Tiefe westliche Randströme (, DWBC) sind schmale, äquatorwärts gerichtete Tiefenströmungen entlang der westlichen Ränder der Ozeanbecken. Sie transportieren kalte, dichte Wassermassen, die in hohen Breiten durch Tiefenkonvektion und Dichteerhöhung bei der Meereisbildung gebildet werden, in die mittleren und niedrigen Breiten. Sie bilden den unteren Arm der globalen meridionalen Umwälzzirkulation (Meridional Overturning Circulation, MOC) und sind damit eine der zentralen Komponenten des globalen Klimasystems.

Im Atlantik ist der DWBC der Haupttransportweg für das nordatlantische Tiefenwasser (NADW) – bestehend aus Labradorseewasser (LSW), Island-Schottland-Überstromwasser (ISOW) und Dänemarkstraßen-Überstromwasser (DSOW) – und bildet damit das tiefe, südwärtige Rückströmband der atlantischen meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC). Auf der Südhalbkugel transportieren analog tiefe westliche Randströme antarktisches Bodenwasser (AABW) äquatorwärts entlang der westlichen Beckenränder des Südatlantiks, des Pazifiks und des Indischen Ozeans.Mitchell Chandler, Nathalie V. Zilberman, Janet Sprintall (2024): The Deep Western Boundary Current of the Southwest Pacific Basin: Insights From Deep Argo. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 129 (2024), Ausgabe 10, e2024JC021098. DOI:10.1029/2024JC021098.Lynne D. Talley (2013): Descriptive Physical Oceanography: An Introduction (6. Aufl.). Elsevier, 2013. ISBN 978-0-7506-4552-2.

Die Existenz der tiefen westlichen Randströme wurde 1960 von Henry Stommel und Arnold B. Arons auf theoretischer Grundlage vorhergesagt und kurz darauf durch die Messungen von John Swallow und L. Valentine Worthington im westlichen Nordatlantik mit Hilfe von schwebenden Messbojen experimentell bestätigt.Henry Stommel, A. B. Arons (1960): On the abyssal circulation of the World Ocean – I. Stationary planetary flow patterns on a sphere. In: Deep-Sea Research. Band 6 (1959–1960), S. 140–154. DOI:10.1016/0146-6313(59)90065-6.Henry Stommel, A. B. Arons (1960): On the abyssal circulation of the World Ocean – II. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. In: Deep-Sea Research. Band 6 (1959–1960), S. 217–233. DOI:10.1016/0146-6313(59)90075-9.John Swallow, L. Valentine Worthington (1961): An observation of a deep countercurrent in the western North Atlantic. In: Deep-Sea Research. Band 8 (1961), Ausgabe 1, S. 1–19. DOI:10.1016/0146-6313(61)90011-9.PDF.

Theoretische Grundlagen

mini|Der Coriolisparameter auf der Erde in Abhängigkeit vom Breitengrad. Die theoretische Vorhersage des DWBC beruht auf einem scheinbaren Paradox der abyssalen Zirkulation. Tiefenwasserbildung findet nur an wenigen Stellen in hohen Breiten statt – im Nordatlantik vor allem in der Labradorsee, den nordischen Meeren – und um die Antarktis. Damit das abgesunkene Tiefenwasser nicht unbegrenzt akkumuliert, muss es im Ozeaninneren langsam aufsteigen (Upwelling). Dieses großflächige Aufsteigen streckt die tiefen Wassersäulen vertikal, und nach dem Prinzip der potentiellen Vorticity-Erhaltung muss eine gestreckte Wassersäule auf einer rotierenden Erde polwärts wandern, um die zunehmende planetare Vorticity (die breitenabhängige Zunahme der Corioliskraft, β-Effekt) auszugleichen. Daraus folgt, dass die geostrophische Strömung im tiefen Ozeaninneren überall polwärts gerichtet ist – also in Richtung der Quellen des Tiefenwassers. Um die Massenbilanz zu schließen, muss ein kräftiger äquatorwärtiger Randstrom am Westrand existieren, der das Tiefenwasser von den Bildungsgebieten in die niederen Breiten transportiert. Dieser Schluss ist das Kernresultat der Stommel-Arons-Theorie.

Die Westintensivierung des tiefen Randstroms ist physikalisch analog zur Westintensivierung der windgetriebenen Ozeanwirbel (→ Golfstrom): Beide werden durch den β-Effekt verursacht – die breitenabhängige Zunahme des Coriolisparameters.

Verlauf im Nordatlantik

mini|Schematische Karte der großräumigen Zirkulation im Nordatlantik. Im Nordatlantik ist der DWBC besonders gut untersucht. Hier entsteht der DWBC aus den dichten Overflow-Wassern, die über den Grönland-Schottland-Rücken – die flache Barriere zwischen den Nordischen Meeren und dem offenen Atlantik – hinwegströmen: Das Dänemarkstraßen-Überstromwasser (DSOW, σ₀ > 27,88, Temperaturen unter 2 °C) überfließt die rund 620 m tiefe Dänemarkstraße zwischen Grönland und Island, und das Island-Schottland-Überstrmwasser (ISOW) passiert die Schwellen zwischen Island und Schottland. Beide Overflow-Ströme sinken auf der atlantischen Seite der Schwellen in die Tiefe, vermischen sich dabei mit umgebendem Wasser und bilden zusammen die tiefste Komponente des Nordatlantischen Tiefenwassers, NADW (2500–4000 m Tiefe). Auf seinem Weg entlang der grönländischen und kanadischen Küste nimmt der DWBC zusätzlich das Labradorseewasser (LSW) auf, das in Tiefen von rund 700 bis 2000 m die intermediäre Komponente des NADW bildet.

Der DWBC folgt dem Kontinentalhang Nordamerikas südwärts: von der Labradorsee über Neufundland, durch die Flämische Passage oder um die Flämische Kappe und die Neufundlandbank, an Cape Hatteras vorbei – wo er unter dem nordwärts strömenden Golfstrom hindurchfließt – und weiter entlang der Ostküste der Vereinigten Staaten, der Bahamas und der Antillen bis in die tropischen Breiten. Am Line W-Beobachtungsarray (bei ~39° N) südöstlich von Cape CodWill the Ocean Circulation Be Unbroken? Line W moorings monitor an intersection where key climate-influencing currents converge Oceanus-Website, abgerufen am 7. April 2026. wurden über zehn Jahre mittlere äquatorwärtige DWBC-Transporte von rund 23 Sverdrup (Sv) für die Wassermassenschichten zwischen LSW und Overflow-Wasser gemessen.John M. Toole, Magdalena Andres, Isabela A. Le Bras, Terrence M. Joyce, Michael S. McCartney (2017): Moored observations of the Deep Western Boundary Current in the NW Atlantic: 2004–2014. In: Journal of Geophysical Research: Oceans. Band 122 (2017), S. 7488–7505. DOI:10.1002/2017JC012984. Ein Teil dieses Transports rezirkuliert jedoch in den benachbarten Rezirkulationswirbeln – insbesondere dem Northern Recirculation Gyre und dem Worthington-Wirbel – und gelangt nicht direkt in die Tropen.

Die klassische Vorstellung eines kontinuierlichen, bandförmigen DWBC entlang des gesamten westlichen Rands wurde durch Lagrange'sche Messungen mit RAFOS-FloatsRAFOS Float. What is it and why do we use it? Woods Hole-Website, abgerufen am 7. April 2026. erheblich revidiert. Bower et al.Amy S. Bower, M. Susan Lozier, Stefan F. Gary, Claus W. Böning (2009): Interior pathways of the North Atlantic meridional overturning circulation. In: Nature. Band 459 (2009), S. 243–247. DOI:10.1038/nature07979.Amy Bower, Susan Lozier, Stefan Gary (2011): Export of Labrador Sea Water from the subpolar North Atlantic: a Lagrangian perspective. In: Deep-Sea Research II. Band 58 (2011), Ausgabe 17–18, S. 1798–1818. DOI:10.1016/j.dsr2.2010.10.060. zeigten, dass ein großer Teil der im DWBC bei 50° N ausgesetzten Floats – rund 70 Prozent – im Bereich der Neufundlandbank vom Randstrom abgelenkt wird und ostwärts ins offene Becken abdriftet, insbesondere dort, wo der energiereiche Nordatlantikstrom den DWBC kreuzt. Nur etwa 10 Prozent der Floats folgten dem DWBC kontinuierlich um die Neufundlandbank herum. Ein weiterer bedeutender Anteil (rund 17 Prozent) gelangte durch die Flämische Passage auf kürzerem Weg in subtropische Breiten.

Diese Befunde bedeuten, dass der DWBC im Nordatlantik kein geschlossenes Förderband ist, sondern dass ein erheblicher Anteil des Tiefenwassers über innere Pfade (interior pathways) durch das Innere des Nordatlantischen Beckens nach Süden gelangt. Die Aufspaltung in Randstrom- und Innenraum-Transport hat Konsequenzen für die Geschwindigkeit, mit der Signale aus den Tiefenwasserbildungsgebieten – etwa Veränderungen in der Labradorseewasser-Produktion – die subtropischen Breiten erreichen.M. Susan Lozier (2010): Deconstructing the conveyor belt. In: Science Band 328 (2010), Ausgabe 5985, S. 1507–1511. DOI:10.1126/science.1189250.

Tiefe westliche Randströme in anderen Ozeanbecken

Tiefe westliche Randströme existieren in allen Ozeanbecken, wie von der Stommel-Arons-Theorie vorhergesagt:

Der DWBC im Südatlantik: Wirbel und Instabilitäten

Im tropischen Südatlantik transportiert der DWBC Nordatlantisches Tiefenwasser südwärts entlang der brasilianischen Küste und des Mittelatlantischen Rückens. In den tiefsten Schichten (unterhalb von ~4000 m) fließt antarktisches Bodenwasser als bodennaher westlicher Randstrom nordwärts.

DWBC im Pazifik: Beobachtungen mit Deep Argo

mini|Meeresströmungen um Neuseeland. Blaue Pfeile: der tiefe westliche Randstrom im Pazifik. mini|Bathymetrie an der Westgrenze des Südwestpazifiks mit schematischer Darstellung des Verlaufs der tiefen westlichen Randströmung. Im Südwestpazifik hat der DWBC aufgrund der geringen Zahl historischer Messungen lange Zeit zu den am wenigsten beobachteten großskaligen Strömungen der Ozeane gehört. Die Einführung von Deep-Argo-Floats, die bis in 6000 Meter Tiefe Temperatur, Salzgehalt und Druck messen, hat hier neue Einsichten ermöglicht. Es wurde klar, dass das gesamte Tiefenwasser im Nord- und Südpazifik aus anderen Ozeanen stammt und von Süden her in den Pazifik strömt. Die Float-Trajektorien zeigen, dass der DWBC, nachdem er südlich von Neuseeland vorbeigezogen ist, als schmale westliche Randströmung entlang des Tonga-Kermadec-Grabens nordwärts in den Pazifik fließt, genauer: entlang der Westflanke des Grabens mit einer mittleren Geschwindigkeit von etwa 5,7 cm pro Sekunde nordwärts. Auf der Ostflanke des Grabens existiert eine schwächere, südwärts gerichtete Rückströmung, die einen zyklonalen Wirbel über dem Graben bildet. Ein besonderes Phänomen zeigt sich am nördlichen Ende des Kermadecgrabens, wo der DWBC in die Region der Louisville-Seamount-Kette eintritt. Hier wird das für den DWBC charakteristische Salzgehaltsmaximum durch verstärkte vertikale Vermischung quer zu den Dichteschichtungen (diapyknische Turbulenz) weitgehend abgebaut – ein Prozess, der mit turbulenten Diffusivitäten von bis zu 10⁻³ m²/s abläuft und damit etwa 1000-mal höher ist als die Hintergrundwerte der Tiefsee. Der Großteil des DWBC-Wassers verlässt das Südwestpazifik-Becken schließlich durch die samoanische Passage, wo es über mehrere unterseeische Schwellen in den äquatorialen Pazifik strömt.Matthew H. Alford, James B. Girton, Gunnar Voet, Glenn S. Carter, John B. Mickett, Jody M. Klymak (2013): Turbulent mixing and hydraulic control of abyssal water in the Samoan Passage. In: Geophysical Research Letters, Band 40 (2013), Ausgabe 17, S. 4668–4674. DOI:10.1002/grl.50684.

Der DWBC im Indischen Ozean

Im Indischen Ozean ist der DWBC weniger ausgeprägt als im Atlantik und Pazifik, existiert jedoch ebenfalls als Transportweg für Antarktisches Bodenwasser in die nördlichen Becken. Hier spielt die komplexe Topografie mit zahlreichen unterseeischen Schwellen und Rücken eine wichtige Rolle bei der Steuerung und Modifikation des Stroms.

Bedeutung für Klima und Kohlenstoffkreislauf

Der DWBC ist eine Schlüsselkomponente der globalen Umwälzzirkulation und damit des ozeanischen Wärme- und Kohlenstofftransports. Die Wassermassen, die der DWBC in die Tiefe und nach Süden transportiert, enthalten gelöstes CO₂, Sauerstoff und Nährstoffe, die der Atmosphäre entzogen wurden und für Jahrhunderte bis Jahrtausende der Oberfläche entzogen bleiben. Eine Veränderung der Tiefenwasserbildungsrate – etwa durch Erwärmung und Aussüßung der subpolaren Oberflächengewässer im Zuge des Klimawandels – würde den DWBC-Transport verändern und damit die Belüftung und den Kohlenstoffspeicher des tiefen Ozeans beeinflussen.