Table of contents

1 Relief der Ozeanböden 1.1 Kontinentalschelf 1.2 Mittelozeanische Rücken 1.3 Tiefseegräben 2 Sedimente der Ozeanböden 2.4 Flachmeerablagerungen 2.5 Tiefseeablagerungen 3 Alte Ozeanböden 4 Geschichte der Ozeanbodenforschung

Relief der Ozeanböden

Der Meeresboden ist von seiner Beschaffenheit her gleichförmiger als die Landoberfläche, denn er ist nur wenigen Erosionskräften ausgesetzt. Weder Verwitterung noch die auf der Landoberfläche so weit verbreitete Erosion durch fließendes Wasser können sein Relief formen. Dennoch ist der Ozeanboden keineswegs gleichförmig.

Kontinentalschelf

Wie ein Band umrahmt eine Flachsee-Region, der Schelf, die Küsten der Kontinente. Er liegt durchnittlich 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. An den Mündungen größerer Ströme kann der Schelf tiefe canyonartige Einschnitte aufweisen. Unterhalb des Schelfs leitet der bis zu 80 km breite Kontinentalabhang bis zum ca. 4000 bis 5000 m tiefen Tiefseebecken über.

Mittelozeanische Rücken

Die mittelozeanischen Rücken sind langgestrecke, meist untermeerisch verlaufende Rücken oder Schwellen, die ihr Entstehen dem Aufreißen der ozeanischen Kruste entlang der Plattengrenzen verdanken. Hier tritt basaltische Magma aus, erkaltet und bildet neuen Ozeanboden. Der Kamm dieser Schwellen ist auf seiner ganzen Länge von einer zentralen Grabenzone durchzogen, die mehrfach gegeneinander durch querlaufende Brüche versetzt ist.

Tiefseegräben

In den Subduktionszonen der Ozeane finden sich schmale, langgestreckte Tiefseegräben, die im Durchschnitt 40 km breit und 6000 m tief sind. Hier werden die größten Tiefen der Ozeanböden gemessen. So erreicht der Marianengraben im Pazifik die größte Tiefe mit 11 022 m u.NN.

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.

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

Alte Ozeanböden

Im wechselnden Verlauf der Erdgeschichte wurden immer wieder Kontinente oder Teile davon im Zuge der Plattentektonik überflutet und waren Ozeanböden. Diese Ozeanböden konnten sich später wieder heben und im Extremfall sogar zu einem Gebirge auffalten, sodass man heute Beschaffenheit und Zusammensetzung ehemaliger Meeresböden in mehreren tausend Metern Höhe über dem Meeresspiegel z.B. in den Alpen oder dem Himalaya studieren kann. Genaue Analysen des Sedimentgesteins geben Aufschluss darüber, wie sich die Landschaft im Laufe der Jahrmillionen verändert hat.

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.