Ozeanboden

Blick auf die Ozeanböden der Erde. (Reliefkartenach den Aufzeichnungen vonMarie TharpundBruce Heezengemalt vonHeinrich Berann)

DerOzeanboden(auchMeeresbodengenannt) ist der vonMeerwasserbedeckte Teil derLithosphärederErdeund nimmt damit 71 % derPlanetenoberflächeein. Er besteht im Bereich desKontinentalrandesauskontinentaler,in den übrigen Bereichen ausozeanischer Erdkruste.

Ozeanböden liegen im globalen Durchschnitt in etwa 3,8 km Tiefe unter demMeeresspiegel(Kossinna, 1921). Den ausgedehnten und tiefen Meeresbecken steht eine viel geringere mittlere Höhe derKontinentegegenüber, die nur etwa 800 m beträgt, was an den ausgedehnten Flachländern liegt, die rund zehnmal so viel Fläche wie dieGebirgebedecken.

Begrifflichkeit

Während allgemeinsprachlich unterOzeanbodender mehr oder weniger feste Grund der Weltmeere, also derMeeresboden,unabhängig vonSedimentbedeckung und Beschaffenheit desmagmatisch entstandenen Untergrundes,verstanden wird, ist der AusdruckOzeanboden(nicht jedochMeeresboden) in derGeologieund dort speziell im Zusammenhang mit derPlattentektonikweitgehend bedeutungsidentisch mit dem Ausdruckozeanische Kruste.Das heißt, er bezieht sich nur auf die aus magmatischem Gestein bestehenden Anteile unterhalb einer ggf. vorhandenen Sedimentbedeckung und dabei nur auf solche Anteile mit einer chemischen Zusammensetzung, die der von sogenanntenMOR-Basaltenentspricht.

Das Relief der Ozeanböden

Physische Weltkartemit Darstellung des Reliefs der Ozeanböden (World Data Center for Marine Geology & Geophysics, 2000). Unter anderem deutlich erkennbar die Schelfe und das Netz aus Mittelozeanischen Rücken.

Allgemeines

Der Meeresboden ist von seiner Beschaffenheit her gleichförmiger als dasFestland,denn er ist in deutlich geringerem MaßeErosionausgesetzt als große Teile der Festlandsoberfläche. Erosion am Meeresgrund erfolgt hauptsächlich durchWellenbewegung,Strömungen und durchMassenbewegungen,geringumfänglich auch durchEisberge.Mithin wird vor allem dieTiefseekaum durch Erosion beeinflusst.

Das großmaßstäbige Relief der Ozeanböden bzw. die Präsenz bestimmter Oberflächenformen steht in engem Zusammenhang mit derPlattentektonik.Zu diesen plattentektonisch bedingten Oberflächenformen gehören unter anderem dieMittelozeanischen Rückenund dieTiefseerinnen.

Vom Kontinentalschelf zur Tiefsee

Wie ein Gürtel säumt eineFlachsee-Region, derSchelf,auch Festlandssockel genannt, die Festlandbereiche derKontinente.Der Schelf repräsentiert gedehnte und ausgedünnte kontinentale Kruste und erreicht üblicherweise nur wenige 100 m Tiefe. Seine Breite schwankt zwischen wenigen Kilometern und 1500 km im Arktischen Ozean vorSibirien.Ein Beispiel für einen sehr ausgedehnten und tiefen Schelfbereich bietetZealandiaim Südwestpazifik.

Während derKaltzeitendesPleistozäns(„Eiszeit “), als der globaleMeeresspiegeldeutlich niedriger lag als heute, lagen weite Teile der Schelfe trocken, sodass sich größere Ströme dort tief einschneiden konnten. Diese eiszeitlichen Flusstäler bestehen heute in Form sogenannterSubmariner Canyonsfort und werden durch submarine Erosionsprozesse weiter geformt.

Auf die Schelfzonen folgen seewärtsKontinentalhangund Kontinentalfuß. Sie repräsentieren den Übergangsbereich zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste und reichen bis in eine Tiefe von 3500 bis 4000 m. Daran schließen in rund 4000 bis 5000 m Tiefe dieTiefseeebenen(vgl. auchSeebecken) an, die rund 50 % des Ozeanbodens einnehmen.

Mittelozeanische Rücken

DieMittelozeanischen Rücken,bilden mit einer Gesamtlänge von 60 000 km das längste zusammenhängende Gebirgssystem der Erde. Allein derMittelatlantische Rückenist über 15.000 km lang. Trotz ihres Namens verlaufen die Mittelozeanischen Rücken nicht zwangsläufig in der Mitte eines Ozeanbeckens. Als Paradebeispiel für einen exakt entlang der Längsachse des Ozeanbeckens verlaufenden Mittelozeanischen Rückens kann der Mittelatlantische Rücken dienen. DerOstpazifische Rückenhingegen liegt alles andere als „mittelozeanisch “. Dies kommt unter anderem dadurch zustande, dass der Atlantik als Ozeanbecken geologisch deutlich jünger ist als der Pazifik.

Die Mittelozeanischen Rücken ragen selten so weit auf, dass sie als Inseln an der Meeresoberfläche sichtbar werden. Ein Extremfall ist die ausgesprochen große InselIsland,bei der mehrere geologische Phänomene zusammenwirken. Der Kamm der Mittelozeanischen Rücken ist auf seiner ganzen Länge von einer zentralen Grabenzone durchzogen. Kamm und Grabenzone sind vielfach durch querlaufendeBrüche,dieTransformstörungen,gegeneinander versetzt.

Die Mittelozeanischen Rücken sind das Ergebnis sehr ergiebiger vulkanischer Tätigkeit entlang der Naht jeweils zweier auseinanderstrebendertektonischer Platten(divergente Plattengrenzen). Dort steigtbasaltischesMagmaaus demErdmantelauf und erstarrt zu neuem Meeresboden. Der entsprechende Prozess, wird alsOzeanbodenspreizungund das dabei primär gebildete Gestein wird alsMOR-Basaltbezeichnet. Die Erscheinungsform der Spreizungszonen als submarine Gebirgsketten wird dadurch verursacht, dass der junge und tief im Krusteninneren noch warme Basalt eine geringereDichteund mithin mehrAuftriebhat als der viele Millionen Jahre ältere und abgekühlte Basalt, der die Tiefseeebenen unterlagert.

Tiefseerinnen und Inselbögen

An bestimmten Stellen der Ozeane finden sich schmale, langgestreckte, bogenförmige Vertiefungen. Diese alsTiefseerinnen(veraltetTiefseegräben) bezeichneten Strukturen sind im Durchschnitt 40 km breit und 6 km tief. Dort liegen die tiefsten Stellen der Ozeane. In einigen dieser Rinnen liegt der Meeresboden in bis zu 11 km Tiefe.

Tiefseerinnen finden sich ausschließlich in sogenanntenSubduktionszonen.Damit folgen sie einer anderen Form vonPlattengrenzender Erdkruste: Dort schieben sich schwerere ozeanische Krustenteile mit einigen Zentimeter pro Jahr unter leichtere kontinentale oder ozeanische Kruste (konvergente Plattengrenze). Die Tiefseerinnen repräsentieren dabei die Bereiche, an denen sich die Kruste der abtauchenden Platte abwärts biegt. Neben den Tiefseerinnen hat die Subduktion weitere Begleiterscheinungen. Dazu gehört ein ausgeprägterVulkanismusauf der nicht-abtauchenden Platte, durch den sich bogenförmigevulkanischeBerg- oder Inselketten in unmittelbarer Nachbarschaft der Rinnen bilden. ImPazifik,dem einzigen Ozean, an dessen Rändern ausgedehnte Subduktionszonen existieren, wird dieses Vulkankettensystem als „Pazifischer Feuerring“bezeichnet.

Der tiefste Punkt des Pazifik sowie aller Ozeane befindet sich mit 11.022 m u. NN. imMarianengrabenim Westpazifik. Die tiefste Stelle desAtlantiksliegt mit 9219 m u. NN imPuerto-Rico-Grabenam Ostrand derKaribik,und die möglicherweise tiefste Stelle desIndischen Ozeansliegt mit ca. 7450 m u. NN imSundagrabenvorSumatraundJava.

Noch ist nur ein Bruchteil der Lebensformen erforscht, die unter den extremen Bedingungen der Lichtlosigkeit und des hohen Drucks am Grund der Tiefseerinnen leben können. Weil bei der Subduktion auch fast alleSedimentedes Tiefseebodens verloren gehen oder zumindest stark tektonisch beansprucht werden, ist auch über die Lebewelt der ozeanischen Tiefsee vergangener Erdzeitalter relativ wenig bekannt.

Ozeanische Plateaus und Seamount-Ketten

Neben den Mittelozeanischen Rücken gibt es auch Unterwasserberge und -gebirge, die nicht unmittelbar mit der Plattentektonik zusammenhängen. Auch ihr Ursprung ist vulkanisch, aber dieser Vulkanismus wird durch einzelneHot Spots(„heiße Stellen “) im oberen Erdmantel hervorgerufen. Dadurch entstehen, zumeist fernab der Plattengrenzen, untermeerische basaltische Berge (Seamounts) und Plateaus, die bis zur Meeresoberfläche hinaufwachsen können. DerBasaltunterscheidet sich chemisch geringfügig vom Basalt der Mittelozeanischen Rückens und wird als OIB-Basalt (Ocean Island Basalt) bezeichnet. Bekannte Beispiele für solche Berge und Plateaus bieten derHawaii-Archipel im Zentralpazifikund dasKerguelenplateauim südlichenIndischen Ozean.Der Hawaii-Archipel ist überdies nur der geologisch jüngste Abschnitt einer langgestreckten Insel- und Seamountkette, die im Laufe vieler Millionen Jahre in erster Linie durch die Drift der Pazifischen Platte über einen Hot Spot hinweg entstanden ist (siehe →Hawaii-Emperor-Kette).

Flach- und Binnenmeere

Die Böden der meistenBinnenmeeresind relativ schwach gegliedert, wie man etwa an den BeispielenOstsee(ein Schelf- bzw. Epikontinentalmeer) undKaspisches Meer(ein isoliertes altes, tektonisch weitgehend ruhiges Ozeanbecken) beobachten kann. Eine Ausnahme bildet dasMittelmeer:Es ist ebenfalls der Rest eines alten Ozeanbeckens (siehe →Tethys), liegt aber im tektonisch hochaktivenSpannungsfeldzwischen derAfrikanischenundEurasischen Platte,das sich besonders im östlichen Mittelmeer manifestiert. Im Hellenischen Graben vor der Westküste desPeloponneserreicht es rund 5000 Meter Tiefe, während es im Zentrum derÄgäisnur höchstens einige 100 m tief ist. Da sich Afrika stetig nach Norden bewegt, schließt sich das Mittelmeerbecken. Es wird daher in der geologischen Zukunft immer schmaler werden, verlanden und schließlich als ausgedehntesFaltengebirgeherausgehoben werden.

Alter der Ozeanböden

Weltkarte mit Verzeichnung des Alters der Ozeanböden. Man beachte das zumindest im Atlantik nahezu perfekt spiegelsymmetrische Muster der Krustenstreifen gleichen Alters.

Die bei Tiefbohrungen im Meeresboden vorgefundene heutige ozeanische Kruste (d. h. der Ozeanböden im engeren, plattentektonischen Sinn) ist, basierend aufradiometrischen Datierungen,überwiegend in den erdgeschichtlichen ZeitabschnittenJura,Kreideund imKänozoikumentstanden. Dass nur in Ausnahmefällen ältere Kruste erhalten ist, liegt daran, dass die an denozeanischen Spreizungszonenkontinuierlich gebildete Kruste in denSubduktionszonenwieder vernichtet wird (sieheoben). Die schwache, aber messbare durch das Erdmagnetfeld erzeugteMagnetisierungder ozeanischen Kruste wird dabei genutzt, um das Alter von Gesteinen zu bestimmen, die nicht radiometrisch datierbar sind (vgl. →Magnetostratigraphie).

Sedimente der Ozeanböden

Einunbemanntes Unterwasserfahrzeugauf dem aus marinen Sedimenten bestehenden Meeresgrund desGolfs von Mexikoin 1067 m Tiefe

→Hauptartikel:Marines Sediment

Ozeanböden sind meist mit Tiefsee-Sedimentenbedeckt, deren Mächtigkeit im Durchschnitt 800 m beträgt, aber im Extremfall zwischen 0 und 5 km schwankt. Den marinen Lebensraum auf und in diesen Sedimenten bezeichnet man alsBenthal. Da Ozeanböden sich ständig von denmittelozeanischen Rückenher erneuern und an den Ozeanrändern in denSubduktionszonenwieder abtauchen, nimmt die Sedimentmächtigkeit mit zunehmender Entfernung zu den Rücken zu. Die Ablagerungen unterteilt man je nach Wassertiefe in Flachmeer- und Tiefseeablagerungen. Grob vereinfacht gilt, dass die Größe der Sedimentpartikel abnimmt, je weiter man sich von der Küste entfernt.

Flachmeerablagerungen

Das Flachmeer umfasst den vom Ozean überspülten Teil des Kontinentalsockels, auchKontinentalschelfgenannt. Dieser Bereich wird durchBrandung,GezeitenundStrömungteilweise stark bewegt. Dort bestehen die Sedimente auch ausSandenundKiesen,in denTropenauch in bedeutendem Umfang auskarbonatischemMaterial (z. B.Korallenriffe).

Tiefseeablagerungen

Weit mehr als die Hälfte des Meeresbodens besteht aus Tiefseeablagerungen. Diese sogenannten Hochseeschlämme enthalten fast ausschließlich sehr feinkörniges Material und bestehen ausTonpartikeln und karbonatischen und/odersilikatischenResten vonMikro- und Nanoplankton.

Mikroplastik

Laut der möglicherweise ersten wissenschaftlichen Schätzung, basierend auf einer berechneten durchschnittlichen Masse vonMikroplastikpro cm³ in internationalen Studien, befanden sich Stand 2020 ca. 14 Mio. Tonnen Mikroplastik in den Meeresböden, was etwas über der geschätzten Menge anPlastikmüll in den Ozeanenlag.

Laut einer Anfang April 2024 im FachmagazinDeep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papersveröffentlichten Studie der australischen WissenschaftsbehördeCSIROund der kanadischenUniversity of Torontobefinden sich zwischen geschätzt drei und elf Mio. Tonnen Plastikmüll auf den Ozeanböden, davon ca. die Hälfte (46 %) oberhalb von 200 Metern Wassertiefe, der Rest in den Meerestiefen von bis zu 11.000 Metern. DiePlastikverschmutzung auf dem Meeresbodenkönne demzufolge bis zu 100-fach stärker sein als die an der Meeresoberfläche; Ozeanböden seien damit langfristige Deponien bzw. Reservoire den größten Teil der maritimen Plastikvermüllung, was durch die in der kalten Umgebung stark verlangsamte Kunststoff-Zersetzung verschärft werde – hier mangelt es am dafür nötigenSauerstoffund der entsprechendenUltraviolettstrahlung.

Geschichte der Ozeanbodenforschung

Die systematische Erforschung der Meeresböden begann mit Tiefenmessungen, die seit 1922 mitEcholotdurchgeführt wurden. Dabei sendet man während der FahrtSchallwellenzum Meeresboden, die dort reflektiert und alsEchovon einem Empfänger aufgezeichnet werden.

Die erste gedruckte, noch sehr detailarme bathymetrische Karte eines größeren ozeanischen Bereiches erschien aber bereits 1853 auf der Grundlage von Lotmessungen des US-amerikanischen ForschungsschiffesDolphinunter dem späteren KonteradmiralSamuel Rhoads Franklin.DieDolphinsollte den Zentralatlantiknach einer geeignete Route für die Verlegung einestransantlantischen Telegrafenkabelserkunden.

Später versuchten Forscher selbst in größere Tiefen abzutauchen. So erreichtenJacques PiccardundDon Walshmit einem Tauchschiff imMarianengrabeneine Tiefe von 10 916 m.

Die sehr bekanntephysische Weltkarte,die auch das Relief der Ozeanböden einschließt, wurde, wahrscheinlich 1977, vom österreichischen GrafikerHeinrich C. Beranngezeichnet. Grundlage der Karte waren die ab 1957 laufenden ozeanographischen Kartierarbeiten der Geowissenschaftler vomLamont-Doherty Earth ObservatoryMarie TharpundBruce C. Heezen.

Literatur

• Roger Hekinian:Sea Floor Exploration. Scientific Adventures Diving into the Abyss.Springer, Cham u. a. 2014,ISBN 978-3-319-03202-3.
• Hans-Günter Gierloff-Emden:Fernerkundung der Gestalt des Meeresbodens.In:Geowissenschaften in unserer Zeit.Bd. 1, Nr. 6, 1983,ISSN0723-0834,S. 191–197,doi:10.2312/geowissenschaften.1983.1.191

Siehe auch

• Internationale Meeresbodenbehörde
• Meeresbergbau
• Wilson-Zyklus

Weblinks

Wiktionary: Ozeanboden– Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

• Literatur von und über Ozeanbodenim Katalog derDeutschen Nationalbibliothek
• Mittelatlantik und Vulkantypen(Mementovom 29. Juni 2010 imInternet Archive) aufIsland
• Die Entstehung Islands; mit BILD(Mementovom 4. April 2010 imInternet Archive)