum 1993–2012 weist der ESC zudem einen langfristigen Abnahmetrend der Strömungsgeschwindigkeit von rund 1 % pro Jahr auf, während der Nordatlantikstrom keinen signifikanten Trend zeigte.^[1]

Depuydt et al. (2024) rekonstruierten die langfristige Geschichte des ESC und seiner glazialen Entsprechung – des Glacial Eastern Boundary Current (GEBC) – anhand eines Sedimentkerns aus der südlichen Biskaya und wiesen erhebliche Schwankungen der Hangstromstärke auf glazial-interglazialen Zeitskalen nach, die mit den Dansgaard-Oeschger-Zyklen korrelieren: stärkere Strömung während der Interstadiale, schwächere während der Stadiale. Eine markante Verstärkung erfolgte während der Bølling-Allerød-Erwärmung.^[16]

Das Bild der mittleren Zirkulation des ESC und der Variabilität im Rockallgraben ist noch im Entstehen begriffen, da sich die kontinuierliche Beobachtung noch in einem recht frühen Stadium befindet. Insbesondere fehlt es noch an schiffsgestützten Messungen, Verankerungen und Satellitenbeobachtungen der Strömung.^[3]

Die großräumige polwärtige Wärme- und Salzzufuhr nach Nordwesteuropa und in die Nordischen Meere – und damit die klimatische Milderung für Westeuropa und Skandinavien – wird in erster Linie vom Nordatlantikstrom als oberem Ast der Umwälzzirkulation getragen; der ESC speist sich aus dessen Wasser und führt es als vergleichsweise transportschwacher, hanggebundener Strom weiter nach Norden.^[2][3] Seine besondere Bedeutung liegt darin, dass er den wichtigsten Zustromweg von warmem, salzreichem Atlantikwasser an die Schelfkante und in die angrenzenden europäischen Schelfmeere – insbesondere die nördliche Nordsee – bildet und über den Shetland Current zum Atlantikeinstrom in die Nordischen Meere beiträgt. Marsh et al. (2017) zeigten, dass 10–40 % des Hangstromwassers innerhalb von sechs Monaten nach der Passage westlich von Schottland in die nördliche Nordsee gelangen, was den ESC zu einem dominierenden Faktor für die Hydrographie und Ökologie der Nordsee macht; die zugeführte Wärme schafft dort günstige Bedingungen für die marine Primärproduktion und die Fischerei.^[2]

Gleichzeitig steuert der ESC den Austausch zwischen Schelf und offenem Ozean: Die im unteren Reibungsbereich erzeugte hangabwärts gerichtete Querkomponente (gelegentlich als Ekman Drain bezeichnet) transportiert absinkende Partikel und gelöste Stoffe vom Schelfrand in die Tiefe und ist damit für die Kohlenstoffpumpe am Kontinentalrand sowie für die Nahrungsversorgung der benthischen Ökosysteme am Hang – einschließlich der Kaltwasserkorallenriffe an der Porcupine-Bank und im Rockallgraben – von Bedeutung.^[12][11][3]