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Das Mittelmeer


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Der Schelf und weitere Formen des Meeresbodens

Könnte man das Wasser aus dem mediterranen Becken entfernen – wie dies während der Messinischen Salinitätskrise bereits passiert ist –, würde eine bemerkenswerte Landschaft zum Vorschein kommen, die neben ausgedehnten, durch dicke Sedimentschichten mehr oder weniger eingeebneten Flächen der Tiefsee (abyssal plains) auch vielfältige, stark gegliederte topographische Formen zeigte: Vulkane, steile Berge, lange Gebirgszüge, Schluchten und tiefe Gräben oder Canyons. Als besonders markante Erscheinung würde der küstennahe Schelf sichtbar werden.

Obwohl man zwischen dem Ozean und dem Schelfmeer oberflächlich betrachtet keine festen Grenzen ziehen kann, sind dies sowohl in der Zusammensetzung der Sedimente auf dem Meeresgrund als auch ozeanographisch und ökologisch zwei verschiedene Meeresbereiche.

Unter Schelf oder Kontinentalschelf (aus dem engl. shelf: Riff, Sandbank, Brett) versteht man den unterschiedlich breiten Festlandsockel, jenen küstennahen Bereich des Meeresgrundes also, der sich von der Küste ausgehend bis etwa 200 m Wassertiefe erstreckt, bevor er als Kontinentalhang (oder Kontinentalabhang) relativ steil in die Tiefe des Meeres abfällt. Die in der Literatur meist angegebene Tiefenausdehnung von 200 m ist ein charakteristischer Durchschnittswert; der Schelf kann von minimal 20 bis maximal 550 m reichen. Allerdings sind das Extremfälle; gegenwärtig liegt der Kontinentalrand nur selten tiefer als 200 m. Die mittlere Durchschnittstiefe des Schelfs ist etwa 130 m, die durchschnittliche Schelfbreite beträgt 50– - 100 km. Durch Erosion auf der einen und Ablagerung, Zuwachs bzw. Sedimentation auf der anderen Seite werden ursprünglich stark strukturierte Landschaftsformen nach und nach eingeebnet. Der Kontinentalschelf und die Küstenebenen sind ein solches markantes, ständig wachsendes Verebnungsgebiet der Erde.

Die Schelfbereiche der Meere sind wegen ihrer wirtschaftlichen Bedeutung seit langem Gegenstand des nationalen Interesses der einzelnen Länder. Hier wird ein bedeutender Teil des Ertrags in der kommerziellen Fischerei erwirtschaftet, und hier liegen bedeutende Ölvorkommen und weitere noch nicht genutzte Rohstoffe.

Nur etwa 8– - 10 Prozent der heutigen Meeresfläche liegen über dem Schelf bzw. sind Schelfmeere (neritische Provinz) – das sind 36.000.000 Quadratkilometer. Trotzdem spielen sich hier etwa 25 Prozent der hauptsächlich durch Phytoplankton bewerkstelligten Produktion des Weltmeeres ab. Die Produktivität liegt bei durchschnittlich 100 Gramm Kohlenstoff pro Quadratmeter und Jahr, die gesamte Primärproduktion der neritischen Provinz bei 360.000.000 Tonnen Kohlenstoff pro Jahr.

Nach dem Zerfall von Laurasia und Gondwana haben sich kleinere Kontinentalmassen (Platten) gebildet. Die Randbereiche kontinentaler Kruste, die unter dem Meeresspiegel lagen, wurden nach und nach von Sedimenten bedeckt, die größtenteils durch Erosion von den Kontinenten angespült wurden und nur zu einem geringeren Teil ozeanische Ablagerungen darstellten. So entstand der Kontinentalschelf, der für ozeanographische Vorgänge und in weiterer Folge für die Ökologie der Meere eine entscheidende Bedeutung hat. Die Region des Meeres über dem Schelf, das Schelfmeer, wird als neritische Provinz bezeichnet. Die hier vorherrschenden ozeanographischen Bedingungen unterscheiden sich von jenen in der ozeanischen Provinz, dem Bereich des offenen Meeres, das sich über tiefe Meeresgebiete erstreckt.

Große Teile des Schelfs lagen während der pleistozänen Kaltzeiten trocken. Dafür gibt es zahlreiche Hinweise: durch terrestrische Sedimentation entstandene Fazies, fossile landbewohnende Organismen und fossilisierte terrestrische Landschaftsformen, die nur auf dem Trockenen oder im Küstenbereich entstanden sein konnten, ehemalige Flussdeltas, Strandterrassen und weitere geomorphologische Formen. Das Mittelmeer hatte einen völlig anderen Küstenverlauf; große Gebiete lagen trocken, Inseln waren mit dem Festland verbunden, die Landbrücken ermöglichten deren Besiedelung mit terrestrischer Fauna. Besonders dramatisch waren die eustatischen Seespiegelschwankungen für die Adria, die heute im ganzen nördlichen Bereich nur 40 -– 55 m tief ist. Der trockengefallene Schelf wurde zunächst stark erodiert, später, nach dem Anstieg des Meeresspiegels, aber wieder mit Sedimenten angefüllt.

Eine bemerkenswerte Erscheinung der Unterwasserwelt sind Lawinen, untermeerische Erdrutsche an Steilabhängen der Festlandsockel, bei denen sich Gesteinsbrocken unterschiedlicher Größe, Sand- und Schlammmassen in die Tiefe ergießen. Sie tragen zusammen mit den Trübströmen zur Ausprägung der untermeerischen Reliefs bei. Der Schwerkraft gehorchend fließen diese Massen mit Geschwindigkeiten bis zu 100 km/h in die tiefsten Senken des Meeresbodens, wo sie, nach unterschiedlicher Körnigkeit abgestuft, abgelagert werden: zuerst die gröberen, zum Schluss die feineren, die länger im Wasser treiben. Solche Ablagerungen füllen schließlich die Senken des Meeresbodens und tragen zur Ausbildung von Tiefsee-Ebenen bei. Lawinen und Trübströme können tiefe Canyons mit nahezu senkrechten Wänden in die Schelfe schneiden. Gewaltige Canyons im Schelf sind aber auch in den Kaltzeiten mit tieferliegendem Meeresspiegel und während der Messinischen Salinitätskrise entstanden.

Auf der Suche nach Wasser wurde Ende des 19. Jahrhunderts unter der Ebene von Valence in Südfrankreich eine bemerkenswerte Schlucht entdeckt. Sie ist unterhalb des Meeresspiegels tief in den Granit eingeschnitten und mit marinen, pliozänen Sedimenten angefüllt, über denen Sande und Schotter der Rhône liegen. Auch der Nil hat sich während des Meeresspiegel-Tiefstandes im Bereich des heutigen Assuandammes bis 230 m tief in den Granit eingeschnitten. Er ist bis etwa 30 m unter dem gegenwärtigen Meeresspiegel mit marinen Sedimenten angefüllt, über denen eine 130 m mächtige Folge von Nilsedimenten liegt.

Verfüllte Schluchten und Kanäle fand man auch in Libyen, Algerien, Israel, Syrien, Frankreich, Korsika, Sardinien und anderen mediterranen Ländern. Was veranlasste die Flüsse, sich so tief einzuschneiden, und warum wurden sie mit Beginn des Pliozäns so rasch geflutet? Für eine Antwort auf diese Fragen kam 1961 der Anstoß, als amerikanische Ozeanographen auf den abyssalen Ebenen des Mittelmeeres pfeilerartige Strukturen von einigen Kilometern Durchmesser und einigen hundert Metern Höhe entdeckten, die die Sedimente durchstoßen. Es sind so genannte Salzdome, wie die Bohrungen im Jahr 1970 durch das „Deep Sea Drilling Project“ (DSDP) erbrachten.

Eine markante Großstruktur des Meeresgrundes ist der Mittelmeerrücken im Levantinischen Becken. Es ist ein untermeerischer Rücken, der sich vor Jahrmillionen aufgefaltet hat und mehr als 1.000 m über die Tiefsee-Ebene emporgehoben wurde. Das beweisen die ihn bedeckenden Sedimente, die einst in der Tiefsee entstanden sein müssen. Der Mittelmeerrücken ist damit ein Indiz für das Zusammenstoßen Afrikas mit Europa und auch dafür, dass das Levantinische Becken schon über lange Zeiträume ein tiefes Meeresbecken war (Tethys, siehe unten).

das_mittelmeer/geologie/der_schelf.txt · Zuletzt geändert: 2015/09/02 14:56 von jakob