Das Irmingerbecken (englisch Irminger Basin) ist ein ozeanisches Becken im subpolaren Nordatlantik zwischen Südost-Grönland im Westen, Island und der Dänemarkstraße im Norden, dem Reykjanesrücken – dem nördlichen Abschnitt des Mittelatlantischen Rückens – im Osten und dem offenen Nordatlantik im Süden. Das Becken ist rund 480 km lang und an seiner engsten Stelle etwa 290 km breit; die mittlere Wassertiefe beträgt rund 2800 m, die maximale Tiefe erreicht im südwestlichen Teil als Ausläufer des Labradorbeckens etwa 3500–4000 m.^[1] Das Irmingerbecken ist benannt nach dem dänischen Vizeadmiral Carl Ludvig Christian Irminger (1802–1888), dessen hydrographische Untersuchungen in den 1850er-Jahren wesentlich zum frühen Verständnis der Meeresströmungen südlich von Island beitrugen.

Das Irmingerbecken nimmt in der physikalischen Ozeanographie eine herausragende Stellung ein: Es ist einer der wenigen Orte im Weltozean, an denen Tiefenkonvektion stattfindet, es liegt am Übergang zwischen dem warmen, salzreichen atlantischen und dem kalten, süßwasserreichen arktischen Strömungsregime, und es ist der Ort, an dem die dichten Überstrom-(Overflow)-Wasser aus den Nordischen Meeren erstmals den offenen Nordatlantik erreichen und den Tiefen Westlichen Randstrom (DWBC) speisen.

Das Irmingerbecken ist ein tiefes Sedimentbecken, dessen zentrale Tiefsee-Ebene in Wassertiefen von über 3000 Metern liegt. Seine Entstehung ist eng mit der plattentektonischen Öffnung des Nordatlantiks verbunden, die zu einer fortschreitenden Absenkung der ozeanischen Kruste führte.^[2][3] Dabei spielten regionale Unterschiede zwischen Hebung und Absenkung der Erdkruste eine Schlüsselrolle bei der Formung des Beckens und der angrenzenden grönländischen Kontinentalränder. Die Sedimentverteilung im Becken wird durch mehrere Faktoren gesteuert: das Alter der ozeanischen Kruste, die tektonische Geschichte, die Struktur des Untergrunds, die Lage der Sedimentquellen sowie die Art der sedimentären Prozesse.^[3]

Eine Besonderheit der Geologie des Irmingerbeckens ist seine ungewöhnlich hohe Sedimentationsrate. Forschungen, die auf der Radiokarbon-Datierung mit natürlichem ²¹⁰Blei basieren, ergaben eine durchschnittliche Sedimentationsrate von etwa 1,28 Millimetern pro Jahr. Dies ist ein bemerkenswert hoher Wert für ein tiefes, ozeanisches Becken, das weit entfernt von großen Flussmündungen liegt. In den tiefsten Zonen des Beckens werden erhebliche Mengen an organischem und anorganischem Kohlenstoff gespeichert – schätzungsweise etwa 1 Teragramm (1 Teragramm = 10¹² g = 10⁹ kg = 1000 Gg = 1 Mt) Kohlenstoff pro Jahr. Die Sedimente des Irmingerbeckens sind daher nicht nur ein geologisches Archiv, sondern auch eine wichtige Senke für atmosphärisches CO₂.^[4]

Die Zirkulation im Irmingerbecken wird von drei Hauptströmungskomponenten bestimmt:

Der Irmingerstrom (englisch Irminger Current, IC) ist ein Ast des Nordatlantikstroms, der relativ warmes, salzreiches Wasser atlantischen Ursprungs (3–6 °C, Salinität 34,9–35,0 Practical Salinity Units, PSU) nordwärts entlang der Westflanke des Reykjanesrückens und dann nordwestwärts in das Irmingerbecken transportiert. Der IC ist eine oberflächenintensivierte Strömung mit zwei Kernbereichen und bildet die wichtigste Wärmequelle für das Beckeninnere.^[1][5]

Der Ostgrönlandstrom (englisch East Greenland Current, EGC) fließt als kalte, süßwasserreiche Strömung südwärts entlang der ostgrönländischen Küste und transportiert polares Oberflächenwasser, Meereis und grönländisches Schmelzwasser durch das Irmingerbecken in Richtung Kap Farvel (Cape Farewell). Unter dem polaren Oberflächenwasser führt der EGC auch die dichten Overflow-Wasser aus der Dänemarkstraße südwärts.

Im Inneren des Beckens existiert der Irmingerwirbel (englisch: Irminger Gyre, IG) – ein zyklonaler Rezirkulationswirbel im westlichen Teil des Beckens, der durch Lagrange’sche Float-Messungen erstmals direkt nachgewiesen wurde.^[6] Der Irmingerwirbel hebt die Isopyknen im Beckeninneren an (Doming), bringt schwach geschichtetes Wasser nahe an die Oberfläche und schafft damit die Voraussetzung für Tiefenkonvektion.^[1]

Das Irmingerbecken beherbergt eine vertikale Abfolge charakteristischer Wassermassen:

Im oberen Bereich dominiert Irmingersee-Wasser (englisch: Irminger Sea Water, ISW) – das durch den Irmingerstrom eingetragene warme, salzreiche Wasser atlantischen Ursprungs, das die oberen Hundert bis mehrere Hundert Meter einnimmt. An der Westseite des Beckens wird es von einer dünnen Schicht kalten, salzarmen polaren Oberflächenwassers überlagert, das der Ostgrönlandstrom heranführt.

In den intermediären Tiefen (500–2000 m) findet sich Labradorseewasser (LSW), das teilweise aus der Labradorsee advektiert wird und teilweise lokal im Irmingerbecken durch Tiefenkonvektion gebildet wird. LSW ist als charakteristisches Minimum in Salinität und potentieller Vorticity und als Maximum in gelöstem Sauerstoff identifizierbar.

In den tiefsten Schichten (unterhalb von 2000–2500 m) fließen die Overflow-Wasser aus den Nordischen Meeren: Das Dänemark-Straße-Overflow-Wasser (DSOW) strömt als dichter Bodenstrom über die westliche Flanke des Beckens südwärts, während Reste des Island-Schottland-Overflow-Wassers (ISOW), die über die Charlie-Gibbs-Bruchzone in das Irmingerbecken gelangen, zur Belüftung der tiefen östlichen Beckenbereiche beitragen.^[7]

Die Frage, ob im Irmingerbecken eigenständige Tiefenkonvektion stattfindet, war lange umstritten. Traditionell galt die Labradorsee als alleiniger Bildungsort des Labradorseewassers. Pickart et al. (2003) stellten diese Sichtweise erstmals systematisch in Frage und zeigten anhand hydrographischer Indizien, dass LSW auch östlich von Grönland gebildet werden könnte.^[8] Våge et al. bestätigten, dass im Winter 2007/08 unerwartet tiefe Konvektion sowohl in der Labradorsee als auch im Irmingerbecken auftrat.^[9]

Als atmosphärischer Antriebsmechanismus der Irmingersee-Konvektion wurde der Greenland Tip Jet identifiziert – ein intensiver, kleinräumiger atmosphärischer Jetstream, der sich periodisch im Lee von Kap Farvel bildet und lokal extrem hohe Wärmeverluste des Ozeans an die Atmosphäre erzeugt.^[10][9][11] Dieser Mechanismus unterscheidet sich grundlegend von der großflächigen winterlichen Kühlung, die die Konvektion in der Labradorsee antreibt.

Direkte Beobachtungen lieferte insbesondere das Ocean Observatories Initiative (OOI)-Verankerungsarray in der zentralen Irmingersee, das seit 2014 in Betrieb ist und zusammen mit den niederländischen LOCO-Verankerungen tiefe Mischungsschichten von über 1600 m in den Wintern 2014/15 und 2015/16 dokumentierte.^[12] Fröb et al. wiesen nach, dass die Konvektion im Winter 2014/15 die Sauerstoffkonzentrationen in mittleren Tiefen auffüllte und die Speicherrate von anthropogenem CO₂ im Vergleich zu früheren Jahren nahezu verdreifachte.^[13]

Jüngste Analysen von de Jong et al. (2025) auf der Basis einer 19-jährigen Zeitreihe (2002–2020) zeigten, dass die atmosphärische Antriebsstärke – insbesondere der akkumulierte winterliche Wärmeverlust – für die interannuelle Variabilität der Konvektionstiefe dreimal wichtiger ist als die ozeanische Vorkonditionierung (der Schichtungszustand zu Winterbeginn).^[14]

Messungen des OSNAP-Arrays (Overturning in the Subpolar North Atlantic Program) ergaben, dass die Umwälzung östlich von Grönland – also im Irmingerbecken und dem Islandbecken zusammen – mit 15–17 Sverdrup (Sv) den Beitrag der Labradorsee (2–3 Sv) zur subpolaren Meridionalen Umwälzzirkulation (AMOC) seit 2014 bei weitem überwiegt.^[15] Dieses Ergebnis stellte die langjährige Annahme in Frage, dass die Labradorsee der dominierende Motor der atlantischen Umwälzzirkulation sei, und rückte das Irmingerbecken und die Overflow-Prozesse östlich von Grönland in den Mittelpunkt des Forschungsinteresses.