Eurasisches Becken

Das Eurasische Becken (engl. Eurasian Basin) ist das kleinere der beiden großen Tiefseebecken des Arktischen Ozeans und erstreckt sich von der Framstraße im Westen bis zum Lomonossow-Rücken im Osten und grenzt an die Kontinentalschelfe Nordeuropas und Sibiriens. Im Gegensatz zum geologisch komplexen Amerasischen Becken ist das Eurasische Becken ein klassisches ozeanisches Becken, das durch Seafloor-Spreading entstanden ist, und bildet den nördlichsten Ausläufer des globalen mittelozeanischen Rückensystems.^[1][2]

Das Gesamtareal misst etwa 2000 Kilometer in der Länge und rund 900 Kilometer in der Breite. Die geomorphologische Umgebung wird im Westen und Süden durch den Barents-Kara-Schelf, im Osten durch den Lomonossow-Rücken und im Westen durch die Spitzbergen-Transformstörung^[3] begrenzt, sodass das Becken zwischen alten Kontinenträndern und jungen ozeanischen Strukturen eingebettet ist. Das Nansen-Becken erreicht Tiefen von etwa 4000 Metern, das Amundsen-Becken sogar bis zu 4500 Metern.^[4]

Das Eurasische Becken wird durch den Gakkelrücken, das nördlichste Segment des Mittelatlantischen Rückens, in zwei Haupt-Unterbecken geteilt:

• Das Amundsen-Becken liegt zwischen dem Gakkel- und dem Lomonossow-Rücken. Es ist das tiefste Becken des gesamten Arktischen Ozeans mit maximalen Tiefen von etwa 4500 Metern.^[1]
• Das Nansen-Becken erstreckt sich zwischen dem Gakkelrücken und dem Kontinentalrand Eurasiens (Barentssee, Karasee, Laptewsee); es ist mit bis zu 4000 Metern etwas flacher als das Amundsen-Becken.

Die Framstraße zwischen Grönland und Spitzbergen bildet die einzige Tiefwasserverbindung (bis ~2600 m Tiefe) zum Atlantischen Ozean und ist damit die entscheidende Schlagader für den Wasseraustausch des Arktischen Ozeans mit dem Weltozean.^[2]

Geologisch ist das eurasische Becken durch eine außergewöhnlich dünne ozeanische Kruste geprägt, die unter den Becken meist 7 bis 9 Kilometer und unter dem Gakkelrücken teils weniger als 6 Kilometer misst. Seismische Profile wie die zentrale Linie 2014-07 zeigen zudem eine deutliche Asymmetrie: Das Rift-Tal des Gakkelrückens liegt nach Süden versetzt, und die Sedimentbedeckung des Nansen-Beckens ist im Durchschnitt etwa doppelt so mächtig wie jene im Amundsen-Becken. Insgesamt entsteht der Eindruck einer stark ungleichmäßigen Entwicklung der beiden Teilbecken, die auf Unterschiede in Sedimentation und Krustenwachstum zurückgeht.^[4]

Traditionell wird die Entstehung des Eurasischen Beckens auf die Öffnung entlang des Gakkelrückens im frühen Känozoikum zurückgeführt. Vor etwa 55–56 Millionen Jahren, im Paläogen, begann nach dieser Theorie der Gakkelrücken auseinanderzubrechen. Dieser Prozess löste den Lomonossow-Rücken, ein schmales Kontinentalfragment, von der eurasischen Schelfkante und ließ ihn nach Norden driften. Dadurch wurde das ursprünglich zusammenhängende arktische Becken geteilt und das Eurasische Becken in seiner heutigen Form geschaffen.^[1][5] Neuere geophysikalische Untersuchungen haben jedoch Zweifel daran geweckt, ob diese Interpretation das gesamte Becken vollständig erklärt. Die starke strukturelle Asymmetrie der Becken, die Verteilung magnetischer und gravimetrischer Anomalien sowie der Nachweis mächtiger mesozoischer Sedimente in beiden Teilbecken deuten darauf hin, dass mindestens Teile des heutigen Ozeanbodens bereits im späten Mesozoikum angelegt worden sein könnten.^[4]

Der Gakkelrücken ist tektonisch einzigartig, da er der am langsamsten spreizende Mittelozeanische Rücken der Erde ist (wenige Millimeter pro Jahr). Diese extrem langsame Spreizungsrate führt nicht zu vulkanischem, sondern zu einem amagmatischen, von Bruchtektonik dominierten Rücken, der von tiefen, parallel verlaufenden Gräben geprägt ist.^[5]

Das Eurasische Becken ist der Haupteingangsbereich für warmes Atlantikwasser in die Arktis und spielt eine zentrale Rolle in deren Wärmehaushalt.

1. Zustrom von Atlantikwasser (AW): Warmes und salzreiches Atlantikwasser strömt, primär durch den Westspitzbergenstrom, in die Framstraße ein. Ein Teil dieses Wassers rezirkuliert sofort, der Rest tritt in das Nansen-Becken ein und fließt als eine mächtige Randströmung entlang des eurasischen Kontinentalhangs ostwärts. Dieses Wasser bildet die charakteristische warme Atlantikschicht in einer Tiefe von etwa 200–800 Metern.^[2][6]

2. Transformation des Wassers: Im östlichen Nansen-Becken vermischt sich der Framstraßen-Zweig mit dem kälteren und frischeren Wasser des Barentssee-Zweiges, der über die St.-Anna-Rinne einströmt. Diese Interaktion führt zu intensiver Vermischung und bildet die komplexen Temperatur-Salzgehalts-Strukturen, die für das Becken typisch sind.^[6]

3. Meereis-Export: Das Eurasische Becken ist der Hauptweg für den Export von Meereis aus der Arktis. Die Transpolardrift und der aus dem Amerasischen Becken sich speisende Ast des Eisabflusses führen Eis durch das gesamte Becken in die Framstraße, wo es vom Ostgrönlandstrom erfasst und in den Nordatlantik transportiert wird. Dies ist ein kritischer Prozess für den globalen Süßwasserhaushalt.^[2][7]

4. Begrenzte Halokline: Im zentralen und westlichen Teil des Nansen-Beckens ist die Halokline nur schwach ausgeprägt oder fehlt ganz. Stattdessen findet sich hier eine tiefe Winter-Deckschicht, die bis an die Obergrenze der Atlantikschicht reichen kann. Eine stabile, kalte Halokline bildet sich hier oft erst weiter östlich, durch den Einfluss des sibirischen Schelfwassers.^[6]

Das Eurasische Becken leitet atlantische Wärme tief in die Zentralarktis. Pulswellen anomal warmen Atlantikwassers („AW-Anomalien“) können entlang der Zirkulationspfade verfolgt werden und haben einen direkten Einfluss auf die Meereisdicke und die Wärmeabgabe an die Atmosphäre.^[8] Der Export von Eis und salzarmem Oberflächenwasser durch die Framstraße beeinflusst die Schichtung und Konvektionsprozesse in den Nordmeeren und dem subpolaren Nordatlantik und kann so die Bildung von Tiefenwasser und die Stärke der atlantischen meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) modulieren.^[7]

Aufgrund seiner exponierten Lage gegenüber dem Atlantikzustrom reagiert das Eurasische Becken besonders sensitiv auf klimatische Veränderungen. Der beobachtete Trend zur „Atlantifizierung“ – das Vordringen wärmeren Atlantikwassers und der Rückgang des Meereises – ist hier besonders ausgeprägt und verändert die physikalischen und ökologischen Bedingungen fundamental.^[8]

• World ocean review, Heft 6: Arktis und Antarktis – extrem, klimarelevant, gefährdet. Herausgegeben von maribus. 2019. PDF.

1. ↑ ^{a b c} Bert Rudels (2009): Arctic Ocean Circulation. In: Encyclopedia of Ocean Sciences (Second Edition), Elsevier. Bd. 1, S. 211–225.
2. ↑ ^{a b c d} Martin Jakobsson, Ron Macnab, Larry Mayer, Robert Anderson, Margo Edwards, Jörn Hatzky, Hans Werner Schenke, Paul Johnson (2008): An improved bathymetric portrayal of the Arctic Ocean: Implications for ocean modeling and geological, geophysical and oceanographic analyses. In: Geophysical Research Letters, Band 35, L07602. DOI:10.1029/2008GL033520.
3. ↑ Geologen entdecken riesige arktische San Andreas-Störung Scinexx-Website, abgerufen am 30. November 2025.
4. ↑ ^{a b c} Vasily A. Savin, Georgy P. Avetisov, Daria E. Artem’eva, Dmitry V. Bezumov, Andrey A. Chernykh, Vladimir Yu. Glebovsky, Gennady S. Kazanin, Alexey L. Piskarev (2019): Eurasian Basin. In: Alexey L. Piskarev, Victor Poselov, Valery Kaminsky (Hrsg.): Geologic Structures of the Arctic Basin, S. 105–155. Springer International Publishing. ISBN 978-3-319-77741-2.
5. ↑ ^{a b} H. A. Roeser, M. Block, K. Hinz, C. Reichert (1995): Marine geophysical investigations in the Laptev Sea and the western part of the East Siberian Sea. In: Reports on Polar Research, Band 176, S. 367–377.
6. ↑ ^{a b c} Bert Rudels, E. Peter Jones, Ursula Schauer, Patrick Eriksson (2004): Atlantic sources of the Arctic Ocean surface and halocline waters. In: Polar Research, Band 23, Ausgabe 2, S. 181–208. DOI:10.1111/j.1751-8369.2004.tb00007.x
7. ↑ ^{a b} Eberhard Fahrbach, Jens Meincke, Svein Østerhus, Gerd Rohardt, Ursula Schauer, Vigdis Tverberg, Jennifer Verduin (2001): Direct measurements of volume transports through Fram Strait. In: Polar Research, Band 20 (2001), Ausgabe 2, S. 217–224. DOI:10.1111/j.1751-8369.2001.tb00059.x.
8. ↑ ^{a b} Ursula Schauer, Eberhard Fahrbach, Svein Osterhus, Gerd Rohardt (2004): Arctic warming through the Fram Strait: Oceanic heat transport from 3 years of measurements. In: JGR Oceans, Band 109 (2004), Ausgabe C6. DOI:10.1029/2003JC001823.