Ozeansediment

Der Ozeanboden (auch Meeresboden oder Meeresgrund genannt) ist der von Meerwasser bedeckte Teil der Lithosphäre der Erde und nimmt damit 71% der Planetenoberfläche ein. Er besteht im Bereich des Kontinentalrandes aus kontinentaler, in den übrigen Bereichen aus ozeanischer Erdkruste.

Ozeanböden liegen im globalen Durchschnitt in etwa 3,8 km Tiefe unter dem Meeresspiegel (Kossinna, 1921). Den ausgedehnten und tiefen Meeresbecken steht eine viel geringere mittlere Höhe der Kontinente gegenüber, die nur etwa 230 m beträgt. Dies liegt an den ausgedehnten Flachländern, die rund zehn mal so viel Fläche wie die Gebirge bedecken.

Das Relief der Ozeanböden

Der Meeresboden ist von seiner Beschaffenheit her gleichförmiger als das Festland, denn er ist nur wenigen Erosionskräften ausgesetzt. Bei diesen handelt es sich hauptsächlich um Strömungen, aber auch Eisberge können den Meeresboden erodieren.

Vom Kontinentalschelf zur Tiefsee

Wie ein Gürtel umrahmt eine Flachsee-Region, der Schelf, auch Festlandssockel genannt, die Küsten der Kontinente. Er entstand teilweise als Folge des niedrigeren Wasserspiegels während der Eiszeiten und liegt durchschnittlich bis 200 m unter dem Meeresspiegel, kann aber auch Tiefen zwischen 50 m und 300 m erreichen. Seine Breite schwankt zwischen 10 km im Golf von Biscaya und 200 km an der Nordküste Sibiriens.

Dort, wo größere Ströme ins Meer münden, kann ihre Erosionskraft tiefe canyonartige Einschnitte in den Schelf reißen. Diese Canyons entstammen zum Teil dem Stromverlauf während der Eiszeiten, können aber auch heute noch eingetieft werden.

Auf die Schelfzonen folgt seewärts der rund 80 km breite Kontinentalabfall, der sich meist relativ glatt bis in eine Tiefe von 3500 bis 4000 Meter fortsetzt.

Die größten Gebiete der Ozeane liegen in rund 4000 bis 5000 m Tiefe. Sie machen 50% der Fläche der Ozeane aus.

Inseln und Mittelozeanische Rücken

Zwischen den einzelnen Tiefseebecken gibt es oft Inseln oder Inselketten, doch auch einzelne Unterwasser-Berge existieren in großer Zahl. Das wichtigste Gebirge der Ozeane ist der Mittelozeanische Rücken, mit 60 000 km der längste zusammenhängende Gebirgszug der Erde, der sich um die ganze Erde zieht. Allein der Mittelatlantische Rücken ist schon über 15.000 km lang.

Diese schmalen, langgestreckten, meist submarin verlaufende Gebirgszüge erreichen selten eine so große Höhe, dass sie als Inseln über der Meeresoberfläche sichtbar werden, wie das zum Beispiel in Island der Fall ist. Der Kamm dieser Schwellen oder Rücken ist auf seiner ganzen Länge von einer zentralen Grabenzone durchzogen, die mehrfach gegeneinander durch querlaufende Brüche, den Transformstörungen, versetzt ist.

Die Mittelozanischen Rücken verdanken ihr Entstehen dem Aufreißen der ozeanischen Kruste entlang der Plattengrenzen. Hier tritt basaltisches Magma aus dem Erdmantel und erstarrt am Meeresboden. Das stetig nachdrängende Magma schiebt den Ozeanboden um 2-12 cm jährlich beidseitig auseinander und füllt die entstehenden Spalten mit erstarrenden Basalten. Die neue ozeanische Kruste, die sich durch dieses so genannte Ozeanbodenspreizung ständig bildet, ist die Ursache, dass die Kontinente auseinanderdriften.

Tiefseerinnen und Inselketten

An besonderen Stellen in den Ozeanen finden sich schmale, langgestreckte, so genannte Tiefseerinnen (veraltet Tiefseegräben), die im Durchschnitt 40 km breit und bis zu 6000 m tief sind. Hier werden die größten Tiefen der Ozeanböden gemessen. An einigen dieser Stellen reicht die Tiefsee bis zu 11 km in die Tiefe.

Tiefseerinnen finden sich ausschließlich in Bereichen der Subduktionszonen und folgen damit den Plattengrenzen der Erdkruste: Hier schieben sich schwerere, ozeanische Krustenteile mit einigen Zentimeter pro Jahr unter leichtere, kontinentale Kruste. Dabei wird nicht nur Ozeanboden in große Tiefen gezogen, sondern auch Krustenmaterial aufgeschoben, so dass sich, in Begleitung häufiger Erdbeben, nicht selten vulkanische Inselketten an der landzugewandten Seite der Rinnen bilden. Dieser "pazifische Feuerring" bildete auf Kamtschatka in Ostsibirien Festlandmasse und führte andernorts zur Entstehung der Inselgruppen der Aleuten, Japans, der Philippinen usw.

Als Tiefseerinne erreicht der Marianengraben im Pazifik die Rekordtiefe von 11 022 m u.NN. Die tiefste Rinne des Atlantiks ist der Puerto-Rico-Graben mit 9219 m u.NN und die größte Tiefe im Indischen Ozean liegt bei 7455 m u.NN.

Noch sind nicht alle Lebensformen erforscht, die unter den extremen Bedingungen der Lichtlosigkeit und des hohen Drucks am Grund der Tiefseerinnen leben können.

Flach- und Binnenmeere

Die Böden der meisten Binnenmeere sind wenig gegliedert, wie man etwa an den Beispielen Ostsee und Kaspisches Meer beobachten kann. Eine Ausnahme bildet das Mittelmeer: Es liegt im Spannungsfeld der Afrikanischen und Eurasischen Platte, das sich besonders in seinen östlichen Anrainerländern manifestiert. Vor Griechenland erreicht es fast 5000 Meter Tiefe, während es im Zentrum der Ägäis nur 200 m aufweist. Die Trennung zum westlichen Mittelmeer stellt Sizilien mit dem großen Vulkan Ätna und vielen kleineren Vulkanen weiter nördlich dar.

Sedimente der Ozeanböden

Ozeanböden sind meist mit Tiefsee-Sedimenten bedeckt, deren Mächtigkeit im Durchschnitt 800 m beträgt, aber im Extremfall zwischen 0 und 5 km schwankt. Da Ozeanböden sich ständig von den mittelozeanischen Rücken her erneuern und an den Ozeanrändern in den Subduktionszonen wieder abtauchen, nimmt die Sedimentmächtigkeit mit zunehmender Entfernung zu den Rücken zu. Die Ablagerungen unterteilt man je nach Wassertiefe in:

Flachmeerablagerungen

Das Flachmeer umfasst den vom Ozean überspülten Teil des Kontinentalsockels, auch Kontinentalschelf genannt. Dieser Bereich wird durch Brandung, Gezeiten und Strömung stark bewegt. Hier besteht der Ozeanboden vorwiegend aus festländischem Material. Es handelt sich dabei in der Regel um Sande und Kiese, im Gezeitenzonen auch um Schlick und Schlamm.

Tiefseeablagerungen

Über die Hälfte des Meeresbodens besteht aus Tiefseeablagerungen. Sie enthalten fast kein festländisches Material und bestehen vorwiegend aus Tonen und Resten von Mikroorganismen.

Grob vereinfacht kann man sagen, dass die Größe der Sedimentpartikel abnimmt, je weiter man sich von der Küste entfernt.

Geschichte der Ozeanbodenforschung

Die systematische Erforschung der Meeresböden begann mit Tiefenmessungen, die seit 1922 mit Echolot durchgeführt wurden. Dabei sendet man während der Fahrt Schallwellen zum Meeresboden, die dort reflektiert und als Echo von einem Empfänger aufgezeichnet werden.

Die erste Tiefenkarte erschien 1854, und zwar über den Nordatlantik.

Später versuchten Forscher selbst in größere Tiefen abzutauchen. So erreichten Jacques Piccard und Don Walsh mit einem Tauchschiff im Marianengraben eine Tiefe von 10 916 m.

Weblinks

• http://www.c-f-v-siemens-og.de/home/projekte/vulkanismus/gruppe2.htm (Mittelatlantik und Vulkantypen auf Island)
• http://www.geysir.com/deutsch/natur/geologie/1.2.phtml (und die Entstehung Islands; mit BILD)