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Während nämlich die größte Tiefe 8513 m der größten Höhe 8840 m nahezu gleichkommt, beträgt die mittlere Tiefe 3320 m,
die mittlere Höhe vielleicht 440 m. So ungenau die beiden letztern Zahlen auch noch sind, so geben sie doch ein anschauliches
Bild für die Gegensätze in den räumlichen Verhältnissen des Meers und der Kontinente. Dieselben Kräfte, welche durch Abschwemmung
die Umrisse der höchsten Erhebungen schärfer und rauher gestalten, ebnen die Meerestiefen immer mehr
und gestalten das Becken des Weltmeers zur Tiefebene, aus welcher die Kontinente als gewaltige Plateaugebirge emporsteigen.
Die Meerestiefen sind erst seit wenigen Jahrzehnten zum Gegenstand erfolgreicher Forschungen gemacht. Im J. 1838 betrug die
größte bekannte Tiefe 2200 m. Die großen Tiefen, welche man kurz nachher
fand, haben sich in neuerer Zeit als irrig erwiesen. Erst als das praktische Bedürfnis sich geltend machte und für Legung
transozeanischer Telegraphenleitungen die Untersuchung des Meeresgrundes erforderlich wurde, bildete sich die Technik auf
diesem Gebiet aus (s. Tiefenmessung).
[* 6] Über die Tiefenverhältnisse findet man bei den einzelnen Ozeanen Spezielleres angeführt.
Die größten Tiefen, welche man bis zum Jahr 1887 zuverlässig festgestellt hat, enthält folgende Tabelle:
Die
Grundbeschaffenheit der Ozeane ist abhängig von der Nähe des Landes einerseits und von der Meerestiefe
anderseits. In Entfernungen bis zu 150 Seemeilen von der Küste und in mäßigen Tiefen (im Atlantischen
Ozean bis etwa 750 m) kann man Festland-Abschwemmungen als charakteristische Beschaffenheit des Grundes annehmen. Außerhalb
dieser Küstenzone herrschen die organischen Reste in dem Tiefseeschlamm vor. Am weitesten über alle Meere verbreitet und
den Boden des größten Teils des Nordatlantischen Ozeans bedeckend ist der Globigerinenschlamm, ein Kalkschlamm, welcher
aus den kalkigen Resten vieler Foraminiferen (Wurzelfüßer) besteht, unter denen die Globigerinen die zahlreichsten sind.
SeinerZusammensetzung nach läßt sich der Globigerinenschlamm oft nicht von der Kreide
[* 7] unterscheiden, und man nimmt an, daß
sich die letztere unter ähnlichen Bedingungen gebildet hat. Die Foraminiferen leben in der Nähe der Meeresoberfläche in
großer Menge, ihre zarten Reste sinken nach dem Absterben äußerst langsam in die Tiefe hinab. Auf dem Weg dahin wird der
kohlensaure Kalk durch die freie Kohlensäure im M. angegriffen und mehr und mehr aufgelöst. So erklärt es sich, daß in
größern Tiefen immer weniger Kalkschlamm zum Niederschlag gelangt und derselbe in Tiefen über 3700 m
aufhört, einen wesentlichen Bestandteil des Tiefseeschlammes zu bilden. In größern Tiefen herrschen roter Thon und vulkanischer
Detritus vor, ersterer vermutlich aus unlöslichem Rückstand der organischen Reste und feinstem von Winden
[* 8] und Strömungen
über die Meeresfläche verteilten unorganischen Staub herrührend, letzterer das Produkt von Eruptionen,
welche in der Nähe der Küste oder unterseeisch stattgehabt haben. Außer diesen drei Hauptklassen der Grundbeschaffenheit
sind noch die organischen Ablagerungen des Diatomeen- und Radiolarienschlammes zu erwähnen, welche aus Kieselzellen und -Schalen
bestehen, die, schwerer zersetzlich als Kalk, in größere Tiefen gelangen. Wegen ihrer geringern Verbreitung sind indessen
nur beschränkte Gebiete des Meeresbodens durch ihr Vorherrschen charakterisiert.
[Meerwasser.]
Die Frage nach dem Ursprung des Salzgehalts des Meers ist hier nur so weit zu berühren, als die Aufrechterhaltung
der bestehenden
¶
In größerer Menge finden sich die Hauptbestandteile des Seesalzes: Chlor, Schwefelsäure, Kalk, Magnesia und Natron, welche untereinander
und zum Gesamtsalzgehalt überall im Weltmeer in merkwürdig gleichbleibendem Mischungsverhältnis angetroffen sind. Der
Salzgehalt wiederum steht zu dem spezifischen Gewicht des Meerwassers in sehr konstantem Verhältnis, sobald
man das letztere auf eine bestimmte Temperatur bezieht. Diese Verhältnisse geben zwei einfache Methoden an die Hand,
[* 15] den Salzgehalt
des Seewassers zu bestimmen: eine chemische und eine physikalische.
Bei der erstern bestimmt man den Salzgehalt aus der Menge des Chlors, welche aus einem gewissen Quantum
Seewasser mit Hilfe einer Silberlösung niedergeschlagen werden kann (Titriermethode). Der sehr konstante Koeffizient Salzgehalt
/ Chlorgehalt (1,81) ergibt dann ohne weiteres das Resultat. Bei der zweiten Methode bestimmt man das spezifische Gewicht des
Seewassers mittels eines Aräometers, reduziert dasselbe auf eine konventionelle Temperatur (gewöhnlich 17,5° C.) und hat
dann den Koeffizienten Salzmenge / (spezifisches Gewicht-1) (131,9) anzuwenden. Folgende Tabelle enthält
für verschiedene Meeresgebiete den Salzgehalt für 1000 Teile Seewasser und das Mischungsverhältnis der Hauptbestandteile
auf Chlor = 100 berechnet sowie den sich daraus ergebenden Chlorkoeffizienten und das spezifische Gewicht reduziert auf 17,5°
C. (nach den Untersuchungen Forchhammers):
Aus
der sich hieraus ergebenden gleichmäßigen Zusammensetzung der gelösten Substanzen im M. muß man auf eine fortwährend
vor sich gehende innige Durchmischung des Meerwassers schließen. Der Salzgehalt wird vermehrt durch Verdunstung und Eisbildung,
vermindert durch Niederschläge und Eisschmelze und lokal durch Süßwasserzuflüsse. Infolgedessen ist
die horizontale Verteilung des Salzgehalts am Boden sehr gleichmäßig, an der Oberfläche schwankend. Im allgemeinen findet
sich die größte Salzmenge an der Oberfläche, abnehmend bis 1500-1800 m, dann sehr langsam nach unten hin zunehmend, aber
am Boden nicht den Betrag der Oberfläche erreichend.
Für den nördlichen StillenOzean bringen die Strömungen aus dem niederschlagreichen Monsungebiet umgekehrt Verdünnung,
so daß sich beispielsweise beobachten ließ im Nordatlantischen Ozean in 26° 21' nördl. Br. und 33°
37' westl. L. spez. Gew. 1,0272,
im nördlichen StillenOzean in 30° 22' nördl. Br. und 154° 56' westl. L. spez. Gew. 1,0255.
Die im Seewasser enthaltene Luft ist anders zusammengesetzt als die Luft der Atmosphäre, weil Sauerstoff und
Stickstoff in verschiedener Menge absorbiert werden.
Armut an Stickstoff dagegen deutet darauf hin, daß solches Wasser in warmen Gegenden mit der Oberfläche
kommuniziert hat. Die Analyse der im Tiefenwasser enthaltenen Luft bietet dadurch ein Mittel, auf die unterseeische Zirkulation
zu schließen. Das Meerwasser ist viel reicher an Kohlensäure als süßes Wasser (1 Lit. Nordseewasser enthält 50 ccmKohlensäure).
Der Kohlensäuregehalt nimmt mit der Tiefe zu, er steigt und fällt mit der Salzmenge. Die speziellen
Untersuchungen auf diesem Gebiet lassen noch keine allgemein gültigen Resultate angeben.
¶
Die größte Dichtigkeit des Seewassers liegt also im allgemeinen immer unter dem Gefrierpunkt. Während daher ein Süßwassersee,
sobald er bis zum Grund auf +4° abgekühlt ist, bei einer Lufttemperatur unter Null sehr bald an der Oberfläche
gefrieren kann, dauert der vertikale Wasseraustausch des sich abkühlenden Seewassers unter dem Einfluß der Winterkälte
so lange fort, bis die ganze Wassermasse auf den tief herabgedrückten Gefrierpunkt abgekühlt ist. Erst dann bildet sich
unter Abscheidung des Salzes eine Eisdecke (s. Polareis). Die Polarmeere bilden daher unter der Eisdecke
mächtige Ansammlungen eiskalten, bis auf -2° und darunter abgekühlten Wassers, ein Umstand, der für die Wasserzirkulation
über das ganze Weltmeer entscheidend wirkt.
[Meerestemperatur.]
Die Meerestemperatur an der Oberfläche ist wesentlich abhängig von der Temperatur der Luft und folgt
den Schwankungen derselben, wenngleich unter beträchtlicher Abstumpfung der Extreme. In den mittlern Breiten
beträgt die jährliche Schwankung im Atlantischen Ozean durchschnittlich 5° C., in abgeschlossenen Meeresteilen kann sie
viel beträchtlicher werden, z. B. im Skagerrak 17° C.
Die Oberflächenströmungen sind für die Verteilung der Temperatur
von besonderer Bedeutung, daher die Temperatur im Nordatlantischen Ozean im Mittel 2-3° höher ist als im Südatlantischen
und die Temperaturen gleicher Breiten im nördlichen und südlichen StillenOzean einander etwa gleich sind und zwischen dem
des Atlantischen Ozeans liegen. Die Äquatorgegenden haben im Durchschnitt 28°. Die höchste in offener See gemessene Meerestemperatur
ist bei Aden
[* 19] vor dem Roten Meer zu 34,5° C. beobachtet.
Die Meerestemperatur in der Tiefe ist erst in den letzten Dezennien so zuverlässig bestimmt worden,
daß man einen Überblick über die Temperaturverteilung am Meeresboden und in den mittlern Wasserschichten hat gewinnen
können. Für diese Messungen sind besonders konstruierte, gegen hohen Druck geschützte Thermometer
[* 20] erforderlich. Als Resultat
der Temperaturbeobachtungen in der Tiefe ergibt sich allgemein das Vorhandensein einer außerordentlich
mächtigen Kaltwasserschicht, deren Temperatur dem Gefrierpunkt naheliegt.
[* 18]
Fig. 1 gibt ein Beispiel für die Temperaturverteilung im tiefen Ozean. Im StillenOzean, wo die Begrenzungsflächen der Wasserschichten
gleicher Temperatur zwischen 35° nördl. und 35° südl. Br. sehr gleichmäßig verlaufen, liegt die Fläche von 2,5° C. in
etwa 1550 m Tiefe, und die mittlere Tiefe zwischen diesen Breiten beträgt etwa 3500 m. Eine Wasserschicht
von 2000 m Mächtigkeit ist also durchweg kälter als 2,5° C. Nimmt man aber die Fläche von 5° als obere Grenzfläche des
kalten Wassers an, so erhält man für dasselbe Gebiet eine kalte Schicht von nahezu 2700 m Mächtigkeit.
Im nördlichen Teil des StillenOzeans findet sich schon in 100 m Tiefe Wasser von einer Temperatur unter 1° C., wie folgende
Temperaturreihe zeigt, welche