Labradorseewasser

LSW entsteht durch offene Ozeankonvektion während der Wintermonate. Kalte, trockene arktische Luftmassen, die von Labrador ostwärts über die Labradorsee ziehen, entziehen dem Oberflächenwasser große Mengen an Wärme (sensibel und latent). Der resultierende Auftriebsverlust (Buoyancy Loss) an der Oberfläche destabilisiert die Schichtung und löst konvektives Absinken aus, das die Wassersäule über Tiefen von 1000 bis über 2000 m durchmischt.^[4][5] In extremen Wintern – etwa in den frühen 1990er-Jahren – erreichte die Konvektion Tiefen von über 2300 m und erzeugte das kälteste, frischeste und dichteste LSW, das seit Beginn der systematischen Beobachtungen in den 1930er-Jahren gemessen wurde.^[2]

Die Intensität und Tiefe der Konvektion variieren stark von Jahr zu Jahr und hängen von zwei Faktoren ab: der atmosphärischen Antriebsstärke – insbesondere der Intensität und Dauer der Winterkühlung, die eng mit der Nordatlantischen Oszillation (NAO) korreliert – und der ozeanischen Vorkonditionierung (preconditioning), also der bereits vorhandenen Schichtung zu Beginn des Winters. Eine Labradorsee, die durch vorangegangene Konvektionsereignisse bereits schwach geschichtet ist, kann auch bei moderater Winterkühlung tiefe Konvektion erfahren; umgekehrt kann eine stark geschichtete Labradorsee selbst bei intensiver Kühlung nur eine flache Mischung entwickeln.^[6]

Neben der Konvektion im offenen Beckeninneren kann LSW auch im Randstrom entlang der Westflanke der Labradorsee gebildet werden, wo die Strömung Wasser über den Kontinentalhang führt und die Konvektion leichtere Varianten – das sogenannte obere Labradorseewasser (englisch upper Labrador Sea Water, uLSW) – produziert.^[7] Kieke et al. wiesen nach, dass uLSW auch in Jahren ohne tiefe Konvektion im zentralen Becken gebildet wird und damit eine stetigere, wenn auch leichtere Komponente des LSW darstellt.^[8]

LSW ist keine zeitlich unveränderliche Wassermasse, sondern tritt in verschiedenen Klassen (vintages) auf, deren Eigenschaften die Bedingungen des jeweiligen Bildungszeitraums widerspiegeln. Yashayaev (2007) unterschied mehrere historische Klassen anhand ihrer Dichte (σ₂-Bereich), wobei die beiden markantesten der jüngeren Vergangenheit angehören:^[2]

Das dichte LSW der frühen 1990er-Jahre (LSW₁₉₈₇₋₁₉₉₄, σ₂ ≈ 36,94) – gebildet während einer Folge harter Winter bei stark positiver NAO – war außergewöhnlich kalt (~2,7 °C), frisch (~34,83 PSU), homogen und bis in Tiefen von über 2300 m nachweisbar. Es stellte die volumenmäßig größte jemals beobachtete LSW-Klasse dar.

Das leichtere LSW der frühen 2000er-Jahre (LSW₂₀₀₀₋₂₀₀₃, σ₂ ≈ 36,90) – gebildet bei moderater Konvektion – war wärmer und salzreicher und füllte die intermediären Schichten oberhalb des noch vorhandenen älteren dichten LSW.

Seit dem Konvektionszyklus 2012–2018 wurde erneut eine dichte, voluminöse LSW-Klasse gebildet. Die Konvektion erreichte 2018 mit Mischungstiefen von über 2000 m ihren Höhepunkt und erzeugte das dichteste LSW seit den 1990er-Jahren.^[6][9] Seit 2019 hat die Konvektion deutlich nachgelassen, was auf eine Kombination aus veränderten atmosphärischen Mustern (Abschwächung des Polarwirbels) und verstärktem arktischem Süßwassereintrag zurückgeführt wird.^[9]

Nach seiner Bildung breitet sich LSW aus der Labradorsee in den gesamten subpolaren und subtropischen Nordatlantik aus. Die Ausbreitung erfolgt über mehrere Pfade:

Über den Tiefen Westlichen Randstrom (DWBC) wird LSW südwärts entlang des Kontinentalhangs von Labrador transportiert, durch die Flämische Passage oder um die Neufundlandbank (Grand Banks) herum und weiter entlang der nordamerikanischen Ostküste bis in die Tropen. Forscher dokumentierten die überraschend schnelle Ausbreitung frisch gebildeten LSW – mit Ausbreitungsgeschwindigkeiten von 1,5–2 cm/s erreichte das LSW-Signal der frühen 1990er-Jahre innerhalb weniger Jahre den östlichen subpolaren Atlantik.^[10]

Über innere Pfade gelangt ein erheblicher Teil des LSW ins Ozeaninnere, nachdem es von den energiereichen Mäandern des Nordatlantikstroms im Bereich der Grand Banks vom Randstrom abgelöst wird.^[11] Dieser innere Pfad kann in manchen Jahren den Transport über den DWBC sogar überwiegen.

Über den nordöstlichen Pfad breitet sich LSW ostwärts in das Irmingerbecken und das Islandbecken aus, wo es in hydrographischen Profilen und Tracerdaten als charakteristisches Minimum in Salinität und potentieller Vorticity nachweisbar ist.^[2][12]

LSW ist die volumenreichste Einzelkomponente des Nordatlantischen Tiefenwassers und damit quantitativ bedeutsam für die AMOC. Jüngere Beobachtungen des OSNAP-Arrays (Overturning in the Subpolar North Atlantic Program) haben allerdings gezeigt, dass die Umwälzung östlich von Grönland – angetrieben durch die Overflow-Wasser aus den Nordischen Meeren – den Beitrag der Labradorsee zur subpolaren AMOC-Variabilität seit 2014 bei weitem überwiegt.^[13] Der direkte Beitrag der Labradorsee zur Umwälzung lag bei lediglich 2–3 Sverdrup (Sv), verglichen mit 15–17 Sv östlich von Grönland. Dies bedeutet nicht, dass die Labradorseewasser-Bildung klimatisch unwichtig ist – sie belüftet die intermediären Schichten des Atlantiks, speichert anthropogenes CO₂ und Sauerstoff und moduliert die Eigenschaften des NADW –, aber ihre Rolle für die Stärke der Umwälzung ist geringer als lange angenommen.^[14]

Die Bildung von LSW ist ein effizienter Mechanismus der ozeanischen CO₂-Aufnahme: Während der Konvektion wird Oberflächenwasser, das atmosphärisches CO₂ absorbiert hat, in die Tiefe gemischt, wo es für Jahrhunderte der Atmosphäre entzogen bleibt. Es wurde gezeigt, dass die LSW-Bildung auch die Sauerstoffversorgung der tiefen Wassermassen reguliert, die über den DWBC in den gesamten Atlantik exportiert werden.^[14]

Veränderungen in der LSW-Bildungsrate – sei es durch Erwärmung, Aussüßung der Labradorsee durch grönländisches Schmelzwasser oder veränderte atmosphärische Zirkulationsmuster – können die Eigenschaften des NADW modifizieren und sich mit einer Verzögerung von Jahren bis Jahrzehnten auf die gesamte atlantische Zirkulation auswirken. Die langfristigen Beobachtungszeitreihen der AR7W-Sektion^[15] und des internationalen Argo-Programms in der Labradorsee gehören daher zu den wichtigsten Datensätzen für das Verständnis dekadischer Klimavariabilität im Nordatlantik.^[3]