Lofotenbecken

Das Lofotenbecken, seltener auch: Lofotbecken (englisch Lofoten Basin), ist ein tiefes ozeanisches Becken im östlichen Teil der Norwegischen See mit einer maximalen Tiefe von 3250 Metern. Das Becken ist benannt nach den Lofoten, einer norwegischen Inselgruppe, die sich vor der Küste Nordnorwegens etwa zwischen dem 67. und dem 68. Breitengrad erstreckt. Die Inseln liegen am östlichen Rand des Beckens und markieren den Übergang vom norwegischen Kontinentalschelf zur Tiefsee. Als größtes Wärme- und Salzreservoir der Nordischen Meere spielt das Lofotenbecken eine zentrale Rolle für die Umwandlung und den Weitertransport des Atlantikwassers in den Arktischen Ozean und hat fundamentale Bedeutung für die atlantische meridionale Umwälzzirkulation (AMOC). Das Becken beheimatet zudem den permanenten Lofoten-Wirbel (Lofoten Vortex), eine der bemerkenswertesten ozeanographischen Strukturen der Nordischen Meere.^[1]

Das Lofotenbecken liegt zwischen dem norwegischen Kontinentalschelf im Osten, dem Vøring-Plateau und der Jan-Mayen-Bruchzone im Süden und Südwesten, und dem Mohn-Rücken im Nordwesten;^[2] im Süden grenzt es an das größere Norwegische Becken. Die tiefsten Bereiche erreichen mehr als 3000 Meter, die durchschnittliche Tiefe liegt bei etwa 2500–3000 Metern.

Die schüsselförmige Gestalt des Beckens und seine große Tiefe mit gleichmäßiger Zunahme zum Zentrum hin bewirken, dass das Atlantikwasser allmählich absinkt und das Becken füllt. Diese bathymetrische Struktur ist entscheidend für den Verlauf der beiden Hauptströmungen: Der Norwegische Atlantische Hang-Strom (Norwegian Atlantic Slope Current, NwASC) fließt entlang des norwegischen Kontinentalschelfs in Süd-Nord-Richtung, während der Norwegische Atlantische Front-Strom (Norwegian Atlantic Front Current, NwAFC) nahezu parallel entlang des Mohn-Rückens verläuft; diese beiden Zweige des Norwegischen Atlantikstroms umschließen also das Lofotenbecken.^[3][4]

Das eingeströmte Atlantikwasser verteilt sich in einer Schicht von der Meeresoberfläche bis in etwa 800 Meter Tiefe; arktisches Wasser fehlt praktisch ganz in den oberen und mittleren Schichten des Beckens.^[5] Die intensive Wechselwirkung zwischen dem warmen Strom und der kälteren Atmosphäre im Winter führt zu erheblichen Wärmeverlusten des Wassers an die Luft, die das regionale Klima Nordnorwegens deutlich mildern.^[6][7]

Das warme Atlantikwasser breitet sich zwischen den beiden Hauptströmungen des NwAC in das Lofotenbecken aus. Durch verlängerte Verweilzeiten, winterliche Abkühlung und vertikale Durchmischung wird die Atlantikwasser-Schicht im Becken mächtiger und kann eine Tiefe von 500 Metern erreichen.^[8][9] Die Aufenthaltszeit des Atlantikwassers im Lofotenbecken ist länger als in jeder anderen Region der Nordischen Meere, was auf die vorherrschende tiefe zyklonale Zirkulation im Becken zurückzuführen ist.^[10][7]

Das relativ warme und salzhaltige Wasser kann, während es im Lofotenbecken verweilt, für eine ziemlich lange Zeit Wärme an die Atmosphäre abgeben; dabei kühlt es sich allmählich ab.^[1] Eine Auswertung langjähriger Messdaten über 50 Jahre zeigt ein klares Muster: Die wärmsten Wassermassen in der Norwegischen See findet man nicht etwa in südlichen Regionen, sondern im Norden, und zwar genau in den Tiefenbereichen, in denen das Wasser dieser Dichte an die Meeresoberfläche gelangt. Dies ist ein deutlicher Beleg für einen wichtigen ozeanischen Prozess: An der Oberfläche stark abgekühltes Wasser sinkt ab und zieht dabei wärmeres und salzhaltigeres Wasser aus flacheren Schichten mit nach unten. Diese durch die Oberflächenabkühlung angetriebene Durchmischung ist für die beobachtete Verteilung der Wärme verantwortlich.^[1]

Im tiefsten Teil des Lofoten-Beckens, bei etwa 70° N und 3° O, befindet sich der Lofoten-Wirbel (Lofoten Vortex, auch Lofoten Basin Eddy), ein offenbar permanenter antizyklonaler kohärenter Wirbel, der erstmals in den 1970er Jahren beobachtet wurde.^[13][14] Seine Persistenz wurde im letzten Jahrzehnt durch schiffsgebundene Messungen, Glider und Satellitenbeobachtungen bestätigt.^[2]

Der Lofoten-Wirbel ist charakterisiert durch einen Radius von 15 bis 20 Kilometern und einen 1200 Meter dicken Kern aus Atlantikwasser, das mit Geschwindigkeiten rotiert, die 0,8 m/s in 600 bis 800 Metern Tiefe erreichen.^[15] Die Geschwindigkeitsstruktur ähnelt einem Rankine-Wirbel, gekennzeichnet durch eine langsame, nach außen abnehmende azimutale Geschwindigkeit. Die beobachtete, im Uhrzeigersinn drehende (antizyklonale) Strömungsstruktur erstreckt sich nicht nur oberflächlich, sondern durchzieht die gesamte Wassersäule bis hinab zum Meeresboden in 3250 Metern Tiefe.

Ein klares Indiz für die darunterliegende Dynamik liefert der vertikale Temperaturverlauf: Die Isothermen, Linien gleicher Temperatur, zeigen charakteristische Wölbungen – nach oben um etwa 200 Meter Tiefe und nach unten gewölbt um etwa 600 Meter Tiefe. Dieses Muster ist ein direkter Beleg für großräumige Auf- und Abwärtsbewegungen des Wassers. Zusammen belegen diese Beobachtungen, dass das tiefe Lofotenbecken eines der Hauptgebiete für die Bildung von Tiefenwasser in den Nordmeeren ist, ein Prozess, der insbesondere im Winter durch intensive Abkühlung an der Oberfläche angetrieben wird. Innerhalb des Lofoten-Wirbels dringt das Atlantikwasser bis in 800 Meter Tiefe vor, viel tiefer als an jedem anderen Ort desselben Meeres.

Die Meerestiefe im Zentrum des Lofotenbeckens zieht warme antizyklonale Wirbel an, die vom Norwegischen Atlantischen Hang-Strom abgespalten werden.^[16][13] Wie Experimente in einem rotierenden Tank zeigen, drehen sich Antizyklonen in einer Spiralbewegung zur Mitte eines Beckens hinab. Entsprechend drehen sich die vom NwASC freigesetzten Antizyklonen gegen den Uhrzeigersinn zum tiefsten Teil des Lofotenbeckens.

RAFOS-Floats,^[17] die im Kern des Lofoten-Wirbels gefangen waren, zeigten, dass das Wirbelzentrum in 15 Monaten 1.850 Kilometer zurücklegte, mit einer durchschnittlichen Driftgeschwindigkeit von 1 bis 5 Kilometern pro Tag, aber mit Spitzen von bis zu 15 Kilometern pro Tag.^[15] Aus diesen Messungen wird eine allgemeine hangabwärts und gegen den Uhrzeigersinn gerichtete Bewegung des Wirbels um den tiefsten Teil des Lofotenbeckens erkannt.

Die Struktur des Lofoten-Wirbels verändert sich stark im Jahresverlauf. Im Sommer bildet sich eine charakteristische Doppelkernstruktur aus: Die Sonneneinstrahlung erwärmt das Oberflächenwasser und erzeugt eine flache Schicht mit ausgeprägter Pyknokline, einem deutlichen Dichtesprung zur Tiefe, die wie eine Trennschicht wirkt. Im Winter hingegen kühlt die Meeresoberfläche stark ab, das kalte Oberflächenwasser wird schwerer und sinkt nach unten – ein Prozess, der als Konvektion bezeichnet wird. Diese winterliche Durchmischung homogenisiert das Dichteprofil und lässt die Pyknokline bis in 1200 Meter Tiefe absinken. Die durchmischte Oberflächenschicht (Deckschicht) erreichte im Wirbelkern Mitte April Tiefen von 750 Metern – deutlich tiefer als im übrigen Lofotenbecken.^[9]

Auch die Stärke des Wirbels selbst unterliegt einem jahreszeitlichen Rhythmus: Sie ist im späten Winter am größten und im späten Herbst am schwächsten. Die maximale Wirbelintensität wurde im Winter 2002/2003 gemessen. Zusätzlich kann der Lofoten-Wirbel kurzfristig an Stärke gewinnen, wenn er mit anderen im Uhrzeigersinn rotierenden Wirbeln verschmilzt.^[16][2]

Das Lofoten-Becken weist die höchste Wirbelaktivität der gesamten Nordischen Meere auf – ein Phänomen, das bereits in frühen ozeanographischen Studien auffiel.^[4] Unter „mesoskaligen Wirbeln“, auch „Eddys“ genannt, versteht man kleine rotierende Wasserstrukturen mit Durchmessern von typischerweise 10 bis 100 Kilometern. Obwohl diese Wirbel erheblich zum Wärme- und Bewegungsenergiehaushalt des Beckens beitragen, bedecken sie zu jedem Zeitpunkt nur etwa 6 Prozent der Meeresoberfläche. Die großräumige Hintergrundströmung, einschließlich langgestreckter Strukturen (Filamente) und anderer Bewegungsformen, spielt daher ebenfalls eine wichtige Rolle für die Gesamtbilanz des Beckens.^[18]

Computersimulationen, die der Bewegung von Wasserpaketen folgen (Lagrangesche Simulationen), zeigen ein klares Muster: Im Uhrzeigersinn rotierende Wirbel (Antizyklone) transportieren warmes Wasser, während gegen den Uhrzeigersinn rotierende Wirbel (Zyklone) kälteres Wasser mit sich führen – jeweils im Vergleich zur umgebenden Strömung. Diese Temperaturunterschiede sind in der Tiefe stärker ausgeprägt: In 500 Metern Tiefe sind antizyklonale Wirbel durchschnittlich 0,37 °C wärmer, zyklonale Wirbel 0,33 °C kälter als ihre Umgebung. Diese intensive Wirbelbildung wird durch das sehr salzhaltige Wasser begünstigt, das der Norwegische Atlantische Hangstrom ins Becken transportiert.^[1]

Neuere Lagrange-Modellierungen haben gezeigt, dass der Norwegische Küstenstrom (Norwegian Coastal Current, NwCC) einen signifikanten Einfluss auf die thermohaline Struktur des oberen Lofotenbeckens hat, der zuvor unterschätzt wurde.^[19] Der NwCC dringt tief ins zentrale Lofotenbecken vor, bis zum Längengrad 0°. In der unteren Schicht ist das Gebiet, über dem der NwCC die Wasserstruktur beeinflusst, vergleichbar mit dem des NwASC sowie dem des NwAFC. Der maximale Einfluss des NwCC auf das Oberflächenwasser des Beckens wird im August erreicht.

Das Lofotenbecken ist das größte Wärmereservoir der Nordischen Meere und gleichzeitig eine Region mit starken Wärmeverlusten an die Atmosphäre und trägt so maßgeblich zum außergewöhnlich milden Klima Nordnorwegens bei.^[20][6] Der Wärmeinhalt des Beckens ist in den letzten drei Jahrzehnten weiter angestiegen.^[21] Der Wärmeeintrag mit den Atlantikwasser übersteigt den Verlust an die Atmosphäre im Lofotenbecken deutlich.

Die verlängerte Verweilzeit des warmen Wassers führt zu zusätzlicher Abkühlung des Atlantikwassers, bevor es den Arktischen Ozean erreicht. Durch die Wirbelaktivität des Lofotenbeckens und die Persistenz des Wirbels wird das Atlantikwasser auf seinem Weg nach Norden transformiert, wobei es Wärme verliert und dichter wird – ein entscheidender Prozess für die Bildung von Tiefenwasser und die AMOC.

Das Lofotenbecken liegt in einem der Hauptgebiete winterlicher Konvektion in der Norwegischen See. Die meiste Produktion von dichtem Zwischenwasser in den Nordischen Meeren findet auf der Ostseite des Mohn-Rücken-Systems im Lofotenbecken statt.^[2] Besonders kalte Winter, wie 1968/69, führten zu überdurchschnittlichen Wärmeverlusten über dem gesamten Becken, die einen Großteil des Lofoten-Wirbels erodierten und die größte Temperaturanomalie im gesamten 50-jährigen Beobachtungszeitraum bewirkten.^[1]

Aufgrund der Anwesenheit des permanenten Wirbels weist das Lofotenbecken ein lokalisiertes Gebiet mit hohen Meeresoberflächentemperaturen und wirbelkinetischer Energie auf. Die lokalen Strömungen innerhalb des Wirbels und die starke Konvektion, die im Winter beobachtet wird, erzeugen einen Hotspot, der reich an Nährstoffen ist und die umgebende Meeresbiologie beeinflusst.^[2] Windgetriebener Auftrieb entlang der norwegischen Küste bringt nährstoffreiches Wasser an die Oberfläche, das wichtige Fischbestände unterstützt. Die physikalische Umgebung des Beckens hat erheblichen Einfluss auf Rekrutierung, Wachstum und geographische Verteilung kommerziell wichtiger Fischarten wie den Atlantischen Kabeljau (Gadus morhua), dessen Laichwanderungen hierher erfolgen.

Die vertikale Durchmischung und die Wirbelaktivität fördern zudem die biologische Kohlenstoffpumpe. Kohlenstoffreiches Oberflächenwasser wird durch die Wirbelstrukturen aktiv in tiefere Schichten transportiert, wodurch das Becken eine wichtige Rolle als Senke für anthropogenes CO₂ spielt.^[22]

Das Becken ist seit Jahrzehnten ein Fokus der ozeanographischen Forschung. Moderne Beobachtungsmethoden wie Verankerungsarrays,^[23] Unterwassergleiter (Gliders) und Satellitenaltimetrie haben detaillierte Einblicke in die komplexe Wirbeldynamik und die Wechselwirkungsprozesse ermöglicht.

Aktuelle Forschungsfragen betreffen die Langzeitstabilität des Lofoten-Wirbels, die Quantifizierung des Wärme- und Salztransports durch das Becken und die Abschätzung, wie sich die Prozesse im Zuge der fortschreitenden „Atlantifizierung“ der benachbarten Barentssee und der Erwärmung der Arktis verändern werden.^[24]

• Polare Verstärkung
• Europäisches Nordmeer
• Arktischer Ozean

1. ↑ ^{a b c d e} T. Rossby, Vladimir Ozhigin, Victor Ivshin, Sheldon Bacon (2009): An isopycnal view of the Nordic Seas hydrography with focus on properties of the Lofoten Basin. In: Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, Band 56, Ausgabe 11, S. 1955–1971. DOI:10.1016/j.dsr.2009.07.005.
2. ↑ ^{a b c d e} I.L. Bashmachnikov, M.A. Sokolovskiy, T.V. Belonenko, D.L. Volkov, P.E. Isachsen, X. Carton (2017): On the vertical structure and stability of the Lofoten vortex in the Norwegian Sea. In: Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, Band 128 (2017), S. 1–27. DOI:10.1016/j.dsr.2017.08.001.
3. ↑ Kjell Arild Orvik, Peter Niiler (2002): Major pathways of Atlantic water in the northern North Atlantic and Nordic Seas toward Arctic. In: Geophysical Research Letters, Band 29 (2002), Ausgabe 19, S. 2-1-2-4. DOI:10.1029/2002GL015002.
4. ↑ ^{a b} P.-M. Poulain, A. Warn-Varnas, P. P. Niiler (1996): Near-surface circulation of the Nordic Seas as measured by Lagrangian drifters. In: Journal of Geophysical Research, Band 101 (1996), S. 18,237-18,258. DOI:10.1029/96JC00506.
5. ↑ Johan Blindheim, Svein Østerhus (2005): The Nordic Seas, main oceanographic features. In: Helge Drange, Trond Dokken, Tore Furevik, Rüdiger Gerdes, Wolfgang Berger (Hrsg.): The Nordic Seas: An Integrated Perspective. In: AGU Geophysical Monograph, Band 158, ISBN 978-0-87590-423-8, S. 11–37.
6. ↑ ^{a b} Andrew F. Bunker (1976): Computations of surface energy flux and annual air-sea interaction cycles of the North Atlantic Ocean. In: Monthly Weather Review, Band 104 (1976), Ausgabe 9, S. 1122–1140. DOI:10.1175/1520-0493(1976)104<1122:COSEFA>2.0.CO;2.
7. ↑ ^{a b} Jean-Claude Gascard, Kjell Arne Mork (2008): Climatic importance of large-scale and mesoscale circulation in the Lofoten Basin deduced from Lagrangian observations. In: Robert R. Dickson, Jens Meincke, Peter Rhines (Hrsg.): Arctic-Subarctic Ocean Fluxes. Springer, S. 131–143. DOI:10.1007/978-1-4020-6774-7_7.
8. ↑ Cecilie Mauritzen (1996): Production of dense overflow waters feeding the North Atlantic across the Greenland-Scotland Ridge. Part 1: Evidence for a revised circulation scheme. In: Deep-Sea Research I, Band 43 (1996), Ausgabe 6, S. 769–806. DOI:10.1016/0967-0637(96)00037-4.
9. ↑ ^{a b} Anthony Bosse, Ilker Fer, Henrik Søiland, Thomas Rossby (2018): Atlantic Water transformation along its poleward pathway across the Nordic Seas. In: Journal of Geophysical Research: Oceans, Band 123 (2018), Ausgabe 9, S. 6428–6448. DOI:10.1029/2018JC014147.
10. ↑ Kjell Arild Orvik (2004): The deepening of the Atlantic Water in the Lofoten Basin of the Norwegian Sea, demonstrated by using an active reduced gravity model. In: Geophysical Research Letters, Band 31 (2004), Ausgabe 1, L01306. DOI:10.1029/2003GL018687.
11. ↑ Altimeter von Ssalto/Duacs hergestellt und von Aviso+ vertrieben; mit Unterstützung von Cnes. Website aufgerufen am 2. Januar 2026.
12. ↑ Global Ocean Physics Reanalysis Website Copernicus Marine, abgerufen am 2. Januar 2026.
13. ↑ ^{a b} Denis L. Volkov, Arseny A. Kubryakov, Rick Lumpkin (2015): Formation and variability of the Lofoten Basin vortex in a high-resolution ocean model. In: Deep-Sea Research Part I, Band 105 (2015), S. 142–157. DOI:10.1016/j.dsr.2015.09.001.
14. ↑ Ilker Fer, Anthony Bosse, Bruno Ferron, Pascale Bouruet-Aubertot (2018): The dissipation of kinetic energy in the Lofoten Basin Eddy. In: Journal of Physical Oceanography, Band 48 (2018), Ausgabe 6, S. 1299–1316. DOI:10.1175/JPO-D-17-0244.1.
15. ↑ ^{a b} Anthony Bosse, Ilker Fer, Jonathan M. Lilly, Henrik Søiland (2019): Dynamical controls on the longevity of a non-linear vortex: The case of the Lofoten Basin Eddy. In: Scientific Reports, Band 9, Ausgabe 1, Artikel 13448. DOI:10.1038/s41598-019-49599-8.
16. ↑ ^{a b} Armin Köhl (2007): Generation and stability of a quasi-permanent vortex in the Lofoten Basin. In: Journal of Physical Oceanography, Band 37 (2007), Ausgabe 11, S. 2637–2651. DOI:10.1175/2007JPO3694.1.
17. ↑ M. Femke de Jong, Henrik Søiland, Amy S. Bower, Heather H. Furey (2018): The subsurface circulation of the Iceland Sea observed with RAFOS floats. In: Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, Band 141 (2018), S. 1–10, DOI:10.1016/J.DSR.2018.07.008.
18. ↑ Johannes S. Dugstad, Pål Erik Isachsen, and Ilker Fer (2021): The mesoscale eddy field in the Lofoten Basin from high-resolution Lagrangian simulations. In: Ocean Science, Band 17 (2021), Ausgabe 3, S. 651–674. DOI:10.5194/os-17-651-2021.
19. ↑ A.M. Fedorov, M.V. Budyansky, T.V. Belonenko, S.V. Prants, M.Yu. Uleysky, I.L. Bashmachnikov (2021): Lagrangian modeling of water circulation in the Lofoten Basin. In: Dynamics of Atmospheres and Oceans, Band 96 (2021), 101258. DOI:10.1016/j.dynatmoce.2021.101258.
20. ↑ Johan Blindheim, Francisco Rey (2004): Water-mass formation and distribution in the Nordic Seas during the 1990s. In: ICES Journal of Marine Science, Band 61 (2004), Ausgabe 5, S. 846–863. DOI:10.1016/j.icesjms.2004.05.003.
21. ↑ Sara Broomé, Léon Chafik, Johan Nilsson (2020): Mechanisms of decadal changes in sea surface height and heat content in the eastern Nordic Seas. In: Ocean Science, Band 16, Ausgabe 3, S. 715–728. DOI:10.5194/os-16-715-2020.
22. ↑ D. Koestner, S. Clayton, P. Lerner, A. E. Jones-Kellett, S. L. Walker (2025): Biogeochemical‐Argo Floats Reveal Seasonality of the Biological Carbon Pump Influenced by the Lofoten Basin Eddy. In: Geophysical Research Letters, Band 52 (2025), Ausgabe 12, e2024GL111937. DOI:10.1029/2024GL111937.
23. ↑ Ozeanographische Verankerungen GEOMAR-Website, abgerufen am 4. Januar 2026.
24. ↑ Jessica Sarah Kenigson, Mary-Louise Timmermans (2021): Nordic Seas Hydrography in the Context of Arctic and North Atlantic Ocean Dynamics. In: Journal of Physical Oceanography, Band 51 (2021), Ausgabe 1, S. 101–114. DOI:10.1175/JPO-D-20-0071.1.