Geologie des
Meeresboden
Bodenbesch..
nutzbare
materialien ...
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S.I.O,
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Dr. K. Andree
Geologie des Meeresbodens
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Geologie des Meeresbodens
von
Dr. K. Andr6e
a.o. Professor der Geologie und Paläontologie, Direktor des Geologisch-paläontologischen
Institutes and der Bernsteinsammlung, sowie der Hauptstation für Erdbebenforschnng
Königsberg-Gr.-Raum der Albertus-Universität zn Königsberg i. Pr.
Band II: Bodenbeschaffenheit Nutzbare Materialien
am Meeresboden
Mit 139 Textfiguren, 7 Tafeln und I farbigen Karte
Leipzig
Verlag von Gebrüder Borntraeger
1920
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Alle Rechte,
insbesondere das Recht der Übersetzung in fremde Sprachen, vorbehalten
Copyright, 1920, by Gebrüder Borntraeger in Leiprig
Druck Ton E. Buchbinder (H. Dutke), Ncnrnppin
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Dem Andenken
an
E. Philipp!
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Vorwort
. Die vorliegende Darstellung ist ohne Vorgängerin und stellt einen
ersten Versuch dar, das weitschichtige und in einer vielsprachigen
Literatur zerstreute Material zusammenzutragen, systematisch zu ordnen,
zu sichten und zu verarbeiten. Die Anregung hierzu erfolgte, nachdem
der Verfasser an Stelle des zu früh verstorbenen E. Phillppi in dem
von G. Steinmaxn und 0. Wilckexs redigierten „Handbuch der Regio-
nalen Geologie14 den Abschnitt über den Meeresboden übernommen hatte
und uun damit begaun, das Material hierfür durchzusehen. Denn es
zeigte sich sehr bald, daß es nicht möglich war, im Rahmen jenes
Handbuches alle die Probleme mit geologischem Geiste zu durchdringen
und erschöpfend darzustellen, welche der Meeresboden darbietet; und so
ist während des Fortganges der Arbeit, im Laufe mehrerer Jahre, jene
erste Absicht zunächst mehr in den Hintergrund getreten, da es eben
doch nötig erschien, tiefer zu schürfen, als anfänglich für jenes Hand-
buch in Aussicht genommen war. Es wird daher eine besondere Auf-
gabe sein, die regional-geologischen Ergebnisse aus der vorliegenden
Darstellung, die nunmehr zu einem besonderen Werke herangewachsen
ist, für jenes Sammelwerk herauszuarbeiten, während an dieser Stelle
vor allem die Allgemeine Geologie des Meeresbodens zu ihrem Rechte
kommen mag.
Schon das Sammeln des Materials, das in deY Literatur verstreut
ist, sowie das zur Bildung eigener Anschauung wichtige Zusammen-
bringen einer Sammlung rezenter mariner Sedime'nte haben viel Zeit
und Mühe gekostet; und gerade das Letztere wäre nicht gelungeu ohne die
tatkräftige Unterstützung von Seiten des Leiters der „Gaußu-Expedition, des
Münchener Geographen E. von Drygalski, ferner des Berliner Zoologen
E. Vanhöfpen f, Mitgliedes nicht nur der Grönland-Expedition des
Berliner Vereins für Erdkunde, sondern auch der Deutschen Tiefsee-
Expedition auf der „Valdivia" und der Deutschen Südpolar-Expedition
auf dem „Gauß", sowie endlich von Seiten der Norddeutschen Seekabel-
werke in Nordenham a. d. Weser, wofür aufrichtig zu danken nicht ver-
fehlt werden soll. Mancherlei Resultate, welche die Verarbeitung er-
geben hat, werden — glaube ich — jenen Aufwand rechtfertigen,
welchen diese einleitenden Literatur- und Materialstudien erforderten:
— einen Aufwand, der nach Lage der Dinge nicht zu umgehen war,
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VIII
Vorwort
wollt« man in das Walten der Kräfte am Meeresboden, denen man an
Ort und Stelle mit eigenen Augen nicht beikommen kann, von höherer
Warte aus einen Blick werfen. Daneben aber dürften auch — wie ich
•
hoffe — zahlreiche eingestreute, eigene, bisher unveröffentlichte Beob-
achtungen besonders an den Küsten der Nord- und Ostsee und ihren
Bildungen, aber auch des Mittelmeeres und Atlantischen Ozeanes, dem
Werk von Nutzen geworden sein. Daß diese Arbeiten, vor allem soweit
sie sich mit der Neubildung der Sedimente am Meeresboden beschäftigen,
für den Verfasser selbst nur Vorarbeiten für ein eingehenderes genetisches
Studium der fossilen Sedimente und damit eine exaktere Grundlage
paläogeographischer Forschungen bedeuten, braucht den Fachgenossen
nicht gesagt zu werden.
In einer Darstellung, welche sich mit der Geologie des Meeres-
bodens beschäftigt, wird man vor allem und zunächst diejenigen Er-
scheinungen behandelt finden, welche das Gefäß des Meeres ohne Rück-
sicht auf seinen wässerigen Inhalt betreffen, und nicht erwarten können,
auch die gesamten Eigenschaften und Wirkungen des Meerwassers
selbst besprochen zu sehen. In dieser Beziehung wird man sich viel-
mehr am besten in einer moderneu Ozeanographie, wie sie für die
deutsche Literatur in auch im Ausland nicht erreichter Weise von
0. Krümmel geschaffen worden ist, einen zuverlässigen Führer suchen,
immerhin konnte hier und da nicht vermieden werden, auf Fragen,
welche das Meerwasser, seinen biologischen Inhalt und seine Wirkungen
betreffen, eingehender zu sprechen zu kommen, da — vor allem in Ab-
schnitt IV, bei Behandlung der marinen Sedimentbildung — nur so ein
Verständnis der Erscheinungen angebahnt werden konnte; es mag aber
ausdrücklich betont sein, daß viele andere, lediglich den wässerigen
Inhalt der Meeresbecken betreffende Fragen, obwohl von eminenter
geologischer Bedeutung, in unserer Darstellung nicht einmal erwähnt
werden konnten.
Die bei der . Ausarbeitung herangezogene Literatur ist sehr
reichlich und mit möglichster Genauigkeit zitiert worden; auch wurden
den Zitaten, wo es nötig erschien, weitere Bemerkungen hinzugefügt.
Damit hierdurch aber nicht eine Sprengung des Textes herbeigeführt
wurde, mußte die „Benutzte Literatur nebst Bemerkungen" in einem
besonderen Abschnitt am Schluß jedes Bandes Platz finden, was für
den Gebrauch des Lesers zweckmäßiger sein dürfte, als der Abdruck
der Zitate am Schluß jedes Kapitels. Wer irgend eine Tatsache in der
älteren Literatur vergleichen oder in einer bestimmten Richtung weiter
arbeiten möchte, wird die Reichhaltigkeit dieser Zitate nicht bedauern.
Eine absolute Vollständigkeit zu erreichen, lag nicht in meiner Absicht
und ist ja für den Einzelnen kaum möglich: wenn sie auch bezüglich
der marinen Sedimentbildung in an geeigneter Stelle zitierten Sammel-
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Vorwort
IX
referaten vom Verf. angestrebt worden ist. Daß die im Auslande während
des Weltkrieges erschienene Literatur nicht vollständig beschafft werden
konnte, bedarf keiner Erläuterung.
Besonders der V., von den „Nutzbaren Materialien am Meeresboden"
handelnde Abschnitt hätte noch manche Erweiterung erfahren könuen,
wenn es sich lediglich darum gehandelt hätte, eine trockene Aufzählung
von Fundorten usw. zu geben, was aber kaum die aufzuwendende Mühe
gelohnt haben würde. In diesem Abschnitt kam es dem Verf. vielmehr
nur darauf an, zu zeigen, welche Stoffe der Meeresboden überhaupt dem
Menschen zu praktischer Verwertung zu liefern imstande ist. Auch die
Kapitel über die Bildungen des Küstensaums und die Korallenriffe hätten
noch weiter ausgestaltet werden können; doch wäre dieses nicht ohne
eine starke Vermehrung der Seitenzahl — und der Kosten — möglich
gewesen,, was um so mehr vermieden werden sollte, als diese Dinge
ja in zahlreichen bekannten Darstellungen eingehend behandelt werden.
Wenn der vorliegende II. Band vor dem I. Band erscheint, so war
hierfür maßgebend, daß die Vorarbeiten für diesen, hauptsächlich die
Bodenbedeckung des Meeresbodens behandelnden Teil schon seit längerer
Zeit abgeschlossen waren und es untunlich erschien, die Herausgabe
länger zu verzögern, zumal, wie mir verschiedentlich von Fachgenossen
versichert wurde, eiu Bedürfnis nach einer modernen Darstellung gerade
dieser Materie bestand. In der Tat stellt dieser Band ein so einheit-
liches Ganzes dar, daß er auch — hoffe ich — für sieh allein betrachtet,
schon seine Dienste leisten wird. Demgegenüber bringt der I. Band
außer einer Morphologischen Übersicht nebst Bemerkungen über Ent-
stehung und Bedeutung einzeluer Bodenformen einen Abschnitt über
die Tektonik des Meeresbodens nebst Morphogenie auf tektouischer
Grundlage, ferner Auseinandersetzungen über submarine Erdbeben und
Vulkanausbrüche, endlich über eine Reihe bisher weniger berücksichtigter
allgemein-geologischer Erscheinungen, wie das Auftreten von Gas-, Erdöl-
nnd Süßwasserquellen am Meeresboden usw.. Einige Abschnitte sind
auch der Neubildung von Inseln gewidmet. Näheres geht aus der hier
folgenden, abgekürzten Inhaltsangabe hervor.
Das Sach-, Orts- und Autoren- Register bezieht sich auch auf das
Verzeichnis der benutzten Literatur nebst Bemerkungen.
Von mancherlei Seite bin ich während der Ausarbeitung dieses
Buches durch briefliche Mitteilungen, durch Überlassung von Abbildungen
und durch Ubersendung oder Namhaftmachung einschlägiger Literatur
unterstützt worden; vor allem habe ich hierfür zu danken folgenden
Herren Fachgenossen und Kollegen: C. Apstein, E. Artixi, O.B.Böogild,
M. Braun, R. A. Buülex, L. C'ayeüx, J. Chelussi, L. W. Collet,
R. A. Daly, W. Deecke, W. O. Dietrich, G. H. DREwf, E. von
Drygalski, M. Friederichsen, F. F. Hahn f, Arn. Heim, E. Horn,
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Vorwort
W. Koert, Aug. Kraemer, R. Langexbeck, P. Lemoine, G. Linck,
H. Lohmann, K. Martin, \V. Meigex, W. Penck, C. G. Joh. Petersen,
E. PHiLiPPif, F. Salmojraghi W. Salomon, G.Schott, H. Speth-
mann, .T. Thoulet, Al. Tohnquist, E. Vanhöffen f, Th. W. VaüOHAJ* ,
Jon. Walther, Alfr. Wegener, A. Wichmann, W. Wolff, sowie ferner
der Direktion des Museums für Meereskunde in Berlin, der „Commissionen
for Ledelsen af geologiskc og geographiske Uuders0gelser i Grönland" in
Kopenhagen und den Lichtbilderverlegern Th. Benzinger, Stuttgart, und
Dr. F. Stoedtner, Berlin. Jedem, der einmal versucht hat, ein ähnlich
weitschichtiges und in den verschiedensten Sprachen behandeltes Material
zu bearbeiten, wie das vorliegende, muß es zum Bewußtsein kommen,
wie wertvoll eine solche Unterstützung für den Autor ist, dem sonst
allzu leicht auch eine wichtigere Arbeit oder Tatsache entgehen kann,
und ich gebe mich daher der Hoffnung hin, daß mir auch weiterhin die
wohlwollende Unterstützung der Fachgenossen erhalten bleibe, damit
eine eventuelle zweite Auflage noch an Vollständigkeit gewinne. Auch
werde ich für jede sachliche Berichtigung, von welcher Seite sie kommen
mag, dankbar sein. Darüber hinaus aber würde ich es mit Dank be-
grüßen, wenn auch Schiffs- und Marineoffiziere, Wasserbau- und Kabel-
ingenieure, die mit dem Meeresboden zu tun haben und denen mit dem
vorliegenden Werke gezeigt werden soll, welche Erscheinungen der
Meeresboden darbietet, aber auch welche zahllosen Geheimnisse er noch
heute in sich birgt, ihre Beobachtungen und Erfahrungen zur Verfügung
stellen wollten. Vielleicht darf gerade diesen Lesern gegenüber auch
darauf hingewiesen werden, daß jede Lot-, Dredsch- und Ankerprobe
wissenschaftlichen Wert besitzt, wenn sie mit genauer Tiefenangabe und
Ortsbestimmung versehen ist. Die meisten geologischen Institute und
Sammlungen leiden an dem Mangel rezenter mariner Sediniente, vor
allem auch aus der Flachsee, welche in der Vorzeit die Mehrzahl der
jetzt fossilen Schichtgesteine geliefert hat ; und so würde auch der Verf.
für Zwecke des Unterrichtes und eventueller weiterer wissenschaftlicher
Behandlung jede derartige Probe gerne und mit Dank entgegennehmen.
Die Verlagsbuchhandlung hat weder Mühe noch Kosten gescheut,
das Buch trotz vieler, durch die Zeitumstände bedingten Schwierigkeiten
reichlich, vor allem auch mit zahlreichen Text- und Tafelabbildungen,
auszustatten, wofür nicht nur der Verf. hier seinen Dank ausspricht,
was vielmehr auch die Benutzer des Werkes anerkennen werden.
Meinen beiden Assistenten, Privatdozent Dr. E. Kraus und Dr.
H. Reich, sowie meiner lieben Frau danke ich auch an dieser Stelle für
ihre freundliche Unterstützung bei Durchsicht der Druckbogen und der
mühevollen Aufstellung des Registers.
Und so möge denn dieses Buch, dem ich mehrere Jahre hindurch
— wenn auch während des Weltkrieges durch Kriegsdienst und andere
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Vorwort —
Inhalt des I. Bandes
XI
Abhaltungen mannigfach unterbrochen — manche Stunde meiner von
Berufsgeschäften nicht erfüllten Zeit gewidmet habe, hinausgehen als
ein bescheidener Beitrag zur fortschreitenden Kenntnis vom Aufbau und
der Dynamik der Erdrinde und von den Um- und Neubildungen der
Erdoberflärhe.
Königsberg i. Pr., den 6. Dezember 1919.
Karl Andree.
Der I. Band enthält folgende Abschnitte:
I. Einleitung.
II. Morphologische Übersicht, nebst Bemerkungen über Entstehung und
Bedeutung einzelner Bodenformen.
III. Allgemeine Geologie des Meeresbodens, mit Ausnahme der Sediment-
bildung und der damit zusammenhängenden Erscheinungen:
a) Endogene Dynamik des Meeresbodens:
1. Tektonik, nebst Morphogenie des Meeresbodens auf tekto-
nischer Grundlage.
2. Erdbeben des Meeresbodens.
3. Vulkanismus am Meeresboden.
b) Exogene Dynamik des Meeresbodens:
1. Die Neubildung von Inseln durch exogene Kräfte:
a) Parasitische Inseln exogenen Ursprungs (Koralleninseln).
ß) Schwemminselu.
y) Inselbildnng durch Schlammsprudel und Gasauftreibung.
2. Gas- und Erdölaustritte aus dem Meeresboden.
3. Süßwasseraustritte aus dem Meeresboden.
4. Meeresschwinden.
Benutzte Literatur nebst Bemerkungen.
Verzeichnis der Textabbildungen.
Verzeichnis der Karten und Tafeln.
Sach-, Orts- und Autoren- Register.
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Inhaltsverzeichnis
Seit«
Vorwort VTI-XI
Inhaltsverzeichnis : : .. , = , : , , , , , : , , , , , . . Xl[ — XX
IV. Abschnitt: Die BodenlM»8«liatTpnheit ... 1—554
Vorbemerkungen . 1 — 6
1. Das Felsgerüst des Meeresbodens <i — 12
2. Stetige and unterbrochene Meeressedinientation 12 — 19
a) Wellen- und Brandungswii kungen auf den Meeres-
boden nebst Bemerkungen über Wellenfurchen 13 — 16
b Scdiinentationsverlangsamungen uud -Unterbrech ■
ungen unter dem Einfluß von Strömungen . . 16—19
3. Die jungen Meeressedi niente und ihre Bildung 19 — 554
a) Einleitung: a) Geschichtliches und Bemerkungen zur Literatur . . . 19—21
,y Untersuchung, Komponenten und Klassifikation der
jungen Meeresbedimente 21 — 28
b, Spezielle Beschreibung «ler jungen Meeresseditnente 28 — 3<>H
i> Litorale öder liuidnalic Ablagerungen 28—217
Einleitend«- Bemerkungen . 28 — 30
A. Strandablagerungen 30 — 1D7
1. Definition de* Strandes . . . , , . . . , , , . 30 31
II. Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch er-
zeugten Bildungen 31 — 197
1. Die Wellen und ihre Umgestaltung zur Brandung an
Steil- und Flachküsten . . . . . . . 31— 3R
Die Wirkung der Brandung auf die Gestaltung des
Küsteusaumes und dessen Bildungen 39 — 68
a) Steil- und Felsküsten 39—53
Xerstmungsformen 39 — 48
Aufhauforinen: Brandungssclwttcr vor Steilküsten
nnd der Vnrntrnnd , , , , . , , , . 4ft — ftfl
hi Der Flaclistrand und seine Bildungen : Der Strand wall ">3 — 08
Korngröße des Strand wall materials 54 — 55
Form der Strandwallkoniponenten .Vi — 57
Organische Beimengungen 57 — 64
Tierre»te . , , t , : : : , .. : . 57— öS
Pflanzenreste . s . , t , . , , . , . 58—64
Tange fi*— 59
■Meerbälle, Seekinidel uud Ähnliches . . . 00
•r.irfgendle und Meertorfe 60—63
Treibholy-lager und Strandhiickse'l .... 03 04
Andere Triftkiirper 04
Innerer Bau der Strandwälle , , , , „ , Iii
)Ogle
Inhaltsverzeichnis XIII
Seite
Zon are Anordnung des Materials der 8trandwäUe ;
Sommer- und "Winter- oder Sturmstrand 64 — 65
Form und Böschungswinkel der Strandwälle . 65 — 66
Höhe der Strandwälle 67
Werden und Vergehen der Strandwälle . . . 67—68
Die „Strandwallebene" 68
2. Die Küstenversetzung (Strandvertriftung) nebst dem
Küstenstrom und ihre Wirkungen 68—74
Die transportierende Tätigkeit der Küstenver-
setzung und des Küstenstromes .... 70—72
Die aufbauende Tätigkeit der Küsten Versetzung :
Küstenhürcer, Sandhaken, Nehrungen, Lidi
usw 72—73
Unterstützung der Küstenversetzung und des
Ktistenstroms durch Gezeitenströme . . . 73—74
3. Brandung, Küstenversetzung und Küstenstrom in
"Wechselwirkung und die hierdurch bedingte Ge-
staltung des Meeresbodens in den straadnaben Ge-
bieten der Flachsee 74—82
Die Schaare oder Sandriffe 74—80
Allgemeines über Sandtransport und Sandabsatz
in der Flachsee . ► 80—82
4. Weitere« über sandige Strandablagerungen .... 82 — 101
Die mineralogische Zusammensetzung der Strand-
sande 82—84
Korallen-, Muschel- und Foraminiferensande . 84—85
Entstehung von Triebsand am Meeresufer . . 85 — 87
Bildung von Scolithus-ähnlichen Röhren durch
in Strandsanden aufsteigende Luftblasen und
verwandte Erscheinungen 87—91
Regentropfeneindrücke, Trockenrisse und Kriech-
spuren am Meeresstrande 91 — 92
Sandkegel als Litoralgebilde 92—94
„Tönender Sand" am Meeresstrande .... 94—98
Jugendliche Verkittung von Strantisanden . . 98—101
5. Die Schlickablagerungen des Strandsaumes .... 101 — 135
Der Absatz feiner Suspensionen unter dem Einfluß
des Meerwassers 101—103
Die Schlicke der Nordseewatten und der der Nord-
see tributären Astuarien 108 — 107
Die Schlicke der südrussischen Limane und einiger
seichter Buchten der Ostseeprovinzen . . . 107—112
Liman-Sedimente 107 — 110
Die „heilsamen Meeresschlamme" der Ostsee-
provinzen 110—111
Die Sedimente der Lagune von Thau bei Cette am
Golf du Lion 112—114
Weiteres über Astuarien und ihre Sedimente, sowie
insbesondere auch über die Wirkungen der Ge-
zeiten in Ästuarien 114—119
Die Deltas und die Faktoren ihrer Bildung . . 119—129
Die Entwicklung der Deltas 119—121
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XIV
Inhaltsverzeichnis
8«-ite
Die Gestalt der Deltas in der Horizontalen . 121
Die Mächtigkeit der Deltaablagerungen . . . 121—123
Die Deltasedimente 128—124
Der innere Ban der Deltas 124
Die Entwicklung von Oasen ans Deltasedimenten
und die mud lumps des Mississippi-Deltas 124—128
Die Bedingungen der Deltabild ung .... ..128 — 129
Die Bedeutung der Mangrove- Vegetationen für den
Schlickabsatz an tropischen Küsten .... 129—132
Schlickbildung durch Seegras- und Tangwiesen . 132—134
Schlickbildung in Lagunen von Korallenriffen . 184—135
6. Die Korallenriffe 135—176
Die Lebensgemeinschaft der Korallenriffe . . . 136 — 140
Die Riffkorallen 136—139
Die übrige Riff- Fauna 189
Die Bedeutung der Kalkalgen für den Aufbau
der Korallenriffe 18!)— 140
Die Lebensbedingungen der Riffkorallen . . . 140—141
Die aus den Lebensbedingungen der Riffkorallen
sich ergebende Beschränkung der Korallenriffe
in der Horizontalen 141 — 142
Die Beschränkung der Korallenriffe in der Vertikalen 142—144
Die Bedeutung des Untergrundes für die Ansiede-
lung und die Weiterentwicklung von Riff-
korallen, bezw. Korallenriffen 144—145
Die Korallenriffe als Sedimentbildungen . . . 145—176
Gewachsenes Riff und Riffdetritua, Riffhöhlen,
Übergufiachichtung 145 — 147
Die Armut der Korallenriffe an ortsfremden
detritogenen Bestandteilen ...... 147—148
Die Formen der Korallenriffe: Saumriffe, Wall-
riffe, Atolle 148—153
Die Darwin-Dana'sche Senkungstheorie und die
gegen dieselbe erhobenen Einwürfe . . . 153—160
Die Bohrungen auf dem Funafuti -Atoll 155—160
Flecken- oder Flachseeriffe und Strandriffe als
Aasnahmen von der Darwin-Dana'schen
Regel an stationäre oder Hebungsgebiete
gebunden 160 — 163
Das Fossilwerdfln der Korallenriffe 168—176
Texturelle und strukturelle Veränderungen
und die erste Verfestigung der Riff-
substans 163 — 165
Die Dolomitisieruug der Riffkalke . . . 165 — 176
7. Kalkalgenriffe und lager 176—178
8. Serpula-Riffe und Ähnliches 178—180
9. Halmyrogene Produkte des Meeres im Strandgebiete 180—197
Rindenbildungen aus Spritzwasser der Bran-
dung; Pelagosit 180
Die marinen Oolithe der Jetztzeit als bedingt-
halmyrogene Bildungen 180—194
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Inhaltsverzeichnis XV
Seite
Seesalz- und Gipsausscheiduugeu und -lager als
natürliche Bildungen des Strande« .... 194—197
B. Schelfablagerungen 197—217
Einleitendes und über die Bedeutung der Gezeiten-
strömungen für den Sedimentabsat* auf den Schelf-
flächen 197—201
Über Staubfälle auf dem Meere und ihren Beitrag zur
Sedimentbildung 201—203
Accessorisc.he Gemengteile der Schelfablagerungen . 204—206
Festländische Pflanzenreste 204
Vulkanische Komponenten 204
Glatialgeschiebe 204—206
Detritogene Kalkablagerungen und benthogene Bank-
sedimente . • 206 — 211
Die Ablagerungen des Golfes von Neapel .... 211 — 214
Ablagerungen der nördlichen Adria 214—215
Lithothamnien-Lager auf Schelfflächen Westeuropas . 215—216
Bryozoensedimente 216 — 217
Austern- und Perlenbänke 217
Schlußbemerkungen 217
5») Hemipelagische Ablagerungen 217—273
Einleitendes, insbesondere über die Terminologie der
hemipelagischen Ablagerungen 217 — 219
A. Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten 219—240
I. Die normalen Blauschlicke 219—228
II. Die glazialmarinen Sedimente der hohen Südbreiten . . . 223—225
III. Die Sedimente des Arktischen Zentralbeckens 225
IV. Die Sedimente des Europäischen Nordmeeres 225 — 227
V. Die Sedimente des Australasiatischen Mittelmeeres . . . 227 — 238
Vorbemerkungen 227—228
Die Sedimentarten des Australasiatischen Mittel-
meeres 228 — 280
Konkretionen- Bildungen am Boden des Austral-
asiatischen Mittelmeercs 231- 238
Kalk-, Dolomit-, Eisenspat-, Brauneisen-,
Mangan- und Schwefelkies-Konkretionen 231 — 234
Schwerspat-Konkretionen 234—238
VI. Vulkansande und -schlicke 238 -240
B. Roter Schlick 240—241
C. Glaukonitische Sedimente (Grünsande und Grüoschlicke) . . 241 — 256
I. Zusammensetzung und Entstehung der jungen
Glaukonit* 241-246
II. Die durch die BildnngBumstände des Glaukonites
bedingte Beschränkung der glaukonitischen
Sedimente nach der Tiefe und in der geographi-
schen Verbreitung 246—248
III. WeitereKomponentenderglaukonitischenSedimente 249 — 250
IV. Die Phosphoritkonkretionen der glaukonitischen •
Sedimente 250—256
I). Kalkschlicke 257-266
I. Korallenschlicke der Tropen 257
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X Inhaltsverzeichnis
II. Kalksehlirke der Mittelmeere , . , , , , . . , . 2-ri7 - 2>iti
Vorbemerkungen 257— 258
1. Die Sedimente lif« Amerikanischen Mittelmeere« . . 258 — 2tt0
2. Die Sedimente des Komanischen Mittelmeere« . . . 261 — 265
3. Die Sedimente des Roten Meeres , . , , , , , 265 — 266
R. Die Sediment« rien Sehwaraen Meeren . . . . , . , . . 260—272
Schlulibemerkungeo über Hemipelagische Ablagerungen . ■ 272 — 273
Y) Eupelagisch« Ablagerungen 274—368
Einleitendes über die Komponenten der Eupelagisehcu
Ablagerungen und insbesondere über das Absinken
der l'lanktonskelette 274-2*0
Spezielle Beschreibung der Eupelagipchen Ablagerungen .... 280 — 368
A. Die kalkreichen Kupelagischen Ablagerungen 280 — 318
Einleitendes 280-281
I. Globigerinenschlamm 281— 318
GesehiMitliflie« , . , , , , , . . . , 281
Die pelagischcn Foraininiferen de* Globigeiimn-
»f Iii am ine- 282- 2* 4
Weitere pelagis< he Tierieste unter den Kalkliefe-
ranten des Globigerinens« hlatnmes 284—285
Die Coccolithophoriden und ihre Beteiligung am
Aufbau der Globigeriuen- und Coccolithen-
schlämme . . . . , . . . . . . . . 2fT>--JM'
Die benthonisrlien Kalklieferanten de« Globigerineu-
schlamnies 2H9-2'.m
Die Kieselorganismcn des Glohigerinenschlammes 290 —291
DieminerogeneKompone: tedesGlobigerinenschlanu-
mes und über Glazialgeschiebe in demselben 292 — 296
Durchschnittliche Zusammensetzung der (ilobige-
rinenaohlaninie , , , , , , , , „ . . 29« —297
KurugröÜe der l ilonigei liienschlaiunje , . 2'J" — 2H*
Chemische Zusammensetzung der Globigerinen-
srhlammp I 29H— 300
Farbe der Globigerineuschlammc 300 - 301
Tiefen der Globigerineusehlamme 301
Kalkgehalt der Globigerinensclilamme .... 302—309 .
Mineraliv he Neubildungen der Globigeriuen
schlämme . . . . . . . . . . . . . 3U'..> - 312
Glaukonit und Phosphatkonkretionen . . 309—310
Kalkkonkretionen 310
Mangankonkretionen 310 312
Geographische Verbreitung der Globigerinen-
sc hl um ine . . . . . . . . . . . . , ilü
II. Ptcropmlcnschlamtii 313 31H
Allgemeines über I'tei opodcuschlamm .... 313- 314
Tiefen der l'teropodenschlanime 314 31">
Aci essorische Komponenten und Abarten der Ptero-
• pudensthlamme 3 1 "i
Geographische Verbreitung der l'teropudensch lamme 31f* -31 7
Anhang; l'terupodeii- uud Globigcrinenrcirhe
Kalkschlicke in Lagunen von Korallenriffen . 317 — 318
Inhaltsverzeichnis XVTI
Seit«
B. Die kalkarmen und kalkfreien Eupelagischen Ablagerungen . . 318—368
I. Roter Tief seeton 818-354
Einleitendes 318—319
Die Farbe der Roten Tief seetone 819
Die Tiefen der Roten Tiefseetone 319—320
Die Tonnatur des Sedimentes und sein Reichtum
an occessorischen Gemengteilen 820
Der Kalkgehalt eines Teiles der Roten Tiefseetone 320—821
Die Kieselorgnnismen der Roten Tiefseetone . . 321
Die minerogene Komponente der Roten Tiefseetone
und ihre hauptsächliche Herkunft von jung-
vulkanischen Eruptionen 822 — 825
Chemische Zusammensetzung der Roten Tiefseetone 325 — 327
Die Anreicherung seltenerer Elemente in den Roten
Tiefseetonen 327—328
Weiteres Uber accessorische Gemengteile des Roten
Tiefseetones 328—332
1. Glazialgeschiebe 828—329
2. Kosmogene Komponenten: Meteoriten-
kügelchen 829—332
Diagenetische Neubildungen der Roten Tiefseetone 832—352
1. Phillipsite 382—333
2. Die Verknüpfung der Phillipsite mit „Pala-
gonitsubstanzen" und der wahrschein-
liche genetische Zusammenhang beider
Bildungen 334-838
H. DifcManganknollen der Roten Tiefseetone und
der übrigen Eupelagischen Ablagerungen 338 —352
Die Herkunft der Schwermetalle in den
Mangauknollen, ihre Konzentration, sowie
die Langsamkeit dieses Vorgauges . . 346 —348
Die fossilen Einschlüsse der Manganknollen 348—352
Die geographische Verbreitung der Roten Tiefseetone 852 — 353
Anhang: Die kalkfreien Tiefseesedimente der Banda-
und Celebes-See 853—854
II. Radiolarienschlamm 354-860
Die allgemeinen Eigenschaften des Radiolarien-
schlammes 354—855
Chemische Zusammensetzung der Radiolarien-
schlamme 355— a56
Kalkige Organismenreste eines Teiles der Radio-
larienschlamme 356
Kieselige Organismenreste der Radiolarienschlamme 356—358
Accessorische Bestandteile und diagenetische Neu-
bildungen in Radiolarienschlammen .... 358 — 359
Die geographische Verbreitung des Radiolarien-
schlammes 351)— 360
III. Diatomeenschlamm 360-368
Geschichtliches 360
Die allgemeinen Eigenschaften des Diatomeen-
schlammes 360—361
Die Tiefen der Diatomeenschlamme 361
Andree, Geologie de« Meeresboden*. II. % II
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XVIII
Inhaltsverzeichnis
Der Kalkgehalt and die denselben bedingenden
kalkigen Organismenreste eines Teiles der Dia-
tomeenschlamme 861—862
Die kiescligen Organiamenreate der Diatomeen-
schlamme, inabesondere die Diatomeenflora der
hohen Südbreiten 862—866
Die geringe minerogene Komponente der Diatomeen-
schlamme 866 — 367
Chemische Zusammensetzung d. Diatomeenschlamme 367
Die geographische Verbreitung der Diatomeen-
achlamme 368
c) Allgemeine Betrachtungen Uber die jungen Meeressedimente .... 368 — 554
a) über die für die Zusammensetzung der Meeressedimente wichtigsten
Traosportkräfte und ihre Wirkungen 369 — 895
A. Treibeis und Eisberge, ihr Einfluß auf den Meeres-
boden und vor allem ihre transportierende Tätigkeit 369— 383
B. Materialtransport durch Brandung, Küstenversetzung,
Küstenstrom und Gezeitenströme 383 — 884
C. Transport durch gewöhnliche Meeresströmungen . . 384—391
Eine Anzahl Beispiele für die Beeinflussung der
Sedimentation vor allem in der Tiefsee durch
Meeresströmungen 384—387
Vulkanogene Triftkörper 387-388
Pflanzliche Triftkörper 388-391
Schwimmende Waldinseln 388—389
Treibhölzer 389
Treibende Tange un<i das Sargaaso-Meer . . 889—391
D. Der Wind als Transportmittel 391-392
E. Organismen als Transportvermittler 892 — 395
I. Aktiver Transport durch Tiere 392—393
II. „Passiver" Transport durch Pflanzen . . . 393—395
£) Über den Kalkgehalt der Tiefseesedimente und die Faktoren, welche
denselben regeln 395— 419
A. Kalklieferung erfolgt uur sehr untergeordnet auf an-
organischem Wege 395—396
B. Kalklieferung durch Organismen, vor allem des Planktons 396 — 400
C. Mehr oder minder große Verdünnung der kalkigen
Komponenten durch nicht-kalkige Beimengungen
anorganischer oder biogener Art 400—401
D. Kalkauflösung durch das Meerwassor 401—419
I. Die Tatsachen 401—406
1. Gesteinsauflösnng an Kalkküsten 401 — 403
2. Experimente von Linck nnd Thoulet . . . 403—404
3. Die Tiefe als Faktor für die Kalkauflösung . 404—406
II. Die Deutung der geschilderten Tataachen . . . 406 — 419
1. Welche Wichtigkeit besitzt die Erhöhung der
normalen Lösungsfähigkeit des Meerwassers
durch den normalen Reicht um der Tiefen-
wässer au Sauerstoff und Kohlendioxyd? . 406 — 415
2. Verstärkung der normalen Lösungsfähigkeit des
Meerwassers durch vulkanisch (?) gefördertes
Kohlendioxyd 415—418
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Inhaltsverzeichnis XIX
Seit«
Schlußbemerkungen über die Kalkauflösung durch
das Meerwasser der Tiefsee 418—419
7) Die „Tiefseesande" 419—429
Einleitendes über den Begriff „Tiefseesand" . . 419—420
Zusammensetzung und geographische Verbreitung
der Tiefseesande 420—424
Versuche zur Erklärung der Tiefseesande . . . 424 — 429
Schlußwort über Tiefseesande 429
Vorkommen und Arten der Schichtung in jungen Meeresablagerungen
und ihre Deutung 429—446
Einleitendes und über Schichtungen in der Flachsee 429 — 431
Schichtungen am Boden der Tiefsee 431—440
Geschichtliches zum Problem der Schichtung in der
Tiefsee 431-433
Normale Kalkschichtung in der Tiefsee .... 433—439
Abnorme Kalkschichtung längs der antarktischen
Eiskante 439—442
Durch tektonische Verstellungen des Meeresbodens
bedingte Schichtungen 442—440
Schlußwort über Schichtungen am Meeresboden . . 440
•) Klimatische Beeinflussung der marinen Sedimentation 446—448
C) Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresbodens . . 449—459
Die Schnelligkeit der Sedimentation in den verschie-
denen Meeresregionen und die relative Mächtigkeit
der einzelnen Sedimente 449 — 453
Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeres-
bodens 454—458
Vorbemerkungen 454
Das Spättertiär 454-456
Das Diluvium und das Postglaxial 456— 458
Versuche, die jungen Meeressediment« zu exakten ab-
soluten Zeitbestimmungen zu verwerten . . . 458—459 .
Schlußwort 459—460
f]) Anreicherung von Radium in den Eupelagischen Ablagerungen 460—465
*) Die geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
in den einzelnen Ozeanen und Nebenmeeren 465—554
A. Der Atlantische Ozean und seine Nebenmeere 465—537
I. Der Atlantische Ozean 465—469
II. Die Nebeumeere des Atlantischen Ozeans .... 469 — 537
1. Das Europäische oder Norwegische Nordmeer . 469—471
2. Das Arktische Mittelmeer oder Nördliche Eismeer
nebst einigen kleineren arktischen Meeresgebieten 471—479
3. Nord- und Ostsee 479—536
Einleitung 479-482
Die Bodenformen von Nord- und Ostsee . . 482—503
Die Nordsee 482-487
Die Ostsee 487—503
Altere Gesteine am Boden der Nord- und Ostsee 503 — 512
Die Nordsee 503-509
Die Ostsee 509-512
II*
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XX Inhaltsverzeichnis
S«'itH
Einiges über Flora and Fauna von Nord- und ±
Ostsee n. ihre Beziehungen zum Meeresboden,
unter besonderer Berücksichtigung des Übcr-
gniigsgehietes dieser beiden Meere . "»12 — 523
Die rezenten Sedimente der N'ord- und Ostsee. 523 531»
Einleitendes 523 — "»24
Dift Sedimente der Nordaee . , . , , , 525—528
Die S*dim«nt* iW pHt«^ 528-53«
L Mas Amerikanische Mittelmeer , . . , , . 5_3fj 537
5. Das Ronnmim-hn Mittel meer und das Schwarze Meer 521
B. Der Indische Ozean and seine Nebenmeere 537 — 546
I. Der Indische Ozean 537—540
II. Die Nehenmccie des Indischen Ozeaues , , , . , 540 541)
1. Der Persische Meerbusen . , , , : , , , 540—541
g. Du Rote. Meer 541-542
3. Dhh Aimtrukaifttiaehe Mittelmeer , . , , , , 542—546
Ihr Pazifische Omm und seine Nile nmttTe ■ , , : . = , ■"»4'.» — '»53
I. Der Pazifische Ozean 546-552
II Mir. VeluMiTiieer.' dns Pazifischen Ozeane . . . 5 5 2 — 553
Schlußhenierkung: Die absolute und relative Bedeutung der ver-
schiedenen St»d imi'ntnrtpn im Weltmeer« . . . . . , . , 553 — 554
Y. AWhnitl ; Nutzbare Materialien am Meeresboden . 555—578
Vorbemerkung 555
Produkte des pflanzlichen Benthos 555—558
Verwendung von Seetangen (und Seegras i ins-
besondere als Dünger, zur Jod- und Kali-
gewinnnng q. g. w 555 — 557
Verwendung von Kalkalgen \ maerl als Düngemittel 55H
Produkte des tierischen Benthos 558 — 573
Gewinnung ijer Badeschwämme 558 — 559
Gewinnung der Edelkoralle 55!)
Anstel nhänke und verwandte Musrhelanhiiufu ngen 51)0 5»i"
über die Gewinnung der lYrlcn und der Perlmutter 567 — 572
Benutzung von MuscliHanhiiufungcu zum Kalk-
brennen . , , , , , , , , , , . , . 572
Benutzung von Musrhelanhüufungen tunl niusi hel-
reicher Schlamme als Düngemittel .... 572 — 573
Benutzung schwefeleisenreicher Lagunen- und Buchten-
sedimente zu Heilzwecken . . , , , . , , 5JÜi
Gewinnung natürlichen Meersahes i Kassol usw.); See-
salinen oder Salzg&rten 573 — 576
Benutzung jugendlich verkitteter Strandsedimente zu
Bfin/weelceii , . . . . . . . . . . . . 577
Kiistenseifeti 577
Bernstein- und Kopalgcwinimng 577 578
Schlntiwort . . . . . . . . . ÖIH
Benutzte Literatur nebst Bemerkungen 57jt— 1)28
Verzeichnis der Textabbildungen . 629—638
Verzeichnis der Karten und Tafeln . . . . . . . . . . . . . . . (Üih
Sacb-, Orts- und Autoren-Register 639—689
Berichtigungen , , . . .__ 089
Diaitized bv Coooh
IV. Abschnitt
Die Bodenbeschaffenheit
Vorbcmvrkunfcon
Schon im Jahre 1875 hat Okth in zwei programmatischen Dar-
stellnngen1) mit Kachdruck darauf hingewiesen, eine wie große wissen-
schaftliche und praktische Bedeutung die genaue Kenntnis des Bestandes
des Meeresbodens — als des untersten zum Meeresprofil gehörigen
Gliedes — hat, und es ist heute noch lesenswert, wie er dieses be-
gründete; denn wichtig ist die Kenntnis des Meeresbodens „für die
Wissenschaft deshalb, weil die neubildenden und verändernden geo-
logischen Processe der Gegenwart sich auf dem Meeresgrunde ständig
fortsetzen und viele wichtige geologische und biologische Fragen der
älteren Vergangenheit dadurch allein erklärt werden können und weil
auch eine bedeutende Vervollständigung unseres botanischen und zoo-
logischen Wissens dadurch gewonnen wird; für die praktischen Schiff-
fahrtsinteressen aber deshalb, weil der Boden des Meeres als Anker-
grund von sehr verschiedenem Werthe ist, weil ferner die Kenntnis des-
selben zur geographischen Orientierung in lange anhaltenden Nebel- oder
Regenperioden, wenn Beobachtungen am Himmel nicht gemacht werden
können, bei der Annäherung an Küsten, beim Einlaufen in Häfen, sowie
an gefahrvollen Stellen überhaupt nicht entbehrt werden kann." Neben
den Tiefenangaben sind deshalb schon seit längerer Zeit auf deu See-
karten gewisse Merkmale über den Bestand des Meeresbodens mit ein-
getragen, und der praktische Seemann legt mit Recht einen hohen Wert
auf diese Angaben. Aber es ist auch seit langem erkannt, daß die auf
den Seekarten üblichen Bezeichnungen in vielen Fällen völlig ungenügend
sind; und wenn auch im Interesse der weitgehendsten praktischen Ver-
wertbarkeit in Marine- und Schiffahrtskreisen die Anforderungen an
Menge uud Exaktheit der Bezeichnungen gewiß nicht zu hoch gestellt
werden dürfen, so ist doch eine bessere wissenschaftliche Durchdringung
auch dieses Teiles der Seekarten zweifellos vonnöten. Vor allem ist
hierbei zu betonen, daß es sich dabei immer um den gesamten Bestand
des Bodens mit seinen versclüedeneu anorganischen uud seinen lebenden
wie toten organischen Bestandteilen handeln muß. Nur zu oft wird in
dieser Hinsicht gefehlt, indem die Botaniker und Zoologen sich je das
Andre«, Geologe dn Meeresbodens. II. j
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2
Die Bodenbeachaffenlicit
Ihrige aus deu Meeresbodenproben heraussuchen, und das Ganze, durch
dessen Untersuchung sich die weiteren Beziehungen ergehen, vielfach
nicht untersucht oder gar nicht einmal aufbewahrt wird. Daß eine
solche Art der Untersuchung in der Tat nicht mehr zeitgemäß ist, wird
aus den vielfachen gegenseitigen Beziehungen zwischen dem Meeres-
hoden und dem über demselben stehenden Wasser mit seinen physikalisch-
chemischen Bedingungen und seinem lebenden Inhalt, welche wir im
folgenden vielfach aufzuklären haben, verständlich werden. „Vor ein-
seitiger Behandlung" — sagt Orth — „muß aber sowohl im Interesse
der Wissenschaft, wie besonders des praktischen Seewesens gewarnt
wei den und namentlich in der jetzigen Zeit, in welcher die wissenschaft-
liche Arbeitsteilung nicht selten dahin führt, daß die Beziehungen zum
Ganzen verloren gehen und das Wissen nach manchen Seiten hin ein
lückenhaftes wird. So uothweudig wie diese wissenschaftliche Arbeits-
teilung auch ist und so sehr auch im einzelnen die großartigsten Er-
folge der Wissenschaft gerade hierauf zurückzuführen sind, so ist die-
selbe stets ein Hindernis des wissenschaftlichen Fortschritts, weun man
dabei die Beziehungen des Einzelneu zum Ganzen vergißt oder ver-
nachlässigt, wie es infolge einer einseitigen und ungenügenden Durch-
bildung und eines dadurch beschränkten Gesichtskreises nicht selten der
Fall ist, und ist es notwendig, darauf in der neueren Zeit besonders
aufmerksam zu machen."
Eine Frage, welche für den praktischen Seemann von großer Be-
deutung ist, da von ihrer Beantwortung die Sicherheit der Seekarten
mit ihren Eintragungen der Art des Grundes abhängt, ist diejenige, ob
die Zusammensetzung des Meeresbodens im wesentlichen als konstant
angesehen werden darf, da nur dann eine einmal aufgenommene. genaue
Karte dauernde Gültigkeit haben würde. Mannigfache, dem Geologen
geläufige Tatsachen zeigen, daß diese Voraussetzung nicht überall zu-
trifft. Aber es bedarf durchaus nicht des Zurückgreifens auf geologische
Beobachtungen-, um die Allgemeingültigkeit einer Konstanz der Zu-
sammensetzung des Meeresbodens im Verlaufe längerer oder kürzerer
Zeit zu widerlegen. Als Beispiel wird von Orth der Hafen von Val-
paraiso angeführt, dessen Boden je nach der Windrichtung verschiedene
Ablagerungen erkennen läßt. Während zur Zeit der fast das ganze
Jahr herrschenden Südwinde der Hafen durch das Kap Coronillera ge-
schützt wird und in dem klaren Wasser nur feiner Schlamm zur Ab-
lagerung gelangt, wird durch den einige Zeit wehenden Westwind das
Wasser bewegter, und es wird Sand mit zahlreichen Muscheln abgesetzt.
Und so ist auch andernorts der Wechsel der Wasserbewegung, bezw.
Winde und damit der Jahreszeiten auf die Ablagerungen von einigem
Einfluß. Nehmen wir die durch Strömungen bedingten vielfachen Ver-
änderungen des' Fahrwassers in vielen Küstengegenden, etwa dem
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Vorbemerkungen
3
Wattenmeer der Nordsee, hinzu oder bedenken wir die Folgen, welche
die Verschiebung im biologischen Gleichgewicht des Meeresbodens haben
kann, — wie wir es z. B. von der Taubenbank im Golfe von Neapel
kennen lernen werden, — oder suchen wir uns schließlich die hier und
da durch die Lotungen tatsächlich erwiesenen Schichtungen in den jungen
Neubildungen auch des tieferen Meeresbodens zu erklären, so erkennen wir,
daß an nicht wenigen Stellen die für die dauernde Brauchbarkeit einer
Seekarte erwünschte Konstanz tatsächlich nicht vorhanden, sondern eine
gewisse Verschiedenheit im Vorkommen periodisch oder unregelmäßig
der Zeit nach zu erwarten ist. Da von der Exaktheit der Seekarten
sehr häufig die Vermeidung von Unglücksfällen abhängt, hat auch der
praktische Seemann das größte Interesse daran, von den Möglichkeiten
der Veränderungen in der Zusammensetzung des Meeresbodens Kenntnis
zu nehmen. Daß dieses in eindringlicher Weise nur unter Zuhilfenahme
geologischer Beobachtungen und Erkenntnisse möglich ist, ist einer der
Gründe dafür, daß der Verf. die Hoffnung hat, nicht nur der Geologe
und Geograph, sondern auch der praktische Seemann und jeder, der mit
dem Meere oder seinem Inhalt zu tun hat, möge dieses Buch nach aus- .
giebigem Gebrauch nicht ohne Nutzen aus der Hand legen.
Es ist eine alte Annahme in der Geologie, daß Meeresbedeekung
und Neubildung von Gesteinen in einer Periode der Erdgeschichte als
gleichbedeutend anzusehen und daß iu einer solchen Periode auf dem
vom Meere bedeckten Boden überall nur neue Ablagerungen angehäuft
worden seien. Schon im ersten Bande dieses Werkes ist darauf hin-
gewiesen und wird in einem der nächsten Abschnitte auch noch weiter
ausgeführt werden, daß diese Annahme in ihrer strikten Verallgemeine-
rung nicht richtig ist, daß es vielmehr auf dem Meeresgründe auch Be-
zirke der Zerstörung gibt, in denen demnach ältere geologische Bildungen
direkt vom Meerwasser bedeckt werden. Die Zerstörung älterer Ge-
steinsbildungen auf dem Meeresboden und an den Küsten ist vor allem
die (Quelle des Materiales, welches umgelagert und zu Neubildungen an
anderen Stellen verwendet wird. Eine Änderung in der Zusammen-
setzung des Meeresbodens kann demnach sowohl darin begründet liegen,
«laß wechselnd Ablagerungen von verschiedener Zusammensetzung auf-
einander folgen, wie auch darin, daß die Zerstörung älterer geo-
logischer Bildungen verschiedeualtrige und verschiedenartige Gesteine
aus früheren Epochen nach und nach an die Oberfläche des Meeres-
bodens bringt. Nicht selten ist auch das Verhältnis derartig, daß solche
ältere Ablagerungen eine Aufbereitung erfahren, indem nur die feineren
Bestandteile fortgeschwemmt werden, während die groben Steine und
Gerülle liegen bleibeu. Auch hierdurch können charakteristische Ab-
lagerungen entstehen, und es unterliegt kaum einem Zweifel, daß zahl-
reiche Untiefen in Ost- und Nordsee, die von den groben Gerüllen und
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4
Die Bodenbeschaffenheit
Geschieben aus dem diluvialen Geschiebemcrgel bedeckt werden, in dieser
Weise zu deuten sind. Auch Auflösungen durch das Meerwasser können
iu anderen Fällen eine ähnliche Rolle spielen. Gelegentlich entstehen
dann gar Sedimente, die z. T. aus (mehr oder minder stark umgewan-
delten) Komponenten des Untergrundes, z. a. T. aber aus Neubildungen
zusammengesetzt sind, wie aus der Besprechung der Glaukonitsedimente
mit Phosphoritknollen hervorgehen wird.
Ks ist nicht ohne Interesse, wie frühzeitig diese Verhältnisse schon
von Orth vorausgesagt worden sind, dessen Ausführungen daher noch
augeführt sein mögen. Orth teilt den Meeresboden folgendermaßen ein:
„1. Der Meeresgrund besteht aus alten geologischen Formationen,
welche in der Zerstörung begriffen sind, oder deren Residua an Ort und
Stelle liegen geblieben sind und der weiteren Zerstörung Widerstand
zu leisten vermögen. Im letzteren Falle und wenn die Formation die-
selben Ablagerungen in größerer Mächtigkeit enthält, so bleibt auch der
Meeresboden gleichartig. Besteht die Formation aus wechselnd sehr
verschiedenen Schichten, so ändert sich entsprechend durch die Ver-
schwemmung dieser Schichten auch der Meeresgrund. Beruht die Ver-
änderung der auf dem Meeresgrunde eventuell auftretenden Gesteine
wesentlich auf chemischer Zersetzung, so ist das Prodnct derselben je
nach der Natur des Gesteins zu beurtheilen.
2. Der Meeresgrund ist in der Neubildung begriffen und besteht
aus gegenwärtigen Ablagerungen. Dieselben sind:
a) in ihrer Zusammensetzung fortlaufend wesentlich gleich, oder
b) zeigen im Laufe der Zeit eine gewisse Verschiedenheit des Be-
standes. Der Grad derselben ist entscheidend, wie weit darauf bei der
Kartographie des Meeresgrundes Rücksicht genommeu werden muß.
Während also bei einer gewissen Constanz der dynamischen und
biologischen Faktoren neuer Ablagerungen auch die Natur des Meeres-
grundes geringeren Schwankungen unterworfen ist und die Veränderlich-
keit auch zu dem Wechsel der dynamisch-biologischen Einflüsse in eine
gewisse Beziehung wird gebracht werden müssen, so werden auch gleich-
bleibende Einflüsse dieser Art bei der Zerstörung alter geologischer Ab-
lagerungen je nach der Natur und dem Wechsel derselben die Ver-
anlassung eines im Bestände wechselnden Meeresgrundes werden können.
Man wird dieses aus der Natur der geologischen Ablagerungen und den
bisherigen leider noch sehr lückenhaften Ergebnissen der wissenschaft-
lichen Meereskunde schließen müssen, und es wird die Aufgabe der di-
recten Beobachtung sein, diese Schlußfolgerungen zu bestätigen oder zu
modificiren. Bei der großen Schwierigkeit der auf diesem Gebiete zu
bewältigenden Fragen ist es aber von großer Bedeutung, die Weite der
Gesichtspunkte stets im Auge zu haben, welche hierbei zu berück-
sichtigen sind und welche in der Regel auf die einzuschlagenden wissen-
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Vorbemerkungen
5
schaftlichen Methoden, worauf hier in erster Linie Werth zu legen ist,
nicht ohne Einfluß zu sein pflegen. Es ist hier wie bei allen wissen-
schaftlichen Untersuchungen: Nur wer die Aufgaben richtig zu stellen
und für die Lösung derselben die richtige Methode in der nöthigen Be-
grenzung auszuwählen weiß, wird hier den entsprechenden Erfolg haben
können. Man wird hier immer die älteren geologischen Erscheinungen
und die Thatsachen der gegenwärtigen Meereskunde in ihrer gegenseitigen
Beziehung berücksichtigen müssen. Nur dadurch wird auf die ent-
sprechende gegenseitige Unterstützung beider betr. der Erforschung und
auf die nöthige wissenschaftliche Ausbeute für beide zu rechnen sein und
naturgemäß werden so auch die practiseben Interessen der Marine am
besten gefördert werden."
Dem in den vorhergehenden Sätzen von Orth Gesagten brauchen
wir unsererseits nichts mehr hinzuzufügen, da sie eine genügende Be-
gründung dafür geben, daß in dem vorliegenden Werke versucht worden
ist, die Wissenschaft vom Meere, nicht zuletzt im Interesse des prak-
tischen Seemannes, mit geologischem Geiste zu durchdringen. Es wird
die Aufgabe der nachfolgenden Darstellung sein, im einzelnen zu zeigen,
in welchen Meeresgebieten von einer (relativen) Konstanz in der Zu-
sammensetzung des Meeresbodens gesprochen werden kann, und welche
anderseits häufigen Wechsel in der Zusammensetzung des Meeresbodens
erwarten lassen. Daß letzteres mehr auf die Flachsee beschränkt sein
wird, mag schon hier vorweggenommen werden; denn die Verhältnisse
der Tiefsee sind unter den dort herrschenden Umständen im allgemeinen
nur langsameren Wandlungen unterworfen, bei deren Dauer man an
sehr sehr lange Zeiten, sogenannte „geologische Zeiten a, denken muß.
Das gilt allerdings nicht von jenen Wandlungen, welche in Flachsee,
wie in Tiefsee durch tektonische (Erdbeben) oder vulkanische Er-
scheinungen hervorgerufen werden können; und es müssen auch diese,
im I. Bande dieses Werkes behandelten Ereignisse nebst anderen dort
geschilderten (Inselbildung durch Gasauftreibung usw.) berücksichtigt
werden, wo die Konstanz oder Nichtkonstanz in der Zusammensetzung
des Meeresbodens in Frage kommt.
Von einer einigermaßen genauen geologischen Aufnahme des Meeres-
bodens sind wir trotz der frühen Anregungen von Orth heute selbst
in den küstennahen Regionen Europas noch weit entfernt. Am weitesten
vorgeschritten ist in dieser Beziehung Frankreich, welches für seine
Küsten eine sehr eingehende kartographische Darstellung dieser Ver-
hältnisse von J. Thoület2) besitzt, mit welcher sich vorläufig nichts
Ähnliches vergleichen läßt; hierzu kommen noch eine große Zahl von
Einzeluntersuchungen desselben Autors und seiner Schüler. Leider aber
sind, worauf später noch zurückzukommen sein wird, die Bezeichnungen,
welche dieser Autor den verschiedenen Ablagerungen gegeben hat, in
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Das Felggerüst des Meeresbodens
keiner Weise geeignet; weder für den praktischen tiebrauch des See-
mannes, noch weniger aber für den Geologen und für die Vertreter
anderer W issenschaften, so daß das praktische Ergebnis dieser Arbeiten
nicht so hoch zu bewerten sein wird, wie es bei einer naturgemäßeren
Bezeichnung und Klassifikation der Sedimente der Fall gewesen wäre.
Auch bei uns ist unlängst die Notwendigkeit einer eingehenden
geologischen Aufnahme der heimischen Meere erkannt worden3); die ge-
gebene Anregung bedarf aber noch der Ausführung.
1. Das Felsgerüst des Meeresbodens
Während sich, wie bereits die Ausführungen in früheren Abschnitten
(in Band f) gezeigt haben, mancherlei über die Zusammensetzung des
tieferen Felsuntcrgmndes des Meeresbodens aus allgemeinen tektonischen
und paläogeographischen Erwägungen heraus vermuten läßt, beschränken
sich die Fälle,' in welchen direkte Beobachtungen sichere Schlüsse be-
züglich der Entstehung der Formen des submarinen Felsbodens und
weiterhin auch der Zusammensetzung desselben zulassen, einmal in der
Regel nur auf die Flachsee und sind zum anderen bisher nur sehr ver-
einzelt, weil ihnen noch niemals systematisch nachgestellt wurde.
Die Flachsee zwischen Schottland und den Hebriden trägt nach James
Geikie durchaus den Charakter einer untergetauchten Rundhöckerland-
schaft und wird von zahlreichen Wannen durchsetzt. Da wir aber aus früher
bei Behandlung der Schelfe Gesagtem wissen, bis zu welcher Tiefe mächtige
Eismassen, welche sich ins Wasser vorschieben, zu erodieren vermögen,
ist diese Beobachtung durch Erwägungen darüber zu ergänzen, ob die
Dicke des diluvialen Eises genügt haben könnte, um Erosion unter dem
Niveau des Meeresspiegels zu vollziehen, oder ob eine terrestrisch gebildete,
aber nachträglich versenkte Rundhöckerlandschaft vorliegt. Durchaus Ähn-
liches gilt auch für die bekannte finnische und schwedische Schärenland-
schaft, deren Bildung keineswegs eine nachträgliche Senkung erfordern
würde. Etwas anders liegt die Sache wohl, wenn sich z. B. die schachtartigen
Schlote der Karstgebiete auch am Grunde der benachbarten flachen
Meere wiederholen. So beschreibt J. R. Lorenz4) derartige Gebilde
aus dem Golfe von Fiume, wo z. B. unweit Mosehenitze mitten zwischen
Tiefen von f>0 tu eine solche von 1 30 m angetroffen wurde, aus welcher
ein starker Süßwasserstrom an die Meeresoberfläche emporsteigt. Hier
wird man vielleicht in der Tat eine nachträgliche Senkung ins Auge zu
fassen haben und von „ertrunkenen" Dolinen sprechen.
Außer auf die Entstehung der Formen wird man in den meisten
solchen Fällen auch wohl in der Lage sein, Schlüsse auf die Zusammen-
setzung des Felsuntergrundes selbst zu ziehen. Daß es sich auch hier
nur um auf einer ganzen Zahl von Voraussetzungen basierende Schluß-
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Das Felsgeriist des Meeresbodens
7
folgerungeil handelu kaun, liegt auf der Hand, wenu wir von den seltenen
Fällen absehen, in denen z. B. unterhalb des Meeresbodens Bergbau
stattfindet, wie im Zinnerzgrubendistrikt von St. Just, wenig nördlich
von Lands End in Com wall. Hier trennen — was gewiß für manche
geologische Probleme von Wichtigkeit ist, so für das von manchen Forschern
vermutete Eindringen von Meerwasser in den Meeresboden und die an-
gebliche Erzeugung von vulkanischen Erscheinungen durch Zusammen-
treffen solchen Wassers mit dem Schmelzfluß der Tiefe — nur wenige
Meter schiefriger Gesteine die in der Grube Botallack uuter dem Meeres-
boden hinlaufenden Stollen von der See, deren Rauschen bei Sturm,
deutlich zu hören ist; aber dennoch bleiben sie völlig trocken!
Nicht immer sind die Bildungen, welche den Meeresboden zusammen-
setzen, bezw. den Uutergrund der rezenten Sedimente bilden, feste Ge-
steine. Sondern, wenn wir bisher ganz allgemein von Felsuntergrund
gesprochen haben, so waren damit überhaupt ältere geologische Bildungen
gemeint, welche mit der heutigen Meeresablagerung direkt nichts zu tun
haben und gelegentlich wohl auch ihre ursprünglich lockere, bezw. weiche
Beschaffenheit bewahrt haben können.
Solche ältere geologische Bildungen sind z. B. schon lange vom Schelf
der Nordsee bekannt, dessen Boden in der Doggerbank zahlreiche Reste
diluvialer Wirbeltiere und andere Produkte vergangener geologischer
Zeiten liefert, welche mit der jetzigen Meeresbedeckung nichts zu tun
haben. Das ist an anderer Stelle dieser Darstellung zu schildern.
Fast regelmäßig treten aber ältere Gesteine auch am Boden von
Meeresstraßen auf, wo sie nicht nur auf eine Verhinderung der Sedimeu-
tation, sondern gar auf eine fortschreitende Vertiefung hindeuten. Das
bekannteste Beispiel hierfür bietet der Ärmelkanal: schon Delesse'')
und Lebour fl) haben über die Verhältnisse berichtet. An zahlreichen
Stellen lassen sich die Gesteine der Küsten eine gewisse Strecke bis
unter deu Meeresspiegel verfolgen; ja die aus Anlaß der bekannten
Tnnnelprojekte vorgenommenen Untersuchungen der engsten Stelle
zwischen Dover und Calais, Folkestone und Kap Gris-Nez ermöglichten
gar nach Vornahme von ca. 2700 Lotungen und 400 Bohrungeu, welche
bei den starken Strömungen und unter 5ß — 60 m Wasser erst nach
Überwindung beträchtlicher Schwierigkeiten möglich waren, den Entwurf
einer geologischen Karte7). Diese Karte zeigt, wie die .luraschichten
des Boulonnais sich unter dem Meeresspiegel fortsetzen und insbesondere
Aufragungen der Portlandschichten, mehr oder minder bedeckt von
Sand, die Kerne der Varue- und Colbart-Bank bilden; auch der Verlauf
der Wealden- und Kreidegrünsandschichten von hüben nach drüben
ist durch diese Untersuchungen klargestellt worden.
Die Verbreitung der Stellen freiliegenden Felsens im Kanal steht meist
unmittelbar mit deu Gezeitenströmungen in Zusammenhang. Ein solches
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Das Felsgerüst des Meeresbodens
Gebiet liegt nordwestlich von Alderney in einer Tiefe von mehr als 157 m an
dem tieferen Ende jener eigenartigen submarinen Furche, welche Delesse
als „fosse centrale" bezeichnete und die wohl mit dem „Hurds Deep-
englischer Geologen identisch ist. Eine andere Stelle nackten Fels-
bodens befindet sieh nach Lkbour dort, wo das schon damals (1874)
vorhandene transatlantische Kabel die Tiefe von 914 m erreicht. Die
Ergebnisse mancher späteren englischen Forschungen sind neuerdings
von Paul Lemoine8) zusammengefaßt worden. Der Boden des Kanals
liefert nicht nur obercretaceische und nummulitenführende Eozän-
gesteiue — im letzteren Falle mit Formen, welche im Pariser Becken
fehlen — , sondern auch Granite, triadischen New red sandstone (Bunt-
sandstein), sowie auch Übergangsgesteine zum Lias. Die Verteilung
dieser Gesteine erlaubt aber z. B. für die Gegend südlich von Plymouth
etwa unter 50° X und 4' V* W festzustellen, daß sich die Liasgesteiue
zonenförmig um die der unteren Trias, diese aber wiederum um die
Granite herum anordnen, während Kreidegesteine über das ganze Gebiet
zerstreut gefunden werden. Das würde durchaus mit den Profilen des
südwestlichen Englands harmoniereu, in denen die alten Granite zu-
nächst übergreifend von Trias uud .Jura überlagert werden, während
sich die obere Kreide ihrerseits diskordant über alle die Yorhergenannteu
Bildungen hinüberlegt. Hieraus ergibt sich, daß Trias und Jura sich
unter dem Meeresspiegel weiter nach Westen erstrecken, als zunächst
nach Untersuchung des englischen Festlandes anzunehmen war, uud
daß schon in jenen Zeiten an Stelle des heutigen Kanals, der nach
Annahme mancher Autoren noch zur Diluvialzeit als kontinentales Flußtal
diente, eine Einsenkung vorhanden war. Das hatte H. Douville9) für
die .Jurazeit schon früher aus paläobiogeographisehen Feststellungen
geschlossen.
Au diese Beobachtungen im Kanal schließen sich jene Erfahrungen
von Cole und Crook bezüglich der Porcupine-Bank im Westen von
Irland an, welche wir schon einmal erwähnt haben. Im Südwesten
der im südlichen Irland gelegenen Grafschaft Kerry fanden sich zu-
nächst Stücke von Oberkreide und von eozänem Miliolinenkalkstein.
deren Lage, wenn sie wirklich dem Anstehenden am Meeresboden ent-
stammen, die Grenze dieser Bildungen noch weiter nach Nordwesten
verschieben würde, als die Funde im Kanal andeuten. Nimmt mau
weitere Funde von Oberkreidefragmenten in der Breite der Grafschaft
Mayo nordwestlich von Irland hinzu, so besteht allerdings die Möglichkeit,
daß durch diese Feststellungen die Lage eines Meeresarmes der Ober-
kreidezeit gegeben ist, welcher vom Kanal zunächst in nordwestlicher
Richtung sich erstreckte, die jetzige Porcupine-Bank umfaßte und um-
biegend sich bis zur Kreide des nordöstlichen Irlands, der Grafschaft
Antrim, hinzog. Sicherer als diese immerhin bisher nur auf wenige Fund-
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Das Felsgerüst des Meeresbodens
9
stücke gegründeten Schlüsse sind die auf die Porcupine-Bank selbst sich
beziehenden. Die hier erhaltenen Dredschproben enthielten z. T. mehr
als 2000 Steine, darunter solche von Olivingabbro von 9,8, 7,1, 4,7 kg
Gewicht. Nun könnte man zwar geneigt sein, für diese Funde an Eis-
transport während der Diluvialzeit zu denken, um so mehr als in den
Sedimenten der Kontinentalböschung im SW von Irland noch in ca. 800 m
Tiefe Brocken mit Gletscherschrammen nachgewiesen wurden, wie solche
neuerdings auch Peach aus der „Michael Sars" -Ausbeute beschrieben
hat; auch Proben von der Küste von Antrim deuten auf diluvialen Eis-
transport hin. Indessen zeigen gerade die Dredschproben von der
Porcupine-Bank mit ihrem au den einzelnen Untersuchungsstellen nur
innerhalb bestimmter Grenzen schwankenden Prozentgehalt an ver-
schiedenen Gesteinstypen, daß man ihr Gesteinsmaterial in der Hauptsache
vom Felsgerüst des Meeresbodens selbst ableiten muß. Daß bei dieser
Annahme eine gute Übereinstimmung im tektonischeu Aufbau des Meeres-
untergrundes mit der seine Fortsetzung bildenden Küste des westlichen
Irlands (vorwiegend metamorphe Gesteine, Algonkium und Paläozoikum)
resultiert, ist eine Tatsache, die für die Richtigkeit jener Annahme
spricht. Danach wird es wahrscheinlich, daß jugendliche Senkungen
früheres Land, auf welchem subaerische Zerstörungsvorgänge die Gesteine
verarbeitet und mehr oder weniger abgerollt hatten, ziemlich rasch in
Meeresboden verwandelt haben, Senkungen, wie sie sich auch aus den
Untersuchungsergebnissen anderer Autoren, welche von ganz anderer
Grundlage ausgingen, für den nordatlantischen Ozean ableiten lassen.
Die Porcupine-Bank ist durch einen Olivingabbro mit sauren, granitischen
Ganggesteinen ausgezeichnet. Dieser Gabbro erinnert an känozoische
Gesteine der Grafschaft Loutu im Östlichen Irland und der Inneren
Hebriden, welche A. von Lasaulx 1878 zuerst genau beschrieben hat.
Nördlich der Porcupine-Bank gibt der einsame, sturmumtoste und
schwer zugängliche Rockallfelsen weitere Anhaltspunkte10). Er liegt in
57° 36' X, 13° 42' W auf einer 50 km breiten und 110 km langen Bank
und erreicht bei nur 90 m Umfang in der Wasserlinie eine Höhe von
21 m. Die diesen Felsen umgebenden Riffe sind schon mehr als einem
Sclüffe verhängnisvoll geworden. Dieses Felseninselchen ist kein
ozeanisches, sondern gehört als äußerster und vereinzelter Vorposten
noch zum Europäischen Kontinent, wenn es auch eine Rinne von 2300 m
Tiefe und 400 km Entfernung von der Westküste Schottlands treunen.
Die wenigen von dem nur selten betretenen Felsen selbst stammenden
Gesteinsstttcke wurden von J. W. .Judd als ein granitisches Ganggestein
erkannt und als Rockallit bezeichnet. Rosenbusch, der es zunächst
bei den Ägiringraniteu aufführte, hat es später unter die Ägirinquarz-
tinguaite eingereiht, unter denen es indessen durch herrschenden Albit
eine gewisse Sonderstellung einnehmen würde. Die in der Umgebung des
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JO Das Felsgcrüst <\e* Meeresbodens
Felsens auf der Bank gedredschten Gesteinsproben, welche G. A. J. Cole
untersuchte, deuten nach ihm darauf hin, daß hier ein basaltisches
Plateau versenkt liegt, das in seiner Lage durchaus zu der großen nord-
atlantischen Basaltformation paßt, welcher auch Island, die Faröer, die
Inneren Hebriden und Teile NO-Irlands angehören. Ob das Gestein des
Rockall -Felsens irgendwie mit diesen geologisch jüngeren Eruptiv-
bildungen in direktem genetischen Zusammenhang steht, ist nicht zu sagen.
Südlich der Porcupine-Bank gibt vielleicht der Fund eines
Blockes von Xcphelin-Syenit, welchen Lady Mc Robert11) beschrieben
hat. weitere Hinweise. Dieser Block wurde vom „Michael Sars*
auf seiner Station 95 unter 50° 22' N, 1 1 0 44' W südwestlich von Irland
aus 1797 m12» Tiefe zusammen mit über 200 anderen Gesteinsbrocken
gehoben. Während diese Begleitgesteine, wie wir später noch sehen
weiden, vermittelst Eistransport von Schottland und Irland herver-
frachtet worden sind, was sich aus petrographisehen Übereinstimmungen,
bezw. Fossilführung ergibt, zeigt der Nephelinsyenit keine Beziehung
zu irgend einem bisher bekannten Gesteine des nordatlantisehen Ge-
bietes, auch nicht zu den Syeniten der Sierra de Mouchique. Da aber
immerhin die Möglichkeit vorliegt, daß dieser Nephelinsyenitblock einem
Punkte des Meeresbodens selbst entstammt und zudem in der fraglichen
Region die Isobathen auf große Entfernungen ungefähr parallel zum
Meridian verlaufen, meinte Lemutxe dieses Gestein doch mit den
Syeniten der Sierra de Monchique im Südwesten der Iberischen Halb-
insel in Parallele setzen zu dürfen, deren Fortsetzung nach Westen
durch den Steilabsturz zur atlantischen Tiefsee unkenntlich wird. Ob
aber eiu einheitlicher Abbruch beide Vorkommnisse nach Westen begrenzt,
dafür kann vorläufig nichts anderes als eben diese Vermutung augeführt
werden.
Daß das 20—40 m tief gelegene, manche Felsaufragungeu
zeigende submarine Plateau von Rochebonne (Chareute- Inferioure)
Granite enthält und als eine Fortsetzung der Granitmasse der Belle-Ile
und der Ile.d* Yeu anzusehen ist, hat L. PenvinquiERE11) gezeigt.
Ähnliches gilt von der eozäueu Nummulitenformation von Biarritz,
welche sich nach L. de Folix") in 80—90 m Tiefe bis nach dem „Champ
des Vaches'4 genannten submarinen Plateau auf der Höhe von Kap Breton
erstreckt.
Am Steilabfall des Biskayaschelfs, 90 — 120 km von der Küste des
Dep. Landes, sind übrigens 1895 von den französischen Gelehrten an
Bord des „Caudair aus 180—650 in Tiefe mehrfach mit Grundnetzen
grobe Gesteinsbruchstücke aus Gneis, Granulit, Chlorit- und Glimmer-
schiefer, Ophit, Diabas, auch Sedimenten der Karbon- und Kreide-
formation, sowie des Alttertiärs heranfgebracht worden, welche
Bleicher15) als Glazialgeschiebe deuten wollte, die wahrend der Eiszeit
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Das Felsgerüst des Meeresbodens 1 1
mit Treibeis aus den Cautubrischen Gebirgsketten und den Pyrenäen
herbeiverfracbtet w urden. Im Maximum von 12 cm Durchmesser, waren
die zahlreicheren eckigen Fragmente im allgemeinen größer als die
weniger häufigen geruudeten. Ähnliche grobe Gesteinsbruchstücke
fanden auch die Mitglieder der -Travailleur"- Expedition am Südrande
des Biskaya -Golfes, und Krümmel war der Meinung, daß es sich in
diesen beiden Fällen sehr wohl um am Meeresboden anstehendes und
durch die Dredsche losgerissenes Gestein gehandelt haben könnte.
Nehmen wir alle die genannten Fälle, die sich bei systematischer
Durchsicht der Literatur gewiß noch vermehren ließen, zusammen, so han-
delt es sich durchweg um Funde im Gebiete der europäischen Schelfe oder
des Schelfabhanges. Bei den zahllosen Angaben unserer Seekarten von
„hartem Grund" in allen Meeren und Tiefen darf aber die Hoffnung
ausgesprochen werden, daß künftighin nicht nur auf die Gewinnung
der jungen Sedimente des Meeresbodens Gewicht gelegt werden möge,
sondern auch auf die von Proben anstehenden Gesteines, da erst hier-
durch manche Vermutungen über Zusammensetzung und Bau des festen
Felsuntergi'iindes der Meere tatsächliche Unterlagen bekommen würden.
So hat Verf. schon vor Jahren darauf hinweisen können10), wie wichtig
es sein müßte, von gewissen Stellen felsigen Bodens im Nordatlantischen
Ozean, welche auf der mutmaßlichen Verbindungslinie der europäischen
und amerikanischen Altaiden liegen, Gesteinsbruchstücke untersuchen
zu können: ..allerdings wird man dabei damit zu rechnen habeu, daß
bei diesen Versuchen der eine oder andere Lotdraht samt den betreffenden
Instrumenten verloren geht, eiu Schaden, der aber gering wäre gegen-
über einem gelungenen Versuch, der beweisendes Material zu Tage
fördern würde". Daß solche Versuche hin und wieder Aussicht auf
Erfolg haben, dafür mag ein Beispiel angeführt werden, auf welches
P. Termier17) neuerdings wieder die Aufmerksamkeit gelenkt hat,
wenn wir uns auch mit seiner Deutung des Befundes nicht identifizieren
wollen. Im Sommer 1898 war man mit Kabelreparaturen zwischen Brest
und Kap Cod beschäftigt und fand bei der Suche nach dem zerrissenen
Kabel unter 47" X und 29° 40' W von Paris (!) etwa 900 km nördlich
der Azoren in 3100 m mittlerer Tiefe ein Bodcnrelief von gebirgigein
Charakter mit hohen Gipfeln, steilen Abhängen und tief eingefurchten
Tälern. Schlammige Sedimente wurden nur im Zuge der Täler an-
getroffen, während die Gipfel sich als felsig erwiesen. Durch diese
Felsen wurden die Greifzangen stark abgenutzt und verschrammt, doch
fand man zwischen ihren Zähnen kleine Fragmente von Gestein, welche
durchaus den Eindruck erweckten, als seien sie frisch vom Anstehenden
losgebrochen. Es handelt sich um eine glasige Basaltlava, sog. Tachylyt 1H).
Wenn Termier indessen annimmt, daß diese glasige Lava an der
Erdoberfläche erstarrt sei, da vulkanisches Magma unter dem Druck
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12
Stetige und unterbrochene Meeressedimentation
von 3000 rn Wasser sich kristallinisch ausscheiden müsse, und wenn er
schließt, daß die an der Erdoberfläche glasig erstarrte Lava, welche
selbst noch ihre feinsten Spitzen besitzt, bald nach ihrer Erstarrung
sehr rasch in jene Meerestiefe versenkt worden sein müsse, so dürfen
wir hierzu wohl mehr als ein Fragezeichen setzen.
Vielleicht gelingt es künftigen Expeditionen , dem Vorschlag
J. Thoulets11*) folgend, in flacherem Wasser durch Sprengungen
Bruchstücke von felsigen Meeresbödeu zu gewinnen und durch nach-
folgende Dredschungen ans Tageslicht zu bringen. Hierdurch könnten
unsere Kenntnisse über den Aufbau des Felsgerüstes der Schelfe sehr
gewinnen. Aber über diese hinaus wird man sich schon deshalb .
schwerlich Erfolg von solchen Versuchen versprechen dürfen, weil in
tiefem Wasser die Wahrscheinlichkeit, mit einem Dredschzug die Spreng-
stelle genau wiederzutreffen, doch äußerst gering ist,
2. Stetige und unterbrochene Meeres-
Sedimentation"0)
Gehen wir nunmehr zu den eigentlichen Bildungen des Meeres
selber über, so ist schon früher darauf hingewiesen und geht auch aus
den soeben gemachten Angaben hervor, daß nicht an allen Stellen des
Meeresbodens kontinuierlich Aufschüttung und Auflagerung von sich neu
bildenden Sedimeuten statt hat; wenn auch der Meeresboden im all-
gemeinen als Reich der Aufschüttung gelten kann, so bestätigen
doch manche Ausnahmen diese Regel. Wir werden erst viel später eine
Frage, welche hiermit in Zusammenhang steht, mit Erfolg in Angriff
nehmen können, die Frage der verschiedenen relativen Mächtigkeiten
der am Meeresboden entstehenden Neubildungen. Die Mächtigkeit der-
selben hängt von den verschiedensten Faktoren ab. Einer derselben ist
die Wasserbewegung, seien es Wellen oder Strömungen; und je nach
der Art (spez. Gewicht, Korngröße, Form usw.) der zur Sedimentation
zur Verfügung stehenden Komponenten muß bei einer bestimmten In-
tensität der Wasserbewegung die Neubildung von lockerem Sediment
mehr oder minder hintangehalten oder ganz verhindert werden, mit
anderen Worten, die Mächtigkeit der in einem bestimmten Zeitraum sich
bildenden Aufschüttungen wird mehr oder weniger reduziert oder auf 0
herabgedrückt. Letzteres ist der Fall, wo, wie in den soeben be-
sprochenen Fällen, der autochthone Felsuntergrund freiliegt. Aber nicht
alle Fälle von „hartem Grund", welche uns die Lotungslisten und See-
karten angeben, dürfen ohne weiteres in dieser Weise gedeutet werden,
denn — wenn wir von härteren Tonsedimenten, in welche die Lot-
instrumente manchmal nur schwer eindriugen. absehen, — es können
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Wellen- und Brandungswirkungen auf den Meeresboden usw. 1 3
auch feste Neubildungen chemischer Art. wie die Verschiedenartigsten
Konkretionen, oder biogener Herkunft, wie Kalkalgenlager oder sonstige
Riffbildungen, die Eigenschaften «harten Grundes" CXichteindringen der
Lotinstrumente und Beschädigung derselben) zeigen. Aber auch für
diese Falle gilt in der Regel die Verhinderung des Absatzes suspen-
dierter Komponenten durch die Wasserbewegung.
a) Wellen- und Rrandnngswirkiingen auf den Meeresboden nebst
Bemerkungen über Wellenfurrhen
Die Einwirkung der Wellen auf den Meeresboden äußert sich vor
allem in dem so außerordentlich wichtigen Vorgang der Brandung,
welchem wir an einer späteren Stelle noch einmal näher treten werden.
Die gewaltigen Zerstörungen, welche die Brandung an Felsküsten
vollführt, brauchen hier nicht geschildert zu werden. Diese dem Aufbau
neuer Sedimente im allgemeinen nicht günstige Betätigung der Brandungs-
welle nimmt mit zunehmender Tiefe in ihrer Intensität mehr und mehr
ab und dürfte im allgemeinen in etwa 200 m Tiefe, also an der Außen-
kante der meisten Schelfe, zur Bedeutungslosigkeit herabsinken. Als
Beweis hierfür werden vielfach die Wellen furchen (Tafel I) angeführt,
welche bis zu 150—200 m Tiefe beobachtet worden sein sollen21). Es wäre
äußerst verlockend, der Entstehung dieser auch dem Geologen so häufig
in fossilem Zustande begegnenden Formen der Schichtoberflächen hier
eine ausführlichere Beschreibung zu widmen; doch würde eine dem
Problem auch nur einigermaßen gerecht werdende Darstellung, auch bei
Verzicht auf Berücksichtigung der schon recht umfangreichen Literatur,
den hier vorhandenen Rahmen sprengen, und so müssen einige kurze
Angaben genügen, deren eingehendere Begründung gelegentlich au
anderem Orte gegeben werden mag. In den Jahren 1888 — 1890 hat
H. vox Helmholtz22) in verschiedenen Abhandlungen auf mathe-
matischem Wege den Nachweis geliefert, daß überall an der Grenz-
fläche zweier Flüssigkeiten oder Gase von verschiedenem spezifischen
Gewicht, welche verschiedene Geschwindigkeiten haben, Wogenbildung
eintreten muß; ein stabiler Zustand kann nur dann vorhanden sein,
wenn der Druck auf beiden Seiten der Grenzfläche der gleiche ist, was
eben nur bei einer bestimmten Wellenbewegung der Fall ist, während
eine ebene Grenzfläche einem labilen Gleichgewichtszustande entsprechen
würde. Auf diese Weise erklären sich nicht nur die Wasserwellen, —
deren in flachem Wasser und beim Auflaufen auf die Küste stark ab-
gewandelte Formen die Brandung mit ihren großen geologischen Wir-
kungen bedingen, — sondern auch die Wogenwolken der Atmosphäre,
das Schlackern oder Vibrieren eines Segels, längs dessen Fläche der
Wind entlang streicht, oder eines Wimpels auf fahrendem Schiff und
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Stetige und unterbrochene Meeressedimentation
noch manche andere Erscheinungen. Vor allem aber darf man mit
O. BASfHiN23) auch bei der ßntst.ehuug der Wellenfurchen, wie sie
häufig die Oberfläche von lockeren und feinkörnigen Aufschüttungen
(Sand, Schnee usw.) unter Atmosphären- oder flacher* Wasserbedeckung
bilden, die Tendenz zur Bildung einer HELMHOLTZschen Wellenfläche
erkennen. Es hängt von verschiedenen Bedingungen ab, in welchem
Maß«' die erzeugten Formen einer solchen Wellenfläche nahe kommen,
und man braucht sich nur die beiden Extreme der symmetrischen und
der einseitigen Wellenfurchen, wie sie uns rezent, wie fossil entgegen-
treten, vor Augen zu halten, um sich zu entscheiden, in welchem Falle
jenes Ziel am vollständigsten erreicht ist, Diese Bedingungen sind
Korngröße, spezifisches Gewicht und Form der Einzelkomponenten jener
Aufschüttungen uud der hierdurch sich ableitende geringere oder größere
Zusammenhalt derselben, welcher unter güustigeu daständen gestattet,
daß die mehr oder weniger vom Medium (Wasser) durchtränkte
Masse sich annähernd nach Art einer Flüssigkeit in toto bewegt,
während im entgegengesetzten Falle der einseitig gerichtete Transport
der Eiuzelkomponeuten die Wellenfläche derart umgestaltet, daß das
Profil der Einzelwelle unsymmetrisch und dünenähnlich wird. Nach
dieser Anschauung hätten die Welleufurchen auf Sand usw. mit Wasser-
wellen nur die ähnliche Form gemeinsam und die beiden Erscheinungen
wären einander gleich — , aber nicht die letztere der ersteren über-
geordnet, wie noch vielfach angenommen wird. Denn die Wellenfurchen
auf Sand, Schlamm usw. sind durchaus nicht etwa nur die Abbildung
eines darüber stehenden Wasserwellensystems! Wie groß tatsächlich
der Unterschied zwischen jenen und einem solchen ist, ließe sich nur
durch näheres Eingehen auf die Bewegungsart der Einzelteile der
jeweilig beteiligten Massen genügend klarstellen. Hier müssen wir uns
damit begnügen festzustellen, daß die Bewegung der Einzelkomponenten
einer von Welleufurchen bedeckten Schlamm- oder Sandmasse im all-
gemeinen durchaus nicht mit jener Orbitalbewegung verglichen werden
kann, die die Teilchen eines Systems von Wasserwellen ausführen. Wohl
glaubt auch der Verf. (am Ufer des Kurischen Haffs) beobachtet zu haben,
daß hin- und herpendeluder schwacher Wellenschlag unmittelbar am Ufer
(symmetrische) Wellenfurchen erzeugte: dieselben können aber ebenso gut
als die Wirkung zweier entgegengesetzt gerichteter Strömungen oder aber
eines Systems stehender Wellen aufgefaßt werden. — Wellenfurchen ge-
langen meist auf Sandboden zur Beobachtung, wohl weil sie in diesem am
längsten Bestand haben. Ob sie aber auf schlammigem Grund und in
größeren Tiefen, als gemeinhin angenommen wird, nicht ebensogut ent-
stehen, dürfte eine andere Frage sein: uud Verf. möchte annehmen, daß
sie hier eben, nach völliger Beruhigung des Wassers, wieder in sich
zusammensinken und verschwinden.
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Wellen- nud Brundungswirkungen auf den Meeresboden usw.
15
Da nach aUedem Wellenfurchen in der Mehrzahl der Fülle durch kon-
tinuierliche, einseitig gerichtete Strömungen entstehen, besagt ihr Auftreten
oder Fehlen natürlich nichts über die Tiefe der Wirksamkeit der Wellen.
Tatsächlich dürfte aber die Wirkung der Wellen über den Hereich der
Kontinentaltafel hinausgehen: das zeigt ihr Verhalten über Bänken, die sich
aus ozeanischen Tiefen erheben. Nach Tizards Beobachtungen soll sc hon
eine Verminderung der Tiefe von 1200 auf 500 m über dem Wyville
Thomson-Rücken zwischen Schottland und den Faröer ein Anwachsen der
Wellenhöhe erkennen lassen. Ähnliches wird vom Nordseeschelf, vou
der großen Neufnndlandbank, der Agulhas-Bank, den Bänken bei Staten I.
berichtet und vou Svhott, dem ( >zeanographen der „Valdivia"-Kxpedition,
von der Gettysburgbank (geringste Tiefe 55 m) und der Seine -Bank
(14ß m) aus der Nähe der Kanarischen Inseln mitgeteilt. Krümmel
schreibt, daß lange und hohe Wellen, welche aus tieferen) Wasser auf
die Schelfbünke hinübertreteu , hier und da schon bei 200 m Tiefe
braudeu: ferner könne mau auch aus den Verletzungen, welche Tele-
graphenkabel auf steinigem Grunde infolge Durchscheuerung vermittels
hin- uud herbewegter Steine noch in 1200 — 1800 m erfahren, auf eine
entsprechende Wirkung großer Sturmwellen bis in diese Tiefen hinab
schließen24). Die durch Stürme auf die Schiffe hinaufgeschlageuen
Sandkörner zeigen, daß das Wasser seichter Meeresteile, wie der Nordsee
oder der Neufundlandbank, bis zum Boden aufgerührt wird, selbst noch
in Tiefen von 50 m und mehr. So berichtete A. R. Hunt25) nach
Aussagen der Küstenfahrer von der Neufundlandbank nicht nur, daß,
wenu Sturzseen über 20—25 m Wassertiefe aufs Schiff geschlagen sind,
diese häufig Sand auf Deck zurücklassen, sondern auch, daß man im
Magen der Kabeljaue daselbst häufig die Muschel Mya truncata finde,
welche sich 20- 25 cm tief in den Sand des Meeresgrundes einbohrt,
also von jenem Fische nur dann gefressen werden kann, wenn der Saud
durch die „Grundseen'* bis auf diese Tiefe aufgewühlt worden ist. Falls
nun Stürme, dereu Wirkungen in solche Tiefen hinabreichen, eine Trift
erregen, werden die mitgerissenen Bodenkomponenteu sicherlich nicht
an ihrem alten Platze wieder zur Ruhe kommen. Feinere Trübungen
aber bleiben längere Zeit schwebend und können infolgedessen weitere
Wege transportiert werden, um erst in Hinnen und Mulden von größerer
Tiefe endgültig zur Ruhe zu gelangen. Der eigentümlich lockere, weil von
feinsten Korngrößen mehr oder weniger befreite Zustand des „Seesandes**
hängt eng hiermit zusammen. So erzeugen die Wellen wieder und
wieder eine Aufwühlung, Verschiebung und Seigerung des Boden-
materiales, doch dürften sie nur ausnahmsweise zur völligen Unter-
brechung der Sedimentation ohne Mittun einer Trockenlegung führen.
Immerhin ist festzuhalten, daß eben wegen der beschriebeneu Tätigkeit
der Wellen marine Flach wassernbin gerungen, ganz abgesehen von dem
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16
Stetige und unterbrochene ileeresscdinientation
geringen zur Verfügung stehenden Raum (in der Vertikalen), sich nur
dann in größerer Mächtigkeit anhäufen können, wenn der Meeresboden
allmählicher vertikaler Ahsenkung unterliegt.
b) Seditnentationsverlansr*amung;en nnd •Unterbrechungen unter dem Kinflufi
Ton Strömungen
Ein größeres Interesse gegenüber der je nach der Größe der
Schelfflächen mehr flächenhaften Betätigung der Wellen in der Flachsee
beansprucht die diesbezügliche Tätigkeit der Strömungen. Diese erfolgt
mehr strichweise, und es kann eine ganze Reihe von Fällen angeführt
werden, in denen durch Strömungen eine völlige Verhinderung der sonst
meist stetigen Meeressedimentation stattgefunden hat und noch statt-
findet. Allerdings sind die gewöhnlichen Meeresströmungen hierzu in
der Regel wohl nicht befähigt; doch wird es gut sein, wenn der Geologe
die vielfachen Versuche der Ozean ographen, gerade die Tiefenströmungen
zu messen, aufmerksam verfolgt.
Auf der Agulhas-Bank finden sich infolge der Wirkung des sehr
kräftigen Agulhas- Stromes noch unterhalb 200 m Tiefe grobe Ab-
lagerungen, welche zudem, wie später auszuführen sein wird, eine Ver-
langsamuug des Absatzes erkennen lassen. Ein besonders ausgezeichnetes
Beispiel für Sedimentationsverhinderung durch eine Meeresströmung
bieten aber die ja allerdings abnormen Verhältnisse des Florida-Stromes.
Die engste Stelle dieses Stromes zwischen der Ostküste Floridas (Fowey-
Felsen) und dem Westrande der Bahamas (Gun Cav) ist 80 km breit
bei einer größten Tiefe von rund 700 m. Die Linie der größten Ge-
schwindigkeit der hier reine Nordrichtuug verfolgenden Strömung liegt
nur 20 km im Osten des Fowev-Felsens, also der Floridaseite viel näher
als der Bahaina -Seite. Längs dieser Achse werden Durchschnitts-
schnelligkeiten von 6,2 km in der Stunde gleich 1,7 m in der Sekunde
erreicht, und diese mittleren Werte steigen nicht selten bis auf 2,1 bis
2,5 m in der Sekunde. Vergleichen wir, wie G. Schott in seiner aus-
gezeichneten „Geographie des Atlantischen Ozeans", mit Festlands-
strömeu : der Rhein bei Koblenz bringt es durchschnittlich auch nur auf
1,7 m in der Sekunde, und für die Donau bei Wien wird zu Hochwasser-
zeiten eine Geschwindigkeit von 2 m in der Sekunde angegeben, ein
Betrag, der nicht unerheblich hinter der Maximalleistung des Florida-
stromes zurückbleibt. Um diesen Vergleich aber auf die richtige räum-
liche Grundlage zu stellen, müssen wir uns dabei noch vergegenwärtigen,
daß die genannten Festlandsströme nur eine Breite von etwa 300 m —
gegenüber 80 000 m des Florida-Stromes — und eine Tiefe von vielleicht
3 m — gegenüber 700 in in der Meeresstraße — aufzuweisen haben.
Wie in einem Flußbett nimmt aber auch im Florida-Strom die Ge-
schwindigkeit der Strömung sowohl nach den Küsten wie nach den
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Sedimeatationsverlangsamungen u. -Unterbrechungen unter <1. Einfluß v. Strötaungen 1 7
Tiefen hin ab. Schon in 300 m Tiefe herrscht nur noch die Hälfte der
Oberflächengeschwindigkeit, und nahe dem Boden der Florida-Straße in
600 — 700 m Tiefe ist die Bewegung, nach den amerikanischen Forschungen
zu schließen, auf den zehnten Teil der Oberflächenbewegung gesunken,
so daß das Grundwasser nur um etwa 15 km in 24 Stunden oder rund
17 cm in der Sekunde vorwärts geschoben wird. Da dieser Strom das
sogenannte Blake-Plateau, eine 800 — 1200 m tiefe Stufe am nord-
amerikanischen Schelfrande nördlich von den Bahama-lnseln bis auf die
Höhe von Savannah (Georgia), noch mit voller Wucht trifft, so wird es
verständlich, wenn Al. Aöassiz berichtet, daß dieses submarine Plateau
strichweise völlig frei ist von lockeren Ablagerungen; auch das tierische
Leben ist gering. Reichlicher ist das Leben auf dem zwischen 165
und 460 (550) m Tiefe in der eigentlichen Florida-Enge an den Außen-
abfall der Key-Inseln sich anschließenden, ebenfalls vom Florida-Strom
gefegten, felsigen Pourtales-Plateau. Hier bildet sich allerdings neues
Sediment, dasselbe hat aber von vornherein eine kompakte Beschaffenheit,
indem Röhrenwürmer und Kalkalgen die Skelettbruchstücke der haupt-
sächlich auftretenden rTiefseett-Korallen, Echinodermen, Brachiopoden und
Mollusken zu einer festen Breccie verkitten und dadurch vor der Fort-
bewegung durch die Strömung bewahren. In ähnlicher Weise erfahren
auch manche andere submarine Bänke eine allmähliche Erhöhung ihres
Bodens, auf dem lockere Ablagerungen sich bei der Heftigkeit der sie
betreffenden Wasserbewegungen nicht halten könnten. Beispiele dieser
Art werden später noch zur Besprechung kommen.
Andere Fälle der Sedimentationsunterbrechung bieten die Aus-
gleichsströmungen, w.elche Niveau-, Salzgehalts- oder Temperaturunter-
schiede benachbarter, aber durch submarine Barren oder durch Land-
massen gegen einander mehr oder minder abgeschlossener Meeresteile,
etwa des Ozeanes und eines zugehörigen Nebenmeeres, auszugleichen •
streben. Der Spiegel des Mittelmeeres ist durch starke Verdunstung
gegen den des Atlantischen Ozeanes erniedrigt, welcher zum Ausgleich
dafür den Gibraltarstrom entsendet, der nach Smyth eine mittlere Ge-
schwindigkeit von 3,7 — 5,5 km in der Stunde besitzt. In umgekehrter
Hichtung verläuft aber in der Tiefe ein Unterstrom, welcher jedoch nur
die unteren 30 m der 200—400 m betragenden Tiefe des Eingangstores
beherrscht. Hier wäre auch die kräftige Unterströmung zu erwähnen,
welche das Mittelmeer durch die Dardanellen, das Marmara- Meer und
den Bosporus in das Schwarze Meer entsendet und welche vor dem
Bosporus den Absatz von Sediment so behindert , daß hier Bildungen
mit subfossilen Mollusken einer vergangenen Periode des Quartärs, in
welcher das Schwarze Meer noch keinen Zusammenhang mit dem Mittel-
meer besaß, sondern einen ringsum abgeschlossenen Brackwassersee
darstellte, die höchsten Lagen des Untergrundes bilden.
Andri-e, Geologie de« Meeresbodens. II. o
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10 Stetige und unterbrochene M e« ressed i m en tat io n
Schon vox Richthofex erschieu iu Anbetracht der Öffenhaltung
solcher Meerengen die Erosionskraft derartiger Strömungen äußerst
wahrscheinlich. Solche Aüsgleichsströmungen können aber auch in
größerem Abstände von Küsten auftreten und die Sedimentation beein-
flussen. Im nordatlantischen Ozeau erfolgt Uber den tiefsten Sattel
(550—600 m) der WvviLLE-THOMsoN-Sehwelle zwischen dem britischen
Kontinental -Plateau und den Faröer zum Ausgleich der verschiedenen
Dichte zwischen Polar- und Golfstrom wasser ein Strom von nachweis-
barer Geschwindigkeit, unter welchem der Meeresboden entweder aus
nacktem Fels besteht oder, wie u. a. die „Yaldivia" feststellte, grobe
Sande, Kiese und Schotter trägt. Letztere enthalten nicht selten glazial
geschrammte Stücke und entstammen nach B. N. Peach28) einem dort
liegenden Geschiebemergel, dessen feinere Bestandteile durch die heftige
Strömung entfernt werden. Übrigens dürften hierbei auch die Gezeiten-
strömungen mitwirken, denen wir uns nunmehr zuwenden wollen.
Während die seitliche Kraft der Wellenbewegung des Wassers
nach der Tiefe zu rasch abnimmt, ist das bei den Gezeitenströmungen
viel weniger der Fall, und diese besitzen wenigstens im Bereiche der
Schelfe eine bedeutende transportierende Kraft und vermögen, wo sie
durch hohen Hub oder seitliche Einengung beschleunigt werden, geradezu
ausfurchend auf den Meeresboden zu wirken. Auf die hierdurch be-
dingten Gezeitenrinuen uud „ Tiefs44 der deutschen Nordseewatten, wie
auf Gezeiten kolke ist bereits im I. Bande bei Besprechung des Schelfs
hingewiesen worden. Nach Krümmel zeigen auch die Seekarten der
von starken Gezeitenströmen durehflossenen Gewässer Westschottlands
zahlreiche Fälle, wo inmitten sandiger Flachen tiefe Rinnen von
150—200 m eingefurcht sind, deren Boden und Flanken aus unbedecktem
Fels bestehen. Das hat im Einzelnen schon T. Mellakd Reade87)
• ausgeführt. Ähnliches ist auch an allen Verengerungen der Fundy-Bai,
zumal an den wie Buhnen in das tiefere Wasser hineinragenden felsigen
Halbinseln, wahrzunehmen. Daß aber solche Gezeitenströmungen nicht
nur einerseits überhaupt an der ganzen Bodengestaltung unserer Nordsee-
watten uud an der Ausgestaltung der Meeresstraßen, wie der des Ärmel-
kanals, teilnehmen, sondern anderseits selbst noch im offenen Ozean,
zwischen und auf submarinen Bänken, ihre sedimentationsverlaugsamende
bis -verhindernde oder gar erodierende Tätigkeit entfalten, wird im
folgenden, insbesondere iu dem Abschnitt über Schelfablagerungeu, noch
näher ausgeführt werden.
Bei dieser Gelegenheit mag aber auf den Einfluii hingewiesen sein,
welchen die Erdrotation auf tiefgehende Gezeitenströme ausübt. Dieser
bekanntlich zuerst von K. E. von Baer für den Lauf von Flüssen
in Betracht gezogene Einfluß drängt die ganze bewegte Wassermasse
auf der nördlichen Halbkugel jedesmal nach rechts, auf der südlichen
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Geschichtliches und Bemerkungen zur Literatur 19
nach links ab. Wo Küsten oder Inseln dieser Ablenkung einen Wider-
stand entgegensetzen, wird eine Anstauung des Niveaus und damit eine
verstärkte Erosion am Boden und an den Flanken des Strombettes die
Folge sein. Auf diese Welse kommt nach Kkümmel an weicheren
Küsten eine eigentümliche Anordnung der Fahrwasserrinnen zustande.
An den friesischen Küsten führt eine tiefe Flutrinne von der See aus
längere Strecken parallel mit den Inseln in die Flußmüuduugen und
Astuarien hinein. So geht die Einfahrt zum Helder durch das Schulpe
Gat hart an der Dünenküstc von Südeu her entlang, die Einfahrt nach
der Ems nahe an Schiermonnikoog und Rottum, die nach der .lade und
Weser an Wangeroog, die in die Elbe an Seharhöru dicht entlang. In
der Unterelbe ist der Flutstrom an der Südseite des Fahrwassers aus-
nahmslos stärker als an der Nordseite, das umgekehrte gilt für den
Ebbestrom: dieser drängt an der Nordseite auffallend stark nach rechts
und führt beim Eintritt in die Nordsee, sobald er die ihn an seiner
Rechten stützenden Bänke verliert, deutlich nach Nordnordwesten. Ganz
entsprechend verhält sich der St. Lorenz bei Quebec 2H). Weiteres über
diese mit der Bildung der Flut- und Ebberiune zusammenhängenden
Erscheinungen (Binnen- und Außenbarren, scheinbare Ausnahme vom
von BAEKschen Gesetz) mag in dem späteren Abschnitt über Sediment-
bildung in Ästuaren eingesehen werden; und damit gehen wir zur Be-
sprechung der jungen Bodenablagerungen des Meeres selbst über.
& Die jungen Meeressedünente und ihre Bildung
a) Einleitung
«) Kesrhiehtliehes und Bemerkungen znr Literatur
Unsere Kenntnis der Bodenablagerungeu der heutigen Meere ist,
wenn wir von den Bildungen des eigentlichen Strandes absehen, eiue
verhältnismäßig junge. Erst im Zeitalter des Weltverkehrs entstand
ein Bedürfnis nach näherer Erforschung des Gruudes, dem man die
überseeischen Telegraphenkabel anvertrauen mußte und wurden kleinere
und größere wissenschaftliche Expeditionen ausgeschickt, um die Probleme
des Meeres und seines Bodens zu lösen. Äußerst zahlreich und viel-
sprachig, sowie weit verstreut ist die Literatur, die sich mit diesen
Dingen beschäftigt, dazu aber auch äußerst ungleichmäßig und aus den
Jahrzehnten vor der berühmt gewordenen Reise des ^Challeuger" nur
noch bedingt brauchbar. Denn, wie sich mit wachsender Erkenntnis
die Probleme und Fragestellungen verschoben, die sich an die Bildungen
des Meeresbodens knüpfen, so wuchsen anderseits auch die Anforderungen,
die man au die Gewinnung, Aufbewahrung und Untersuchung der Proben
2*
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20
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
stellen mußte, damit sie zum Erfassen neuer Erkenntnisse dienen konnten.
Über die Art der Gewinnung der Grundproben mit der Dredsche, mit
Lötrohren usw. und über die Untersuchungsmetboden berichten die
Publikationen über die verschiedenen Tiefste -Expeditionen; eine kurze
zusammenfassende Darstellung gab auch Krümmel, weiteres mag aus
einer referierenden Darstellung des Verf.s'-9) entnommen werden. Von
ungemeiner Wichtigkeit ist die Art der zwecks späterer Untersuchung
vorzunehmenden Konservierung der frischen Proben. Eiuer Konservierung
mit Alkohol verdankte bekanntlich der berühmt gewordene „Bathybius-
seine Entstehung, jenes HüXLEYsche „Urwesen", das jahrelang in den
phylogenetischen Spekulationen der Biologen eine große Rolle spielte,
bis J. Murray den Nachweis erbrachte, daß er als gallertiger Gips-
niederschlag aus Meerwasser durch Zusatz von Alkohol jederzeit beliebig
hergestellt werden kann. Setzen wir hinzu, daß in Sedimenten mit
reichlicherem Gehalt an zersetzbarer organischer Substanz fortschreitende
Verwesung Veränderungen hervorruft — wie sie z. B. im Falle mancher
„ Albatroß" -Proben binnen wenigen Jahren zur Zerstörung der in den
Proben aufbewahrten Etiketten führten — , so muß hieraus die Lehre
entnommen werden, daß nur eine möglichst baldige Untersuchung der
langsam getrockneten Proben ein unverfälschtes Bild des Sedimentes
zu liefern vermag. Im übrigen mag nur noch bemerkt werden, daß es am
besten ist, die Proben im nicht eutsalzten Zustande zu analysieren, da
insbesondere die schlammigen Tiefseeabsätze eine nicht unbeträchtliche
Adsorption für Salze besitzen, die nach der Größe der inneren Ober-
flache sehr verschieden ist. So enthält der Rote Ton nach Gebbing
zwischen 6,8 und 8 %, der Diatomeenschlamm 5,4 °/o, antarktischer
Glazialton 1,9—3,7 °/0, Globigerinenschlamm aber nur 1,0—3,4 °/0 NaCl.
Abgesehen von dem Interesse, welches diese Eigenschaft der Sedimente
an sich besitzt, ist aber die Entsalzung durch einfaches Auswaschen
keineswegs gleichmäßig zu erreichen, und dieses Auswaschen hat daher,
um vergleichbare Analysen zu bekommen, künftig besser ganz zu unter-
bleiben. Mindestens sollte aber, was nicht immer berücksichtigt worden
ist, von den Analytikern bemerkt werden, ob entsalzte oder nicht ent-
salzte Proben zur Untersuchung vorlagen.
Die erste Zusammenfassung über die vielfachen, in den flacheren
Meeresteilen der europäischen und amerikanischen Küstengewässer ge-
machten Einzelbeobachtungen gab Delesse80), der für diese Gebiete,
besonders die Ktistengewässer Frankreichs auch eine kartographische
Darstellung versuchte. Konuten lüerbei die Verhältnisse des tieferen
Meeres noch keine Berücksichtigung finden, so geschah dieses aber in
mustergültiger und klassischer Weise durch die groß angelegte Weltreise
des rChallenger\ Aus dem umfangreichen Werke über die Ergebnisse
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Untersdchung, Komponenten und Klassifikation der jungen Meeressedimente 21
dieser Forschungsreise interessiert uns liier vor allem der große Bericht
über die Tiefsee- Ablagerungen von J. Murkay Ä; A. F. Rexard31), in
welchem auch die vielen Grundproben anderer (deutscher, amerikanischer
usw.) Expeditionen mit berücksichtigt wurden, so daß in diesem Werke
die Errungenschaften der Zeit vor etwa 1890 gesammelt und verarbeitet
worden sind, wobei aber das Schwergewicht durchaus auf die Tiefsee-
Ablagerungen gelegt wurde. Mit besonderer Berücksichtigung der Be-
dürfnisse des Geologen hat dann bald darauf Jon. Walthek32) in einem
wertvollen und anregenden Buche alle die vielen zerstreuten Daten
auch über die geologischen Vorgänge des Meeres, also auch der Flachsee,
gesammelt, uud hiermit schließt für diesen Wissenschaftszweig — so
konnte man sagen — das „heroische Zeitalter" der ersteu großen Ent-
deckungen ab uud gelangte die Forschung in die ruhigeren Bahnen der
Befestigung und des Ausbans des errungenen Besitzes im einzelneu.
Die wissenschaftliche Auswertung der Funde besonders zweier neuerer
Expeditionen hat große weitere Fortschritte auf unserem Gebiete ge-
bracht, und nicht zum mindesten deshalb, weil hierbei die großen
Kenntnisse und Erfahrungen eines der Wissenschaft leider viel zu früh
entrissenen Forschers, nämlich E. Phillppi, zur vollen Entfaltung kamen.
Die Grundproben der Deutschen Tiefsee-Expedition auf der „Valdivia"*
um die Jahrhundertwende sind noch zusammen von .J. Murkay und
E. Philippi33) bearbeitet worden, und die beigegebenen Grundproben-
karteu des Atlantischen und Indischen Ozeans geben den gegen die
„Challenger^-Karte stark veränderten, im wesentlichen auch heute noch
geltenden Standpunkt in ausgezeichneter Weise wieder. Dagegen wurden
die auf der Deutschen Südpolar-Expedition 1901—1903 auf dem „Ganß"
geloteten Grundproben von E. Philippi31) durchaus selbständig und
originell bearbeitet, worauf zurückzukommen im folgenden vielfach Ge-
legenheit sein wird. Eine neue Grundprobenkarte des Pazifischen Ozeans
ist einer Darstellung von Murray und Lee35) über „Albatroß ''-Grund-
proben beigegeben, so daß die noch vielfach kopierte .,Challengeru-Karte
nunmehr völlig veraltet genannt werden muß. Die große übrige
Literatur ist z. T. in einem dem Werke von Murray und Philippi
beigegebenen Verzeichnisse zu finden; eine große Menge von Er-
gänzungen hat der Verf. in seiner schon angeführten Sammelbesprechnng
gegeben.
£) Untersuchung, Komponenten nnd Kla^sitlkntioii der jungen MeeresKedimente
Eine Klassifikation der rezenten Sedimente stößt auf ebenso große
Schwierigkeiten wie eine solche der Sedimentgesteine. Weder eine rein
chemische, noch eine rein physikalische Klassifikation ist von genügen-
dem Werte, und es ist zweckmäßig, sich demgegenüber immer die
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22
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
komplexe Zusammensetzung dieser Bildungen aus deu verschiedenartigsten
Komponenten vor Augen zu halten, bevor man die Möglichkeit einer
wissenschaftlichen Klassifikation überhaupt erörtert.
Alle Sedimentkomponenten sind entweder miuerogen oder biogen
(organogen). Die minerogenen Bestandteile sind entweder anorganische
Ausscheidungen aus der, wie bekannt, sehr kompliziert zusammengesetzten
Meerwasserlösung80), und zwar entweder rein physikalische Ausscheidungen
infolge Übersättigung an der betreffenden Substanz (z. B. die Strandsalze)
oder aber Fällungen durch Reaktion verschiedener Lösungen auf einander,
also Ausscheidungen chemischer Art. Für viele der hierherzuziehendeu
Fälle ist es durchaus strittig, ob sie der einen oder anderen Art sind,
und wir werden noch bei Besprechung der Bildung der Oolithe einen
solchen Fall kennen lernen, bei welchem sogar die Möglichkeit besteht,
daß Organismen eine gewisse Rolle hierbei spielen. Krümmel hat
alle diese aus der Meerwasserlösung ausgeschiedenen Komponenten als
„halmyrogene- bezeichnet. Dieser halmyrogenen Komponente steht die
Gruppe der klastischen Komponenten gegenüber, die aus den mehr
oder minder auch chemisch veränderten Zerstörungsprodukten älterer
Gesteine sich zusammensetzt. Eine Trennung der Gruppe der biogenen
Komponenten ist ohne weiteres durch die jedem Biologen geläufige
Zerlegung des Halobios in Benthos, Nekton und Plankton gegeben, so
daß wir beuthogene, nektogene und planktogene Komponenten zu unter-
scheiden haben. Ein weiteres Argument der Gruppierung aller Sediment-
komponenten, ganz gleich, ob sie minerogener oder biogener Herkunft
sind, ergibt sich aus der Beteiligung oder Nichtbeteiligung irgend eines
Transportvorganges, und hiernach kann man jedes Sediment theoretisch
in einen autoehthonen und einen alloehthonen Anteil sich zerlegt denken.
Indessen wird es, ganz abgesehen davon, daß eine reinliche Scheidung
aller zu unterscheidenden Komponentenarten weder auf chemischem noch
auf mechanischem Wege jemals gelingen kaun, manchmal sehr schwierig
sein, die autoehthonen Komponenten immer als solche abzutrennen, zu-
mal wenn man auch das rein vertikale Wirken der Schwerkraft, z. B.
beim Absinken abgestorbener Planktonten, für ein Kriterium des
Transportes ansieht; dieses muß aber in der Tat geschehen, da die be-
treffenden biogenen Komponenten hierbei für die Sedimentation sehr
wichtigen Umwandlungen unterliegen. Trotzdem besitzt gerade der
autochthone Anteil der Sedimente des Meeres eine große theoretische
Bedeutung, nicht nur. soweit die halmyrogene, sondern auch soweit die
klastische und die biogen(benthouisch)e Komponente in Frage kommt.
Setzen wir hinzu, daß man seit langer Zeit das vom Festlande ab-
stammende Material als „terrigeu" (nach Krümmel richtiger „cher-
sogen")117) bezeichnet, demgegenüber ein kosmogener Auteil (die im
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Untersuchung, Komponenten und Klassifikation der jungen Meeressedimente 23
Roten Tiefseeton angereicherten Meteoritenkügelchen) völlig zurücktritt,
so lassen sich nunmehr alle möglichen und in der Tat mehr oder minder
vertretenen Komponenten der marinen Sedimente unter Hinzufügung
einiger wichtiger Beispiele in folgender Tabelle übersichtlich anordnen:
Minerogene Komponenten
Biogene Komponenten
Halmyrogen Klastisch
Benthogen
Nektogen Plaaktogen
Auto-
chthone
Kompo-
nenten
i
Oo'ide von Klastische Aufberei-
Suez, Bahama tungsprodnkte des
usw. wahrsch. Meeresgrundes
i
Z. B. Kalk-
algen, Koral-
len, Serpu-
liden
<
Z. B. manche
Fisch- oder
Cephalo-
podenreste
Allo-
chthone
Kompo-
nenten
Strandsalze
Terrigene Kompo-
nente, transportiert
d. 1. Schwerkraft,
2. Eisberge, 8. Strö-
mungen, 4. Wind,
5. Organismen,
Verachwemm-
te Land pflan-
zen, Land-
mollusken;
Sargassokraut
Die meisten Coccolithen,
Fischreste, Diatomeen,
Sepienschulpe Radiolarien,
usw. Glohigerinen,
Hetero- und
Pteropoden;
Spirulascha-
len, „Pseudo-
plankton".
Kosmogene Kompo-
nente
Trotz der oben genannten Schwierigkeiten einmal in der Zuteilung,
dann aber auch in der tatsächlichen Trennung der einzelnen Komponenten
voneinander ist es für das Verständnis der ganzen Sedimentation uner-
läßlich, möglichst genau dene Anteil zu bestimmen, der in einem be-
stimmten Falle den verschiedenen Komponentenarten zukommt, wobei
es zweckmäßig ist, zunächst anzunehmen, daß alle Arten vertreten sind.
In der Tat gibt es nur wenige Sedimente, die ganz allein nur aus einer
oder zwei Komponenten bestünden, und schon hieraus ergibt sich die
erörterte Schwierigkeit einer einwandfreien Klassifikation. Erst nach
der Bestimmung der einzelnen am Aufbau sich beteiligenden Komponenten
ist eine Erörterung der Entstehung der betreffenden Ablagerung möglich,
was besonders auch im Hinblick auf die fossilen Sedimente (Sediment-
gesteine) betont sei.
In vielen, auch modernen Sedimenten treten zu den beschriebenen
Komponentenarten noch accessorische Bestandmassen hinzu, welche sich
durch gewisse Umwandlungen chemischer und physikalischer Art aus
den Substanzen der frischen Ablagerungen, z. T. auch durch Umsetzung
mit dem Sedimentationsmedium, dem Meerwasser,, gebildet, haben. Ich
nenne hier nur die Neubildungen von Dolomit, von Glaukonit und von
Schwefeleisen oder auch die Kalk- und Mangankonkretionen. Die Vor-
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24 Die jungen Heeressedimente und ihre Bildimg
gäiige der Neubildung dieser Accessoria, deren Menge mit dein all-
mählichen Altern der Sedimente zunimmt, faßt man unter dem Begriff
der „Diagenese" ss) zusammen. Die Diagenese als rein chemischer oder
physikalischer Vorgang richtet sich nicht nach der minerogenen oder
biogenen Herkunft der einzelnen Bestandteile einer Ablageruog, sondern
nur nach der chemischen oder physikalischen Geeignetheit für gewisse
Umsetzungen und kann infolgedessen bei weit vorgeschrittenem Zustande
die Trennung dieser beiden Hauptkomponentengruppen sehr erschweren.
Das gilt nicht nur für Sedimentgesteine vergangener Erdperioden, sondern
schon für manche junge Riffkalke. Um so wichtiger wird es für den
Geologen, dem diagenetisch veränderte Sedimentgesteine auf Schritt und
Tritt in die Hände fallen, die Entstehung solcher Bildungen von Etappe
zu Etappe zu verfolgen, wofür uns Untersuchungen Joh. Walthers 3!' t
als Vorbilder dienen können.
Das Ziel der Untersuchung der frischen Sedimeute, mag dieselbe
nun auf mechanische oder chemische Methoden zurückgreifen, muß stets
sein, dieselben nach Möglichkeit in ihre einzelnen Komponenten zu zer-
legen. Bei der minerogenen Komponeute würde die Beteiligung von alt-
kristallinen, jungvulkanischen und sedimentären Gesteinen und Mineralien
autochthouer und allochthoner Herkunft, von Neubildungen, Konkretionen
und dergl. zu ergründen sein: die Mineral- und Gesteinsfragmente wären
hinsichtlich ihrer Korngröße zu sondern und ihr Verhältnis zu den
feinsten schlammigen Bestandteilen, deren mineralogische Zugehörigkeit
nicht mehr festzustellen ist, in Zahlen auszudrücken. Bei der biogenen
oder organogenen Komponente aber wäre der Prozentsatz der Foramini-
ferengehäuse , der Coccolithen und Rhabdolithen, der Schwammnadeln.
Radiolarienskelette, Diatomeenpanzer, kurz aller pflanzlichen und
tierischen Hartgebilde zu bestimmen. Alle wesentlichen Bestandteile
einer Grundprobe in dieser Weise quantitativ voneinander zu trennen,
wird zwar wohl stets ein frommer Wunsch bleiben: immerhin geben
doch mechanische und chemische Trennungsmethoden, wenn nicht
absolute Genauigkeit, so doch wertvolle Fingerzeige in bezug auf die
Größenordnung der quantitativen Beteiligung der einzeluen Komponenten.
Für die quantitative mechanische Trennung der Substanzen nach der
Korngröße stehen zwei Methoden zur Verfügung, die Siebmethode, wie sie
Delesse, Murray und Renard, neuerdings vor allem aber J. Thoulet4")
anwendeten, und die Schlämmet hode, wie sie z. B. schon von GPmbel
bei der Untersuchung der „Gazelle" -Proben, neuerdings aber in sehr
verfeinerter Weise E. Philippi41) bei Bearbeitung der „Gauß"-Probeu
benutzte. Für gröbere und grobe Sedimente erscheint die Siebmethode
allerdings geeignet, und es war für Delesse, dessen Untersuchungen
sich ja hauptsächlich auf küstennahe Ablagerungen beschränkten, durch-
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Untersuchung, Komponenten und Klassifikation der jungen Meeressedimente 25
ans gegeben, sich ihrer zu bedienen, allerdings schon nicht unter völligem
Ausschluß des Ausschlämmens der schlammigen Bestandteile. Für Tief-
seeschlamme ist aber selbst die verfeinerte Siebmethode Thouxets nicht
brauchbar; denn es ergeben sich, wenn mau solche Ablagerungen auf
Grund der mit dieser Methode gewonnenen Zahlen (und unter Hinzu-
naume des Kalkgehaltes) bezeichnen und klassifizieren wollte, Unmöglich-
keiten, wie die, daß z. B. ein Globigerinenschlamm als ..sehr kalkreicher
Sand" bezeichnet werden müßte. Gegenüber den Resultaten der von
Philippi in mustergültiger Weise auf Tiefseesedimente angewendeten
Schla mmethode erscheinen zwar die Resultate von Thoulets .Sieb-
methode exakter, die Siebprodukte selbst homogener, aber die Sehlämm-
produkte geben, wie Philfppi überzeugend ausgeführt hat, gleichzeitig
wertvolle Anhaltspunkte zur Beurteilung der natürlichen Schlämm-
prozesse durch das bewegte Meerwasser; denn -.die Natur schlämmt
wohl im größten Maßstabe, aber sie siebt niemals". Und des weiteren!
Bei der Siebmethode wird weder die Form der Komponenten, noch das
spezifische Gewicht derselben berücksichtigt, zwei für die Sedimentation
äußerst wichtige Eigenschaften, die anderseits bei der Schlämmethode
in den natürlichen Verhältnissen entsprechende Wirksamkeit treten.
Insbesondere zeigt sich, daß die Form gerade bei den Organismenresten
eine große Rolle gegenüber dem Schlämm vorgange spielt, was um so
verständlicher ist, da mau weiß, wie stark gerade die Form vieler
Plnnktonten im Interesse besseren Schwebens abgewandelt ist. Einzel-
heiten mögen in der PHiLiPPischen Darstellung eingesehen werden.
Form der klastischen Komponenten (ob rund abgerollt oder kantig,
scharf oder splitterig), mineralogische Zusammensetzung und damit
spezifisches Gewicht und chemisches Verhalten sind weitere Eigen-
schaften, welche zu ergründen sind, und es geht schon hieraus* hervor,
daß eine wissenschaftliche Klassifikation sich ebenso wenig allein auf
das rein mechanische Hilfsmittel des Siebens, wie auf irgend eine andere
Eigenschaft der Komponenten stützen darf. Damit entfällt aber auch
jede Möglichkeit für eine rein stofflich -chemisch -mineralogische Ein-
teilung (etwa in kieselsäurehaltige, tonerdehaltige, kalkhaltige, organische
usw. Ablagerungen) ebenso wie für eine rein biologische Einteilung,
gegen welch' letztere sich insbesondere Thoulet stark ablehnend verhält.
Nach alledem bleibt schon nichts anderes über, als die rezenten
Meeressedimente zunächst nach geographischen Gesichtspunkten zu
ordnen, wobei nur die Unterabteilungen nach der Korngröße oder dem
Vorwiegen der einen oder anderen Organismengruppe (insbesondere bei
den Tiefseeablagerungen) abgetrennt werden. Den ersten Versuch dieser
Art haben Murray und Renard geliefert. Ihr System von 1891
lautet« folgendermaßen :
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26
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
1 . Tiefseeablagerungen
(außerhalb der
200 m-Linie):
Roter Ton
Radiolarienschlamm
Diatomeenschlamm
Globigeriuenschlamm
Pteropodenschlamm
Blauer Schlick
Roter Schlick
Grauer Schlick
Vulkanischer Schlick
Korallensand u. -schlick
I. Pelagische Abla-
gerungen (im tiefen
Wasser fern vom
Lande gebildet):
2. Seichtwasserablage-
rungen(zwischender
200 m -Linie und
dem Niedrigwasser-
niveau am Strand):
Grande, Kiese, Sande,
Schlicke
Steine, Grande, Kiese,
Sande, Schlicke
II. Terrigene Ablage-
rungen (in tiefem
und seichtem Was-
ser in der Nähe
von Land gebildet):
3. Litoralablagerun-
gen (am Strande
zwischen Hoch- und
Niedrigwasser-
stand) :
Krümmel, der die von Murray und Renard für die einzelnen
Bodenarten gewählten Bezeichnungeu im wesentlichen beibehalten hat,
hat schon mit Recht auf den in dieser Klassifikation sofort in die Augen
fallenden Mißstand hingewiesen, den die gleichzeitige Benutzung zweier
Gliedernngsprinzipien (links 1—3 nach der Tiefe und rechts I und II
nach der Landferne und Materialherkunft) mit sich bringt; und er zog
es daher vor, eine Dreiteilung sämtlicher Meeressedimente vorzunehmen
unter Ausscheidung einer vermittelnden Gruppe der „hemipelagischen*'
Sedimente, die der Tiefe nach Tiefseesedimente, dem Materiale nach
aber terrigener Herkunft sind. Indem Krümmel außerdem unter den
Litoralablagerungen auch noch die Seichtwasserablageruiigen des „Chal-
lenger~-Berichtes einbegreift, bekommt sein System folgende Fassung:
I. Litorale oder landnahe Ablagerungen.
1. Strandablagerungen.
2. Schelfablagerungen.
NB. Beide Unterarten zerfallen nach ihrer Korngröße in Block-,
Kies-, Sand- und Schlicklager und jede dieser wiederum nach
ihrer Entstehung in klastische, vulkanische, halmyrogene und
glaziale Bildungen.
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Untersuchung, Komponenten und Klassifikation der jungen Meeressedimente 27
Tl. Hemipelagische Ablagerungen.
1. Blauer und roter Schlick (einschließlich Vulkanschlick).
2. Grünsand und grüner Schlick.
3. Kalksand und Kalkschlick.
NB. Hier sind wieder dieselben genetischen Unterarten möglich
wie bei den litoralen Ablagerungen.
III. Eupelagische oder landferue Tiefseeablagerungen.
A) Epilophische Bildungen
ai Kalkhaltige Tiefseeschlamme.
1. Globigerinenschlamm.
2. Pteropodenschlamm.
b» Kieselhaltiger Tiefseeschlamni.
3. Diatomeenschlanun.
B) Abyssische Bildungen.
4. Roter Tiefseeton.
5. Radiolarienschlanim.
NB. Als accessorische Beimengungen erscheinen solche vul-
kanischen, glazialen und kosmischen Ursprungs.
Schon Philippi hat seine Bedenken gegen die Teilung der
eupelagischen Ablagerungen in epilophische (d. h. Sedimente, die sich auf
Schwellen und Rücken der Tiefsee bilden — von Ixl- auf und jloqpoc-Kuppe,
Anhöhe) und abyssische und die Zuweisung von Globigerinen- und
Diatomeenschlamm zu den ersteren geäußert: „Globigerinenschlamm tritt
oft in sehr viel größeren Tiefen auf als der Rote Ton; und Diatomeen-
schlamm, der sich in 5—6000 m Tiefe ablagert, wie ihn z. B. die
„Valdivia- vielfach fand, wird man wohl kaum mehr als epilophisch be-
zeichnen dürfen."
Indem aber gerade die Untersuchung der „Valdivia44- und „Gauß--
Proben uns wertvolle Aufklärungen über die Bedeutung des Kalk-
gehaltes für die eupelagischen Sedimente verschaffte, sind wir nunmehr
wohl berechtigt, diese dritte Gruppe der Meeresablagerungen hauptsächlich
mit Hilfe eben des größeren oder geringeren Kalkgehaltes zu gliedern ;
und indem wir dieses tun, gelangen wir mit geringen Abänderungen
auch in anderen Teilen des KitüMMELschen Systems, Änderungen,
welche später begründet werden, zu folgender Anordnung:
I. Litorale oder landnahe Ablagerungen.
a) Strandablagerungen.
b) Schelfablagerungen.
II. Hemipelagische Ablagerungen,
a) Dunkler oder blauer Schlick.
ßesoudere Fazies: Glazialmarine Sedimente, sowie Vulkansande
und -schlicke.
b> Roter Schlick.
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28 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
c) Glaukonitische Sedimente.
(1) Kalkschlicke.
e) Schwcfeleisen-reiche Schlicke.
III. Eupelagische Ablagerungen.
1. Kalkreich: Globigerinenschlamm.
Besondere Fazies: Pteropodenschlamm.
2. Kalkarm, bezw. -frei: *
a) Roter Tiefseeton.
Besondere Fazies: Kadiolarienschlamm.
b) Diatomeenschlamm.
Und lüertnit treten wir in die Besprechung der einzelnen Arten
moderner Meeressedimente ein.
b) Spezielle Beschreibung der jungen Meeressedimente
a) Litorale oder lauduahe Ablagerungen
Einleitende Bemerkungen
Die klastischen Komponenten der litoralen Ablagerungen ent-
stammen vorwiegend dem Lande, weshalb diese Sedimente vielfach auch
als „kontinentale u bezeichnet werden, ein Ausdruck, den man aber
besser vermeidet, da er zu Mißverständnissen Anlaß geben kann. Die
Litoralablagemngen nehmen nach Krümmel rund 33 Millionen qkm
oder Vn des Meeresgrnudes ein. Sie sind die rezenten Äquivalente der
Hauptmasse der Sedimentgesteine, und die Kenntnis ihrer Bildung ist
daher unerläßlich für einen Geologen, welcher nicht nur tote Strati-
graphie und Paläontologie, sondern Pnläögeographie im weitesten Sinne
des Wortes, d. i. eigentliche wissenschaftliche Geologie, treiben will.
Die Vertreter der biologischen Wissenschaften haben früher längere
Zeit auf dem Standpunkt gestanden, daß man im Meere, in besonders
enger Begrenzung innerhalb der Flachsee, durch bestimmte Isobathen
bestimmte Lebensbezirke abgrenzen könne, indem man annahm,
daß die Wassertiefe und damit der Wasserdruck für die Ver-
teilung der niederen Meerestiere eine ähnliche Bedeutung besitze, wie
der verminderte Luftdruck auf hohen Gebirgen für die lungenatmenden
Wirbeltiere und den Menscheu. Es ist klar, daß, wenn diese An-
schauung das Richtige träfe, auch der Geologe alle Ursache hätte, sich
mit ihr eingehender zu beschäftigen, da die Zusammensetzung der ihn
interessierenden Sedimente wenigstens im Flachwasser wesentlich mit
durch das Benthos bestimmt wird. Indessen liegen die Verhältnisse
doch nicht ganz so einfach. Die absolute Wassertiefe ist mit ihren
feineren Unterschieden für die niederen Meerestiere ein viel neben-
sächlicherer Faktor als Licht. Temperatur und Bodenbeschaffenheit, und
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Litorale oder landnalte Ablagerungen
29
das Vorkommen der einzelnen Pflanzen- und Tierformen in bestimmten
Tiefen ist die Folge einer Kombination der verschiedensten Existenz-
bedingungen und unterliegt mit diesen den mannigfachsten Schwankungen.
Das muß man im Auge behalten, wenn man von Laminarieu- oder
Korallinen-Zone oder einer Zone der Tiefseekorallen spricht und be-
stimmte Meerestiefen damit verknüpft, um so mehr, als der eine Autor
eine Koralliueuzone oberhalb, der andere aber eine solche unterhalb der
Laminarienzone unterscheidet. Wenn nun auch die Pflanzenphysiologie
bezüglich der Algenverbreitung gelehrt hat, daß die Absorption der ver-
schiedenfarbigen Lichtstrahlen den blaugrünen, grünen, brauneu und
roten Algen bestimmte relative Tiefen zuweist, so hat doch der Augen-
schein vielfach gelehrt, daß sich das Vorkommen dieser verschiedenen
marinen Pflauzenformeu, die ihrerseits wieder vielen Tieren zum Sub-
strat, zum Unterschlupf oder selbst zur Nahrung dienen, durchaus uicht
auf eine so einfache Formel bringen läßt. Und so gilt noch heute, was
Joh. Walther42) bezüglich aller solcher Versuche schon vor vielen
Jahren gesagt hat: „Sobald man die lokal durchaus giltigen Tiefenzonen
auf ein etwas entfernteres Gebiet desselben Meeres anwenden will, er-
geben sich mehr oder minder bedeutende Abweichungen, und seitdem
man mit dem Schleppnetze in größeren Tiefen zu dredgen begonnen
hat, seitdem mau vergleichende Untersuchungen über verschiedene
Küsten ausdehnte, ist der Wert solcher Zonengliedeniug immer mehr
illusorisch geworden." Ks muß daher als verfehlt bezeichnet werden,
wenn manche Autoreu von fossilen Gesteinen als z. B. in der Lami-
narienzone gebildet gesprochen haben, solange sie mehr damit aus-
drücken wollten als eine Entstehung in den allerobersten , sich an das
Ebbeniveau anschließenden Flach wasserzoneu43).
Im Strandgebiete, jenem amphibischen Berührungssaum von Land
und Meer, der bei Ebbe Land, bei Flut aber Meeresboden ist, vollzieht
sich in ewigem Rhythmus ein vielfacher Wechsel von Zerstörungs- und
Umlagerungsvorgängeu. Hier finden sich nicht nur die Produkte fest-
ländischer Zerstörungsvorgänge, einerlei ob sie mechanischer Art
(Sprengung durch Frost oder starke Temperaturschwankung, Gletscher-
schliff, Abnutzung durch Wasser- oder Windtransport) oder ob sie
chemischer Natur (Auflösung oder Verwitterung) sind. Zu diesen Vor-
• gängen treten die Agentien des Meeres selbst hinzu, die Brandung mit
dem Küstenstrom, Gezeiten-, Stau- und Soogströme, die auflösende Tätig-
keit des Meereswassers, die zerstörende Tätigkeit einer nicht kleinen
Anzahl seiner Bewohner usw. usw. Die genannten mechanischen Kräfte
des Meeres wirken, wenn auch in abgeschwächterer Form, auch noch
weiter seewärts, um hier nacheinander zu verschwinden. Über die
Tiefe, in welcher das geschieht, bestehen noch manche Meinungs-
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30
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Verschiedenheiten; hier müssen z. T. weitere Untersuchungen angestellt
werden, denen die Geologie mit Interesse entgegensieht. Praktisch ist
aber die Wirkuug jener Kräfte in Tiefen von einigen hundert Metern
so gut wie unmerklich. Hiernach unterscheidet Krümmel „ebenso nach
genetischen, wie topischen Merkmalen nicht nur die litoralen von den
hemipelagischen Ablagerungen, sondern innerhalb der litoralen noch die
Ablagerungen im Bereiche des eigentlichen Strandes von denen des
Sei cht wassere oder der Schelfe". Die Strandablagerungen im Sinne von
KrCmmel entsprechen den Litoralablagerungen bei Murray und
Rex ard, die Schelfablagerungen des ersteren den Seichtwasser-
ablagerungen dieser beiden Autoren.
A. Strandablagerungen
I. Definition des Strandes
Strand ist der Beriihrungssaum von Meer und Laud, welchen das
Meerwasser unmittelbar bespült, und daher, je nach der Größe der
Gezeiten, sehr verschieden breit. Am schmälsten an Steilküsten uud
in solchen Meeresteilen, welche, wie z. B. die Ostsee, nur geringe Unter-
schiede zwischen Hoch- und Niedrigwasser aufweisen, kann der Strand
eine Breite von Kilometern erreichen, wo Flachküste und sterker
Gezeitenhub, wie in manchen trichterförmigen Meeresbuchten (z. B.
Fundy-Bai im östlichen Canada), zusammentreffen. Joh. Walther
gebraucht für diesen täglich zweimal durch die Gezeiten trocken ge-
legten Strandsaum den sonst im allgemeinen nicht üblichen Ausdruck
„Schorn**; doch soll von der Anwendung dieses Ausdruckes in der vor-
liegenden Darstellung auch aus dem Grunde abgesehen werden, weil
G. Braun neuerdings, im Anschluß an Gulliver, uuter „Schurre" die
Zone seewärts der Uferlinie versteht, was recht unbestimmt ist, da
einerseits die Begrenzung nach der Tiefe zu fehlt und anderseits die
Grenze nach dem Lande zu, eben die Uferlinie, sich mit den Gezeiten
ständig hebt und senkt.
Eine absolut scharfe Grenze des Strandes läßt sich so wenig nach
oben wie nach unten ziehen; denn Streifen, welche bei besondere hohen
Springfluten nur zeitweise benetzt, oder andere, die bei Springebbe trocken
gelegt werden, — wie z. B. die später zu erwähnende Lithothamnimn-
Bank von Haingsisi, — lassen diese Grenzen immerhin verschwimmen.
Und das gilt auch für das organische Leben der Strandzone; denn, wie
manche Landtiere sich wohl eine Strecke ins Meer hinauswagen, so unter-
nehmen auch Meerestiere gelegentlich mehr oder minder weite Wande-
rungen über Land, über das Bereich des eigentlichen Strandes hinaus,
wie zwei bildliche Darstellungen von der Insel Europa zeigen mögen
(Tafel III). Daß solche Erscheinungen für die Frage des Überganges
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 31
von Organismen aas eiiiem in das andere Lebenselement, den wir für
die geologische Vorzeit in häufiger Wiederholung annehmen müssen, von
größter Bedeutung sind, bedarf keiner weiteren Erörterung.
II. Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten
Bildungen
1. Die Wellen und ihre Umgestaltung zur Braudung an
Steil- und Flachküsten
Von maßgebendem Einfluß auf die Gestaltung des Strandes, wie
auch auf die Art der auf demselben und in der benachbarten Flachsee
sich bildenden Sedimente sind die gegen die Küste heranrolleuden
Wellen -in ihrer zur Brandung umgewandelten Form und Erscheinung,
uud es ist unsere Aufgabe, in eine kurze Besprechung dieses Brandungs-
vorganges einzutreten, wenn auch nur so weit, wie es zum Verständnis
des Folgenden nötig erscheint. Wer sich für die Theorie der Meeres-
wellen und der Brandung naher interessiert, wird ohnehin zu anderen
Darstellungen, etwa zu derjenigen Krümmels4*) oder Rudzkis45) greifen.
Nach allgemeiner Annahme führen die einzelnen Wasserteilchen
iu den Wellen eine in der Vertikalfläche um eine horizontale Achse
gehende kreisförmige Bewegung, die sogen. Orbitalbewegung, aus, und
die Geschwindigkeit der Wellen wächst mit der Wellenhöhe und -länge.
Die Wellenbewegung an sich bedeutet daher nicht eine Vorwärts-
bewegung der gesamten Wassermasse; — was diese Bewegung vor-
täuscht, ist vielmehr nichts auderes als das Vorwärtsschieben der in
Wellen gelegten Grenzfläche des Wassers gegen die Luft, der Wellen-
berge und Wellentäler, also der Wellenform. In den Wellenbergen be-
wegen sich die Wasserteilchen in der gleichen, in den Wellentälern in
der entgegengesetzten Richtung wie die Wellenoberfläche. Die Ge-
schwindigkeit, mit welcher die Wellen über das Wasser hiuschreiten,
ist um das vielfache größer als die Bewegung der in Orbitalbahnen
kreisenden Wasserteilchen und dementsprechend auch der Stoß, den
selbst bedeutendere Wellen über tieferem Wasser — soweit sie nicht
überbrechen — etwa einem Schiffe versetzen, kaum von Bedeutung.
Dieses Verhalten der Wellen ist aber nur über tieferein Wasser streng
gültig. Wo die Wellen über flaches Wasser hinübertreten, was regel-
mäßig mit der Annäherung gegen die Küsten der Fall ist, erfahren sie
eine erhebliche Umgestaltung, deren Mechanik indessen immer noch
nicht restlos erkannt werden konnte. Die durch diese Umgestaltung
entstehende Brandung ist verschieden, je nachdem ob die Küste ein
Steilgestade hinter verhältnismäßig großen Tiefen ist oder ob die
Brandung einen allmählich mit schwachem Böschungswinkel ansteigen-
den Strand hinaufläuft. «*»
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32
Die jungen Meeressedimente nnd ihre Bildung
Wellen, welche gegen eine steil abfallende Küstenbösehung an-
laufen, werden reflektiert und erzeugen hierdurch die r Widersee* der
Seeleute, welche im allgemeinen um so kräftiger auftritt, je grüßer der
Böschungswinkel ist, in der Regel jedoch bei auflandigem Winde und
durch die immer frisch anstürmenden Wellen so bald verwischt wird,
daß man sie nur eine Strecke weit in die See zurückverfolgen kann.
Die Widersee dürfte weitere geologische Bedeutung nicht besitzen. Bei
dieser Reflexion der Wellen heben sich die Wellenkämme am Ufer bis
fast zum Doppelten ihrer früheren Höhe, da die Orbitalbewegung nach
vorwärts behindert und nur ein Ausweichen nach oben ermöglicht ist.
Fig. ]. Phot. Dr. Harn Spethmann.
Strand brandung an steilem Felsstrand. Kap Kullen bei Heisingborg, Südschweden.
Sind die Wellen hoch und laufen sie schnell, wie das bei Sturmwellen
oder bei der den unmittelbar erzeugenden Kraftimpulsen entzogenen, in
einiger Entfernung entstandeneu, sogenannten Dünung der Fall zu sein
pflegt, so erreicht das Aufschwellen der Wellenkämme beim Anprall
an das Gestade eine solche Energie, daß sich beträchtliche Wassermassen
loslösen und strahlartig an der Gestadewand hinaufspritzen. (Fig. 1.)
Einzeln stehende Felsinseln und Leuchttürme sind die Hauptschau-
plätze dieser sogenannten Klippenbrandung: doch wird eine solche durch
die gewaltigen Wogen der hohen Südbreiten auch an den senkrechten
Wänden der antarktischen Eisberge, also im offenen Meer über
ozeanischen Tiefen, erzeugt. Die vertikale Kraftleistung dieser Klippcn-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdnrch erzeugten Bildungen 33
brandung, deren Strahlen hiiufig bis auf Höhen von mehr als 30 m
über Mittelwasser hinaufgetrieben werden, ist bedeutend, bestimmte
Stevenson dieselben mit seinem Welleodynamometer am Gestade des
Bristolkanals in 7 m Höhe Uber Mittelwasser doch im Maximum zu
11500 kg auf 1 < j in Fläche, während der gleichzeitige horizontale Druck
nur 137 kg auf 1 qm betrug. Ja, in vereinzelten Fällen werden Zer-
störungen an Leuchttürmen durch die Klippenbrandung bis in Höhen
von 50 m und mehr berichtet. D. D. Gaillard46) meldete vom
Tillaniook-Leuohtturm an der Küste vou Oregon (45° 56' N B., 124° W L.)
am 11. Februar 1902 eine mehr als 60 m hohe Wassergarbe, welche
als solide Wassermasse auf das Dach des Wärterhauses, das 30 m hoch
liegt, herabstürzte; auch werden hier häufig Felsstücke auf das Dach
geschleudert und dieses dadurch stark beschädigt^ Auf gewisse Zer-
störungsvorgänge und -Wirkungen der Brandungswelle an Steilküsten
werden wir später zurückkommen. Hier sei zunächst nur die Er-
scheinung als solche betrachtet.
Wo sich die Küste sanft abböscht, werden die auf den Strand zu-
laufenden Wellen, ohne daß sie ihre Periode verändern, immer kürzer,
ihre Kämme aber höher und steiler: schließlich fohlt es dem vorwärts-
strebendeu Wellenberg auf seiner schon über flacherem Wasser be-
findlichen Vorderseite an Wasser, um ihn mit der im vorliegenden
Wellental rückwärts gerichteten Obitalbcwegimg aufzubauen. Dabei
wird der Wellenberg zuerst unsymmetrisch, dann an der vorderen
Böschung lotrecht, endlich wölbt er sich vornüber und bricht in sich
zusammen, wobei die Schaum- und Gischtmassen ihre Bewegung auf
den Strand hin fortsetzen (Fig. 2). Das ist die Grunderscheinung der so-
genannten Seichtwasser- oder Straudbranduug. Ihre l'rsache wäre dem-
nach eine Beeinträchtigung der Orbitalbewegung. Die kritische Phase
der Instabilität wird erreicht, sobald die Wellenhöhe gleich der Wasser-
tiefe geworden ist, wobei man die Wassertiefe vom Zentrum der Orbital-
bahnen oder angenähert von der halben Welleuhöhe aus zu bemessen
hat. Die lebendige Kraft der Welle wird durch das Auflaufen auf den
Strand der Richtung der Schwere entgegen und durch die zunehmende
Reibung schließlich aufgebraucht, worauf die Wasserteilchen die Böschung
wieder hinabstürzen, dem nächsten Wellenberg entgegen.
Das Überschlagen der Wellen ist jedoch, wie Krümmel ausein-
andersetzt, „nicht bloß abhängig von dem angegebenen Verhältnis
zwischen Wellenhöhe und Wassertiefe, sondern anscheinend auch von
dem Anstoß der Orbitalbewegung in den tieferen Wasserschichten, be-
sonders am Boden*. Bei der Vm Wandlung der Wind wellen — welche
der deutsche Seemann die Seen nennt — in die Dünung „nehmen
die Wellenhöhen, also die Vertikaldurchmesscr der Orbitalbahnen, ab.
dagegen halten sich die horizontalen Durchmesser der letzteren ziemlich
Andrte. Geologie dea Meerwboden». II. o
34
Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
unverändert. Trifft nun solche Düuuug, welche Uberdeckt von den Seen
des herrschenden Windes im Tiefwasser gar nicht zu sehen, höchstens
an den Bewegungen des Schiffes zu fühlen ist, auf flacheres Wasser,
so wird auch bei ihr die vorher dargelegte Formänderung nicht aus-
bleiben: vor allem also wird die Wellenhöhe ein sichtbares Maß er-
langen. Küstenbänke, welche weit in eine tiefe See vorgeschoben liegen,
oder Bänke in der offenen See selbst werden also solche bis dahin so-
zusagen nur latent vorhandene Dünung zu neuem Leben erwecken", und
auf diese Weise erklären sich die schon in dem Abschnitt Uber „Stetige
und unterbrochene Meeressedimentation u erwähnten Fälle von Brandung
über submarinen Bänken, über dem Wyville-Thonison-Rücken usw.
Au» drt Ponck-Si rio. VerUf Dr. F. BhwdtMl, Berlin.
Fig. 2.
Flachstrand von Sylt mit auflaufender Brandung. (Das oberste Sandriff ist im Begriff
sich dem Strand anzuschließen, von dem es noch durch eine mit Wasser erfüllte Senke
getrennt ist. Das in solchen Senken vielfach in seitlicher Bewegung befindliche Wasser
bildet am Boden derselben nicht selten quer tum Strand verlaufende Wellenfurchen. Die
Schaumstreifen der auflaufenden Wellen überschneiden je nach ihrem Alter einander und
lassen an ihrem Außensaum jedesmal einen minimal kleinen Sandstrandwall zurück.)
Bei Nichtberücksichtigung der tatsächlichen Bewegungsvorgänge
der einzelnen Wasserteilchen in den Welleu könnte man leicht zu der
Anschauung kommen, daß die Reibung der Welle am Boden das Steiler-
werden ihrer Vorderwand und ihr schließliches Überbrechen hervorrufe.
Indessen haben die Experimente in der Wellenrinne nichts von einem
solchen Einfluß der Reibung gezeigt, und dieselbe dürfte erst von
wesentlichem Einfluß werden', wo sich die Welleu auf der Strand-
böschung schließlich totlaufen. Für die erste Ursache des Überbrechens
der Wellen dürfte vielmehr die oben gegebene, wohl zuerst von Hägen
ausgesprochene Erklärung des Branduhgsprozesses vorzuziehen sein.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 35
.ledoch wird der ganze Vorgang nun noch durch eine andere
Begleiterscheinung kompliziert, nämlich durch das die Strandböschung
wieder herablaufende Wasser jeder Welle, welches dabei gegen die
Basis der nächsten Welle trifft und diese zweifellos in ihrem aufwärts
gerichteten Lauf hemmt, indem sie dieselbe vor allem zum vorzeitigen
Überbrechen bringt. Es erfolgt, also am Boden des Flachstrandes —
Steilküsten zeigen die Erscheinung nicht in merkbarer Weise! — ein
seewärts gerichteter Rückstrom des Wassers, welcher jedoch durch jede
neu ankommende Welle unterbrochen wird. Diese Erscheinung wird an
der Ostsee der Soog (auch wohl nur mit einem 0 = Sog geschrieben;
= „das Saugen") oder auch wohl Soogstrom genannt und ist jedem
als „Ziehen" bekannt, der einmal versucht hat bei hohem Seegang zu
baden, was eben aus diesem Grunde durchaus nicht ungefährlich ist.
Die Engländer nennen diese Erscheiuung undertow. Die Intensität
des Soogstromes ist um so stärker, je steiler die Böschung des Strandes
ist und je höher die erzeugende Welle jeweils diese Böschung hinauflief;
und, wo nur immer eine stärkere Brandung zur Beobachtung gelaugt,
läßt sich die Beeinflussung der Wellen durch die Intensität des Soogs
der jeweiligen vorhergehenden Welle erkennen, so zwar, daß diejenigen
Wellen den Strand am höchsten hinauflaufeu, welche nicht nur besonders
große Intensität besitzen, sondern auch einen nur geringen Soogstrom
zu überwinden haben. In der Tat scheint die Intensität der über- ^
brechenden Wellen und damit ihre Reichweite einem gewissen Rhythmus
zu unterliegen, als dessen Ausdruck wohl die an der deutschen „Wasser-
kante" vulgären Bezeichnungen „Schiffsmann, Steuermann, Kapitän** für
die aufeinander folgenden Wellen von scheinbar verschiedener Intensität
gelten können. Allerdings haben genauere Untersuchungen eine Be-
stätigung dieser schon den alten Griechen unter der Bezeichnung TQixvfiia
bekannten Dreizahl nicht gebracht. So hat G. Schott47) gezeigt, daß
unter südlichen Breiten vielmehr meist 4, 5, auch 6—8 große Wellen
während eines Sturmes einander folgen, und geglaubt, daß die Erregung
dieser oberen hohen Wellengruppen mit den Böen der Stürme zusammen-
hänge. Je nach der längereu oder kürzeren Dauer der Böen sollten die
besonders hohen Wellen innerhalb der einzelnen Gruppen mehr oder
weniger zahlreich sein, und je nach dem mehr oder weniger böigen
Charakter des Sturmes überhaupt werde die Erscheinung besonders
deutlich oder ntir wenig ausgebildet sein; auch scheine solche Gruppen-
bildung nur bei hoher, schwerer See vorzukommen. Und hiermit würde
es in der Tat übereinstimmen, wenn Beyer48) auf der Nordseeinsel Sylt
bei schwachen und mittelstarken Winden auch nur ein völlig regelloses
Aufeinanderfolgen größerer und kleinerer Wrellen beobachten konnte.
Immerhin wird sich die Beeinflussung der folgenden Welle durch den
starken Soogstrom einer vorhergegangenen, besonders kräftigen und
36
Die jungen Meeressedimfiite und ihre Bildung
hochaufgelaufeuen Welle nicht leugnen lassen, und es scheint, als ol»
hier bisher zwei verschiedenartige Wellenperiodizitäten, die sich am
Ueobachtungsort, dem Strande, in der Tat summieren und überdecken,
zusammengeworfen sind, nämlich eine durch den böigen Charakter der
die Wellen erzeugenden Wiude entstehende primäre,, und die lediglich
im (iebiete der obersten Strandbrandung durch zeitweise verstärkten
Soogstrom veranlaüte sekundäre Periodizität.
Jede Welle, welche den Strand aufwärts rollt, schleppt — was
jedem, der etwa bei starker Brandung einmal am Kiesstrand «rebadet
hat, fühlbar geworden sein wird — eine gewisse Menge Sand und Kies
mit. welche aber in der Hauptsache vom Soogstrom wieder mit zurück-
gezogen wird. Da jedoch ein gewisser Teil des mit den Rollern auf
den Strand geschleuderten Wassers sofort im Material des Strandes ver-
sickert, wobei im Sandstrande besondere, später noch zu besprechende
Erscheinungen statthaben, so setzt der Soogstrom doch immer erst etwas
tiefer mit genügender Kraft ein, um alle Gegenstände, welche wenig
schwerer als Wasser sind, also nicht fest auf dem Grunde ruhen, see-
wärts hiuwegzuführen, und so hinterläßt jeder Roller längs der Linie,
bis zu welcher er aufwärts schritt, einen kleinen Rückstand, den erst
Fig. 3.
Melirfm he Brandung auf flachem Sandstrand. Skagen, Kordspitze von Jütland. Links
von der weiblichen Figur hat eine Welle gerade etwa ihren höchsten Stand erreicht,
rechts ist das Wasser im Zurücklaufen begriffen: Soogstrom.)
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen
37
steigendes Wasser oder eine kräftigere Welle wieder wegwäscht, um
dasselbe Spiel weiter landeinwärts zu wiederholen. .
Da die Intensität des Soogstroms mit der Stärke der Brandung
wächst, wird die starke Zerstörung der Kaste bei Sturmbrandung ver-
ständlich. Auch auflandige Winde müssen übrigens den Soogstrom ver-
stärken, da sie das Wasser der Oberfläche gegen die Küste drücken und
dadurch einen Überfluß schaffen, der nach Ausgleich drängt; aber der
Soogstrom fehlt auch soust nicht, wo immer nur brandende Wellen auf
einen Strand auflaufen.
Die Hauptstätten der eigentlichen Strandbranduug sind einerseits
sanft abgeböschte Küsten, anderseits mit einem flachen Vorstrand ver-
sehene Steilgestade. Als gute Beispiele für die erstere Kategorie nennt
Krümmel: die Dttnenküsten der Landes am Biscaya-Golf , den Bade-
strand von Sylt, die ^eiserne Küste" Jütlands, die flache Ostküste der
Fig. 4.
Mehrfache Brandung (AVt, \Vt) auf überschwemmtem Strand; am Boden der Soogstrom.
Nach 0. Krcmmkl, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 1 13, Fig. 22.
Vereinigten Staaten, die Koiomandelküste Vorderindiens (namentlich bei
Madras) und die Küste von Zululand (East London); für die zweite
Kategorie: Teile der Guinea -Küste, die Nord- und Nordostseite der
Antillen von den Bahama- Inseln an bis nach Antigua, sowie viele
Hochseeinseln. Besonders berühmt ist die ständige großartige Braudung
an der von Inseln und Bänken freien Guinea-Küste, die sogen. Kalema,
von welcher Pechuel-Lösche in den Ergebnissen der Loango-Expedition
mit poetischen Worten eine anschauliche Schilderung gegeben hat.
Eine hohe ozeanische Dünung kann beim Auflaufen auf die seichten
Küstenge wässer wiederholt zum Branden kommen (Fig. 3). Zuerst ge-
schieht dieses, wo Wassertiefe und Welleuhöhe einander gleich werden. Die
übergebrochene Wasserraasse bewegt sich aber weiter landwärts als eine
zunächst niedrigere Übertragungswelle, die bei weiterhin abnehmender
Wassertiefe abermals überbrandet; und dieses Spiel setzt sich fort, bis
sich die ganze Bewegung in der oben beschriebenen Weise tot gelaufen
hat. Eine solche mehrfache Brandung und ihr Verhältnis zum Soog-
strom soll beistehende Skizze von Krümmel veranschaulichen (Fig. 4».
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38
Die jungen Meeressed imente und ihre Bildung
S. Passarge 49) unterscheidet dementsprechend bei einer voll-
ständigen Brandung folgende 5 Zonen, denen wir, um die Überein-
stimmung mit dem vorher Gesagten hervortreten zu lassen, in Klammern
einige Bemerkungen hinzugefügt haben:
1. Zone der ungestörten Wellen (über tieferem Wasser);
2. „ || Stauungswellen (über seichter werdendem Wasser):
3. „ „ Brecher (erstes Branden beim Gleichwerden von
Wassertiefe und Wellenhöhe);
4. „ „ Roller (A.ufwärtslaufen dar hierdurch entstandenen
Übertragungswelle) ;
5. „ „ Strandwellen (letztes Branden unmittelbar am
Strande).
2 — 5 bilden die Zone der eigentlichen Brandung. Passarge sagt, daß
sich die aus den übergestürzten Brechern entwickelnden „Roller" mit
•
Stauungszoiie
Brecher Rollerzone Strandbrandg.
rrrr:- ■■*.'. •• . vT7* : ''Strandwall 1
Fig. 5.
Vollständig ausgebildete Brandung. Nach S. Passarge, Physiologische Morphologie,
S.G4 (196), Abb. 39.
horizontal stark verlängerten, vertikal aber verkürzten Achsen vorwärts-
bewegten, was vielleicht noch durch Messungen zu beweisen wäre; auch
kann man verschiedener Meinung sein, ob es zweckmäßig ist, schon die
Zone der Stauungswellen (2.) zur Brandung hinzuzurechnen, da Stauung
ja bereits, wie oben gezeigt wurde, eintreten kann, bevor Wellenlänge
und Wellentiefe einander gleich geworden sind. Im allgemeinen aber
gibt die Fünfzahl der Zonen Passarges den Vorgang der Brandung
richtig wieder, wenn auch die einzelnen Zonen je nach der Stärke der
Küstenböschung und Unregelmäßigkeiten in derselben, sowie je nach
der Wellenhöhe eine sehr verschiedene Breite haben können, indem
z. B. die Rollerzone (4.) einmal fast ganz unterdrückt, ein anderes Mal
aber stark verbreitert sein kann (Fig. 5).
Die Wirkung der Brandung auf die Gestaltung des Küsten-
saumes und dessen Bildungen
Die obere Grenze des Wellenbereiches wird durch verschiedene
Bildungen gekennzeichnet, je nachdem, ob es sich um eine mehr oder
minder steile Felsküste oder um eine aus weicherem Material bestehende
Flachküste handelt.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 39
a) Steil- und FelskHsten
Zeratornngsformen
„Stets muß sich an einer Steilküste, wenn das Meeresniveau kon-
stant bleibt, eine in demselben gelegene Terrasse herausbilden" . . . .
Mit diesen Worten hat von Richthofen, welcher zuerst die große Be-
deutung der Abrasion dnrch die Brandungswelle für die geologische
Vorzeit ins rechte Licht setzte50), neben die Zerstörungsform des Kliffs
diejenige der Brandungs- oder Abrasionsplatte gesetzt, welche, im
Felsstrand gipfelnd, sich unter dem Meeresspiegel fortsetzt. (Fig. 6, 7.)
Fig. G.
Brandungsabrasion am Istrischen Scoglio Gronghera. Nach G. 80TZ1NSEB aus Stilles
Geologischen Charakterbildern, 5. Heft, 1911, Tafel 2. (Der Zusammenhalt der geschich-
teten Kreidekalke wird längs der Klüfte und der Schichtfugen durch die Brandung ge-
lockert, welche unter Rückverlegung des Kliffs die Abrasionsplatte erzeugt. Die bloß-
gelegte Schichtplatte zeigt beginnende Knrrenbildung und Durchlöcherung des Gesteins
durch die Tätigkeit eines Bohrschwammes [Vioa oder Cliona »data Grant].)
Am Felsstrande wird die obere Grenze der Brandung durch eine
wagerecht verlaufende hohlkehlenartige Nische, die Brandungshohl-
kehle (Fig. 7 — 12), bezeichnet. Bezüglich der Entstehung dieser Ab-
tragungsform und ihrer Varianten, der Brandungshöhlen und Bran-
dungstore (Fig. 13, 14), mag hier auf die Literatur, und zwar insbesondere
auf eine neuere, eingehende Darstellung von Gr, W. von ZaHX*1) und er-
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40
Die jungen Meeressedimente and ihre Bildung
gänzende Bemerkungen von E. Werth52), verwiesen werden, welche alles
Wesentliche enthalten. Nur folgende Bemerkungen seien darüber gestattet.
^*
Fig. 7.
Scheroatisches Profil der Abrasionsküste nach F. von Richthofen aus 0. Krümmel,
Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 130, Fig. 35. (abcd = ursprüngliche Gestalt der
Felsküste, ao = Kliff mit Brandungshohlkehle bei o, oc = Abrasionsplattfonn, e =
Detritusanhäufung am Fuß der Abrasionsplattfonn, N und H Nieder- und Hochwasserlinie.)
— , '■ ■ fhJIt.H.
Oft A
Fig. 8.
Brandungshohlkehle im Felsufer der Ki-
viera nach Stevenson aus 0. Kui MM EL,
Handbuch der Ozeanographie, Rd. II,
S. 125), Fig. 34.
Fig. !).
Strau<lprofil am Touufer nach Stevenson
aus 0. KRÜMMEL, Handbuch der Ozeano-
graphie, Bd. II, S. 124, Fig. 81.
Aot der Ponck-Serie. Verlag Dr. F. Stoedtner. Berlin. Phot. ('. Ihlig.
Fig. 10.
Rest eine» gehobenen Korallenriffes mit Brandungshohlkehle auf Abrasionsfläche.
Strand von Daressalam, Deutsch-Ostafrika.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 41
vox Zahn schien es, als ob in Nebenmeeren, z. B. im Europäischen
Mittelmeer und in der Ostsee, neileicht auch auf ozeanischen Inseln
und an den Küsten größerer Binnenseen, wie der großen amerikanischen
Seen, das Vorkommen von Hohlkehlen relativ häufiger wäre, als an
anderen Küsten. Diese Anschauung ist aber kaum aufrecht zu erhalten.
Fig. 11.
Brandungshohlkehlen- und Pilzfelsenbildun^ aus karbonischen Konglomeraten am Hope-
well-Kap bei Moncton, Neu-Braunschweig, Canada. Nach einer käuflichen Abbildung.
»An den Steilküsten der Ozeane fehlen Brandungskehlen keineswegs.
Hier, wo im allgemeinen eine erhebliche Höhendifferenz zwischen dem
Ebbe- und Flutniveau besteht, verschiebt sich zwar die Angriffsstelle
der Brandung mit den Gezeiten nicht unbedeutend, und nach längerer
Einwirkung der Meereswellen auf die Küste wird die Steilwand nur
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42
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
noch bei höherer Flut erreicht. Es ist also jedesmal nur eine verhältnis-
mäßig kurze Zeit, während welcher die Brandung die felsige Uferwand
angreifen kann. Doch scheint dieser Nachteil dadurch vollständig aus-
geglichen zu werden, daß die Meere mit Gezeiten weit kräftigere Wellen
erzeugen, als die tidenlosen Mittelmeere.
In der Tat erfordert jedes Kliffufer theoretisch die Bildung einer
Hohlkehle. Die Brandungswelle untergräbt durch ihre zerstörende Arbeit
mit Hilfe der ihr zur Verfügung stehenden Gesteinstrümmer die Fels-
wand, so daß die über dem Brandungsniveau aufragenden Teile derselben
Fig. 12.
Brandungshohlkehlen-, Pfeiler- und Pilzfelsenbildung aus obersilurischen Kalken in der
Brandungszone der Insel (iotland, Ostsee. Nach einer käuflichen Abbildung.
herabstürzen. Geschieht das Nachstürzen im gleichen Tempo mit dem
Vordringen des Meeres im Niveau der Brandungswelle, so resultiert eine
von unten bis oben einheitliche, mehr oder weniger steile Felswand, und
die Brandungshohlkehle tritt nicht in die Erscheinung, sie existiert viel-
mehr immer nur momentan in der Anlage. Wandert dagegen bei der
Küstenzerstörung die Aushöhlung schneller landeinwärts, als die über-
lagernden Felsmassen nachbrechen, so kommt es zur Ausbildung einer
vollendeten typischen Hohlkehle. Und da ist nun zweifellos in aller-
erster Linie maßgebend die innere Struktur und der daraus resultierende
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 43
Fig. ta
Perre-Rock, ein aus steil aufgerichtetem, fossilführendem Unterdevon bestehender, 87 m
hoher, bei Ebbe trockenen Fußes zu erreichender Felsen mit einem 1K45 eingestürzten
and einem zweiten, noch erhaltenen Brandungstor. Quebec, Canada. Andkkk phot. 1918.
(Die Entstehung dieser Tore aus einander begegnenden Brandungsliohlkehleu ist an den
Wänden des Felsens ausgezeichnet zu studieren.)
Fig. 14.
Steilküste von Helgoland mit Brandungstoren und vorgelagerter Ahrasionsterrasse bei
Ebbe. Nach einer käuflichen Abbildung.
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44
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Grad der Festigkeit, sowie die ehemische Beschaffenheit (Wasser-
löslichkeit) des Gesteines, in welches die Brandungswelle den Steilabfall
des Kliffs einarbeitet " (E. Werth).
Neben diesen Gesteinseigeuschaften wird mau mit R. Gradmann
al)er auch die Höhe der in Zerstörung begriffenen Kliffs als Faktor
für die Bildung von Brandungshohlkehlen nicht vergessen wollen. Denn,
je höher das Kliff, um so bedeutender müssen die herabgestürzten Massen
sein, und um so länger dauert ihre Aufbereitung; mau wird daher wirk-
liche Gebirgsküsten viel häufiger mit einer Blockhalde antreffen als mit
einer Brand uugskehle am Fuß.
Fig. 15.
Durch das Spritzwasser der Brandung ungelöste Kalkfelsen der Insel Capri, die wie mit
Säure Übergossen aussehen. Andkkk phot. 1H9H.
Zahlreiche Beobachtungen verschiedener Forscher über die Bildung
von sogenannten Riesentöpfen oder Strudellöchern am Felsstrand mit
noch auf dem Grunde liegenden Reibsteinen hat schon .Ioh. Walther m>
gesammelt, und zwar auch aus Küstengegenden, in denen, wie auf der
Sinai-Halbinsel oder an der Ostküste von Luzon, die Beteiligung von
Gletschereis — die manche Forscher gerne für jede solche Bildung her-
anziehen — völlig ausgeschlossen ist, während man etwa bei den Vor-
kommnissen an der Küste von Finnland oder des Weißen Meeres mindestens
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 45
den Verdacht auf Lokalisierung der Strudel Wirkung durch Gletschereis
haben kann. — Hier könnten auch die kleinen napfförmigen Vertiefungen
in den horizontal liegenden weichen Obersilursandsteineu des Vorstrandes
des Hoburgen-Klintes an der Südspitze der Insel Gottand angeschlossen
werden, deren Entstehung durch das Hin- und, Herschieben kleiner Ge-
rölle im Spiel der Brandungswelle im Jahre 1910 durch den Verf. be-
obachtet werden konnte55).
Auf die besonders Kalkfelsen anätzende Wirkung der Meerwasser-
spritzer in der „Spritzzone" von Zahns werden wir später Gelegenheit
nehmen einzugehen. (Fig. 15, 16.)
Fig. IG.
küstcnkarren auf dem Scoglio Rovera bei Parenzo, Adria. Nach G. GuTZINQEH aus
Stim.Es Geologischen Charakterbildern, 5. Heft, 1911, Tafel Sa, (Die zahlreichen Grübchen
sind die Wirkung der Auflösung durch Spritzwasser und der tierischen Erosion durch
die Napfschnecke Patella.)
Den Geologen interessiert aber nicht nur das Wirken der die
Morphologie des Küstensaums bedingenden anorganischen Kräfte, sondern
auch die Mitwirkung der hierbei beteiligten Organismen, und zwar
Pflanzen wie Tiere. Dieselben vermögen auf der einen Seite nicht nur
unmittelbar, indem sie das Gestein angreifen (Fig. 17, 18), sondern auch
mittelbar, wie wir das gleich noch von manchen Tangen sehen werdeu, die
mechanische Kraft der Braudung zu unterstützen, anderseits wirken sie z.T.
aber wiederum gerade in entgegengesetztem Sinne, also schützend, wie z. B.
die Überzüge von Balaniden n. a. Auch in der Verteilung dieser Organismen
46
Die jungen Meeresscrlinientc und ihre Bildung
bestehen offenbar Gesetzmäßigkeiten. Aber es bedarf noch viel ein-
gehenderer biologischer Küstenforsehungen und der Ausdehnung solcher
auf alle Küsten, ehe hier allgemeinere Gesetzmäßigkeiten festgestellt
werden können. Es kann sich also auch nur um ein Beispiel handeln,
Fig. 17.
Kalkstein von der Felsküste Dalmaticns, durch einen Bohrschwaium tVioa oder Cliona
celata Graut) angebohrt und innerlich zermürbt. */j der natürlichen Größe. Nach Oskar
Schmidt aus C. KELLER, Das Leben des Meeres. 1895, S. 258, Fig. 77.
Fig. 18.
Lithodomus lithophagus, die „Meerdattel", in Kalkstein eingebohrt. Küste der Adria
bei Triest. Etwa */t der nat. Größe. (Original in der Allgemein-geologischen Sammlung
des Geologisch -paläontologischen Instituts und der Bernsteinsaminlung der Albertus-
Universität zu Königsberg i. Pr.) (Die Schalen dieser Tiere, welche in Triest und Venedig
unter der charakteristischen Bezeichnung „Dattolo di pietra" auf den Markt kommen,
Bind den Hohlräumen so augepaßt, daß eine drehende Bewegung ausgeschlossen erscheint;
die Vergrößerung der Hohlräume kann daher nur durch Lösung erfolgen.)
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 47
wenn ich der Darstellung von Zahns folgendes entnehme: Ju dem
Auftreten der einzelnen Tier- und Pflauzenarten scheint eine gewisse
Reihenfolge zu herrschen; ich fand sie wenigstens wiederholt an vielen
Stellen, auch auf den Scilly- Inseln. Am höchsten hinauf geht die ge-
meine Seepocke, Baianus halanoides L., dann folgt die gekerbte See-
pocke, Baianus crenatus Brug., und die gemeine Napfschuecke, Patella
vulgata L., und einige andere kleine Schnecken. Man könnte diese Zone
die des Baianus uud der Patella nennen. Nun folgt die Zone der
Muscheln, charakterisiert durch die Miesmuschel, Mytilus edulis L.
Daran schließen sich nun die Pflanzen, vertreten durch Tangarten, an.
Einen ersten Gürtel bilden die Fucus- Arten, wie der gemeine Blasen-
. tang, Fucus vesiculosus L., der Sägetang. Fucus serratus L., und der
Prlanzenlose
Zone.
Fig. 19.
Schematische Darstellung der Besiedelung der Felsküste der Xormandie und Bretagne
mit pflanzlichem und tierischem Benthos nach G. W. von Zahn aus Thilo Krimbach
in Zoolog. Anzeiger, 49, M>1 7, S. 122, Fig. 5.
Riementang, Himanthalia lorea L.. Unter der Niedrigwassergrenze
endlich sind die großen Tangarten angesiedelt." So ergibt sich die
Aufeinanderfolge der einzelnen Zonen unter Einfügung der morphologisch
von einander unterschiedenen Schliff- und Spritzzone im Schema, wie es
Fig. 19 darstellt. Durchaus ähnlich verhalten sich übrigens auch die
Küsten Norwegens.
Es wäre verlockend, an dieser uud au späterer Stelle (bei Be-
sprechung des Flachstrandes) eingehender zu schildern, wie sich die
verschiedenen Pflanzen und Tiere gegen die Wirkung des heftigen Wellen-
schlages in der Strandregion entweder durch dicke, schwer zerbrechliche
Schalen, wie manche Schnecken und Muscheln, durch Festsaugen an
Felsflächen, wie die Patellen, durch Einbohren, wie bohrende Muscheln
und Seeigel (Fig. 20, 21), oder durch Verankern an Felswänden mit
Schalsubstanz, wie die Seepocken (Baianus), oder mittels Byssus, wie
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48
Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
die Miesmuscheln (Mytilus edulis), im Sandboden aber durch Eingraben
in den Boden, wie manche Würmer (Arenicola, Balanoglossus), Krebse
(Talitrus) und Muscheln (Mya arenaria) oder noch andere Mittel zu
schützen wissen. Indessen sind diese Verhältnisse so oft und ausgiebig
geschildert worden, daß es zwecklos wäre, liier in Einzelheiten einzu-
treten. Doch finden sich einige Hinweise dieser Art im Text verstreut.
Fig. 20.
E< liinoiuetrn subaugularis, eingebohrt in den Sandstein des Pernanibiuo-.. Riffs". Küste
von Brasilien. Nach J. C. BkaNNKK in Bull. Mus. Comp. Zool. Vol. XLIV, Tafel .">(».
Fig. 21.
.Seeigelbohrlöclter in Trachytblücken. 300 m nordwestlich Pedras l'retas Point bei Pernam-
buco, Brasilien. Nach J. C. BRAMMER in Bull. Mus. Comp. Zool. Vol. XLIV. 1904, Tafel 73.
Anfhanformen :
Krandungssrhotter vor Steilküsten und der Vorst rn ml
Das Zurückweichen der Steil- und Felsküsten geschieht im allge-
meinen weniger durch Abschleifen vermittels der durch die Brandung
bewegten Festmaterialien, als vielmehr durch Ausbrechen von Gestein
und durch Nachstürzen der durch Bildung einer Hohlkehle unter-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen» 49
waschenen Partien. Hierdurch wird eine Menge Gesteinsmaterial ge-
liefert, welches entweder an Ort und Stelle angelehnt an den Fuß unter-
halb des Kliffs als Blockhalde, bezw. Blocklager liegen bleiben kann
oder abtransportiert wird, um dann an anderen Orten zur Ruhe zu
kommen. Durch Stand- und Treibeis können größere in Eis eingefrorene
Blöcke leicht weit seewärts hinwegtransportiert werden. Blockhalden
und -lager jener Art treten sehr charakteristisch an den Felsküsten der
beiden Polargebiete auf. So stürzen infolge des während des kurzen
Sommers hervorgebrachten Tauens von den steilen Berghähgen der Fjorde
Fig. 88.
Blockstrand von Lohme auf der Insel Rügen (Ostsee). Nach F. W.vHNSGHAFFE au»
STILLE! Geologischen Charakterbildern, 2. Heft, 1910, Tafel ."».
(Grönlands ungeheure Felsmasseu auf den „Eisfuß" herab, der sich da-
durch mit großen und kleinen Steinen beläd, die später entweder an
Ort und Stelle auf den Meeresboden sinken oder mit dem Eise abtrans-
portiert werden.
An Küsten, die nur schwachen Gezeitenhub aufweisen, stellen
sich häufig sogar Schutthalden aus scharfkantigen Blöcken ein.
Wo blockreicher Geschiebemergel der Küstenzerstörung unterliegt,
wird das feinkörnige Sand-, Mergel- und Lehmmaterial heraus-
gewaschen und die größeren, teils wenig gerundeten Blörke bleiben
allein zurück, oft Kante auf Kante übereinander getürmt (Fig. 22).
Andr.e, Geologie de« Meeresboden!. II. 4
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50
Die jungen Meeressediment« und ihre Bildung
Ein Blockstrand dieser Art umsäumt viele Küstenstrecken der südlichen
Ostsee, so z. B. auf Rügen und an der Samlandküste. Die in das
Wasser sich hineinziehenden tieferen Teile solcher Blocklager werden
von den Fischern als „Scharfer Grund4' gemieden, da sie ihnen die
Netze zerreißen. Aber sie sind der beste natürliche Schutz gegen zu
schnelles Weiterschreiten der Küstenzerstörung, da sie die Gewalt der
Wogen mindern, bevor dieselben das eigentliche Kliff erreichen, und
Fig. 23.
Tangbewachsung in den Felswatten der Fundybai auf pflanzeuführenden Oberkarbon-
gesteinen. Duck Cove bei St. John, Ntu-Braunschwcig, Canada. Anmu;k phot. 1913.,
sollten daher nicht, wie das vielfach an den Ostseeküsten geschehen,
restlos ausgebeutet werden. Bei hohen Gezeiten und starken Gezeiten-
strömen, wie in den innersten Teilen der Fundy-Bai, verteilen sich die
Blöcke häufig in relativ kleiner Menge über die eigentümlichen Felswatten
(Fig. 23). Diese Felswatteu beherbergen, besonders wenn sie von dichten
Tangbüscheln überzogen sind, eine eigenartige Tierwelt. Gerade solche
am Felsen angeheftete Tangbüschel tragen aber, wo sie mehr vereinzelt
vorkommen, vielfach zur Zerstörung der Felsflächen dadurch bei, daß
die Sturmwogen gut an ihnen anzufassen vermögen und mit ihrer Hilfe
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen öl
Stück für Stück aus der prallen Gesteinsfläche heraushebeln. Anderseits
müssen (Jerölle, welche eine Bewachsung mit Tang zeigen, anch leichter von
der Brandung transportiert werden, als solche, welche frei davon gebliehen
sind (Fig. 24). Tangpolster fehlen begreiflicherweise an regelmäßig ver-
4*
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Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
eisten Küsten. An der öden Küste von Baffinland, wo hohe Gezeiten
mit Küsteneis zusammentreffen, wirken nach R. S. Tare die durch den
Gezeitenstrom hin- und hergetriebenen Eisschollen, wenn sie auch den
Wogeugaug dämpfen, doch stark zerstörend auf den Strand. Überhaupt
bewirkt das Treibeis in den höheren Breiten beim Stranden bemerkens-
werte Zusammenschiehungen des lockeren Strandbodens, Aufhäufung von
Blockwällen und nicht selten AbscbJeifungen und Schrammungen der
Felsstrande, Erscheinungen, für welche G. Haktmaxx56) zahlreiche
Fig. 25.
Vorstrand mit Strandwall aus Kieseln unterhalb des Geschiebemergelkliffs bei Brüsterort
an der Küste des Samlandes, Ostpreußen. Nach einem Negativ im Besitze des Geologisch-
paläontologischen Instituts und der Bernsteinsammlung der Albertus -Universität tu
Königsberg i. Pr.
Beispiele aus der Polarliteratur zusammengestellt hat. Wir kommen
hierauf zurück.
Nach J. ThoüLET57) wird an den Küsten von Labrador und Neu-
fundland der Felsstrand bei Hochwasser benetzt, bei Niedrigwasser aber
durch Gefrieren des Wassers in den Gesteinsfugen aufgelockert, so daß
die Eisschollen stets loses Material zum Abtransport, wie zur Korrosion
zur Verfügung haben.
An die beschriebenen Blocklager vor Steilküsten schließen sich
seitwärts in flacheren Buchten oder meerwärt s bis in das flache Wasser
Kies- und Sandlager an, die sich stetig aus den Blocklagern regenerieren,
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 53
anter fortdauernder Abnutzung und Feinerwerden des Koros der
einzelnen Komponenten.
Ablagerungen, welche sich wie die oben erwähnten Blocklager
am Fuße eines Kliffs anhäufen, bilden das, was G. Brauk5"),
dessen Arbeit für das folgende mehrfach benutzt wurde, als Vor-
strand bezeichnet. (Fig. 25.) Dieser Vorstrand ist in seiner ein-
fachsten Form die einseitige, meerwärts geneigte Böschung eines
Strandwalles, wie wir solche noch gleich kennen lernen werden. Häufig
wird der ganze auf dem Vorstrand angehäufte Schutt durch einen
einzigen Sturm fortgeführt. Ein derartig wechselnder Zustand herrscht
z. B. an der Ostküste der Halbinsel Jasmund auf Rügen. „Oft umsäumt
auf weite Strecken hin ein geschlossener Feuersteinvorstrand das Kreide-
kliff, zu Zeiten sogar recht breit, dann kommen wieder Stellen und
Zeiten, wo er ganz oder fast ganz fehlt." Auch an der Nordküste des
Fig. 2C.
Straudprotil am Geschiebeufer der Schaabe auf Kügeu nach A. Phii.IIM'son aus 0. Kn( mmel,
Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 123, Fig. Hll.
Samlandes kann man derartig wechselnde Zustände beobachten. Häufig
halten einander auch Zufuhr vom Lande her, durch Material des in
Zerstörung befindlichen Kliffs, und Abfuhr von Seiten des Meeres die
Wage; ein solcher Vorstrand ist dann nicht mehr zu unterscheiden von
dem, was man allgemein als Strandwall bezeichnet.
b) Der Flachstrand und Heine Bildungen:
Der Strandwall
Die Entstehung von Strandwällen (Fig. 26 — 29) ist die Regel an
Flachküsten. Häufig ist zwar der Strand auch hier nureinseitig, nach dem
Meere zu, abgeböscht; das ist aber in manchen Fällen nur die Folge davon,
daß der landseitige Abhang des Walles, wo Saudmaterial vorliegt, durch
aufgesetzte Dünenbildungen verdeckt wird. Demgegenüber zeigen die
„freien Strandwälle* sowohl eine seeseitige, wie eine landseitige Böschung.
Der freie Strand wall entspricht dein „offshore bar" oder auch „barrier
beach" der englischen Literatur. Im Französischen lautet die Bezeich-
nung „cordon littoral", entsprechend im Italienischen „cordone littoral«**',
im Dänisch -Norwegischen ..havstok", im Schwedischen -stengärde*4.
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54
Die jungeu Meeressedimente uud ihre Bildung
Korngröße <le« Strand wallmaterials
Das Material des Strandwalles ist Ktistenschutt mit organischen
Beimengungen. Der Küstenschutt wechselt der Korngröße nach zwischen
(«•rollen und feinen Sanden. Eine obere Grenze für die Geröllgröße ist
durch die Stärke der an der betreffenden Küste vorkommenden Sturm-
wcllen gegeben. Die bis zu 5 m hohen Straudwälle in der Nomiandie
Sand
§?i Mi
Ml
Fig. 27.
Strandprofil an der Schaabe auf Rügen nach Ä. Phiuhpson aus 0. KuUMMKl.. Handbuch
der Ozeanographie, Bd. II, S. 128, Fig. 29.
und an der englischen Ostküste, die eine Böschung bis 1:4 besitzen,
bestehen aus bis zu kopfgroßen Feuersteingeröllen, welche seit der alten
Normannen -Zeit bis heute für große und kleine Bauwerke zugehauen
werden. Die Feuersteinstrandwälle von Cayeux am Kanal und von der
Küste der Insel Rügen bestehen dagegen nach G. Braun nur aus kaum
faustgroßen Steinen. Gröber ist im allgemeinen wiederum das Korn der
aus eiszeitlichem Geschiebe aufgebauten Wälle an den norddeutschen
Küsten. Bei Cranz au der Samlaudküste und bei Heiligendamm in
Mecklenburg werden Durchmesser von 10 — 15 cm erreicht, Die aus
kambrischem Nexö-Sandsteiu gebildeten Strandwälle bei Salthammer Odde
jtrondwellc
^ \
— r... ^
Slrondwall
Abrasion
Fig. 28.
Schematiche Darstellung des Verhältnisses von Strandbrandung und Strandwall nach
# S. Passarge, Physiologische Morphologie, S. 65 (197), Abb. 40.
auf Bornholm bestehen aus Platten von etwa 12—15 cm Durchmesser.
Zwischen Geröll- und Sandstrandwall finden sich naturgemäß alle Über-
gänge, und es ist wohl zu beachten, daß die Korngröße der jeweilig
aufgeworfenen Materialien auch von den Jahreszeiten abhängig ist. In
der Regel sind die auf verschieden starke Wasserbewegung zurückzu-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 55
führenden einzelneu Kies- und Sandschichten sehr scharf gegeneinander
abgesetzt. Im übrigen wird es leicht verständlich, daß ältere Strand-
wälle prozentual stets mehr grobe Körner zeigen, als sie ursprünglich
besessen haben; das liegt an der relativen Anreicherung der gröberen
Körner bei der Auslese durch Windausblasung und austretende oder
hinüberfließende Wasserströme.
Fig. 29.
Sandig-steiniger Strandwall bei Grand Greve, Gaape-Bucht, Quebec, Canada.
ÄXDRfiE phot. 1918.
Form der Strand wallkomponenten
Die Form der einzelnen Komponenten des Strandwalles hängt
erstens von den stofflichen und Konsistenzeigenschaften des Gesteins-
materials, zweitens von der Länge des zurückgelegten Transportweges
und drittens auch von der Korngröße ab. Die Brocken uud Platten des
genannten Nexö- Sandstein -Strandwalles auf Bornholm sind kaum ge-
rundet, während aus demselben Gestein bestehende dahinter liegende
ältere StrandwäUe, die offenbar länger der Brandungseinwirkung aus-
gesetzt waren, stärkere Abnutzung zeigen, obwohl auch sie ganz in der
Nähe ihr Anstehendes haben. Die nur geringe Härte und keine Dünn-
sehichtigkeit zeigenden Kreidekalke an den Küsten der Normandie und
von Rügen lassen dagegen schon nach kurzem Transport längs der
Küste ausgezeichnete, oft kugelförmige Abrundung erkennen. Sehr voll-
kommene Abrundung wird häufig dort beobachtet, wo, wie bei den
Geschiebemergeln der deutschen Ostseeküste die Gesteinsbrocken bereits
56
Die jungen Meeresseditnente und ihre Bildung
vor ihrem Übergang in den Küstenschutt eine starke Abnutzung erfahren
haben, wobei die Gesteinsart mehr oder weniger gleichgültig ist, zumal
es sich um bereits nach der Widerstandsfähigkeit gegen Abnutzung gut
ausgelesenes Material handelt, Dementsprechend findet man z. B. au
der Nordküste des Samlandes, besser noch am Ostseeufer der Kurischen
Nehrung, wo ein längerer Transport durch die Küstenversetzung hinzu-
gekommen ist, nicht selten überraschend symmetrische Geröllformen der
verschiedenartigsten Gesteine (Fig. 30). Aber auch iu glazial nicht beein-
flußten Gebieten zeigen die gröberen Komponenten häufig ausgezeichnete
Etwa '/, der nat. Größe.
•
Abrollung, selbst solche aus dem harten und in der Regel als Beispiel für
Sprödigkeit genannten Feuerstein, wozu indes zu bemerken ist, daß die
Sprödigkeit des noch bergfeuchten Materiales bedeutend geringer ist,
als nach Austrocknung. Kugelrund abgeschliffene Feuersteine erwähnt
z. B. auch W. Koeht ■'*'•') vom Strande Helgolands. Viel weniger deut-
liche Abrollung zeigen vielfach die mittleren Korngrößen der Kiese und
die schon bei geringer Wasserbewegung suspendiert transportierten
Sandkörner. Doch ist auch hierbei zu beachten, ob solches Material
nicht aus schon vorhandenen Sandablagerungen anderer Entstehung ■
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungeu 57
stammt und bereits andersartigen Abnutzungsvorgäugen unterlag. Auch
das spezifische Gewicht spielt eine Rolle für die Formgebung bei Wasser-
transport. An der „BernsteinkUstc" des Samlandes kann man beobachten,
daß der spezifisch leichte Bernstein60) in kleinen Körnern in der Regel
eckigere Formen zeigt als gleich große Körner des spezifisch schwereren
(oft bernsteinfarbenen) Quarzes; "das aber offenbar deshalb, weil ersterer
viel eher zum Schweben im bewegten Wasser kommt als der Quarz.
Organische Beimengungen
Tierreste
Von organischen Beimengungen spielen Tierreste selten eine große
Rolle. Das ist z. T. sicher die Folge einer ursprünglichen Armut an
Organismen, welche die sandigen Küsten gegenüber den Felsküsten aus-
zeichnet. Die Ursache für diese Armut liegt aber nicht so sehr in der
direkten Einwirkung der Brandungswelle, sondern vor allem trägt die durch
dieselbe bedingte Verschiebbarkeit des Untergrundes viel dazu bei, die Zahl
der Arten zu vermindern. Doch kann man auch kilometerlange Strecken,
z. B. auf unseren ostfriesischen Inseln beobachten, welche ganz mit Bivalven-
schalen übersäet sind81), wobei die Seltenheit zweiklappiger Exemplare und
die Lage der Einzelklappen mit der Wölbung nach oben, die hier die Regel
ist. auffällt. Manche Autoren wollten, wie bei gewissen fossilen Fällen,
beobachtet haben, daß selbst bei gleichklappigen Arten jeweilig linke
oder- rechte Klappen in der Mehrzahl auftreten; indessen fehlen hierüber
noch exakte Angaben: auch ist eine plausible Erklärung hierfür bisher
nicht gegeben worden. Von ungleichklappigen Bivalven werden wohl
die gewölbten Klappen viel leichter auf den Strand geworfen als die
flachen. Die Schalen aller dieser Tiere aber liegen auf sekundärer
Lagerstätte, sie haben nichts mit der eigentlichen, meist weichhäutigen
Sandstrandfauna zu tun. Übrigens ist es sehr auffällig, daß dort, wo
uns Schichtgesteine mit einer Häufung von Einzelklappen von Muscheln
begegnen, die Wölbung dieser Klappen in der Regel nach unten ge-
richtet ist, woraus hervorgeht, daß solche Gesteine mit eigentlichen
Strandbildungen nicht identifiziert werden dürfen. Muschelschalen finden
sich an der holländischen und deutschen Nordseeküste oft in solchen
Mengen angehäuft, daß sie in Wagenladungen gesammelt und zum
„Mergeln" der Felder oder zum Kalkbrennen benutzt worden sind,
bezw. noch werden. Ganz steril pflegen die aus Kiesen oder Gerollen
aufgebauten Strandwälle zu sein. Das liegt z. T. sicher an der Zer-
kleinerung und Zerreibung der Schalen durch die Gerölle, zum anderen
tritt aber in diesen wasserdurchlässigen Ablagerungen als bedeutungsvoll
vielfach auch eine Zerstörung der Schalen durch Auflösung hinzu. Häufig
folgt lokale Verkittung der Ablagerung durch Wiederausscheidung der
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58 Die jungen Meeressedimentc und ihr« Bildung
hierbei entstandenen Kalklösung, wie das Deecke82) von der pommer-
sehen Küste, Bkaux von Küsten der iberischeu Halbinsel berichtet.
Die Fossilarmut echter fossiler Strandbildungen wird durch alles dieses,
soweit Tierreste in Frage kommen, ins rechte Licht gesetzt.
* •
PflanzenreSte
Tange
Das gilt aber nicht so für Pflanzenreste. Tange, und zwar
Fucaceen und Lamiuarieu, die bei ihrem geringen spezifischen Gewicht
oft massenhaft an den Strand geworfen werden, nehmen häufig erheblichen
Anteil am Aufbau der Strandwälle. Gerne benutzt man sie an den
Küsten des Samlandes und anderen Orten zur Düngung benachbarter
Felder. Der Strand wanderer an der Bernsteinküste weiß, daß gerade
in solchen Tangbüschel u und dem Genist aller möglichen Holzreste der
geschätzte Bernstein sich vorfindet, einmal, weil er sich in den Tang-
büscheln verfangen hat, um mit diesen an den Strand befördert zu
werden, sodann aber auch wegen seines bereits einmal erwähnten ge-
ringen spezifischen Gewichtes, das ihn zu den leichteren Materialien
weist, welche das Meer auswirft. Gelegeutlich können die Tange, wie
das z. B. auch H. Potonie von der Nordseeküste berichtet, zusammen
mit anderen an den Strand geworfenen Orgauismeu den Sand schwarz
verfärben. Indessen verflüchtigt sich die färbende Substanz an der Luft
durch Oxydation sehr schnell, so daß die Oberfläche des Sandes nur
dann verfärbt erscheint, wenn die färbende Substanz — eine schwarze
Flüssigkeit, wie man sie z. B. die oft mächtige Tang-Stranddrift Helgo-
lands (Fig. 31) abgeben sieht, — unmittelbar vorher hineingelangt ist.
Die Wellen formen aus den antreibenden Tangraassen oft eigenartige
Wülste, die besonders nach Cberschüttuug mit Sand wegen ihrer Form
in die Augen fallen. Wird Tang-Stranddrift in dieser Weise vor ihrer
völligen Verwesung nachträglich durch toniges Material, Sand oder Ge-
rölle bedeckt, so kann sie mehr oder minder festwerdende Ansammlungen
organischer Substanz hinterlassen, indem zunächst offenbar die Haupt-
masse des in den Pflanzenkörpern vorhandenen Wassers ausgepresst
wird. Solche „Tang -Saprokoll" -Lager, z. T. aus der sehr konsistenten
Desmarestia aculeata, z. T. aus Laminarieu gebildet, haben P. Kuckuck
und H. Potoxie mehrfach auf Helgoland beobachtet. Ganze Torflager
aus marinen Tangen bilden sich in der Ljamtschinabucht auf der
Waigatsch-lnsel, ferner an der Küste der Vendee zwischen La Chaume
und Les Granges, sowie bei Finisterre im Innern der Bucht von Teven
in der Bretagne. An der letztgenannten Lokalität hat sich eine sehr
dichte, homogene, blättrige, aber kohärente, ja politurfähige schwarze
Masse gebildet, die mit ihren 83,3 °/o organischen Substanzen als Dünge-
mittel benutzt wird und seit langer Zeit bekannt ist. G. Bbaun fand
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 59
neuerdings in den Sanden und Kiesen mit Mytilus westlich von
Frcderikshavn in Jütland dünne „Kohlen'-Schmitzchen, die er ebenfalls
auf Tang zurückfuhren wollte. Auch Seegräser, Zostera, bilden Strand-
drift und können, falls sie von Sand bedeckt werden, durch einen Zer-
setzungsprozeß dunkelbraune Humus-Massen erzeugen, wie gelegentlich
am Strande der Nordseeinseln, aber auch im westlichen Teile der Ostsee
beobachtet wird.
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60 Die jungen Meeressediniente und ihre Bildung
Meerbälle, Seeknödel und Ähnliches.
Hier wäre auch der Ort, der (lerölle von Tangmassen und höheren
Wasserpflanzen zu gedenken, die den „Secbällen* Potonies83) ent-
sprechen. Lebende grüne Algenkugeln — sogenannte Seeknödel — , ge-
bildet von Valonia aegagropila, Cladophora Cornea, Enteromorpha intesti-
nalis u.a., werden bei Seegang am Lido von Venedig und sonst am Mittel-
meer oft zu Hunderten an den Strand geworfen. Die aus Cladophora cornea
gebildeten Seeknödel entstehen durch Anheften junger Pflanzen an ein
rundliches Steinchen oder eine kleine Knolle von Lithothamnium, die,
von den Wellen gerollt, den Pflanzen ermöglichen, ihre Unterlage all-
seitig zu bewachsen84). Demgegenüber werden die den Apothekern
als ^pilae marinae" bekannten Meerbälle von den Wurzelfasern und
Fig. 32.
Vntermeerischer Wald bei Ebbe. Dove-Point, Küste von Chesliire.
Nach Cl. Riem, Submerged forest«, Titelbild.
Bastbündeln von Seegras-(Posidonia-) Arten, insbesondere Posidonia
oceanica, gebildet. Wir finden sie in alten Arzneibüchern als wurm-
tötendes Mittel angeführt, und ihre jodhaltige Asche galt als Spezificum
gegen Kröpfe85). Auch Zostera marina gibt das Material für Meer-
oder Seebälle ab.
Torfgerölle uud Meertorfe.
Nicht zu verwechseln mit diesen aus marinen Pflanzenresten ge-
bildeten Meerbällen oder -knödeln siud die Torfgerölle, welche aus der
Zerstörung von an der Küste oder submarin anstehenden, aber ur-
sprünglich festländischen Torflagern hervorgegangen sind. Solcher
untermeerischer Torf von dünnschiefriger Beschaffenheit und braun-
kohlenartiger Festigkeit ist unter dem Namen Meertorf (Strandtorf,
LitoValtorf, Mar Törv der Dänen) bekannt; auf der Insel Sylt heißt er
Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzeugten Bildungen t',1
Tuul. Vorkommnisse dieser Art sind weit verbreitet, sie finden sich nicht nur
an der Küste der Ostsee (Fig. 33). — wo z. B. der sogenannte Versunkene
Wald" von Cranz an der Nordküste des Samlandes. bezw. des Wurzel-
teiles der Kurischen Nehrung ein wahrscheinlich nur durch darüber
hinweggehende Dünen86) zusammengepreßtes, nicht aber eigentlich
gesunkenes Niederungsmoor repräsentiert — , sondern ebenso an der
Küste der Nordsee, z. B. auf der Insel Sylt, an der flandrischen Küste
zwischen Wenduyne und De Haan, ferner rings um die Küsten Irlands und
Englands (Fig. 32) — hier hat ihnen Cl. Reeü67) eine zusammenfassende
Betrachtung gewidmet — , an der Küste der Bretagne in der Gegend
Fig. sw.
Submarines Torflager am Ostseestrande in Mecklenburg. Nach El'GEX GK1XIT7. aus
H. Potoxik, Entstehuug der Steinkohle, ">. Aufl., Berlin 1910, S. 188. Fig. 72.
von Plougasnou- Primel (Finistere) 8M), an. den Küsten von New Jersey
und Nord-Carolina, sowie an manchen anderen Orten, deren Aufzählung
hier zu weit führen würde. Kine ausführlichere Liste submariner Lnnd-
torfe gab schon 1885 der bekannte schweizerische Moorforscher Jakob
Früh, neuere Mitteilungen über den Gegenstand verdanken wir
H. Potoxik r*9). Daß auch in erheblicheren Tiefen z. B. der Nordsee
anstehende Landtorfe vorkommen, wird später auszuführen sein. Der
Geologe hat allen Anlaß, diesen Bildungen seine Aufmerksamkeit zu
schenken, nicht nur, weil sie in vielen Fällen andere Schlüsse auf statt-
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♦i2 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
gehabte Senkungen jugendlichen Alters unterstützen, sondern auch als
Vergleichsobjekten für paralische, d. i. küstennahe Kohlenflöze früherer
geologischer Perioden. Mit Recht hat II. Winter70) darauf hinge-
wiesen, daß die Torfgeiölle der Jetztzeit ihr volles Analogon in den
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 63
„Torfdolomitenu der Steinkohlenformation paralischer Becken haben,
welche ihre Dolomitnatur wahrscheinlich unter dem Einfluß des da-
maligen Meerwassers erwarben.
Treibholzlager und Strandhäcksel.
Von gewaltigen Treibholzlagern und wahrhaften Strandwällen aus
Baumstämmen, Wurzeln, Ästen und Holzfragmenten aller Art berichten
uns die Reisenden von den Faröern, von den Nord- und Nordwestküsten
Islands, von der Ostküste Grönlands, von Spitzbergen und von den Nord-
küsten Sibiriens und des arktischen Amerika. (Fig. 34.) Dieselben bilden
in diesen baumlosen Gegenden seit Jahrhunderten die einzige Quelle für
Nutz- und Brennholz. Wie mehrfache, später noch zu zitierende Unter-
suchungen gezeigt haben, handelt es sich hierbei in der Hauptsache um
nordsibirische und nordamerikanische Nadelholzer; doch dürfte, wenigstens
l
Wasser
Strand,
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Ii!
Wasser
I
| H Strand\
I
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l
Fig. 35.
Schematische Darstellung der Lagerung von StrnndhaVkscI. Nach H. Potonie in Aldu
d. Kgl. Preuß. Gcol. Landesaustalt, 55, III, S. 253, Fig. 4<>.
in den erstgenannten Gebieten, auch der Golfstrom zur Entstehung der
Treibholzmassen mit beitragen. Es muß indessen betont werden, daß
entgegen diesen arktischen Vorkommnissen Treibhölzer in den Tropen
nach Krümmel sehr raschem Zerfall unterliegen, in solchen Regionen
daher keine günstigen Bedingungen zum Fossilwerden vegetabilischer
Massen vorhanden sind. — Auf das Ufer geworfene Holzstücke und
Pflanzenstengel — sogenannter „Häcksel * (H. Potonie) — ist, worauf
dieser Autor besonders aufmerksam machte und wie jederzeit in ge-
eigneten Fällen beobachtet werden kann, parallel zur Uferlinie ange-
ordnet, obwohl sie, solange sie noch im Wasser schwimmen, parallel
zur Stoßrichtung des Wassers orientiert sind; indessen werden sie
bereits vor der endgültigen Ablagerung noch im Wasser parallel zur
Uferlinie umgelegt, sowie sie mit einem ihrer Enden am Grunde an-
stoßen (Fig. 35). Auch Holzreste erfahren am Strande, nachdem sie in
geeignete Stücke zerbrochen sind, eine Abrollung und werden zu Holz-
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64
Die jungen Meeresaediraente und ihre Bildung
geröllen oder Rollhölzern, die durchaus keine große Seltenheit sind,
neuerdings aber an den Küsten der Kulturländer mehr und mehr auch
von künstlich bearbeiteten Gegenständen, Schiffstrümmern usw., her-
rühren. In Ostpreußen werden solche vom Wasser angespülte, kurze,
mehr oder minder abgerollte Hölzer seit langem mit einem Lokalnameu
„Sprockholz4* genannt.
Andere Triftkörper
Außer solchen angetriebenen pflanzlichen Materialien71) und den
Schalen von Flachwassertieren sind auch schwimmende Hartgebilde von
Hoehseetieren am Strande manchmal nicht selten, wie der Schulp der
Sepia officinalis an den Mittelmcerküsten oder die Schale der Spirula, des
„Posthörnchens14, in den Tropen. So häufen sich nach Koekt au zahlreichen
Stellen im Hafen von Daressalam in der Hocbwasserlinie die schönen
blauen Schalen der Janthiua, Schalen von Bulla und Spirula, seltener vom
Nautilus, daneben Kopal, ein subfossiles Harz, welches aus den Leum-
und Sandschichten der Küste angespült wird, und schließlich in großer
Menge Bimsstein, welcher noch vom Ausbrach des Krakatau herrühren
soll. Mit dem auch manche künstliche oder durch Menschen vertragene,
natürliche Produkte enthaltenden „Treibsel* der Nordsee hat sich u. a.
H. Philippsex72) neuerdings beschäftigt.
«
Innerer Bau der Strandwälle
Was den inneren Bau der Strandwälle anbetrifft, so zeigt sich
zunächst, daß die Aufbereitung des Materials mir unvollkommen ist; es
liegen oft größere Brocken in feinerer Grundmasse. Die Lage der scharf
gegeneinander abgesetzten Schichten geht in der Regel parallel der
Oberfläche, sobald es sich um Querschnitte senkrecht zum Verlauf der
Küste handelt. Längsschnitte dagegen zeigen vielfache Wechsellagerangen,
sowie häufiges Ablösen der einzelnen Kies- und Sandschichten. Besonders
die kleinen Kliffbildungeu, welche in Zerstörung begriffene Straiidwälle
entstehen lassen, geben beste Gelegenheit zu derartigen Beobachtungen.
Hier findet man ausgezeichnete, echte Diagonalschichtung. Dagegen
entstellt eigentliche Kreuzschichtung am Strande nur dort, wo Flug-
sand den oberen Teil eines Strandwalles bedeckt, und hat mit dem
durch das Meer aufgeworfenen Walle nicht das mindeste zu tuu. Immer-
• hin wird der Geologe diese iunige Verknüpfung mariner und äolischer
Strandbildungen wohl im Auge zu behalten haben. .
Zonare Anordnung des Materials der Strandwälle; Sommer- und Winter-
oder Stormstraud
Wo das Material des Strandwalles keine großen Unterschiede in
Korngröße und spezifischem Gewichte zeigt, ist auch von einer zonaren
Anordnung desselben an dem Äußeren des Strandwalles nichts wahr-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 65
zunehmen. In der Regel tritt aber eine solche Anordnung in Zonen
deutlich in Erscheinung. So unterscheidet man an unseren norddeutschen
Küsten einen Winter- oder Sturrastrand von einem Sommerstrand. Der
Sturmstrand, nach seiner Lage gelegentlich (so von L. Meyn auf Sylt,
wo er etwa 1,5 m über dem fast ebenen gewöhnlichen Sandstrande liegt)
wohl auch als Hochstrand bezeichnet, ist nicht nur durch die erheblichere
Größe seiner Gerölle ausgezeichnet, sondern es sammeln sich besonders
auf ihm auch allerlei Hölzer, Wurzeln, Schilf- und Tangreste, also
Material, welches bei stürmischem Wetter irgendwo von der Küste
oder vom Meeresboden losgerissen nnd dann ans Land gespült wurde.
Hier findet man auch die mannigfaltigsten und besterhaltenen Tierreste,
während im „Sommerstrand wall" durch das stete Spiel der Wellen alles
zerrieben ist. Daher z. B. auch das Fehlen der Spirula im Sommer-
strandwall, aber ihr häufiges Vorkommen im Sturmwall von Beira in
Mozambique73). Strandwall und Sturmwall konnte Ortmann sehr schön
bei Daressalam, Joh. Walther am Jtoten Meere unterscheiden, und
ihr Vorkommen ist die Kegel an flachen, Stürmen ausgesetzten Meeres-
küsten. Finden sich im Sand, wie das nachher noch näher ausgeführt
werden soll, besonders schwere Bestandteile, z. B. Magneteisen, so treten
dieselben immer streifen- und nesterförmig auf, indem sie dort an-
gereichert wurden, wo die Transportkraft der sie bewegenden Wellen
zu Ende ging. Gerölle und Sand treten in gesonderten Streifen auf,
und Braun konnte beobachten, daß am Weststrand des Samlandes die
spezifisch leichten grauen Senongesteine mit Belemnitella mucronata immer
gesondert von den übrigen Gesteinen liegen, was auch der Verfasser
dieses bestätigen kann. Die Verschiedenartigkeit des Materials bringt
naturgemäß Unterschiede in den Böschungswinkeln der Strandwälle*
hervor, so daß die einzelnen, aus verschiedenem Material aufgebauten
Zonen auch der Form nach stark hervortreten.
Form und Böschungswinkel der Strandwälle
Die allgemeine Form des Strand walles ist nach Braun „bei Sand
und Kies da, wo Anschwemmung stattfindet, die, daß auf einer mit dem
mittleren Winkel von etwa 2—4° abfallenden Fläche an der Basis nach
dem Meere zu ein zweiter kleiner Wall aufsitzt. Derselbe muß als das
innerste Sandriff angesehen werden, das seinen Weg von außen her
vollendet hat und nunmehr dem Strandwall einverleibt ist. Dieser
jüngste Bestandteil seinerseits" — Braun nennt ihn das „Zuwachs-
riff" — „besteht aus einer dachförmig nach innen und außen abfallen-
den Fläche, der sich nach innen zu noch eine Stufe mit dem maximalen
Winkel des Sandes geböscht anschließt". Die innere Seite der Wälle
ist gewöhnlich stärker geböscht als die äußere und besteht manchmal
aus gröberem Material. „Wenn das Zuwachsriff fehlt, so unterliegt die
Andr£e, Oeologie de« Meeresboden«. II. 5
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66
Die jungen Meeregseditnente und ihre Bildung
Küste der Abspülung, wenn auch oft nur vorübergehend. Entweder
halten sich dann Abfuhr und Zufuhr die Wage und die Wellen branden
auf einer gleichmüßig geneigten Fläche, oder die Brandung zerstört so-
gar, sie schneidet in den Strand ein Kliff hinein.
Die an den Strandwällen auftretenden Winkel zeigen sehr verschiedene
Werte. In der Brandungszone treten z. B. an der Westküste von, Tütland
fast durchgängig Winkel von 4° auf, auf Sylt auch größere, bis zu 12°; an
den Ostseeküsten und in der Gascogne herrschen ebenfalls Winkel von
2 — 4° vor, wesentlich flacher ist die Böschung in Holland, wo fast ständig
nur 1 — 2° erreicht werden. Diese Zahlen beziehen sich auf Sande,
welche daher auch in der Regel flacher gewölbte Bänke bilden. Durch-
weg stärker gewölbt ist die Oberfläche bei Kiesbänken, in welchen
bezeichnenderweise die gröberen Korngrößen nicht selten zu oberst
liegen. Das ist offenbar eine Folge stärkerer Aufbereitung. Solche
steilere Böschungen von Kiesen beobachtete Braun bei Simrishamn
mit 10°, bei Sables d' Olonne- mit 8°. Die von ihm festgestellte
Maximalböschung von Sand und Steinchen in der Brandung beträgt 16°,
außerhalb derselben 34°. Th. Otto74) maß bei seinen gründlichen
Untersuchungen über die Entstehung des Darss und Zingst an der ?or-
pommerschen Küste den seeseitigen Böschungswinkel der dortigen
Strandwälle sehr gleichmäßig zwischen 6 und 8°, die landseitige
Böschung nur zu 2 — 4°. Die seeseitige Maximalböschung betrag 16°
an einem Kiesstrandwall; Sandstrand wälle gingen über 8° Böschung
nicht hinaus. Auch die Zahlen eines älteren Autors lassen sich gut mit
den soeben aufgeführten neueren Messungen vergleichen: Forch-
hammer75) „fand den Winkel, den der Strand bei Skagen gegen das
Meer bildet, 6°, 8°, 12°, 13°, 14°; weiter gegen S. wechselte er zwischen
5° und 8l/a°, an einzelnen Stellen 12°. Im Liimfjord stieg derselbe bis
25°: dies waren Steine, während der früher beobachtete aus Sand be-
stand. Man wird also 25° als das Maximum des Neigungswinkels des
Strandes gegen die See annehmen können. Wenn nun das Meer eine
neue Schicht absetzt, ohne sein Niveau bedeutend zu verändern, so legt
sich diese neue Schicht unter demselben Winkel an den früher abge-
setzten Strand, und so bildet sich ein ganzes System von geneigten
Schichten, welche ursprünglich unter diesem bedeutenden Winkel abgesetzt
sind 14 . Diese Beobachtungen über die Entstehung primär geneigter Schichten
am Sandstrande sind zweifellos für das Problem der Schichtung und die '
Entstehung von Schräg- oder Diagonalschichtung, die Forchhammer
des weiteren daraus ableitet, äußerst wichtig; es kann jedoch füglich
bezweifelt werden, ob solcherart entstandene Schräg-, bezw. Diagonal-
schichtung fossil sehr häufig vorkommt, da eigentliche Strandbildungen
infolge der Eigenart ihrer Lage nur unter ausnahmsweise günstigen
Verhältnissen einmal erhalten bleiben können.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 67
Höhe der Strandwälle
Angaben Aber die Höhe von Strandwällen sind deshalb schwer zu
machen, weil bei dem Auftreten von Sand die Krone des Walles immer
durch Dünenbildung erhöht, wird. Brauchbare und vergleichbare Werte
lassen sich daher nur an Wällen aus gröberem Material gewinnen.
G. Braun fand als größte Höhe der Strandwälle an der Ostsee 2 bis 3 m
— der bekannteste Strand wall Deutschlands, der „Heilige Damm" in
Mecklenburg, ist etwa 2,5 m "hoch — , an der Nordsee 4 bis 5 m, am
Atlantischen Ozean 10 bis 12 m über der Abrasionsplatte. Alternde
Strandwälle, denen sich infolge Zurückweichens des Wassers neue see-
wärts vorlegen, verflachen sich schließlich, kleine Böschnngsuuterschiede
verschwinden, und ein solcher gealterter Strandwall ist ein einfacher
flacher rundlicher Rücken.
Werden und Vergehen der Strandwälle
Das Aussehen des Meeresstrandes ist stetigem Wechsel unterworfen.
Der Strandwall, auf dessen seeseitigem Abhang sich in der Hauptsache
auch die sogleich noch näher zu besprechende Strandvertriftung abspielt,
ist als das äußerste, stets von den Brandungswellen benetzte Gebilde
der Oerzone sehr unbeständig. Längere Zeit in gleichem Niveau ver-
harrender Wasserstand und mäßiger Seegang bauen ihn auf ; steigendes
Wasser zerstört ihn wieder und schafft landwärts einen neuen Strand-
wall, während langsam fallendes Wasser seine Form modifiziert, indem
es statt des relativ scharfen Kammes, unter Bildung primärer Schräg-
schichtang durch Anlagerung von immer neuen Sandlagen an die see-
seitige Böschung, eine ebene Oberfläche des Strand walles entstehen
läßt. Bei schnell fallendem Wasser aber bewahrt der Strandwall seine
alte Gestalt, und ein neuer Strandwall erwächst in einigem Abstand
seeseitig davon. So lauteten die Ergebnisse, welche Th. Otto am Darss
nnd Zingst der vorpommerschen Küste der Ostsee erzielt hatte. Aber
in dieser allgemeinen Form dürften sie auch für Flachküsten gezeiten-
reicherer Meeresteile gelten. „Der seeseitige Winkel des Strandwalles
entspricht stets einem Gleichgewichtszustand zwischen Zufuhr und Ab-
fahr. Ist die Zufuhr durch die Brandung stark, so ist der Winkel ein
großer, um dem Sog trotz des Verlustes durch Versickern die Kraft zu
geben, das überschüssige Material zu entfernen und dem weiteren
Transport zu überliefern. Wird anderseits der Sog gegenüber der Stoß-
kraft der Wellen zu stark, wie es bei Sturm der Fall ist, so reißt er
soviel Material von oben herab, daß der Winkel sich verflacht und
wieder Gleichgewicht eintritt" (Braun).
Im Einzelnen betrachtet erfolgt die Abtragung und Einebunng eines
Strandwalles bei steigendem Wasserstand auf sehr mannigfaltige Art.
Der Geologe und Geomorphologe finden hier auf engstem Raum im
5*
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68
Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
Kleinen häufig die besten Schulbeispiele für Kliffbildung mit ihren Be-
gleiterscheinungen, wie Unterwaschung und Hohlkehlen, Nachrutschungen
und Erosionsrinnen , aber auch für Formen des Transportes und der
Aufschüttung, wie Wellenfurchen, Miniaturdeltas usw.
Die „Strandwallebene"
Da die Höchst Wasserstände nur selten eintreten, sind die Strand-
wälle umso dauerhafter, je weiter landeinwärts sie gelegen sind; und
die Folge von alledem ist häufig ein System von Strandwällen, deren
innerster dann der schon früher erwähnte Sturmstrandwall oder Winter-
strand ist. Braun hat einen solchen Strand, der aus einem System
mehrerer Strandwälle aufgebaut ist, eine „ Strand wallebene" genannt,
eine Bezeichnung, die allerdings nicht gerade sehr glücklich genannt
werden kann. „Die öfters beobachtete Tatsache, daß die äußeren Wälle
in solchem Fall höher sind als die inneren, erklärt Vaughajj Cornish
dadurch, daß, je weiter ein solches Wall- und Rinnensystem sich ins
Meer vorschiebt, desto heftiger und stärker die Angriffe des Meeres
werden, die dann eben höhere Strandwälle schaffen können."
2. Die Küstenversetzung (Strandvertriftung) nebst Küsten-
strom und ihre Wirkungen
Es wäre hier der Ort, jener bereits im I. Bande kurz besprochenen
typischen Verschiebung des Strandmateriales zu gedenken, welche in
der Längsrichtung des Strandes erfolgt, wenn die Wellen nicht genau
senkrecht auf die Küste auftreffen, was sehr selten der Fall ist. Dann
entsteht durch die Kombination der schräg auflaufenden Brandungs-
wellen, welche Steine, Kies und Sandkörner in der ihnen eignenden
Richtung vorwärts stoßen, und des die Strandböschung wieder herab-
fließenden Soogstromes eine Verfrachtung der beweglichen Locker-
materialien im Sinne der vorherrschenden Winde längs der Küste.
Diese schon 1834 von H. R. Palmer klar erkannte und beschriebene
Erscheinung, die wir heute mit Philippson 76) als „Küstenversetzung"
oder mit Krümmel77) als „Strandvertriftung" bezeichnen, geht aber
nicht als einfache Zickzackbewegung vor sich, wie das Toknquist7*) und
Thoulet79) noch neuerdings dargestellt haben; sondern (Fig. 36) die
einzelnen Wasserteilchen, die mit jeder Welle schräg auf den Strand
hinauflaufen, beschreiben parallele und konzentrische Parabeln, und in-
dem sich dieses wiederholt , wandern sie mit jeder Welle ein Stück
seitwärts, alles Bewegliche mitnehmend. Diese Küstenversetzung wird
aber noch unterstützt von dem Küstenstrom, welchen länger in kon-
stanter Richtung wehende Winde ohne direkte Beteiligung der Brandung
erzeugen; nur gelangt das vom Küstenstrom erfaßte Material im allge-
meinen nicht auf den Strand, durchmißt also einen kürzeren Weg als
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzengten Bildungen 69
die der Küstenversetzung unterworfenen Detritusmassen. Dem Küsten-
strom unterliegt im allgemeinen wohl nur feineres, sandiges Material,
während die gröberen Schuttmassen lediglich auf der Außenböschung
Fig. 86.
Brandung und Strand vertriftung nach 0. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II,
S. 126, Fig. 32. (Erklärung: Eine Dünung von 200 m Länge läuft aus tiefem "Wasser
[von mehr als 100 m] gerade auf die* Küste zu, während ein Weststnnn in See parallel
zur Küste weht. Die Sturmwellen werden durch die stetig unter einem Winkel von 8'
abnehmenden Wassertiefen allmählich auf die Küste zu abgelenkt, wo sie unter 46° auf-
treffen. Ebenso nehmen die Wellenhöhen H umgekehrt proportional der Wassertiefe zu.
Durch Superposition kommt es in p = 6 m Tiefe zu einer hohen Brandung, die ihren
Wasserschwall in parabolischem Bogen auf den hier rasch ansteigenden Strand hinauf-
wirft. Bei m w ist das Mittelwasserniveau, bei s s der von der Brandung aufgeworfene
Strandwall aus Tangen, Muscheln oder Steinen.)
des Strandwalles unter dem Einfluß der Küstenversetzung wandern, so
zwar, daß z. B. Otto von der vorpommerschen Küste Beispiele anführen
konnte, in welchen es gröberen Schuttmassen nicht einmal gelang, nur
ca. 50 cm tiefe Priele, die einen werdenden Strandwall durchschnitten,
zu überschreiten.
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70
Die jungen Meeressedimente and ihre Bildung
Die transportierende Tätigkeit der KUstenversetzung
und des Küstenstroins
Da die Küstenversetzung von der seitlichen Komponente der Wellen-
bewegung am Strande abhängig ist, wird sie nur im Bereiche beständiger
Winde im gleichen Sinne wirken können. Das ist vorzugsweise an den
tropischen Küsten der Fall, welche der Passat mit geringen Schwankungen
aus östlicher Richtung bestreicht 3 so daß die Küsten Versetzung dem-
entsprechend alles lose Material westwärts verfrachten muß. Freilich
ist hierbei, worauf Krümmel aufmerksam macht, auch die an den
tropischen Küsten so wirksame Dünung im Auge zu behalten, welche
eine ganz andere Richtung haben und dementsprechend auch eine Ver-
schiebung des Strandmaterials in anderem Sinne veranlassen kann. In
den höheren Breiten wird bei wechselnder Windrichtung die Küsten-
versetzung die Sande bald nach der einen, bald nach der anderen
Richtung wandern lassen. Das endgültige Ergebnis längerer Zeiträume
muß in diesem Falle auf der resultierenden Richtung und Stärke der
Winde beruhen. \Die resultierende Richtung der Winde nach der Dauer
ihrer Einwirkung kann aber allein nicht maßgebend sein, wie oft an-
gegeben wird ^enn es ist der Fall duf chatte denkbar, daß größere Intensität
der weniger häufig und andauernd wehenden Winde vielleicht bedeutend
stärkere Kraftwirkungen entfaltet, als die zwar länger dauernde, in
ihrem Erfolg aber wegen der Schwäche der Winde geringere Kraft-
äußerung der vorherrschenden Winde. Man wird daher sagen dürfen,
daß die vorherrschende Richtung namentlich der stürmischen Winde das
Endergebnis bestimme. So wandern die Sande entlang großer Strecken
der deutschen Ostseeküsten z. B. Pommerns und der Frischen Nehrung,
am Nordufer des Samlandes und der Kurischen Nehrung deutlich nach
Osten. In welch' gewaltigem Umfange dieser Materialtransport erfolgt,
hat R. Brückmaxn80) für die Küsten des ostpreußischen Saralandes
gezeigt. Hier geht die Sandwanderung durch Strandvertriftung und
Küstenstrom hauptsächlich in dem 600 — 1200 m breiten Streifen der
Flachsee, welcher oberhalb der 10 m-Isobathe gelegen ist, vor sich, und
es muß eine Detritusmasse von mehr als 1 Million Kubikmeter jährlich
bewegt werden, d. i. der Betrag des jährlichen Landverlustes der W-
und N-Kuste des Samlandes. Deun nirgends beobachtet man, abgesehen
von Verschiebungen von Sandbäukeu, ein Flacherwerden des Meeres
durch Aufschüttung oder etwa ein Absinkeu des Ostseebodeus zur-
Kompensierung einer solchen Aufschüttung. Jene ganze Masse wird also
in der Tat abtransportiert, und mehr als diese Masse; deun auch die 3/4 Million
Kubikmeter übersteigende Menge der „Blauen Erde", welche jährlich
vor der Bernsteingrube „Anna" bei Palmnicken (nach der Angabe von
Brückmanx für 1911) in die See geschüttet wird, bildet keine dauern-
den Aufschüttungen, sondern erfährt in gleicher Weise einen Abtrausport,
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 71
und zwar nicht nur liings der W-Küste des Samlandes vorwiegend naeh
N bis Brüsterort, sondern um diesen herum und weiterhin der N-Küste
des Samlandes entlang. Bei diesem Transport um Brüsterort herum
dürfte es sich allerdings in der Hauptsache um die Wirkung des Küsten-
stromes handeln. Denn es darf nicht übersehen werden, daß bei der
Strandvertriftung die Richtung der Uferlinie zu den die Strandvertriftung
bedingenden wirksamsten Winden von
maßgebendstem Einfluß auf die Inten-
sität und damit auf die umgestaltende
Wirkuug derselben sein muß, wofür
Otto vom Darss und Zingst schlagende
Beispiele geschildert hat. — In manchen
Fällen wird die Küstenversetzung auch
durch Gezeiten- und andere Ströme ge-
stört oder gar ganz verdeckt, so daß
man sich hüten muß, alles auf dasselbe
Schema zurückzuführen.
Es liegen eine Reihe von Beob-
achtungen über den Betrag und die
Schnelligkeit der seitlichen Verschiebung
von Lockermaterial durch die Küsten-
versetzung vor, welche Braüx zusam-
mengestellt hat. A.uf Rügen nehmen
die aus der Schreibkreide ausgespülten
Feuersteine mit der Entfernung von
ihrem Urspruugsort rasch ab. Dabei
muß hervorgehoben werden, daß die am
weitesten transportierten Steine fast
immer von Tangbüscheln, meist Fucus,
besiedelt sind, deren Verzweigungen den
Wellen natürlich leichte Angriffspunkte
bieten, während die Blasen des Tanges
direkt das Gewicht des Steines teil-
weise kompensieren. (Fig. 37.) Solche
Steine werden dann weiter trans-
portiert, als es ihrer Größe entspricht.
Eine viel größere Rolle als an unseren Ostseeküsten spielt diese Er-
scheinung am offenen Weltmeere, wo fast jedes Geröll von Tangen be-
wachsen ist. Beobachtungen über die Schnelligkeit der Küstenversetzung
sind öfters auch an gelegentlich in den Küstenschutt gekommenen fremden
Gegenständen, wie Steinkohleuschlacken oder Ziegelsteinen angestellt
worden. Von Ziegelsteinen wurden nach Vaughan Cornish an der
südenglischen Küste bei gutem Wetter, also wohl mäßigem Seegang,
Fig. 37.
Hit Blasentang bewachsenes Geröll von
vulkanischem Gestein, welches infolge
dieser Bewachsung leichter und weiter
transportiert werden konnte, als hei
seiner Grüße sonst möglich gewesen
wäre (Geröll 4 engl. Zoll lang). Vom
Sandstrande der Mcrcury-Bai, Nord-
insel von Neuseeland. Nach E.J.DUNN,
Pebbles, Melbourne 1911, Tafel 60.
72
Die jungen MeereBsedimente und ihre Bildung
522 m in 28 Stunden durchmessen. Bei sonst gleichbleibenden Be-
dingungen werden größere Geschiebe langsamer bewegt als kleinere.
Die aufbauende Tätigkeit der Küstenversetzung: Küstenhörner, Sand-
haken, Nehrungen, Lidi usw.
Ktistenversetzung und Küstenstrom erklären die Entstehung der
sogenannten Küstenhörner und Sandhaken im Wind-, Wellen- und
Stromschatten bei rückbiegender Küste und die Bildung der sich aus
jenen Formen entwickelnden, späterhin meist durch Dünen erhöhten
Nehrungen, z. B. an der Deutschen Ostseeküste (Frische und Kurische
Kehrung usw.), sowie der Lidi der Adria, der Peressips und Strielki des
Schwarzen und Asow'schen Meeres. Kleine, landnahe Inseln — wie der
Monte Argentario an der toskanischen Küste — können durch solche
Bildungen dem Festlande angegliedert werden; einander benachbarte
Inseln werden- miteinander verbunden, wie die drei östlichen Inselkerne
Rügens durch die beiden je 10 km langen Nehrungen der „Schaabe" und
„Schmalen Heide14; Flußmündungen werden verbaut, wie die der Oder
und Weichsel oder ein Teil der Limaue Südrußlands. Sehr reine und
schnell fortwachsende Hakenformen zeigen sich an der atlantischen
Küste Frankreichs und besonders Nordamerikas zwischen Long Island
und Florida. Skagen, die Nordspitze Jütlands, ist ein 34 km langer
Haken, welcher nach Osten durch Dünen verbreitert ist. Der groß-
artigste Haken der Deutschen Ostseeküste ist die Halbinsel Heia81)
nördlich von Danzig, welche sich von Rixhöft in einer Länge von gleich-
falls 34 km nach SO erstreckt. Den Sand hierzu hat die See haupt-
sächlich dem Ostseeboden nördlich Rixhöfts entnommen. Während manche
Haken sehr schnell fortwachsen, hat sich Heia seit Jahrhunderten nicht
oder nur unwesentlich verlängert. Der Grund ist einfach der, daß bei
gleichbleibender Sandzufuhr und gleichbleibender Stoßkraft des Wassers
das Längenwachstum im Quadrat der Meerestiefe abnimmt. Und da
gleichzeitig die Stoßkraft des Wassers, insbesondere der Küstenströmung,
mit der Verlängerung des Hakens und der Vergrößerung der durch den-
selben geschützten Meeresbucht zunimmt, so ergibt sich, daß bald ein
Punkt eintreten muß, wo Wachstum und Zerstörung sich das Gleich-
gewicht halten. Die Kliffküste von Rixhöft, an welche sich die Halb-
insel anlehnt, wird aber fortwährend landeinwärts verschoben und dem-
nach auch die Wurzel der Halbinsel Heia selbst benagt. Der gesamte
losgenagte Sand nebst den kleinsten Geschieben wandert nach dem
Hakenende und teilweise um dieses herum. So wird das Hakenende
verbreitert und die Wurzel der Halbinsel Meeresdurchbrtichen ausgesetzt,
welche tatsächlich wiederholt eingetreten sind und z. T. künstlich wieder
geschlossen werden mußten. So weit die Ansicht von Alfr. Jektzsch
über die Entstehung dieses Schulbeispieles eines Hakens, die durch eine
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzengten Bildungen 73
108 m tiefe Brunneobohrung in Heia völlig bestätigt worden ist. Auf
50 m tiefem Meeresgrunde hat sich hier aus reinem Sande, — nur in
der Nähe des Meeresspiegels mit kleineren Strandgeschieben vermischt, —
ein Sandrücken aufgeschüttet, welcher dann durch Dünenbildung bis
25 m über das Meer emporgewachsen ist. „Wie b.ei den Bäumen, so ist
auch bei den Haken dafür gesorgt, daß sie nicht ins Endlose wachsen.
Die frei ins Meer hinausführenden Haken dürften etwa folgende Stadien
durchlaufen: Sie wachsen anfangs sehr schnell, nähern sich dann bald
asymptotisch einer Wachstumsgrenze, jenseits welcher eine von Meeres-
strömungen durchspülte Rinne sich austieft, verbreitern dann ihr Ende,
verschmälern ihren Fuß und können dann durchbrochen werden, so daß
ihr Ende zur Insel wird, falls nicht die Durchbruchsstelle durch einen
neuen Küstenwall sich selbstthätig schließt. Ein zur Insel gewordenes
Hakenende erhält keine Sandzufuhr mehr, worauf sofort die Zerstörung
der Iusel einsetzt." Einen solchen Fall kann man mit Jentzsch z. B.
aus der von N. SoKOLOWHa) veröffentlichten Karte der Limane des
Dnjepr, Bug und Beresan herauslesen. „W. von Cherson wird die Ein-
fahrt zum Liman des Bug abgeschnürt durch einen an die Küste bei
Otschakow anschließenden kurzen breiten, von N nach SW gebogenen
Haken, welchem von der Seeseite her, staffeiförmig vorgeschoben, der
Haken (Peressip) von Kinburn entgegenkommt, der gradlinig die
Richtung SO-NW verfolgt. Über seine Wurzel hinweg verlängert sich
derselbe nach SO als ein etwa 13 Werst langer Haken, welcher den
Meerbusen von Jagorlyk abschließt und an seinem südöstlichen Ende
verbreitert, an seiner Wurzel aber durchbrochen ist. Weiter südlich
zeigt sich ein gegen 60 Werst langer Haken, der von 0 nach W an
der Grenze flacheren und tieferen Wassers fast gradlinig gewachsen
ist, bis er in tieferes Wasser gelangte, wo er nach Norden umlenkte,
um etwa die letzten 10 Werst in Wasser von etwa 10 m Tiefe vorzu-
rücken. Auch hier ist das dem erstgenannten Haken staffeiförmig vor-
gelagerte Ende verbreitert und trägt ein Leuchtfeuer, während die Wurzel
ganz schmal geworden und achtmal durchbrochen ist." — Dieses all-
mähliche Werden und (teilweise) Vergehen der Mündungsverschlüsse der
„ertrunkenen" Flußmündungen Südrußlands ist nicht ohne weitergehendes
Interesse im Hinblick auf die eigenartigen Sedimentationsverhältnisse,
die wir später noch kennen lernen werden.
Unterstützung der Küstenversetzung und des Küstenstroms
durch Gezeitenströme
Auch das Ostwärtswandern der Ostfriesischen Inseln in der Nord-
see geht unter Mitbeteiligung der Strandvertriftung und des Küstenstroms
vor sich83*84). Ebenso wie Küstenströme, die durch anhaltende Winde
erzeugt werden, wirkt aber auch gelegentlich der Flutstrom, und seine
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74
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Mitwirkung ist gerade für das letztgenannte Beispiel außer Zweifel. In
dem südlichen Teile der Nordsee vollzieht sich eine kreislaufartige Ver-
schiebung des Sandmateriales, indem an der ostfriesischen Küste der
Sand nach Osten, an der schleswig-holsteinischen nach Süden wandert,
beim Zusammentreffen beider aber vom Ebbestrom wieder in die offene
See hinausgeführt wird. Nur ein Teil geht diesem Kreislauf unterwegs
zum Aufbau von Dünenbildungen verloren. An der britischen Kanal-
küste ist nach Wheeler nur der Flutstrom die bewegende Kraft, denn
die Geschiebe wandern nur im Niveau unmittelbar unter der Hochwasser-
linie und bleiben innerhalb der Buchten, ohne die Ktistenvorsprünge zu
umgehen. Der Flutstrom ist es auch, der die Abrasionsprodukte der
Kalkküste von Calvados nach der Seinebucht westlich von Honfleur
führt. Der Detritus der spanischen Nordküste wandert an den Strand
der Gironde. Im allgemeinen wirken Brandung und Küstenstrom einer-
seits, Gezeitenströmungen anderseits einander bezüglich der Aus-
gestaltung der Küsten entgegen. Erstere trachten Buchten und Straßen
durch Haken und Nehrungen zu schließen und dadurch Lagunen (Haffe)
zu erzeugen; die Gezeitenströmungen dagegen erhalten als Spülströme
einen gebuchteten Küstenverlauf, dessen Vorhandensein übrigens ihre
Entstehung bedingt "5).
3. Brandung, Küstenversetzung und Küstenstrom in Wechsel-
wirkung und die hierdurch bedingte Gestaltung des Meeres-
hodens in den strandnahen Gebieten der Flachsee
Die Scliaare oder Sandriffe
Vor flach ansteigenden sandigen Küsten beobachtet man vielfach
eine Anzahl der Strandlinie im großen und ganzen parallel gelagerter
Sandbänke, die sich besonders von überhöhten Punkten (Kliffufern,
Düuen usw.) aus als helle Streifeu in der dunklen See abheben (Taf. IV) oder
bei frischem Seegang durch eine über ihnen stehende Brandung bemerkbar
machen, bei sehr tiefer Ebbe aber auch wohl teilweise trocken fallen.
An den deutschen Meeresküsten nennt man sie „Riffe"; auch der ein-
fache Ausdruck „Bänkeu kommt vor. Eine ältere Bezeichnung, die z. B.
Hagen und Penck, speziell für die Ostsee auch Jentzsch und Acker-
mann benutzten, ist „Schaar" (Mehrzahl „Schaare"). Die Höhe dieser
in gewissen Abständen vom Ufer und voneinander sich erhebenden
Rücken ist zunächst der Uferlinie mit im Durchschnitt 1—2 m am
größteu, wird weiterhin aber niedriger, und bei zunehmender Tiefe sind
sie kaum noch zu bemerken. Gewöhnlich nimmt mau drei solcher Riffe
an; indes ist ihre Zahl keineswegs konstant; oft kann man nach Hagen
bei sorgfältiger Peilung vier oder fünf derselben wahrnehmen, doch liegen
die äußeren schon tief und erheben sich so wenig über den Grund, daß
sie nicht leicht zu bemerken siud. Diese Riffe sind es vorzugsweise,
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 75
welche die Annäherung selbst kleiner Fahrzeuge an das Ufer verhindern,
da diese, dem vollen Wellenschlage ausgesetzt, auf ihnen festfahren.
Sehr typisch sind diese Riffe entlang der ganzen „eisernen Küste" der
Kimbrischen Halbinsel, und so auch am Badestrand von Sylt aus-
gebildet, von welchem sie noch neuerdings Beyer86) in ihrer Dreizahl
beschrieben hat.
Die Riffe entstehen, wie Hagen87) und Krümmel und mit ihnen
die Mehrzahl der Autoren annahmen, bei kräftigem Seegaug an den-
jenigen Stellen, wo die Wellen aus der See mit den rücklaufenden
Wellen oder dem verstärkten Soogstrom, den jede der Wellen veranlaßt,
sich begegnen, indem die suspendierten Sandmassen liier infolge der
Reibung der einander entgegengesetzten Wasserbewegungen, deren Impulse
einander gegenseitig aufheben oder wenigstens mindern, teilweise zum
Niederschlag gelangen. „Übrigens bleiben diese Riffe erfahrungsgemäß
stets unter dem mittleren Wasserstande und beweisen dadurch, daß die
Wellen noch in beträchtlichem Abstände vom Ufer und in erheblicher Tiefe
Fig. 38.
Querschnitt durch das flache Küstenwasser der Ostsee 400 in westlich der Lebamündung
in Hinterpomroern (nach Messungen von GäUTKE am 16. März und 15. April 1883t aus
Fr. Soloer im „Dünenbuch". Stuttgart, Ferd. Enke, 1910, S". 16, Fig. 4.
den Seesand landwärts forttragen. Bei Stürmen wird dieser dann in dem
höchsten Strandsaume wallartig .... zusammengehäuft" (Krümmel).
Auch nach der Ansicht von G. Braun sind die „Sandriffe", wie er sie
nennt, Vorläufer in der Bildung eines Strandwalles oder, besser gesagt,
die Form, welche das im Transport gegen eine Küste befindliche Saud-
material in der Nähe einer Strandböschung annimmt. Sandriffe finden
sich nach Braun nur dort, wo mindestens schon ein Vorstrand vor-
handen ist. Bei Klippenbrandung wird der Schutt ganz uuregelmäüig
verteilt. „Die Form des Sandriffes ist die eines dem Ufer parallelen
Walles, der von der See her sanft ansteigt, nach dem Lande zu steiler
abfällt." Die Sandriffe verschieben sich aber vielfach nicht nur, .wie
z. B. auch aus der beistehenden Skizze (Fig. 38) SM) hervorzugehen
scheint, in der Richtung auf das Land zu, sondern auch seitwärts, ent-
sprechend der Richtung des jeweiligen Küstenstromes. „Das Saudriff
ist daher nicht eigentlich eine Aufschüttungsform, sondern eine Transport-
form mit wanderndem Inhalt, vergleichbar einer Röhre, in der sich der
Sand verschiebt." Das erste, innerste Sandriff wird schließlich „so weit
76
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
landeinwärts verschoben, als es dem stärksten Seegang bei dem höchsten
Wasserstand, der an der Küste vorkommt, möglich ist, und wird dabei
so hoch aufgebaut, daß es bei Rückgang des Wasserstandes und See-
ganges trocken fällt. Damit ist aus dem Sandriff der Strandwall
geworden". Und in ähnlicher Weise schildert Alfe. Jentzsch*9) das
Hervorgehen des Strand walles aus dem obersten der Sandriffe. „An
ihnen brechen sich die von der hohen See anstürmenden Wogen, benagen
sie an der Seeseite, überschütten sie mit Sand an der Landseite und
drängen sie so allmählich landeinwärts, bis ihr Sand und Geschiebe znm
Küstenwal) wird."
Exakte Messungen hat schon F. W. Paul Lehmann90) über
das Ostseeküstengebiet von Hinterpommern veröffentlicht. „Die
• Riffe nähern sich bei einem senkrecht gegen den Küstenstrich
gerichteten Winde dadurch, daß sie nach Art der Dünen vor-
rücken. Flach steigen sie von der Seeseite an, dann senkt sich —
wenigstens beim ersten Riff — der breite Rücken unter einem Winkel
von 30° plötzlich hinab. Es geschieht wohl, daß ein solches Riff mit
dem einen oder dem andern Flügel völlig gegen den Vorstrand geschoben
wird. Springt der Wind um, fegt ein heftiger Küstenstrom längs der
Küste, so verwandelt er die Konfiguration des Untergrundes und ebnet
vielleicht das Riff an ganzen Küstenstrecken völlig aus. Da meine Leser
vielleicht an der Exaktheit meiner, überdies nur über das vorderste Riff
angestellten Beobachtung zweifeln, wenn ich versichere, daß ich einmal
östlich der Glawnitz ein Riff binnen 24 Stunden um einen Schritt vor-
gerückt fand und daß innerhalb vier Tagen zwei Diluvialblöcke im
Sande vor dem benachbarten kleinen Lehmberge zweimal völlig bedeckt,
zweimal wieder bloßgespült waren, so gebe ich einen Überblick über
die Umlagerung der Sandmassen, welche sich aus Peilungen des See-
grundes etwa 400 m westlich der Lebamttndung ergiebt" (siehe auch
die letzte Abbildung). „Hier maß Amtsvorsteher Gädtke am 16. März
und am 15. April 1883 in Abständen von 5 zu 5 m die Tiefen bis zu
Entfernungen von 355 resp. 690 m von der Küste und erhielt folgende, mir
gütigst zur Verfügung gestellte Resultate (Tabelle auf der nächsten Seite).
Die Ziffern bedürfen kaum einer Erläuterung; am 16. März liegt
das dritte Riff auf 165 m Entfernung und am 15. April, sicher nicht
aus denselben Sandmassen aufgebaut, auf 255 m. Die Tiefe von 4,15 m
zeigt sich am 16. März bei 350 m Abstand erreicht, vier Wochen später
erst bei 395 m. Von hier ab bis zu 690 m Entfernung zeigt sich am
15. April eine gleichmäßige Senkung des Meeresbodens bis zu 6,50 m,
ob dieselbe am 16. März schon vom dritten Riff aus auch über 355 m
hinaus eine konstante war und nicht in weiterer Entfernung ein viertes
Riff in der Bildung begriffen, muß leider dahingestellt bleiben." Soweit
Paul Lehmann'. Eingehende neuere Untersuchungen von Th. Otto an
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 77
Abstände in
Metern
5
10
15
20
30
35
40
45
50
55
60
16. März
15. April
0,15
0,23
0,3T.
0,38
0,45
*
0,48
0,60
0,44
0,70
0,44
0,80
0,50
0,80
0,60
0,65
0,65
0,45
0,87
0,60
1,06
0,70
1,17
0,80
1,35
Abstände in
Metern
0*
.
80
85
90
95
100
105
110
115
120
16. März
15. April
1,00
1,54
1,06
1,19
1,25
1,00
1,25
0,89
0,95
1,04
0,95
1,25
0,95
1,40
1,15
1,57
1,48
1,70
1,65
1,85
1,97
2,05
2,15
2,37
Abstände in
Metern
125
130
135
140
145
150
155
160
165
170
175 ; 180
16. März
15. April
2,25
2,71
2,48
2,90
2,50
2,91
2,55
2,91
2,55
2,91
2,49
2,70
2,57
2,20
2,65
1,84
2,70
1,70
1,79
1,65
1,93
1,75
2,10
Abstände in
Metern
185
190
195
200
205
210
215
220
225
230
235
240
16. März
15. April
1,97
2,34
2,80
2,66
2,55
2,91
2,60
3 35
2,90
3,85
2,94
3,96
2,90
3,9fi
2,90
3 96
2,85
8.9f!
2,90
8,76
2,89
3,33
2^97
3,00
Abstände in
Metern
245
250
255
260
265
270
275
280
285
290
295
300
16. März
15. April
2,97
2,70
3,05
2,62
3,05
2,58
8,05
2,60
8,05
2,65
3,05
2,75
3,15
2,85
8,15
2,85
3,26
3,00
3,26
3,05
3,43
3,10
3,50
8,25
Abstände in
Metern
305
310
315
320
325
330
335
340
345
850
&55
16. März
15. April
3,61
3,35
3,61
3,45
3,72
3,50
3,72
3,60
3,85
3,65
3,85
3,75
3,95
3,80
4,05
3,85
4,15
3,90
4,15
3,90
4,15
3,90
den Sandriffen der OstseeKüsten des Darss und Zingst in Vorpommern
lassen indessen erkennen, daß es nicht angängig ist, eine allmähliche
Verschiebung der Sandriffe gegen die Küste als allgemein gültige Gesetz-
mäßigkeit hinzustellen. Otto war durch das Entgegenkommen des
Königl. Wasserbauamts Stralsund -West in den Stand gesetzt, eine
Reihe von Profilen aus fünf verschiedenen Jahren (1907 — 1911) geben
zu können, welche einen ausgezeichneten vergleichenden Überblick über
die Veränderungen in der Bodengestaltung der Brandungszone zwischen
den hohen Dünen bei Prerow und dem Ostende des Forstes Straminke bis
zu 200—300 m seewärts gestatten (Tafel II). Die Zahl der Riffe schwankt
hier zwischen 2 und 4, doch dürfte sich die Riffbildung weiter seewärts,
wenn auch in abgeschwächter Form, noch fortsetzen. Am undeutlichsten
ausgebildet ist das zuweilen innerhalb der ersten 50 m Entfernung von
der Uferlinie auftretende Riff, das oft durch einen in die steilere Gesaiut-
böschung eingeschalteten horizontalen oder nur schwach geneigten Absatz
vertreten wird. Mehr oder minder scharf, immer aber klar erkennbar,
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78
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
heben sich die beiden nächsten Riffe gegen den Boden ab, indem ihr
Kamm sich ca. 1 — 1,5 m über das landseitige Rifftal und ca. 2 ( — 3) m
über das secseitige Rifftal erhebt. Was die horizontalen Abstände der
Riffkäm nie betrifft, so rücken dieselben um so enger zusammen, je mehr
sie sich der Uferlinie nähern. Wo sich nahe dem Ufer statt des soeben
geschilderten Böschungsabsatzes ein Riff einstellt, ist sein Kamm selten
mehr als 30—35 m vom Strand entfernt, sonst treten die Riffkämme
selten näher als 60 m an das Ufer heran; in einzelnen Fällen wächst
aber dieser Abstand bis über 100 m. Das darauf folgende Rifftal führt
erst wieder in 100 — 120 m Entfernung von dem Kamm des zurück-
liegenden Riffs auf den des nächstfolgenden, auch hier wird der durch-
schnittliche Abstand von 110 in zuweilen um 40 m tiberschritten. Zur
näheren Erläuterung sei auf die Profile auf Tafel II verwiesen. Wie aus
dieser Profilreihe ferner hervorgeht, liegen die Sandriffe durchaus nicht
immer dem Ufer genau parallel, sondern häufig verwächst das oberste
derselben lokal mit dem eigentlichen Straudwall, um sich an anderer
Stelle so weit vom Ufer zu entfernen, daß in dem erweiterten Abstand
ein neues Riff auftritt. Je nachdem aber die Riffe näher oder weiter
vom Strande entfernt sind, ist die Tiefenlage ihres Kammes unter
Mittelwasser geringer oder größer. Die ufernahen Riffe reichen
0,2 — 0,5 m an Mittelwasser heran, das darauf folgende erste Rifftal
erreicht 1 — 2 m Tiefe; der in 60 — 100 m Abstand verlaufende Riffkamm
hält sich in 0,5 — 1 m Tiefe und bleibt selten unter 1 m zurück, das
seeseitig davon gelegene Rifftal aber geht immer unter 2 m Tiefe hinab
und weist sogar bis 4 m Tiefe auf. Allen in der See Badenden ist
dieses Rifftal und das folgende, 1,5—2 m tief gelegene Riff bekannt,
da man jenes überschwimmen muß, um zu diesem, der „äußersten Sand-
bank4 zu gelangen. Auch die Böschungsverhältnisse der Sandriffe lassen
sich nicht so schematisch verallgemeinern, wie es nach der heran-
gezogenen Darstellung z. B. von P. Lehmann den Anschein haben
könnte. Die absoluten Werte des Böschungs Verhältnisses sind, wie
Otto für die von ihm untersuchten Küstenstrecken gezeigt hat, sehr
schwankende. Doch halten die Verhältniszahlen der steilsten seeseitigen
Neigung (1:20, d. i. c. 2° 52') mit denen der steilsten landseitigen
Böschung (1 : 7, d. i. c. 8° 8') keinen Vergleich aus. Durch diese Tat-
sache, wie auch durch die geringere relative Höhe des landseitigen
Abfalles wird man aber leicht veranlaßt, diese Leeseiten im ganzen für
steiler zu halten, als sie in Wirklichkeit sind, und die im Vorigen nach
Lehmann genannten 30° könnten höchstens als allerseltenste Ausnahme
und bei Kiesmaterial Geltung haben. Was aber das angeblich planmäßige
Vorrücken der Riffe auf den Strand zu anbetrifft, so konnte von einem
solchen an der von Otto untersuchten Küstenstrecke, welche während
der Beobachtungsjahre 1907—11 bezüglich der Lage der Uferlinie
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzengten Bildungen 79
ungefähr im Gleichgewicht war, keine Rede sein. Vielmehr ließen sich
einerseits Fälle aufweisen, in denen die Karamlinie sich während der
ganzen Zeit der Beobachtung fast gar nicht verschoben hat (Tafel II,
Profil km 0,0, km 10,0 usw.), während in anderen Fällen eine völlige
Umgestaltung des Bodenreliefs eingetreten war, so daß im Laufe eines
Jahres Riff und Rifftal ihren Platz vertauschten, wie bei Profil km 3,0
von 1909 auf 1910; doch ist dieser Fall seltener. „Ohne daß sich ein
bestimmtes Prinzip erkennen ließe, verlegen die Riffe ihre Kämme bald
see-, bald landwärts; hier bewahren sie den Abstand mit dem
benachbarten Riff, dort streben sie weit auseinander oder schließen sich
enger zusammen: wird während eines Jahres das Riff erniedrigt, und
gräbt das Tal sich tiefer ein, so füllt es sich im anderen Jahr bei
weiterer Erhöhung doch wieder aus und ebenso umgekehrt, kurz, es
tritt uns in den Bewegungsformen der Riffe eine gewisse Regellosigkeit
entgegen, die bezeugt, daß die jeweiligen'lokalen Bedingungen den maß-
gebendsten Einfluß auf die Neubildung der Riffe ausüben
Viele der Beobachter landwärts wandernder Riffe mögen außer Acht
gelassen haben, daß bei sinkendem Wasserstand die Uferlinie seewärts
rückt und dadurch der Eindruck hervorgerufen werden kann, als seien
die Riffe vorgerückt" (Th. Otto). — Gleichwohl müßte es auch heute
noch eine lohnende Aufgabe sein, durch längere Zeit hindurch fortlaufend
die andauernden Formänderungen und Verlagerungen dieser Sandriffe
zu verfolgen unter gleichzeitiger Aufzeichnung aller in Frage kommenden
Faktoren (Wind- und Wellenrichtung und -stärke, Wellenhöhe und -länge,
Material der Riffe usw.) Denn noch immer bleibt festzustellen, in welcher
Beziehung die Sandriffbildnng zum eigentlichen Brandungsvorgange steht.
Th. Otto hat u. E. mit Recht darauf hingewiesen, daß die Interferenz
von auflaufender Welle und Soogstrom der vorhergehenden Welle, welche
Hagen, Krümmel, Braun und manche Anderen für die Entstehung der
Riffe heranzogen, durchaus nicht immer nur an derselben Stelle eintritt,
sondern die Wellenkämme ja fortschreiten; mit ihnen wandert aber auch
die Interferenz der Welle mit dem Soogstrom in der Richtung gegen den
Strand, um gleich darauf denselben Weg eine kürzere oder längere Strecke
wieder zurückzuwandern. Es müßte also angenommen werden, daß sich die
Interferenzbedingungeu an bestimmten Stellen für die Bildung der Sand-
riffe besonders günstig gestalten. Das schien Otto in der Brecherzoue
der Fall zu sein. „Einen bestimmten Seegang vorausgesetzt, werden
sich die Wellen immer in der gleichen Tiefe soweit gestaut haben, daß
sie aus früher erörterten Gründen ttberbrechen müssen ; dieser Vorgang
wiederholt sich beim Auflaufen noch mehrmals. Es ist klar, daß unter
dem brandenden Wellenkamm eine Störung der fortschreitenden, wie
der rückläufigen Bewegung der Wasserteilchen eintritt; .aber noch
mehr, die brechende Woge kann möglicherweise zugleich am Boden
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80 Di° jungen Meeressediment« und ihre Bildung
erosiv wirken und vielleicht zur Ausbildung des Rifftales beitragen,
jedoch nicht des seeseits des Riffs befindlichen, wie es Passaege an-
deutet91), sondern der landseitig vom Riff gelegenen. Sind erst einmal
die Riffe vorhanden, so muß über diesen flachen Bänken die fort-
schreitende Wellenbewegung naturgemäß die stärkste Störung erfahren,
die Außenbrandung verschieden schwerer See stellt sich daher immer
wieder in ungefähr derselben Entfernung von der Uferlinie ein: eben
auf diesen Riffen. Neue Entstehungs- oder Umformungsbedingungeu für
die Riffe werden nur bei außerordentlich starken Stürmen eintreten,
wenn der Meeresboden von Grund auf aufgewühlt wird. Derartige
Stürme aber siod nicht allzuhäufig, treten sie aber ein, so rufen sie eine
sprunghafte Umgestaltung der Formen hervor, Ein einziges
Ereignis vermag nachdrücklichere Veränderungen hervorzurufen als lang-
fristige dauernde Einwirkung — nicht die durchschnittliche Kraft-
wirkung, sondern die Höchstleistung ist oft der gestaltende Faktor von
größerer Bedeutung." „Nachdrücklich entgegenzutreten ist der Meinung,
als entspräche die Entfernung der Riffe den Wellenlängen und würde
durch die Veränderlichkeit der letzteren auch die der ersteren bedingt,
wie bei oberflächlicher Betrachtung der HAGENsehen Theorie geschlossen
werden könnte. Ein Vergleich des Abstandes der als verhältnismäßig
beständig erkannten Riffe mit den gewöhnlich erreichten Wellenmaßen
widerlegt aber diese Vermutung sofort." Aber auch die Höchstmaße der
Sturmwellenlängen der Ostsee lassen sich, wie die von Otto herangezogenen
Beobachtungen von Prüetel über die Wellen bei Saßnitz zeigen, nicht
direkt mit den Riffabständen (von 30—40, 60—80 und 100— 150 m) in
Beziehung setzen, und es bleibt mithin noch eine wesentliche Lücke in
der Erklärung der Sandriffe auszufüllen.
Allgemeines über Sandtransport und Sandabsatz in der Flachsee
Wenn man sich die Frage vorlegt, wie weit etwa die Strandsande,
die auch die besprochenen Sandriffe zusammensetzen, in die Flachsee
hinausreichen, so dürfte es nach Hagen „keine gewagte Voraussetzung
sein, daß der Sand, der von der seewärts gerichteten Strömung herab-
geführt wird, nicht über diejenige Grenze hinaustritt, wo die Wellen
ihn wieder in Bewegung setzen und ihn daher möglicherweise auch
wieder nach dem Ufer zurückführen können". Wie nun Krümmel
wiedergibt, muß nach Lapparent ein Strom mehr als 0,20 m (nach
Lyell 0,15 m, nach Hunt nur 0,10 m) in der Sekunde stark sein, um
noch feinen Seesand zu transportieren; und es ist unzweifelhaft, daß in
gewissem, wenn auch örtlich verschiedenem Abstände vom Strande die
Ausschläge der Wasserfädeu unter der Welle eine solche Geschwindigkeit
nicht mehr erreichen. Die Menge der von einer Strömung bewegten
Sandkörner und Geschiebe ist aber — das gilt allgemein — viel weniger
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzeugten Bildungen 81
von der Stoßkraft des Wassers an sich als von dem Wechsel dieser
Stoßkraft nach Richtung oder Stärke abhängig. Bei ganz gleichmäßiger
Strömung muß sich vielmehr bald ein Beharrungszustand einstellen, so
zwar, daß die Sandkörner des Bodens nicht oder nur sehr wenig bewegt
werden. „Wie in ruhender Luft und ruhendem Wasser" — so hat
Alfr. Jentzsch einmal richtig bemerkt — „jeder Sand einen natürlichen
Böschungswinkel einnimmt, welcher dem Grenzwert für das Rollen und
Gleiten der Körner entspricht, so entspricht auch jeder Geschwindigkeit
bewegten Wassers ein — natürlich sehr flacher — Winkel, über welchen
hinaus Sand von bestimmter Beschaffenheit (spezifischem Gewicht, Größe,
Gestalt und Reibungs-Coefficient der Körner) nicht mehr gehoben wird.
Jeder Änderung der Wassergeschwindigkeit entspricht ein anderer
Winkel. Beschleunigt sich also die Strömung zeitweise, so wird ein
neuer Beharrungszustand angestrebt und bald herbeigeführt werden.
In viel höherem Maße ist dies der Fall, wenn die Richtung einer
Strömung sich ändert, weil dann die angestrebte Beharrungsebene die
bis dahin bestandene im Winkel schneidet und schnell zerstört. Solche
Veränderungen der Strömungsrichtung treten hauptsächlich ein : langsam
durch das Anwachsen ablenkender Sandbänke, schnell und häufig durch
das Wechseln der Wasserstände und des Windes, täglich zweimal in
den offenen Meeren durch die Gezeiten. Auch an der gezeitenlosen
Ostseeküste bewirken Winde eine Umkehr der Küstenströmung. Bei-
spielsweise kam letztere bei Kolberg in den drei Jahren 1868—1870
an 300 Tagen von Osten, an 524 Tagen von Westen, während sie an
272 Tagen unmerklich war. Bei jeder Änderung der Strömung werden
gewisse, derselben nicht angepaßte Teile der unterseeischen Saudböschung
gelockert und die dadurch isolierten Sandkörner schweben nun, jedes
einzelne der Stoßkraft des Wassers ausgesetzt, so lange im Wasser, bis
sie an eine Stelle gelangen, wo ihre Fallgeschwindigkeit die Stoßkraft
der Strömung und der zahllosen kleinen Wirbel überwindet. Die zu-
nächst über dem Grunde fließende Wasserschicht ist in solchen Fällen
reich mit Sand oder Schlamm belastet.** Diese allgemeinen Bemerkungen
über den Materialtransport durch Strömungen mögen vorerst genügen,
da später insbesondere im Hinblick auf die Verhältnisse des tieferen
Wassers darauf zurückzukommen sein wird.
Daß es in der Tat eine gewisse Grenze gibt, welche der den
Strand und den anschließenden Meeresboden vor Flachküsten bildende
Sand nicht Uberschreitet, hat Hagen sehr auffallend vor der Insel
Wangeroog gesehen, als er zur Zeit einer Springflut während der Ebbe
dem zurücktretenden Wasser folgte und plötzlich die Sanddecke aufhören
sah und den festen Klei- und Marschboden betrat, der ganz frei von
Sand war. Hiermit hängt auch die Erscheinung zusammen, daß vor
Pillau, wo die Ufer teils ganz aus sandigen Ablagerungen bestehen,
Andre«, Oeologie des Meeresboden!. II. g
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82
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
teils hoch mit Sand bedeckt sind, und wo anch das tiefe Fahrwasser
über dem Sande sich hinzieht, dennoch der Grand der Reede, wie die
an gehobenen Ankern haftenden Proben zeigen, nur zäher Ton und ganz
frei von Sand ist. — Wenn man aber danach fragen wollte, wo denn
der stetig vom Ufer her erzeugte Sand bleibt, wenn ihm durch die
Bedingungen des Transports seewärts eine bestimmte Maximaltiefe gesetzt
ist, so muß hier aaf die Erscheinung des Küstenstroms und der Küsten-
versetzung zurückverwiesen werden, welche beide allem Detritus der
Strandzone eine seitliche Verfrachtung sichern.
4. Weiteres über sandige Strandablagerungen
Die mineralogische Zusammensetzung der Strandsande
Das Material der Strandsande wechselt bezüglich seiner mineralogi-
schen Zusammensetzung und auch gewisser biogener Beimengungen
naturgemäß mit dem Gestein der jeweiligen Küsten und, soweit die
letztgenannten Komponenten in Frage kommen, mit den biologischen
Verhältnissen der benachbarten Gewässer. Was die mineralogische Zu-
sammensetzung anbetrifft, so besteht das Material in der überwiegenden
Mehrzahl der Fälle in der Hauptsache aus Quarz mit je nach der Natur
des näher oder ferner anstehenden Gesteines verschiedenen akzessorischen
Beimengungen. Eine eingehende Untersuchung rezenter Küstensande
ist bereits vor längerer Zeit von Retgers92) empfohlen und ausgeführt
worden. Neuerdings haben sich z. B. auch italienische Autoren mit
solchen Arbeiten beschäftigt (Abtini93), Chelussi94)), mit besonderer
Berücksichtigung der Herkunft der verschiedenen Mineralien, Unter-
suchungen, deren Übertragung auf fossile Verhältnisse von großem
Nutzen für die Paläogeographie sein müssen.
Die Zerkleinerung der kristallinen Geschiebe der Grondmoräne an den
deutschen Ostseeküsten entsendet Körner von Feldspat, Magneteisen und
Glimmerblättchen in die neu entstehenden Strandsande ; Kalkküsten liefern
kalkigen Sand, der aber, von der Küstenversetzung und vom Küstenstrom
verschleppt, mehr und mehr der Auflösung anheimfällt, dem Strandsediment
also nur eine Lokalfärbong zu verleihen vermag. An Schreibkreideküsten
(Ärmelkanal, Rügen) bilden die z. T. ausgezeichnet abgerundeten Feuer-
steinknollen charakteristische Gemengteile der Strandsedimente.
Infolge intensiver Wasseraufbereitung finden sich nicht selten ziemlich
reine Mineralsande. An der indischen Küste bei Kap Comorin und an der
Palkstraße kommen nach Joh. Walther stellenweise reine Granatsande
vor. Einen dunklen, spezifisch schweren Sand, dessen Hauptbestandteil
Granat ist, neben Magnetit, Epidot, Turmalin, Spinell, Korund und
anderen Edelmineralien — eine echte feinkörnige Edelsteinküstenseife —
sah Keilhack95) unlängst in der Umgebung von Hambantota auf Ceylon
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Die am Strande wirkenden ErSfte and die hierdurch erzeugten Bildungen 83
den Strand und die Stranddünen zusammensetzen, deren dunkle Farbe
einen eigenartigen Eindruck erwecken solh Vielleicht handelt es sich
hierin um die vom Meere aufbereiteten Rückstände von Latent.
Vulkanische Gegenden liefern spezifische andere Mineralsande; so zeigt
der Golf von Neapel bei Sorrent und auf Ischia Sanidinsand, bei Torre
del Greco Olivinsand, bei Pozzuoli Magneteisensand. Jon. Walther
und P. Schirlitz*6) konnten zeigen, daß das Meerwasser durch
chemische Zersetzung die Grundmasse der betreffenden Laven ausätzt,
so daß die porphyrisch ausgeschiedenen Sanidine und Olivine heraus-
fallen, nm dann bis zur Hälfte oder mehr des Ufersedimentes zu bilden.
Granat- und Titaneisensande sah auch G. Gühich bei seinem letzten
Aufenthalte in Ostafrika an der Küste etwa Vs Tagereise südlich von
Daressalam. Bänder von Titaneisensand erwähnte von Richthofen aus
dem Kalksand von Java. Magneteisensand fand Bornemanx an der West-
küste Sardiniens; Naumann berichtete überstreifen solchen Sandes von der
flachen Küste von Yeddo, wo dieselben bei Kadsura 30 cm dick werden.
Derartige Strandsande sind auch keine Seltenheit an unseren Ostsee-
küsten, wo das Material den kristallinen Gesteinen der Grundmoräne
entstammt, welche z. T. an der Küste, z. T. auch am Boden der See
selbst der Aufbereitung unterliegt; nach W. Deecke97) erreicht der
Erzgehalt in diesen Sanden bis zu 64%; hier wie in anderen Fällen
dürfte der Wind die Aufbereitung dadurch wesentlich unterstützen, daß
er bei Ebbe, bezw. wo diese, wie in der Ostsee fehlt, bei niederem
Wasserstand die leichteren Quarz- und Feldspatkörnchen fortbläst. Diese
dunklen, magneteisenreichen Sande der Ostseeküste sind übrigens stellen-
weise auch reich an Granat. Reiche ausbeutungsfähige Lager sind
von der Atlantischen Küste von Canada im St. Lorenz -Golf bekannt
geworden; ihr Erzgehalt soll aus zerstörten Noriten stammen. Diese
Sande geben nach elektromagnetischer Aufbereitung ein recht brauch-
bares Produkt98). Eine Anzahl Funde von „titanhaltigem Magneteisen-
sand" hat Burkart99) angegeben; nach seiner Mitteilung habe schon
1861 XÖGOERATH Proben solchen Sandes, welcher 9—20 Fuß mächtig
an der Meeresküste von Neuseeland auftritt, vorgelegt. F. von Hoch-
stetter sah 1858 während der Novara- Expedition an der Westküste
der Nordinsel von Neuseeland, besonders an der Küste der Provinz
Taranaki, solchen Sand das Ufer bedecken; bei New Plymouth führt
der Strand auf eine Länge von 20 km Magnetitsande, die verarbeitet
worden sind; die reichsten Lagen der bis zu 4 m mächtigen Schichten
enthalten 82% FeO -f Fe203 und 8%Ti02. Diese Sande entstammen
dem bekannten Vulkan Mount Egmont. Magneteisensande der Küsten
von Connecticut und von Rhode Island enthalten nach Hunt neben
Quarz auch Granat, Am Strande zwischen St. Francisco und dem Puget-
Sunde sollen Magneteisensande Gold und Platin enthalten. Goldführende
6*
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84 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Straudsande werden von der pazifischen Küste von Nordamerika aus
dem Staate Oregon und von Wladiwostok im östlichen Sibirien erwähnt.
Auch ein großer Teil der Ostküste von Australien zwischen Newcastle
und Brisbane enthält im Ufersande Gold, das auch gewonnen wird. Ajn
ergiebigsten ist die Gegend zwischen dem Clarence- und Richmond-Fluß
in Neu -Südwales, wo sich die Goldwäscberei besonders nach heftigen
Stürmen lohnen kann100). Endlich sind seit langer Zeit goldhaltige
Küstensande, deren Material die Wogen des Atlantischen Ozeans aus
pliozäncn Sanden aufbereiteten, an der portugiesischen Küste südlich
von Lissabon bekannt; sie wurden nach P. Choffat101) zuletzt von
1814—1826 ausgebeutet. Über Strandsande mit aus Serpentin stammendem
Chromeisenerz hat R. Pilz 102) kürzlich aus Britisch-Nordborneo berichtet.
Vom lagerstättenkundlichen Standpunkt aus sind alle diese, nutzbare
Mineralien enthaltenden Strandsande als „marine Seifen" oder „Strand-
seifen" zu bezeichnen, wobei indessen stets besonders zu untersuchen
ist, ob die Aufbereitung lediglich marin erfolgte oder bereits eine
fluviatile (eventuell gar äolische) Auslese vorherging, wie solches für
einen Teil der genannten marinen Goldseifen sicher ist.
Korallen-, Muschel- und Foraminif erensande
Daß die Küstensande um Koralleninseln und in der Nachbarschaft
von Korallenriffen überhaupt zumeist aus den sogenannten Koralien-
sanden, den abgerollten Bruchstücken von Korallen und anderen tierischen
und pflanzlichen Riffbewohnern, bestehen, braucht hier nicht näher er-
läutert zu werden. Die Korngröße ihrer Komponenten schwankt in der
Regel um 1 — 2 mm Durchmesser, welche vielfach wiederkehrende Durch-
schuittsgröße u. a. durch die Stärke der Tropenbrandung bedingt sein
mag. Wie von den Reisenden oft berichtet wurde, wird der Zerkleinerungs-
prozeß durch die Brandungswelle in diesen Gebieten wesentlich erhöht,
wenn größere Korallenblöcke, etwa der Gattung Porites, oder die
schweren Tridacna- Schalen oder endlich bereits abgerollte Blöcke von
Korallenkalk vom Wasser hin- und hergerollt als Mahlsteine dienen, bis
schließlich ein gleichmäßig feinkörniger Kalksand entsteht. Diese
Korallensande neigen sehr* zu rascher Verkittung infolge der Wieder-
ausscheiduog des in den stark erwärmten Tagewässern des Strandes
gelösten Kalkkarbonates, eine Erscheinung, auf welche wir in dem Ab-
schnitt über die Korallenriffe zurückkommen werden. Außer den Bruch-
stücken der verschiedenen Riffbewohner nehmen übrigens stellenweise
die im Flachwasser und zwischen den Tangen lebenden, dickschaligen,
benthonischen Foraminif eren größten Anteil am Aufbau der „Korallen-
sande", wie Sempek von den Palau-Inseln, Dana von australischen
Küsten und Inselstranden, Krümmel von den Bermudas berichten
konnte.
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzeugten Bildnngen 85
Berühmt sind auch die schneeweißen Muschelsande vom Strande
der östlichen Kanaren, die K. von Fritsch beschrieben hat und welche
ähnlich auch auf Fernando Noronha vorkommen sollen. Mehr oder
weniger mit Lavafragmenten vermischte Kalksande am Strande von
Ascension sind nach uns vorliegenden, von der Deutschen Südpolar-
Expedition 1903 gesammelten Proben (vergl. auch Fig. 44 auf S. 101)
lokal zu einem äußerlich oolith-ähnlichen Gestein verhärtet, welches im
Schliffe jedoch die nachträgliche Versinterung der abgerollten Fragmente
von Molluskenskeletten usw. deutlich erkennen läßt.
An Foraminiferen reiche Strandsande sind äußerst weit verbreitet
und nicht auf die Tropen beschränkt. Berühmt ist ihr Vorkommen in
der Dog's Bay in Galway. Gleiches gilt von zahlreichen Punkten der
Küste des europäischen Mittelmeeres. So liegt uns eine von R. Ewald
gesammelte derartige Probe aus der Gegend von Villanueva del Grao
bei Valencia an der spanischen Mittelmeerküste vor. Weitere Bei-
spiele sind die von W. Deecke103) erwähnten Foraminiferensande
des ad riatischen Ufers von Rimini und der tyrrhenischen Gestade
bei GaCta — Max Schultze konnte in einem einzigen Gramm feinen
Sandes vom Molo di Gaöta nicht weniger als 5000 Foraminiferen-
schalen zählen — ; ferner wimmelt es von Foraminiferen im halb-
vulkanischen Sande von Torre Gaveta und der Scuola di Miniscola
bei Pozzuoli äm Golfe von Neapel. „Die meisten dieser Gehäuse sind
aber nach Absterben des Tieres an das Land geschwemmt. Sobald sich
infolge von Verwesung eine auch nur ganz geringe Menge von Gas in
den Schalen entwickelt, steigen sie auf und werden ans Ufer gespült."
Alle Küstensande — soweit sie noch keiner Verkittung durch
irgend ein Bindemittel unterlagen — pflegen trocken sehr locker zu
sein, da das Wasser alle feineren Komponenten ausgespült hat. Infolge-
dessen liefern sie auch so häufig das Material zum Aufbau von Dünen.
Entstehung von Triebsand am Meeresufer
Am besten gangbar ist am Sandstrande in der Regel der durch-
feuchtete Streifen zunächst dem Wasser; selbst Fuhrwerke können solche
Strecken bei Niedrigwasser ohne Gefahr benutzen, — die berühmteste
Fahrt dieser Art war wohl die der Königin Luise längs der kurischen
Nehrung — , soweit nicht dort, wo Grundwasser aufquillt, Triebsand-
stellen, besonders in der feuchteren Jahreszeit, gefährlich werden.
Mit der Entstehung des Triebsandes, der ja als ein charakteristi-
sches Merkmal größerer Dünengebiete weite Verbreitung besitzt, hat
sich zuerst ausführlicher G. Berendt104) im Anschluß an seine Unter-
suchung der Kurischen Nehrung befaßt. Wenn nun zwar auch einige
nebensächliche Momente seiner Auffassung sich durch neuere Unter-
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8b
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
suchuugen als nicht haltbar erwiesen haben105), so ist damit doch,
wie die neueren Darstellungen ohne Erfolg zu zeigen versuchen, die
BERENDTsche Deutung des Phänomens keineswegs als abgetan zu be-
trachten, sondern in den Hauptsachen durchaus zutreffend zu nennen.
„Triebsand im allgemeinen44 — schreibt dieser Autor — „ist die
Mengung von Waßser und Sand, in welcher die einzelnen Sandkörnchen
derartig verschiebbar zu einander sind, daß die Berührung, resp. die
Keibung derselben untereinander durch dazwischen getretenes Wasser
ganz oder fast ganz aufgehoben ist, so daß sie unter dem Drucke irgend
eines schweren Körpers verhältnismäßig leicht ausweichen und hernach
wieder zusammenfließen." Solcher Triebsand entsteht auf verschiedene
Art; die gefährlichste Art — vom Westfuß der hohen Wanderdünen der
Kurischen Nehrung berühmt — , wenn aus diesen Dünen stammendes
Wasser im Sande mittels hydrostatischen Druckes aufsteigt; eiue zweite
Art, wenn lockerer Sand in horizontaler Richtung von Wasser durch-
strömt wird: eine dritte durch langsames Hinabgleiten oder allmähliches
Hineiuwehen von Saud in stehendes oder doch stilles Wasser. Berendt
und K. Soecknick ,0*) haben Triebsand auch künstlich nachgeahmt.
Für unsere vorliegende Darstellung kommt zunächst als am
leichtesten verständlich die zweite Art der Triebsaudbildung, durch
horizontal strömendes Wasser, in Frage. Die Bedingungen für dieselbe
sind z. B. dort gegeben, wo zum Meere abfließende Bäche das sandige
Material eines Strandwalles oder am Strande aufgeweichten Saud müh-
sam durchsickern müssen, wie es Berendt seinerzeit vom Garbseider
Bach bei Eissein, halbwegs zwischen Xeukuhren und Cranz an der
Samläudischen Nordküste, beschrieben hat. Auch die Kurische Nehrung
weist an ihrem Ostseestrande untergeordnete Vorkommnisse dieser Art
auf. So sickert nach Zweck an deu „Korallenbergen" das Wasser z. T.
über dem Strande oder in gleicher Höhe mit ihm von dem anstehenden
Geschicbemergel, um sich durch den Strandsand den Weg zum Meere
zu suchen. Dieser Sand wird nun zwar nicht gerade bis in tiefere
Schichten aufgelockert ; aber die Triebsandbildung durch das die oberen
Lagen in ungefähr horizontaler Richtung durchsickernde Wasser ist
doch unverkennbar. Eine ganz ähnliche Erscheinung findet statt, wenn
im Frühjahr die Schneeschmelzwässer, die oberen Sandschichten des •
Strandes durchsickernd, zum Meere gehen. Triebsand entsteht am Meere
aber auch, wenn bei hohem Seegang und (bei Auftreten vou Gezeiten)
bei Flut auf den Strand getriebenes Meerwasser durch Strandwälle ab-
gesperrt wird und, diese durchsickernd, sich mühsam den Rückweg zum
Meere suchen muß. Die Tiefe dieses Triebsandes hängt naturgemäß
von der Höhe des betreffenden Strandwalles ab; Zweck gab sie für
die Kurische Nehrung mit ihren ja nur wenig hohen Straudwällen zu
30—60 cm an.
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzeugten Bildungen 87
Aber auch hydrostatisch aufsteigendes Wasser erzeugt bei höherem
Seegange an der Küste oft gefährlichen Triebsand. Die Erklärung dürfte
folgende sein. Wie allgemein bekannt ist, findet der Meeresspiegel
seine Fortsetzung in dem Grundwasserspiegel des benachbarten Landes.
Wenn hohe Brandung den Spiegel des Meeres periodisch hebt und
senkt, muß auch das Wasserniveau im Iunern der Strandsand-
anhäufungen sich entsprechend heben und senken. Nicht selten wird
dementsprechend beim Auflaufen der Wellen unter günstigen Ver-
hältnissen das Wasser durch den Sand so stark emporgepreßt, daß es
gleichsam Springbrunnen kleinster Art bildend, aus dem Sand empor-
sprudelt. Auf die gleiche Weise können sich bei ansteigender Flut
Vertiefungen hinter einem Strandwall, ohne daß das Wasser über diesen
hinübergeschlagen wäre, von unten her mit Wasser füllen. Daß durch
dieses Emporquellen des Wassers aus tieferen Lagen der Sand zu
Triebsand aufgelockert werden muß, ist leicht verständlich, und daß
diese Art des Triebsandes am Meeresufer durchaus nicht ungefährlich
ist, zeigen Erfahrungen am Ostseestrande der Frischen und Kurischen
Nehrung. „Ich habe" — schreibt Zweck — „dies selbst zu erproben
Gelegenheit gehabt, als ich im Frühjahr 1902 den Weg zwischen Preil
und Schwarzort" (auf der Kurischen Nehrung) „mit einem Fuhrwerk an
der See zurücklegte. Ich überredete den Kutscher, auf dem festen
Sande am Rande der Seespülung zu fahren, weil dem Pferde das Durch-
waten des losen Sandes weiter oberhalb auf dem Strande gewaltige
Mühe verursachte ; plötzlich sank das 5 Fuß 2 Zoll große Pferd
bis an die Brust in aufgelockerten Sand, und nur der Stärke des Tieres
war es zu danken, daß es sich glücklich herausarbeitete. Daß schwerere
Unglücksfälle nicht ausgeschlossen sind, beweist ein Erlebnis des Dünen-
aufsehers Wermter in Strauchbucht, dem ein Pferd am Strande der
Frischen Nehrung bis an den Rücken einsank."
*
Bildung von Scolithus-ähnlichen Röhren durch in Strandsanden auf-
steigende Luftblasen und verwandte Erscheinungen
• Hier wäre des weiteren einer Erscheinung zu gedenken, welche
keinem aufmerksamen Strand wanderer entgeht, wenn er das Spiel der
Wellen am flachen Seestrande beobachtet. Wo das Wasser einer auf-
gelaufenen Welle abläuft, entstehen in der Regel zahlreiche runde
Öffnungen von geringem Durchmesser. Die vielfach verbreitete Meinung,
es handele sich um Wohnungen kleiner Tiere, die sich am Grunde einer
jeden Öffnung aufhielten, — Organismen mit solcher Lebensweise gibt
es ja in der Tat in den verschiedensten Tiergruppen (wie bei den Würmern,
Crustaceen) — ist nicht stichhaltig, denn vergeblich gräbt man in der Regel
nach, das vermeintliche Tier zu suchen ,07). In Wirklichkeit handelt es sich
vielmehr um das Aufperlen der in dem trockenen Sande eingeschlossenen
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88 Die jungen Meereasedimente und ihre Bildung
Luft , die durch das teilweise Einsickern des Wassers der Welle aus-
getrieben wird. Die Erscheinung ist selbstverständlich lange bekannt
und vielfach beschrieben worden, so daß es überflüssig erscheinen könnte,
ausführlicher an dieser Stelle über sie zu reden. Indessen haben schon
manche Autoren die unter dem Namen Scolithus bekannten kambrischen
Problematika auf solche aufperlende Luftblasen zurückführen wollen, und
diese Frage ist neuerdings von A. G. Högbom108), offenbar ohne
Kenntnis jener älteren, allerdings sehr zerstreuten Literatur 109), wieder
in gleichem Sinne behandelt worden, so daß diese Vorgänge als aktuelle
Beispiele für auch früher stattgehabte Erscheinungen doch bei allen
Geologen allgemeinerem Interesse begegnen dürften. Wir folgen zu-
nächst den Beobachtungen von HÖgbom an der Holländischen Küste
in der Nähe von Kattwiik, Wiik am Zee und Egmond am Zee, da sie
alles Wesentliche enthalten. Derselbe schreibt: „Als ich eines Morgens
bei sinkendem Wasser eine Wanderung am Ufer machte, beobachtete
ich zahlreiche vertikalstehende feine Löcher in dem eben vom Wasser
verlassenen Uferwall, und zwar besonders ciuf seinem höchsten Kamm,
wo sie so dicht standen, daß ich hier und da bis gegen hundert auf
einer Fläche von 1 dm2 rechnen konnte. Die Ähnlichkeit mit den
Scolithen des südschwedischen kambrischen Sandsteines, wenn sie im
Querschnitt gesehen werden, fiel mir sogleich ein. Ich suchte aber ver-
gebens nach den Anneliden oder anderen Organismen, welche den Sand
so durchlöchert hatten. Da diese, wenn einmal da, in der kurzen Zeit
von höchstens ein paar Viertelstunden nicht gern ganz verschwinden
könnten, schien mir eine, andere Bildungsweise dieser Löcher anzunehmen
zu sein, und ich paßte deshalb die Gelegenheit ab, bei den zunächst
folgenden Flutzeiten nachzusehen, ob die Erscheinung wieder hervor-
treten würde. Dies traf auch ein-, indem die von dem unteren Wallu .
(= normaler [Soramer-]Strandwall!) „abgeschwächten Brandungswellen den
oberen Wall" (= Sturmstrandwall!) „mit einer dünnen Wasserschicht über-
fluteten und dabei die Luft aus dem trockenen Sandboden hinaustrieben.
An den höchsten Teilen des oberen Walles, wo der Sand zu beträcht-
licher Tiefe ausgetrocknet war, stiegen immerfort Luftbläschen hinauf,
dabei senkrechte zylindrische Löcher im Sande bildend, die als Aus-
strömungskanäle dienten und sich nach unten verlängerten, in demselben
Maße, wie das Wasser sich von oben in den Sand hineinzog. Der mit
der ausströmenden Luft mitgerissene Sand wurde meistens durch das
überflutende Wasser weggeführt; wenn aber dieses sich nur ganz langsam
über den Uferwall bewegte, konnte der Sand sich um die Öffnung des
Loches anhäufen, so daß sich ein kleiner Kegel mit einer kraterartigen
Öffnung bildete. In anderen Fällen wurde der Sand durch die Luft-
blasen zur Seite getrieben, so daß ein kleiner Ringwall auf etwas
größerer Entfernung (5—8 mm) von der Öffnung entstand. Manche
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzengten Bildungen 89
Löcher worden während des Fortganges des Prozesses durch Ein-
schwemmung von Sand zugestopft und andere öffneten sich in der Nähe.
Auffallenderweise traf auch ein, daß die zuerst gebildeten Löcher zu
funktionieren aufhörten, ohne daß sie durch Sand von oben zugestopft
worden waren. Die Durchmesser der Löcher waren meistens um 2 mm,
ausnahmsweise jedoch bis 4 mm, die Tiefe erreichte gewöhnlich ein
paar cm oder etwas mehr, aber Tiefen von 7—10 cm waren auch nicht
selten. Die größten Tiefen, die ich messen konnte, waren 12 — 13 cm
und wurden nur selten angetroffen. Sie gingen bis zu dem trockenen
Sand hinab. Wahrscheinlich hatte die Mehrzahl der anderen diese Tiefe
auch erreicht, aber war schon vor der Messung durch niederge-
schwemmten Sand teilweise ausgefüllt. Die Korngröße des Ufersandes,
der hauptsächlich aus Quarz bestand, war größtenteils 0,2 — 0,3 mm,
und die Körner waren meistens rundlich. Zur Charakteristik der Luft-
löcher ist noch zu bemerken, daß die gröberen unter ihnen zuweilen
sich nach oben trichterförmig erweiterten, so daß die Mündung des
Loches sich wie in einer kleinen Schale befand. Der Durchmesser
dieser Schale konnte bis 1 cm erreichen, und am Boden der Schale war
die Mündung des Loches in einigen Fällen von der oben beschriebenen
kraterartigen Ausbildung" „Die oben beschriebenen Luftlöcher
werden, nachdem Luft nicht weiter durch sie hinaufgetrieben wird, bald
mit Sand gefüllt. Dies geschieht z. T. schon während der Überflutung
des Sandwalles, indem das Wasser Sand mitschleppt, der in die Löcher
hineinfällt, z. T. nach dem Rückzug des Wassers, wenn der Sand an
der Oberfläche zu trocknen beginnt und durch den Wind über die durch-
löcherte Fläche getrieben wird. Bei ruhigem Wetter werden die Löcher
schon dadurch zugeschüttet, daß die Kohäsion des Sandes beim
Trocknen aufhört. Wegen Verkittung mit den beim Verdunsten des
Wassers hinterlassenen Meercssalzen können indessen die Löcher unter
Umständen noch nach dem Trocknen des Sandes offen bleiben." So
weit die klare Darstellung der Erscheinung durch Höobom, der wir
nur weniges hinzuzufügen haben. Zunächst, daß die Erscheinung, wie
man vielleicht annehmen könnte, nichts mit Ebbe und Flut, sondern
lediglich mit dem Brandungsvorgange als solchem etwas zu tun hat;
denn sie ist auch an den deutschen Küsten der Ostsee von der Lübecker
Bucht an bis nach Memel etwas Alltägliches und von hier u. a. auch
durch W. Deecke110), ebenfalls im Zusammenhang mit der Scolithns-
Bildnng, beschrieben worden; ja, am Strande des Oberen Sees in Nord-
amerika ist sie schon vor nunmehr bereits 70 Jahren von Desor111)
beobachtet. Ferner sieht man solche Löcher auch vielfach, anscheinend
neu, entstehen, wenn man auf dem vom Wasser unlängst verlassenen,
aber bereits ausgetrockneten sandigen Uferstreifen entlang geht und
denselben dadurch erschüttert. Die Erscheinung ist zunächst ver-
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90
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
blüffend, da der Sand nach jedem Schritt, den man vorwärts geht, vor
einem neue Löcher auftut. In Wirklichkeit ist der Vorgang wahr-
scheinlich der, daß hier unter einer durch auskristallisierte Meerwasser-
salze schwach verfestigten Sandlage bereits Sandröhren der früher be-
schriebenen Art vorhanden sind, welche nicht ganz bis oben durch-
gebrochen waren, in die aber, wenn der Tritt des Strandwanderers die
schwach verfestigte Decke zerbricht, der Sand hineinrieselt, wodurch
sie dann auch äußerlich in Erscheinung treten.
Es ist hier nicht der Ort, sich eingehender mit der Scolithus-
Frage zu befassen. Gesagt sei nur, daß es sich nach den bisherigen
Erfahrungen des Verfassers in den aus dem skandinavischen, nord-
amerikanischen und arabischen Cambrium beschriebenen Scolithus-Formen
offenbar um sehr verschiedene Dinge handelt,. die einerseits in der Tat
in der von Deecke, Högbom u. a. angenommenen, eben beschriebenen
Weise entstanden sein mögen, zum andern Teil aber tatsächlich die
Produkte der Lebenstätigkeit gewisser Tiere darstellen, wie das Deecke
aus der Jetztzeit am Sandstrande des Darss z. B. von einem kleinen
„Gammarus" beschreibt. Auch Talitrus saltator Mont. (locusta) bohrt, z. B.
bei Greifswald, ca. 15 — 20 cm tiefe, vertikale, je nach dem Alter kleinere
oder größere Löcher im Sandstrande m). Beide Entstehungsarten
vertikal stehender Röhren sind im übrigen an Litorallokalitäten gebunden,
und die Scolithus-Frage ist vom paläogeographischen Standpunkt aus
daher nur einer eindeutigen Lösung fähig. Das zeigt auch das Zu-
sammenvorkommen dieser fossilen Dinge mit anderen Litoralerscheinungen,
wie schon A. G. Nathorst früher beschrieben und Högbom neuerdings
abermals ausgeführt hat.
Schließlich mag hier auch noch eine andere Beobachtung von
HÖGBOM wiedergegeben werden, welche ebenfalls mit der durch ein-
sickerndes Meereswasser hervorgerufenen Verdrängung der Luft aus
dem Sande zusammenhängt, Högbom schreibt: „Wenn ich über den
von Flutwasser verlassenen Uferwall ging, fiel mir auf, daß er, be-
sonders in seinen höchsten Teilen, wo die Luftlöcher vorkamen, ein
fleckiges Aussehen zeigte, indem rundliche Flecke von meistens
zwischen 6 und 12 cm Durchmesser durch eine etwas abweichende
Farbe des feuchten Sandes hervortraten. Oft traten die Löcher inner-
halb dieser Flecken reichlicher auf als in der Umgebung, es kamen
aber auch Flecke vor, die keine Löcher zeigten. Die Entstehung dieser
Flecke konnte ich später bei meinen Beobachtungen über die Bildung
der Luftlöcher verfolgen. Es zeigte sich dann, daß während der Über-
flutung des vorher trockenen Sandwalles, auf seiner Oberfläche gleich-
zeitig mit und z. T. nach der Bildung der Löcher Anschwellungen ent-
standen, welche flach konvexe uhrglasähnliche Erhebungen von bis
1 dm Durchmesser und mehr erreichten. Bei vorsichtiger Durch-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 91
schneidung fand man einen entsprechenden Hohlraum unter diesem
Gewölbe. Die Dicke des Gewölbes war in den untersuchten Fällen
gewöhnlich etwa 2 cm, und die Höhe des Hohlraums, welche der Höhe
des Gewölbes einigermaßen zu entsprechen schien, betrug etwa 1 cm
oder (in den größereu Flecken) etwas mehr." Wie es kam, daß die aus
dem Sande durch das einsickernde Meerwasser verdrängte Luft nicht
mehr unter Bildung vertikaler Entlüftungsröhren entwich, sondem sich
im Innern der Sandablagerung an der Grenze zwischen dem durch-
feuchteten und trockenen oder mit Wasser noch nicht gesättigten Sande
ansammelte und jene Anfbeuluugen der Oberfläche verursachte, hat
Höobom nicht feststellen können, wenn es ihm auch gelang, die Er-
scheinung experimentell zu wiederholen. Es ist aber darauf hinzu-
weisen, daß H. Potonie113) bei seinen Untersuchungen über die Neu-
bildung einer Insel im ögelsee in der Provinz Brandenburg — Unter-
suchungen, welche wir auch im I. Bande vergleichsweise herangezogen
haben, — feststellen konnte, daß Sande von gewisser Korngröße,
Packung und Wasserhaltung für Gase sehr schwer durchlässig sein
können. Solche Bedingungen scheinen demnach auch am Sandstrande
hin und wieder gegeben zu sein.
Regentropfeneindrücke, Trockenrisse und Kriechspuren am Meeresstrande
Beobachtungen über das Aufperlen von Luftblasen durch Sande
und Tone und die hierdurch hervorgerufenen Gebilde, — natürliche,
wie künstliche — sind übrigens an zahlreichen Stellen in der reichen
Literatur über die sogenannten fossilen Regentropfeneindrücke nieder-
gelegt, und beide Erscheinungen im fossilen Zustande häufig miteinander
verwechselt worden, obwohl schon Ch. Lyell11*) dieselben scharf aus-
einanderhielt. Jedenfalls geht es keineswegs an, das Vorkommen fossiler
Regentropfen überhaupt zu leugnen, wie z. B. H. G. Bronn wollte.
Wichtiger für unsere augenblicklichen Betrachtungen ist das häufige Vor-
kommen echter rezenter Regentropfeneindrücke in der Litoralzone; schon
Lyell konnte sie in den 40er Jahren des vorigen Jahrhunderts z. B.
am Strande der Fundy-Bai in Canada beobachten, und Verf. war 1913
in der Lage, diese Beobachtung an der gleichen Lokalität zu wieder-
holen. Eine Probe von dort ist in Figur 39 abgebildet. Auch die Steilküste
des Samlandes mit ihren in Schlammströmen abfließenden Geschiebe-
mergeln bietet häufig Gelegenheit, solche Dinge zu sehen, und zwar in
allen Übergängen von den oft stark vertieften Formen mit den krater-
wallartig erhobenen, scharfkantigen Rändern, wie sie sich in den feinsten
Abschlämm -Massen entwickeln, bis zu den mehr indifferenten, durch
Überwehung mit Sand oder durch sandige Natur des Materials über-
haupt verwischten, flachen Vertiefungen. Festzustellen ist aber auch, daß
rezente, wie fossile Regentropfeneindrücke durchaus nicht etwa auf das
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92
Die jungen Meeressedime nte und ihre Bildung
Litoral des Meeres beschränkt sind, sondern überall dort sich finden
können, wo mehr oder minder feinkörnige, tonige Massen von gewissem
Feuchtigkeitsgrade dem Auftreffen mehr vereinzelt fallender Regentropfen
unterlagen.
Das gleiche gilt übrigens auch für die Trockenrisse und Tondüten
oder -Rollen, die entstehen, wenn solche tonige Schlamm -Massen voll-
kommen austrockuen, und schließlich auch für die Kriech- und Lauf-
Fig. 39.
Rezente Regen tropfeneindrücke auf feinsandipem rötlichem Ton in nat. Größe. Strand der
Chicnecto-Bucht bei Joggins Mine. Fundy-Rai, Nen-Brannschweig, Canada.
ANDRtE leg. 1918.
spuren, welche nicht nnr festländische, sondern auch Meerestiere, wie
Meeresschildkröten, Einsiedlerkrebse (Tafel ITT) u. a. im Litoral erzeugen;
alles Bildungen, denen der Geologe so häufig im fossilen Zustande be-
gegnet, ohne die Möglichkeit zu besitzen, entweder eindeutig auf litorale
oder aber kontinentale Bildungsbedingungen zu schließen.
Sandkegel als Litoralgebilde
Hier möge endlich noch eine letzte Erscheinung des Litorals kurz
besprochen sein, welche ebenso wie ein Teil der soeben beschriebenen
Vorkommnisse den Geologen und Paläogeographen vom Standpunkte der
Aktualitätslehre aus interessieren muß. Es handelt sich um die so-
genannten Sandkegel, deren Entstehung erstmalig W. Deeoke115) am
Strande des Darss, an der Grenze von Pommern und Mecklenburg, ver-
folgen konnte. Hier wechseln am Fuße der ersten Düne, im obersten
Abschnitt« der sogenanuten Vordüne, grober Sand und dünne, kohlige,
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzeugten Bildungen 93
schwach kalkhaltige, femsandige Lagen miteinander ab. Die Oberfläche
war im Spätsommer 1906 mit einem System von äolischen Wellenfurchen
bedeckt. Auf sie ging einen Tag lang ein kräftiger Regen nieder. Nach
diesem Regen war der grobe Sand
schon nach 12 Stunden wieder so
trocken, daß er flog. Nur die
dunklen Lagen blieben zunächst
hart und feucht. Als aber auch hier
das Trocknen einsetzte, zeigte sich
die ganze Schicht in lauter regel-
mäßigkonzentrischschalige Partien
zerlegt, deren Mittelpunkte sich in
den Tälern der alten Windfurchen
anordneten (Fig. 40). Diese Gebilde
erwiesen sich nun als umgekehrt
kegel- oder zapfenförmig, als der
Fig. 40.
Aufsicht von oben auf ein System äolischer
Wellenfurchen mit konzentrisch gebauten
„Sandkegeln" am Sandstrande des Dam, Vor-
pommern. Nach W. Dkkcke in Centralbl. f.
Mineralogie usw. 1900, S. 722, Fig. 1.
Wind sie von dem umgebenden,
trockenen Sande befreite. Von den Tälern der Wellenfurchen aus, in denen
neben gröberem Sande vor allem Kohle und Staub sich im Windschatten
angesammelt hatten, war das Wasser in die Tiefe gesickert, aber nicht
Fig. 41.
„Sandkegel" am Sandstrande des Darss, Vorpommern, durch Winderosion freigelegt.
Nach W. DEECKE in Centralbl. f. Mineralogie usw. 1900, S. 728, Fig. 2, 3.
gleichmäßig, sondern von einzelnen Punkten aus. DEECKE hat an-
genommen, daß die konzentrisch - schalige Anordnung durch Kapillar-
spannung des Wassers entsteht; wie das Wasser seitwärts sich aus-
breitet, wächst die Kugel zu einer bestimmten Größe. Beobachtet
wurden Durchmesser bis zu 7 cm. „Dann überwindet schließlich die
Schwere die Kapillarspannung und es geht aus der Kugel durch Ein-
94
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
sickern die Taten- oder Kegelform hervor." Diese Kegel (Fig. 41) hatten
etwa 10 cm Höhe. Gelegentlich hatte aber die Feuchtigkeit eine zweite,
ja dritte dunkle Sandlage erreicht und sich in dieser wieder horizontal
verbreitet, so daß manche Kegel mit einem Kragen verseheu waren, der
oft durch eine • ganze Gruppe gleichmäßig hindurchging. Es schien
Deecke, daß die Auflösung von Kalkschalen (Mytilus) in dem Humus-
mulm der dunklen Lagen ( — die Schalen erwiesen sich als völlig
brüchig und angefressen oder es waren überhaupt nur noch Reste der
hornigen Epidermis vorhanden — ) und eine Wiederausscheidung dieses
Kalkes in den zuletzt trocknenden Kegelpartien die verhältnismäßig
feste Konsistenz derselben bedingten.
Seit diesen ersten Beobachtungen von Deecke ist es dem Ver-
fasser der vorliegenden Darstellung gelungen, fossile Vergleichsobjekte
dieser eigenartigen rezenten Litoralgebilde aus verschiedenen Sandstein-
formationen (unterkambrischer Quarzit von Bornholm, kambrischer
Potsdam - Sandstein von Ontario, oberes Unterdevon von Marburg
an der Lahn) bekannt zu geben118), deren litorale Entstehung teilweise
auch durch andere Erscheinungen sicher gestellt ist. Wenn nun auch
die Bedingungen der Entstehung dieser „Sandkegel", wie sie Deecke
beobachtet hat, ebensogut in festländischen Sedimentationströgen einmal
zusammentreffen mögen — so beobachtete Verf. iui letzten Herbst An-
sätze zu solchen Bildungen ebenfalls nach starken Regengüssen auf den
Kuppen der hohen Wanderdünen der Kurischen Nehrung, und sandstein-
kegelähnliche Gebilde liegen ihm auch aus dem deutschen Buntsandstein
vor — so dürften sie doch am häufigsten im Litoral gegeben sein, und
es wäre äußerst wünschenswert, wenn die Beobachtungen von Deecke
einmal wiederholt und fortgeführt werden könnten.
„Tönender Sand" am Heeresstrande
An dieser Stelle mag auch einer, vielfach an Strandsande
gebundenen Erscheinung gedacht werden, obwohl sie eigentlich mehr
physikalisches als geologisches Interesse beansprucht. Das ist der
„klingende" oder „tönende Sand" (musical, sonorous oder singing sand
der englischsprechenden Autoren), dessen Vorhandensein aufmerksam
beobachtenden Strand Wanderern , wie Geologen und Geographen, kaum
entgeht. Die Erscheinung ist nichts etwa nur marinen Küstensanden
Eigentümliches, sondern findet sich, wie zahlreiche Beobachter fest-
gestellt haben, ebenso in gewissen Wüstensanden, gewissen vulkanischen
Aschen, manchen limnischen Seesanden usw. Aus der umfangreichen
Literatur können aber hier nur einige Arbeiten berücksichtigt werden,
und zwar nur die wichtigsten derjenigen, die sich mit dem „Tönen4* mariner
Küstensande beschäftigen117). Dabei soll besonders auf die eingehende
Arbeit von Paul Dahms118) Rücksicht genommen werden, der sich
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzengten Bildungen 95
nach Verarbeitung der Literatur vor allem mit den Vorkommnissen der
deutschen Ostseeküste beschäftigte. Die landläufige Beobachtung ergibt,
daß am Strande nicht selten ebene Sandflecke mit ziemlich fester Ober-
fläche auftreten, die einen eigentümlich schrillen, kreischenden Ton von
sich geben, wenn man etwas trägen, schleifenden Schrittes darüber
hinweggeht. Diese Beobachtung ist schon vor mehr als einem halben
Jahrhundert z. B. von Hugh Miller auf der Insel Eigg in der Bai von
Laig an der Westküste von Schottland, von N. Gieschner am Strande
von Kolberg in Pommern gemacht und seither von zahlreichen Autoren,
wie z. B. L. Heys, G. Berendt, P. Dahms, Fr. Soloer und dem
Verf. (durch letzteren auf der Kurischen Nehrung, von wo schon
Berendt Diesbezügliches berichtete, uud am Strande des Samlandes)
wiederholt worden. Einige der Genannten wollten das Klingen
des Sandes darauf zurückführen, „daß dieser ursprünglich von
Salzwasser durchtränkt war und nun austrocknete. Dabei ver-
dunstete das Wasser, das Salz wurde ausgeschieden und zwar ganz
vorwiegend an der Oberfläche. Die kleinen Salzkriställchen verbinden
infolgedessen die oberflächlichen Sandkörner zu einer Art Kruste,
und wenn der Fuß darüber hinstreift, bewirkt das Zerbrechen dieser
Kriställchen den kreischenden Ton. Wenn man vorsichtig die dberste
Haut solcher Sandflecke abhebt, kann man sich auch durch den Ge-
schmack von dem Salzgehalt überzeugen" (Solger). Diese Erklärung ist
indessen nicht stichhaltig, da sie in den zahlreichen Fällen sofort ver-
sagen muß, wo von einer Beteiligung von Salzkristallen keine Kode
sein kann. Über das Tönen des durch Granat- und Magnet-Titaneisen-
körner gefärbten „Streusandes" von Kolberg schrieb Girschxer: „Geht
man zu gewissen Zeiten (denn das Phänomen tritt keineswegs immer
auf) durch denselben, so hört man das tönende Klingen, namentlich wenn
man mit dem Fuße in schiefer Richtung stößt, genau so, wie es Miller
beschreibt. Nach einiger Übung ist man imstande, diese merkwürdigen
Töne so laut und schrillend werden zu lassen, daß sie weithin hörbar
sind. Bezeichnend für dieselben möchte auch sein, daß meine Kinder,
im Sande spielend, sie „Sandmusik" nannten". Zahlreiche Fundorte
für „klingenden" Sand hat G. Berendt angeführt, so außer der schon
genannten Kurischen Nehrung den Strand des Samlandes und der
Frischen Nehrung, deu Danziger Strand, zahlreiche Stellen der
Pommerschen Küsten, bei Rügenwaldermünde, Kolberg und Heringsdorf,
auf Usedom, schließlich den Darss nahe der mecklenburgischen Grenze.
Auch auf der Insel Bornholm, an der dänischen Küste und in zahl-
reichen Seebädern der englischen Nordseeküste ist die Erscheinung nicht
nnbekannt und wohl überhaupt weit verbreitet. Während die Sande der
Ostseeküste, wie Dahms angibt, im allgemeinen nur dann tönen, wenn
man sie in situ beobachtet, zeigte C. CARUS-WrLSON in einigen ein-
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96 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
■
behenderen Untersnchungen , daß es einerseits in der Natur tönende
Sande gibt, die man im Laboratorium durch Bearbeitung mit einem
harten Stößel in einer glasierten Tasse zum Klingen bringen könne,
wie es anderseits gelinge, in der Natur nicht klingende Sande klingend
zu machen, indem man sie durch Sieben auf gleiche Korngröße bringe
und vor allem die feinen Teilchen, auch durch Kochen in Säure, ent-
ferne. Durch diese künstliche Behandlang erhält man schließlich einen
Sand, der in gewissen glasierten Gefäßen einen musikalischen Ton
gab, und zwar so klar, wie jeder andere bekannte tönende Sand. Die
gröbsten Körner geben die tiefsten Töne, und nach diesen Unter-
suchungen von Cabü8- Wilson, die insbesondere an den Sanden der
Studland -Bucht in Dorsetshire angestellt wurden, liegt es nahe anzu-
nehmen, daß es die einzelnen abgerundeten Sandkörner seien, welche,
durch die mechanischen Insulte in Schwingungen geratend, die fraglichen
Töne erzeugen. Ähnliche Verhältnisse wie die Studland -Bucht zeigen
zwei Buchten in Neuengland, die eine bei Manchester, Mass., die
andere in der Nähe von Small Point, Maine. Von Felswänden ein-
geschlossen, fehlt ihnen jeglicher Wasserzufluß, der Schlickmassen zu-
führen könnte, und die Sande sind daher sehr rein und frei von kleinen
anhaftenden Teilchen. Lange Zeit war in Nordamerika der „Singende
Strand" (singing beach) von Manchester -by-the-Sea das einzigste Beispiel
für das Vorkommen von klingendem Sand, bis zwei amerikanische
Autoren, A. C. Bolton und A. Julien, sich für das Zustandekommen
der Töne interessierten. Mit Hilfe des „Smithsonian Institution14 und
seiner Korrespondenten sammelten sie überall Proben von Sand, und ihr
Verzeichnis von solchem, der Töne gab, weist jetzt über 100 Fundorte
auf; bereits nach kurzer Zeit des Sammeins konnten sie allein für die
atlantische Küste der Vereinigten Staaten deren nicht weniger als 74
nachweisen. Die Bedingungen, die Bolton und Julien für das Zu-
standekommen von Tönen bei Sanden verlangen, decken sich im
allgemeinen mit denen von Cabus- Wilson. Auch sie setzen Sauberkeit,
Staubfreiheit und gleiche Größe der gut gerundeten Körner voraus,
deren Durchmesser sie bei der Mehrzahl von ca. 130 Proben tönender
Sande zu 0,3 — 0,5 mm bestimmten; doch halten sie ein bloßes Reiben
der Sandkörner aneinander nicht für genügend für das Zustandekommen
eines hörbaren Tones, selbst wenn Millionen von Oberflächen sich gleich-
zeitig dabei beteiligten. Nach ihrer Annahme wäre es vielmehr für die
größere Freiheit zu einer oszillierenden Bewegung der einzelnen Körner
von Bedeutung, daß dieselben durch Häutchen von verdichteter Luft
umgeben sind, welche wie elastische Kissen wirken. Wird der Sand
irgendwie befeuchtet und dann getrocknet, so lagern und kondensieren
sich Luft oder Gase, die vordem durch das Wasser verdrängt wurden,
wieder auf seinen Oberflächen und bilden jene Häutchen, die trotz ihrer
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 97
Dünne ausreichen, um den Individuen genügend freies Spiel zu gestatten,
wenn sie durch eine Störung in Schwingung versetzt werden. Diese
Durchfeuchtung besorgen am Seestrande die Wellen oder der Regen,
in der Wüste starker Nachttau. Werden die Gase entfernt, so wird der
Sand „stumm"; auch durch die Einwirkung von Hitze, Reibung und
Schlag wird er „getötet*4 (killed), während ungestört gebliebene Proben
von tönendem Sand ihre akustische Eigentümlichkeit jahrelang bei-
behielten. Mit den Ergebnissen von Carus- Wilson und von Bolton
und Julien stehen die von Dahms an Strandsanden der Ostsee ge-
wonnenen nur z. T, in Einklang; indessen müssen wir uns hier darauf
beschränken, seine Ergebnisse lediglich anzuführen: „Für den Sand der
Ostseeküste und besonders den aus der Umgebung von Danzig läßt sich
das Zustandekommen des Tönens auf zweierlei Weise nachweisen. Ein-
mal, und zwar in den meisten Fällen, handelt es sich um das Zerstören
einer besonders dichten Packung der Körnchen, entstanden unter Ein-
wirkung von Wasser — besonders von Seewasser. Die Kapillarattraktion
läßt diese dicht aneinandertreten und diese Anordnung auch nach Ver-
dunsten des Wassers vorläufig beibehalten. Erst wenn einwirkende
Wärme die Körnchen sich dehnen läßt, wird die oberflächlich gebildete,
und als solche nachweisbare Sandhaut gesprengt, so daß diese sehr
dichte Lagerung verloreu geht. Diese oberflächliche Haut, welche die
Sandindividuen zusammenpreßt und verfestigt, wird durch den Fuß des
Strandwanderers zerstört, und es entstehen ähnliche Geräusche, wie
beim Zinngeschrei oder dem Rauschen der Seide. Andererseits werden
durch den Wind die größeren, besonders gut gerundeten Quarzkörnehen
von dem feinkörnigeren, leichteren, unregelmäßiger geformten Sande
befreit und zusammengetrieben. Es entstehen Kräuselmarken " (d. s.
Wellen furchen), „die meist die Stellen guten Tönens verraten. Wie ich
vermute, liegen auch in diesem Falle die Körnchen besonders dicht zu-
saramsn, so daß bei der gewaltsamen Zerstörung ihres Lagers der Ton
in ähnlicher Weise hervorgerufen wird; wie bei dem durch das Wasser
dicht gelagerten Material. Kräuselmarken auf frisch getrocknetem Sande
bezeichnen Stellen besonders kräftigen Tönens. Auch kräftige Erwärmung
und Frost lassen die Körnchen aneinander haften oder dichter zusammen-
treten. Feuchte Sandlager im Untergründe verstärken die erzeugten
Töne. Diese hängen ihrer Höhe nach von der Geschwindigkeit ab, mit
der der ganze Sandkomplex in Schwingungen gerät, bezw. zerstört wird.
Es findet demgemäß in diesem Falle kein Zustandekommen der Töne
dadurch statt, daß die Körnchen sich einzeln für sich bewegen uud ein
Zusammenwirken ihrer Schwingungen den Ton erzeugt14. — So sind wir
denn trotz mehrerer eingehender Untersuchungen von einer einheitlichen
Lösung des Problems der „tönenden Sande" noch entfernt, welches
gleichwohl hier nicht übergangen werden sollte, da mancher Leser dieses
Andr.c, Geologie de« Meeresbodens. 11. 7
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98 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Buches Gelegenheit haben wird, weitere Beobachtungen anzustellen
und vielleicht zu einer allerseits befriedigenden Lösung der Frage bei-
zutragen.
Jugendliche Verkittung von Strandsanden
Jugendliche Erhärtungen von Strandsanden hat schon Forchhammer
vom Nordseestrand beschrieben. In der Regel handelt es sich um Ver-
kittung durch kohlensauren Kalk, der wohl aufgelösten Molluskenschalen
entstammt. Auch durch Eisenhydroxyd verkittete Sandpartien, vielfach
reich an rezenten Bivalvenschalen mit noch erhaltener Färbung, sind
an der Nordsee sehr häufig, gehen jedoch in der Regel wohl auf die
Verrostung in den Sand geratener Eisenteile, Anker, Nägel usw. zurück
und können in solchem Falle nicht eigentlich als natürliche Bildungen
betrachtet werden. Es ist äußerst bemerkenswert, auf welche weite
Entfernung hin ein relativ kleines Stück Eisen beim Verrosten den
umliegenden Sand zu verkitten vermag. Übrigens findet sicherlich auch
auf rein natürlichem Wege Bildung mariner Sandsteine mit eisenhaltigem
Bindemittel statt. So kann man am Nordstrande des ostpreußischen
Samlandes beobachten, wie Strandsedimente durch Quellwässer, welche
aus dem Geschiebemergel des Steilufers z. T. unter dem Ostseespiegel
austreten, mit einem eisenhydroxydischen Bindemittel versehen werden,
ein Fortgang der „Verkrantung", welche schon gewisse Horizonte der
unteroligozänen Bernstein formation , aber auch jüngerer tertiärer und
diluvialer Schichten des Uferprofils sekundär erlitten haben. Bemerkens-
wert hierbei ist, daß die Farbtöne dieser im allgemeinen gelbbraunen
Eisenrinden der Gerölle gelegentlich, so im trockenen Frühjahr 1918,
in deutliches Rot umschlagen; wodurch wohl der Beginn der Ent-
wässerung der Eisenverbindungen unter dem Einfluß des erwärmten,
wenn auch nur schwach salzhaltigen Wassers — die damals beobachteten
Geröllablagerungen lagen unter Wasser — angezeigt wird119).
Hier mag auch die jugendliche „Riffsteinbildung" angeschlossen
werden, welche L. Meyn120) vom Süderwatt vor Cuxhaven beschrieben
hat. Es handelt sich um lichtaschgrau gefärbte, weiche Mergel und
grünliche Sandsteine mit der rezenten Nordseefauna. Dieser „fest-
gewordene Theil des Watt mit seiner sandigen, thonigen und kalkigen
Abtheilung" — , denn es kommen auch durch einen foraminiferenhaltigen
Sand verkittete Muschelbreccien vor, — zeigt in seinen sandigen Teilen
Diagonalschichtuug; uud aus Mergelmasse bestehende zylindrische Körper
im Sandstein lassen sich unschwer als die ausgefüllten Röhren der im
Sande lebenden Würmer erkennen. Das Bindemittel ist, wie bei den
oben erwähnten verkitteten Strandsanden kalkig. Es ist sehr wohl
möglich, daß dasselbe, wie Philippi meinte, „eine chemische Neubildung
ist, die der sicher erhebliche Ammoniakgehalt des Wattenschlickes hervor-
gerufen hat''.
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»
Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 99
Jugendliche Verkittung muschelreichen Strandsedimentes wird auch
am Lido von Venedig beobachtet (Fig. 42).
Eine Bildung von Kalksandsteinen, die nach dem Meere zu ein-
fallen, auf dem Strande von Daressalam hat W. Koert geschildert;
hierbei handelt es sich um die Verkittung der reineren Sande. Im
schlammigen Sand dagegen kommt es zur Bildung von Konkretionen,
Fig. 42.
Muschelreiches, jungverkittetes Strandsediment. Natürliche Grüße. Lido bei Venedig.
Al. Torsquist leg. (Original in der Allgemein-geologischen Sammlung des Geologisch-
paläontologischen Institutes und der Bemsteinsammlung der Albertus- Universität zu
Königsberg i. Pr.)
die aus einem sehr harten, strukturlosen, einzelne Sandkörner ein-
schließenden, dichten Kalk bestehen, den Koert mit einem Ausdruck
indischer Geologen als „Kunkuru bezeichnet. Ob es sich bei der Er-
zeugung des Kalkbindemittels um eine Wiederausscheidung von durch
Kohlensäure gelöstem organischen Kalk oder um eine Ausfällung von
Kalk handelt, müssen weitere Untersuchungen entscheiden.
Wohl nichts anderes als jugendlich verkittete Strandwälle sind die
„Steinriffe", welche J. C. Branner m) von der Nordostkllste Brasiliens
beschreibt. Sie bestehen aus durch kohlensauren Kalk, z. T. mit etwas
7*
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100
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Eisenverbindungen verkittetem Sandstein, der teilweise die Härte von
Quarzit erreicht, sich aber im übrigen, auch in der noch mit ursprünglicher
Färbung erhaltenen Fauna von Molluskenschalen usw., nicht von den
rezenten Strandsanden unterscheidet. Solche Sandstein wälle, deren
Schichten mit geringen Winkeln (2 bis höchstens, aber selten 20°) gegen
das Meer einfallen, begleiten die Küste von Cearä bis Porto Seguro auf
eine Erstreckung von 1250 (englischen) Meilen. Meist hängen sie an
einem Ende, wenigstens bei Ebbe, mit dem Lande zusammen, während
das freie Ende vor einer Flußmündung, einer Bucht oder einem Ästuar
Fig. 48.
Knollenförmige, von "VYurmröhren zusammengehaltene Massen von Strandsediroent. Strand
eine Male nördlich von Bahia Fonnosa, Küste von Brasilien. Nach J. C. BRANNER in
Bull. Mus. Comp. Zool. vol. XLIV, 1904, Tafel 25.
liegt. Es scheint sich demnach um eine Häufung von Hakenbildungen
oder Nehrungen im Kleinen zu handeln. Die langen, geraden Wälle
sehen wie künstlich gemauerte Dämme aus, was schon Ch. Darwin
aufgefallen ist, der das Riff, hinter welchem der Hafen von Pernambuco
liegt, sah und dessen Zusammensetzung bereits richtig erkannte188).
Dieser Wall wird gegen die starke Brandung nicht nur durch Bewachsung
mit Tang geschützt, sondern teilweise auch durch Überzüge von Serpula-
Röhren und Nulliporen. Knäuel von Wurmröhren bedingen den Zu-
sammenhalt von Sandmassen in knollenartigen Formen (Fig. 43), die sich
indessen im frischen Zustande mit dem Hammer leicht zertrümmern
lassen; diese Gebilde wachsen nur auf harter Unterlage. Die Ver-
kittung der Sande durch Kalk hängt z. T. wohl mit der starken Er-
wärmung des Wassers zusammen. Anderseits ist darauf hinzuweisen,
daß die im Hintergründe der Sandsteinwälle mündenden Flüsse infolge
des trockenen Klimas den längsten Teil des Jahres kaum oder überhaupt
nicht fließen; vermutlich wird das hinter den Wällen mehr oder minder
stagnierende Wasser von diesen aufgesogen und verdunstet, unter Absatz
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 101
des gelösten, z. T. auch aus den Schalenresten der Wälle selbst
stammenden kohlensaureu Kalkes.
Hier wäre auch die jugendliche Verkittung eines das Gerippe einer
Nehrung bildenden Geröllstrandwalles zu einem festen Konglomerat —
Plaka genannt — anzuschließen, welche W. von Seidlitz123) in Kürze
von St. Maura auf Leukas, einer der .Ionischen Inseln, geschildert hat.
Daß die Korallen- uud Muschelsande der tropischen Küsten zu rascher
Verkittung neigen, darauf wird noch zurückzukommen sein. (Vergl. auch
Fig. 44.)
Fig. 44.
Jugendliche Sedimentverkittung kalkigen Strandsedimentes durch Bildung faseriger Kalk-
rinden um Muschelschalen- und dergl. -Bruchstücke (rezente „Mumienbildung'1). Etwa
•/u nat. Größe. S. W.-Strand der Insel Ascension. (Das von der „Deutschen Südpolar-
Expedition" 1903 gesammelte Stück befindet sich in der Allgemein-geologischen Samm-
lung des Geologisch-paläontologischen Instituts uud der Bernsteinsammlung der Albertus-
Universität zu Königsberg i. Pr.)
5. Die Schlickablagerungen des Strandsau mms
Die gröber klastischen und die saudigen Sedimente der Küste
werden dort, wo die Kraft der Wellen hinreichend geschwächt ist, am
Strande tief in das Land reichender Buchten, hinter Sand- und Dünen-
zungen, sowie hinter Inselgirlanden, wie in der Nordsee, durch Schlick-
lager ersetzt, deren Material z. T. aus der feinsten tonigen Trübung
besteht, welche vom Wasser aus dem Küstenschutt ausgespült wurde,
aber nur bei großer Wasserruhe zum Absatz gelangen kann. Zum
andereq Teile liefern die ins Meer fließenden Flüsse eine ständige Er-
gänzung an feinster Wassertrübe, welche alsbald durch die Salze des
Meerwassers niedergeschlagen wird.
Der Absatz feiner Suspensionen unter dem Kinflnfi des Mcerwnssers
Die klärende Einwirkung auf mechanische Trübungen teilt das
Meerwasser mit allen Elektrolyten. Eine große Zahl von Autoren haben
102
Die jungen Meeressedimeute and ihre Bildung
sich mit dieser geologisch so außerordentlich gichtigen Tatsache be-
schäftigt, z. T. vom reiu physikalischen Standpunkte aus, z. T. auch
gerade im Hinblick auf die Sedimentbilduog im Meere. K. WeüLE124)
und A. Rühl185) haben im Zusammenhange darüber referiert; auch
neuerdings sind einige diesbezügliche Arbeiten erschienen126).
Eingehende Versuche hat schon Tor Jahren G. Bodläkder l*7) an-
gestellt und gefunden, daß das an Menge im Meerwasser so sehr über-
wiegende Chlornatrium nicht so wirksam ist, wie andere Salze, z. B. das
Chlormagnesium. Wir entnehmen nur wenige Zahlen, die sich auf im Meer-
wasser anzunehmende Salze beziehen, einer Tabelle dieses Autors, in
welcher die wirksamen Stoffe nach der in Milligramm -Äquivalenten
ausgedrückten Menge geordnet sind, die, zu 100 ccm (nicht entkalkter!)
Kaolinsuspension gesetzt, deren Kaolingehalt doppelt so stark erniedrigen
wie bloßes Absetzen ohne Zusatz in gleicher Zeit. Es ergeben sich in
mg für Chlormagnesium 2,711, Magnesiumsulfat 13,350, Chlorkalium
30,60, Chlornatrium 32,39. Kohlensäure, schon unter geringerem als
Atraosphärendruck in Wasser gelöst, klärt Kaolinsuspensionen sehr rasch,
und das ist, wie Krümmel betont, sehr wichtig, da dieses atmosphärische
Gas im Meerwasser stets reichlich vorhanden ist. Temperatur-
schwankungen, jedenfalls soweit sie im Meere vorkommen, sind ohne
wesentlichen Einfluß auf die Erscheinung.
Die niederschlagende Wirkung der Meerwasserelektrolyte auf
feine Suspensionen ist von besonderer Bedeutung für einen Ver-
gleich der Sedimentation in Süßwasser und in Meerwasser. Im
Meerwasser ist die Sonderung nach Korngrößen geringer als im
Süßwasser, sandige und feinere Komponenten sind oft mitein-
ander gemengt. Dieser wichtigen Einwirkung der im Meerwasser ent-
haltenen Elektrolyte gegenüber darf jedoch nicht vergessen werden, daß
auch das verschiedene spezifische Gewicht der beiden Medien von Einfluß
auf den Sedimentabsatz sein muß; denn das höhere spezifische Gewicht
des Meerwassers muß den Absatz der Suspensionen gegenüber dem
Süßwasser umgekehrt verlangsamen. Es mag deshalb auch dahingestellt
bleiben, ob die verschiedenartige Konsistenz der einzelnen marinen
Bodenarten, wie von einigen Autoren behauptet worden ist, mit diesen
Vorgängen unmittelbar etwas zu tun hat; eine reine Abhängigkeit von
der Wirkung der Elektrolyte darf jedenfalls füglich bezweifelt werden.
Wie weit aber unter allen diesen Umständen die letzten und feinsten
Reste der Flußtrübe zusammen mit den feinsten Abrasionsprbdukten
von den Küsten ins Meer hiuausgelangen, und in welchem Umfange
daher solches Material noch an der Sedimentation in der küstenfernen
Tiefsee teilnimmt, darüber wissen wir heute erst recht wenig Sicheres.
Es wäre daher auch von geologischer Seite sehr zu begrüßen, wenn ein
Vorschlag von H. Lohmann zur Ausführung käme, nämlich in jeder
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 103
marinen Schöpfprobe nicht nur Salz- und Planktongehalt, sondern auch
den Gehalt an anorganischer Suspension zu bestimmen. Wenige ältere
Beobachtungen dieser Art hat A. Penck zusammengestellt. Nach
Vebvey 1890 wurden im Seewasser an der holländischen Küste in der
Nähe von Heijst gefunden bei ruhiger See in 1 cbm Wasser: an der
Oberfläche bei Flut 109 g Sand, 1303 g Schlamm, zusammen 1412 g
feste Bestandteile; an der Oberfläche bei Ebbe 304 g Sand, 1094 g
Schlamm, zusammen 1398 g feste Bestandteile; 1 m über dem Grunde
bei Flut 1094 g Sand, 1861 g Schlamm, zusammen 2956 g feste Be-
standteile; 1 m über dem Grunde bei Ebbe 1062 g Sand, 2980 g Schlamm,
zusammen 4042 g feste Bestandteile. „Man hat also hier am Meeres-
grunde bei ruhiger See 3—4 kg fester Bestandteile im Kubikmeter
Wasser, während bei hoher See dieser Betrag 10— 15 mal größer ist.
Das ist so viel wie die Sedimentführung eines Gebirgsflusses bei Hoch-
wasser". — Die für 1 m über dem Grunde festgestellten Zahlen lassen
bei Ebbe einen höheren Gehalt des Meerwassers an suspendiertem
Material erkennen. Das scheint nicht für das Wattenmeer und Buchten
und Ästuare zu gelten, die unter dem Einfluß der Gezeiten stehen,
da hier das Wasser bei Ebbe im allgemeinen klarer aussieht als bei
Flut. In der Tat hat Hagen gezeigt, daß der Schlickgehalt nahe dem
Grunde Vö— Vb größer ist als an der Oberfläche und bei einströmender
Flut größer als bei Ebbe. Die Flut bringt mehr Schlamm in den Jade-
busen, in dem Hagen seine Untersuchungen128) anstellte, hinein, als
die Ebbe entfernt; daher die Verlandung in den Winkeln des Busens.
Ähnliche Beobachtungen für die Elbe verdanken wir Hübbe. Doch
könnten weitere Untersuchungeo dieser Art auch im marinen Flach-
wasser unseren Vorstellungen über Sedimentation nur zu Gute kommen.
Übrigens zeigen Zahlen, welche J. Mübeay und R. Irvine m) für ver-
schiedene küstennahe und knstenferne Meeresteile gegeben haben, daß
selbst im wärmsten und salzreichsten Wasser eine wenn auch geringe
Menge feiner suspendierter Materie enthalten ist. Das Minimum in
ihrer Tabelle ergibt mit 0,0006 g in 14 Litern Wasser der Indische
Ozean in 15° 46' N und 58° 51' 0, das Maximum mit 0,0105 g in der
gleichen Menge Wasser die Ostsee.
Die Schlicke der Nordseewatten nnd der der Nordsee trlbutlren X st aar tan
Lichtvolle Ausführungen über die Anordnuug der Schlamm-Massen
in den Watten unserer Nordsee verdanken wir 0. Krümmel i3°). Danach
sind es insbesondere Flut- und Ebbestrom, welche hier ablagernd, dort
erodierend und auskolkend wirken, sowie die Anordnung der Platen und
Riffe, der Prielen, Baijen, Seegatten und Tiefs regeln131).
Die Schlicke der Nordseewatten zeichnen sich durch reichliche
Beimengung organischer Reste aus. Der bekannte „Mikrogeologe"
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104
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Ehrenberg fand bei Untersuchung des Nordseewattenschliekes, „ab-
gesehen von allem Organischeu, das durch Umwandlung nach dem Tode
unkenntlich geworden sein mag und muß", noch V*o des Volumens au
deutlich erkennbaren Kieselschalen von Diatomeen gebildet. Nach
Krümmels Angabe fand Prestel im Hafen von Emden die in jeder
Ebbezeit abgesetzte Schlickschicht fast zu 8/io aus den Schalen derselben
Pflänzchen bestehend.
Wesenberg - Lund ,35!) hat kürzlich die Bedeutung geschildert,
welche, analog der von Ch. Darwin beschriebenen Tätigkeit der Regen-
würmer im Erdboden, aber mit anderem Enderfolg, dem „Sandwurm"
(Arenicola marina L.) in den Sandwatten und dem „Schlick- Krebs"
(Corophium grossipes L.) in den Schlickwatten für die Um- und Durch-
arbeitung des Sedimentes, das sie durchfressen, zukommt. Der Sand-
wurm schlürft in. die eine Öffnung seiner hufeisenförmigen Röhre (Fig. 45)
1
•
i *
•
1 • • 1
■ ♦
•
• •
*
Fig. 45.
Ringelwürmer (Arenicola) und Sandklaftrauscheln (Mya arenaria) im sandigen Watten-
meerboden der Elbmiindung bei Neuwerk. Nach einem Ausstellungsobjekt des Berliner
Museums für Meereskunde mit gütiger Erlaubnis der Direktion desselben.
die Nahrung ein und setzt den sandigen Kot aus der anderen Öffnung ab.
Aus diesen bei Ebbe den Wattenmeerboden weithin bedeckenden Exkrement-
häufchen werden bei steigender Flut die feinerdigen und organischen
Teile abgespült und weiter gegen das Land zu getrieben. Hierdurch
trägt, der Sandwurm sehr zur Reinheit der betreffenden Sandablagerungen
bei, welche bis zu 20 cm Tiefe wohl restlos durch seinen Körper hin-
durchgegangen sind. Der Sandwurm konserviert also die Sandnatur des
Sandwatts, aus dem er die Schlickbestandteile eliminiert. Diese, weiter
gegen das Land zu getrieben, bilden die sogenannten Schlickwatten,
deren Material dem in ebenfalls hufeisenförmigen, aber kleineren Röhren
lebenden „Schlick-Krebs" als „Nahrung" dient. Die Festigkeit dieser
feineren Schlicke der Schlickwatten gegenüber der Abspülung ist relativ
y Google
Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzengten Bildungen 105
groß; vielleicht infolge Überwachsung mit blaugrünen Algen. Z. T. beruht
sie aber wohl auf der Beimengung der Exkremente und Schleim-
absonderungen der zahlreichen kleinen Schnecken der Gattungen Rissoa,
Hydrobia und Litorina, welche eine charakteristische, am Wattenstrand
der Nordsee vielfach zusammengeschwemmte Mikrofauna bilden.
Die dunkle bis tiefschwarze Färbung des Wattenschlicks ist teils
den organischen Beimengungen, z. T. aber auch einem Gehalt an Schwefel-
eiseu zuzuschreiben. Die aus den Schlicken entstandene Marscherde
zeigt je nach den Bedingungen des Luftzutrittes und der Durchfeuchtung,
denen sie nach der Trockenlegung unterlag, große örtliche Verschieden-
heiten in Farbe und sonstigen Eigenschaften, von dem braunen, schweren
und zähen, wasserbindenden Klei bis zu dem festen, bläulichen oder
roteu Knick, der dem Pflug widerstrebt, aber, an der Luft getrocknet,
zu feinem Pulver zerfällt. Die gegenseitigen Beziehungen der einzelnen
Abarten dieses Bodentyps sind aus einer Darstellung von Schucht'")
über die Wesermarschen zu ersehen.
Da das Material der Schlicke des norddeutschen Wattenmeeres in
der Hauptsache — soweit die beigemengten marinen Organismen außer
Frage bleiben — ins Meer verfrachtete Flußtrübe darstellt, ist es von
Interesse, die Verhältnisse bis in die Flußmündungen hinein zu ver-
folgen. Eine neuere Darstellung über „Das Wasser und seine
Sedimente im Flutgebiete der Elbe" verdanken wir F. Schücht134).
Nach Schuoht findet im Flutgebiet der Elbe eine fortwährende Um-
lagerung der Sedimente statt, und der Detritus wird ungezählte Male
flußab- und flußaufwärts geführt, ehe er ins Meer gelangt. Die Nordsee-
küste mit ihren weiten, tiefgründigen Marschen uud ausgedehnten
Watten enthält das Material aufgespeichert, welches unsere nord west-
deutschen Ströme während der Alluvialzeit, auch zur Zeit der diluvialen
Abschmelzperiode, dem Festlande entführt haben. Außerhalb des Watten-
saumes finden sich nur noch sandige Bildungen, die teilweise mit den
bereits besprochenen Strandsanden identisch sind, zum anderen Teile in
die Sedimente der Strand ferneren See übergehen, die wir noch später
zu besprechen haben werden. Der Schlickabsatz im Flutgebiet der Elbe
erfolgt fast ausschließlich an solchen Stellen, an welchen weder die
Flut- noch die Ebbeströmnng eine große ist, also in Buchten, auf hoch-
gelegenen oder schilfbewachsenen Ufern und Watten, sowie an Stellen,
wo das Wasser infolge Wirkens entgegengerichteter Strömungen mehr
oder weniger zur Ruhe kommt. Der Absatz geht zur Zeit des Hoch-
wassers, besondere während der sogenannten Stauzeit vor sich; daher
sieht das Wasser zur Zeit der Ebbe stets klarer aus als zur Zeit der
Flut. Je nach den Strömuogsverhältnissen gelangen Schlicktone und
Schlicksande zum Absatz, denn der Gehalt an tonhaltigen Teilen
schwankt zwischen 18,8 und 79,2 °/0.
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106 Di« jungen Meeres&edimente nnd ihre Bildung
•
Die Sande und Schlicke im Flutgebiete der Elbe zeigen in mehr oder
weniger großer Tiefe fast immer einen relativ hohen Gehalt an Einfach-
Schwefeleisen (Fe S) m), der sich schon äußerlich durch die bläulich-schwarze
bis graue Farbe zu erkennen gibt. Die Sande der Ufer und Inseln unterhalb
Hamburgs, welche oberflächlich rein weiß erscheinen, sind oft schon in
wenigen Zentimetern Tiefe durch solches FeS schwarz bis grau gefärbt. In
gleicherweise finden sich solche FeS-führenden Sedimente an den Ufern der
Wesermündung und des Jadebusens ; van Bemmelex hat sie in den jüngsten
Alluvionen der niederländischen Küste nachgewiesen. Wir haben es also
mit weitverbreiteten Bildungen zu tun, deren Vorkommen auf das Flut-
und Ebbegebiet beschränkt zu sein scheint. Bei Zutritt des Luftsauer-
stoffs wird das Einfach - Schwefeleisen dieser Sedimente fast momentan
oxydiert, und dieselben nehmen die gewöhnliche Farbe des Schlicks,
bezw. Sandes an mit rostbraunen Flecken. Nach VAX Bemmelen
enthält der schwarze Schlick des Dollard-Busens in den noch unbedeichten
Flächen ebenfalls Einfach-Schwefeleisen, welches sich bei Trockenlegung
oxydiert; dieser Autor ist der Meinung', daß die Schwefeleisenbildung
nur bei Zutritt salzigen Wassers erfolgen könne. Schucht kommt
jedoch an der Hand des gewonnenen analytischen Materials und der im
Gebiete der Elbe und Weser angestellten Untersuchungen zu dem
Resultat, daß das Auftreten schwefeleisenhaltiger Schlickabsätze in
diesen Strömen bis in das Gebiet unvermischten Flußwassers hinein zu
beobachten ist, was natürlich für fossile Vergleichsobjekte von Bedeutung
ist. „Man muß annehmen, daß der sich durch Fäulnis organischer
Substanz bildende Schwefelwasserstoff die im Wasser gelösten und in
dem Detritus enthalteneu Eisenverbindungen in Einfach -Schwefeleisen
verwandelt und absetzt, sowohl mit den Sanden als dem Schlick, im
unvermischten wie im salzigen Wasser."
Die Schwefeleisenführung dieser Sedimente hat für den Geologen noch
besondere Bedeutung als Vorstufe für die Bildung von Zweifach-Schwefel-
eisen oder Pyrit (FeS«), die sich in den alternden marinen Schlicken und den
Marschböden, besonders dem» sogenannten Maibolt, der „sauren Erdeu, ein-
stellt. Der Pyrit ist grünlich-schwarz, meist rund, manchmal deutlich
kubisch. Seine Körner hängen meist gruppenweise zusammen, sie liegen
in den Kieselgängen der Diatomeen, in den Höhlungen der Foraminiferen-
schalen, den Hohlräumen der Zellen der den Marschboden durchwachsenden
Pflanzen und in den Humusmassen. Die Pyritbildung geht nach der
Ansicht van Bemmelens nach folgender Formel vor sich:
Fe*0., + 4 MSOi— 15 0 = 2 FeS, + 4 MO
(M = Ca, Mg, K», Na«).
Dabei soll sich erst aus Gips und Eisenoxyd Einfach - Schwefeleisen
bilden, welches später mehr Schwefel aufnimmt, der aus Schwefel-
wasserstoff durch die Einwirkung einer neuen Menge Eisenoxyd frei-
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzeugten Bildungen 107
geworden ist; der Schwefelwasserstoff soll aus Alkalisulfiden entstanden
sein. Nach Untersuchungen de Senarmonts ist es möglich, daß Einfach-
Schwefeleisen aus Schwefelwasserstoff bei gewöhnlicher Temperatur
Schwefel aufnimmt; nach Bunsen kann Einfach - Schwefeleisen in
alkalischen Sulfiden aufgelöst werden. Da bei Einwirkung von Schwefel-
wasserstoff auf Eisenoxyd Schwefel entsteht, bindet sich dieser an
alkalische Sulfide zu Polysulfid. Einfach - Schwefeleisen löst sich in
geringer Menge in Polysulfiden, aus welcher Auflösung sich Pyrit
allmählich kristallinisch abscheiden soll. Daß bakteriologische Prozesse
bei der Bildung der Sulfide im Schlick mitwirken, ist wohl zweifellos.
Des Vergleiches halber mag übrigens mitgeteilt werden, daß „Einfach-
Schwefeleisen" von N. Andbussow auch in Diatomeen des Schwarzen
Meeres, sicherer Pyrit von Rhumbler139) sehr verbreitet in abgestorbenen
Foraminiferen auf schlammigem Grund, seltener in Seeigelstacheln und
Schneckenschalen nachgewiesen wurde, was weiterhin für viele fossile
Vorkommnisse, etwa die Diatomeen -Kieskerne, welche Deecke einmal
aus paleocänem Tone Greifswalds bekannt gegeben bat, von Be-
deutung ist.
Die Schlicke der südrussischen Limnne und einiger seichter Buchten
der Ostseeprovinzen.
Den schwefeleisenreichen Schlammen der Nordseewatten und der
den Gezeiten ausgesetzten Mündungen der nordwestdeutscheu Ströme
verwandt sind die Schlammbildungen, welche sich in den Limanen Süd-
rußlands und in seichten Buchten der Ostseeprovinzen bilden. Über
die Sedimente, beider Gebiete ist eine größere Literatur erschienen, die
sich an die Namen Hasshagen, Werigo, Zielinsky.Petrijew.Perschke
und Brüssilowsky, neuerdings aber vor allem an die von Jegunctw,
Sidorenko, Doss 137) u. a. knüpft.
Liman-Sedimente.
Die an der südrussischen Küste von den Donaumündungen bis zum
Asowschen Meere sich hinziehenden Limane, über deren Entstehung Ein-
gehenderes an anderer Stelle in diesem Werke nachzulesen ist, sind buchten-
ähnliche Küstenseen, die entweder vom Meere bereits völlig abgeschnürt
sind oder noch in beschränktem Zusammenhange mit demselben stehen.
Sie erstrecken sich mehr oder weniger senkrecht zur Küste meist weit ins
Innere des Landes hinein ; ein sandiger Küstenwall — Peressyp — trennt
sie von dem offenen Schwarzen Meer, unterbrochen durch einen Kanal
— Girl — , der das Ausströmen der Flußwässer und das Einströmen des
Meerwassers gestattet. Von den Mündungen der Donau bis zu der des
Don zählt man an der Nordküste des Schwarzen und Asow'schen Meeres
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108 Di« jungen Meeressedimento and ihre Bildung
(ausgenommen die Krim) etwa 20 solcher Limane. Der bedeutendste
ist der Dnjepr-Liman, gegen 60 km lang und 12 (—15) km breit,
Weder Fische noch sonstige höhere Tiere vermögen in dem
stark salzhaltigen Wasser jener ganz vom Meere abgeschlossenen
Limane zu existieren, die in manchen Sommern soweit austrocknen, daß
sie seit alters her von der umwohnenden Bevölkerung zur Salzgewinnung
ausgebeutet werden. Wohl aber gedeiht in diesen abflußlos gewordenen
Becken eine reiche Fauna kleiner Crustaceeu, Anneliden usw. Die noch
im Zusammenhange mit dem Meere stehenden Limane haben einen nach
der Jahreszeit und den übrigen Verhältnissen stark schwankenden
Salzgehalt.
Was die Entstehung dieser nach dem Meere zu allmählich tiefer
werdenden Limane anbetrifft, so kann mau sie als ertrunkene Fluß-
mündungen bezeichnen, die durch vom Meere aufgeworfene Nehrungen
mehr oder minder verschlossen wurden; „der faunistische Charakter
dieser Meerbusen beweist, daß das Vordringen der See in die Flußtäler
nach der Entstehung des Schwarzen Meeres mit seiner heutigen Tier-
welt erfolgte, d. h. nachdem die Vereinigung mit dem Mittelländischen
Meere stattgefunden hatte" (Doss). Ihr Einschneiden senkrecht zur
Küste unterscheidet die Limane von den andere Entstehung habenden
Haffen und Lagunen.
Der an den Ufern in einer Dicke von 9 cm bis zu 3 m, in der
Mitte der Limane bis 17 und mehr m Mächtigkeit lagernde Schlamm
zeigt, zu Moorbädern angewandt, anerkannte Heilwirkung gegen Skrophu-
lose, Rheumatismus, Hautkrankheiten u. a. Es sind wie Butter zwischen
den Fingern zerreibbare, fettig anzufühlende, alkalisch reagierende
Massen, welche einen bitteru, salzig adstringierenden Geschmack be-
sitzen. Ihre Farbe ist teils schwarz, teils grau. „Dabei offenbart sich
eine eigentümliche Erscheinung insofern, als der schwarze Schlamm bei
Luftzutritt in grauen übergeht, und umgekehrt der graue bei Luft-
abschluß sich wiederum in schwarzen Schlamm zurückverwandelt. Diese
Veränderungen werden im ersten Falle dadurch bewirkt, daß das im
schwarzen Schlamm fein verteilte Schwefeleisen sich zu Eisenoxydhydrat
umsetzt, während im zweiten Falle letzteres von neuem in Schwefel-
eisen übergeführt wird. Der hierzu nötige Schwefelwasserstoff entsteht
— abgesehen von der Reduktion von Sulfaten durch organische Sub-
stanz — durch die Lebenstätigkeit bestimmter Mikroorganismen aus
Sulfaten und schwefelhaltigen organischen Stoffen des Schlammes" (Doss).
Die Anwesenheit von Schwefelwasserstoff im Limanschlamm bietet aber
auch die Möglichkeit für das Auftreten und Gedeihen der sogenannten
Schwefelbakterien.
„Diese Schwefelbakterien, deren Physiologie hauptsächlich
Wixogradsky 13e) klar gelegt hat, besitzen die merkwürdige Eigen-
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzeugten Bildungen 109
schaft, daß sie den Schwefelwasserstoff ... als Nahrungsstoff auf-
nehmen, ihn oxydieren und den daraus abgespaltenen Schwefel in Form
kleiner üligweicher Körncheu ( — dieselben gehen nach Abtötung der Zellen
in monoklinen und rhombischen Schwefel über — ) innerhalb der lebenden
Zellen aufspeichern und dann weiter zu Schwefelsäure verbrennen. Die
bei diesem Oxydationsprozeß freiwerdende Energie dient den genannten
Bakterien fast als alleinige Quelle für die Erhaltung des Lebens
Ist ihnen kein Schwefelwasserstoff mehr zugänglich, so werden zunächst
die in Form von Schwefel aufgespeicherten Reservestoffe verbraucht,
und nach deren völliger Oxydation innerhalb 1 — 2 Tagen sterben die
Organismen . . . Hungers. Die beim Lebensprozeß dieser Bakterien frei-
werdende Schwefelsäure muß durch Carbonate, die aus dem Schlamme
bezw. Wasser zur Aufnahme gelangen, sofort neutralisiert und in Form
von Sulfaten ausgeschieden werden. Fehlen diese Carbonate, so sind
in einem derartigen Medium die Schwefelbakterien nicht lebensfähig.
Des ferneren sind letztere von der Anwesenheit und Verfügbarkeit von
freiem Sauerstoff abhängig. Deshalb finden sie sich in den betreffenden
Limanen und Salzseen in eiuer bestimmten Tiefe unter der Oberfläehe,
nämlich dort, wo der von der Atmosphäre her durch das Wasser diffun-
dierende Sauerstoff mit dem von unten her diffundierenden Schwefel-
wasserstoff zusammentrifft Neuerdings ist der Schlamm des
Kujalnik- und Chadshibejsky-Limans bakteriologisch eingehender von
L. Silberberg und M. Weinberg untersucht worden, wobei es gelang,
18 Arten von Bakterien in ihm nachzuweisen und festzustellen, daß die
Mitwirkung der letzteren beim Prozesse der Schlammbildung eine für
drei Gruppen charakteristische ist. Die erste Gruppe, die die Reduk-
tion des Schlammes bewirkt (Überführung des grauen in schwarzen),
entbindet SH2 und NHS. Zu dieser Gruppe gesellen sich auch Bakterien,
bei deren Lebenstätigkeit nur SH* oder nur NH3 entsteht, wobei die
Ammoniak liefernden Bakterien als Hilfsgenossen der Schwefelwassersoff
liefernden (desulfurierenden) Bakterien zu betrachten sind, da sie das für
die Bildung des FeS-Hydrates nötige alkalische Medium erzeugen. Der
im Überschuß ausgeschiedene SH* gewährt sodann günstige Lebens-
bedingungen für die zweite Gruppe: die Schwefelbakterien, welche,
wie oben erwähnt, den SH» zu S und S()3 oxydieren und beim Zu-
sammentreffen mit Carbouaten Sulfate bilden, die im Verein mit or-
ganischen Substanzen als Quelle für eine wiederholte Bildung von SH*
dienen. Die dritte Gruppe endlich, die obligaten Aeroben, welche des
freien Sauerstoffs benötigen, regulieren, indem sie sich nach oben heben
und auf der Wasseroberfläche ein Häutchen bilden, dadurch den sehr
mäßigen Diffusionsstrom von 0, der den Schwefelbakterien für die Oxy-
dation des SH3 erforderlich ist. So haben wir hier ein Beispiel einer
gewissen Symbiose: alle drei charakteristischen Bakteriengruppen müssen
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110
Die jungen Meeressedimente and ihre Bildung
zusammenwirken, wenn der Limanschlamm seine eigentümlichen Eigen-
schaften erhalten soll ; daß hierzu die Anwesenheit von nur einer dieser
Gruppen ungenügend ist, wurde experimentell nachgewiesen" (Doss).
Über die mineralogische Zusammensetzung des Limanschlammes gibt
eine Arbeit von Sidorexko* Aufschluß. Hiernach besteht der Schlamm
aus einem Gemisch von Ton mit verschiedenen Mineralien in wechselndem
Mengenverhältnis, wozu sich noch tierische und pflanzliche Reste gesellen.
Der Schwefeleisengehalt des Limansedimentes scheint sich, was leicht ver-
ständlich ist, nach dem Gehalt an Tonsnbstanz zu richten; je sandiger
das Sediment, desto weuiger Schwefeleisen ist vorhanden und desto
mehr macht die schwarze • Farbe des zu Heilzwecken verwendbaren
Schlammes einer grauen Farbe Platz. Das Schwefeleisen tritt in Flocken,
seltener in Kügelchen oder Konkretionen, in deren Inneren ein fremdes
Mineralkorn enthalten ist, auf.
Daß die Limane Südrußlands Bildungen einer vergangenen Zeit
darstellen, läßt sich außer aus dem früher, im I. Bande darüber Mit-
geteilten schon daraus ersehen, daß sie seit langer Zeit der Ausfüllung
mit Sedimenten unterliegen. So geht nach Sokolow189) die Tiefe des
Kujalnik-Limans zurzeit nicht über 3—4 m hinaus, während die Mächtig-
keit der am Boden abgesetzten Schlaramschicht 16 m beträgt. Ein nicht
weniger schlagendes Beispiel bietet der Bug-Liman dar. Seine Tiefe
erreicht gegenwärtig im Maximum 15 m, die Mächtigkeit der seinen
Boden bedeckenden, flüssigen und übelriechenden Schlammschicht ist
aber viel größer, denn schon in einem Abstände von 70 m vom Ufer
konnte ein beinahe 30 m langer Bohrer sie nicht einmal vollständig
durchdringen, und nach der Mitte des Limans hin ist ihre Mächtigkeit
ohne Frage noch größer. Diese grünlichen Schlamme sind so fein und
flüssig, daß „bei der Sondirung nicht nur keine Anstrengung erforderlich
war, um den Bohrer hineinzutreiben, sondern daß man ihn vielmehr
aufhalten mußte, damit er nicht versinke." Auch durch diese Tatsache
wird klar, daß sich bei den jetzigen Niveau Verhältnissen nicht nur eine
so tiefe Einsenkung, wie z. B. der Bug-Liman, nicht hätte bilden können,
sondern daß sich eiue solche auch unvermeidlich in bedeutendem Maße
hätte mit flüssigem Schlamm füllen müssen.
Die „heilsamen Meeresschlamme" der Ostseeprovinzen
Ähnliche Schlammablagerungen, wie in den Limanen Südrußlands,
finden sich nach Adolph Goebel140) und Br. Doss in seichten, tief
ins Land eindringenden Meeresbuchten der Ostseeprovinzen ; diese Buchten
haben sich nur in den seltensten Fällen von der See bereits abgeschnürt,
wie z. B. die durch einen schmalen Strich feuchter, niedrig gelegener
Wiesen vom Meere getreunte Wiek bei Arensburg auf Ösel. Besondere
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen m
Verbreitung haben diese Schlammablagerungen an der Westküste Estlands
und den Küsten der demselben vorgelagerten Inseln.
Der Schlamm stellt eine leichte, bewegliche und schlüpfrige schwärz-
liche Masse dar und ist bis 3 Fuß mächtig. Der Schlamm von Rotziküll, der
bereits fast 100 Jahre als Heilschlamm benutzt wird, ist grauschwarz, sandig-
breiig, weich und feinsandig anzufühlen, der Schlamm der Großen Wiek bei
Arensburg schwärzlicngrau ins Grüne spielend, breiig, gallertartig zitternd,
beim Trocknen außerordentlich schwindend. An der Zusammensetzung
dieser Schlammsorten nehmen teil: feiner Quarzsand, Ton, Schwefeleisen,
sodann bräunlichsch warzgrüne organische Substanz, abgesehen von
Pflanzen- und Tierresten, unter denen die Diatomeen besonders hervor-
treten. Das Wasser zeigt alkalische Reaktion und ist reich an Schwefel-
wasserstoff. Der Luft ausgesetzt verliert der frische Schlamm seine
duukle Farbe und nimmt infolge der Bildung von Eisenoxydhydrat die
schmutzigrote des Ockers an. Recht bemerkenswert ist ein Gehalt
dieser Schlamme an freiem, mit Schwefelkohlenstoff ausziehbarem Schwefel,
wie das Br. Doss U1) an einer Probe von Arensburg feststellen konnte.
Diese Probe war ein grünlichgrauer Schlamm, sehr reich an amorpher
krümeliger Substanz (Exkrementen usw.) und Diatomeen, arm an vege-
tabilischen Geweben; das beigemengte Schwefeleisen befand* sich min-
destens teilweise in der Hydratform. Aus 10,8 g dieses Schlammes
konnten mit Schwefelkohlenstoff 0,0658 g Schwefel ausgezogen werden,
welcher demnach 0,619% ausmachen muß. Bakteriologische Unter-
suchungen aber zeigten weiterhin, daß tatsächlich desulfurierende Bakterien
(z. B. Spirillum [Microspira] desulfuricans) vorhanden sind und der freie
Schwefel demnach nicht durch unmittelbare Reduktion von Sulfaten
durch organische Substanz entstanden, sondern als Produkt der Lebens-
tätigkeit von Schwefelbakterien biogener Herkunft ist. Die Schwefel-
bakterien sind übrigens, weil purpurfarben, im Arensburger Schlamm
ohne weiteres sichtbar.
Durch das Vorkommen dieser „heilsamen Meeresschlamme", deren
Heilkraft .schon seit 100 Jahren ausgenutzt wird, sind die Orte Hapsal
an der Westküste Estlands, Arensburg an der Südküste und neuerdings
auch Kielkond an der Westküste der Insel ösel als Kurorte berühmt
geworden.
Wir haben die Bildung und Zusammensetzung der südrussischen
Limanschlamme und der heilsamen Meeresscldamme der Ostseeprovinzen
recht ausführlich mitgeteilt, da sie offenbar rezente Analoga mancher
fossilen Gesteinsbildungen, die wir mit POTONrß zu den Sapropeliten
zählen, darstellen, besonders aber auch wegen ihrer Schwefeleisenführung,
die für die Erklärung der fossilen Pyritschiefer und sedimentären Kies-
lagerstätten (z. B. Rammeisberg und Meggen) von großer Bedeutung ist.
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112 Die jungen Meeressedimente nnd ihre Bildung
Was den letzteren Punkt anbetrifft, so hatten wir bereit« früher
bemerkt, daß das zuerst entstehende Einfachschwefeleisen durch Addierung
weiteren Schwefels in Zweifachschwefeleisen tibergeht. Dieses Eisen-
bisulf id ist vermutlich nicht von vornherein Pyrit; sondern zunächst
dürfte sich Eisenbisulfidgel bilden, welches dann seinerseits über den
neuerdings von Doss1*8) beschriebenen Melnikowit in Pyrit übergeht.
Auf diese ursprüngliche Gelform dürfte die Kugelgestalt, die der Pyrit
bezw. Markasit nicht nur in rezenten, sondern auch in fossilen Sedi-
menten vielfach zeigt, — Kügelchen bis herab zu Bruchteilen von Milli-
metern Durchmesser148) — , zurückzuführen sein. Indessen darf doch
bei alledem nicht vergessen werden, daß die Ausscheidung von Eisen-
bisulfid im Meere auch ohne bakterielle Beihilfe vor sich gehen kann u*),
was im Hinblick auf manche fossilen Vorkommnisse immerhin im Auge
behalten werden mag.
Aber noch in anderer Hinsicht haben die besprochenen Schlamm-
bildungen, die wir als Sapropelite kennen lernten, einen Anspruch auf
besonderes Interesse. Denn die organische, bituminöse Substanz ihnen
ähnlicher litoraler Schlammbildnngen der Vorzeit dürfte teilweise das
Ursprungsmaterial dessen darstellen, was wir heute als Petroleum und
Erdgas aus der Erde herausquellen sehen. War man früher geneigt,
diese Substanzen aus der Anhäufung beträchtlicher Mengen größerer
Tierleichen zurückzuführen — als Beispiel von vielen erinnere ich an
den durch Forchhammer beschriebenen Fall des Massensterbens von
Süßwasserfischen durch Einbruch des Meeres in den bis dahin vom
Meere abgeschnürten Liimfjord — , so spricht neuerdings alles, was
wir wissen, für viel größere Bedeutung des kleinsten, planktonischen
Lebens einerlei, ob pflanzlicher oder tierischer Art, für den Vorgang
der Anhäufung organischer Öle. Indessen kommen hierbei nicht nur
die bisher beschriebenen Ästuar-, Buchten- und Wattensedimente, soudern
auch schlammige Deltabildungen und gewisse Abarten der Schelfsedimente
nnd des Blauschlammes in tieferem Wasser mit in Betracht.
Die Sedimente der Lagune von Than bei Cette am Golf da Lion
Es mag hier Gelegenheit genommen werden, noch auf Unter-
suchungen hinzuweison, welche L. Sudry auf Anregung von Thoulet
in der Lagune von Thau bei Cette im Golf du Lion angestellt hat145),
weil noch niemals eine ähnlich tiefgründige Studie über die Abhängig-
keit der Sedimente eines so eng begrenzten Bezirkes von allen in Frage
kommenden Faktoren unternommen worden ist, obwohl viele Gesteins-
serien, für welche wir lagunäre Entstehung annehmen müssen, solche
Untersuchungen rezenter Vergleichsverhältnisse geradezu fordern.
Die im Maximum et wa 10 m tiefe Lagune entstand infolge Abtrennung
eines alten Mittelmeergolfes durch einen sandigen Küsteuhaken und steht,
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Die un Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen H3
nachdem andere Verbindungskanäle immer mehr der Versandung anheim-
fallen, mit dem Mittelmeer nur noch durch die von Menschenhand
jetzt fixierten Kanäle von Cette in Verbindung. Der Einfluß des Mittel-
meeres wird mit der zunehmenden Entfernung von diesen Kanälen natur-
gemäß immer geringer. Er ist in der Tiefe und in der Nähe der Kanäle
größer als an der Oberfläche, weil das salzhaltige und schwere mediterrane
Wasser als Unterstrom in die Lagune eintritt. Demgemäß liegen sehr ver-
schieden salzhaltige und abweichend temperierte Wässer nahe bei- und über-
einander, was in weitgehendem Maße seinen Einfluß auf die biologischen
Verhältnisse ausübt. Die einzelnen Organismen reagieren auf solche
Differenzen sehr verschieden. Bei manchen sind Größen- und Skulptur-
verhältnisse gegen die mediterranen Formen stark abgewandelt, andere
zeigen sich in keiner Weise verändert. Im Lagunenwasser sind die
Halogene weniger stark vertreten, als im normalen Mittelmeerwasser.
Die Lagune ist reich an Organismen und hat guten Fischgrund für
Fische und Austern.
Die Sedimente der Lagune, welche im allgemeinen, nach der
Mitte zu immer feiner werdend, in dem Ufer parallelen Zonen an-
geordnet sind, sind reicher an Phosphor als die des benachbarten
Mittelmeerbodens und die Schlamme, welche den tiefsten, zentralen Teil
einnehmen, reich an Schwefeieisen. Es handelt sich wohl, wie in den
Nordseewattensedimenten und den Limanschlammen, um Eisensulfidhydrat.
„Examinee au microscope, la vase se montre impregnee de grains noirs
excessivement fins de sulfure de fer amorphe sans aucune trace de pyrite
cristallisee." Der S-Gehalt steigt bis 0,47 °/o. In den schwefeleisen-
reichen dunklen Schlammen der zentralen Teile der Lagune geht eine
Auflösung von toten Kalkschaleu vor sich, so. daß das Sediment arm an
Kalk ist, obwohl lebende Kalkschaler in Fülle vorhanden sind. Diese
Tatsache ist äußerst wichtig; ist doch das Fehlen des Kalkes in Fe Sa-
führenden Sedimentgesteinen, welche, wie wir bereits sahen, aus solchen
schwarzen Schlammen mit Eisensulfidhydrat hervorgehen, und beim
Auftreten „verkiester", d. h. als Kiesstein kerne auftretender Fossilien,
eine dem Geologen sehr geläufige Erscheinung. Südry hat den Auf-
lösungsvorgang auch im Laboratorium verfolgt, ist aber zu einer Auf-
fassung von dem chemischen Vorgang gekommen, die u. E. nicht haltbar
erscheint. Denn es kann füglich bezweifelt werden, daß die kalk-
zerstörende Schwefelsäure auf Oxydation und fortwährende „decompo-
sitionu und »recomposition" des Schwefeleisens zurückgeführt werden
muß. Darchaus wahrscheinlicher ist vielmehr, daß die Schwefelsäure
ein Nebenprodukt auf dem Wege der Schwefeleisenbildung darstellt,
allerdings ein für die Andauer des Schwefelkreislaufes sehr wichtiges
Nebenprodukt. Eine besondere Frage ist es dann, ob diese Schwefel-
säure organisch oder anorganisch entstanden ist; und hier müssen wir
Androe, Oeologi« des Mrertmbodent. II. g
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114
Die juugcn Meeressedinieute und ihre Bildaug
auf ein bereits angeschnittenes Thema, das der Schwefelbakterien zurück-
kommen. Nach M. Jegunow verbrennt die Schwefelbakterie den für
ihren Betriebsstoffwechsel notwendigen Schwefelwasserstoff schließlich
zu Schwefelsäure. „Die freiwerdende Schwefelsäure muß durch Karbo-
nate aus deui Schlamm bezw. Wasser sofort neutralisiert werden;
fehlen diese Karbonate, so sind in einem derartigen Medium die Schwefel-
bakterien nicht lebensfähig. Die gebildeten Sulfate dienen im Verein
mit organischen Substanzen als Quelle für eine wiederholte Bildung
von Schwefelwasserstoff.44 Im günstigen Falle reichlicher HsS-Bildung
werden sich infolge dieser Vorgänge kalkarme, an Eisensulfidhydrat (das
spater in Pyrit übergehen kann) reiche Sedimente bilden, in anderen
Fällen können freie Karbonate übrig bleiben, wie ja auch weder die
Sedimente der Liraane, noch die der zentralen Teile der Lagune von
Thau ganz kalkfrei sind. Dem allen gegenüber muß indessen betont
werden, daß Schwefelsäure auch bei rein anorganischer Pyritbildung
entsteht. Allen, Cbenshaw und Johnson stellten, wie Bergeat
angibt, unter Druck Markasit und Pyrit dar, indem sie Eisen-
oxydulsulfatlösung mit reichlichem Schwefelwasserstoff versetzten. Die
Umsetzung erfolgte unter Bildung freier Säure. Immerhin bleibt für
die Sedimente der Lagune von Thau, in denen zunächst nur Schwefel-
eisenhydrat, kein Pyrit vorliegt, die organische Entstehung der kalkschalen-
auflösenden Säure am wahrscheinlichsten.
Von den übrigen Sedimenten der Lagune mag nur noch einebenthogene
Bildung Erwähnung finden, die sogenannten „cadoules", buckeiförmige Er-
hebungen des Lagunenbodens, welche zu Hunderten in der zentralen
Schlammregion angetroffen werden und hauptsächlich durch eine Anhäufung
der Kalkröhren von Röhren Würmern (Serpula) zusammen mit reichlichen
Mollusken und einer sonstigen charakteristischen Tiergenossenschaft
entstanden sind.
Weiteres Uber Xstnarlen und Ihre Sedimente, sowie insbesondere aucb über die
Wirkungen der Gezeiten in Astuarien
Besondere Bildungen entstehen dort, wo größere Ströme ins Meer
münden, wobei als die beiden Extreme das Ästuar und das Delta zu
nennen sind, über Sedimentbildung in Ästuaren wurde bereits Einiges
im Anschluß an die Untersuchungen Schüchts über das Flutgebiet der
Elbe und Doss' und Anderer Uber die Limane Südrußlands mitgeteilt.
Die Flußästuare würden bald von den Schlammablagerungen,
die nicht nur das Flußwasser, sondern auch der Flutstrom in die Mün-
dungstrichter hineinführen, ausgefüllt werden, wenn nicht der Ebbestrom
wäre, welcher um das während der Flutzeit aufgestaute Flußwasser
„wasserreicher als der Flutstrom ist und überdies die Sedimente nur
bergab zu bewegen hat. Dieser hält den Trichter offen, indem er die
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzengten Bildungen 115
in denselben hineingeführten Sinkstoffe in das Meer hinausführt. Hier
nun, wo sich seine Geschwindigkeit verlangsamt, kommen sie als breite
Bänke uutermeerisch zur Ablagerung. Diese Bänke vor Ästuaren sind
ebenso zu erklären wie die Gezeitenbarren vor Buchten und Straßen.
Sie bestehen aus losem Materiale, welches sich bis nahe an den Nieder-
wasserspiegel erhebt, ja denselben nicht selten als Schlammbank etwas
überragt. Durchzogen werden sie von Kanälen, durch welche die Gezeiten
regelmäßig in das Ästuar ein- und auszuströmen pflegen, und zwar kann
man mit Krümmel in der Regel eine Flutrinne und eine Ebbestraße
unterscheiden. Die erstere erstreckt sich von außen her in die Bank
•und schließt an einer Binnenbarre, während die letztere das eigentliche
Flußbett fortsetzt und an einer Außenbarre endet".
Flut- und Ebberinne zeigen, ähnlich wie die Flüsse, die Tendenz, sich
infolge der Erdrotation gesetzmäßig zu verschieben. „Obwohl in jedem
Mündungstrichter während der Ebbe mehr Wasser ausströmt, als bei der
Flut einströmt, so ist doch in der Kegel die mittlere Geschwindigkeit des
Flutstromes größer als die des Ebbestromes, da die Dauer der Flut in
den Trichtern geringer als die der "Ebbe ist. Dementsprechend bildet
sich die Fintrinne stärker aus als die Ebberinne und rückt auch stärker
zur Seite. Es entwickelt sich daher in den Mündungstrichtern der
Flüsse der Nordhemisphäre das Bestreben nach links zu verrücken,
im Gegensatze zum Rechtsdrängen der normalen Flüsse; es sind dies
nur scheinbar Ausnahmen vom sogenannten BAERschen Gesetze. Diese
Verhältnisse werden durch die Rheinmündung beleuchtet. Der nach
rechts gerichtete alte Rhein ist hier ganz verschlossen und die Mündung
nach links verlegt. Gleiches gilt von der Scheide, welche die junge
Westerschelde als Mündungsarm benutzt, während ihr rechts gelegenes
altes Bett, die Oosterschelde außer Gebrauch gesetzt wurde. Diese Ver-
legungen erfolgen entgegen deu an der Küste herrschenden Strömungen"
(Penck).
Solche Barren, wie sie Flut- und Ebberinnen abschließen, «haben,
so berichtet W. H. Wheeleb, gelegentlich übersteile Böschungen nach
innen und außen und behalten ihre Lage trotz ihres beweglichen Materiales
vor Ästuaren mit großen Fluthöhen bei. Sie treten hauptsächlich an
den Mündungstrichtern auf, welche senkrecht zum Küstenverläufe ge-
stellt sind (Irrawaddy-, Ganges-, Nigermündung, Mersey- und Themse-
trichter), sie fehlen hingegen an jenen Mündungstrichtern, welche in
allmählich sich verbreiternde Buchten auslaufen. Befinden sich die
Mündungstrichter an Küsten mit starker Geschiebewanderung, so wirkt
natürlich auch diese an der Barrenbildnng mit, wie z. B. an der Rhein-
mündung.
'Häufig vermag eine „Strandbarre" (Strandwall) eine Flußmündung
ganz zu verschließen, wie die des Adour und zahlreicher kleiner Flüsse
8*
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>
116 Die jungen Meeressed imente und ihre Bildung
Hinterpommerns. Auch die bereits besprochenen Steinriffe Brasiliens
bewirken stellenweise einen Mündungsverscbluß, und hier, wie an der
Guinea-Küste und an der Ostküste Madagaskars ist dieser Verschluß oft
ein so fester, daß die Flüsse an der Innenseite des aufgeworfenen Walles
wohl 100 km weit entlang fließen, bis sie einen Ausweg finden (r Ver-
schleppte Flußmündungen4* Pencks).
Wo Flüsse in ruhiges, gezeitenloses Meer fließen, bleibt ein Teil der
Sinkstoffe, vor allem aber das auf dem Boden fortgewälzte „Geschiebe"
liegen und häuft eine Mündungsbarre auf, deren Gestalt erheblichen
Änderungen unterliegen kann, je nach der Stoßkraft des Flußwassers
und dem Verhalten des betreffenden Meeres; das ist auch bei der Mehr-
zahl der Flußmündungen in Binnenseen der Fall.
Wie wichtig die Gezeitenströmungen für die Ausgestaltung und An-
ordnung der Binnen und Bänke in den Flußästuarien sind, geht bereits aus
dem Vorhergehenden hervor. Doch wäre hier noch einer besonderen Er-
scheinung zu gedenken, welche mit dem Eindringen der Flutwelle in
Flußtrichter und über diese hinaus zusammenhängt und zu starken Ufer-
zerstörungen und Schlammumlagerungen Veranlassung geben muß. Die
Gezeitenströmungen an der Küste sind Wechselströmungen; während
der Flut bildet sich eine Strömung nach, während der Ebbe eine Strömung
von der Küste. Die Momente, in denen der Strom „kentert", folgen in
der Regel erst nach dem höchsten und nach dem niedrigsten Wasser-
stande. Die horizontale Geschwindigkeit ändert ihr Vorzeichen später
als die vertikale. Der höchste Wasserstand ist schon überschritten, aber
das Meerwasser strömt noch eine Zeit lang der Küste zu, es dringt noch
in die Flußmündung ein und staut den Fluß an; sobald aber der Gezeiten-
strom kentert, hört auch das Stauen des Flusses auf. Anderseits kann
aber auch die Kenterung nach dem niedrigsten Wasserstand nicht sofort
auf die Flußströmung Einfluß gewinnen; das Gefälle bleibt zunächst
noch zu groß, als daß die beginnende Stauung den Fluß sofort zum
Kentern zwingen könnte. Er kämpft vielmehr noch lange um die Ober-
hand und unterliegt erst um die Zeit der höchsten Flut. Die Zeit,
während welcher der Fluß in umgekehrter Richtung fließt, d. h. die Dauer
der Flut im Fluß, ist umso kürzer, je weiter man sich vom Meere entfernt,
und sie reduziert sich schließlich auf Null. Die Stelle, an der dieses
eintritt, nennt man die Flutgrenze, das ganze Gebiet von hier abwärts
bis zur Mündung das Flußgeschwelle146). Das längste Flußgeschwelle
würde mit 870 km dem Amazonenstrom zukommen. Der Yangtse wird
während seiner winterlichen Tiefstände bis rund 500 km vom Ozean
von den Gezeiten beeinflußt, im Sommer aber werden diese durch
den hochangeschwollenen Strom bis viel weiter abwärts unterdrückt.
Überhaupt sind reißende Ströme mit starkem Gefälle der Ausbildung
von Flußgeschwellen nicht günstig, so daß selbst der Riesenstrom des
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 117
•
Kongo schon in 170 km Entfernung vom Ozean durch die hier vor-
handenen Stromschnellen ein weiteres Hinaufgehen der Gezeiten ver-
hindert147). Wie groß infolge der Verhältnisse der Flußgeschwelle die
zeitliche Differenz von Ebbe und Flut sein kann, zeigt z. B. der Severn,
welcher bei Newnham nur l'/g Stunden braucht, um vom tiefsten bis zum
höchsten Stand anzusteigen, während es 11 Stunden dauert, bis das
Wasser wiederum auf das Minimum seines Standes gesunken ist. Bei
so plötzlichem Ansteigen des Wassers rollt dasselbe über seichte Stellen
und niedrige Uferbänke mauerartig in schäumender Brandung aufwärts
und bietet die Erscheinung dar, die man Bare oder Bore (im Franzö-
sischen bärre, mascaret, raz de maree, im Englischen bore) (Fig. 46) nennt.
In Deutschland, dessen Flüssen die Erscheinung in deutlicher Ausbildung
jedenfalls "zur Zeit fehlt, spricht man wohl auch von der sogenannten
Flutbrandung, der Sprungwelle oder dem Stürmer.
. 4 Sprungweite
Fig. 46.
Profil durch eine Sprungwelle (Bore) nach Comoy aus 0. KRÜMMEL, Handbuch der
Ozeanographie, Bd. II, S. 303, Fig. 88.
Die Bore, über deren Erscheinungsform im Einzelnen etwa die Dar-
stellungen von 0. Krümmel1*") und M. P. Rudzki149), welche die Original-
literatur verarbeiteten, eingesehen werden mögen, ist wesentlich durch
Untersuchungen an französischen Flüssen allgemeiner bekannt geworden.
Besonders stark ist sie in der Seine. In England besitzt sie u. a. der Severn.
In Nordamerika kennt man eine Bore im Petitcodiac-Fluß bei Moncton am
Nordende der Fundybai (Fig. 47) und in der Mündung des Colorado in den
Golf von Kalifornien. In Südamerika ist die Erscheinung als Pororoca, d. i.
krachendes Wasser, seit langer Zeit im Mündungsgebiet des Amazonen-
stroms bekannt und auch in anderen Ästuaren weit verbreitet. Von asia-
tischen Flüssen besitzt sie besonders ausgeprägt der Hugli bei Kalkutta und
der Tsientang-kiang, das breite Ästuar, das sich südlich von der Jangtse-
mündung nach Hangtschou hinaufzieht; hier erreicht die Sprungwelle bei
Haining nicht selten 8 m Höhe und bewegt sich, von den hohen Uferdeichen
aus gesehen, als ein mehrere Kilometer langer Wasserfall mit der Ge-
schwindigkeit von 12 — 13 Knoten (oder 6,5 m pro Sekunde) stromaufwärts,
wobei in der Nacht das Brausen bis auf 22 km Abstand gehört wird.
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118 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Im Tsien-tang tritt die Sprungwelle übrigens bei jeder Flut auf, während
sie in der Mehrzahl der Fälle auf die Syzygien beschränkt zu sein pflegt.
Der hintere uneben-wellige Abfall der Sprungwelle ist flach; der
vordere aber wird so abschüssig, daß hier das Wasser vom Kamm der Welle
mit Getöse und unter Schaumbildung herunterfällt. So läuft die Welle
mit breiter, geradliniger oder nach vorn sogar konkaver, wallartiger
Front den Fluß hinauf, eilt also an den Ufern, wo sie, ebenso wie über
Sandbänken, brandet, vor, während sie in der Mitte bei sonst normaler
Wassertiefe nicht immer eine Brandung erkennen läßt. Bei einigen
Fig. 47.
Bore im Petitcodiac-Fluß bei Moncton am Nordende der Fundy-Bai, Neu-Braunschweig,
Canada, flußabwärts gesehen. Nach einer käuflichen farbigen Abbildung.
Flüssen tritt die Spruugwelle erst ein gutes Stück oberhalb der Mündung
auf, so in Ganges, Seine, Orne, Garonne, Dordogne u. a., während sie
in anderen, was aber seltener ist, gleich über der Mündungsbarre
entsteht (Couesnon). Immer aber ist ihre Bildung geknüpft an eine
ausgeprägte Verringerung der Wassertiefe im Flußbette oder eine sehr
starke seitliche Verengerung, verbunden mit einer scharfen Biegung
des Bettes (Hugli bei Diamond Point), daher auch nicht so sehr die
eigentliche Trichtermündung (Ästuar im landläufigen Sinne) ihr Schau-
platz, als vielmehr der noch oberhalb derselben gelegene Teil des Fluß-
geschwelles. Gerade in der plötzlichen Verengerung des Durchflußprofils
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erxeugten Bildungen 119
dürfen wir wohl überhaupt mit Comoy und Krümmel die Ursache der
ganzen so merkwürdigen Erscheinung erblicken. Wie die „Hinterflut"
dadurch ein Extragefälle erhält und das hier überschüssige Wasser
mit vermehrter Geschwindigkeit über die „Vorderflut" bis an den Fuß
der Welle hinüberströmt, wo es eine steil abfallende, von hinten nach
vorn sich überwälzende Wassermauer bildet, hat Krümmel im einzelnen
auseinandergesetzt. Für uns aber ist die Erscheinung, die in den davon
betroffenen Flußmündungen auch die Schiffahrt wesentlich beeinflußt, von
Wichtigkeit wegen ihrer sedimentumlagernden Folgen, welche an der
starken Trübung der schlammerfüllten Wasser der Bore erkannt werden.
Die Deltas and die Faktoren Ihrer Bildung
Ist die Ausbildung von Ästuaren das Produkt einer kombinierten
Tätigkeit von Fluß und Meer, so ist das Delta, dessen Bildungen wir
nunmehr kurz besprechen wollen, recht eigentliches „Flußwerk" (G. Braun).
Gleichwohl dürfte in der vorliegenden Darstellung eine Betrachtung der
an Meeresküsten entstehenden Deltabildungen nicht fehlen, die ja z. T.
wenigstens am Meeresboden selbst vor sich gehen und für viele fossile
Sedimente Vergleichsobjekte abgeben. Eine wichtige Zusammenfassung
über die Deltas gab R. Credner150).
Die Entwicklung der Deltas
Das Delta ist immer ein Vorbau, und zwar ist seine Grundform,
die jedoch deutlich nur in Seen und Haffen zu beobachten ist, stets
eine dreieckige Spitze. „Das Meer andererseits strebt einem Znrunden
und Glätten der Uferlinie zu, Wellen und Strom bemühen sich, den vom
Fluß mitgeführten Schutt an dem ganzen Ufer und vor demselben zu
verteilen und abzusetzen" (Braun). Die zur Deltabildung führende Ver-
schiebung der Flußmündungen gegen das Meer — das Folgende bezieht
sich entsprechend unserem Thema nur auf marine Deltas — erfolgt in
verschiedener Weise. Bei Flüssen mit Mündungsbarren wird die Mühdung .
des Flusses immer mehr mit Sedimenten umgeben, und dadurch der
Schauplatz der Barrenbildung immer weiter meerwärts verlegt, während
zugleich der Fluß, nunmehr zwischen niedrigen Dämmen ins Meer hinaus-
fließend, sein Bett in die früher entstandene Barre hinein verlängert.
„Das ausgezeichnetste Beispiel solcher hinäusgebauter Mündungsbarren
zeigt der Mississippi, dessen Mündung 65 km weit in den Golf von Mexiko
hinausgewachsen ist und dessen vier Mündungsarme, Passes genannt,
ihrerseits noch 15 km weit von Dämmen begleitet sind" (Penck).
Anders bei Gezeitenflüssen; hier verschlammen im oberen Teile des
Ästuares allmählich die Ufer, in den äußeren Teilen des Trichters wachsen
die Bänke bis zum Flußniveau an, fallen bei Ebbe als Wattenflächen
trocken, versanden schließlich (in den Tropen besonders begünstigt durch
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120 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
■
die weiter unten noch zu besprechende Mangrove -Vegetation), bis einzelne
Wasserarme zwischen niedrigen Inseln dahinfließen. Diese Wasserarme
„sind zunächst noch Teile des Ästuars, allmählich schließen sich aber
auch ihre Ufer zusammen, ihr Boden wird durch Schlammfall erhöht
und endlich werden sie Flußarme, die also aus Gezeitenkanälen hervor-
gegangen sind. Unterdessen ist die ' Bank vor dem Astuare weiter
seewärts gewandert. Die Mündungen des Niger, des Ganges und des
Irrawaddy liefern . . . treffliche Beispiele.- „Flüsse, welche ihre Mün-
dungen verschieben, verlängern ihr Bett .... ihre Gefällskurve wird
verändert. Es tritt notwendigerweise oberhalb der verschobenen Mündung
eine Erhöhung des Flußbettes ein und damit die Möglichkeit der Lauf-
verlegung. Neben seiner ins Meer hinausgebauten Mündung gewinnt
der Fluß alsbald eine neue, indem er sich auf der einen oder anderen
Seite derselben einen Weg zum Meere bahnt und in neuer Richtung
Aufschüttungen bewirkt. Dies wiederholt sich solange und so oft, bis
rings um die ursprüngliche Mündungsstelle ein oben flach, unter dem
Gewässer steil abfallender Schuttkegel entstanden ist. Derselbe wird
Delta genannt, weil manchmal über ihm eine dauernde Teilung des
Flusses in zwei Arme stattfindet, die samt der Küste ein d-ähnliches
Stück Land einschließen .... Diese Gabelung kann fehlen oder durch
vielfache Verästelungen des Flusses ersetzt sein. Auch ist das Wachstum
des Deltas nicht immer so regelmäßig, vielmehr bleiben zwischen den
einzelnen Aufschilttungen nicht selten Deltaseen" (Penck).
Über das Maß des Wachstums der Deltas gibt Credner eine große
Zahl von Angaben, die aber nach seiner eigenen Meinung zum größeren Teile
sehr unzuverlässig sind. So gibt er von uns hier interessierenden marinen
Fällen als jährliches mittleres Wachstum im Maximum 350 m (Mississippi
nach de Beaumont) und im Minimum 1 m (Tiber nach Reclus) an.
Doch sind gerade die Angaben über das jährliche Wachstum der
„Passes"4 (Pässe) des Mississippi, für welchen ein jährlicher Transport
von 370 Millionen Metertonnen an Sinkstoffen angegeben wird, mit
großer Vorsicht zu betrachten, da es infolge der vielfach wechselnden
Verhältnisse der einzelnen Jahre keineswegs als ausgemacht gelten kann,
daß selbst der von den meisten Autoren angenommene Wert von 80 m^
durchschnittlichen jährlichen Wachstums nicht noch zu 'hoch gegriffen
ist. Gleichwohl dürfen die .Veränderungen in der Lage der Küstenlinie
durch Deltabildung nicht unterschätzt werden ; das zeigt am besten die
Arbeit von Euphrat und Tigris.
Der Schatt-al-Arab l51), „der gemeinsame, etwa 150 km lange Ver-
einigungsstrom des Euphrat und Tigris, bestand in der ältesten historischen
Vergangenheit des Landes, d. h. zur Zeit der Sumerer und Akkader, noch
nicht. Erst aus den letzten Jahrhunderten vor Beginn unserer Zeit-
rechnung liegen historische Überlieferungen aus diesem Gebiete vor.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 121
Die Historiker schließen daraus mit Recht, daß sich der persische Meer-
busen vor VI* Jahrtausenden noch über 100 km weit in das Land er-
streckte, und der Geologe darf vermuten, daß die Zuschüttnng des
Stromgebietes lediglich durch die aufhöhende Sedimentation der beiden
Ströme erfolgt ist. Demnach ist dem persischen Meerbusen im Verlaufe
verhältnismäßig geringer Zeit eine Alluvialzone von 130 — 140 km Breite
abgewonnen worden". Hier, wie bei den indischen Deltaflüssen wird
das beständige Vorrücken des Alluvialbodens aufs Wirksamste durch
die üppige Wucherung der Mangrove gefördert, die bei ihrem raschen
Wachstum jede von der Ebbe entblößte Sandbank mit ihren Wurzeln
umschlingen und festhalten kann, entstehende Inseln vor Zerstörung
durch die Flut bewahrt und so in diesem ihr sehr zusagenden Brack-
wasser zu einem ungemein fördernden Faktor der Vcrlandung wird.
Wenn mit den 53 m jährlichen Fortschrittes der Schatt-al-Arab auch
sämtliche Flüsse Asiens mit Ausnahme dos Tereks Ubertrifft, auch den
altersmüden Nil dreizehnfach im Vorschieben des Deltas überholt, so
steht er doch hinter den eifrigsten Deltabauern der Erde, hinter
Mississippi, Po und Rhone noch zurück. Aber das stete Wachsen der
unterseeischen Mündungsarme, der Chor, die schon jetzt bis zu 40 km
weit in den Persischen Meerbusen hineinreichen, führt die ganze Nord-
hälfte desselben unaufhaltsam ebenfalls der Verlandung entgegen ,M).
Die Gestalt der Deltas in der Horizontalen
Die Gestalt der Deltas in der Horizontalen wird nicht selten von
vorbeistreichenden Meeresströmungen beeinflußt153). Die drei in gleicher
Weise nach links (Osten) abgelenkten Deltas des Mississippis, der Rhone
und des Ebro erklären sich durch Eingreifen der in allen drei Fällen
nach Westen gerichteten Meeresströmung. Der fluviatile Schlamm wird
nach rechts abgelagert, bildet dort bei hohem Oberwasser einen Wider-
stand, so daß der Fluß leichter nach links, also nach Osten durchbricht.
So verlegt der Fluß mit jeder Hochflut seine Mündung nach links.
Diese Tendenz zu stärkerer Sedimentsabscheidung an der rechten Seite
der Mündung wird in den genannten der Nordhalbkugel angehörenden
drei Fällen durch das Eingreifen der Erdrotation, welche das Fluß-
wasser nach rechts drängt, unterstützt154). Daß dort, wo Küsten-
versetzung und Meeresströmungen das Übergewicht bekommen, das weitere
Vorschieben eines Deltavorbaues gegen das Meer ganz aufhören kann,
worauf z. B. Thoulet155) in einer neueren Darstellung besonderes Ge-
wicht gelegt hat, bedarf keiner weiteren Erörterung.
Die Mächtigkeit der Deltaablagerungen
Nach Credner sollten die Schlammassen des Nils nur in einer
Mächtigkeit von 10, im Maximum von 15 m auf dem lockeren Meeres-
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122 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
sand, welcher den Boden der vom Nilschlamm erfüllten Meeresbucht
bildet, auflagern. Indessen haben spätere Bohrungen, z. B. bei Sagasig
gezeigt, daß Nilschlamm bis 38 m unter dem Meeresspiegel vorhanden
ist, darunter aber noch bis über 97 m Tiefe grobe fluviatile Saude oder
Kiese liegen, die bei höherer Lage des Flusses abgesetzt worden sein
müssen156), worauf wir weiter unten noch einmal zurückkommen. In
anscheinend noch größerer Mächtigkeit liegen fluviatile Anschwemmungen
im Delta des Po, wurden dieselben doch in der Gegend von Venedig
mit zwei bis 137,8 bezw. 172,5 m niedergebrachten Bohrungen nicht
durchsunken. Ähnlich beträchtliche Mächtigkeiten glaubten manche
Autoren für die Alluvionen des Mississippi annehmen zu sollen. Indessen
haben spätere Untersuchungen ergeben, daß die Mächtigkeit des eigent-
lichen Mississippi-Deltas bei New-Orleans nur 9,6 — 16 m beträgt, „und
erst am Beginne der Stromspaltungen („head of the passes") steigert
sie sich auf 30 m, um dann entsprechend der steileren Neigung des
Seebodens in schnellerem Maße zuzunehmen." Auch das eigentliche
Gangesdelta bei Kalkutta hat nur eine durchschnittliche Mächtigkeit
von 18 m. Es ergibt sich also die überraschende Tatsache, daß gerade
umfangreiche Deltas, wie diejenigen des Mississippi und des Ganges,
unerwartet geringe Mächtigkeiten besitzen.
Es knüpft sich hieran eine eminent wichtige geologische Frage: Be-
sonders von amerikauischen Autoren (Barhell, Grabau u. a.) wird nämlich
marinen Deltabildungen eine große Bedeutung für die geologische Ver-
gangenheit zugesprochen, und in der Tat dürften viele fossile Vorkommnisse
dem einen oder andereu Teile von Delten entsprechen, wobei nicht außer
acht bleiben darf, daß ja in jedem Delta nicht nur subaörische, sondern auch
fluviatile und marine Bildungen ein sehr komplexes Gebilde schaffen, das bei
Verschiebung im horizontalen Sinne im Laufe der geologischen Zeit äußerst
komplizierte Faziesprofile ergeben muß. Da es aber nur sehr selten
gelingen wird, bei fossilen Ablagerungen die morphologische Form dessen,
was wir hente als Delta bezeichnen, noch zu erkennen, ergibt sich hieraus
die Unmöglichkeit, eine scharfe Unterscheidung von Lagunen- und
Ästuarbildungen zu treffen, welchen, soweit es die Fazies betrifft, ähn-
liche Eigenschaften, wie den Delten. zukommen. Gehen wir aber von
den relativ geringen Mächtigkeiten der heutigen großen Delten des
Mississippi und des Ganges aus, so werden wir schließen, daß gerade
die mächtigsten der Bildungen, welche z. B. Grabau als fossile Delta-
bildungen ansieht, gar nicht mit Sicherheit mit dem, was wir Delta
nennen, parallelisiert werden können, sondern terminale Flußablagerungen
auf sinkendem Grund darstellen mögen, die vielleicht niemals ein eigent-
liches Delta gebildet haben, da, wie Credner u. a. mit Recht bemerkt
haben, negative Strandverschiebungen der Ausbildung von Delten entgegen-
arbeiten. Und wenn wir als Definition des Deltas bei Grabau lesen:
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzengten Bildungen 123
„Deltas are the terminal deposits of rivers", so erkennen wir nnnmehr,
daß diese Definition viel zu weit ist und man mit dem Attribut „ fossile
Deltasedimentew sparsamer umgehen sollte, als jene amerikanischen
Autoren wollten, und wie es auch bei uns überhand zu nehmen droht.
Die Deltasedimente
Über die Zusammensetzung der heutigen Deltasedimente wissen
wir verhältnismäßig wenig. Was die Korngröße anbetrifft, so finden
sich alle Zwischenstufen zwischen den feinsten, flockigen Schlamm- und
Schlickteilchen bis zu gröberen Sanden, Kiesen und Geröllen. Die
Korngröße hängt bis zu gewissem Grade von der Flußlänge ab. Die
Sinkstoffe, welche der Mississippi mit sich führt, bestehen bei gewöhn-
lichem Wasserstand aus so winzigen Teilchen, daß sein Wasser wochen-
lang stehen kann, ohne daß sich alle schwebenden Teilrhen zu Boden
senken. Anderseits fehlen gröbere Geschiebe nicht in solchen Meeres-
deltas, deren zugehörige Flüsse nur eine geringe Stromlänge, aber ein
beträchtliches Gefälle besitzen.
Die mineralogische Zusammensetzung der klastischen Komponente
ist sehr verschieden. Daß aber in den Sanden Quarz überwiegt, bedarf
keiner Erklärung.
Verkittung von Sand zu Kalksandsteinen wird aus dem Rhone-Delta
beschrieben. Feste kalkige Gesteine sollen sich auch am Boden des Adria-
tischen Meeres vor der Mündung des Po absetzen. „In noch ausgedehnterem
Maßstabe geht die Abscheidung von Kalkcarbonat an der Südküste von
Kleinasien vor sich, wo sich sowohl Travertinc wie kalkige Sandsteine und
Conglomerate an den Mündungen der Flüsse bilden" (Credner). Es mag
aber dahingestellt bleiben, ob hierfür mehr ein Kalkgebalt des Flußwassers
als relativ hohe Wassertemperatur und Verwesung organischer Substanz
unter Bildung von (NH«)HCOs als kalkfällendem Mittel von Bedeutung
ist; jedenfalls erinnert die Verfestigung der Flußbarren vor den Delta-
flüssen der kleinasiatischen Küste sehr an oben erwähnte ähnliche Er-
scheinungen an den „Steinriffen" der Brasilianischen Küste, mit denen
auch J. C. Branner einen Vergleich zog.
In Deltasedimenten sehr verbreitet ist pflanzliches Material, ganz
abgesehen von der fein verteilten organischen Substanz, welche die
meisten feinkörnigeren Deltabildungen dunkel färbt. Beträchtliche Treib-
holzraengen finden ihren Absatz im Delta des Mississippi. Massen von
verkohlendem Treibholz enthält auch das Delta des Mackenzie-Flusses
am nördlichen Eismeer. Durch Verlandung von Deltaseen mit autoch-
thoner Vegetation erklärt sich das häufige Vorkommen von Torf in Delten;
auf die Bedeutung dieser Erscheinung für die Bedingungen in paralischen
Kohlenbecken sei nur nebenbei hingewiesen.
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124
Die jungen Meeressedimente and ihre Bildung .
Von tierischen Resten sind in Deltabildungen die Schalen und
Gehäuse von Mollusken, sowohl marinen, wie brackischen und Süßwasser-
formen, vergleichsweise häufig; daneben kommen auch Landschnecken
vor. Nicht selten sind auch Skelettreste von Krokodilen und Schildkröten,
neben den eingespülten Knochen von Warmblütern, wie im Delta des
Sambesi und des Ganges.
Der innere Bau der Deltas
Über den iuueren Bau der marinen Deltas wissen wir relativ wenig.
Als einfaches Schema für den Bau von Delten überhaupt wird im all-
gemeinen eine Gruppierung der Schichten nach der Dreizahl an-
genommen1''7): 1. die Bodenschichten, die sich der Bodenform anschmiegen
(„bottomset beds"), 2. die Mittelschichten, „Schüttschichten" (G. Braun),
oder „Stirnabsätze- 158) (= Joreset beds"), welche'als „Schrägschichten" l59)
an der Stirn des Deltas oft mit relativ starken Neigungen aufgeschüttet
werden, und endlich die Deckschichten oder Oberlagen („topset beds"),
die an ihrer Basis annähernd horizontal, mit ihrer Oberfläche etwas
meerwärts einfallend darüberliegen. Die beiden ersteren sind submarinen
Ursprunges; ein Teil der Deckschichten aber ist subaärische Bitdung.
Dieses Schema, welches gleichzeitig ein ausgezeichnetes Beispiel für die
Entstehung von „Diagonalschichtung" ist, ist aber eigentlich nur in
Seedelten verwirklicht, wo in der Tat Neigungen der aus Kiesen be-
stehenden Schrägschichten der „Stirnabsätze" von 35° beobachtet worden
sind (im Durchschnitt etwa 20 — 30°). In marinen Delten mit ihren in
der Regel viel feinkörnigeren Ablagerungen kommen solche Neigungen
jedoch so gut wie gar nicht1*0) vor; hier geht der Absatz vielmehr in
annähernd horizontalen Schichten vor sich, ganz im Gegensatz zu dem,
was manche Autoren als „Delta-Schichtung" bezeichnen, ein Ausdruck,
welcher wohl besser durch „Flußschichtung" zu ersetzen wäre.
Die Entwicklung von Gasen aus Deltasedimenten und die mud lumps
des Mississippi-Deltas
Innerhalb mancher Deltas ist die Entwicklung von Gasen aus
den den Schlammassen beigemengten, sich zersetzenden organischen
Substanzen zu beobachten181). Brennbare Kohlenwasserstoffgase sollen
nach Cbedneb aus Bohrungen im Po-Delta aufgestiegen sein ; am äußeren
Rande des Niger -Deltas soll sich Schwefelwasserstoff aus den Delta-
ablagerungen entwickeln, offenbar infolge der Wechselwirkung sich zer-
setzender organischer Substanzen mit gelösten Sulfaten.
Am auffälligsten ist aber wohl die Gasentwicklung, welche im Delta
des Mississippi besonders reichlich in den sogenannten „mud-lumps", Auf-
wölbungen der vor den Passes gelegenen, schlammigen Mündungsbarren,
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch ersseugten Bildungen 125
vor sich geht. Nach den älteren Mitteilungen von E. W. Hilgard162)
entstammen die Gase der untersten Schicht der eigentlichen Delta-
sedimente, 11—19 m unter Tage. Man glaubte anfänglich, die aus
den Versuchsbohrungen bei New Orleans so reichlich aufdringenden
Gase, deren Zusammensetzung J. B. Rkight zu 91,81 °/o CH4, 2,97% CO»,
5,32 % N und einer Spur „Kohlenwasserstoff*4 ermittelte, zu Beleuchtungs-
zwecken verwenden zu können. Als Zusammensetzung des Gases aus
dem Ostkrater von Marindins Lump vor dem Passe a TOutre gibt
Hilgard an 86,20°/o CH4, 9,41 °/0 CO», 4,39% N. Eine neuere Analyse
der mud-lump-Gase von E. W. Shaw163) ergab auch noch das Vor-
handensein von 0, dessen Beteiligung Htlgard ausdrücklich leugnete.
Gerade der vorletzt genannte Autor hat sich aber neuestens speziell
mit den mud lumps befaßt und eine Erklärung versucht, welche durch-
aus im Gegensatz zu der älteren und am nächsten liegenden Annahme
steht, daß es sich um Bodenauftreibungen nach der Art der Schlamm-
sprudel — die wir als Inselbildner bereits in Band I kennen gelernt
haben — handelt184).
Die „mud lumps" genannten Inselchen sind Aufwölbungen des
Schlammbodens meist innerhalb der vor den „Passes" bis wenige Meter
unter Wasser aufragenden Mündungsbarren. Sie sind auffallenderweise
am zahlreichsten auf der rechten Seite der Mündungen, wofür m. W.
bisher eine Erklärung nicht gegeben worden ist; wahrscheinlich
handelt es sich um eine Wirkung der Strömung, da das ausströmende
leichte Flußwasser, von der Erdrotation erfaßt, den Weg nach Westen,
d. h. nach rechts einschlagen muß und hierdurch jedenfalls die Bildung
der Sedimente der Mündungsbarre unsymmetrisch beeinflußt werden
dürfte. Westsetzender Strom ist in der Tat in diesen Gegenden durch
die Stromversetzungen erwiesen. Die mud lumps erheben sich mit ihrer
abgestumpft kegelförmigen Spitze, die vielfach einen „ Kratersee" be-
herbergt, 2V2— 3 m, seltener mehr über die Wasseroberfläche und zeigen,
soweit sie einander benachbart liegen, eine auffällige Gipfelhöhenkonstanz.
Ihre Entstehung geht oft in wenigen Tagen vor sich; andere bedürfen
Jahre hierzu. Auch relativ rasches Versinken kommt vor; sonst fallen
die Gebilde in der Regel in wenigen Jahren den Wellen zum Opfer.
Entstehung und Tätigkeit der mud lumps sind besonders aktiv während
und unmittelbar in der Folge hohen Wasserstandes.
Ihr Zentrum besteht aus dunkelblaugrauem Ton und wird von auf-
gerichteten Schichten von Sand und „silf (0,05—0,005 mm Korngröße)
umgeben, die im allgemeinen umlaufendes Streichen und 20— 45° Neigung
zeigen, so daß Shaw von einem Bysmalith-ähnlichen Aufbau sprechen
konnte. Zahlreiche Spalten durchziehen die Oberfläche. An diese Spalten
sind die „mud Springs" gebunden, welche Salz- und Schlammwasser
neben Sumpfgas fördern.
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126
Die jungen Meereesedimente und ihre Bildung
Das Vorkommen dieser Schlammvulkane auf den Gipfeln der mud
lumps legte nun die von R. Credner und vielen anderen gehegte Vermutung
nahe, daß das Aufdringen des Sumpfgases allein die Ursache der mud
lump-Bildung überhaupt sei; dabei mochte man annehmen, daß dieselbe
entweder durch eine kontinuierliche Entgasung des Schlammes sich
allmählich nach Art der gewöhnlichen Schlammvulkane in Erdöl-, bezw.
Erdgasgebieten aufbauen oder daß größere Ansammlungen solchen Gases
unter einer relativ undurchlässigen Decke neuen Sediments diese
allmählich zu einer Blase emportreiben, bis letztere zerreißt und die
Gase entweichen können; in diesem Falle würde es sich um ein voll-
ständiges Analogon zu der Inselneubildung im Ögelsee in der Provinz
Brandenburg handeln, die H. Potonie 1911 beschrieben hat und auf
welche wir ebenfalls bereits einmal vergleichsweise zu sprechen kamen.
Nach Shaw würde indessen das Aufdringen der Gase auf den Rissen
der mud lumps nicht die Ursache der Aufwölbung derselben, sondern nur
eine Begleiterscheinung dieser Aufwölbung darstellen, und zwar lassen
sich folgende Gründe hierfür anführen: 1. Die Aufwölbung der mud lumps
geht nicht explosionsartig vor sich. 2. Zahlreiche Bohrungen haben die
Basis der Tone der mud lumps erreicht, ohne große Gasmengen anzutreffen.
3. Die mud lumps sind stets mit den Mündungen der „passes" verknüpft,
was besonders zu erklären wäre, falls Gase die Hauptrolle spielten. 4. Die
leicht beweglichen Tonlagen sind in den mud lumps verdickt, nicht verdünnt.
5. Die entweichende Gasmenge ist relativ gering. 6. Die gleichmäßige
Höhe der mud lumps scheint einem Druckgleichgewicht zu entsprechen,
was bei Entstehung durch Gasaufpressung schwer verständlich wäre.
Man muß Shaw recht geben, daß die ältere Anschauung nicht alle
Eigentümlichkeiten der mud lumps erklärte; wenn der Autor demgegen-
über jedoch vermutet, „that the mud lumps are produced by a gentle
seaward flow of layers of semifluid clay under the land and the shallow
water near the ends of the passes, where this flow is opposed by the
comparatively resistant parts of the foreset beds. The tendency to flow
is assumed to be due to pressure developed by constant additions of
sediment. Between the passes, where the material is clayey and very
yielding, this flow may reasonably take place without much upward
buckling any where, but near the ends of the passes, where wave and
current action sort the sediment and carry away some of the fine
particles, leaving the more resistant material, the material is more
sandy and resistant", so vermag man dieser vom Autor selbst als vor-
läufig bezeichneten Hypothese deshalb nur wenig Zutrauen entgegen-
zubringen, da ein derartiges Fließen eine immerhin „flüssige14 Beschaffen-
heit der Masse voraussetzen ließe, die ein Aufstauen bis mehrere Meter
Uber den Wasserspiegel nicht zulassen würde, zumal in dem so absolut
niedrig gelegenen Gebiet der hierzu nötige hydrostatische Druck fehlen
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 127
würde. Uud so gelangen wir dazu, zu der alten Anschauung von Lyell
und Hilgard zurückzukehren, wonach es sich um den bestimmt lokali-
sierten Ausgleich eines Druckes handelt, der von den höheren Sediment-
lagen auf die tieferen Lagen ausgeübt wird, aber ohne spontanes
Schlammfließen über größere Regionen; wenn Shaw hiergegen anführt,
daß die tieferen Lagen keineswegs plastischer seien , als die höheren,
sondern ebenso aus abwechselnden Schichten verschiedener Korngröße
beständen, so wendet er sich eigentlich gegen seine eigene Hypothese,
die ja eiu Fließen von Schlamm in noch viel größerem Maßstabe an-
nimmt. Wie aber die Aufstauung des Haffmergels unter dem Druck der
Wanderdüne auf der Kurischen Nehrung auch nur auf lokalen Druck
zurückgeht, so glaubten wir auch für die mud lumps eine der Hilgard-
schen näherstehende Anschauung vorziehen zu sollen. Daß dichtgepackte
Sandschichten für Gase relativ undurchlässig sind, haben Versuche von
Potoxie gezeigt; und es ist sehr leicht verständlich, daß dort, wo *
kuppeiförmige Aufpressungen des Schlammuntergrühdes überhaupt erst
. einmal stattfanden, sich nicht nur die plastischeren Materialien verdicken
müssen, sondern sich auch die im Schlamm sich entwickelnden Gase
besonders ansammeln werden, deren Vorkommen ja überall in der Erd-
rinde an die Antiklinalen gebunden ist. Das Nachdringen des plastischen
Schlammes erklärt aber einmal die größere Mächtigkeit desselben an
Stelle der mud lumps, zum anderen bedingt es die Stabilität derselben,
soweit solcher Schlamm an Stelle entwichener Gase getreten ist; die
Anreicherung der Gase aber dürfte das Gewicht einmal aufgewölbter
Partien erleichtern und so, wenn auch indirekt, zur Verstärkung der
Aufwölbung beitragen, wie das schon Lyell annahm. Möglicherweise
findet aber vor den Mündungen der „passes" eine verstärkte Gasbildung
im Schlamm statt, weil hier infolge der Vermischung von Süß- und
Meerwasser besonders viel planktonisches Leben absterben dürfte und
.zudem sich auf den Mündungsbarren besonders viele, bald in Zersetzung
geratene pflanzliche Substanzen, Zweige, Blätter, Früchte usw. anhäufen.
Wenn aber die Anschauung Hilgards, daß stärkere Tiefenerosion des
Flußwassers für die lokalisierte Aufhebung des Drucks der überlagernden
Sedimente (und nachträgliche Aufwölbung) verantwortlich zu machen
sei, nicht auf alle mud iumps, wie Shaw bemerkt hat, zutrifft, so spricht
doch auch die erhöhte Tätigkeit derselben während und nach Hochwasser
für die Wirksamkeit des Druckes von oben. Ob hierbei als Druck-
erzeuger die Mündungsbarre selbst oder ob auch anderseits Entlastungen
durch Abrutschen übersteil sedimentierter Schlammböschungen eine Rolle
spielen, das muß vollkommen dahingestellt bleiben, und es ergibt sich
hieraus, daß die mud lumps des Mississippi- Deltas ein wahrscheinlich
sehr kompliziert bedingtes Phänomen darstellen, dessen volles Ver-
ständnis erst die Zukunft bringen mag. Vermutlich ist weder Hilgards
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128
Die jungen Heeressed imente und ihre Bildung
noch Shaws noch Credners (um nur einen Vertreter anzuführen) An- .
schauung richtig, sondern eine Kombination aller dreier Hypothesen wird
den Tatsachen zurzeit noch am ehesten gerecht.
Danach darf trotz der Arbeit von Shaw eine Nachuntersuchung
der mud lumps, und zwar möglichst während der Zeit ihres Aufbaus
durch erhöhte Tätigkeit, als äußerst wünschenswert bezeichnet werden.
Die Bedingungen der Deltabildung
Zur Vervollständigung unserer Darstellung über die Deltas mag
kurz hinzugefügt sein, welche Bedingungen als wesentlich für die Ent-
stehung derselben zu gelten haben. Credner kam zu dem Resultat,
„daß der Sedimentführung der Flüsse, der Stromgeschwindigkeit der
letzteren, den Tiefenverhältnissen vor den Flußmündungen, der mechani-
. sehen Tätigkeit des Meeres in ihrem Einflüsse auf die Deltabildung eine
nur lokale Bedeutung beigemessen werden kann, daß es hingegen
säkulare Hebungen der Festlandsküsten nnd die Erniedrigung des
Wasserstandes von Binnenseen sind, unter deren Einfluß die An- •
schwemmungen der Flüsse trotz sonst vorhandener ungünstiger Ver-
hältnisse zu Deltas über den Wasserspiegel hervortreten, während im
Gegenteile Senkungen der Meeresküsten und Erhöhung des Wasser-
spiegels in Binnenseen die Bildung von Deltas an ausgedehnten Küsten-
strichen der Festländer und an den Gestaden mancher Binnenseen
verhindern und früher an denselben entstandene Deltas unter den Fluten
wieder verschwinden lassen". Indessen wäre es unrichtig, nunmehr
jedes Delta auf eine negative Strandverschiebung zurückzuführen ; denn,
wie Scpan treffend bemerkt hat, sind gerade gewisse typische Hebungs-
gebiete, wie die pazifische Küste der neuen Welt oder das Mündungs-
gebiet des Amurs frei von Deltas. Ferner hal>en die bereits erwähnten
Bohrungen im Nildelta von ca. 38 m bis über 100 m Tiefe unter dem
Meeresspiegel Lagen grober Sande und Kiese angetroffen, zu deren.
Bildung eine 30 — 90 m höhere Lage des Landes erforderlich scheint,
so daß die Bildung der jetzigen Deltaablagerungen mit einer positiven
Strandverschiebuug begonnen hätte; und F. W. Paul Lehmann165)
konnte noch kürzlich ein recht beträchtliches Wachstum des Donau-
Deltas trotz positiver Strandverschiebung feststellen. Anderseits ist das
Auftreten von „Baumstämmen in ungestörter Lagerung14 und von Torf-
lagern nur mit Vorsicht für ähnliche Schlüsse zu verwerten, denn erstere
könnten sehr wohl allochthon verfrachtet und in jener Stellung sedi-
mentiert sein, Torflagen erfahren aber bekanntlich bei Bedeckung mit
jüngerem Sediment Zusammenpressungen: zudem müssen auch die
Schlammablagerungen der Deltas selbst erheblich in sich zusammen-
sinken, da ihr Wassergehalt mit der Zeit ausgepreßt wird; es müßten
solche Torflager also immerhin in recht erheblichen Tiefen gefunden
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 129
werden, wenn sie für eine positive Straudverschiebung beweiskräftig
sein sollen. Nach alledem wird es für die einzelnen Deltas besonderer
Untersuchungen bedürfen, um die Bedeutung der verschiedenen fördern-
den und hemmenden Faktoren klar zu stellen. Daß positive Strand-
verschiebungeu die Mächtigkeiten sich bildender Deltas günstig beein-
flussen müssen, mag immerhin im Hinblick auf früher Gesagtes hervor-
gehoben sein; aber es wird in jedem einzelnen Falle von dem Verhältnis
des Senkuugsbetrages zur Mächtigkeit der Deltaanfschüttung abhängen, oh
das Delta ein unterseeisches bleibt oder sich bis über den Meeresspiegel
aufbaut. Auf alle Fälle dürfte die zwiefache Fazies der Flußmündungen,
von der wir ausgegangen sind und die schon ('redner unterscheidet,
das Ästuar und das Delta (einschließlich der unterseeischen Deltas)
scharf auseinander gehalten werden müssen.
Di© Bedeutung der Mangrove. Vegetationen ftlr den Sehllckabsntz
an tropischen Klinten
Unübertreffliche Schlickfänger, besonders auch in Flußmündungen,
sind die Mangrovedickichte tropischer Küsten. Über die Biologie dieses
Strand- oder Flutgehölzes aus Sträuchern und niederen Bäumen, die
durch reiche Ausbildung von Stelzwurzeln etwas strauchartig werden,
entnehme ich einer neueren Darstellung von E. Rübel1"*) Folgendes:
„Die Stelzwurzeln dienen zur Befestigung in dem losen Schlamm,
indem dieses Gehölz nur bei Ebbe ganz aus dem Wasser auftaucht, bei
Flut erheben sich nur die Kronen über die Wasserlinie. Das salzige
Meerwasser macht den Staudort physiologisch trocken, daher zeigen
diese Gewächse auch xerophytisehe Anpassungen. Dem Sauerstoffmangel
im Schlammboden entsprechen die Pneumatophoren , vertikal empor-
gerichtete, spargelartige Gebilde, die in die Luft hinausragen. Die
Sicherung der Keimung an dem ungünstigen Standort ist eine ganz
eigenartige. Bei Rhizophora z. B. ist hochgradige Viviparie ausgebildet.
Aus der nußgroßen Frucht wächst bei der Reife ohne Ruheperiode der
Keimling heraus, bei Rhizophora bis zu 60 cm, bevor er abfällt. Dieser
schwere Keimling bohrt sich beim Abfallen in den Schlamm und wächst
sehr rasch an. Diesen schwierigen Bedingungen sind nur wenige Arten
gewachsen, wir zählen deren nur 26 (4 aus dem Westen, 22 aus dem
Osten). Die Assoziation der amerikanischen Mangrove besteht aus
Rhizophora Mangle, der Combretacee Laguneularia racemosa und den
Verbenaceen Avicennia tomentosa und A. nitida. Am weitesten ins
Wasser dringt Rhizophora Mangle ein, bildet also den Pionier der
Gesellschaft. Die Assoziation besiedelt die tropischen Schlammstrande
und dringt an der Küste nordwärts bis Südflorida (27° bis 28° n. Br.)
vor." Einen noch weiter nördlich (32° N) gelegenen Vorposten dieser
den Strand wind- und wellengeschützter Buchten und Lagunen mit
Andrer. Geologie de« Meeresboden». II. f>
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130
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
einem dunkelgrünen Band einsäumenden, einförmigen Pflanzenbestiinde
bilden die Bermudas.
Die viel reichere östliche Mangrove, die man als Rhizophoretum
mucronatae bezeichnen kaun, hat ihr Zentrum in Hinterindieu und dem
Malayischen Archipel; die letzten verarmten Ausläufer reicheu bis Süd-
japan (Rhizophora mucrouata bei 32" n. Hr., Kagoshima auf Kiushin),
Avicennia offieinalis bis Neuseeland, wo sie zum niedrigen »Strauch
geworden ist. Neben den genannten Arten kann auch Souneratia acida
zum Dominieren kommen, an anderen Stellen die graue Avicennia offi-
cinalis var. alba. Der südlichste Punkt, wo Mangrove gefunden wird,
ist wohl die Chatham-lnsel (44° s. Br.) östlich von Neuseeland.
Fig. 48.
4 Mangrovefrüchte und junge Mangroven in verschiedenen Altersstadien, '/to nat. Grotte.
Nach Th. W. VaUGHAM in Sinithsonian Mise. Coli. vol. 52. S. 462, Fig. 79, 80.
Anschauliche Schilderungen, in welcher Weise der „Gezeitenwald*4
zum Festhalten von Sediment und zur Neubildung von Land befähigt ist,
verdanken wir L. Agassiz in seinem großen Bericht über die Florida-
Riffe und Al. Agassiz im „Blakeu-Werk, eine kürzere Mitteilung und
ausgezeichnete Abbildungen, die auch die Entwicklung der Pflanzen von
Jugend auf darstellen, Th. W. Vaughan187). „The fruit of the mangrove
(Rhizophora mangle Linn.) is an elongate body, from six inches to a
foot long, about half an inch thick, with a pointed distal, and an
enlarged and heavy proximal end, the calyx still adhering to the latter.
(Fig. 48.) These cigarrshaped bodies drop into the water and are carried
hither and thither by the waves and currents, to settle on auy soft bottom
where the water at low tide does not exceed about one foot in depth.
They sprout and quickly take rout" (Vaughan). „Upon the flats which
have reached the surface of the sea the young mangrove plants drift
y Google
Die am Stran'le wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 131
in immense quantities ; they float vertically, and when onee
stranded soon work their way into the soft mud of the flats, and take
root, sending out shoots in all directions. The new stem rises rapidly,
sending down new shoots to the ground from higher points, forming
thus au arch of roots from wliich spread the branches of the mangrove
trees. (Fig. 49.) Around such a nucleus additional sand and mud soon
collect, and gradnally build up extensive islands, covered with a thick t angle
of mangroves and other plauts" (A. Agassiz). (Fig. 50.)
Fig. 4<J.
Mangrove. Pigeon Key, Florida. Nach Th. W. Vaughan in Smithsonian Mise. Coli.
vol. 52. Tafel XLIX, Fig. 1.
E. Werth1*"), der sich besonders mit der östlichen Mangrove beschäf-
tigt hat, bemerkt übrigens, daß die Stelzwurzeln keine absolute Vorbedingung
für Mangrove sind; „sie kommen nur den Rhizophoraceen zu, fehlen aber den
Mitgliedern aus anderen in der Mangrove vertretenen Pflanzenfamilien. In
der ostafrikanischen Mangrove ist Sonneratia caseolaris der stattlichste
Baum, welcher auch bis in das tiefere Wasser, fast so weit wie Rhizoplmra
mucronata, vordringt. Er besitzt ebensowenig Stelzwurzeln, wie Avi-
cennia officinalis, einer der häufigsten Mangrovebäume, der dadurch
besonders wichtig ist, daß er die Formation allein weit über die
Grenzen der Tropen hinaus ausdehnt; er kommt nordwärts bis zum
Sinai vor-, und im Süden beobachtete ihn Werth noch in der Gegend
von Sydney (Australien) in 34° südlicher Breite.
Im übrigen darf die uns hier vor allem interessierende Wirkung
der Mangrove-Vegetationen auch nicht überschätzt werden. Wo Wind,
9*
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Wellen und Brandung zu heftig sind, vermag auch die Mangrove keinen
Landgewinn zu erzeugen; ihr grünes Band, dessen Breite sehr wechselnd
ist und bisweilen mehrere Kilometer betragen kann, umsäumt besonders die
geschützteren Buchten und Lagunen und zieht sich in die Krieks ein-
mündender Flüsse hinein, soweit in denselben durch die eindringende
Flut eine dauernde Vermischung mit Salzwasser gewährleistet ist.
H. Gehxe1"9), der die Mangroveküste Kameruns bereiste, betrachtet
die Mangrove daher auch weniger als Schlammfänger denn als Schlamm-
beTestiger, und dem entspricht es, wenn an vielen Stellen „die Anschwem-
mung selbst bereits erheblich der Mangrovebewachsung vorausgeeilt" ist.
Fig. 50.
Mangrove-Vegettttion bei New Cut, Ostufer der Biscayne-Bai, gegenüber Miami, Florida.
Nach Th. W. Vai ohan in Smithsoniun Mise. Coli. vol. 52. Tafel XLVI1I, Fig. 2.
Der Schlamm, eleu die Mangrove festhält, bezw. befestigt, ist je
nach der Herkunft verschieden. Weicher, heller Riffdetritus ist das
Substrat, in dem die Mangrove von Florida gedeiht, die Keys vergrößert
und neue bildet. Schwarzer stinkeuder Schlamm erfüllt die Krieks der
Kameruuküste, in denen GüHNE Mangrove wachsen sah. Aber, wo
Flüsse aus festländischen Lateritgebieten, wie der Tocantins an der
Küste von Brasilien, dicke rötlich gelbe Lehmwolkeu seewärts hinaus-
wälzen, fand Krümmel auch den Schlick zwischen den Mangrovewurzeln
heller gefärbt.
Schlickbildung durch S«>cgrns- und TnngwicNcn
Wie die eigentlich festländischen Pflanzen der tropischen Mangrove-
gehölze au die periodische Benetzung ihres Fußes durch das Meerwasser
y Google
Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 133
angepaßt sind, so sind anderseits auch unter den Wasserpflanzen solche
vorhanden, welche zeitweilig ohne jeden Schaden außer Wasser zu leben
vermögen, wie es eben der Aufenthalt in der Gezeitenzone mit sich
bringt. Hierher gehören besonders Seegräser (Zostera usw.) und Tang-
arten (wie Fucus).
In welcher Weise diese Pflanzen, indem sie einerseits die Kraft der
Wogen dämpfen und damit die abradierende Tätigkeit der Brandung
abschwächen, anderseits aber auch schlammige Bestandteile festhalten,
die Verhältnisse vieler Häfen z. T. günstig, z. T. ungünstig beeinflussen,
hat schon N. S. Shaler170) geschildert.
Charles Barsois17') beschrieb unter der Einwirkung solcher
Pflanzenbestände erfolgte torfige Schlammbildungen (vases tourbeuses),
welche an der Westküste der Bretagne in der Gezeitenzone des kleinen insel-
reichen Küstenmeeres Morbihan sich bilden. Man findet dort, ebenso wie z.
B. im Hordwestdeutschen Wattengcbiet, Seegras-, und zwar meist Zostera-
Felder mit reichem tierischen Leben von Anneliden, sowie zahlreichen
anderen skelettarmen Organismen. Das Seegras bildet lange Wurzeln, mit
denen es sich im Schlamme stark verankert, und wächst in ausgedehnten
Feldern, sogenannten Wiesen, auf einem Schlick, der stellenweise bei jedem
Niedrigwasser trocken läuft. Es genügt diesen Pflanzen zur Lebens-
erhaltung, bei jeder Flut vorn Meerwasser bedeckt zu werden, so daß
sich die schlickigen Untiefen gelegentlich in dichtbestandene wiesenartige
Vegetationsdecken verwandeln. Diese von Seegras gebildeten Teppiche
vermindern die Gewalt des bewegten Meerwassers, und jede Flut gibt
infolgedessen die in ihr enthaltenen suspendierten Schlickteilchen ab.
Gleichzeitig werden herbeigesch wem inte Teile von Organismen, wie
allerhand Treibholz usw. angereichert und abgelagert, so daß die Seegras-
vegetation nicht nur den Boden verfestigt, sondern auch durch das
Festhalten vou neuem Sedimentmaterial zur Bodenaufhühung beiträgt.
Das durch die Seegrasfelder hindurchstreichende Wasser wird also gleich-
sam filtriert; die ständige Wiederholung dieses Vorganges aber erhöht nach
und nach den Boden, so daß die Seegrasvegetatiou, welche ursprünglich
nur ausnahmsweise vom Wasser verlassen wurde, nunmehr täglich für
längere Zeit trocken liegt: und so nimmt die Erscheinung ihren Fort-
gang, bis schließlich die Pflanzen verkümmern, ihre sonst mehrere
Meter langen Blätter auf nur einige Zentimeter reduziert werden und
schließlich nur noch lockere Bestände vorhanden sind. Darauf
stellen sich dann wohl Landpflanzen ein, welche ein Strandmoor
einzuleiten vermögen, dessen Oberfläche schließlich über dem üblichen
Wasserstandsniveau liegt, wodurch weiterhin auch Baumwuchs ermöglicht
wird. Nicht selten haben sich Dünen über solchen Mooren angehäuft.
Wo die Uuterlage dieser Dünen entblößt ist, findet man schwarzen
Sclüick, reich an organischem Material und darunter noch erkennbaren
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134
Die jungen Meereasedimente und ihre Bildung
Resten der Blätter und Rhizome des Seegrases, vermischt mit zahl-
reichen anderen pflanzlichen Resten. In dieser Weise sind nach Barrois
viele Küstenmoore der Bretagne entstanden, und manche der an den
französischen Küsten beobachteten, jetzt wieder vom Wasser bedeckten
alten Waldbüden, die sich durch Baumstämme unter Wasser zu er-
kennen geben, mögen an ihrer Basis solche schlickige Torfbildungen
enthalten. Hier handelt es sich also — im Gegensatz zu den, wie früher
mitgeteilt wurde, die meisten Torfgerölle unserer Küsten liefernden
limnischeu Torfen — um echten Meertorf. Bei den vielen Tierresten
und Kleinalgen, welche bei der Ablagerung dieser Seegrasschlicke mit-
wirken, entsteht ein sowohl Sapropel, wie auch Humus enthaltendes
Sedimeut.
Hauptbedinguug für die Entstehung dieses Schlicks ist die
Vorliebe der Seegräser, auf schlammigen) Boden zu wachsen. Hier aber
finden sie sich nach P. Ascjiersox 172) einerseits meist nur bis zu einer
Tiefe von 10 m, anderseits treten sie mit Vorliebe in die brackischen
Küsteugewässer, Flußmündungen, Lagunen usw. ein, wo vor allem der
Schutz vor der Brandung und der schlammige Grund ihr Gedeihen
begünstigen, uud gehen bis in die Gezeitenzone, also auf den Schlamm-
Strand hinauf. Bemerkenswert ist, daß sie selbst unter der heißen
Tropeusonne z. B. von Borneo und Madagaskar eine stundenlange Ent-
blößung von Meerwasser ohne Schaden ertragen. H. Potonie173), der
diese Beobachtungen über die Entstehung von Seegrasschlicken bereits
verwertete, hat eingehend geschildert, wie die so allmählich aufgehöhten
Schlickflächen nach und nach mit verschiedenen Pflanzen besiedelt werden,
um schließlich Marschen zu bilden; doch fallen diese Beobachtungen
schon aus dem Rahmen unseres Themas heraus.
Hier mag indessen darauf hingewiesen werden, daß auch Tange,
welche im Gegensatz zu Zostera nicht auf Schlick-, sondern auf Felsbodeu
wachsen, am Felsstrand häufig große bei Ebbe trocken fallende Bestände
bilden. Das gilt insbesondere für die schon früher erwähnten Fels-
watten der Fundy-Bai (vergl. auch Fig. 23 auf S. 50). Hier wirken
diese Tangbestände, wo sie geschlosssen auftreten, als recht wirksamer
Schutz nicht nur gegen die Abrasion der Brandungswelle, sondern auch
gegen die Eiuwirkuug des Spaltenfrostes, der in diesen Küstengegenden
die regelmäßig benetzten freien Felsflächen der Straudpartien in der
kalten Jahreszeit außerordentlich stark angreift. Wiesenartige Felder
von Fucus serratus auf den zur Ebbezeit aus dem Wasser hervorragenden
Riffen vor Helgoland hat u. a. H. Potoxie mehrmals geschildert.
Schliekbilduntrcn in Lajfiineu von Korallenriffen
Es ist leicht verständlich, daß die Art der klastischen litoralen
Schlammsedimcnte von der Art des aufbereiteten Materiales abhängig ist.
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Die am Strande wirkenden KrMfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 135
Joh. Walther sah im Schutze der Korallenriffe des Roteu Meeres
stellenweise einen zähen gelblich grauen Tonbrei Strand und Buchten
erfüllen. Ein feiner weicher Kalkbrei ist das Sediment der Lagunen
der Korall engebiete der Südsee. „Im Hafen von Tongatabu ist er
bläulich, thonig, auf den Malediven, Keeling Atoll, Marshallinseln und
Bermudas ist es Sand und weicher Thon. Auf Keeling Atoll besteht die
Hälfte der Lagunenfläche aus Korallen, die andere Hälfte aus Schlamm;
so lange das Sediment naß war, erschien es kalkig, nach dem Trocknen
aber sandig. Große weiße Bänke von sandigem Schlamm kommen an
der Südostküste der Lagune vor und bieten eine dicke Vegetation von
Seegras den darauf weidenden Schildkröten dar. Der Schlamm war
durch huraose Beimengungen mißfarbig, löste sich aber in Säuren ganz
auf. Der Lagunenschlamm der Bermudas wurde von erfahrenen Geologen
für Schreibkreide gehalten. Auf den Marshallinseln fand Chamisso in
den Lagunen große Flächen von Kalkschlamm ; ... auf Enderbury war
der Lagunenschlamm so zähe, daß der Fuß 30—40 cm tief einsank und
nur sehr schwer wieder herausgezogen werden konnte. Nach den Be-
richten des „Challenger" ist der Korallenschlamm meist so zähe, daß
nur selten der Schiffsanker darin schleppt."
6. Die Korallenriffe
Während es sich bei den bisher besprochenen Strandablagerungen
in der Hauptsache um Sedimente klastischer Natur aus allochthonen
Komponenten handelte, wären nunmehr einige besonders für den Geologen
wichtige Ablagerungen zu behandeln, deren Komponenten im wesentlichen
autochthon sind: Vor allem die Korallenriffe und verwandten, haupt-
sächlich aus benthonischen Organismen aufgebauten Bildungen.
Es kann kein Zweifel darüber bestehen, daß die Korallenriffe mit dem
größten, ständig unter dem Ebbeniveau befindlichen Teile ihrer Masse nicht
eigentlich zu den Strand-, sondern zu den Schelfablagerungen zu rechnen
sind. Indessen besitzen sie, wenn man sie mit der Gesamtheit ihrer
Masse ins Auge faßt, so unzweifelhaft vermittelnden Charakter und
stehen mit ihrer insel-, bezw. landbildenden Tätigkeit in" solch* enger
Beziehung zu den Randzonen der (tropischen) Meere, daß der hier
geübten, mehr gefühlsmäßigen Zuteilung zu den Strandablagerungen,
wie wir sie auch bei Krümmel finden, eine gewisse Berechtigung nicht
abzusprechen sein dürfte.
Einen Markstein in der Geschichte von der Lehre über die Korallen-
riffe174) bildet Ch. Darwcvs bekannte Schrift: „On the Structure and
Distribution of Coral Reefs"175). Die hierin aufgestellte Hypothese von
der Beziehung der Riffverbreitung zu Senkungsgebieten und der Ab-
leitung der verschiedenen Riff- Formen aus einander hat vielfache
Gegnerschaft, auch von bedeutenden Forschern, gefunden: doch haben
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136
Die jungen Meeresscdimente und ihre Bildung
neuere Untersuchungen mit Sicherheit ergeben, daß Darwins An-
schauung für viele Fälle zu Recht besteht, während gegenteilige An-
sichten, die sich in der Regel nur auf die Untersuchung einzelner Ge-
biete von oft nicht besonders typischer Ausbildung stützten, sehr viel
weniger eine Verallgemeinerung vertragen.
Die Lebensgemeinschaft der Korallenriffe
Die Lebensgemeinschaft der Korallenriffe besteht aus einer sehr
mannigfaltigen Pflanzen- und Tiergesellschaft, wobei Korallen keineswegs
immer an Menge soweit überragen, daß man nicht manchmal mit gewisser
Berechtigung einen anderen Organismus — und da sind es besonders
die Lithothamnien unter den Kalkalgen — als den eigentlichen Gesteins-
Fig. 51.
Madreporenriff, hauptsächlich aus ästigen Fortneil zusammengesetzt. Port Denison. Große«
Barrier-Riff, Ostaustralien. Nach VV. S.WILLE-Kent, The great barrier reef of Australia.
1893, Tafel IX.
bildner ansprechen könnte. Gleichwohl wäre es u. E, verfehlt, solche Riffe
nun nicht mehr Korallen-, sondern etwa Kalkalgenriffe zu nennen, denn
immer sind es doch, wo beide Organismentypen zusammen vorkommen, die
Korallen, welche den Riffen infolge ihrer biologischen Verhältnisse ihren
besonderen Charakter verleihen uud deren Wachstum und Form bedingen.
Die Riffkorallen
Als wichtigste Riffbildner unter den Steinkorallen seien die im kleinen
ästig verzweigten, im großen flach schirmförmigen (Fig. 51) Madreporen
und Pocilloporen, sowie die massigen, knolligen oder rasenförmigen (Fig. 52)
Asträen, Poriten, Mäandriuen und Fungiden genannt. Während letztere
in verschiedenem Maße das Riff im wesentlichen durch ihr bloßes
Wachstum vergrößern, vermehren die ästigen Typen die Riffmasse noch
y Google
Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 137
durch das Auffangen des einesteils durch die Braudung, zum anderen
Teile durch die Lebenstätigkeit von Pflanzen und Tieren erzeugten
Kalkdetritus, welcher hierdurch gezwungen wird, in viel steileren Lagen
liegen zu bleiben, als ihm seiner Korngrüße nach zukommt. Die
Wachstumsgeschwindigkeit der beiden Typen ist nach den Zusammen-
stellungen, die schon Dana gegeben hat, sehr verschieden. Nach Jon.
Walther17") wächst im Durchschnitt ein»' ästige Korallenkolonie mehr
als 10 mal so rasch wie eine massige. Kapitän Vassel schickte
('. Keller177) eine aus der Sternkoralle Cyphastraea chalcidica bestehende
Korallenkruste, die er von einem Raggerschiff abgelöst hatte, welches
i» Jahre laug bei Port Tewfik, eine Stunde von der Stadt Suez, verankert
gewesen war. • Die Dicke der Kruste betrug 10 cm, was auf eine Wachs-
Fig. 52.
Isoliertes Wachstum knolliger, massiger Korallenformen. Thursdav-Island. Großes Barrier-
Riff, Ostaustralien. Nach W. SAVii.LE-Kent, The great barrier recf of Australia. 189a.
tumszuuahme von etwa 1 cm im Jahr schließen läßt. Über groß angelegte
Versuche bezüglich dieser Frage, die indessen noch nicht abgeschlossen sind,
berichtete unlängst Tu. W. VAUGHAN178). Indem dieselben bis zur Kulti-
vierung der Larven zurückgeben, versprechen sie weitgehende Aufschlüsse
über die erste Entstehung der Riffe. Manche Larven schwimmen zwei bis
drei Wochen umher, bevor sie sich festsetzen, und können während jener
Zeit durch Strömungen weit forttransportiert werden. Vaüohax gibt in
seinen vorläufigen Mitteilungen jährliche Wachstumsgesehwiudigkeiten
bis zu mehreren Zentimetern Höhen- und Breitenzunahme an.
Dem Höhen wachst um der Korallen setzt der Meeresspiegel (bezw.
das Niveau, bis zu welchem eine dauernde Benetzung mit Meerwasser
ermöglicht wird) ein Ziel. Sobald ein Stock dieses Niveau erreicht hat,
kann er nur noch seitlich weiterwachsen, die Einzelindividuen seiner
138
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Mitte sterben ab, und es ergeben sich hierdurch becherförmige oder
tellerartige Gestalten, wie sie schon Darwin, Dana, Semper, Guppy,
neuerdiugs auch Jon. Walther179) beschrieben haben.
Die zentralen Äste und Partien eines Korallenstockes sind zuerst
entstanden und sterben auch zuerst wieder ab. Semper erklärte die
zentrale, abgestorbene und vertiefte Partie von Pontes- Stöcken dadurch,
daß sie bei Ebbe vom Wasser entblößt und endlich durch Regenwasser
ausgewaschen würde. Diese Voraussetzung fand Joh. Walther auf den
Korallenriffen der Sinai-Halbinsel jedoch nicht bestätigt ; da dort aber die
halb abgestorbenen Korallenstöcke häufig sind, und da es die mittleren,
ältesten Teile der Stöcke sind, welche zuerst absterben, so schien ihm
Fig. 53.
Riff der Palm-Insel mit Alcyonarien (rechts) und (untergetauchten) Seeigeln. Großes
Barrier-Riff, Australien. Nach W. SAViui.E-Kent, The great barrier reef of Australia.
1893. Tafel XXVIII.
die Anschauung naturgemäß, daß es sich hier um einen Tod aus Alters-
schwäche handelt und daß die Lebensdauer eines Korallenstockes be-
grenzt sei. Zweifellos trägt aber bei den ästigen Stöcken auch das Auf-
fangen des Detritus zum früheren Absterben der mittleren Partien bei,
da dieselben zuerst von Detritus eingedeckt werden müssen.
Abgestorbene Korallenstöcke werden einerseits von einem Heer von
Pflanzen und Tieren durchbohrt, zermürbt und im Verein mit der Bran-
dungswelle zerkleinert, anderseits aber auch vielfach von Kalkalgen und
anderen Organismen überrindet und dadurch mehr oder minder konser-
viert. Erst solche abgestorbene Stöcke können das Substrat zum Ansatz
von Larven und zum Wachstum einer neuen Generation von Korallen
geben, da der lebende Korallenstock sich jeder Larve, die sich ihm
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 139
nähert, als Beute und Nahrung ebenso bemächtigt, wie aller anderen
im Wasser flottierenden Planktonwesen oder Fleischfetzen. Daher wohl
auch das Überwiegen der Vermehrung der Korallen durch Teilung und
Sprossung gegenüber der geschlechtlichen Fortpflanzung.
Die übrige Riff-Fauna
In und auf den Korallenriffen findet sich außer den Korallen eine
ganz charakteristische Lebensgemeinschaft, deren Angehörige ebenfalls
meist Kalkskelette besitzen. Von benthonischen Organismen seien ins-
besondere die zu den Hydrocorallinen gehörenden Milleporiden , welche
z. B. die Bermudas-Riffe vornehmlich zusammensetzen, und die Alcyo-
narier"*0) (Heliopora u. a.), daneben aber die noch näher ins Auge zu
fassenden, Kalk-absouderuden Nulliporen genannt, endlich die Röhren-
würmer. Unter den Echiuodermen spielen reguläre Seeigel (Fig. 53), daneben
Fig. :>4.
Außenriff mit Tridacna-Schale. (iroßes Barrier-Kiff, Australien. Nach W. SAVILLE-Kent,
The great barrier reef of Australia. 189!1.
Seesterne eine Rolle, unter den Mollusken sehr dickschalige Vertreter,
wie Tridacna (Fig. 54) und Cypraea. Vielfach hat die Eigenart des Lebens-
bezirkes auffällige Anpassungen hervorgerufen, die sich, wie bei Cidaris
metularia der japanischen Milleporiden-Riffe, zu wahrer Mimikry steigern
können. Das dichte Gewirr von Knollen und Ästen bietet einer mannig-
faltigen Tierwelt zahllose Schlupfwinkel, und schlägt man einen Korallen-
block entzwei, dann findet man auch in seinem Innern ein Heer von
Bewohnern, die sich .teils selbst eingebohrt haben, teils von anderen
Organismen geschaffene Hohlräume mit Beschlag belegten.
Die Bedeutung der Kalkalgen für den Aufbau der Korallenriffe
Während Riffe, in denen die massigen Korallen, vor allem Astraeen
und Maeandrinen, die übrigen Riffbildner in der Tat überwiegen, nur
140
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
eine untergeordnete Rolle spielen — nach Langenbeck würden einige
Teile des großen australischen Wallriffes, einige Riffe an der ostafrika-
nichen Küste, sowie an den Marshall-Inseln hierhergehören — beteiligen
sich in den meisten Fällen, wie erwähnt, besonders Kalkalgen stark als
Riffbildner. A. E. Fixckh, der die Biologie des Funafuti-Atolls schrieb,
gruppierte die riffbildenden Organismen desselben nach der Häufigkeit,
wie folgt: 1. Lithothamnium, 2. Halimeda, 3. Foraminiferen, 4. Korallen.
In der Tat ist die befestigende Wirkung der Fremdkörper überrindenden
und inkmstierendeu Lithothamnien nicht gering: zu veranschlagen, ins-
besondere auch, wenn man A. Weber van Bosse berichten hört, daß
Lithothamnien- Riffe mehrere Stunden des Tages der tropischen Sonne
ausgesetzt gefunden sind, ohne schädliche Beeinflussung erkennen zu
lassen, wogegen Korallen trotz der in solchem Falle zuerst von Möbius
beobachteten Schleimabsonderung eine derartige Trockenlegung weit
weniger gut zu vertragen scheinen. Hin uud wieder wird wohl auch
der Eindruck erweckt, als ständen inkrustierende Kalkalgen und Korallen
in Rivalität bezüglich Ausnutzung des Lebensraumes, bekommt man doch
gelegentlich sogar zu lesen, daß, wo Kalkalgen sich stärker auf den
Korallenriffen ausbreiten, jedes tierische Leben erstürbe Indessen
scheinen hier z. T. wenigstens Ursache und Wirkung miteinander
verwechselt zu werden. M. A. Howe i8'), der die Bedeutung der
Kalkalgen für den Aufbau der „Korallenriffe" neuerdings besonders be-
tonte, erwähnte hierbei die Riffe von Halimeda opuntia der Florida
Keys, Bänke von Goniolithon strictum an den Bahamas, sowie Riffe
von Lithophyllum Antillarum und daedaleum der Küsten von Porto Rico.
Indessen wird von der gesteiusbildenden Tätigkeit der Kalkalgen, die
an viel extremere Lebensbedingungen angepaßt erscheinen und daher
weit über die Tropen hinausgehen, später noch Einiges zu sagen sein.
Die Lebensbedingungen der Riffkonillen
Als Vorbedingung für das Gedeihen der Riffkorallen wird im all-
gemeinen geringe Tiefe' M) (bis 40 m) und warmes, sich nicht unter 20° C
abkühlendes Wasser angenommen. Ungünstig ist Verdünnung des Salz-
gehaltes durch einfließendes Süßwasser und Trübung durch Flußdetritus 1M) ;
daher die Unterbrechung der Riffe vor Flußmündungen. Auch die un-
mittelbare Nähe tätiger Vulkane pflegen die Korallenbildungen zu
meiden, da Aschenregen die Korallenpolypen gleichfalls abtötet. Daß
die Mehrzahl der Riffkorallen klares, reines Meerwasser vorzieht, liegt
wohl an den Schädigungen, welche Trübungen des Wassers dem Plankton,
von dem sie im wesentlichen leben, zufügen. Damit könnte es überein-
stimmen, daß Formen, welche, wie Porites, sich selbst im schlammigen
und trüben Wasser nicht unwohl fühlen, reich an parasitischen Xanthellen
sind, deren Assimilationsprodukte ihneu zugute kommen. Selbst noch inncr-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 141
halb der Lagunen und Lagunenkanäle vermögen die Riff korallen gut zu
gedeihen, sofern nur eine reichliche Zirkulation von Meerwasser, welche
genügende Ernährung dieser benthonischen Tiere gewährleistet, statt-
findet. Denn die Nahrung der festgewachsenen Korallenpolypen besteht
eben lediglich aus dem, was die Wellen und Strömungen ihnen zuführen, so
hauptsächlich aus Planktonwescn, ferner kleinen Krebschen, Larven von
Seesteruen und Seeigeln, Algenfetzen, verwesendem Fleisch, ja, wie Semon
in der Torres-Straße beobachtete, sogar aus kleinen Fischen. Allzustarke
Gezeitenströmungen können aber dem Riffwachstum dadurch hemmend ent-
gegen wirken, diiß sie die Ansiedelung von Korallenlarven ganz verhindern,
und daher das Offenbleiben vieler, Wall- oder Atollriffe durchsetzender
Kanäle, welche nicht etwa, wie gelegentlich behauptet worden ist, jeden-
falls nicht immer auf Bäche der versunkenen Küste bezw. Insel zurück-
gehen, sondern vielfach lediglich Gezeitenkanäle darstellen. Die massiven
Astraea- und Maeandrina-Arten scheinen das Gebiet starker Brandung zu
bevorzugen. Sonst beginnt an der steil abfallenden Außenseite der
Riffe die Zone des üppigsten Wachstums der Korallen fast allgemein
erst in 4 bis 10 m Tiefe, während sie im Gebiet der stärksten Brandung
nahe dem Riffrande gewöhnlich nur an geschützteren Stellen, in Ver-
tiefungen, Höhlen und Rinnen des Riffes, leben. Auch auf den Riff-
ebenen selbst finden sich lebende Korallen meist nur vereinzelt.
Zahlreiche Riffe liegen mit ihrer Oberfläche ständig, auch bei Ebbe,
unter dem Wasserspiegel, sei es nun, daß es sich um noch nicht bis
zum Meeresspiegel emporgewachsene oder aber um in Senkung begriffene
Korallenbauten handelt. Dann ist oft die über den untergetauchten
Rändern derselben stehende, weithin sichtbare Brandung das einzigste
Zeichen für ihr Vorhandensein, und so finden wir auf unseren Seekarten
und in unseren Atlanten gerade die Südsee reich an dem Hinweis auf
Brandung z. T. mitten im offeneu Ozean.
Die aus den Lebensbedingungen der Riffkorallen sich ergebende ReschrXnknng
der Korallenriffe in der Horizontalen
Die hohe Wassertemperatur, welche für das Gedeihen der Riff-
korallen unerläßlich ist, bedingt die Beschränkung der Korallenriffe auf
die Tropen und besonders die Umrandung tropischer Inseln. Eine Karte
in großem Maßstabe (1 : 10 Millionen) über die Verbreitung der Korallen-
riffe und -bänke verdanken wir L. JoUBrN18*). Nach ihm ist die äußerste
Grenze im Norden und Südeu etwa der 32. Breitengrad. Aber auch
innerhalb dieser Grenzen kommen nicht überall Korallenbauten vor. So
fehlen sie an der Westseite von Afrika und Amerika, wo die kalten
Gewässer des Benguela-, bezw. des Peru-Stromes die Küsten bestreichen.
E. Philippi18*) nennt als Ursache für dieses Fehlen zunächst den kalten
Strom, der im Zusammenhang mit der Westwinddrift steht. ., Dieser ist
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142
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
jedoch nicht allein imstande, die Verbreitung der Korallen, besonders auf
der nördlichen Hemisphäre, zu hindern. Es kommt hinzu, daß diese Küsten
Luvküsten sind. Der Passatwind treibt das Oberflächenwasser nach
Westen. Zu dessen Ersatz steigt das Tiefenwasser, das kühler ist, in
die Höhe. Doch hat selbst an Luvküsten vielfach das Wasser stetig
eine Temperatur von über 20° C. Ein weiteres und wahrscheinlich aus-
schlaggebendes Moment muß noch hinzukommen. Die Korallenverbreitung
ist sicher wohl ebenso Temperatur- wie Magenfrage. Die Tiere sind
angewiesen auf die feinste planktonische Nahrung. Das aufquellende
Tiefen wasser ist arm au solcher. So enthält es z. B. kein pflanzliches
Plankton. Ans diesen Gründen wohl ist es für die Korallen kein ent-
sprechendes Lebensmilieu ~. An der Westseite von Australien, wo das
kalte Auftriebs wasser fehlt, sind Korallenriffe vorhanden, fehlen dagegen
der Somaliküste am Osthorne Afrikas, wo solches auftritt. Gerade mit
Rücksicht auf die letztgenannte Region hat J. Murray schon 1887 die
Schädigung des den Korallen zur Nahrung dienenden Planktons" durch die
ungünstigen Temperaturverhiütnisse als Grund für das Fehlen der Riffe
angegeben. „ Übrigens genügt der Hinweis auf die Temperaturverhält-
nisse des Meeres nicht allein, um die Verbreitung der Korallenriffe zu
erklären. Es ist unverkennbar*, daß der Atlantik in weit geringerem
Umfange als die beiden anderen Ozeane der Schauplatz des Riffbaues
ist" (A. Penck 1894).
Was im Übrigen die Verbreitung der Korallenriffe im Einzelnen
betrifft, so wird man gut tun, diesbezügliche Bemerkungen in (womöglich
populären) Reisebeschreibuugeu, soweit sie nicht von zünftigen Natur-
wissenschaftlern, wie Zoologen, Geologen usw., verfaßt sind, ebenso
kritisch auf ihre Zuverlässigkeit zu prüfen, wie die Angaben der See-
karten der verschiedenen Marinen, da auf diesen Karten vielfach auch
Kalkalgenbänkc u. a. als Korallenriffe bezeichnet sind, während ander-
seits auch die einfache Bezeichnung Riff, Untiefe oder dergl. auf ein
Korallenriff hindeuten kann; Schwierigkeiten, welche Joubtn übrigens
nach Möglichkeit zu vermeiden gesucht hat.
Die Beschränkung der Korallenriffe in der Vertikalen
Eiue obere Grenze für das Leben der Riffkorallen bildet im all-
gemeinen das Ebbeuiveau; und es können, wie Bannwarth187) aus dem
Golf von Suez berichtet, besonders tiefe Ebben, wie sie ebendort in
Abständen von einigen Jahren wiederkehren, auf weiten Strecken das
Korallenleben abtöten und den Boden für andere Organismen, z. B.
Algen, günstig umgestalten. Manche Korallen wachsen auch über das
Ebbeniveau hinaus, bis zu einem Drittel der Fluthöhe. Zu solchen
widerstandsfähigsten Formen gehören, wohl wegen ihrer kompakten.
Gestalt, die Poriten, die zudem noch in getrübtem Wasser leben können.
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Die um Strande wirkendeu Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 143
Ortmanx sah auf dem Upanga-Riff vor Dar-es-Salam Pontes lutea,
Coeloria sinensis und Goniastraea seyrhellensis stundenlang ohne Wasser-
bedeckung der direkten Sonnenbestrahlung ausgesetzt, ohne daß eine
Einbuße an Lebensfähigkeit zu beobachten gewesen wäre. L. Plate l88)
konnte auf dem Korallenriff von Calle, Ceylon, lebende Madrepora
multiformis Ortmann photographieren, die bei Ebbe mit den höchsten
Ästen etwa 20 cm aus dem Wasser herausragteu, und G. Boehm,8m)
wollte lebende Korallentiere noch bis über 35 cm über dem Niveau der
Ebbe beobachtet haben. Ein Hinauswachsen über das Niveau der tiefsten
Ebbe ist besonders dort ermöglicht, wo die Spritzer der Brandung eine
Fig. 55.
Strandriff, hauptsächlich aus ästigen Riffkorallen zusammengesetzt, hei Ebbe. Apia, Satnoa.
Nach einer freundlichst zur Verfügung gestellten Aufnahme von Prof. A. Kkamkk, Stuttgart.
dauernde Benetzuug mit Meerwasser gewährleisten (Fig. 55); wo diese
Spritzer, wie an geschützten Stellen in den Lagunen, fehlen, bildet die
tiefste Ebbe jedoch ein absolutes oberes Niveau für das Wachstum der
Korallen, welchem nicht nur die Insolation, sondern auch die Regen
feindlich sind.
Was die für das Leben der Riff korallen optimale Tiefe "anbetrifft,
so haben die neueren Untersuchungen von Stanley Gardixer und
Al. Aoassiz die eine Zeitlang in Mißkredit geratene Annahme von
Darwin und Dana bestätigt, wonach eigentliche Riffbildung nur in
geringen Tiefen möglich ist, sodaß also durch die Tätigkeit der Korallen
X44 Die jungen Meeressedituente und ihre Bildung
allein Riffe niemals aus tieferem Meere aufgebaut werden können. Schon
früher hatte Al. Agassiz 30 m als äußerste Tiefe angegeben, womit auch
Gabdiners Ergebnisse auf den Malediven übereinstimmen; am üppigsten
sollen die Korallen hier in 5 — 10 in Tiefe gedeihen. Al. Agassiz fand
„au den Paumotus als Tiefenzone der Riffkorallen 36 — 45 m, im Tonga-
Archipel 29—31 m. An den Riffen der Marshall -Inseln gedeihen sie
am üppigsten in Tiefen von 11—13 m, doch noch sehr gut bis 25 m,
vou da an treten sie mehr vereinzelt auf; die äußerste Grenze ihres
Vorkommens liegt liier bei 45 m. Am großen australischen Barrierriff
finden sich an den Innenriffen und dem Innenraude der Außenriffe
lebend»* Korallen in keiner größeren Tiefe als ] 1 — 13 tu, am besten ge-
deihen sie in Tiefen von -1—5 in. wo sie meist einen zusammenhängen-
den Gürtel bilden. Darnach bleibt die Behauptung Darwins, »laß Riffe
von großer Mächtigkeit nur wählend einer positiven Phase — mag es
sieh dabei um wirkliche Senkung des Bodens oder Ansteigen des Meeres-
spiegels handeln — sich bilden können, zu Recht bestehen" (Langf.n-
# HECK).
Die Kedentiimr des Untergrundes Dir die Ansiedelung und die Weiterentwicklung
von KifTkoralleti, hezw. Kor»llenrifTen
Im Allgemeinen geht die Ansiedelung von Korallen nur auf festem
Untergrund vor sieh, da die in der ..lügend frei flottierenden Larven
nur hier günstige Bedingungen zum Festsetzen und zur ruhigen Weiter-
entwicklung finden. Indessen genügen hierzu, wie Sluiter in der
.lavasee festgestellt hat, im Schlamm verstreute, vereinzelte Muschel-
schalen oder Steine, wie z. B. die dort verbreiteten Bimssteinstücke. Durch
das Weiterwachsen der jungen Korallenstöckcheu werden die als Ausatz-
punkt dienenden Körper mehr und mehr beschwert, so daß sie iu den
Schlamm einsinken. Hierdurch wird im Laufe der Jahre eine Fundierung
geschaffen, auf welcher das spätere Riff ruht. Bei einer Meerestiefe
von etwa 8 m ist ein bis an die Meeresoberfläche herangewachsenes
Riff etwa 7 m in den Schlamm eingesunken. „Noch auffallender ist
die Beobachtung, welche Ohtmakn an der Chokir-Bank bei Dar-es-Salam
machte. Er fand dort zahlreiche Korallenarten im Seegras auf sandigem
oder kiesigem Grunde mehr oder weniger locker angeheftet, oft sogar
ganz lose und von den Wogen hin und her bewegt. Viele Exemplare
aus den Gruppen der Asträiden und Poritiden waren völlig umwachsen,
d. h. sie zeigten nach allen Seiten hin lebende Kelche, ein Zeichen, daß
sie fortwährend von den Wogen bewegt wurden u. (Ähnliche Erschei-
nungen werden uns auch noch die Lithothamnieu zeigen.) „Allerdings
fanden sich Korallen auf Sandboden nur an solchen Stelleu, wo der
Grund durch Seegras Vegetation einen gewissen Halt bekommen hatte
und nicht von jeder darübergleitenden Woge aufgewühlt werden konnte.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 145
Trtibrmg des Wassers scheint stets die Korallen zu töten- (Langen-
beck). Rings von lebenden Polypen bedeckte Porites-Knollen , welche
von den Wellen hin- und herbewegt wurden, konnten übrigens schon
die Naturforscher der „Challengeru-Expedition auf den Neuen Hebriden
beobachten.
Die Korallenriffe als Sedimentbildungen
Gewachsenes Riff und Riffdetritus; Riffhöhlen; Cberguß-Schichtung
Was das Material der Riffe, die jeweils zu nur einem kleinen
Teile aus lebenden Organismen bestehen, anbetrifft, so walten klastische
Fig. 56.
5 Stücke rezenten Trümmerkurallenfelsens. Großes Barrier-Riff, Australien. Verkleinert.
Nach W. SAVILLE-Kent, The great barrier reef of Australia, 1893.
Lockerprodukte, durch Brandung und (pflanzliche wie) tierische
Zerstörung aus den Skeletten jener Kalkbildner entstanden, vor
(Fig. 56); sie erfüllen die Lücken des autochthonen, gewachsenen
Rifffeisens; ja, sie bilden in den Riffen der Sinai -Halbinsel im
Roten Meer nach Joh. Walther 3/5 der ganzen Riffmasse. Kein
Wunder, daß dieser Autor das „ Sandfangen " als eine der wesentlichsten
Eigentümlichkeiten der Riffe betrachtet, die er daher folgendermaßen
definiert: „Ein Korallenriff ist ein isoliertes, über den Meeresboden sich
Andre«, Geologie de« Meeresboden!. IL in
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146
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
erhebendes Kalklager, wesentlich gebildet durch ästige Korallen, welche
den Detritussand auffangen und verhindern, daß er sich über den
Meeresboden gleichmäßig ausbreite". Indessen sollte bei einer solchen
Definition der Korallenriffe nicht übersehen werden, daß es auch Kiffe
gibt, in denen die ästigen Korallen gegenüber den massigen Formen
mehr oder weniger zurücktreten.
Von Tieren, welche sich intensiv an der Zerstörung der Korallen-
. Stöcke, sowie der übrigen Riffbildner, und damit an der Schaffung des
Koralleusandes beteiligen, wären zunächst und vor allem einige Fische
zu nennen, so Vertreter der Gattungen Scarus und Diodon — erwähnten
Fig. ä7.
Kliff aus gehobenem Korallenkalk mit z. T. durch Tropfsteinbildungen ausgefällten
Höhlungen. Zu beachten ist auch die Brandungshohlkehle. Unfern der Landungsstelle
Alofi auf Niue, einer Südsee lnsel östlich des Tonga- Archipels. Narh Al.. Aoassiz.
The Coral Keefs of the Tropical Pacific. Mem. of the Mus. of Comparative Zoology at.
Harvard College, Mass., Vol. XXVIII, 1003, Tafel 110.
doch yuoY und Gaimard das Exemplar eines Diodon, eines größereu
Fisches mit starken, meißelähnlichen Vorderzähnen, das ca. 2 Pfd. Korallen-
bruchstücke im Magen hatte — . Ähnliches gilt von den in ungezählten
Mengen die Riffe bewohnenden Holothurien (die unter dem Namen Trepang
eine in der Südsee und in- China usw. beliebte Volksnahrung bilden)190),
manchen Seeigeln, Bohrmuscheln und den Eichelwürmern (Balanoglossus).
Auch die Sandkrabben (Ocvpoda) spielen eine bedeutende Rolle in dem
gleichen Sinne. Andere Tierformen wieder, wie die Bohrschwämme
(Sapline, Terpios), auch gewisse Gephyreen (aus der Familie der Sipuncu-
liden), ferner Pilze (Achlya) aus der Gruppe der Saprolegnien und Algen
y Google
Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 147
(Gomontia, Ostreobium) bereiten diese Zerstörung durch größere Tier-
fornien und die Brandung vor, indem sie die Korallenskclette usw. durch
und durch zermürben.
In jedem lebenden Korallenriff finden sich aber weit ausgedehnte
Lücken, welche nie durch Kalksand erfüllt werden und als submarine
Riffhöhlen persistieren. Ihre Entstehung darf mit Walther auf den
Heliotropismus der meisten Korallen zurückgeführt werden, die fast nur
in der Richtung der starken Beleuchtung bauen und sich vielfach nach
oben zusammenschließen, während ihre Basen getrennt bleiben. Pilz-
förmig gebaute Korallenformen, ChapeirGes („große Hüte") genannt,
bilden in den Riffen bei den brasilianischen Abrolhos, indem sie oben
zusammenstoßen, mächtige zusammenhängende Höhlengänge, deren Decke
nur auf einzelnen Pfeilern dem 12 — 15 m tiefen Meeresgrunde aufruht.
von Richthofen hat diese Riffe, die sich z. B. auch bei den Turks-
inseln im Bahama- Archipel finden und ein seichtes Meer von längere
Zeit konstant bleibender Tiefe, sowie geriuge Intensität der Gezeiten
und Stürme zur Voraussetzung haben, gelegentlich einmal „Schirmriffett
genannt.
Noch in jungfossilen Riffen findet man solche Höhlungen wieder.
Hier sind dieselben oft mit mehr oder minder mächtigen Sinterablage-
rungen ausgekleidet (Fig. 57). Daß schließlich auch manche Höhlen-
bildungen in älteren Korallenkalken solch' primärer Entstehung sein
können, ist gewiß im Auge zu behalten.
Korallendetritus umkleidet auch die mehr oder weniger steilen
Außenböschungen der Riffe und zieht sich, immer feiner werdend, oft
bis in große Tiefen hinab. Es liegen darin gewaltige submarine Schutt-
felder vor, ähnlich denen, deren Schrägschichtung E. VON Mojsisovics
bei den triadischen „ Dolomitriffen tt von Südtirol als „tWgußschichtung"
beschrieben hat. Eine treffende Schilderung rezenter Übergußschichtung
gab bereits der ältere Agassiz. R. von Dräsche beschrieb sie aus
gehobenen Korallenriffen von West-Luzon. Die Neigung der einzelnen
Bänke scheint innerhalb sehr weiter Grenzen zu schwanken.
Die Armut der Korallenriffe an ortsfremden detritogenen Bestandteilen
Äußerst bemerkenswert, insbesondere auch für die fossilen Bil-
dungen, ist die Tatsache, daß Riffkalke im allgemeinen arm an in ver-
dünnten Säuren unlöslichen ortsfremden Substanzen detritogeuer Her-
kunft sind. Das zeigt sich z. B. deutlich aus der Zahlenreihe, welche
C. G. Cüllis in seiner noch zu zitierenden Arbeit über die Proben
aus der Fuoafuti- Bohrung gegeben hat und welche wir daher schon
hier anführen möchten:
10*
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148 Die jungen Meeressedimente nnd ihre Bildung
Tiefe in m („feet")
% unlöslicher Substanz
70 CalciurophoBpliat
• 4,5
( 15)
0,034
0,102
160
(526)
0,018
0,187
182
(598)
0,004
0,120
201
(660)
0,002
0,148
210
(690)
0,003
0,165
Solche Armut an ortsfremdem, detritogenem und unlöslichem
Material hat ihren Hauptgrund wohl schon darin, daß Riffkorallen
in schlammigem "Wasser nicht recht gedeihen und det ritusreiches
Wasser daher nur in Ausnahmefällen Korallenriffe Destreicht. Der
Absatz dieses Detritus wird aber, da die Riffe gleichzeitig an die
Gebiete starker Brandung und starker Gezeitenströme gebunden sind,
durch diese z. T. überhaupt hintangehalten, das wirklich abgesetzte un-
lösliche Material aber wird endlich durch die rasch wachsende Riffmasse
sehr stark verdünnt. Diese Detritus-Armut wird für das Fossilwerden
der Riffe insofern von Bedeutung, als sie die Umkristallisation der
ganzen Masse begünstigt, so zwar, daß gerade sehr reine und fossilleere
Kalke dem Geologen als „riffverdächtig- gelten dürfen.
Die Formen der Korallenriffe: Saumriffe, Wallriffe, Atolle
Die einfachste Form der Riffe stellt das Saumriff dar. > Wenn m)
riffbildende Korallen von einer neuen Küste Besitz ergreifen, so wachsen
sie von dem flachen Boden aus aufwärts und nach außen der Brandung
entgegen, wo die beständige Bewegung des Seewassers ihnen die
Nahrung zuführt. Werden sie durch schwere Stürme von dem Boden
losgebrochen und von den Wellen fortgeführt, so häufen sich ihre
kalkigen Skelette in Untiefen oder gar als Strandwall am Lande an; die
feineren Teile aber werden von der Küste fortgespült und über den
Meeresboden hin ausgebreitet. So umzieht sich das Land allmählich
mit einem Saum korallogener Bildungen, wir sprechen daher in diesem
Stadium von einem Saumriff. Saumriffe finden sich an den äquatorialen
Küsten von Ostafrika, an Teilen der brasilianischen Küste und in West-
indien, ebenso im Stillen Ozean hier und da. Das Saumriff verbreitert
sich durch das nach außen gerichtete Wachstum der Korallen allmäh-
lich, und ebenso wird der Abfall des Meeresgrundes durch die Bruch-
stücke weiter und weiter hinausgeschoben. Zur gleichen Zeit lösen
und zerstören Regenwasser, Flußwasser und die von außen über das
Riff rollenden Brecher die Innenseite desselben, auf der lebende Korallen
fast oder ganz fehlen. So wird das Riff durch eine flache Lagune, etwa
1 — 2 km breit, nach und nach vom Lande getrennt; ans dem Saumriff
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 149
wird so das „Wallriff-. Das größte Beispiel dafür ist das große
australische Wallriff, das die Nordostküste auf 2000 km Länge begleitet.
Es liegt 40—80 km von dem Hauptland entfernt, etwa in Höhe des
Meeresspiegels, wird durch zahlreiche Einlasse unterbrochen und trägt
einige flache Inseln. Nach außen fällt der Boden steil zu großen Tiefen
ab, innen ist das Wasser flach, 20 — 80 m etwa". Saumriffe (auch Küsten-,
Strand- oder Fransenriffe genannt) und Wallriffe (auch als Barrier-,
Damm- oder Kanalriffe bezeichnet) sind offenbar nichts anderes als zwei
extreme Ausbildungen eines und desselben Rifftypus; und die letzteren
werden von den ersteren nur infolge ihrer größeren Entfernuug von der
Küste und entsprechend größere Breite der Randlagune unterschieden.
Saumriffe sowohl wie Wallriffe machen alle Einbuchtungen der Küsten
mit, welche Tatsache nicht ohne Bedeutung ist. Übrigens gibt es Riffe,
welche hier als Saumriffe, dort, in der Verlängerung, als Wallriffe be-
zeichnet werden. (Fig. 68.)
In der Regel dürfte schon für die Entstehung der Wallriffe die
Beteiligung von Niveauverschiebungen anzunehmen sein, und zwar, wie
Fig. 58.
Ansicht einer von Saum- und Wallriffen umgebenen hohen Insel. Nach J. Dana aus
Em. Kayskb, Lehrb. d. Allgem. Geologie. 4. Aufl., Stuttgart 1912, S. 541, Fig. 413.
nach der Theorie von Darwin für die Atolle, von positiven Strandver-
schiebungen (Senkungen). Doch hängt alles dieses von der Schnellig-
keit des Wirkens der verschiedenen Faktoren ab, worauf bereits Pexck
hingewiesen hat. Davis und Braun sagen: „Wenn eiue sehr langsame
Hebung eintritt, wachsen die Korallen au der Außenseite des Riffes
weiter. Zu gleicher Zeit zerstören Regen und Brandung die gehobenen
Stücke, sodaß ein solches Riff sich immer nur wenig über den Meeres-
spiegel erhebt und die Lagune offen gehalten werden kann. Es ist
daher nicht unmöglich, daß Wallriffe in einer Gegend vorkommen, die
einer sehr langsamen Hebung unterliegt. Geht eine solche Aufwärts-
bewegung aber rasch vor sich, so kann das Riff über den Meeresspiegel
gehoben werden und umzieht dann als terrassenähnlicher Gürtel die
neue Küstenlinie. Derartige gehobene Riffe sind von vielen Küsten
der warmen Zone bekannt". Sie bilden vielfach nur relativ dünne Über-
züge über dem aus andersartigem Gestein gebildeten Untergrunde, dürfen
aber nicht, wie vielfach gescheheu ist, als Beweis dagegen angeführt
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150
Die jungen Mceressedimente nnd ihre Bildung
werden, daß für die Bildung vieler anderer (und zwar der mächtigen)
Korallenriffe positive Strandverschiebungen (Senkungen) maßgebend sind.
„Wenn ein Riff schneller gesenkt wird, als die Korallen aufwärts zu wachsen
vermögen, so wird die Tiefe des Wassers über ihm allmählich so groß
werden, daß die Tiere da nicht mehr zu leben vermögen. Dann ertrinken
N.S. - Nubischep Sandstein.
I = Gehobenes, älteres fossiles Riff.
I - Gehobenes, jüngeres fossiles Riff.
HI ■ Versenktes, jüngst abgestorbenes Saumpiff.
12 - Lebendes Saumriff von 2-3 m Dicke.
Fig. 59.
Profil durch die Ostküste des Ras Muhntnmed, Südspitze der Siuailialbinsel, mit ihreu
verschiedenaltrigen, z. T. gehobenen, z. T. gesenkten Korallenriffüberztigen. Nach Joh.
WaLTHER, Die Korallenriffe der Sinaihalbinscl, Abh. d. matb.-phys. Cl. d. Kgl. Sachs.
Ges. d. Wissensch. XIV, Nr. X, 1888, S. 465, Fig. 20.
die Polypen, das Riff ist „tot". (Fig. 59.) Die Chagos-Bank im Indischen
Ozean, etwa 1800 km südlich von Indien, ist eine Untiefe von 200 zu 150 km
Ausdehnung, auf der nur etwa 70—80 m Wasser stehen. Ihr Rand
wird von einem Rücken umgeben, der 10—15 km breit ist bei einer
Tiefe von 25 m. Aus diesem Rücken erhebt sich schließlich ein Ring-
wall von 1 Vi km Breite und 8—15 m Tiefe, auf dem hier und da einige
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 151
Inselchen stehen, die noch lebende Korallen zeigen. Es ist sehr wahr-
scheinlich, daß diese Bank einst ein ausgedehntes Riff war, das jetzt
ertrunken ist". — «Bei einer langsamen Senkung vermag das Aufwärts-
wachstum der Korallen diesem Vorgang das Gleichgewicht zu halten.
Dann erhält sich das Riff und vergrößert sich sogar durch das nach
außen gerichtete Wachstum während der Senkung. Zur selben Zeit
werden die unteren Teile der Abhänge der Insel, die das Riff früher
umsäumte, unter den Meeresspiegel gesenkt, das Wasser tritt in die
Täler und wandelt sie in Buchten um .... Hält die Senkung lange
an, kann die Insel gäuzlich verschwinden, es bleibt dann nur das sie
umgebende Riff übrig, das bei ovalem oder unregelmäßigem Umriß eine
Lagune umschließt. Derartige Riffe nennen wir „Atolle". Wenn eine
vulkanische Insel, die von einem Wallriff umgeben ist, weder ein«4
Hebung noch eine Senkung erfährt, so wird sie naturgemäß langsam bis
nahe a» den Meeresspiegel heran abgetragen werden, während das Wallriff
Fig. HO.
Ansicht eines Atolls (Pfingstinsel in der Paumotu-Gruppe, Südsee) nach Ch. Darwin
ans Em. KaYSER, Lehrbuch d. Allgem. Geologie. 4. Aufl., Stuttgart 1912, S. 542, Fig. 414.
nach außen weiter wächst. Aber es ist zu bezweifeln, ob die immerhin
widerstandsfähigen Gesteine einer solchen Insel so weit abgetragen
werden können, daß sich eine Lagune von 40 — 80 m Tiefe an ihrer
Stelle bilden kann. Ans diesem Grunde besteht noch heute die Theorie
von Darwln zu Recht, nach der die Atolle durch eine langsame Senkung
von Inseln mit Saum- und Wallriffen zustande kommen". (Fig. 81.) — Die
Atollriffe (Fig. 60) fallen in der Regel nach außen sehr steil, in den oberen,
in intensivem Wachstum befindlichen Teilen sogar oft überhängend, ab,
während ihre Abdachung zur Lagune sehr sanft ist. Während der Durch-
messer der letzteren über 100 km betragen kann, pflegt die Breite des Atoll-
ringes 1000 m nur selten wesentlich zu überschreiten. In der Regel
ragen nur einzelne Teile dieses Ringes als Inseln auch bei Flut aus
dem Meere empor; und zwar haudelt es sich hierin zunächst immer um
einen durch die Brandung aufgeworfenen Strandwall aus Korallenblöcken
und -sand; doch bauen sich über diesem marinen Strandwall häufig
äolische Anhäufungen von Korallensand auf. Solche Bildungen ge-
152 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 153
Winnen z. B. auf den Sandwich -Inseln Bedeutung. Al. Agassiz
beschrieb sie von den Bahamas und Bermudas, wo sie große Ausdehnung
haben; hier bilden sie wahre Dünenzüge mit Diagonalschichtung im
Innern; ihre Masse wird unter dem Einfluß der Atmosphärilien relativ
rasch verfestigt. Solche jugendlich verkittete, äolisch' aufgehäufte marine
Kalksande erreichen speziell auf den Bermudas bis zu 80 m Mächtigkeit
und sind iu Steinbrüchen aufgeschlossen.
Die Darwin -D.vNAsche Senkungstheorie und die gegen dieselbe erhobenen
Einwürfe
Bekanntlich hat sich mancher Widerspruch gegen die schon mehr-
fach erwähnte Theorie Darwins erhoben, und es kann nicht geleugnet
werden, daß sich die an seine und J. Danas Schriften, die den gleichen
Standpunkt vertreten, anschließende Diskussion, an der sich von be-
kannteren Forschern Semper, Rein, J. Mürray, Al. Agasmiz, Guppy
beteiligten, ergeben hat, daß für manche Gebiete eine positive Strand-
verschiebung (Senkuug) allerdings nicht iu Frage kommen kann. Das gilt
insbesondere für die von Al. Agassiz so eingehend erforschteu Riffe
Westindiens, welche sich aber — das kann nicht genug betont werden —
sehr wesentlich von denen des Stillen und Indischen Ozeans unter-
scheiden. Insbesondere sind hier echte Wallriffe und Atolle nur in sehr
geringer Zahl vorhanden, und vor allem fehlen den dortigen Riffen die
für die meisten pazifischen Riffe so charakteristischen steilen äußeren
Abstürze. Auch die Riffbilduugen des ostindischeu Archipels hatte mau
gegen Darwin ins Feld geführt. ludessen hat A. Wichmann ,82) gezeigt,
daß in diesem Gebiete echte Barrier-Riffe und Atolle überhaupt nicht
vorkommen, soudem nur Strandriffe und Bildungen, die wir später noch als
„Flachseeriffe" kennen lernen werden. Daß aber solche Gebiete, in denen die
Haupttypen der Theorie Darwins überhaupt nicht vorkommen, sich zu einer
Widerlegung derselben nicht besonders eignen, liegt wohl auf der Hand.
Nach J. Murray193) „bilden die Grundlage der Atolle sub-
marine Berge, in den meisten Fällen wahrscheinlich vulkanische Piks.
Auf diesen lagern sich Schalen von Foraminiferen und Mollusken, Kalk-
gerüste von Tiefseekorallen, Echinodermen u. a. ab und erhöhen so die
Berge. In den größeren Tiefen des umgebenden Ozeans werden diese
Ablagerungen sehr viel geringer sein oder ganz fehlen, da die Kalk-
schalen hier größtenteils beim Herabsinken durch die Kohlensäure des
Meerwassers aufgelöst werden, ehe sie den Boden erreichen. Infolge-
dessen werden jene unterseeischen Berge durch die Sedimentablageruugen
nicht nur absolut an Höhe gewinnen, sondern auch im Verhältnis zu
den sie umgebenden, tiefer gelegenen Teilen des Ozeans, und werden
daher steil aus großen Tiefen aufsteigen. Schließlich werden sie sich
bis zu solchen Tiefen erheben, in denen riffbildende Korallen leben
154
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
könneu, und diese werden dann durch ihre Bauten das Gebäude krönen.
Die auf solche Weise gebildeten Korallenriffe nehmen die Atollforra an,
dank der reichlicheren Ernährung der Korallen am Außenrande und der
Entfernung des toten Korallenfelsens aus den inneren Teilen durch die
Meeresströmungen und die auflösende Wirkung der im Seewasser ent-
haltenen Kohlensäure. Barrierriffe dagegen sollten sich nach Mürray
aus Strandriffen entwickeln, iudem dieselben auf dem von ihnen selbst
stammenden Trümmermaterial nach außen weiter wachsen, während der
Kanal, welcher sie von dem Festlande trennt, durch dieselben Kräfte,
welche bei der Bildung der Atoll-Laguuen wirksam sind, beständig er-
weitert und vertieft wird". Soweit die Anschauungen von Murray
(nach der Darstellung von Langenbeck), welche in ihrer Verknüpfung
einer großen Zahl durch die Tiefseeexpeditioneu erhaltener gesicherter
Resultate der Ozeanographie, vielleicht auch infolge des Gewichts der
Persönlichkeit des Autors, längere Zeit unbestritten das Feld behaupteten.
Daß sie nicht haltbar sind, kann jetzt mit Sicherheit ausgesprochen
werden. Schon die Grundlage ist, wenn sie auch noch neuerdings von
F. Wood-Jones194) bei seiner Beschreibung von Cocos Keeling-Atoll
verwendet wurde, falsch; denn eine unbefangene Würdigung der einzelnen
Faktoren zeigt, daß das Wachstum einer unterseeischen Bank durch
Sedimente und pflanzliche und tierische Ablagerungen aller Art in einer
ziemlich erheblichen Tiefe unterhalb des Meeresspiegels ihr Maximum
erreichen muß, auch wenn wir die in ziemliche Tiefen hinabgehenden,
aber immerhin doch lichtbedürftigen Kalkalgen in Betracht ziehen;
sicherlich ist diese Tiefe größer als den riffbauenden Korallen zuträglich
ist, wobei es ohne Belang ist, ob wir hierfür 30, 40 oder 60 m an-
nehmen. Ist jene ziemlich erhebliche Tiefe aber nach oben überschritten,
so werden jetzt die umgekehrten Verhältnisse eintreten wie vorher,
die höchstgelegenen Teile der Bank werden jetzt eine geringere Zu-
nahme erfahren als die tieferen, und es muß. daher eine Verflachung
der Bank eintreten. Durch die Theorie von Murray können also die
steilen Anstiege der Südsee-Atolle nicht erklärt werden; zudem müßten
submarine Böschungsrutschungen die mit zu steiler Böschung ab-
gelagerten Lockermaterialien ständig nach unten drängen und Gezeiten-
strömungen, welche, wie wir später noch sehen werden, auch auf sub-
marineu Bänken starke Wirksamkeit entfalten, die abgelagerten Sedimente
wieder entfernen. Aber auch die Entstehung der Atoll -Lagunen läßt
sich in der von Murray angenommenen Weise nicht deuten. „Über
den Riffwall wird von außen durch die Brandungswogen beständig
Trümmermaterial in das Innere der Lagunen und Lagunenkanäle ge-
worfen. Da nun die Tiefe der letzteren vielfach diejenige, bis zu welcher
Riffkoralleu leben können, übertrifft," — sind doch über 100 m tiefe
Lagunen keine Seltenheit — „so müßte, wenn die MURRAYsche Theorie
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Die am Strande wirkenden Kräfte uud die .hierdurch erzeugten Bildungen 155
richtig wäre, in allen solchen Fällen durch die Meeresströmungen und
die auflösende Tätigkeit des Meerwassers nicht nur beständig alles von
außen eingeführte Material wieder entfernt, sondern auch der Unter-
grund selbst noch angegriffen werden. Durch diese Aunahme, die in
der Tat von Murray gemacht worden ist, verstrickt derselbe sich aber
in den unlöslichen Widerspruch, daß er einmal die Erhöhung einer
unterseeischen Erhebung durch Ablagerung von Sediment, dann die
Bildung der inneren Vertiefung durch Auflösung desselben erklärt. Es
läßt sich aber auch direkt der Nachweis fuhren, daß jedenfalls bei der
Mehrzahl der Lagunen vielmehr die Tendenz einer allmählichen Auf-
füllung, als einer zunehmenden Vertiefung herrscht." Das ist z. B.
durch Guppy, Wood-Jones und Vaughan geschehen. Diese Auffüllung
aber erfolgt „teils durch das Emporwachsen von Korallen und Kalk-
algen, die Ablagerung von Foraminiferen- und Mollusken-Schalen, teils
durch die Trümmermassen, die von der Außenseite des Riffs durch die
Brandung über das Riff in die Lagune hineingeworfen werden, und die
Sande, die als Dünen auf dem Riff sich anhäufen und dann durch den
Wind in die Lagunen hineingeweht werden" (Langenbeck). So lassen
sich Lagunen in allen Stadien des Auffüllungsvorganges feststellen: die
mechanisch und durch Lösung wirkenden Erosionen durch das ein- und
ausströmende Meerwasser, die sich in der Tat hier und da in ver-
schiedener Stärke nachweisen lassen, sind aber zweifellos von Muruay
in ihrer Bedeutung wesentlich überschätzt worden m). Könnte man sich
allenfalls für die schmalen Küstenlaguneu der Saumriffe eine Entstehung
iu der von diesem Autor angenommenen Weise vorstellen, so muß diese
Vorstellung doch schon bei den großen Verhältnissen der Wall- oder
Barrier-Riffe ganz von selbst versagen. Und bleibt es immerhin möglich,
daß in flachen Meeresteilen an Stellen, welche die für das Riffkorallen-
wachstum nötige Tiefe nicht fiberschreiten, Atoll-ähnliche Formen mit
einer flachen Lagune infolge des Absterbens der Korallenstöcke hier-
selbst und durch lokale Lösung sich bilden könuen, — die Darwinsc-Ih»
Senkungstheorie, welche im Gegensatz zu Murray uud Anderen die
Saum-, Wall- und Atollriffe in genetische Verbindung miteinander bringt,
bleibt doch als die mit den Tatsachen am besten im Einklang befindliche
bestehen, — das aber um so mehr, als Bohrungen auf Korallenriffen so
unzweifelhaft Mächtigkeiten koralligener Bildungen ergaben, daß diesen
Fällen gegenüber jeder nicht mit positiver Niveauverschiebung rechnende
Erklärungsversuch versagen muß.
Die Bohrungen auf dem Funafuti- Atoll
Schon Dana ,<m') hatte über Brunnenbohrungen auf der Hawaii- Insel
Oahu berichtet, in deren einer fester Koralleufels in einer Mächtigkeit
von 151 m angetroffen war. Doch ist von Al. Agassiz behauptet
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156 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
worden, daß es sieh um Aufschüttungen am Außenabfall eines Riffes
gehandelt habe, und eine Nachprüfung des Befundes, da die betreffenden
Bohrkerne veVloren gegangen sein sollen, nicht möglich. Viel wichtiger
als diese Bohrungen wurden daher die lediglich zu wissenschaftlichen
42 • 42 m Tiefe. FUNAFUTI - ATOLL
Fig. 62.
Kärtchen des Funafuti-Atolls in der Ellice Gruppe noch J. Stanlky Garihnkr in Proc.
of the Cambridge l'hilos. Soc. vol. IX. IK98, S. 42t, Fig. 1. — Nur die schräg ge-
strichelten Flächen ragen ständig über Wasser. (Die itn Original in englischen Faden
angegebenen Tiefen sind in Meter umgerechnet.)
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 157
Zwecken auf einem echten Atoll, Funafuti in der Ellice -Gruppe, am
Ende des vergangenen Jahrhunderts ausgeführten Bohrungen, über
welche ein großer wissenschaftlicher Bericht197) und verschiedene
kleinere Mitteilungen vorliegen198).
Das Atoll Funafuti (Fig. 62) erhebt sich ganz isoliert aus
Tiefen von mehr als 5000 m (5400 m). Seine ovale Gestalt ist
senkrecht zu den herrschenden Winden und Meeresströmungen gestellt
und offenbar unabhängig von diesen entstanden, zumal die Isobathen
bis zu großen Tiefen genau die Umrisse des Atolls wiederholen. Als
Untergrund wird ein vulkanischer Gipfel anzunehmen sein, wofür auch
die Abweichungen der magnetischen Elemente von den Normalwerten
sprechen. Das Atoll dacht sich von der Ebbegrenze bis zu einer Tiefe
von 22—26 m sanft ab, von da an steiler unter einem Winkel von 30 0
bis zu einer Tiefe von 64 m. Dann folgt bis 260 m ein nahezu vertikaler
Absturz (70—90°). In größereu Tiefen wird die Abdachung wieder
sanfter, zwischen 260 und 480 m eine auffallend konvexe Kurve zeigend.
Das fast vollständig geschlossene Riff, welches nur wenige schmale
Durchgänge bis zu 9 m Tiefe aufweist, ist auf der den Winden und
Strömungen ausgesetzten östlichen Luvseite größtenteils mit Land
bedeckt. Hier liegt auch die Hauptinsel Funafuti selbst. Die bis 55 m
tiefe Lagune hat 35—40 m mittlere Tiefe. Sie enthält zahlreiche, den
Eindruck junger, aus der Lagune in die Höhe gewachsener Riffe mit
lebenden Korallen und Kalkalgen machende Untiefen und zeigt offenbar
die Tendenz zur Auffüllung. Die Grundlage aller Inselchen von Funa-
futi-Atoll bildet ein altes Riff, das z. T. von Heliopora coerulea mit
einzelnen Porites-Stöcken, z. T. ausschließlich von Pontes- Arten gebildet
wird. Die nächstjüngere Bildung ist eine sehr feste Breccie aus Bruch-
stücken des alten Riffes, die durch Lithothamnium oder Polytrema mit-
einander verkittet sind. Es folgt ein Konglomerat aus abgerundeten
Korallenstücken, offenbar eine ehemalige Küstenlinie der Lagune dar-
stellend. Mit diesen beiden Bildungen z.T. gleichaltrig, z.T. aber jünger
als dieselben sind Lithothamnium- und Foraminiferen-Sandsteine. Jüngste
Bildungen sind die innere und äußere „Hurricane-Bank1*, aus Korallen-
blöcken bestehende Sturmstrandwälle (vergl. hierzu Fig. 63), welche sich
noch gegenwärtig vergrößern. Die äußere Hurricane-Bank bildet einen
nach Breite und Höhe wechselnden, im übrigen aber zusammenhängenden
Wall längs der ganzen Außenseite der Inselchen. Im Durchschnitt 2 — 2,5,
im Maximum 4,8 m hoch, fällt sie nach außen steil mit etwa 30° ab, nach
innen dacht sie sich sanft gegen die zentrale Ebene der Inselchen oder, wo
eine solche fehlt, unmittelbar gegen die Lagunenküste ab. Die im allgemeinen
niedrigere und schmalere, innere Hurricane-Bank ist nur streckenweise
entwickelt. An den Fuß der äußeren Hurricane-Bank schließt sich
unmittelbar die äußere Riffplattform an. Im O etwa 100 m breit, zer-
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158
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
füllt sie in drei Zonen. Die innere, organisches Leben nicht tragende
„ Erosionszone" Davids hat eine stark zerfressene Oberfläche und fällt
bei Niederwasser trocken. Einzelne, zu parallelen Reihen angeordnete,
sich auf ihr erneuende Pfeiler bestehen zu unterst aus der oben ge-
nannten Hreccie von Komponenten des älteren Riffkalkes, welche auch
die Oberfläche der ganzen Zone bildet, zu oberst aber anscheinend aus
echtem Riffkalk mit Korallen in situ. Offenbar sind diese Pfeiler von
der Brandung herausmodelliert. Die zweit« Zone oder ..Riffebene*
GaäDIXERS ist auch zur Ebbe noch einige Zentimeter mit Wasser
bedeckt und hat eine sehr glatte, durch einen Überzug nicht kalkiger
Algen schlüpfrige Oberfläche. Die dritte Zone, die „Lithothamnien-Zonett
Fig. «3.
Durch Sturmbrandung auf den Strand geworfene und abgerollte Korallenstöcke, bezw.
Kif firnissen. Fransenriff. Port Denison, Australien. Nach W. SAVlLLE-Kent, The great
barrier reef of Australia, 1893.
Davids, der „Riffrandtt Gardiners liegt wieder höher und zur Ebbe-
zeit etwas über Wasser; sie ist sehr uneben und dicht mit lebenden
Lithothamnien hedeckt. Die ganze Außenplattform ist von zahlreichen
Spalten durchsetzt, die sich nach innen mehr und mehr durch Über-
wachsen mit Nulliporen schließen, dieselbe nach außen aber in lauter
einzelne Pfeiler aufgelöst erscheinen lassen. Der Hoden der Spalten ist
mit Sand und Gerollen bedeckt, die Wände tragen vielfach lebende
Korallen, besonders Pocillopora-Arten. Im Westen ist die äußere Riff-
plattform breiter, vielfach von Korallenblöcken bedeckt und reicher an
orgauischem Leben als im Osten. Namentlich finden sich auch viele
lebende Korallen, doch niemals Heliopora oder Porites. Die mit einer
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 159
Klippe gegen die Lagune abbrechende Lagunenplattform ist zwischen
10 nnd 100 m breit; auch auf ihr ist das organische Leben im W
reicher als im O, doch zieht sich eine Zone lebender Halimeda um die
ganze Lagune.
Schon dieser Aufbau des Riffs ließ deutlich drei Phasen von Niveau-
schwankungen erkennen: 1. eine negative Niveauverschiebung, durch
welche das alte Heliopora- und Porites-Riff trocken gelegt und zum
Absterben gebracht wurde; 2. eiue positive Verschiebung, während
welcher sich die Breccie bildete, über welcher sich wahrscheinlich ein
neues Riff ansiedelte; 3. die negative Verschiebung, welche den heutigen
Zustand hervorbrachte. Die gegenwärtig andauernden Veränderungen
sind Auffüllung der Lagune, sowie Abtragung der äußeren Riffplattform
und der Inseln selbst durch die Brauduug, anderseits Vergrößerung des
St urmstraud walles, sowie ständiges Weiterwachsen des Riffes nach auswärt«.
Von den uns hier besonders interessierenden Bohrungen er-
reichten die ersten Versuche nicht das gesteckte Ziel, bis es mit besseren
Hilfsmitteln 1897/98 Professor David gelang, ein Bohrloch bis zur Tiefe
vun 334,35 m niederzubringen. „Nur teilweise wurden dabei" — so be-
richtet Laxgenbeck — „solide Bohrkerne heraufgebracht, zum Teil
war das vom Bohrer durchdrungene Material. so brüchig, daß es zu einer
lockeren sandigen Masse zerfiel. Zuerst wurde die Korallenbreccie durch-
bohrt, dann das Heliopora-Riff, das bis zu einer Tiefe von 12 m reichte.
Weiterhin ließen sich drei Schichten unterscheiden. Bis zu einer Tiefe
von 191 m herrschte lockeres Material vor. Aus dieser Zone wurden
im ganzen nur 20 m fester Bohrkeru heraufgebracht. Von 191—224 m
herrschte kompaktes Gestein, jedoch von so weicher, kreideartiger Be-
schaffenheit, daß es größtenteils zerfiel, und diese Zone nur 6 m festen
Bohrkern lieferte. Von 224 m bis zur größten erreichten Tiefe fand sich
ausschließlich fester harter Fels, nur untergeordnet weiche und lockere
Schichten. Aus dieser tiefsten Zone wurden 94 m fester Bohrkern er-
halten. Die Gesteine sind ausschließlich organischen Ursprungs. Fora-
miniferen herrschen der Zahl nach in allen Tiefen vor. An zweiter
Stelle sind die Kalkalgen Lithothamnium und Halimeda zu nennen.
Gegen diese beiden Gruppen von Organismen treten an Zahl die riff-
bildenden Korallen zurück, doch finden sie sich in zahlreichen Gattuugen
in allen Tiefen und gerade am zahlreichsten und mannigfaltigsten in
der tiefsten Zone. In allen Tiefen waren die Gattungen Millepora,
Heliopora, Lobopbyllura, Stylophora, Seriatopora, Fungia, Astraea, Goni-
astraea, Orbicella, Madrepora und Pontes vertreten, auf die unterste
Schicht beschränkt waren Euphyllia, Hydrophora, Galaxea, Siderastraea
und Psammocora. Die Korallen fanden sich vielfach in der Lage, in der
sie gewachsen, ihre Oberflächen waren dicht überzogen mit mehrfachen
Lagen von Polytrema und Lithothamnium, und auf diesen hatten sich
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160 Di* jungen Meeressedimentc und ihre Bildung
wieder neue Korallen angesiedelt, genau wie man es an lebenden Riffen
findet. Gleichzeitig mit der Hauptbohrung wurden auch in der Lagune
unter der Leitung von G. Halligan zwei Bohrungen vorgenommen, bei
welchen Tiefen von 73,5 und 58,8 m (bei 30 m Wassertiefe) erreicht
wurden. Bei der ersten dieser Bohrungen fand sich bis 54,6 m Halimeda-
iSand mit Molluskenschaleu , bis 65 m Korallenbruchstücke und Sand,
dann bis zur größten erreichten Tiefe fester Korallenfels. — Mag man
nun über die Bedeutung der einzelnen durchbohrten Zonen denken, wie
man will — nach dem, was wir über die Struktur und Zusammensetzung
der Korallenriffe wissen, dem häufigen Vorwalten lockeren Materials
und dem starken Anteil, den Kalkalgen und Foraminiferen fast stets
an ihrem Aufbau nehmen, scheiut mir nichts im Wege zu stehen,
mindestens die obere und untere Schicht als echtes Korallenriff auf-
zufassen, während die mittlere vielleicht eine Bildung der Lagune dar-
stellt -, jedenfalls haben die Bohrungen gezeigt, daß bis zu der er-
reichten Tiefe die Unterlage des Atolls durch Schichten gebildet wird,
an deren Aufbau riffbildentfe Korallen mehr oder weniger beteiligt sind.
Dadurch ist eine Senkung um mehr als 300 m sicher erwiesen. Durch-
aus im Einklang damit stehen die Verhältnisse in der Lagune und der
steile äußere Abfall des Atolls, aus denen Sollas" (der die ersien
vergeblichen Bohrungen leitete) „schon vor der Ausführung der ent-
scheidenden Bohrungen auf eine Senkung geschlossen hatte. Für
Funafuti ist mithin" — so schließt Langenbecx seine diesbezügliche
Darstellung — „die DAHWiNsche Hypothese auf das Glänzendste be-
stätigt". Mit dieser Feststellung darf der Geologe, für den die vor-
liegende Erörterung besonders bestimmt ist, wohl zufrieden sein, da sie
die Deutung der Bildung mächtiger fossiler Riffkalke in sich schließt.
Flecken- oder Flachseeriffe und Strandriffe als Ausnahmen von der
D.vnwiN-DAXAschen Regel an stationäre oder Hebungsgebiete gebunden
Den für die Richtigkeit der DARWiN-ÜANAschen Regel sprechenden
Ergebnissen des letzten Abschnittes gegenüber will es wenig besagen,
wenn andere Autoren für andere Gebiete die Nichtbeteiligung positiver
Niveauveränderungen feststellen konnten m). Das gilt z. B. für die
Weihnachtsinsel im östlichen Indischen Ozean, die Andrews beschrieben
hat, welche sich seit der Eozänzeit allmählich unter ruckweisen Hebungen
aufbaute und durch Ausbildung nur oberflächlicher Strandriffe einen
terrassenförmigen Aufbau erhielt; das gilt auch für die Riffe und Inseln
des westlichen Indischen Ozeans, welche A. Voeltzkow 200) untersuchte.
Hier erwiesen sich „die untersuchten Riffe in der Hauptsache bestehend
aus organogenen Kalksteinen wechselnder Zusammensetzung, in denen
sich zwar auch Korallenblöcke, jedoch nur vereinzelt nachweisen ließen,
und diese Kalke bildeten den Hauptbestandteil jener niederen nur wenige
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 161
Meter das Meeresniveau überragenden flachen Inseln, an ihrer Peripherie
mehr oder weniger breit bis zur mittleren Flut-Ebbezone abrasiert, und
an günstigen Stellen dann diese so geschaffene Strandfläche oder Strand-
terrasse mit Korallen besiedelt. Diese Korallengärten, die ein Korallenriff
vortäuschen können, zeigten sich bei Prüfung ihres Untergrundes stets
als sekundäre Gebilde ohne jede nähere Beziehung zu dem Sockel, dem
sie aufsitzen. . . . Stets fanden sich die Inseln nicht, wie bisher an-
genommen, aufgebaut durch Anhäufung von Bruchstücken und abgerollten
und versinterten Bestandteilen eines lebenden Riffes, sondern in allen
Fällen als letzte Reste eines trocken gelegten und später abrasierten,
einst viel größeren Riffes, emporstrebend aus der Strandfläche, ein ein-
heitliches Ganzes mit ihr bildend und am Fuße allmählich in dieselbe
übergehend. Stets erwiesen sich die Sockel als ältere Kalke mit weit
zurückreichender Bildungsgeschichte, deutlich an sich verschiedene
Perioden von Niveauverschiebungen erkennen lassend, als marine Kalk-
bänke, die ursprünglich von den Fluten bedeckt, durch einen über dies
ganze Gebiet gleichmäßig ausgedehnten Rückzug des Meeres von geringem
Betrage trocken gelegt und dann durch die Gewalt der Brandung in
der verschiedensten Weise beeinflußt wurden. Dieser eben erwähnte
Rückzug des Meeres muß geologisch vor recht kurzer Zeit stattgefunden
haben". Immerhin wird man sich bei den Beschreibungen des letzt-
genannten und mancher anderen Autoren die Frage vorlegen müssen,
ob die Betreffenden nicht nur deshalb die Versclüedenheit der indischen
von den pazifischen Riffen so sehr in den Vordergrund ihrer Be-
trachtungen schieben, weil ihnen infolge Ungunst der Verhältnisse ver-
sagt blieb, die weiter draußen liegenden, wirklich lebenden Riffe zu
sehen! Langenbeck hat übrigens für eine große Zahl von Korallen-
riffen und -Inseln eine sehr jugendliche negative Verschiebung der
Straudlinie nachweisen können. „Es handelt sich dabei nicht etwa um
die hoch erhobenen Riffe, wie im Fidschi-, Tonga-, Loyalty- Archipel,
von Metia, Niuö, Fais, Weihnachtsinsel u. a., bei denen eine aktive
Hebung außer Frage steht, sondern um Verschiebungen der Niveau-
linie um nur wenige Meter (etwa 1— 6 m) . . . Wir müssen daher für
die jüngste geologische Vergangenheit ein Sinken des Meeresspiegels
im Gebiet aller drei Ozeane annehmen."
Die Korallenbildungen des westlichen Indischen Ozeans, welche
Voeltzkow untersuchte, lassen sich wohl trotz des gemachten Vorbehaltes
weder mit den Saum-, noch den Wall-, noch den Atollriffen vergleichen; sie
gehören vielmehr dem Typus an, den Ortmann als „ Flachseeriffe" , Heilprin
als „Fleckenriffe" (patch reefs), Penck als „Krustenriffe", Jon. Walther
— wohl am wenigsten treffend — als „pelagische Riffe" bezeichnete.
Diese Riffe ordnen sich vielfach kreisförmig an, sodaß sie eine kleine Partie
des Meeresbodens umwallen, ja gelegentlich dieselbe vom Meere gauz
Andre«, Geologie de« Meertibodcn». II. j |
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162
Die jungen Meeressed imente und ihre Bildung
abschnüren, wodurch sich eine kleine Lagune bildet. Diese Gebilde wieder-
holen im Horizontalumriß die Formen der echten Atolle in allerdings
stark verkleinertem Maßstabe, aber es fehlt ihnen der hohe und steile
submarine Abfall, der für jene ausnahmslos charakteristisch ist. Sie ähneln
nach Penck vielmehr den Ringinseln zweiter Ordnung, welche gelegentlich
den Saum großer Atolle bilden und welche Guppy*01) Atollon nannte.
Die Tortugas und Marquesas des amerikanischen Mittelmeeres sind
andere Beispiele von Flachseeriffen, auch kommen solche im Roten Meere
vor. Zu diesen Riffen, welche nach den Darlegungen von Langenbeck
u. A. wie die Saumriffe an stationäre oder Hebungsgebiete gebunden sind,
gehören aber ferner auch die Riffe der Bai von Batavia, die Slüiter*03), der
Palkstraße, die Joh. Walther, und der Umgegend von Dar-es-Salam, die
Ortmann 20S) u. A. beschrieben haben. Nach alledem gilt, was die Be-
ziehung der Riffbildung zu Niveauverschiebungen betrifft, noch heute das
Resultat, welches Langenbeck am Schluß seiner Untersuchung von 1897
in folgende Sätze zusammenfaßte: „Wir haben vier Hauptformen von
Korallenriffen zu unterscheiden: Strandriffe, Flachsee- oder Fleckenriffe,
Barrierriffc und Atolle. Die beiden ersteren sind im allgemeinen für
stationäre und Hebungsgebiete, die beiden letzteren für Senkungsgebiete
charakteristisch. Auch in stationären und Hebungsgebieten können sich
unter besonderen Umständen Barrierriffe und Atolle bilden, die Tiefe
der Lagunen und Lagunenkanäle wird bei ihnen aber stets geringer
sein als die Tiefe, bis zu welcher Riffkorallen leben können. . . . Die
überwiegende Mehrzahl aller echten Barrierriffe und Atolle sind während
einer positiven Verschiebung der Niveaulinie gebildet. Dabei ist es
jedoch keineswegs nötig, in allen Fällen eine große Mächtigkeit des
Korallenrifffelsens anzunehmen. Es kann vielmehr auch hier, wie aus
den Untersuchungen von Al. Agassiz hervorgeht, vielfach die Lage
und Gestalt des Riffes durch diejenige des Untergrundes vorgezeichnet
sein, und der Korallenrifffels nur einen mäßig hohen Aufbau auf den
im Sinken begriffenen Bergen und Höhenzügen bilden. Daß atjer durch
lang andauernde positive Bewegung auch Korallenriffe von sehr großer
Mächtigkeit gebildet werden können, folgt aus den Bohrungen . . .
Das heißt aber, in die moderne Sprache der Geologie, welche es ver-
meiden möchte zu entscheiden, ob Hebung des Meeresspiegels oder
Senkung des Felsgerüstes stattfand, übersetzt: „Mächtige Korallenriffe,
d. h. solche, welche dicker sind als die Zone, innerhalb deren Riff-
korallen gedeihen 204), können nur dann entstehen, wenn sich der Ab-
stand zwischen Meeresgrund und Meeresoberfläche vergrößert". „So
würde^ — meint Walthek — „Darwin geschrieben haben, wenn er
heute seine Theorie formulierte, und ich wüßte nicht, welchen Einwurf
man dagegen erheben könnte." Besonders aber für mächtige Riff-
bildungeu gilt, was Joh. Walther in seiner „Einleitung" betont hat,
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzengten Bildungen 163
-daß die Lagune eines Atolls zwar eine im Projektionsbild des Meeres-
strandes auffallende Erscheinung ist, daß sie aber keineswegs zu den
maßgebenden Reliefformen des Riffes gehört und an einem fossilen Riff
in der Gestalt der Kalkablagerung nicht leicht erkannt werden dürfte. u
L'nd damit kommen wir zum Fossilwerden der Riffe, welcher Vor-
gang für den Geologen von besonderer Bedeutung ist.
Da» FosHilwenlen der Korallenriffe
Die hierher .gehörigen Erscheinungen sind solche der Diagenese
und bestehen einerseits nur in texturellen und strukturellen Ver-
änderungen der Riffmasse, auf der anderen Seite stellen sich jedoch
auch chemische Veränderungen ein.
Texturelle und strukturelle Veränderungen und die erste Verfestigung
der Riffsubstanz
Die textureilen Veränderungen, mit welchen eine Verfestigung des
Rifffelsens Hand in Hand geht, beruhen auf der Ausfüllung von Hohl-
räumen und Poren durch anderwärts in Lösung gegangene Kalksubstanz
von Korallenskeletten. Das Skelett der Riffkorallen (Fig. 64) besteht be-
kanntlich aus Aragonit und unterliegt
daher leicht der Auflösung. Aus der
Lösung scheidet sich der Kalk aber in
der Regel (über bemerkenswerte Aus-
nahmen vergl. weiter unten) in (Jer Form
des Kalkspates wieder aus, welcher nun
die Poren erfüllt und die Masse verfestigt.
Größere Höhlungen im Rifffelsen ent-
halten (vgl. auch Fig. 57) vielfach Sinter-
bildungen, auch in der Form von Stalak-
titen und Stalagmiten. HöGBOM205) fand
in solchen Stalaktiten von den Bermudas
0,18 °'o und 0,68 % Magnesiumkarbonat
< während der Riffstein etwa die fünf-
fache Magnesiamenge ergab, worüber
ebenfalls weiter unten zu vei^leichen
ist). Aber auch die feinere Struktur
der Riffmasse erleidet Umwandlungen.
Hauptsächlich mit den aus Aragonit
bestehenden Skeletten der Korallen
geht ein rmlagerungsprozeß in Kalk-
spat vor sich, wobei in der Regel die
feinere Struktur verschwindet, besonders
auch deshalb, weil der in den Hohl-
Fig. «4.
Querschliff durch eine Riffkoralle bei
starker Vergrößerung nach M. Ooilvie
aus C. G. ClXLIs, The chemical and
mineralogical changes which take place
in coral-rocks as illustrated by »pe-
eimens froni the boring at Fuuafuti.
1899, S. 29, Fig. 2. (Die sogenannte
„schwarze Linie" läßt sich bei dieser
Vergrößerung als aus einer Anzahl von
Verkalkungszentren zusammengesetzt
erkenuen, von denen die Aragonitfaseru
des Korallenskelettes nach auswärts
strahlen.)
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164
Die jungen Meeressedi Diente und ihre Bildung
räumen und Poren wieder ausgeschiedene Kalkspat sich vielfach kristallo-
gTaphisch parallel orientiert ansetzt. Auf diese Weise macht die feine
organische Struktur einer kornigen Platz, so daß die Korallenskelette
selbst oft kaum noch zu erkennen sind. Anders die organischen Reste,
welche ein primäres Kalkspatskelett besitzen. Diese verändern ihre
Struktur so gut wie gar nicht, und so wird von verschiedenen Autoren,
wie Joh. Walther206), Felix207) und W. Hill208) die gute Erhaltung
der Lithothamnien-, Foraminiferen- und Echinodermenreste angeführt.
Als ein fossiles Beispiel dieser Erscheinung hat schon vor längerer
Zeit Ed. Suess209) den Leithakalk des Wiener Tertiärbeckens namhaft
gemacht. „In diesem, vorzugsweise von einer Kalkalge, dem Litho-
thamnium ramosissimum Rss. sp. gebildeten Gesteine sind alle aus
Calcit bestehenden Fossilreste (Lithothamnien, Bryozoen, Foraminiferen,
Echinodermen, Crustaceen, Brachiopoden, Kammmuscheln, Austern, Ano-
mien) wohl erhalten, während die aus Aragonit aufgebauten Hartteile der
Korallen, Gasteropoden und der meisten zweiklappigen Muscheln ver-
schwunden .sind und nur ihre Hohlräume zurückgelassen haben. Der
gelöste Aragonit setzte sich in Form von Calcit als Bindemittel der
aus Calcit bestehenden Hauptmassen des Gesteins ab, welche ohne diese
Verbindung nur ein loses Haufwerk darstellen würden. Von besonderem
Interesse ist dabei das Verhalten der Pelecypoden-Gattung Pinna, deren
Schale nach den Untersuchungen von Leydoldt aus zwei heteromorphen
Schalenlagen besteht. Dieser Zusammensetzung entsprechend ist bei deu
Pinnen des Leythakalkes die aus Aragonit bestehende innere Schalen-
scbichte verschwunden, während die calcitische Außenschale sich con-
serviert hat." Ahnliche Beobachtungen wie im Leithakalk lassen sich
auch in den Korallenkalken (Danien) von Faxe auf Seeland anstellen.
Die beschriebenen Textur- und Strukturveränderungen, welche in
verschiedenem Tempo jedes Riffgestein ergreifen, werden am besten an
jung gehobenen Riffen studiert. Indessen gehen die Ansichten darüber
auseinander, bei welcher Höhenlage des Kiffes und unter dem Einfluß
welches Mediums besonders die Verfestigung vor sich gehe. Früher war
mau der Ansicht, daß der vom Meerwasser gelöste Kalk in tieferen
Schichten des Riffes wieder abgelagert würde und so das Riff verfestige.
Gegen diese Auffassung ist aber schon vor längerer Zeit von Savllle-
Kent810), dem Beschreiber des Großen Australischen Wallriffes, ent-
schieden Einspruch erhoben worden. Nach seinen Untersuchungen findet
eine Verfestigung des Rifffelsens nur innerhalb der Gezeitengrenzen statt,
indem während der Ebbe das in den zahlreichen Vertiefungen und
Höhlungen des Riffes stehen gebliebene Wasser verdunstet und der
dadurch ausgeschiedene Kalk das lockere Material verkittet. Auch
Voeltzkow211) ist der Ansicht, daß die Verfestigung nur im Bereich
der Ebbe und Flut stattfinde. Dagegen wäre nach Gardiner die große
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 165
Härte und Widerstandsfähigkeit, welche gehobene Riffe vielfach zeigen,
erst das Werk der. Atmosphärilien nach der Hebung. Andrews und
Werth212) stellten eine Abhängigkeit der Intensität der Verhärtung
von dem Alter der gehobenen Riffe fest,
Die Dolomitisierung der Riffkalke
So wichtig aber die rein textureilen und strukturellen Ver-
änderungen der in den fossilen Zustand übergehenden Riffbildungen
auch sein mögen, sie stehen doch an Interesse weit zurück hinter den
chemischen Umwandlungen, welche mit denselben vor sich gehen, aber
noch nicht restlos aufgeklärt worden sind. Hierbei handelt es sich vor
allem um die für den Geologen so wichtige Dolomitisierung jugendlicher
Riffkalke; ist es doch eine demselben geläufige Tatsache, daß gerade
fossile Riffbildungen gerne in Dolomitfazies auftreten. Schon Dana
hatte von der Insel Metia im Paumotu- Archipel Riffsteine, die bis
38,07 °/0 Mg COs enthielten, beschrieben. Doch seiner Hypothese gegen-
über, daß die Magnesia aus dem Meerwasser einer verdampfenden Lagune
stamme, verhielten sich verschiedene Autoren, wie Mojsisovics und
Högbom, und wohl mit Recht, ablehnend. Erst der neuesten Zeit
blieb es vorbehalten, etwas Licht in die Frage der Dolomitbildung zu
bringen; doch kann von einem vollen Verständis trotz der eingehenden
Untersuchungen von G. Linck213) und seiner Schuie214) immer noch
nicht die Rede sein"5). Soweit diese Frage mit der Riffbildung zu-
sammenhängt, hat E. Phtlippi ihr eine zusammenfassende Studie zls)
gewidmet, auf die wir uns im Folgenden mehrfach stützen werden.
Bekanntlich geht eine Erklärung vieler fossilen Dolomite dahin,
daß in denselben zunächst dolomitische Kalke vorlagen, deren Magnesia-
gehalt allmählich durch Auslaugung des Kalkgehaltes angereichert wurde.
Diese Art der Entstehung möchte Högbom auch auf die dolomitischen
Riffsteine übertragen. Dieser Autor ging bei seinen Betrachtungen von
der Tatsache aus, daß der Karbonatgehalt gewisser weitverbreiteter
mariner Bündertone (richtiger ist „Mergel!") Schwedens mit wachsender
Entfernung vom Herkunftsorte seiner karbonatischen Komponenten, die
bestimmten Silurkalkgebieten entstammen, immer mehr dolomitische Zu-
sammensetzung bekommt, „Die Erklärung dieses Verhältnisses liegt
darin, daß Calciumcarbonat aus dem im Meere suspendierten Gletscher-
schlamme immer mehr ausgelaugt wurde, je länger die Suspension
dauerte und je weiter es vom Ursprungsorte fortgeführt wurde, während
das wahrscheinlich in Dolomitspath gebundene Magnesiumcarbonat seiner
geringen Löslichkeit wegen durch die Auslangung des Kalkes an-
gereichert wurde." „Nun sind aber der Riffstein, der Lagunenschlamm
und die an der Außenseite der Riffe unter dem Meere abgesetzten
schlammigen Sedimente größtenteils Detritusbilduugen aus den Kalk-
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166 Die jungen Meereasedimente und ihre Bildung
Organismen oder früher abgesetzten Gesteinen, durch Wellenschlag und
Brandungen bearbeitet und längere oder kürzere ^Zeit in Suspension
gehalten, bis sie zur Ruhe kamen. Ks ist deshalb wohl denkbar, daß
die Riffsteine, ebenso wie die übrigen Sedimente der Riffe und ihrer
uächsteu Umgebungen, eine durch Anreicherung an Magnesia dolomitische
Zusammensetzung haben können, obgleich ihr anfängliches Material nur
kleine Mengen Magnesia euthielt.u
Daß viele organische Kalkgebilde einen primären Gehalt an
Magnesia haben, ist bereits lange bekannt. Riffbildende Korallen ent-
halten, wie auch die von Högbom mitgeteilten Analysen zeigen, im
Mittel weniger als 1% Mg (XV Unerwartet Mg-reich erwiesen sich
jedoch die Lithothamnien. Riffstein und Lagunensedimente von Bermudas
ergaben Högbom folgende Werte:
Ca CO, Mg CO,
Grober Riffstein 95,43% 1,64%
Grober weißer Lagunenschlamm 97,47 % 1,79%
Feiner terracottafarbiger Lagunenschlamm 92,93 % 4,04 %
Riffstein mit Schneckenfragmenten 96,11% 2,13%
Hieraus scheint hervorzugehen, „daß die DetritusbilduTigen der
Kalkorganismeu magnesiareicher sind als diese selbst, und daß der
Gehalt des Detritus an Magnesia mit der Feinheit oder der Dauer der
Suspension wächst. ... Es ist nicht unwahrscheinlich, daß die feinsten
Detrituspartikeln, welche durch Stürme tagelang an der Außenseite des
Riffes suspendiert bleiben, bis sie in die Tiefe hinabsinken, eine wirklich
dolomitische Zusammensetzung durch weitgehende Auslaugung des
Calciumcarbonates bekommen können. In einem mit Thon gemengten
Korallenschlamm von der Javascc war auch die relative Menge von
Magnesiumcarbonat viel größer als in den vorigen Analysen, nämlich
3,72 % MgCOs gegen 27,74% CaCO?, während eine Koralle von der-
selben Gegend nur 0,16% MgCOs gegen 93,33% CaCOs erwies4*.
Högbom hat diesen Dolomitisierungsvorgaug auch experimentell nach-
geahmt, „Ein Lithothamnium mit ungefähr 11% MgCOs wurde nach
Behandlung mit Essigsäure, welche etwa 60% der Probe auflöste,
analysiert und gab dann 20% MgCOs in dem Rückstand. Grober
Lagunenschlamm wurde bei ähnlicher Behandlung, wobei ungefähr 80%
in Lösung gingen, an Magnesiumcarbonat von 1,79% bis 4,4 % an-
gereichert." Die gleiche Schlußfolgerung ergeben auch die bereits au-
geführten Analysen von Stalaktiten aus Riffhöhlen. Es ist aber bei der
im Vorigen festgestellten starken Beteiligung von Nulliporeu am Aufbau
der Riffe von bedeutendem Interesse, „daß die Lithothamnien im Mittel
uugefähr 10 Theile Magnesiumcarbonat auf 100 Theile Calciumcarbonat
enthalten, daß sie also viel stärker dolomitisch sind als die thierischen
Kalkorganismen". Von großer Bedeutung für die ganze Frage ist es
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Die am 8trande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 167
offenbar, ob die Skelcttsubstanz der in Frage kommenden Organismen
Kalkspat oder Aragonit ist. Bei dem leichter löslichen Aragonit „würde
' die Dolomitisierung durch die geschilderten Auslaugungsprozesse schneller
vorgehen, vorausgesetzt, daß auch in diesen Organismen die Magnesia
in der Verbindung Dolomitspath auftritt, worüber doch bisher keine
Untersuchungen vorzuliegen scheinen. Weil aber die aragonitabsondernden
Organismen wahrscheinlich auch ärmer an Magnesia sind als die, welche
Kalkspat ausscheiden, wird der genannte, für die Dolomitbildung
günstige Umstand beeinträchtigt oder vielleicht ganz aufgehoben".
Seit dem Erscheinen von Högboms vorstehend besprochener Arbeit
hat uns 0. Bütsciili217) eine sowohl für den Biologen wie auch für den
Geologen wertvolle Arbeit über organische Kalk- (und Kiesel-)Gebilde be-
schert, in welcher nicht nur auf die mineralogische, sondern auch auf
die chemische Beschaffenheit der Kalkskelette eingehend Bücksicht
genommen ist. Beides ist in ausführlichen Tabellen, welche auch die
gesamte, umfangreiche Literatur über diese Fragen enthalten, zusammen-
gestellt. Eine Diskussion dieser Tabellen ergibt, daß der Gehalt an
MgCOs bei den Calcitskeletten bis zu 13° o steigen kann und die
sicheren Fälle keinen niedereren Gehalt als 0,5 % ergeben, wogegen der
MgCOs-Gehalt der Aragonitgebilde sich in den gesicherten Fällen nicht
bis zu diesem Betrage erhebt. Unter den Calcitgebilden bilden eine
Gruppe mit hohem MgCO„-Gehalt die Calcit-bildenden Kalkalgen (so die
Kotalge Litbothamnium u. a.), Rhizopoden, Calcispongieu, Oktokorallen,
Echinodermen, Serpuliden und Argonauta argo, an die sich vermutlich
auch die Calcitbildungen der Bryozoen, Brachiopoden , Cirripedier und
die Eischalen der Vögel anschließen. Für die Calcit-bildenden Kalkalgen
ergibt sich nach zahlreichen Untersuchungen:
CaCO, = 72,03— 87,32 °o
MgCO, = 16,99—3,76%).
Im Skelett der Alcyonarier oder- Oktokorallen — mit Ausnahme der
Blaukoralle. Heliopora coerulea, die auch in der chemischen Zusammen-
setzung ihres Skelettes den Madreporaria nahesteht — haben neuerdings
F. W. Clarke u. W. C. Wheeler218) 6—16% MgCOs festgestellt,
wobei noch von besonderem Interesse ist, daß alle diejenigen mit relativ
weniger MgCOs den kälteren und gemäßigteren Meeren, bczw. größeren
Tiefen angehören, während die MgCOs-reichsten Warmwasserformen sind.
BCtschlis zweite Gruppe der Calcitgebilde, mit niederem MgCOs-Gehalt,
umfaßt die aus jenem Mineral bestehenden Schalengebilde der Lamelli-
branchiaten und Gastropoden, sowie eine Anzahl Eischalen der Vögel.
Hier ergeben sich folgende Zahlen:
CaCO, = 93,9—96.3%
MgCO, = 0.5— 0,9° o.
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168
Die jungen Meeressedimente nnd ihre Bildung
Hierhin würde auch Globigerina gehören. Zwischen beiden Gruppen
finden sich Übergänge. „Immerhin ist es charakteristisch, daß sich bei
gewissen Tiergruppen, so den Calcispongia, Octocorallia und Echinoderma
einerseits und den Muscheln und Schnecken andererseits, sehr tiberein-
stimmende Verhältnisse finden. Dagegen scheint es, daß in gewissen
Gruppen, so den Rhizopoda, beiderlei Extreme nebeneinander vorkommen."
Wesentlich abweichend ist das Verhalten der Aragonitgebilde.
„Die Verhältnisse liegen hier wie folgt:
Ca CO« = 87,3—98,5%
MgCOs = 0,02— 0,46° '„."
Im besonderen soll die Grünalge Halimeda opuntia (im Gegensatz
zu der Rotalge Lithothamnium) aus Aragonit bestehen und (nach einer
älteren, wohl nicht ganz sicheren Bestimmung) 0,56 °/0 MgCOs enthalten.
Über die Aragonitskelette der Madreporaria und Hydrozoa liegen sehr
ausgedehnte chemische Untersuchungen von Silllman (1846) vor, nach
welchen der Gehalt an MgCOs 0,3 — 0,9 beträgt/ „Ob nun diese
älteren Angaben Sillimans und Bouviers hinreichend zuverlässig sind,
ist nach der Methode ihrer Analysen wohl etwas fraglich. Aber, wenn
wir dies auch annehmen, so würde sich wohl einigermaßen verstehen
lassen, daß bei den Aragonitbildungen von Algen und Cölenteraten der
Gehalt an MgC03 relativ ansehnlicher ist, weil er ja auch bei den
Calcitbildungen dieser Abteilungen viel größer ist als bei denen der
Lamellibranchiata und Gastropoda. Da bei den ersterwähnten Ab-
teilungen die Neigung zur Aufnahme und Abscheidung von Magnesia
viel bedeutender ist, so ließe sich einigermaßen begreifen, daß auch ihre
Aragonitbildungen wesentlich mehr Magnesia enthalten." „Aus den
vorstehenden Beobachtungen ergibt sich, daß bei den Mollusken ein
Gehalt an MgCOs über 0,5 °/0 sicher auf Calcit hinweist, ein geringerer
auf Aragonit; bei den Rhizopoden, Coelenteraten, Brachiopoden und
wohl noch anderen Abteilungen ein* Gehalt über 1,0 °/0 MgCOs in der
gleichen Richtung deutet; woraus sich denn auch für mancherlei Kalk-
gebilde, deren Magnesiagehalt bekannt ist, ohne daß ihre sonstigen
Eigenschaften festgestellt wären, mit ziemlicher Sicherheit ersehen läßt,
ob sie Calcit oder Aragonit sind." — Tch habe über die Untersuchungen
BCtschlis, soweit sie hier in Betracht kamen, eingehender berichtet,
da für die Frage der Dolomitisierung der Riffbildungen nicht nur die
mineralogische, sondern auch die chemische Natur der Organismenhart-
teile von wesentlicher Bedeutung ist. Um jedoch auf die Untersuchung
Högboms, von welcher wir ausgegangen waren, zurückzukommen, so
müssen wir doch gestehen, daß der von demselben angenommene
Vorgang der Ausmerzuug des Kalkkarbonates, wenn er bei den Riff-
sedimenten in der Tat wirksam sein sollte, doch keineswegs die Dolo-
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 169
initisierung der autochthonen, benthogenen oder gewachsenen Riffmasse
erklärt, deren organische Skelettbestaudteile doch vielfach dnrch und
durch in Dolomit verwandelt sind. Und wenn der genannte Autor
einen besonders hohen Mg C03- Gehalt in feinen Lagunensedimenten
nachwies, so könnte diese Erscheinung auch auf Adsorptionsvorgänge
zurückgehen, wie sie Gebbeng gerade für feinstkörnige Sedimente wahr-
scheinlich gemacht hat. Daß die HÖGBOMsche Vorstellung aber über-
haupt entbehrlich ist, zeigt die Tatsache der Neubildung von Dolomit-
kristallen in versteinernden Riffen, eine Erscheinung, deren Kenntnis
wir den Untersuchungen von Skeats und der Durcharbeitung der
Funafnti-Proben durch verschiedene Autoren verdanken, zu deren Er-
gebnissen wir uns nunmehr zu wenden haben.
Skeats21») untersuchte ein großes Material von vorwiegend detri-
togenen Riffkalken, das von C. W. Andrews auf der Weihnachts-Insel im
Indischen Ozean, sowie auf den Fidschi-Inseln, von Al. Agassiz auf den
Paumotu- und Tonga-Inseln, Ladroneu usw., sowie von David auf Niue ge-
sammelt war und besonderen Wert dadurch besaß, daß genau die Höhenlage
jedes Handstückes bestimmt worden war. Viele dieser jungen gehobenen
Riffkalke zeigten eine mehr oder minder weitgehende Dolomitisierung,
während bei anderen dieser Prozeß nicht eingetreten war. Dabei ist die
stratigraphische Verteilung der dolomitisierten Gesteine anscheinend eine
ganz unregelmäßige. Der beobachtete Gehalt an MgC03 geht vielfach über
40°/0 hinaus, niemals aber über 43,3°/0, erreicht also in keinem Falle
den des Normaldolomits wo). Organische Substanz, in den jüngsten und
am wenigsten veränderten Gesteinen noch bis zu 1,5 °/0 nachweisbar,
war in den älteren Gesteinen kaum noch in Spuren vorhanden. Charak-
teristisch für alle untersuchten Gesteine ist ebenso wie bei den durch
Cullis untersuchten Gesteinen vom Funafuti-Atoll, für welche wir
bereits S. 148 eine Zahlenreihe anführten, die geringe Beteiligung
allochthon-klastischer Materie; der in Säuren unlösliche Rückstand
betrug in der Regel nur 0,01 — 0,20°/0, welche Tatsache sich aus der
Küstenferne vieler Koralleninseln, bzw. der Feindlichkeit suspendierten
Schlammes gegenüber dem Korallenwachstum zur Genüge erklärt.
Nur auf der Weihnachtsinsel, auf Mango und Guam, in der unmittel-
baren Nachbarschaft vulkanischer Gesteine, ist der unlösliche Rückstand
größer und ging in einem Falle über 4°/0 hinaus. Zweifellos sind nach
der Hebung der Riffkalke über den Meeresspiegel noch Veränderungen,
insbesondere Lösungserscheinungen durch kohlensäurereiche Tageswässer,
bewirkt worden. Lagen faserigen Kalkes um Organismenreste bildeten
sich wahrscheinlich am Strande durch Verdampfen des Seewassers. Die
meisten Veränderungen indessen, insbesondere die Dolomitisierung, ver-
legt Skeats und mit ihm Philippi unter den Meeresspiegel. Die
Neubildungen und Veränderungen, welche Skeats durch chemische
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170
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Analyse, mit Hilfe von Meioens und Lembergs Reagentien (zur Unter-
scheidung von Calcit und Aragonit, bzw. Calcit und Dolomit) und unter
dem Mikroskop erkeunen konnte, sind folgende: 1. Neubildung von
Aragonit in kristallographischer und optischer Kontinuität an die Ära-
gonitfasern der Korallen; die Aragonite entStauden teils durch Umkristal-
lisierung aus feinstem Kalkschlamm, seltener direkt aus Lösung. 2. Neu-
bildung von Kalkspat: a) Organismenreste werden von einer mehr oder
minder dicken Schicht faserigen Kalkes überzogen; in Hohlräumen
bilden sich einzelne Kalkspatkristalle, b) Aragonitskelette werden unter
Verschwinden der Struktur in Kalkspat verwandelt, wobei die äußeren
Grenzen erhalten bleiben: häufig verschwinden aber auch diese, c) Fein-
körniger Kalkschlamm kristallisiert (unter Vergröberung des Korns oder
durch Sammelkristallisation) zu einer groben Mosaik von Kalkspat-
kristallen um. 3. Neubildung von Dolomit: a) der feinkörnige Kalk-
schlamm wird ganz oder teilweise in mehr oder minder groben Dolomit
umgewandelt, b) Organismenreste werden dolomitisiert. c) Dolomit
scheidet sich in Kristallen aus Lösungen aus und kleidet die Hohlräume
in Korallen usw. aus. Gelegentlich wechsellagern in den Kristallen
Lagen von Dolomit und Kalkspat. Kalkspat bildet auch wohl den
Kern von Dolomitrhomboedern. Was die Entstehung dieser Neu-
bildungen anbetrifft, so vermutete Skeats, daß durch die bei der Ver-
wesung der Organismen entstehende Kohlensäure zunächst eine Lösung
des ursprünglichen organogenen kohlensauren Kalkes erfolgte; aus der
hierbei gebildeten Lösung von Calciumbikarbonat sollten dann sehr kleine
Algen, über deren Natur jedoch nichts ausgesagt wird, Kohlensäure
absorbieren und die Abscheidung des neutralen Kalkkarbonates bewirken,
in ähnlicher Weise also, wie sich in Quellen und Bächen Kalktuff,
Travertin, in Seen Seekreide bildet. Auch für die Dolomitneubildung,
welche dicht unter der Meeresoberfläche erfolgen soll, hat Skeats eigent-
lich nur eine Hypothese, und zwar raeint er, daß durch die Verwesung
der Riffbewohner entstandene Kohlensäure die Zerlegung von Magnesium-
sulfat und die Ausfällung von Dolomit herbeiführen könnte. Daß hierbei
chemisch verändertes Wasser der Lagune eine Rolle spielen könnte, ist
aber Phillppi nicht sehr wahrscheinlich, „da die koralligenen Detritus-
kalke, deren Dolomitisierung erfolgt, sich wohl meist an der Außenseite
der Korallenriffe unter starker Wellenbewegung, nicht im ruhigen
Wasser der Lagunen bildeten." Das Nebeneinandervorkommeu und die
Wechsellagerung von Kalken und Dolomiten erklärt Skeats durch ein
verschiedenes Tempo der Hebungen. „Die späteren Dolomite blieben
lange Zeit stationär unmittelbar unter der Meeresoberfläche, wo sich
ihre Umwandlung vollzog, die reinen Kalke wurden rasch über den
Meeresspiegel gehoben und passierten deswegen ohne wesentliche Um-
wandlung die Dolomitisierungszone1- (Philippi).
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 171
Die Untersuchungen von Skeats an gehobenen Riffkalkeu werden
in äußerst glücklicher Weise durch die Untersuchung der Funafiiti-Bohr-
proben ergänzt, die im Gegensatz zu jenen, nach unserer und* anderer
Autoren Auffassung, als gesenkte Riffkalke anzusprechen sind. Die
wichtige Beschreibung dieser Proben verdanken wir C. G. Cullis221).
Die sich im Wesentlichen aus den Karbonaten des Calciums und
Magnesiums zusammensetzenden Gesteine aus den Funafuti-Bohrlöchern
enthalten im Maximum nicht mehr als 0,083 °/0 in Säuren unlöslichen
Rückstand, wobei wir nochmals auf die S. 148 gegebenen Zahlen zurück-
verweisen. Das ist um so auffälliger,
als heute ziemlich viel Bimsstein
angespült wird und sogar eine
Schicht, die sich im Zusammenhange
mit der großen Eruption in Blanche
Bay, Neu-Britannien, im Jahre 1878
bildete, fast ausschließlich aus solchem
besteht. Der Gehalt an Calcium-
phosphat geht nicht über 0,28°/0
hinauf. Organische Substanz fand
sich bis zu 1 °/n nur in den höheren
Lagen; unter 30 m ist sie fast ganz
verschwunden. Das Verhältnis von
CaC03 zu MgCOj in den Bohrkernen
ist einem starken Wechsel unter-
worfen. In den allerobersten Schich-
ten findet sich nur 1 — 5° 0 Mg CO»,
in den mittleren dagegen schwankt
der Magnesiagehalt z. T. sehr auf-
fallend hin und her, um im ganzen
unteren Teile der Hauptbohrung
etwa 40°/0 zu betragen. In keinem
Falle steigt der Gehalt an MgCO.,
auf über 43%; dem Normaldolomit
mischt sich rein mechanisch immer
etwas Calcit bei, der zuweilen auch im Dünnschliff noch nachzuweisen
ist. Von den Mineralien Aragonit, Kalkspat und Dolomit, die wie bei
den von Skeats untersuchten Gesteinen in der Hauptsache allein in
Frage kommen, ist Aragonit auf die oberen Teile beschränkt; die Mitte
des Bohrkerns der Hauptbohrung besteht fast nur aus Calcit, der aber
auch mit Aragonit und Dolomit gemengt in den oberen und unteren
Teufen vorkommt. Erst von etwa 200 m Tiefe ab ist Dolomit deutlich
zu erkennen und herrscht von hier ab bis zum tiefsten Teile der Boh-
rung vor. In keinem Teile der Bohrung aber sind Aragonit und Dolomit
Fig. 65.
Querschliff durch sogenannten „Korallen-
sand" ans ca. 9 ra (30 „feetu ; 1 „foot" ist
gleich 0,3048 m) Tiefe der Funafuti-
Bohrung nach C. O. Cl'LLlS usw., S. 32,
Fig. 3. (Die einzelnen, schon ursprünglich
aus Aragonit bestehenden biogenen Kom-
ponenten des Sandes sind von radial-
faserigen Aragonit rinden umkleidet, wäh-
rend ein ja ans Kalkspat bestehender See-
igelstachel — am unteren Rande des
Bildes — nicht überkrustet ist. Ver
größerung 45.)
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172
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
miteinander vergesellschaftet! Alle diese Verhältnisse werden durch die
folgenden Zahlenreihen besser, als es durch Worte geschehen köunte,
erläutert:
Nr. der
Probe
Tiefe in
m („feet")
Gehalt an
Summe
Ca CO,
MgCO,
Lösl. organ.
Substans
(als Differenz
berechnet)
'S
o
bo
hm
-<
13
20
34
55
60
110
1,2 ( 4)
3 ( 10)
6 ( 20)
9 ( 80)
12 ( 40)
15 ( 50)
30 (100)
95,77
92,38
88,01
88,41
94,15
96,80
97,89
2,58
5,99
10,82
10,91
4,:«
1,38
1,42
1,65
1,68
1,17
0,68
1,52
1,82
0,69
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
100,00
Kalkspat Zone
141
144
159
186
198
200
229
267
294
304
309
313
49 (160)
52 (170)
58 (190)
67 (220)
&5 (280)
114 (375)
188 (452)
160 (526)
168 (552)
i
182 (598)
100 (624)
194 (637)
98,85
98,81
99,21
98,99
98,85
98,29
98,65
98,81
97,78
98,94
98,76
97,56
1,74
1,70
1,21
1,19
1,79
1,38
2,18
1,45
2,16
1,87
1,97
3,28
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 M
100,59
100,51
100,42
100,18
100,64
99,67
100,83
100,26
99,94
100,81
100,73
100,79
Ü6
195 (640)
73,67
26,49
100,16
320
196 (643)
68,13
31,96
100,09
325
197 (646)
64,20
35,16
99,36
§
335
198 (652)
61,62
37,98
99,55
•
341
200 (658)
60,46
39,78
100,24
S
343
201 (660)
60,23
39,53
99,76
o
348
204 (670)
58,46
41,74
100,20
a
351
207 (680)
59,94
39,01
98.95
355
210 (690)
58,82
41,40
100,22
359
211 (698)
59,56
39,25
98,81
366
213 (098)
59,96
39,98
99,94
Aragonit nnd Kalkspat entstanden entweder direkt aus Lösung
(Fig. 65) oder durch Umkristallisierung feinen Schlammes. Beide zeigen
häufig das kristallographisch orientierte Weiterwachsen auf Individuen der
gleichen Mineralart in Organismenhartteilen. Zuweilen findet sich auf
aragonitischen Hartgebilden auch Calcit, nie aber umgekehrt. Die Aus-
scheidung des Aragonits verlangt deutlich erkennbare Aragonitkriställ-
chen, wie dies z. Ji. bei den Korallen der Fall ist (Fig. 66), und schon ein
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Die am Strande wirkenden Kräfte and die hierdurch erzeugten Bildungen 173
schwacher Überzug von Kalkschlamm verhindert sein Auskristallisieren;
man trifft den aus Lösungen ausgeschiedenen Aragonit daher meist nur
im Innern von Organismenresten an, wohin der Schlamm nicht ein-
dringen konnte. Von der Oberfläche bis zu etwa 30 m besteht der Bohr-
kern zn einem guten Teile aus Aragonit (Fig. 67). Bei dieser Tiefe beginnen
bei diesem Mineral sich Zeichen des Verfalles einzustellen. Zunächst
bildet sich in den Hohlräumen, die bereits teilweise mit Aragonit an-
gefüllt waren, nicht mehr dieser,
sondern Calci t, dann geht der auch
bereits gebildete Aragonit diagene-
tisch in Calcit über (Fig. 68); am
längsten widerstehen diesem Um-
lagerungsprozeß noch die aragoni-
Fig. 66.
Dünnschliff durch Riffkalk aus ca. 21 m
(70 „feet") Tiefe der Fnnafuti- Bohrung
nach C. G. Cüllis usw. S. 34, Fig. 5. (Die
Korallenskelette lassen deutlich die
„schwarze Linie" — vergl. Erläuterungen
zu Fig. 64 — und die einzelnen Aragonit-
fasern erkennen, welch' letztere in kristal-
lographisch paralleler Orientierung als freie
Kristall endigungen in Hohlräume weiter-
gewachsen sind. Vergrößerung 120.)
Fig. 67.
Dünnschliff durch Riffkalk aus ca. 24 m
(im Original steht „30 feetu, was irrtümlich
sein dürfte, da aus dieser Tiefe Korallen-
sand vorliegt: vgl. Erläuterung zu Fig. 65)
Tiefe der Funafuti - Bohrung nach C. G.
Cüllis usw. S. 36, Fig. 7. (Die Hohlräume
sind vollkommen mit Aragonit ausgefüllt;
die Verkalkungszentren der Korallen
bilden gleichzeitig die Kristallisations-
zentren der in die Hohlräume hinein-
gewachsenen Kristalle, so daß es schon hier
schwer fällt, die Grenzen der Organismen-
reste gegen die umgebende Gesteinsmasse
zu erkennen, was sich bei der Umlagerang
des Aragonites in Kalkspat dann weiterhin
verstärkt. Die Abbildung ist schematisiert.
Vergrößerung 200.)
tischen Organismenreste ; wenn auch sie von demselben ergriffen werden, geht
die feinere organische Struktur verloren. Der Aragonit verschwindet aber
auch durch Auflösung; von den aragonitischen Hartgebilden bleiben dabei
nur Steinkerne und Hohldrücke zurück. Daher auch die lockere und poröse
Beschaffenheit der betreffenden Schichten. (Fig. 69, 70.) Bei nicht ganz
200 m Tiefe setzt dann plötzlich die Dolomitisierung ein; das poröse Gestein
wird kompakter, durch Ausscheidung von Dolomit in Hohlräumen, und
174
Die jungen Mceressedimeute und ihre Bildung
(100 „feet") Tiefe der Funafuti-Bolirung
nach C. G. CuLLW usw., S. 37, Fig. 8.
< Die Araguuitsubstanz beginnt sich auf
diagenetischem Wege in Kalkspat um-
zulagern, dessen stumpfwinklige Kristalle
in Hohlräumen frei endigen. Vergröße-
rung 120.)
Fig. 70.
Dünnschliff durch einen porösen Kalk aus
ca. 189 m (020 „feet") der Funafuti-
Bohrung nach C. G. Cullis usw., S. 40,
Fig. 1 1 . (Der Kalk der untersten Teile der
Kalkspatzone ist sehr kristallinisch, die
Organismenreste sind nur noch undeutlich
zu erkennen. Die zahlreicheren und
größeren Hohlräume sind mit spitzeren [ska-
lenoedrisrhen?] Kristallen ausgekleidet.
Vergrößerung 120.)
Fig. 09.
Dünnschliff durch einen Kalkstein aus
ca. 49 m (160 „feet") Tiefe der Funafuti-
Bohrung nach C. G. CiLLls usw., 8. 38,
Fig. 9. (Die Umwandlung des Aragonita
in Kalkspat ist beendigt. Die Kalkspat-
kristalleendigen in Hohlräumen mit stumpf-
winkligen Formen, was für den oberen
Teil der Kalkspatzone charakteristisch ist.
Vergrößerung 45.)
Fig. 71.
Düunsehliff durch einen bereits stark
dolomitisierten Riffkalk aus 195 m (640
„feet") Tiefe der FuDnfuti-Bohrung nach
C. G. CuLI.ls usw. S. 42, Fig. 12. (Der
größte Teil des Kalkspats ist bereits in
Dolomit übergeführt, nur einige skalenoe-
drische Kristalle in der Umkleidung von
Organismenresten haben ihre Kalkspat-
natur noch bewahrt. Vergrößerung 120.)
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 175
der ^sekundäre- Calcit erscheint in Dolomit übergeführt ; bei der Dolo-
mitisierung(Fig.71,72) der Organismenreste ist die Zerstörung der Struktur
nicht immer vollständig. Als jüngste Neubildungen treten in den größten
Tiefen in den Hohlräumen faserige, konzentrisch schalige Überzüge auf,
am häufigsten aus Dolomit, seltener aus Calcit oder aus abwechselnden
Lagen beider Mineralien. Sehr wichtig ist die Bestätigung der bereits
von Skeats gemachten Beobachtung, daß Aragonit, Calcit und Dolomit
sich innerhalb der Riffkalke aus Lösungen abscheiden können. Auch
das Alternieren dolomitischer und kalkiger, konzentrischer Krusten ist
von großem Interesse, da es offenbar ein Schwanken um eine
chemische Gleichgewichtslage an-
zeigt. Wissen wir aber über die
Ursachen, welche die geschilderten
Umwandlungen und Neubildungen
hervorriefen, leider noch so gut wie
nichts, so läßt sich eines doch mit
ziemlicher Bestimmtheit sagen, daß
sie sich, zum mindesten die Aragonit-
und Dolomitneubildung, unter dem
Meeresspiegel und in neuerer Zeit
vollzogen. Ist aber die Deutung
von Skeats richtig, daß die Dolomit-
bildung besonders nur unter flacher
Wasserbedeckung vor sich geht,
dann hätte man in dem Grad der
Dolomitisiemng einen Anhaltspunkt
für die Zeitdauer, welche eine Riff-
masse in dieser Dolomitisierungszone
zugebracht hat. Von besonderer
Wichtigkeit für die Erklärung der in
Frage kommenden chemischen Gleich-
gewichte ist auch das Verschwinden des Aragonits durch Lösung oder
diagenetische Umlagerung in Calcit sowohl in den gehobenen Riffkalken,
wie in einer bestimmten Tiefe der gesenkten Riffmassen. Diese meta-
stabile Phase des kohlensauren Kalkes ist bekanntlich fossil mir sehr
selten erhalten. Wahrscheinlich wird eine weitere Verfolgung der Be-
dingungen, unter denen sich Aragonit und der noch labilere Vaterit
bilden und unter dem Einfluß von Magnesiumsulfat- (oder Chlorid-)
Lösungen umbilden, den Schlüssel für die Erklärung der Dolomit-
bildung in sich bergen, welche vermutlich als diagenetischer Prozeß
auf dem Umwege über Mischsalze von Calcium-Magnesiumkarbonat,
wie sie schon C. Klemest *'") vor G. Linck, K. Schmidt u. a.
dargestellt hat, erfolgt. Aber endgültig gelöst ist die Frage der
Fig. 72.
Dünnschliff durch einen stark dolomiti-
sierten Riffkalk ans den tiefsten Teilen
(ca. 213 m, 098 „feet") der Funafuti-
Bohrung nach C. G. CuLLls usw. S. 45,
Fig. 14. (Die Hauptmasse des Geateins
besteht aus Doloniitrhomboedern; nur hier
und da liegen noch nicht dolomitisierte
Reste von Organismen. Vergrößerung 200.)
176 D>e jungen Meeressedi mente and ihre Bildung
Bildung von Dolomit als marines Sediment, wie schon erwähnt wurde,
noch nicht.
Obgleich es nicht eigentlich mehr in unser Thema hineingehört,
mag ich mir doch nicht versagen, auf die Guano- (d. i. Vogelexkrement-)
Anhäufungen auf manchen Koralleninseln der Südsee hinzuweisen, da
sie eine weitere Umbildung der (vorher vielfach schon dolomitisierten)
Riffkalke zu Kalkphosphat oder Phosphorit hervorrufen. Diese Bildungen,
zu denen auch der Sombrerit der westindischen Inseln (so Sombrero und
Curacao) gehört, sind, wie alle Phosphate, als Düngemittel sehr geschätzt
und vertragen infolgedessen weitesten Transport von selbst entlegenen
Inseln der Sttdsee her, wo sie vielfach ausgebeutet werden. Wer sich
für Näheres interessiert, mag die Darstellung von C. Elschner223)
einsehen.
7. Kalkalgenriffe und -lager
Es ist im Obigen vielfach von der Bedeutung die Rede gewesen,
welche die Kalkalgen für den Aufbau der Korallenriffe besitzen. Sollas
und David fanden in der Lagune von Funafuti bis 54 m 'Hefe ihrer
Bohrlöcher ein Sediment, welches sie als Halimeda-Sand bezeichneten;
dasselbe bedeckt auch einen sehr bedeutenden Teil der Lagune. Jung-
fossile Halimeda-Kalke, welche unter ähnlichen Bedingungen entstanden
sein dürften, haben Fred. Chapman und Douglas Mawson von den
Neuen Hebriden beschrieben. Wichtiger noch als die grünen Kalk-
siphoneen sind dagegen die zu den Rotalgen gehörenden Kalkflorideen,
die vielfach auch als Nulliporen bezeichnet werden. Solche sind be-
sonders für den Aufbau des erhöhten Riffrandes, auf dem Korallen nicht
mehr gedeihen, von Bedeutung, was übereinstimmend von Gardineb,
Al. Aoassiz (für die Paumotus) und von den vorhin genannten beiden
Forschern auch für Funafuti berichtet wird. Walther fand ausgedehnte
Kalkalgenlager in engster Vergesellschaftung mit den Korallenriffen der
Palkstraße. Besonders lehrreich für die Beteiligung von Nicht-Korallen
am Aufbau der Korallenriffe sind aber die Bermudas. Die Korallen
befinden sich dort unter 32l/«° n. Br. an der äußersten Grenze ihrer
Verbreituog, nach Langenbeck bei Wassertemperaturen (16 — 17°C im
Minimum), bei denen sie sonst nicht vorkommen. Sie gedeihen hier
daher nicht mehr so üppig wie in Westindien, die Madreporen fehlen
ganz. An vielen Teilen der Riffe treten die Korallen völlig zurück, und
die Riffe sind ganz oder nahezu ausschließlich von Serpulen, Hydroiden
und Kalkalgen zusammengesetzt, so daß man an solchen Stellen von
einem Korallenriff nicht mehr wohl sprechen kann; es ist daher ver-
ständlich, wenn berichtet wird, der die Abhänge der Bermudas-Riffe
bedeckende „Korallensand" bestehe wesentlich aus den Bruchstücken
von Kalkalgen.
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 177
Da die Kalkalgen aber weder, was die Tiefe anbetrifft, noch
bezüglich der Temperatur an so enge Grenzen gebunden sind, wie
die riffbauenden Korallen, finden sie sich in größter Verbreitung auch
außerhalb der tropischen Meere, und Kalkalgenriffe und -lager stellen
neben den Korallenriffen eine weitere wichtige, wesentlich benthogeue
Bildung des Flachwassers dar. Kalkalgen aus der Gruppe der Litho-
thamnien und Melobesien werden bis über 200 Faden Tiefe lebend au-
getroffen und finden sich von Spitzbergen und Ellesmere-Land im
Norden bis Stidviktoria- und Louis Philipp -Land im Süden und bilden
in den arktischen und gemäßigten Zonen für sich allein oft große Ränke.
Lithothamuium glaciale bedeckt nach R. Kjellmaxn über meilenweite
Flächen den Meeresboden des nördlichen Eismeers und muß als Gesteins-
Fig. 73.
Bei Springebbe trocken liegende Lithothamnium-Bank hei Uaingsisi vor dem Westende
von Timor, Niederländisch-Indien. Nach einer Aufnahme von H. F. NlERSTRASZ aus
Ann. du Jardin botanique de Buitenzorg, 2me sc'rie, vol. II, Tafel XIX.
bildner eine wichtige Rolle spielen. Übrigens könnten die in Frage
stehenden Kalkalgensedimente ebenso gut bei den Schelfablagerungen
abgehandelt werden, bei denen wir in der Tat auf Gesteinsbildung
durch diese Pflanzen zurückkommen werden. Den Naturforschern der
„Siboga" war es vergönnt, bei der Untersuchung des australasiatischen
Arclüpels nicht nur aii 30 verschiedenen Stellen ganze Lithothamnien-
bänke in 2—40 m, in einem Falle sogar in 120 m Tiefe zu untersuchen,
sondern auch auf dem Riff von Haingsisi vor dem Westende von Timor
bei tiefer Ebbe eine Lithothamnium-Bank trocken liegend zu sehen —
und zu photographicren (Fig. 73). ,Der Boden war" — so schreibt Frau
A. Weber-van Bosse22*) — „so weit das Auge reichte, von roten,
fein verzweigten und so dicht ineinander geschlungenen Lithnthamnion-
Andrve, Oeologir de« Mctre»budens. II. iq
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178
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
knollen bedeckt, daß sie zu festen, faustgroßen Gebilden zusammen-
gewachsen waren. In allen Großen lagen die Knollen auf dem Strande,
und man konnte den Fuß nicht rühren, ohne darauf zu treten, wobei
sie wie feines Porzellan krachten. Um die Lithothamnien zu ihrer vollen
Entwicklung kommen zu lassen, gehört, daß sie durch die Strömung
leise hin und her bewegt werden. Infolge dieser Lageveränderung kann
das Licht von allen Seiten zu den Knollen dringen, und Licht haben
sie vor allem fllr die Erhaltung ihrer roten Farbe und damit ihrer ersten
Daseinsbedingung nötig. Sobald eine Knolle ruhig liegen bleibt, stirbt
sie an der Unterseite ab, welche sich dann ganz weiß verfärbt." Für
die Entstehung derartiger Lithothamnienbänke sind nicht oder nur wenig
geneigter Untergrund, Gezeitenströme, welche die Knollen hin- und
herrollen, und Fehlen von Schlamm- und Sandzufuhr Vorbedingungen.
Fig. 74.
Serpulit „Atolle" in den Bermudas nach K. A. Bullen in The Oeol. Magazine, Dec. 5,
toI. 8, 1911, Tafel 20, Fig. 2.
Des Vergleiches mit ähnlichen fossilen Bildungen halber wäre es
immerhin wichtig festzustellen, ob solche Kalkalgenbänke größere Mächtig-
keiten erreichen; denn vielfach handelt es sich anscheinend nur um eiue
relativ wenig mächtige Überrindung, welche aber dem Untergrund
gegen die abtragende und erniedrigende Wirksamkeit starker Gezeiten-
strömungen und der Brandung einen gewissen Schutz gewährt.
8.. Serpula-Riffe und Ähnliches
Eine lokale Bildung, aber immerhin von Interesse im Hinblick auf
fossile Vorkommnisse, sind die eigenartigen Serpula-Riffe, welche
Al. Agassiz eingehend von den Bermudas beschrieben hat. Dieselben
sind namentlich gegenüber der Südküste sehr zahlreich und bilden dort
Miniaturatolle, Barrierriffe und Saumriffe. Die Atolle sind teils kreis-
rund, teils elliptisch, teils hnlbmond- oder hufeisenförmig. Der von
lebenden Serpein, Milleporen, Kalkalgen, Entenmuscheln, Bohrmuscheln
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 179
und anderen Invertebraten „bedeckte erhöhte Rand fällt nach außen
senkrecht ab. Seine Breite ist wechselnd, oft nur 20 — 25 cm, in anderen
Fällen bis zu 1 7* tn breit, seine Oberfläche liegt zwischen den Gezeiten-
marken, die innere Vertiefung ist seicht; ihre Tiefe beträgt stets nur
wenige Meter, zuweilen nur 25 — 30 cm, ihr Boden ist mit Sand bedeckt"
(Langenbeck). Sehr regelmäßig gebildete Serpulitatolle hat R.A.Bullek*25)
unlängst abgebildet (Fig. 74). Serpula-Kalke werden übrigens noch von
den Azoren, von der Agulhas-Bauk vor der Sudspitze Afrikas uud aus
dem Meere um Xeu-Guinea erwähnt.
Fig. 75.
Vermetus-Kalk von der Küste des Mittelländischen Meeres. »/4 nat. Größe. Spitze de»
Karmel bei Haifa, Syrien. Coli. Blanckenhorn.
Übrigens ist nicht alles, was in der Literatur als „worm rock"
geht, wirklich aus den Röhren von Serpuliden aufgebaut. W. H.
Dall und C. D. Harris"6) konnten durch Untersuchung der Weich-
teile nachweisen, daß an den Küsten von Florida bis über einige
Zoll über das Ebbeniveau aufragende, bis dahin als „worin rock" be-
zeichnete riffartige Massen in Wirklichkeit aus den kleinen schwarzen
Röhrchen von Vermetus (Petaloconchus) nigricans zusammengesetzt
werden. Dieselben sind-7) besonders bemerkenswert an den Küsten
der Außen-Keys zwischen Cape Romano und Cape Sable und bilden auf
den mergeligen Sandflächen des Rabbit Key zwischen Ebbe- und Flut-
niveau zwei Fuß dicke und fünfzig Fuß breite Massen. Jugendlicher
12*
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1 HU
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Vermetus-Kalk liegt dem Verfasser übrigens auch aus Ansammlungen
von M. Blanckenhorn von der Spitze des Karmel bei Haifa an der *
Syrischen Küste vor (Fig. 75).
9. Halmyrogene Produkte des Meeres im Strandgebiete
Von geringerer Wichtigkeit als die benthogenen Bildungen sind
im Strandgebiet die halmyrogenen Produkte des Meeres, d. h. diejenigen
Bildungen, welche sich aus der Lösung des Meerwassers niederschlagen.
Ks wäre verlockend, hier eingehendere Bemerkungen über die Herkunft
der Salze des Meerwassers einzuschalten; doch müßten wir uns hierzu
zu sehr ins Hypothetische verlieren — ohne großen Nutzen für unsere
eigentliche Darstellung. Überdies hat Krümmel im 1. Bande seiner
Ozeanographie diesem Problem einen ganzen Abschnitt gewidmet. Wir
entnehmen demselben, daß wir gute Gründe haben, die Salze des Meeres
als prifnäre Bestandteile anzusehen, und dieselben nicht aus der Zer-
störung der Gesteine der Kontinente ableiten dürfen. Gleichwohl kann
nicht geleugnet werden, daß sich auch mit den Meerwassersalzen ein
Kreislaufprozeß vollzieht; aber es ist kaum zu sagen, in welchem Maße
und in welcher Richtung durch die einzelnen Vorgänge (Zuführung von
Salzen durch vulkanische Aushauchungen und Flüsse einerseits, Verlust
durch Salzausscheidungen an der Küste oder Entführung von Salzstaub
durch Winde anderseits*28)) die Masse des Meerwassersalzes an sich
eine Änderung erfährt,
Rindenbildungeu aus Spritzwasser der Brandung; Pelagosit
Nicht eigentlich zu den halmyrogenen Produkten des Meeres ge-
hören die Rindenbildungeu, die sich — teilweise vielleicht als Verwitte-
rungsprodukte — unter dem Einfluß der Brandung, insbesondere der
auf den erwärmten Felsen verdunstenden Spritzer, als Überzüge z. B. auf
Karbouatgesteinen des Mittelmeeres einstellen, so die schwarzen Rinden
auf kieselhaltigen Dolomiten bei Nizza, die .T. Walther erwähnte, so
der „Pelagosit4*, welcher Dolomite und Kalksteine, aber auch Eruptiv-
gesteine, überzieht, über dessen Natur man aber noch nicht völlig im
klaren ist229).
Die marinen Oolithc der Jetztzelt als bcdjngt-kalmyrogone Bildungen
Unter Vorbehalt zu den halmyrogenen Produkten zu stellen sind
die Oolithc, die sich hier und da an den Küsten warmer Meeresteile
bilden und für den Geologen, der analogen Bildungen auf Schritt und
Tritt begegnet, größte aktuelle Bedeutung besitzen. Die Oolithc sind
ursprünglich lockere, sandige Gesteine, deren einzelne Komponenten
kleine runde Kügelchen aus kohlensaurem Kalk mit konzentrischem oder
schaligem und meist auch radialstrahligem Aufbau, die sogenannten
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 181
Ooide *30), bilden*31). Die Größe der einzelnen Ooide schwankt zwischen '
einem Durchmesser von Bruchteilen des Millimeters bei den rezenten
bis zu einem solchen von mehreren Millimetern bei manchen fossilen
Vertretern. Die Kalksubstnnz der rezenten Oolithe ist Aragouit83'),
während die fossilen infolge diagenetischer Umlagerung fast durchweg
aus Kalkspat bestehen, doch sind gute Gründe dafür anzuführen, daß
die ursprünglich ausgeschiedene Substanz unter Umständen einer noch
labileren und zwar kolloidalen Modifikation des CaCO« angehörte. Be-
merkenswerterweise geht die Korngröße der Ootde bei den einzelnen
Vorkommnissen niemals über eine bestimmte jeweilige Maximalkorngröße
hinaus, was darauf hindeutet, daß eine Beziehung zwischen dieser und
der mechanischen Wasserbeweguug besteht, und es, gleichzeitig mit
anderen Erscheinungen, unwahrscheinlich macht, daß die Ooide nach
Art von Konkretionen in einem Kalkschlamm entstanden sind, wie
immer wieder von einzelnen Autoren angenommen wird.
Das uns zunächst gelegene Vorkommen rezenten marinen Oolithsandes
hat J. W alther ,83) an der Küste des Roten Meeres bei Suez entdeckt.
1887 fand er denselben zuerst auf dem Ostufer des Golfes, am Ausgange
des Uadi .Deheese, 1889 fand er ihn auch auf der Westseite südlich
von Suez, und bei seinem letzten Besuche konnte er feststellen, daß der
gefbe Oolithsand hier etwa eine 1 km breite und mehr als 4 km lange
Zone zwischen dem Ufer und dem tiefsten Ebbestrand bildete, die sich
aber augenscheinlich noch weiter meerwärts erstreckte. Die Oberfläche
des überaus deutlich geschichteten Sandes war mit langgestreckten bis
napfförmigen Wellenfurchen bedeckt (Fig. 76). Die Dicke des Lagers war
mindestens 80 cm. „Die Oberfläche des Oolithsandes war meist fossilleer,
doch fehlten dazwischen auch solche Stellen nicht, über die entweder
die Schnecken und Muschelschalen" eines in der Nähe anstehenden,
locker verhärteten Kalksteines mit rezenter Fauna „ausgestreut waren
oder die frisch vom Meere ausgeworfenen Reste. Fußgroße Loligo,
vertrocknete Haie und Rochen, Knochenfische und Krebse, Echinodermen
und Korallen, Seetang und Seegräser lagen umher, und Medusen hatten
ihre Gallertscheiben in den feinen Sand abgedrückt. Sehr häufig waren
feine weiße Säume, ganz aus Foraminiferen bestehend, die handbreit
und mehrere Meter lang den gelben Sand bedeckten. Zahlreiche Krabben
und Einsiedlerkrebse belebten den Sand und flüchteten rasch in ihre
Wohnröhren, deren Mündung mit radial angeordneten Reihen kleiner
Kügelchen aus Oolithsand besetzt war, die der sich einwühlende Krebs
herausschleudert". Die einzelnen meist 0,2—0,3 mm großen Ooide sind
rundlich, aber von etwas verzogenen Umrissen, welche durchgängig den
Ecken und Kanten eingeschlossener Mineral- und anderer Körner ent-
sprechen. „Nur ein kleinerer Teil zeigte sich aus mehreren Schalen
aufgebaut: in solchem Fall befand sich eine schwärzliche Zone zwischen
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182
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
der inneren dnnkelgelben und der äußeren hellen Kiilkrinde. Während
die Gesamtgröße . . . ziemlich gleiche Dimensionen zeigt, ist der Kern
doch von ganz verschiedener Größe, und diese Tatsache scheint mir
beachtenswert für die Entstehung." Denn die OoYde „können nur so
lange mit neuen Kalkrinden umgeben werden, als sie die Bewegung des
Wassers flottirend erhält. Je stärker der Wellenschlag ist, desto
größer können die Körnchen werden, aber sobald sie eine bestimmte
Schwere erreicht haben, sinken sie zu Boden". Die Kerne der Ooi'de
sind feine Splitter von Quarz, Feldspat, Granat, Magneteisen, Kiesel-
Fig. 76.
Rezentes Oulithlager mit napfförmigen bis langgestreckten 'Wellenfurchen bei tiefster
Ebbe am Strande von Suez. Joh. Walthkr phot. Nach Joh. Walthkk, Das Gesetz
der Wüstenbildung in Gegenwart und Vorzeit. 2. Aufl., Leipzig 1912, S. 2S:i, Fig. 145.
nadeln und Foraminiferengehäuse. Eine Bauschanalyse ergab 94,66%
CaC03, 3,26°/0 SiOi und 0,34% organische Substanz. An einzelneu
Stellen gelangten unregelmäßig gestaltete Verkittungen, bewachsen mit
Mytilus-Kolonien, zur Beobachtung. Die Oolithsande von Suez werden
bei tiefer Ebbe ein Spiel des Windes und zu meterhohen Dünen auf-
geschüttet, welche landeinwärts in die Wüste wandern. J. Walther
möchte in der Ausscheidung dieser Oolithe „eine Wirkung des Wüsten-
klimas auf das Meer" sehen. „Seichtes Wasser, das sich stark erwärmt
und dessen Salzgehalt durch die Wüstensonne konzentriert wird, eine
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Die am Strande wirkenden Kräfte nnd die hierdurch erzeugten Bildungen 183
reiche Fauna (besonders Plankton), welche infolge dieser Umstände stirbt
und das Wasser mit Zerseteungsprodukten" (die CaCOs fällen!) „an-
reichert, und Wüstenstürme, die feinste Staubteilchen in das Wasser
treiben, am welche sich so lange kleine Kalkkrusten ausscheiden, bis
sie so schwer werden, daß sie zu Boden sinken — das sind die Um-
stände, unter denen hier ein großes Oolithlager entsteht". Ähnliche
Oolithe kommen, wie schon Bauerman 1868 feststellte, mehrfach in
der weiteren Umgebung von Suez vor. Sie sind da mehr oder weniger
verfestigt, gehören aber alle der Quartärperiode an. Gleichaltrige
schneeweiße Oolithsande, welche wie die rezenten noch die MEiöENschc
Aragonitreaktion zeigen, liegen dem Verf. von mehreren Fundorten der
gleichen Gegend auch aus Aufsammlungen Blanckenhorns vor.
Berühmt ist der Oolith der Küsten Floridas und der Key-Inseln,
doch das meiste, was man bis in die neueste Zeit von diesem Vor-
kommnis zu hören bekam, ist seine Aufhäufung zu Dünen mit aus-
gezeichneter Kreuzschichtung. Erst in neuerer Zeit ist diesen schon
vor Jahrzehnten von Al. Agassiz angeführten Bildungen mehr Auf-
merksamkeit geschenkt worden, besonders durch die Arbeiten von
Th. W. Vaughan m) und G. H. Drew235), die das Oolithproblem auf
eine ganz neue Basis zu stellen scheinen, wie noch zu erörtern sein
wird. Wie an den Küsten des Roten Meeres gibt es auch an den
Küsten von Florida subfossile Oolithe; der sogenannte Miami-Oolith ist
bereits mehr oder weniger verkittet, läßt sich aber leicht sägen und
gibt daher einen an Ort und Stelle vielgebrauchten, allerdings vielfach
als zu porös empfundenen Baustein ab. Der Miami-Oolith zeigt, wie
viele fluviatile Kalktuffe, eine nachträgliche Erhärtung an der Luft. Die
großen Aufschlüsse lassen ausgezeichnete Diagonalschichtung erkennen m).
Die jüngeren Oolithe, welche als Key-West- Oolithe bezeichnet werden,
setzen auch die Bahamas vorzugsweise zusammen.
Nach Dana sollten Oolithe auch an vielen pazifischen Korallen-
inseln vorkommen, doch ist mir neuere Literatur hierüber nicht bekannt
geworden, und man wird sich hüten müssen, detritogenen Korallensand,
welcher nach vorliegenden Proben Oolithsand sehr ähnlich sehen kann,
für solche zu halten. Jedenfalls dürfen Überkrustungen von Korallen-
sand durch in diesem zirkulierende Kalklösungen, wie sie die Riffsedi-
raente vielfach verfestigen, nicht mit Oolithen verwechselt werden.
Nicht um echte Oolithe handelt es sich in den als solchen beschriebenen
Absätzen, die L. von Büch am Strande von Gran Canaria beob-
achtet hatte und Krümmel noch 1907 als „Oolithe" anführte; denn
Rothpletz und Simonelli"7) konnten nachweisen, daß es sich nicht
um Ausscheidung authigenen Kalkes aus dem Meerwasser handelt,
sondern daß eingewehter, allothigener Kalkstaub mit Hilfe feiner orga-
nischer Substanzen Umhüllungen klastischer Sandkörner bildet, ohne daß
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164 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
dieselben äußerlich auch nur ooidähnlich würden. Von sicheren rezenten
marinen Oolithen bleiben daher lediglich die aus dem Roten Meere und
von Florida und Umgebung.
Über Oolithe und ihre Eutstehung existiert eine große Literatur,
und es hieße allein ein Buch schreiben, wenn das noch keineswegs
völlig gelöste Problem halbwegs erschöpfend dargestellt werden sollte.
Es kann sich daher im Folgenden lediglich darum handeln, das Wich-
tigste anzugeben, auf die offenen Fragen hinzuweisen und insbesondere
für die marinen Oolithe die entsprechenden Schlüsse zu ziehen. Immer-
hin wird es nötig, zunächst etwas weiter auszuholen.
Die möglichen Arten der Ausscheidung von kohlensaurem Kalk
sind folgende:
1. Anorganische Ausscheidung:
a) aus an kohlensaurem Kalk übersättigter Lösung.
b) durch Ausfüllung aus irgendwelche Kalksalze in Verdünnung
enthaltender Lösung durch ein Fällungsmittel.
II. Ausscheidung unter Beteiligung von Organismen:
a) Ohne Mitwirkung des lebenden Organismus; die (unter der
Einwirkung von Fäulnisbakterien) verwesende, tote organische
Substauz liefert vielmehr unter Beteiligung eines Teiles ihrer
chemischen Komponeuten ein Fällungsmittel, welches nach
Ib wirkt.
b) Die Ausscheidung ist die Folge eines physiologischen Lebeus-
vorganges, iudem
«) Wasserpflanzen infolge des Verbrauchs von CO« als Bi-
karbonat gelösten Kalk zerlegen, demselben das CO* zum
Teil entziehen und eine Ausscheidung von einfach-kohlen-
saurem Kalk nach Ta außerhalb ihrer Gewebe bewirken.
ß) lebende Organismen aus fremder Materie ein Fällungs-
mittel erzeugen, welches nach Ib wirkt.
y) CaCOs als organischer Bestandteil (wohl durch Ausfällung)
zum Aufbau eines inneren oder äußeren Pflanzen- oder
Tierskelettes ausgeschieden wird: Organische Kalkbildung
xctr' l$oxi)v.
Nur der letzte Fall kann als organische Kalkbilduug im eigent-
lichen Sinne in Anspruch genommen werden, und wenu auch für die
Fälle IIa, IIb« und lihß ebenso das Vorhandensein von Organismen
unerläßlich ist*88), so wäre es doch am Platze, diese Kalkansscheidungen,
welche ohne Schädigungen der betreffenden Organismen ausbleiben,
wenn das Wasser keine Kalksalze enthält und ein Kalkniederschlag
daher gar nicht eintreten kann, nicht mehr als organisch zu bezeichnen,
sondern mit einem besonderen Namen zu belegen. Ich bezeichne vor-
erst, bis kürzere und wohlklingende Ausdrücke gefunden sein werden, die
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 185
Kalkausscheidung nach Ia als Anorganischen Übersättigungskalk,
„ Il> „ Anorganischen Fällungskalk,
» - IIa „ Verwesungsfällungskalk,
„ „ IIb« „ Physiologischen Übersättiguugskalk,
„ Ubß ~ Physiologischen Fällungskalk,
, IIb/ - Organischen Kalk.
G. Lenck hat in einer bekannten Arbeit239) die verschiedenen Vor-
gänge und auch chemischen Prozesse zusammengestellt, welche für die
Oolithbildung herangezogen worden sind. Für uns kommt es jetzt
darauf an, zunächst festzustellen, welche von den oben genannten Be-
dingungen im Meere für Kalkbildung überhaupt gegeben sind, welche
von denselben im besonderen für die Oolithbildung in Frage kommen,
und schließlich eine Entscheidung in einer außerhalb der bisherigen
Erörterungen liegenden Alternative zu treffen; ob nämlich die Ooide
mit dem übrigen Sedimentmaterial syngenetische Gebilde sind oder sich
erst durch eineu diagenetischen Vorgang im fertig abgelagerten Sediment
als Konkretionen einstellen. Gehen wir zunächst die einzelnen, oben
unterschiedenen Fälle von natürlicher Kalkbildung durch.
Ia. Die Ausscheidung anorganischen Übersättigungskalkes im
Meere ist wohl nirgends ermöglicht, da das Meerwasser bekanntlich
OaCOs nur in sehr großer Verdünnung enthält und in den der Brandung
ausgesetzten flachen Meeresteilen, in denen sich heute Oolithbildung
vollzieht, trotz hoher Erwärmung nicht genügend einzudampfen vermag.
Wenn die Überrindungen der Korallensande und der einzelnen Elemente
von in Fossilisierung begriffeneu Riffkalken, was noch keineswegs sicher
ist, anorganischen Übersättigungskalk darstellen sollten, so handelt es
sich hierbei doch um ganz andersartige Vorgänge, bei denen die Be-
dingungen gänzlich geändert sind. Daß Konzentrationserhöhungen in
mehr oder weniger abgeschlossenen, stark erwärmten Meeresteilen Aus-
scheidungen auf eine der folgenden Arten begünstigen müssen, wird
durch dieses Alles nicht berührt.
Ib. Auf ebensolche Schwierigkeiten stößt die Ausscheidung an-
organischen Fällungskalkes, da hierzu die Zuleitung eines Fällungs-
mittels, z. B. Natriumkarbonat, in das Meerwasser, etwa durch Quellen,
nötig ist, die aber erst nachzuweisen wäre.
IIa. Anders ist es mit der Bildung von Verwesungsfällungskalk.
Wie in der Literatur oft betont worden ist, sind die marin entstandenen
fossilen Oolithe sehr fossilreich; und großen Organismenreichtum haben wir
nach der Darstellung von Walthek auch für das Oolithlager von Suez
kennen gelernt. Das Eiweiß der Organismen enthält aber Natriumkarbonat ,
und verwesendes Eiweiß entwickelt Ammoniumkarbonat, die beide,
wie LlNCKsVersuche gezeigt haben, aus der Ca-Salze enthaltenden ver-
dünnten Lösung des Meerwassers CaCO» als Aragonit in der Form von
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Die juugen Meeressedimente und ihre Bildung
Sphärolithen niederzuschlagen vermögen"0). „Daß diese Processe in
der Jetztzeit sieh nur in tropischen Gegenden abspielen oder abzuspielen
scheinen, hängt offenbar mit dem dort reicheren organischen Leben, mit
den sich schneller abspielenden Verwesungsvorgängen zusammen."
„Diese Sphärolithe bilden sich . . . mit oder ohne Kern, wo und wie sie
es haben können. In litoralen Gebieten oder in der Ncähe von Korallen-
riffen, wo die brandenden Wogen fortwährend Sandkörnchen, Bruch-
Stückchen organogener Kalkmassen (Muscheln, Korallen, Foramini-
feren usw.) in flottirender Beweguug erhalten, lagern sich die Aragonit-
fasern um sie an. . . . Die Sphärolithe sind etwas porös, schwimmen
leicht auf dem Wasser und werden durch die Wellen in Bewegung er-
halten, geringe Mengen von Ton setzen sich auf der Oberfläche der
Kügelchen ab, wenu die Bildung von Aragonit zeitweilig weniger intensiv
ist, uud später wächst die nächste Schale an, in welche die Kristall-
enden der vorhergehenden hineinragen.44
Diese hauptsächlich auf den Versuchen von Linck fußende Anschauung
von der Entstehung der Oolithe wird heute wohl von der Mehrzahl der
Forscher geteilt, und es kann nicht behauptet werden, daß die Verfechter
der organischen Entstehung, Rothpletz, Kalkowsky und andere, jene
Anschauung in irgend einem Punkte widerlegt hätten. Insbesondere hat
G. LlNCK141) selbst am Karlsbader Sprudelstein gezeigt, daß auch auf
anorganischem Wege Strukturen entstehen können, wie sie Kalkowsky,
als angeblich nur durch organische Entstehung erklärbar, aus dem
Rogenstein des norddeutschen Buntsandsteines beschrieben hat. Und
wenn Rothpletz'42) gemeint hat, daß zur Erzeugung der ungezählten
Ooide durch Ammoniumkarbonat ein so großartiger Verwesuugsprozeß
angenommen werden müßte, daß jegliches Leben unmöglich gewesen
sein müsse, was doch gerade der Natur der meisten Oolithe wider-
spreche, so ist dem entgegen zu halten, daß wir ja gar nicht über die
Länge der Zeit, welche diese Vorgänge brauchten, orientiert sind und
nichts der Annahme im Wege steht, daß der ganze Überschuß des ent-
stehenden Ammoniumkarbonates sofort durch die doppelte Umsetzung
mit den Kalksalzen des Meerwassers vernichtet wurde. Im übrigen wird
auf die Anschauungen von Rothpletz noch zurückzukommen sein.
IIb«. Die Bildung physiologischen Übersättiguugskalkes nach Art
der Kalkausscheidung um Pflanzenstengel in bikarbonatreichem Wasser
von Landseen usw. erscheint im Meere bei der Art der Lösung des
Meerwassers nicht möglich.
Ubß. Anders ist es mit der Entstehung „physiologischen Fällungs-
kalkes1'. Hierfür ist die Ausscheidung eines Kalkfällungsmittels durch
einen physiologischen Lebensvorgaug einer Pflanze oder eines Tieres
nötig. Beide Lebensformen erzeugen bekanntlich Produkte von großer
chemischer Mannigfaltigkeit, Indessen ist mir kein Stoffwechselprodukt
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 187
höherer Pflanzen oder Tiere des Meeres bekannt, welches in dieser
Weise wirken könnte. Im Gegenteil wäre es leicht, eine ganze Anzahl
solcher Produkte, z. B. Säuren, namhaft zu machen, welche Kalk auf-
lösen und zerstören. Es liegt aber der Gedanke nahe, daß die tiefst-
stehenden Organismen, die ja vielfach abweichenden Stoffwechsel
besitzen, sich auch hierbei anders verhalten. Insbesondere ist ja das
Reich der Bakterien dafür bekannt, daß einzelne seiner Vertreter in
ihrem Stoffwechsel die eigenartigsten Anpassungen an extreme Lebens-
bedingungen vollzogen haben, daß sie z. B. die Energieerzeugung, die
im allgemeinen mit dem Element Kohlenstoff arbeitet, mit Hilfe ganz
anderer Elemente, etwa mit dem Schwefel, vollziehen usw. usw. Schon
einmal sind wir der Tätigkeit von Bakterien im Meere, bezw. im Sediment
nachgegangen, als wir Fe S- reiche Schlamme unserer Watten und der
sudrussischen Limane besprachen.
Nach einer Zusammenstellung von Joh. Walther in seiner „Ein-
leitung in die Geologie . . . .* sind Bakterien tiberall im Meere, wenn auch
an Zahl mit der Tiefe abnehmend, vorhanden. Reicher an ihnen als das
Wasser ist aber der Bodenschlamm. Doch es gilt noch heute, was
0. Krümmel 1907 niederschrieb: „Von der alles umbildenden, hier zer-
setzenden, dort aufbauenden Tätigkeit der Bakterien in den Meerestiefen
haben wir gegenwärtig noch unvollkommene Begriffe. Es dürfte aber
eine Zeit kommen, wo man ihre Bedeutung um so höher einschätzen
und auch — übertreiben wird." Eine neuere Zusammenstellung über
die Tätigkeit der Bakterien im Meere gab H. H. Gran2*3).
Hier interessieren uns vor allem die Untersuchungen eines
jungen englischen Forschers, G. Harold Drew, der indessen vor
voller Auswertung seiner (bereits zitierten) Untersuchungen gestorben
ist. Drew, auf dessen Ergebnisse auch W. Salomon244) die Auf-
merksamkeit der Geologen lenkte, glaubt der Ausfällung von CaCOs
aus dem Meerwasser infolge der Entwicklung von (NH4)iCOs bei Ver-
wesung von organischer Substanz (— nach oben eingeführter Nomen-
klatur der Entstehung von Verwesungsfällungskalk — ) keine große
Bedeutung zuschreiben zu sollen: „Though this reaction has been con-
clusively shown to occur under experimental conditions, where nitro-
genous matter has been allowed to putrify for some Urne in sea water,
yet it is obvious that its effect must bc purely local and must be
confined to the immediate neighbourhood of the decaying orgaoic body
which gives rise to the formation of (NH4)*C03". Indessen führten
seine Untersuchungen zu dem Ergebnis, daß in den warmen Ober-
flächenwässern der westindischen Meere und der Region um Florida
und die Bahamas, vor allem aber in dem dort vorherrschenden feinen
Kalksediment selbst denitrifizierende Bakterien auftreten, welche im-
stande sind, den Salpetergehalt des Meerwassers in Nitrit, Ammoniak
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IHM
Die juDgen Meeressedimente und ihre Bildung
und freien Stickstoff zu zerlegen, und welche hierdurch eine Füllung
von Kalk hervorrufen. Drew isolierte die von ihm Bacterinm calcis
genannte Form und zeigte durch viele Kulturversuche, daß sie, schon
in mäßig kaltem Wasser inaktiv, am besten unter den Temperaturen
der tropischen Meere und in Tiefen, die geringer sind als 100 Faden,
gedeiht -'45). Dieses Bacterium calcis ist in den Oberflächenwässern um die
Bahamas und um Florida die häufigste Bakterienform. Aus den Kultur-
und Fällungsversuchen des Autors mögen noch einige interessante Einzel-
heiten angeführt werden. Der erste Kalkniederschlag war in der Regel
eine* so feine Suspension, daß er sich freiwillig nicht sedimentierte,
sondern abzentrifugiert werden mußte. Indessen gelang es durch Hinzu-
fügen fein gepulverten Calciumsulfates oder größerer Sandteilchen einen
Niederschlag der Suspension um diese Fremdkörper hervorzurufen. Solche
Impfung von Lösungen oder feinen Suspensionen, die keine Neigung
zum Kristallisieren zeigen, mit Fremdkörpern zwecks Erzeuguug von
Keimwirkung ist ja ein dem Chemiker wohl bekannter Kunstgriff. Die
hierbei entstehenden Konkretionen „were hard and of almost erystalline
appearence . . . Once this process of concretion has been initiated, it
appears to progress independently of the presence of particles which act
as nnclei, and a large concretion may often be found having a nnmber
of smaller concretions around it, or continued into a chain of small
spheres, the whole presenting somewhat the arrangement shown by
freely budding yeast cells. The deposition of this form of calcium car-
bonate also takes place on the sides of the flask, and more especially
over any area where the glass is scratched or roughened." Drew
schreibt weiterhin, daß die Bildung dieser halbkristallinen Konkretionen
um einen fremden Kern die Annahme nahe gelegt hätte, daß 'hiermit
eine Erklärung für die Bildung der Ooifde gegeben sei, indessen habe
Fred. E. Wright festgestellt, „that the concretions did not possess
that laminated strueture characteristic of oolite grains and that their
erystalline strueture was nearer that of calcite than aragonite". In
über eine Woche alten Kulturen zeigten sich schon Drew deutliche
Calcitrhomboeder, und eine Reihe weiterer Niederschläge, die zur mine-
ralogischen Untersuchung an Wriüiit geschickt waren, erwiesen sich eben-
falls als Calcit. Wer indessen einigermaßen über die eingehenden Ex-
perimente von G. Lfnck und 0. Bütschli orientiert ist, wird sich sagen,
daß in allen diesen Fällen der Calcit sehr wohl bereits ein Umbildungs-
produkt von Aragonit oder einer der noch weniger beständigen Modi-
fikationen des CaC03, des Vaterits oder des amorphen CaCOs BCtschlis,
gewesen sein kann. Ja, dieses wird durchaus wahrscheinlich, wenn mau
die der letzt zitierten, posthum gedruckten Arbeit vou Drew folgende
Mitteilung vou Th. W. Vaughan aus dem Jahre 1914 liest. Schon in
seiner 1910 erschienenen Arbeit war dieser Autor zu der Überzeugung
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzengten Bildungen 189
gelangt, daß der feine Kalkschlamm der Gewässer um Südflorida weder
detritogen, noch organischer Kalk, sondern ein chemischer Niederschlag
sei. Diese Anschauung wurde dann durch die 1911 begonnenen Unter-
suchungen von Drew bestätigt. Der bei 12 Fuß noch nicht durch-
sunkene, feine, weiche Kalkschlamm der Westseite von Andros Island
in der Bahama -Gruppe ist in einer oberen, 6 Zoll dicken Lage creme-
farben, darunter aber grau gefärbt und mit HjS Geruch behaftet. Da
Drew in einzelnen seiner Kulturversuche feine Kristallnadeln fand,
die Wright als Gips240) bestimmte, meint er, daß der diesen tieferen
Lagen des Kalkschlamms eigene H8S- Geruch auf die Reduktion von
CaS04 zu Sulfid und Zerlegung des Sulfids auf bakteriellem Wege zu-
rückgeführt werden müsse. Wenn er aber in den oberflächlichen Lagen
in einem Kubikzentimeter 160 000 000 Individuen des Bacterium calcis
fand, dann wird man verstehen, daß er sagen konnte, „that these mud
flats have been preeipitated by the action of B. calcis ou the soluble
calcium salts carried into the sea by drainage froni the land, where
extensive and rapid weathering of the limestone rock is in progress. *
Diese Kalkschlamme selbst hat sich nun Vaughax näher vorgenommen.
Eine Prüfung mit M eigen schem Reagens zeigte Fr. E. Wright, der
auch hier die mineralogische Identifizierung vornahm, die Anwesenheit
von Aragonit; nur die Teile, die groß genug waren, daß sie optisch
untersucht werden konnten, erwiesen sich alsCalcit. Verschiedene Proben
pleistozäner Oolithe von Florida und den Bahamas zeigten sich ebenfalls
als aus Aragonit bestehend. „The muds and the Pleistocene oolites, there-
fore, are composed of a mixture of aragonite and calcite." Da nuu
Valghan beobachtet zu haben glaubte, daß Kalkschlamme, die ursprüng-
lich frei von Ooiden waren, bei der späteren Untersuchung solche ent-
hielten, war er zu der Meinung gelangt, „that oolitization was the
result of secondary changes after preeipitation," — wir würden sagen,
der Diagenese. Der Durchmesser der OoKde der Bahama- und Florida-
Oolithe schwankt zwischen 0,10 und 0,80 mm, nur gelegentlich über-
schreitet ein Korn 1 mm. Die Sphärolithe oder sphärolithischen Aggregate
in den Kalkschlammen bewegen sich aber zwischen 0,004 oder 0,006 mm
Durchmesser bis zu den normalen Größen der erwähnten OoYde. Vaughan
siebte nun eine Anzahl Proben der Kalkschlamme durch Siebgaze mit
0,13 mm Maschenweite und füllte das abgesiebte, feine Material in
Flaschen mit Seewasser, die über 3 Monate sich selbst überlassen blieben.
Nach diesem Zeitraum wurde der Inhalt der Flaschen abermals durch
die gleiche Maschenweite gesiebt und das auf der Siebgaze verbleibende
Material näher untersucht. Es zeigte sich hierbei folgendes: „The
formation of oolite grains was found to be in progress in every sample,
and numerous grains had apparently grown to such a size as to pre-
clude their passiug trough the mesh of bolting-cloth. The grains showed
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190 Die jungen Meeressedi metate und ihre Bildung
the usual forms of oolite grains: spheroids, ovoids, and ellipsoids. The
larger grains had smaller diameters of 0;17 mm; longer diameters np
to 0,23 mm. Those newly formed are soft and easily crushed by any
kind of pressure. The experiments indicate increase both in number
and in size of grains. The precipitated calcium carbonate may segregate
around a variety of nuclei, for instance, spherulites or round aggregates
formed of the precipitated material, small grains of sands, Shells of
foraminifera, and gas bubbles." Nach dieser Feststellung hielt sich
Vaughan für berechtigt, zu behaupten, daß die Oolde der Florida- und
Bahama-Oolithe durch Diagenese der feinen Kalkschlamme entstanden,
die auf bakterielle Ausfällung des CaCOs aus dem Meerwasser in der
von Drew erörterten Weise zurückgeführt werden müssen.
Man darf mit Spannung der ausführlichen Darstellung entgegeusehen,
die wir noch über diese Vorgänge aus dei' Feder Vaughans zu erwarten
haben. Schon jetzt aber müssen wir uns fragen, ob hiermit die Entstehung der
Oolithe denn wirklich aufgeklärt ist. Zunächst bedarf die mineralogische
Natur der von Drew erhaltenen Niederschläge der Aufklärung; doch
wurde bereits oben gesagt, daß es sehr wahrscheinlich ist, daß sie
ursprünglich nicht aus Calcit, sondern einer weniger beständigen Modi-
fikation des CaCOj bestanden, die sich bereits vor der Untersuchung
durch Wright in Calcit umgewandelt hatte. Weiterhin braucht das von
Vaughan mitgeteilte Weiterwachsen von Sphärolithen im Kalkschlamm
unter Meerwasserbedeckung nicht als ein Beweis dafür angesehen zu
werden, daß auch in der Natur die Entstehung der Oo'ide ein solcher
diagenetischer, im Schlamm stattfindender Prozeß ist, denn jeder Keim
mit sphärolithischer Anlage wird sphärolithisch weiterwachsen, wenn er
sich unter geeigneten Bedingungen befindet, und die Angabe von
Vaughan, daß die von ihm untersuchten Kalkschlamme bei der Ein-
sammlung frei von solchen Sphärolithen waren, ist nach seinem eigenen
Zeugnis nicht ganz sieher. So muß es doch, ungeachtet der Wichtig-
keit der Feststellungen von Drew und Vaughax, noch erlaubt seiu,
bezüglich der Entstehung der Oolde außerhalb oder innerhalb des
Sedimentes Zurückhaltung zu bewahren, zumal eine große Anzahl von
Gründen, die z. T. bereits früher angeführt wurden — wie die Größen-
verhältnisse — , für eine Bildung während des Schwebens im bewegten
Wasser spricht. Die ganze äußere Form der einzelnen Ooide und auch
der ooldisch umkrusteten Fremdkörper scheint mir für eine Kristallisation
im freieu Wasser (nach Art der Karlsbader Sprudelsteine) zu sprechen,
wobei die größeren Fremdkörper offenbar auf dem Boden gerollt und
allseitig von Kalkniederschlag umhüllt wurden. Zu solchen Geröllen
gehören m. E. die „Ooidbeutel1" Kalkowskys, — von ooidischer Kruste
urnrindete, frühzeitig verhärtete Teile des Oolithsedimentes, wie Waxther
sie (ohne solche Kruste) auch von Suez beschrieben hat. Alles
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 191
dieses spricht nicht für eigentlich konkretionäre Entstehung der OoYde
im Sediment, wie sie Übrigens — für fossile Vorkommnisse — schon
Loretz u. a. angenommen hatten. Ja, es fehlen u. W. bei den
Oolithen die für Konkretionen allgemein charakteristischen Lemniskaten-
und «ähnliche Formen, die wir wohl mit R. E. Liesegang*47) auf
Diffusiouserscheinungen zurückführen dürfen. Und es dürfte datier
unschwer gelingen, zwischen ooidischen und echten konkretionären
Formen zu unterscheiden. In der Natur wird eben niemals in einem
schlammigen Medium eine solch' gleichmäßige Verteilung von ersten
Kristallisationszentren („Keimen") oder als solchen wirkenden Fremd-
körpern, wie sie ja in der Regel die Kerne der Ooide bilden, verwirk-
licht sein, daß sich, wie es zwar nicht immer, so doch häufig in Oolithen
der Fall ist, lauter einzelne, einander nicht berührende und auch nicht
beeinflussende Konkretionen bilden könnten. Daher anderseits die Mannig-
faltigkeit der Konkretionsformen, wie sie bisher wohl niemals besser
dargestellt worden ist, als durch J. M. Arms Sheldon*48). — So bietet
das Oolithproblem offene Fragen, wohin wir blicken.
IIb/. Wir kommen zur letzten Möglichkeit der Kalkausscheidung
im Meere, der Bildung eigentlichen „organischen Kalkes" in der Form
von Pflanzen- und Tierskeletten. Über die näheren Umstände dieser
wirklich organischen Kalkausscheidung wissen wir zwar so gut wie
nichts, denn daß sie im Sinne Steinmanns*49) durch einen fortgesetzten
Fäulnisprozeß von aus dem organischen Kreislauf ausgeschiedenem
Eiweiß zu erklären sei, ist nach der übereinstimmenden Ansicht kompe-
tenter Beurteiler, wie Biedermann* und Bütschli, ausgeschlossen.
W. Biedermann*50) hat nachgewiesen, daß bei der Ausscheidung der
Kalkskelette Kristallisationsprozesse eine wesentliche Rolle spielen und
daß den kalkausscheidenden «Geweben „nicht sowohl ein fortdauernd
gestaltender Einfluß beizumessen ist, sondern daß es sich im wesent-
lichen darum handelt, Krystallisationszentren zn schaffen, deren mole-
kularer Bau ein gesetzmäßiges Wachstum in gewisser Richtung
verbürgt." Aber welche chemischen Vorgänge zur Ausscheidung des
Kalkes in den Zellen führen, gelang ihm, wie anderen, nicht nachzu-
weisen. 0. Bütschli hat feststellen zu können geglaubt, „daß im
Krebs- und Muschelblut die Hauptmenge des vorhandenen Kalks in
direkter Verbindung mit Kohlensäure steht, Es läßt sich aber zur
Zeit nicht sicher entscheiden, ob er einfach als amorpher kohlensaurer
Kalk gelöst, oder ob er als karbaminsaurer Kalk vorhanden ist," Noch
weniger ist aber m. W. über die Art der Kalkausscheidung in Pflanzen
bekannt geworden. — Es entsteht die Frage, ob auf solch' eigentliche
organische Weise Oolithe entstehen können. Das ist nämlich — längst
vor Kalkowskv, dessen Gründe Ltnck widerlegt hat — von
Rothpi.etz*''1) behauptet worden, ohne indessen allgemeiu zu über-
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192
Die jungen Meeresaedimente und ihre Bildung
zeugen. Rothpletz glaubte festgestellt zu haben, daß die Ooide des
Großen Salzsees in Utah das Produkt kalkabsondernder Spaltalgen
seien: „Um einen inneren Kern von unregelmäßig körnigem Kalk legen
sich konzentrische Schalen mit zugleich radialer Anordnung der
Calcitkrystalle*"). Aber selbst in ganz feinen Dünnschliffen ist die
Kalkmasse sowohl des Kernes wie der Schalen etwas getrübt durch
eingesprengte winzige Körnchen. Löst man den Schliff vorsichtig und
langsam mit ganz verdünnter Säure auf, so bleiben die Körnchen genau
in ihrer ursprünglichen Lage zurück, und man erkennt in ihnen die ab-
gestorbenen und geschrumpften Gloeocapsa-Zellen." Wohl gemerkt
stehen diese Zellen, die auch der Verf. bei Wiederholung des angeführten
Versuches an frischem, von W. Paulcke 1913 gesammelten Material
feststellen konnte, in keinem Verhältnis zu der Struktur der Ooide.
Der Kalk umschließt also die Zellen und kann daher kaum, wie
Rothpletz das noch heute tut, in Parallele gesetzt werden mit den
Kalkskeletten der Siphoneen, sondern allenfalls mit der Entstehung von
„physiologischem Übersät tigungs-* oder „physiologischem Fällungskalk"
(IIb«, Uhß obiger Namengebung). In der Tat erfahren wir aus der
ersten Publikation nirgends von Rothpletz, wie er sich die Kalkaus-
scheidung durch die Gloeocapsa- und Gloeotheca-Zellen eigentlich denkt.
Hier kann ich nur auf eine gelegentliche spätere Mitteilung von 1900
hinweisen. In derselben ,iS) sagt Rothpletz von den Oo'iden des
Großen Salzsees, „daß sie von kleinen Spaltalgen (Schizophyceen), und
zwar von nur einige Tausendstel Millimeter großen Gloeotheca- und
Gloeocapsa-Arten in der Weise gebildet werden, daß dieselben irgend
einen Körper umhüllen und durch fortgesetzte Theilung der Einzelzellen
diese Hülle immer dicker wird, wobei die unteren und ältesten Lagen
sich mit Kalk inkrustiren und absterben. So ergiebt sich aus diesem
Wachstum einmal die konzentrische Lagenstruktur und aus der Art der
Theilung der mehr oder minder deutliche radiäre bzw. vertikale Aufbau
von selbst.44 Das wäre aber ganz etwas anderes als z. B. die Kalk-
skelettbildung durch die Siphoneen! Es brauchte nun auf die keines-
wegs klaren Ausführungen von Rothpletz an dieser Stelle überhaupt
nicht näher eingegangen zu werden, wenn derselbe nicht seine An-
schauung auch auf die marinen Oolithe von Suez übertragen hätte.
„Diese Oolithe unterscheiden sich von denen des Great Salt Lake haupt-
sächlich dadurch, daß ihr Kern stets aus einem fremden Sandkorn
besteht. Die konzentrisch-schalige Struktur ist sehr deutlich, die radiale
minder gut entwickelt. Dann aber sind stets eigentümliche wurm-
förmige und nicht selteu dichotom sich verzweigende Gänge in den
Schalen zu bemerken, welche von Calcit" (wohl auch Aragonit in
Wirklichkeit!) „ausgefüllt sind, der aber in seiner Orientierung von
derjenigen des Calcites14 (Aragonites!) „in den concentrisehen Schalen
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Die am 8trande wirkenden KrÄfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 193
ganz unabhängig ist und ein viel gröberes Korn besitzt. Löst man mit
Säure den Kalk auf, so bleiben auch hier winzige Körnchen zurück,
die in dünneren Häuten zusammenhängen und ganz das Aussehen der
Spaltalgen haben, wie sie in den Utah-Oolithen vorkommen.*4 Wenn
nun Rothpletz auch durch Färbungsversuche die pflanzliche Natur
dieser Häutchen nicht feststellen konnte, so fand er doch am Strande
von Suez einzelne silbergraue bis grünlichgraue Ooide, welche sich
von den Algenzellen -führenden „silbergrauen Oolithen des Salzsees
nicht leicht unterscheiden ließen, wenn nicht das innere fremde Sand-
korn wäre." In den sich nicht selten dichotom verzweigenden, wurm-
förmigen Gebilden der Sinai-Ooide vermutet Rothpletz aber „irgend-
welche fadenförmige Algen, die an der Oolithbildung selbst allerdings
nicht unmittelbar beteiligt waren, aber durch die Gesellschaft, in der
sie lebten, mit hereingezogen wurden. " Dieselben wurden also nach
dieser Ansicht passiv in die Ooide mit eingeschlossen, ihr Raum konnte
sich aber später mit. Kalk ausfüllen und ihre äußere Form dadurch
erhalten bleiben. Es ist klar, daß man nach diesen kärglichen Unter-
suchungen auch über die Entstehung der Suez-Oolithe nichts Endgültiges
sagen kann; auf keinen Fall ist es Rothpletz gelungen, die eigentlich
organische Entstehung derselben zu beweiseu. Die passiv eingeschlossenen
„fadenförmigen Algen" aber könnten bohrende Algen sein, die nicht nur
nicht am Aufbau der Ootde beteiligt waren, sondern vielmehr an deren
Zerstörung arbeiteten, deren Bohrgänge nachträglich aber wieder von
Kalk ausgefüllt wurden. Es würde das ein ähnliches Verhältnis sein,
wie es L. Cayeüx'64) zwischen Girvanella und Ooiden angenommen hat.
Nach alledem muß die Frage noch eine offene bleiben, ob die
rezenten marinen Oolithe halmyrogene Ausscheidungen im eigentlichen
Sinne sind, wie wir im Anfang unserer diesbezüglichen Betrachtungen
unter Vorbehalt geäußert haben. Indem wir es aber nach dem heutigen
Stande der Forschung für ausgeschlossen halten, daß dieselben orga-
nischer Entstehung im engeren Sinne sind, wie Rothpletz anscheinend
wollte, muß es weiteren Forschungen vorbehalten bleiben erstens fest-
zustellen, ob es sich um „Verwesungsfällungskalk" im Sinne der Unter-
suchungen von Steinmann, Murray und Irvine, besonders aber von
Li nck, oder aber um «physiologischen Fallungskalk" im Sinne der
Feststellungen von Drew und der Annahme von Vaüghan handelt.
Während bei diesen beiden Fällen die Betätigung von Bakterien anzu-
nehmen ist, besteht doch ein wesentlicher Unterschied darin, daß im
ersten Falle das Fällungsmittel durch bakterielle Verwesung organischer
Substanz frei gemacht wurde, während im letzteren bakterielle Tätigkeit
das Fällungsmittel aus der Lösung des Meerwassers bereitstellen würde.
Vielleicht wird es in manchen Fällen überhaupt schwer sein, zwischen
diesen beiden Möglichkeiten zu unterscheiden. Im allgemeinen läßt sich
Andre»-, Geologie de« Mecreaboden«. II.
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1 94 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
wohl immerhin soviel sagen, daß die Oolithbildung im Meere die Folge
bakterieller Tätigkeit ist. Des weiteren aber würde zu entscheiden
sein, ob die Bildung der Oolde freischwebend im Wasser (oder auch —
nämlich die der vereinzelten größeren — während der Rollung am
Boden) oder im Verlauf der ersten Diagenese in feinem Kalkschlamm
stattfand oder ob beides möglich ist2"'6). Ein letztes aber, worüber
Aufklärung sehr not tut, wäre die Ursache der Sphärolithform der
Oolde. Es ist oben bereits darauf hingewiesen worden, daß als erste
Ausscheidung wahrscheinlich eine kolloidale Substanz in Frage kommt.
Aufzuklären bleibt aber, ob hierzu lediglich der kolloidale kohlensaure
Kalk genügt, wie solches nach den Experimenten von G. Lex OK an-
zunehmen ist, oder ob noch andere kolloidale Ausscheidungen hierzu
nötig sind, etwa Kieselsäure-Kolloid, wie z. B. H. Schade 2%s>,
0. M. Reis257) u. a. neuerdings angenommen haben. Es könnten sich
dann möglicherweise die Beobachtungen von Rothpletz an den Oolithen
des Großen Salzsees dahin aufklären, daß die kolloidale Gallertmasse
der dort reichlich nachgewiesenen Algenvegetation das nötige Substrat
für die auf irgend eine ganz unabhängig von den Algen vor sich
gehende Weise abgeschiedene Kalksubstanz abgab. Bei der Annahme
der Beteiligung ursprünglicher Kolloidsubstanz wäre die konzentrische
Schichtung der Oo'ide lediglich eine Wirkung des Kolloids, wobei viel-
leicht im Sinne der Untersuchungen Liesegangs Diffusionserscheinungen
eine Rolle spielten, während ihre Radialst rahligkeit als reine Kristalli-
sationserscheinung aufgefaßt werden müßte.
Seesalz- und UipHausKcheidunK«n und -Layer als natllrliehe flildnnpren
de» Strandes
Echte halmyrogene Produkte des Meeres sind die Seesalz- und
Gipslager, die aber als natürliche Gebilde des Strandes uur selten
angetroffen werden. Schwelnfurth und Joh. Waltiier haben sie
von der Küste des Roten Meeres (Rani, Scheduan) beschrieben, wo sie
sich unter dem dort herrschenden Wüstenklima während der Ebbe
bilden. Da das Meerwasser während der Flut nicht alles abgeschiedene
Salz wieder aufzulösen vermag, muß sich dasselbe anreichern. Auch
die Vorkommnisse • südlich von Coquimbo an der chilenischen Küste,
30—60 cm dick, 60 km lang und mehrere km breit, und vom Rann
von Otiten im nordwestlichen Vorderindien liegen in der Randzone von
Wüsteugebieten, worauf J. Walther mit Recht hingewiesen hat; und
die Erhaltung der gebildeten Salzabsätze ist nur eine Folge des herr-
schenden Regenmaugels. In dem letztgenannten, bis vor kurzem besten
Beispiel für litorale Salzabscheidung wird das flache Küstenland durch deu
SW-Monsun viele Meilen weit unter Meerwasser gesetzt, es bilden sich
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Die am Strande wirkenden Kräfte und die hierdurch erzeugten Bildungen 195
Sumpfe, die dann während der trockenen Jahreszeit verdampfen, wodurch
sich die ganze Gegend mit glitzernden Salzkrusten überzieht.
Ganz neuerdings berichtete E. Wittich 2W) von großen Strandsalz-
lagern im iunersteu Teile der Bucht von Sebastian Vizcaino an der West-
küste von Nieder-Kalifornien. Sie liegen unmittelbar an der Küste zwischen
niederen Dünenzügen, 4 — 5 km von der einzigen Wasserstelle der ganzen
Gegend, dem sogen. Ojo de Liebre, entfernt. Eine dicke, schneeweiße
Salzkruste erfüllt lange, zungenartige Niederungen, ehemalige Lagunen.
Das längste dieser Salzfelder hat mehr als 10 km, das nächst kleinere 8,
ein weiteres kaum 4 km Länge. Die Breite schwankt zwischen
2 und 3 km. Außer diesen größeren Feldern haben sich auch in den
kleineren Buchten Salzabsätze gebildet. Zwei weitere Lagunen nördlich
dieser drei Felder fand Wittich noch vollständig mit Wasser bedeckt.
Alle diese Salzfelder sind heute noch mit dem Ozean in offener, wenn
auch nicht in direkter Verbindung: sie münden nämlich in eine flache
Bucht, bekannt als „Seammons Lagoon~ oder ..Laguna del Ojo de Liebre*,
die ihrerseits erst mit der Vizcaino-Bucht, bezw. dem offenen Ozean in
Verbindung steht. Das Vorhandensein der flachen, vorgelagerten Bucht
ist für die Bildung und Erhaltung der Salzlager insofern von Bedeutung,
als sie ein direktes Eindringen der Meeresbrandung und ein zu starkes
Überfluten der Salzlager verhindert. In der Nähe der Meeresküste .
zunächst sehr dünn, nimmt die Salzdecke landeinwärts stetig an Stärke
zu, bis auf etwas über 30 cm in den günstigsten Fällen. Darunter
liegt von verfaulenden Meeresalgen erfüllter, nach H*S riechender Salz-
schlamni und unter diesem Salzpelit ein feiner, durch organische Bei-
mengungen zum Teil braun gefärbter Quarzsand. In den von starker Salz-
lauge durchtränkten Schlamm- und Salzschichten finden sich zahlreiche,
große, infolge ihres Wachstumsdrucks fast klar durchsichtige Gipskristalle,
die besonders in dem lettigen Schlamm förmliche Gipszonen bilden.
Dieser Schlamm wird auch noch von dünnen „Caliche "-Bändern durch-
zogen. Das nebeu Kalk- und Magnesiumsulfat bis rund 95°/0 NaCl
enthaltende Salz ist frisch zu oberst lebhaft grün, darunter schön
rosenrot gefärbt; die anscheinend von sich zersetzenden Meeresalgen
herrührenden organischen Farbstoffe bleichen aber am Tageslicht sehr
bald vollkommen aus. Die Korngröße der im allgemeinen gut kristalli-
sierten Salze nimmt von oben nach unten, offenbar infolge von
Diagenese, zu. Die Erhaltung und Vergrößerung der unter ausge-
sprochenem Wüstenklima durch Kristallisation aus dem Meerwasser
entstandenen Salzlager beruht vor allem auf dem Unistande, daß der
Ozean an der ganzen Küste von Niederkalifornien sich rasch zurück-
zieht, bezw. das Land sich hebt-5"). Diese rasche Trockenleguug der
Küstenzone erkennt mau an den flachen Säumen von Dünensand,
gelegentlich auch von Gips, welche die Küste, sowie die Salzfelder
13*
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196 Die jungen Meeressedimente and ihre Bildung
selbst umziehen und die mit Resten von rezenten Mollusken bedeckt
sind, deren oft noch farbiges Conchyliolin erhalten ist, während sie
zugleich schon von Salzausbl Übungen bedeckt sind. Kleine Dünenhügel
aus Gipsschtippchen geben einen Anhaltspunkt zur Erklärung der Bildung
der Salzfelder überhaupt. Bei dem raschen Rückgänge des pazifischen
Ozeans konnten gipsführende Schichten vielleicht ohne Salzüberdeckung
trocken gelegt werden, sodaß ihr Material ein Spiel des Windes wurde.
Der Kalk der Caliche-Bänder in den Salzschichten stammt vielleicht
von Kalkalgen, deren Knollen zahlreich am Strande der Lagune vom
Ojo de Liebre gefunden werden, und ein Teil desselben mag (unter dem
Einfluß verwesender organischer Substanzen?) mit zur Bildung des
Gipses gedient haben. Resorptionen von Kalkkarbonat unter dem
Einfluß der starken Salzlösungen zeigten in den Salzschichten auftretende,
letzte korrodierte Reste von Pecten-Schaleu. Außerdem finden sich
auf der Oberfläche der Salzfelder selbst häufig große Mengen von
Meeresschneckenschalen (Anachis Adams), in den Salzschichten dagegen
kaum eine Spur davon ; es ist daher zu vermuten, daß sie hier durch die
Salzlauge aufgelöst wurden. Das Fehlen von marinen Resten in anderen
Salzlagern ist vielleicht auf ähnliche Weise zu erklären. Da die Salz-
lager mit dem Meere immer noch in geringer Verbindung stehen, wird
. die Konzentration der gelegentlichen Wasserdecken niemals so stark,
daß sich die leichter löslichen Salze, vor allem Kalisalze, ausscheiden
könnten. Die noch heute fortgehende Salzausscheidung, die vor einigen
Jahrhunderten begonnen haben wird, hat aber bei dem raschen Erapor-
tauchen der kalifornischen Küste alle Aussicht auf ein nicht allzufernes
Ende; denn durch die Strandverschiebung wird die Überflutung stets
geringer werden, bis die Salzfelder schließlich die Verbindung mit dem
Meere verlieren und in ein weiteres, fossiles Stadium übergehen, wie
es Partien von weißem festen Steinsalz, die heute weitab vom Meeres-
ufer unter Flugsand begraben liegen, zeigen. Große Lager von Stein-
salz finden sich nach Wittich auch auf der Tnsel Carmen im kalifor-
nischen Meerbusen. Da auch die Golfseite der kalifornischen Halbinsel,
der diese Insel vorgelagert ist, im raschen Aufsteigen begriffen ist, so
scheinen diese seit Jahren in lebhaftem Abbau befindlichen Salzfelder
derselben Entstehung zu sein, wie die vom Ojo de Liebre.
Von Interesse ist weiterhin die von jeder Springflut mit Meerwasser
gefüllte Kraterpfanne der Kapverdeninsel Sal, wo das überaus trockene
Klima das Wasser rasch zum Verdunsten bringt und sich Gips und
Steinsalz abscheiden, welch' letzteres von dort nach Brasilien exportiert
wird2fi0). Nach K. Marten201) bildet sich Gips auch auf Curayao
und den benachbarten Inseln vielfach in abgeschlossenen Becken bei
eintretender Eindainpfnng des Meerwassers. Derselben Entstehung sind
Gips und Steinsalz, die sich in den Lagunen mancher gehobenen pazi-
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Schelfablagerangen
197
fischen Koralleninseln, z. B. der zentralpolynesischen Sporaden, finden,
wie nach J. D. Hague262) auf Jervis Island (0°22' S. Br., 159° 58' W. L.),
wo die Ebene innerhalb des Ringwalles Gips und Kochsalz unter
Guano erkennen läßt. Bezüglich Maiden Island (4°2' S. Br., 1 54° 58' W.L.)
aber schreibt W. A. Dixon262), daß das Meerwasser durch das Riff
selbst in die Lagune sickere und dort verdampfe; nur bei tiefem Nieder-
wasser tritt Rückfluß ein. Die seltenen, aber heftigen Regen tragen
von Zeit zu Zeit das Kochsalz aus der Lagune, aber der Gips
bleibt zurück.
Selbst schwächer gesalzene Meeresteile können zu Salzabscheidungen
am Strande Veranlassung geben, falls nur die nötigen klimatologischen
oder meteorologischen Vorbedingungen gegeben sind. So kann man
am Strande des ostpreußischen Samlandes — wo der Salzgehalt des
Ostseewassers 7—8 Promille beträgt — nach anhaltender Trockenheit
und bei niederem Wasserstande die Strandgerölle mit glitzernden Salz-
krusten bedeckt finden, und zwar vor allem poröse Gesteine, die, wie der
unteroligozäne Krant der Bernsteinformation, eine große Menge Wasser
aufzusaugen vermögen und bei starker und länger dauernder Trocken-
heit eine dementsprechende Menge Salz ausblühen lassen. Daß Salz-
ausscheidungen iu Kapillarklüften von Küstengesteinen und -Geröllen
diese Klüfte in manchen Fällen erweitern werden, ist äußerst wahr-
scheinlich; gerade solche Kapillarklüfte sah der Verf. gelegentlich an
der festländischen Küste des St. Lorenz-Golfes bei Grand Greve (Gaspe)
durch Salzausblühungen bezeichnet. Daß marine Küstensande durchweg
salzhaltig sind, davon kann man sich leicht jederzeit durch den
Geschmack überzeugen.
Ungleich größere Verbreitung als die genannten reichlicheren
natürlichen Vorkommen von abgeschiedenen Meeressalzen haben die künst-
lichen Salzgärten zur Salzgewinnung im Großen gewonnen. Diese
„Seesalinen" werden an vielen Küstenstrecken angelegt, wo das Klima
hierfür günstig ist. Hierauf können wir aber erst im letzten Abschnitt
dieser Darstellung zurückkommen.
B. Schelfablagerungen
Einleitendes und über die Bedeutung der Gezeitenströmungen
für den Sedimentabsatz auf den Schelfflächen
Unter Schelfablagerungen verstehen wir mit Krümmel die einmal
durch das vom Strande stammende Material, dann aber auch durch die
autochthone Organismenwelt gebildeten Sedimente der breiter oder
schmäler entwickelten Schelfflächen, welche die ozeanischen und
nebenmeerischen Flanken der Kontinente umsäumen. Die seichteren
Teile dieser Flächen, namentlich die Bänke, auch viele Meeresstraßen
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198
Die jungen Mceressediinente und ihre Bildung
sind hierbei mit den Ablagerungen von gröberem Korn bedeckt, während
alles Feinere in die Mulden und Furchen verschleppt wird. Gehen wir
von der Küste aus, so treffen wir zunächst — und zwar gilt dieses
nur für steiler abfallende Felsküsten — im Anschluß an die durch
Abrasion entstandene Brandungsplattform oder -terrasse eine mehr
oder weniger stark seewärts geneigte, dem Abfall des Untergrundes
parallel- und schräggeschichtete Ablagerung von Brandungsschutt, welche
man im Anschluß an A. Penor1**) die rMeerhalde" genannt hat; sie
'
Fig. 77.
Hude Aufbauten einer Dampferanlegestelle bei Joggins Mine am Ufer der mit hohem
(iezeitenhub versehenen Fundybai, Neu-Braunschweig, Canada. Im Hintergründe ein
bei Ebbe vollkommen auf dt/m Trockenen liegender Kohlendampfer. ANDRfcE phot 1913.
Die Abbildung soll eineu Begriff von der Intensität der Geleiten und ihrer geologischen
Wirkungen geben, die an verschiedenen Stellen in diesem Werke besprochen werden.
geht allmählich in horizontale und feinkörnigere Schichten tiefereu
Wassers über. Anders vor Flachküsten; hier finden wir in der Regel
die Mehrzahl der Sehaare oder Sandriffe, die wir als eine Aufschüt-
tuugsform mit wanderndem Inhalte bereits iu einem früheren Abschnitte
näher gekennzeichnet haben, da ihre Bildung unter wesentlicher Mit-
beteiliguug des dort besprochenen B Hindlings Vorganges erfolgt.
Auf den Schelf flächen sind neben den Wellen vor allem die Gezeiteu-
ströme wirksam, indem sie das feine Saud- und Schlickmaterial nicht nur
hin- und herschieben 2fi4), örtlich aber besonders mächtig anhäufen könuen,
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Schelfablagerungen 199
sondern indem sie auch erodierend wirken, wo die Strombahneu seitlich
eingeengt werden. Das ist in den Einschnürungen von Buchten (Fig. 77)
nnd in allen Meeresstraßen der Fall, welche die Flutwelle durchläuft.
Hier entstehen Gezeitenkolke, wie wir sie bereits früher aus unseren
Watten kennen lernteu. „Daun liegt, wie in der Fundybai auch in
100 in, oder im Ärmelmeer noch in 80 m der Felsgrund bloß und blank da,
und das Lotblei des Schiffers, der sich im Nebel seinen Weg austastet,
zeigt statt einer Grundprobe nur zerstoßene und eingekerbte Kanten.
Nicht immer ist das, was unsere Seeleute Riffgrund nennen, felsiger
Boden, sondern öfter meinen sie damit nur einen sehr festen Ton, der
am Handlot nicht recht haftet, wie beispielsweise der Borkumriffgrund vor
der Emsmündung" (Krümmel). Was aber die Lotlisten, auch im tieferen
Meere, vielfach als harten Grund bezeichnen, mag gelegentlich ähnlicher
Art sein; manchmal mag es sich jedoch auch um Verhärtungen des
Bodensedimentes von konkretionärer Art handeln, und es wäre, da
solche Vorkommnisse von großem wissenschaftlichen Interesse sind,
künftighin immer ratsam, zu versuchen, mit der Dredsche Stücke vom
Meeresboden loszubekommen. — »Sobald sich das Bett einer Gezeiten-
strömung verbreitert, mindert sich deren Geschwindigkeit, die mitge-
schleppten Sinkstoffe fallen zu Boden und häufen sich in Form von
Bänken an. Solche Gezeitenbänke finden sich vor dem halsähnlichen
Eingang breiter Buchten, sie werden hier vom Ebbestrom abgelagert,
der beim Übertritt in das offene Meer sich verlangsamt, und bilden
eine Barre, die die Einfahrt in die Bucht oft sehr erschwert. Die
Barre vor dem Goldenen Thore der Sau Franciscobueht ist so entstanden.
Meeresstraßen, die von den Gezeitenströmungen durchquert worden,
haben am Ein- und Ausgange derartige Gezeitenbarren. Die 18 m
tiefe Straße, welche Madura von Java trennt, ist an ihren beiden Enden
durch Barren von nur 2 m Tiefe abgesperrt* (Pexck).
Übrigens sind die das Sediment beeinflussenden, ja z. T. den Meeres-
boden erodierenden Gezeitenströmungen nicht auf die unmittelbare Nähe
der Küste und geringe Tiefen beschränkt. Das zeigen die Angaben von
G. Schutt-65) über die submarinen Bänke in der Nähe der Kanarischen
Inseln-'68). Auf der Seinebank fand sich in Tiefen von über 300— 500 m
grobkörniger Sand. In den Tiefen, die kleiner als rund 200 m waren,
beobachtete die „Valdivia" meist harten Grund, an Station 23 in
964 m reichliche Mengen grobkörnigen Sandes. Dieser Befund paßt zu
dem, was Buchaxan über die Bodenbeschaffenheit in den Passagen
zwischen den einzelnen Kanarischen Inseln berichtet: soweit der
Einfluß der Gezeitenströme reicht, findet man wenig oder keine Boden-
sedimente, sondern harten, reinen Fels, der in dem bis 2000 m tiefen
Kanal zwischen Gran Canaria und Tenerife von schwarzen Mangauoxyden
überkrustet ist. Erst wo sich der Einfluß dieser Strömungen nach der
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200
Die juDgen Meerewedimente and ihre Bildung
Tiefe zu verliert, stellt sich Globigerinenschlamm ein. „Nun wissen
wir wiederum durch Buchanan's Beobachtungen auf der Daciabank26'),
daß auch die kleinen submarinen Bänke des offenen Ozeans Gezeiten-
bewegungen noch erkeuneu lassen, und so kann man schließen, daß die
obersten, flachsten Partien dieser Untiefen durch wenn auch schwache,
aber doch noch transportierende Ebbe- und Flutströrae mehr oder
weniger vollkommen von Ablagerungen frei gehalten und gereinigt
werden; in 964 m haben wir bereits viel Sediment, aber doch nur
grobkörniges, und erst in den bewegungslosen großen Tiefen von über
1500 und 2000 m vermag sich hier feiner Globigerinenschlamm zu
halten." Eine ähnliche, sehr tief gehende Einwirkung der Gezeiten-
ströme hat Stanley Gardiner268) für das Gebiet zwischen den
Seychellen und den Saya da Malha-Bänken ausgesprochen, wo
10 Lotungen bis zu Tiefen von 1700 m harten Grund ergaben. Auch
die Passagen zwischen den Inseln des Malaiischen Archipels, die von*
Gezeiten- und Ausgleichström uugen durchlaufen werden, lassen dieselben
und verwandte Erscheinungen erkennen. „An diesen Stellen1* — so
berichtet M. Weber289) — „muß der Strom sehr tief sich erstrecken,
denn meist wurde hier sogenannter „harter Grund" gelotet, d. h. das
Lot brachte nichts herauf, höchstens abgeschlagene Stückchen Stein,
manchmal nur Eindrücke, als Beweis, daß es auf felsigem Boden auf-
geschlagen war. Im günstigsten Falle war der Boden mit grobem
Sande oder Manganknöllchen bedeckt. Da es sich um Tiefen bis zu
1500 m handelte, will ich nicht behaupten, daß der Strom so tief sich
erstrecke, wohl aber, daß er tief genug reiche, um den Niederschlag
von feinen Sedimenten, wie sie sonst dem Meeresboden in größerer
Tiefe aufliegen, zu verhindern. u Den soeben erwähnten Beobachtungen
von Btjchanan auf der Daciabank reihen sich noch solche von
R. N. Wolfenden auf der benachbarten Gettysburgbank an, und dann
hat der „Michael Sars" südlich der Azoren auf seiner Station 58 in
etwa 37 °N und 29° W über 948—1235 m tiefem Wasser vom veran-
kerten Schiff aus Gezeitenstrommessungen angestellt270). Hierbei
wurde in 732 m eine Strömungsgeschwindigkeit von mehr als 27 cm
in der Sekunde festgestellt. Wahrscheinlich werden aber solche Ge-
schwindigkeiten noch erhöht, wo Untiefen der Gezcitenwelle im Wege
liegen, und es steht durchaus im Einklang mit dem von G. Schott
Gesagten, wenn B. Helland- Hansen der Darstellung dieser Beobach-
tungen hinzufügt: „This would explain the remarkable fact that on
many submarine slopes and ridges no fine mud is deposited, because
the strong current sweeps the bottom clean." Doch hiermit sind wir
schon aus dem Bereich der eigentlichen Schelfablagerungen herausge-
kommen, deren Bildung wir nunmehr weiter verfolgen wollen.
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Schelfablagerungen
201
Der bereits bei Besprechung der Küstenversetzung erwähnte, als
Sogstrom bezeichnete „Unterstrom wäscht in der Ostsee die Stein-,
Sand- und Grandbänke rein von allen Organischen Verwesungsresten
der gerade dort meist üppig entwickelten Pflanzen- und Tierwelt und
sammelt den schwarzen Moder oder Mud in die benachbarten Vertie-
fungen, wo der Verwesungsprozeß weiter fortschreitet und, zumal wenn
es sich um ringsum abgeschlossene tiefere Mulden handelt, übelriechen-
den Schwefelwasserstoff entwickelt" (Krümmel). Solcher Moder
charakterisiert auch die eigenartigen Schelffurchen oder submarinen
Flußfortsetzungen, deren Entstehung früher erörtert wurde; und den
New York ansegelnden Kapitänen bieten die „mud-holes" der Hudson-
Furche während der dort recht häufigen Nebel eine willkommene
Orientierung. — Übrigens trägt die Fauna der Sandbänke selbst dazu
bei, den Boden beweglich zu erhalten, sodaß er den Gezeiten- und anderen
Meeresströmungen Material für Sedimente küstenfernerer Meeresteile
zu überliefern vermag. Namentlich Würmer, Taschenkrebse und die
herdenweise auftretenden Plattfische wirbeln den Sand, in den sie sich
auch einzugraben pflegen, auf, um ihre Nahrung zu suchen. Daß
Sturmwellen in der Nordsee und auf den Neufundlandbänken das Meer
noch in 50 m Tiefe aufzuwühlen vermögen, zeigen die Sandkörner,
welche die auf Deck hinaufschlagenden Sturzseen hinterlassen.
Über Staubfälle auf dem Meere und ihren Beitrag .
zur Sedimentbildung
Außer dem klastischen Material, das der eigentliche Strand
liefert, entsendet das Land selbst mit seinen Staubstürmen feinsten
Sand in das Meer, der sich in Gestalt abgeschliffener Quarzkörnchen auf
den Schelfen rings um Afrika und Australien recht häufig findet, aber
auch weiter in den Ozean hinaus gelangen kann. Von bedeutender
Wichtigkeit für diese Frage ist die Beobachtung von Staubfällen und
Messungen des Staubgehaltes der Atmosphäre über dem Meere. Solche
Messungen sind über dem Ozean bisher wohl nur selten ausgeführt
worden. Um so wichtiger sind die Staubfälle. Besonders Wüstenge-
biete entsenden ihre Staubmassen über benachbarte Ozeane. Schoo seit
Jahrhunderten ist — so berichtet Krümmel271) — den Seeleuten der
gelb- bis ziegelrote Passatstaub des „Dunkelmeeres" bekannt, wie der
arabische Geograph Edrisi bereits 1160 das Meer westlich der großen
afrikanischen Wüste genannt hat. Das Produkt dieser Staubfalle, die
im Winter und Frühjahr, vor allem im Februar besonders in der
Gegend der Kapverdischen Inseln häufig sind, ist noch in der rötlichen
Färbung des Globigerinenschlammes dieser Meeresregion zu erkennen,
während dieses Sediment außerhalb der Zone der Staubfälle hellgrau
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\
202 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
oder weiß gefärbt ist. Überhaupt sind272) die Meeresablagerungen noch
bis zu Tiefen von 2500 — 3000 m längs der ganzen Nordwestktiste Afrikas
bis etwa zu 23° nördl. Breite gegen Süden (etwa halbwegs zwischen
Kap Bojador und Kap Blanco), d. h. im Westen der großen Wüstenzoue
Nordafrikas, — wo zudem größere Flüsse nicht einmünden, die das rot
gefärbte Staubmaterial mit ihrem Detritus maskieren könnten, wie in
den weiter südlich gelegenen, Staubfällen ebenfalls noch ausgesetzten
"Regionen, — ziemlich allgemein rötlich gefärbt. Wenn südlich des
genannten Breiteugrades die rötliche Färbung der Sedimente zurücktritt,
obwohl hier die Staubfälle nicht fehlen, so liegt das auch an dem reich-
lichen Auftretet! von Glaukonit vor den Küsten Senegambiens.
Gebiet des
(seltenen
öfteren \ Auftretens der Staubfalle,
sehr häufigen j
Fig. 78.
Verbreitung der Staubfälle im Atlantischen Ozean nach der Darstellung der Deutschen
Seewnrte aus G. Schott, Geographie des Atlantischen Ozeans, 1912, S. 230, Fig. 75.
Solcher gefärbter Passatstaub selbst war bereits von dem be-
kannten Mikroskopiker Fahrenberg untersucht worden, der indessen
seine Herkunft in Südamerika suchte, wozu ihn die große Zahl der in
seinen Proben auftretenden südamerikanischen Diatomeen verleiteten,
die indessen mit dem später aufgenommenen Staub den Segeln von
Südamerika heimkehrender Schiffe entnommen waren! G. Hellmann
und Kapitän L. E. Dinklage haben aber bereits vor Jahrzehnten ans
Schiffstagebüchern den aktenmäßigen Beweis erbracht, daß die afrika-
nische Wüste den Passatstaub liefert, und der erstere hat dieses durch
eine neuere Arbeit abermals bekräftigt*73). Wie die Karte, welche
Krümmel über die Verbreitung der Staubfälle nach Ehrenberg und
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Schclfablagcruugcn
203
Hellmaxx gibt, oder die neuere Darstellung der deutschen Seewarte
(Fig. 78) 274) zeigt, verbreiten sieh die Staubfälle in einer so deutlich an
den afrikanischen Kontinent sich anschließenden Zone und sind so über-
wiegend von östlichen bis nordöstlichen Winden begleitet, daß man
hierdurch von selbst auf die große Wüste Sahara geleitet wird. „Es
giebt im Umkreise des nordat lautischen Ozeans keine stnubreichere
Atmosphäre als die der westlichen Sahara, die im Winter über den
ganzen Sudan und Senegambien hin ihre Staubwolken entsendet und
neue aus der dortigen roten Lateriterde sich erhebende aufnimmt,
die zusammen alsdann der Harmattau über die Küsten hinaus see-
wärts fortführt. Die ständig an der westafrikanischen Küste nördlich
von der Gambiamündung und dem Kap Verde herrschenden mehr oder
weuiger dichten uud meist trockenen Nebel sind das erwünschte Binde-
glied zwischen dem Passatstaub und dem WTüstenherde desselben."
Soweit Krümmel. Hellmanns neueste Arbeit hat überdies gezeigt,
daß die meteorologischen Untersuchungen das Vorherrschen des Ost-
und Nordostpassates in der Sahara, dessen dortiges Auftreten
Ehrenberg geleugnet hatte, mit aller Sicherheit ergeben haben, und
daß ferner auch die Sahara selbst reich ist an rot gefärbten Ablage-
rungen'-75). Da es sich hierbei entweder um die Rotfärbung der feinst-
körnigen, mehr oder minder tonigen Ablagerungen oder um dünne, rot
gefärbte Rinden um die einzelnen Sandkörner handelt, erklärt sich leicht
die auffallende Tatsache, daß die Sand- und Staubfälle mit abnehmender
Windgeschwindigkeit uud zunehmender Entfernung vom Ursprungsorte
des Materials eine Farbenänderung von einem hellen Farbton über
Gelb in Rot erkennen lassen. Daher die rote Farbe des Passatstaubes
im Dunkelmeer und des sogenannten Blutregeus, daber auch die ver-
schiedeneu Karbangaben der einzelnen Beobachter aus den verschiedenen
Gebieten. Wenn wir aber aus diesem Allen sehen, daß festländischer
Staub in beträchtlicher Menge durch die Atmosphäre über 2000 km weit
vom Fest.lande entführt werden kann, dann ist es keine Frage mehr,
daß solche Komponenten, von den Meeresströmungen erfaßt, sich mehr
oder weniger über den ganzen Bereich des Ozeans verbreiten können.
Da der nordafrikanische Staub häufig durch südliche Luftströmungen
bis nach Europa verfrachtet wird276), müssen auch die Sedimente des
Mittelmeeres reichlichen Zuwachs von äolischen Komponenten erhalten.
Reich an trockenen Staubnebeln, die dem Seefahrer die Nähe
des Landes verbergen und häufige Strandungen veranlassen, ist die
Nordküste des Persischen Meeres im Winter bei Nordostpassat, die
Küste des Somalilandes mit dem berüchtigten Kap Guardafui («Gebt
Acht auf Euch!") im Sommer bei Südwestmonsun. Daß das in die
afrikanisch-arabische Wüstentafel hineingelagertc Rote Meer viel äolisches
Material in sich aufnehmen muß, bedarf keines weiteren Beweises.
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204 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Accessorische Gemengteile der Schelfablagerungen
Festländische Pflanzenreste
Die Flüsse tragen nicht nur die große Masse der in ihrem Wasser
suspendierten Sinkstoffe in das Meer, die in der früher erörterten
Weise durch gewisse Salze des Meerwassers beschleunigt niedergeschlagen
werden, sondern auch große Mengen von Treibhölzern, Blättern, Zweigen,
Früchten, Schilf und Röhricht; ja solche Dinge werden von den Riesen-
strömen der Tropen öfter in schwimmenden Inseln einige hundert Kilo-
meter weit von der Mündung weggetriftet gefunden, so namentlich vor
dem Kongo- und Amazonenstrom. Ist doch im Sommer 1892 eine solche
Schilf- und Waldinsel mit dem Golfstrom über 1000 Seemeilen weit von
der amerikanischen Küste hinweggeführt worden. Alles dieses erklärt
die Häufigkeit der Reste von Landpflanzen in den Seichtwasserablagc-
rungen. Daß sie an manchen Stellen selbst im Globigerinenschlaium
. noch häufig sind, haben Funde von Ai>. Agassiz im Pazifischen Ozean
westlich von. Mittelamerika gezeigt. In den Wurzeln der treibenden
Bäume und Büsche werden aber auch erdige Teile, Steine und Ver-
treter der terrestrischen Fauna" oft weithin über die Schelfflächen
hinaus auf die Ozeane verfrachtet und können selbst bis in die
Tiefsee gelangen.
Vulkanische Komponenten
Als weitere accessorische Bestandteile, die aber örtlich die echt
terrigenen Komponenten mehr oder weniger maskieren können, stellen
sich in den Schelfsedimenten hier und da vulkanische Auswürflinge
aller Art ein. Zwar ist dem eigentlichen Schelf moderne Vulkantätig-
keit im Allgemeinen fremd, stellt sich vielmehr erst, wie in den vulka-
nischen Inselkränzen vor den Randmeeren der Pazifischen Küsten,
an der Kontinentalböschung oder meerwärts von dieser ein; aber es ist
ja bekannt, wie weit die feinen Ascheu von Vulkanausbrttchen in
der Atmosphäre vertragen werden, während der schwimmfähige
Bimsstein mit den Meeresströmungen weite Strecken durchwandert.
Alle diese vulkanischen Komponenten unterliegen intensiver Zersetzung
durch das Meerwasser.
Glazialgeschiebe
Auf den Schelfflächen der höheren Breiten beider Halbkugeln
spielen die glazialen Geschiebe eine große Rolle. Der nordsibirische
Schelf, die Bodenfluren der Barentssee, sowie Hudson- und Baffinbai sind
durch Treibeis mit Geschieben von oft beträchtlicher Größe bestreut
Auch der Boden der Ostsee ist reich an Geschieben, die indessen vor-
wiegend aus der ihren Untergrund unterhalb der modernen Sedimente
größtenteils bildenden diluvialen Grundmoräne entstammen, also während
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Schelfablagerungen
205
der Eiszeit durch Gletscher au ihren jetzigen Ort transportiert worden
sind. Daß solches Material indessen durch Eistransport noch heute
mannigfache Umlagerungen erfährt und auch vielfach von der Küste her
noch vermehrt wird, haben Feststellungen von Helmersen über die
vielfachen Irrwege großer Felsblöcke im Finnischen Golf gezeigt; so
des großen Granitblocks von 4,2 m Breite und 2,1 in Höhe im Gewicht
von etwa 82 Tonneu, der im Frühjahr 1838 auf der Ostküste der Insel
Hochland angetrieben war, oder eines noch größeren, der nach einem
schweren Sturm im Februar 1869 auf der Nordspitze der Insel Groß
Tjuters strandete und ein Volumen von 60 cbm, also über 150 Tonneu
Gewicht besaß277). Bezeichnend für die heimischen Gewässer aber ist ein
von Krümmel Forchhammer nacherzählter Befund aus dem Sunde
bei Kopenhagen,, wo das Wrack eines im Jahre 1807 in die Luft ge-
sprengten englischen Kriegsschiffes 37 Jahre später von Tauchern
untersucht und voller Steine gefunden wurde, die stellenweise in großen
Haufen über einander getürmt lagen. Die Taucher versicherten, auf
allen längere Zeit am Boden des Sundes gelagerten Wracks solche
Steine bemerkt zu haben. Vermutlich spielt bei dieser Anreicherung
der Steine transportierenden und absetzenden Eisschollen die durch den
Sund setzende Strömung eine Rolle. Solcher Gesteinstransport durch
Eisschollen kann in flachen Meeresteilen, selbst wenn sie noch so gut
ausgelotet sind, der Schiffahrt verhängnisvoll werden, wie das Beispiel
des Adler-Grundes in der Ostsee, einer bis auf 4,7 m dem Wasser-
spiegel nahekommenden Untiefe auf dem südwestlichen Ausläufer der
sich an Bornholm im Süden anlehnenden Rönne-Bank, zeigt. Diese
z. T. aus Steinpackungen bestehende Untiefe hatte sich seit der sehr
genauen Vermessung von 1878/79 bis 1901 nicht unbeträchtlich ver-
ändert und gab Veranlassung zu einer Havarie von S. M. S. „Kaiser
Friedrich ITIU, sodaß frühere Auf- und Wegräumungsarbeiten teilweise
wiederum illusorisch geworden waren. — R. S. Tarr schätzte die vom
Treibeis des Labradorstromes mitgeführteu, steinigen und erdigen Teile
auf mindestens Vioo des Eisvolumens; oft war die Hälfte aller sicht-
baren Schollen durch geriugere oder größere Mengen von Detritus
gefärbt, die teils vom Strande stammten, teils als feine Staubmassen
vom Lande heraufgeweht waren. Diese Massen kommen dann mit den
von den Eisbergen herbeigeführten Geschieben zusammen auf und bei
der Neufundlandbank zur Ablagerung. J. Thoulet27*) betrachtete die
Große Neufundlandbank gleichsam als ein submarines Delta, hervorge-
rufen durch das Zusammentreffen des St. Lorenzstromes, des warmen
Golfstromes und eines Ausläufers des kalten Labradorstromes und durch
einen intensiven Niederschlag der von diesen drei Strömen mitgeführten
Sinkstoffe. Indessen dürfte er zu weit gehen, wenn er eine Beteiligung
von Eisbergschutt in diesen durch ihre Eisberge berüchtigteu Gegenden
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206
Di« jungen Meerautedimente und ihre Bildung
so gut wie leugnet, vielmehr dürfte ein großer Teil dessen, was Thoulet
als durch Küsteneis hertransportiert aunimmt, den Eisbergen des
Labradorstromes entstammen. Im Übrigen können wir uns der Ansicht
dieses Autors, daß die Große Neufundlandbank in der Hauptsache das
Produkt junger Aufschüttung sei, überhaupt nicht anschließen, sondern
dürfen aus geotektonischen Gründen im Untergrunde dieser Bank einen
älteren Gesteinskern vermuten.
Für den Geologen besonders bedeutsam sind die glazialen Ge-
schiebe auf den Schelfflächen vor dem autarktischen Festland, weil
sie von dessen Gesteinen deutliche Kunde geben. Die großen tafel-
förmigen Eisberge27"» der hohen Südbreiten tragen diese petrographischen
Zeugen aber auch weit hinaus in die benachbarten Ozeane. Über die
Schuttführung dieser Eisberge verdanken wir E. Philippi280) eine Reihe
von Beobachtungen. Danach handelt es sich hauptsächlich um Gesteins-
material, das Inuenmoränen des antarktischen Inlandeises ent-
stammt. Ein Teil ist indessen auch als Oberflächeumoränenschutt zu
deuten. Beaehtenswerterweise zeigt nur ein Bruchteil der Geschiebe,
vor allem die kleineren, Gletscherschrammen, aber vielfach nur ein-
seitig. Daß dabei auch echte Fazettengeschiebe nicht fehlen, hatte
derselbe Autor bereits früher mitgeteilt281)- Die Geschiebeführung der
einzelnen Eisberge fand Phllippf quantitativ sehr verschieden. Manche
Berge lieferten nur einzelne kleine Stückchen oder etwa einen isolierten
großen Block, während andere viele Tonnen Gesteinsmateri.il auf
kleinem Raum aufwiesen.
Auf die neben an organischen Zersetzungsprodukten reichen
Ablagerungen wesentlich aus umgearbeitetem glazialen Schutt der
Diluvialzeit bestehenden Sedimente von Nord- und Ostsee wird später,
wenn die Bodensediraente der einzelnen Ozeane und Nebenmeere im
geographischen Zusammenhange besprochen werden, zurückzu-
kommen sein. Dabei soll auch Gelegenheit genommen werden, der
wichtigen biologischen Forschungen der Dänischen Biologisrhen Station
unter C. G. Joh. Petersen über die Bedeutung des Meeresbodens mit
seinem Inhalt an lebenden und toten Nährstoffen und der an ihn
gebundeneu, benthonischen Flora und Fauna für den biologischen Inhalt
des Meeres überhaupt zu gedenken, da diese Forschungen sich bisher
in der Hauptsache auf die dänischen Gewässer des Skagerraks, Kattegats
und der westlichen Ostsee beschränkten.
Detritogene Kalkablageruugen und benthogene
Banksedimente
Von großer Bedeutung in wärmeren Meeresgebieten sind „detri-
togene Kalkablagerungeu.- Bildungen dieser Art hatte der „Challcnger"
insbesondere in der Nachbarschaft von Koralleninselu in flacherem und
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Srhfilfablagerungen 207
tieferem Wasser gelotet, und diese Proben wurden daher von Mürray
und Rexard als ^eoral sands and mudsu bezeichnet. Sie setzten sich
insbesondere aus den Bruchstücken der benthouischen Lebensgemein-
schaft der Korallenriffe zusammen; mit zunehmender Entfernung von
den Riffen und größerer Tiefe wird das Korn immer feiner, die Hart-
gebilde von Plauktonformen, pelagischen Pteropoden und Foraminiferen,
nehmen mehr und mehr zu, bis die Ablagerung in eine der eupelagischen
Sedimentarten übergeht. Schon in der Nachbarschaft tropischer
Korallenriffe liefern, wie iu den gewachsenen Riffmassen, die Korallen
meist nicht den vorwiegenden Gemengteil, sondern werden vielfach von den
Fragmenten von Kalkalgen, Mollusken, Bryozoen, Echinodermen, Anne-
liden, sowie benthonischen Foraminiferen maskiert. Daneben tritt in
allen Proben ein mehr oder minder hoher Prozentsatz planktonischer
Organismen hinzu.
So charakterisierte Ablagerungen siud aber uicht auf das Ver-
breitungsgebiet der riffbauenden Korallen beschränkt, sondern kommen
auch außerhalb desselben vor" bilden z. B. die Oberfläche weit aus-
gedehnter Bänke in den westindischen Gewässern, namentlich im
Bereiche der Baharaa-Inseln, sowie im australasiatischeu und westpazi-
fischen Gebiet. Durch die reiche Besiedelung der in Frage stehenden
Flachseegebiete mit kalkausscheidendeu Vertretern der Pflanzen- und
Tierwelt verlieren aber diese „detritogencn Kalkablagerungen", welche
umfassendere Bezeichnung Mukray und Philippi anstelle von ^coral
sands and rnuds" vorschlugen, an vielen Stellen ihren detritogenen
Charakter und werden recht eigentlich zu beuthogeuen Sedimenten. Eiue
große Rolle hierbei spielen in den Tropen und Subtropen die Kalkalgen.
Gute Beispiele für solche Ablagerungen bilden die Sedimente
um die Bermudas- Inseln und auf benachbarten Bänken, z. B. der
Challenger-Bank. Bigelow 282) hat für die Bermudas folgende drei
Sedimentarten unterschieden: Blaue Schlamme (blue muds), weiße
Mergel (white marls) und Schalensande (shell sands). Die ersteren sind
auf kleinere, von Land oder Inseln mehr oder weniger eingeschlossene
Becken beschränkt, die keinen nennenswerten Wasseraustausch mit dem
offenen Ozean besitzen. Ihr Material stammt durchweg vom Lande und
ist mit vegetabilischer Substanz vermengt. Hier leben nur wenige Würmer.
Stellenweise reichlich sind Seeigel vorhanden. Die „weißen Mergel-
finden sich iu den von Strömungen nicht stark beeinflußten Rinnen
und Eintiefungen der Bänke. Sie sind das Produkt des feinen Nieder-
schlages, der bei hohem Seegang das Wasser um die Riffe der
Bermudas milchig trübt. Dieses an Organismen ebenfalls arme Sedi-
ment geht in letzter Linie auf die Zerstörung der die Bermudas zu- ,
sammensetzenden, äolisch aufgeschichteten Kalke zurück. Das inter-
essanteste Sediment bilden aber die „Schalensande*4, die aus gröberen
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208
Die jungen Mecressedimente und ihre Bildung
klastischen Komponenten mit einer Beimengung von „Mergel*1 und
reichlichem Organismenleben bestehen. Sie finden sich in flacherem
Wasser, wo die Brandung beträchtlicher ist, und auch in den Kanälen,
soweit sie von den Gezeitenströmungen intensiv durchströmt werden.
Von Organismen sind am Aufbau dieses Sedimentes besonders beteiligt :
Coralline Algen, Mollusken, Röhrenwürmer, Milleporen und Foraminiferen.
Am reichsten treten die Kalkalgen auf. Benthonische Foraminiferen
bilden an einzelnen beschränkten Stellen fast die Hälfte des Sedimentes.
— Die Challenger-Bank, deren Ablagerungen wir hier anschließen
wollen,, liegt südwestlich unweit der Bermuda-Bank und wird von dieser
durch einen bis zu 1000 Faden tiefen Kanal getrennt. Ihre geringste
Tiefe ist 24 Faden, größere Flächen liegen zwischen 30 und 40 Faden.
Die „Challenger^-Expedition fand die Bank bedeckt mit Korallen, Madracis
asperula und hillana, Serpula und „calcareous pebbles", die ans dem
Material der „serpuline-reefs1' der Bermudas bestehen sollten. Diese
mit der Tiefe des Kanals zwischen den^Bermudas und der Challenger-
Bank schlecht vereinbare Annahme von der Geröllnatur war von vorn-
herein sehr auffällig, und in der Tat haben übereinstimmend und unab-
hängig von einander Bigelow und H. W. Nichols*83) gezeigt, daß
es sich in diesen angeblichen Geröllen nicht um klastische Gebilde,
sondern um autochthon-benthogene Produkte von Kalkalgen handelt.
Die bis 14 cm größten Durchmesser habenden Knollen bestehen
nämlich aus abwechselnden, mehr oder minder regelmäßig konzen-
trischen Lagen von Lithothamnium, zusammen mit wenigen Wurmröhren,
Bryozoen und anderen Organismen. Die Nulliporen erscheinen regel-
mäßig an der einen Seite abgestorben, was auf die jeweilige Unterseite
hindeutet. Doch weist die kugelige Gestalt der Knollen, die in gleicher
Weise ringsum bewachsen sind, auf ein Hin- und Herrolleu der Gebilde
auf dem Boden hin, sodaß eine Einwirkung der Sturmwellen bis 30 — 50
Faden sichergestellt erscheint. Ein großer Teil der Knollen ist durch
Bohrmuscheln angebohrt. Doch waren die Bohrmuscheln, jedenfalls bei
den Nichols vorliegenden, aus einem Kalkschlamm gedredschten Stücken,
nicht mehr am Leben, als die Knollen gefunden wurden. Als erste
Ansatzpunkte für die Lithothatnuien und anderen inkrustierenden Orga-
nismen dienten Schnecken- und andere Molluskenschalen. Auch die
Argusbank, die wiederum südwestlich der Challenger-Bank liegt, lieferte
ähnliche Knollen. Auffallend ist der von Nichols festgestellte Gehalt
der Knollen an MgC03. Der innere Teil einer Knolle ergab 4,98 °/0,
die Rinde 10,70% dieser Substanz. Nichols meinte, den verschieden
hohen Gehalt au Magnesiumkarbouat auf verschiedene Beteiligung der
. eiuzelnen Orgauismenreste an dem Aufbau .der Knollen zurückführen zu
können, da z. B. die vielfach als Kerne auftretenden Gastropoden-
schalen relativ wenig MgCO» zu enthalten pflegen — die Zahlen, die er
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Schelfablageningen
209
nach eigenen und fremden Analysen für den MgC09- Gehalt der Kalk-
skelette der verschiedensten Pflanzen- und Tierformen angibt, mögen
immerhin als Ergänzung der reicheren Zusammenstellung von BCtschli
dienen; auch sollen Auflösungserscheinungen die weniger Mg-reichen
Organismeureste ausgemerzt haben. Aber es liegt doch bei dem hohen
Prozentgehalt von MgC03, der den Mg-Gehalt der meisten rezenten
Lithothamnien Ubersteigt, näher, mit Philippi an eine rezente, von
außen nach innen fortschreitende Dolomitisierung zu denken, die in
ähnlicher Weise, wie bei der besprochenen Dolomitisierung junger
Riffkalke, in geringer Tiefe unter dem Meeresspiegel vor sich ging.
Philippi konnte diese seine Anschauung, deren Übertragung auf
die genannten Knollen von der Challenger- und Argus-Bank, da deren
Untersuchung nicht umfassend genug durchgeführt wurde, immerhin
noch uusicher ist, auf sehr genaue petrographische Untersuchung junger
dolomitischer Kalke stützen, welche die „Valdivia" auf der Seine-Bank
ostnordöstlich von Madeira aus etwa 150 m Tiefe dredschte. Es
handelt sich um „einen Kalksand, der sich aus Bruchstücken von
Bryozoen, Korallen und Hydroidpolypen, Schalen von Pteropoden und
anderen Mollusken, Stacheln und Gehäusefragmenten von Echiniden,
pelagischen und beuthonischen Foraminiferen, Otolithen, Crustaceen-
fragmenten, AlcyonariCn-Hartteilen, Kalkalgen, Schwammnadeln, Fetzen
von Bimsstein u. a. zusammensetzt. Zusammen mit diesem bunten
Gemenge von vorherrschend organogenen Substanzen fand sich eine
Anzahl von sehr eigentümlichen, gröberen Gesteinsstücken. Die meisten
gehören einem hellgelblichen Kalke au, der auf allen Seiten von Bohr-
gängen durchsetzt und mit Serpula-Röhren bedeckt ist . . . . Schlägt
man die Kalkstücke .... nicht ohne Anstrengung . . . auf, so bemerkt
man, daß nur ihre Außenseite rauh und löcherig ist, im Inneren findet
mau einen teils etwas porösen, aber auch bereits völlig verfestigten,
teils einen völlig dichten Kalk vor, der eine weitere Untersuchung
nahelegte. Die nicht ganz homogenen Teile, die noch unausgefüllte
Hohlräume enthalten, lassen deutlich ihren Ursprung aus einem ziemlich
groben Kalksand erkennen; die dichten Teile dagegen sind von den
dichtesten Kalken älterer Formationen, z. B. von südalpiner Majolika,
auch mit der Lupe kaum zu unterscheiden." Die chemische Zusammen-
setzung dieser Kalke schwankte in verschiedenen Teilen desselben
Stückes ziemlich stark, der besonders merkwürdige MgCOs -Gehalt
zwischen 11,11 und 18,17°/o. Eine Probe ergab einen nicht ganz uner-
heblichen Gehalt au organischer Substanz und zeigte beim Pulverisieren
den Geruch von Heringslake (Trimethylamin). Anwendung der Meigex-
sehen Reaktion ergab nur wenig noch vorhandenen Aragonit, sodaß
sowohl die ursprünglich aragouitischeu Hartgebilde (Schueckenschalen etc.),
wie ein eventuell aragonitischer Anteil des Zementes in Kalkspat um-
Andröe, Oeologie des Meen-abodeni. II. j_j
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210 Di* jungen Heeressedimente und ihre Bildung
gewandelt erscheint. Behandeln mit LEMBERGscher Lösung zeigte
Vorhandensein von Dolomit in Hohlräumen von Organismenresten und
in Form mehr oder weniger deutlicher Dolomitrhomboederchen im
Zement, in dem sie an manchen Stellen bis zu 9/io ausmachen. In
organischen Hartgebilden ließ sich dagegen Dolomitisierung nur im
Beginn nachweisen. Diese eingehende Untersuchung führte Philippi zu
der Auffassung, daß der feiukörnige Zement im wesentlichen einen
chemischen Niederschlag, kein organogen-klastisches Sediment darstellt,
da auch jegliche Coccolithen und andere Mikroorganismen fehlen. Wahr-
scheinlich war der Kalkniederschlag bereits ursprünglich hart; denn, wäre
er weich gewesen, so müßte er bei der exponierten Lage und Flachheit der
Bank dank seiner Feinkörnigkeit wohl bald ausgewaschen worden sein.
Die dolomitische Umwandlung von Molluskenschalen, Kalkalgen usw.
zeigt, daß bei der Umwandlung Dolomitisierung bereits vorhandener
Kalksubstanz beteiligt ist. Anderseits muß auch reichliche Ausscheidung
von Dolomit aus Lösungen stattgefunden haben. Philippi ., möchte
glauben, daß die Dolomitisierung der Seine-Bank-Kalke sich sehr früh-
zeitig vollzog, schon bei der Bildung des kalkigen Zementes oder ihr
unmittelbar folgend. Es ist sogar recht wahrscheinlich, daß der
chemische Absatz von Kalk und die Dolomitbildung im wesentlichen
auf die gleichen Ursachen zurückzuführen sind* Wäre die Dolomiti-
sierung erheblich später erfolgt, als die Verfestigung der Seine-Bank-
Kalke, so würden wahrscheinlich die Kalkstücke eine stark dolomitische
Kruste und eiueu kalkigen Kern zeigen; bei aller Unregelmäßigkeit im
einzelnen scheint aber die Verteilung des Dolomitgehaltes im großen
innerhalb eines Stückes eine gleichmäßige zu sein." Als Fällungs-
mittel kommt kohlensaures Ammonium in Betracht. „Daß die Seine-
Bank-Kalke auch heute noch einen nicht ganz unbeträchtlichen Ammoniak-
gehalt aufweisen können, hat die eine Analyse gezeigt." „Die organo-
genen Hartgebilde, die sich heute auf der Seine-Bank ablagern, haben
einen ganz anderen Habitus, als die, welche in den jungen dolomitischeu
Kalken enthalten sind. Während in den Kalken Gastropoden und
Kalkalgen vorherrschen, . . . bilden die Hauptmasse der heutigen
Organismenreste Serpula, Bryozoen, Seeigel und Skelettteile von Alcyo-
narien, häufig sind auch Fragmente von Pteropoden." Im ganzen
scheint es, als ob die heutige Organismenwelt der Seine-Bank in
tieferem Wasser lebt, als die, deren Reste wir in den Kalken finden.
Es würde dies also eine Senkung bedeuten, was nicht unwahrscheinlich
wäre, da sehr junge Senkungen 284) auch anderwärts an der westafrika-
nischen Küste nachgewiesen werden können. Daß sich heute au der
von der „Valdivia" untersuchten Stelle der Seine-Bank keine festen
Kalke mehr bilden, geht daraus hervor, daß die untersuchten Stücke
überall an ihrer Außenseite Spuren der Zerstörung aufweisen, was mit
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Schelfablagerungen 211
jener Senkung zusammenhängen könnte. Das würde die bei der Be-
sprechung der Umwandlungserscheinungen an jungen Riffkalken gezogene
• Schlußfolgerung bestätigen, „wonach sich die Dolomitbildung und wahr-
scheinlich auch die Verfestigung durch chemisch ausgeschiedenen Zement
in den höchsten Schichten des Meeres vollzieht," Sicher aber fand
auf der Seine-Bank noch im Diluvium die Bildung der jungen Carbo-
natgesteine statt, da einem gleichzeitig gedredschten, zweifellos durch
eiuen Eisberg hierher (33° N. Br.!) verschleppten Gneisgeschiebe von
glazialem Habitus noch Teile gleichen Kalkes fest anhaften.
Die Ablagerungen des Golfes von Neapel
Sehr interessante Verhältnisse bieten die Ablagerungen des Golfes
von Neapel. Zweimal, mit einem Zwischenraum von ca. 25 Jahren, hat
.Toh. Walther285) hier Untersuchungen angestellt, welche bedeutende
Veränderungen in der bodenbewohuenden Pflanzen- und Tierwelt und den
hauptsächlich aus deren Skeletten entstehenden Sedimenten kennen lehrten.
Auf die mit feinkörnigem und festem Sandboden bedeckte Küstenzone des
Golfes folgt in allmählichen Übergängen ein sehr feinkörniger, grauer,
z. T. sahneartiger Schlamm („Fango") der Tiefen unterhalb 50 und
100 m. Dieser Schlamm, dessen Lebewelt relativ arm ist, dürfte aus
dem vulkanischen Material durch mechanisches Schlämmen und chemische
Zersetzung entstanden sein. Im nordwestlichen Abschnitte des Golfes
erheben sich nun aus den diesen Schlamm tragenden Tiefen sieben
kleinere und größere Untiefen v deren Gipfel sich bis zu 26 m der
Meeresoberfläche nähern. Es sind die letzten Überreste von Vulkanen,
die der Abrasion und den Strömungen zum Opfer gefallen sind. Sie
bilden mit ihrer im Gegensatz zu dem sterilen Schlamm äußerst reichen
Lebewelt die Hauptsammelplätze der in der Deutschen Zoologischen
Station in Neapel tätigen Forscher, und eine dieser Untiefen, die
Secca di Benda Palummo oder Taubenbank, bildet den Hauptgegenstand
der zweiten Arbeit Joh. Walthehs. Die Quelle des Sandes, der diese
Untiefe bedeckt, ist in den Klippen und Felsen zu sehen, welche die
Lotungen hier und da ergeben haben, und von denen Ströme von
Mineralsand gegen die schlammbedeckten Abhänge hinabgleiten. Der
in reinem Zustand dunkelgraue Mineralsand nimmt besonders in den
höheren Regionen durch Beimengung kleiner Kalkstückchen oft eine
helle Farbe an und geht in feinen Kalksand über, welcher im wesent-
lichen aus zerbrochenen Kalkalgen und Muschelschalen besteht. Einem
Experiment im Neapolitaner Aquarium hat Walther den überzeugen-
den Nachweis zu verdanken, daß, wie er früher bereits betont hatte,
muschelknackende Krebse und Fische mit breiten Kauzähnen wesentlich
zur Entstehung solcher Kalksande beitragen, womit natürlich die
14*
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212 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Beteiligung der Brandung an der Zerkleinerung nicht bestritten wird.
Auch andere benthonisehe Tiere, die das ganze Bodensediment durch
ihren Darmtraktus passieren lassen, um ihm die Nahrung zu entziehen, ■
wie z. B. Eehinodermen, dürften in ähnlicher Weise tätig sein.
Außer den Bryozoenrasen, die nur kleinere Flächen der Taubenbank
einnehmen (Fig. 79), sind von besonderem Interesse die Anhäufungen kalk-
abscheidender Algen, die ziemlich regellos, aber vorwiegend auf den höchsten
Stellen der Bank, gedeihen (Fig. 80). Die geologische Bedeutung dieser
Bildungen, welche durch Diagenese zu strukturlosen Kalken mit nur
Fig. 79.
Bryozoensediment. Taubenbank im Golf von Neapel. Wenig vergrößert.
Coli. Jon. Walthkr.
noch schlecht erkennbaren Fossilresten werden, hat Walther schon
1885 geschildert, Einige Stellen der Bank, „70 m hinaufreichend, be-
stehen aus Eschara foliacea und anderen Bryozoen, {indere erheben sich
bis 50 m unter den Wasserspiegel und 'setzen sich aus Lithophvllum
expansum zusammen, während größere Flächen von 65 m Tiefe nur
von Lithothamnium ramulosum gebildet werden."
Auch die Secca della Gajola, dje bis 30 m unter den Meeresspiegel
heraufreicht, besteht fastganz aus Lithothamnium ramulosum undL.racemus.
Pecten, Lima, Spoudylus,Trochus,Echinus finden sich sehr häufig in Algen-
knollen eingeschlossen, und mau kann noch lange Zeit nach der Um wachsung
aus der Form der Alge auf die Natur der eingeschlossenen Hartgebilde
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Schelfablagerungen
213
schließen. Walther hat gemeint, daß nach dem Absterben solcher
Algenknollen die sich zersetzende Cellulose derselben Kohlensäure ent-
wickle, die bei größerer Mächtigkeit solcher Algenlager (auch noch
nach Heraushebung aus dem Meerwasser) nicht entweichen könne und
unter deren lösendem Einfluß eine allmähliche Umkristallisierung der
Masse bis zu mehr oder minder Unkenntlichwerden der organischen
Strukturen stattfinden müsse. Lassen wir es dahingestellt, ob der
Vorgang der Fossilisiernng solcher Bildungen ein derartig einfacher ist,
und kehren wir zur Taubenbank zurück. Während2*16) benthonische
Fig. 80.
Kalkalgensediment. Taubenbank im Uolf von Neapel. Wenig vergrößert.
Coli. JOH. W ALTHER.
Foraminiferen den die tieferen Teile des Golfes von Neapel bedeckenden
Schlammen fehlen, waren sie früher reichlich in den Kalk-, Muschel- und
Sanidinsanden vorhanden, fehlten aber anderseits in den grauverfärbten
Augitsanden und meist auch in den braunen, eisenschüssigen Sedimenten,
sodaß man eine gewisse Korngröße und Freiheit des Sedimentes von
schlammigen Bestandteilen auch bei Sturm als notwendig für das Leben
dieser benthonischen Foraminiferen annehmen darf.
Die erneute Untersuchung der Taubenbank im .Jahre 1910
zeigte JOH. Walther nun auffallende Veränderungen biologischer
Natur, die sich auch in den Sedimenten wiederspiegeln. „Mit dichten
Vegetationen haben die kalkabscheidendeu Florideen große Flächen
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214 jungen Meeressedimente und ihre Bildung
bewachsen, die früher mit lockerem Kalksand überstreut waren, und
die Foraminifereu, die, wie es scheint, damals reiche Nahrung auf
dem ebenen Sande fanden, sind von einem Teil ihrer alten Wohngebiete
vertrieben, weil ihnen die Florideenknollen nicht den zusagenden Unter-
grund und die geeignete Nahrung bieten. u Es lag nahe, an Vernich-
tung von gauzen Lebensgemeinschaften durch katastrophale Ereignisse,
etwa starke Sturmfluten, die den feinen „Fango- der Tiefen über
das blühende Leben der Bank wirbelten, oder durch vulkanische
Aschenfälle zu denken. Wissen wir doch durch die Untersuchungen
von S. Lobiaxco, wie verheerend iler Vesuvaschenfall von 190»; auf
die Lehewelt eines Teiles des Golfes gewirkt hat. Aber die Tauben-
bank lag außerhalb der starken Aschenfälle, und ihr Leben zeigte kurze
Zeit nach diesen keine ungünstige Beeinflussung. So müssen wir denn
annehmen, daß Bedingungen biologischer Art sich verschoben und hier-
durch jene Veränderungen bewirkten. Der Geologe aber hat alle
Ursache von solchen Möglichkeiten der Faziesänderung Kenntnis
zu nehmen.
Ablagerungen der nördlichen Adria
In manchen Beziehungen dem Golf von Neapel ähnliche Verhält-
nisse bietet das Adriatische Meer in der Umgebung von Rovigno in
Istrien. wo das Berliner Aquarium eine zoologische Station unterhielt,
welche jetzt der Kaiser-Wilhelm-Gesellschart zur Förderung der Wissen-
schaften in Berlin gehört.
Hier folgt nach W. Kokkt auf den Block- und Geröllstrand eine
Zone von Schalengrus, dessen Entstehung neben der Brandung auf die
Tätigkeit von Fischen, Krebsen und Seesteruen zurückgeführt werden
kann. Dieses Sediment besteht vor allein aus Schaltrümineru, danu
aber auch aus zahlreichen unversehrten Schalen von pflanzenfressenden
Schneckchen, von Kalkalgen, der Koralle Cladocora caespitosa und
Foraminiferen. Während auf dem Blockstrand die Tange vorherrschen,
wird die Schalengruszone vom Seegras bevorzugt. Der Regen spült
vielfach von den Kalksteinen Rovigno benachbarter Inselchen die
Schalen der dort reichlich vorkommenden Schnecken, Steuogyra decollata,
Cyclostoma elegans u. a., in das Meer hinab, wo sie sich dem Sediment
beimengen. Die Schaleugruszone geht in größeren Tiefen in einen
schlickigen Kalksand bis sandigen Schlick über, der in der Adria
von Rovigno bis Pola und von da quer über den Quarnero auf die
Insel Sausego vorherrschend verbreitet ist und dessen besonderer Cha-
rakter durch das Vorwiegen von Resten der einen oder anderen Orga-
nismengattuug bestimmt wird. So findet sich in der Umgebung der
Insel S. Giovanni in Pelago in 30 — 40 m Tiefe ein schlickiges Sediment,
das so reich an Bryozoenbäumchen (Myriozoum truncatum, Eschara)
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Schelfablagerungen
215
ist, daß man hier von einer Bryozoenbank sprechen kann. Auf felsigen
Bänken nnd Untiefen treten, wie im Golf von Neapel, Kalkalgen (Litho-
thamnium, vor allem fruticulosniu (Kütz.) Foslie, und Lithophyllum) ge-
radezu gesteinsbildend auf, zusammen mit einer reichen Fauna von
Krebsen, Mollusken, Echinodermen und Bryozoen. Bei der Erzeugung
des weitverbreiteten Kalksandes der Adria dürften außer gewissen
Fischen, so der mit Pflasterzähnen ausgerüsteten Goldbrasse (Chrv-
sophrys aurata), besonders Krebse tätig sein, während die zahlreichen
Seesterne, wie auch manche Fische mit schwächeren Gebissen die Kalk-
skelette ihrer Beute unversehrt wieder herausgeben. Übrigens ist die
Bedeutung gewisser Tierklassen für die Sedimentbildung, die Walther
durch die erwähnten Experimente sicherstellte, bereits früher von
Verrill für das Gebiet des Golfstromes287), von Heincke für die
Nordsee erkannt worden.
Lithothamnien-Lager auf Schelf flächen Westeuropas
Uberwiegend von Nulliporen (Lithothamnium calcareum Pallas)
gebildete Kalklager sind an der Nordküste der Bretagne östlich von der
Ile de Bas bis zu Kap La Hague hin und auch bei Belle Tie unter
dem Namen Maerl (oder Marie) bekannt. Sie enthalten bis zu 95%
Carbonate und dienen seit langer Zeit als Dünger. Hierbei wird der
gedredschte frische maßrl („maerl vif") wegen seines Gehalts an orga-
nischer Substanz dem in Fossilisierung begriffenen „maerl mort" vorge-
zogen. Nach der Angabe von A. A. Damoür können gewisse, hierbei
beteiligte Kalkalgen bis über 15°/o MgCOs enthalten, gewiß ein Prozent-
satz, der bei Spekulationen Uber Dolomitbildung nicht außer Acht
bleiben dürfte. Nach Mme Paul Lemoine288) besteht nur ein Teil des
maerl aus an Ort und Stelle gewachsenen Kalkalgen. Die in der Regel
nur in der Jugend festgewachsenen, später von der Brandung losge-
rissenen und frei lebenden, verästelten, je nach dem Untergrund sehr
variablen Formen, die in Tiefen zwischen 5 und 25 m, besonders
zwischen 10 und 20 m leben, werden vielfach auf sekundärer Lager-
stätte zusammengeschwemmt und bilden auch ebendort auf den Insel-
stranden weit verbreitete, detritogene Sandmassen.
Zwei Analysen, von einem noch lebenden, rot oder rötlich gefärbten
Lithothamnium calcareum (=A) und gebleichten, gelblichen, abge-
storbenen und abgerollten Exemplaren („maerl mort" =B), zeigen den
Beginn der Fossilisierung:
CaCOs
MgC03
Organische Substanz
A.
82,80 °/0
12,087o
5,12°/0
B.
84,35 °/o
12,92°/o
2,73 %
100,00
100,00
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21H
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Lithothamnium calcareum bildet auch an der Westküste Irlands, z. B.
in der Roundstoue Bay, in geringer Tiefe weit ausgedehnte Bänke und
zeigt je nach den Bedingungen der Wasserbewegung sehr variable
Formen. Die von der Brandung fein zerriebenen Kalkalgenmassen
dienen auch hier als „coral sand" zum Düngen der Felder289).
Bryozoensedimeute
Seltener als die genannten benthonischen Bildungen sind An-
häufungen von Bryozoen, wie solche der „Challengeru-Bericht von Tristan
da Cunha aus 110— 150 Faden und von den Marion- und Prinz Eduard-
Inseln aus 50—300 Faden angibt, wo diese Tierstöckchen einen großen,
wenn nicht den größten Teil des Sedimentes ausmachen.
Membranipora reticulum L. entfaltet in manchen brackischen Ge-
wässern eine solche Üppigkeit, daß man von Riffbildungen im Kleinen
sprechen könnte. Diese» nach Pergexs mit M. lapidosa Pallas identische
Art ist, wie es scheint, eurybiotisch im weitesten Sinne des Wortes.
Während sie schon als die Hauptbildnerin der von N. Axdrüssow280)
eingehend beschriebenen, neogenen Bryozoeuriffe der Halbinseln
Kertsch und Taman von lithogenetischer Bedeutung wird, findet
sie sich noch heute in großer Verbreitung nicht nur in den Ge-
wässern des Schwarzen, sondern auch des Mittelmeeres, und zwar unter
Bedingungen, die sie sowohl zu euryhalinen, wie zu eurythermen Tieren
weist. In der Kertsch-Straße lebt M. reticulum unmittelbar unter der
Meeresoberfläche, wo die Temperatur von 0 — 28 °C. schwankt ; auch der
Salzgehalt ändert sich hier häufig beträchtlich, je nach dem Winde. Ihre
üppigste Entwicklung entfaltet Membranipora reticulum jedoch in der
Bucht von Kertsch, wo der Salzgehalt im Allgemeinen niedriger ist, als
im Schwarzen Meere; in dieser Bucht, wie auch im Asow'schen Meere,
bildet sie besonders an den vertikalen Flächen der Pfähle der Landungs-
brücken und Navigationszeichen große Kolonien, welche an die inneren
Massen der fossilen Bryozoenbauten von Kertsch erinnern, wenn sie
auch gegenüber den fossilen Objekten nur Pygmäen darstellen. Etwa
1 Fuß unter dem mittleren Wasserspiegel beginnend, entwickeln die-
selben eine Dicke von 2 — 3 Fuß und reichen bis fast zum 12 — 13 Fuß
tiefen Boden. Ostkoumov berechnete im Asow'schen Meer einen jähr-
lichen Zuwachs von 2 Pfund trockener Substanz auf jeden Quadratzoll
Stangenoberfläche. Auf horizontalen Flächen bildet Membranipora
reticulum dagegen nur dünnere Inkrustationen. Die Höhlungen der
reich verästelten und blättrigen Kolonien dienen gewöhnlich zahlreichen
Würmern als Wohnsitz, während von Mollusken nur Mytilus minimus
selten auftritt.
Ähnliche große Kolonien derselben Bryozoenart finden sich
in gewissen Teilen über den Boden der Lagunen von Comacchio
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Hemipelagische Ablagerungen
217
südlich der Pomündung in der Adria vcrstrent. Bis etwa 2 m im Durch-
messer habend, im Innern blättrig, besitzen sie eine knollige Oberfläche
und enthalten in ihren Höhlungen eine dünnschalige Varietät von Cardium
edule und Syndesmya alba. Auch diese Kolonien scheinen über Holz-
stücken (Baumstümpfen) gewachsen zu sein. Im Volksmuiide* sind sie
als „Sciattaroniu bekannt.
Austern- und Perlenbänke
Bezüglich der Schalenanhäufungen von Bivalven, welche teilweise
aus eßbaren Arten (Austern, Miesmuscheln, Herzrauscheln usw.) zusammen-
gesetzt sind und vielfach unter natürlichen Bedingungen oder in eigens
dazu vorbereiteten Becken kultiviert werden, zum andern Teile, wie die
Perlbänke vou Ceylon und anderer Orte, z. B. Perlen liefern, muß an
dieser Stelle auf die Literatur201) und <Ue späteren Angaben im letzten
Kapitel verwiesen werden.
Schlußbemerknngen
Wie für die äußere Grenze der Schelfe keine bestimmte Tiefen-
linie angegeben werden kann, so gibt es auch keine scharfe Grenze
zwischen den Schelfablagerungen und dem, was im Folgenden unter
Jiemipelagischen Ablagerungen" behandelt werdeu wird. Wenn es nur
nach den Tiefen ginge, müßte unter den Schelfablagerungeu z. B. noch
ein Teil der glaukonitischen Sedimente und der Phosphatkonkretionen
besprochen werden. Doch läßt sich speziell das Verständnis der letzteren
besser in dem großen Zusammenhange mit der Glaukonitbildung er-
reichen, die eben doch in der Hauptsache am steilen Kontinentalab-
hang, nicht auf den eigentlichen Schelfflächen vor sich geht; und eine
Trennung von Glaukonitsediment und Phosphatkonkretion würde doppelt
verfehlt sein, wo die vorliegende Darstellung vor allem auch für den
Gebrauch des Geologen verfaßt ist, der die Paragenese beider Bildungen
stets vor Augen hat.
ß) Hemipelagische Ablagerungen
Einleitendes, insbesondere Ober dio Terminologie der hcmipelagisrhcn
Ablagerniigen
Feinste Sedimente, wie sie sich im Bereiche der Schelfe, soweit
sie festes Land umgürten, in den muldenartigen Vertiefungen, den
Schelffurchen und den zur Tiefsee hinabführenden Rinnen bilden,
herrschen auch an den Kontinentalböschungen von mehr als 200 m Tiefe
vor und können bei schmalem Schelf bis in die eigentliche Tiefsee zu
mehr als 4000 m Tiefe vordringen. Anderseits bedecken sie mit ver-
schiedenen Abarten auch die tieferen Böden der Nebenmeere, sowohl die
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Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
geräumigen und tiefen Kesselbrüche der großen Mittel meere, wie auch
die auf der ozeanischen Seite der Randnieere vielfach angeordneten
Becken und Rinnen. Indem sich in ihnen reichliches chersogenes,
anorganisches Material mit den wesentlich planktogenen Komponenten der
Hochsee 'mischt, leiten die hemipelagischen Sedimente zu den eigent-
lichen Tiefseeablagerungen über. Nach den planimetrischen Aus-
messungen von Krümmel beherrschen sie 55 — 56 Millionen qkm oder
15,4°/o der gesamten Meeresfläche, indem auf die Nebenmeere I6V2,
auf die Ozeanränder 39 Millionen qkm kommen. Indessen "können alle
diese Areale nur in sehr abgerundeten Zahlen angegeben werden, da
schärfere Grenzlinien, insbesondere gegen die Tiefsee hin, ohne große
Willkür — schon wegen der zu geringen Anzahl von Lotungen an vielen
Küsten — nicht zu ziehen sind und da man bei vielen Proben doch
im Zweifel sein kann, ob sie besser hierher oder zu den cupelagischen
Ablagerungen zu stellen sind.
Soweit es sich hauptsächlich um „terrigenes" Material handelt,
unterschieden Murray und Renard nach der Farbe drei Hauptarten:
Blauen, roten und grünen Schlick. Von diesen stehen blauer und roter
Schlick, auch der dunkelgraue Vulkanschlick, einander sehr nahe. Eine
besondere Abart bilden noch die glazialmarinen Sedimente, welche
E. Phllippi aus dem subantarktischen Ozean eingehend beschrieben
hat, und es ist hierbei darauf aufmerksam zu machen, daß überhaupt
glaziales Material sehr charakteristische accessorische Beimengungen
bildet. Eine abweichende Gruppe von Ablagerungen bilden die durch
autigenen Glaukonit charakterisierten Grünschlicke und Grünsande.
Weiterhin fügen wir mit Krümmel Kalkschlick und Kalksand hinzu,
welchen auch der Korallenschlamm und -sand angehören ; und schließlich
erscheint es, zumal im Hinblick auf die zahlreichen fossilen Vergleichs-
gesteine, angebracht, noch die schwefeleiseureichen Schlicke des Schwarzen
Meeres besonders herauszuheben.
In allen hemipelagischen Ablagerungen ist terrigenes, richtiger
chersogenes Material noch in charakteristischer Menge vorhanden,
darunter auch verschleppte Reste der Landvegetation. So waren
Moseley uud Al. AGASsrz nicht wenig erstaunt, den Meeresboden des
Karibischen Beckens mit frischen und verwesenden Massen von Holz,
Baumzweigen, Blättern und Früchten, so Orangen, Zuckerrohr, Mango-
blättern, bis zu Tiefen von über 2800 m übersät zu finden. Doch sind
auch diese Zeugen der Landnähe in den hemipelagischen Ablagerungen
längst nicht mehr so häufig, wie iu den litoralen Sedimenten. Gleich-
wohl wäre im Auge zu behalten, daß Al. Agassiz im Pazifischen
Ozean zwischen Mexiko und den Galäpagos selbst noch im Globigerinen-
schlamm Unmassen, verwesender Baumzweige und Blätter fest-
stellen konnte.
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
219
In der Terminologie hat sich Krümmel, dem auch wir folgen,
mit der Anwendung von „Schlick" und „Schlamm" scharf au den an
den deutschen Meeresküsten herrschenden Sprachgebrauch gehalten: -Als
Schlick sind die dem Festlande nahen bündigen Ablagerungen feinsten
Korns, als Schlamm mehr lockere, also auch von schwach 'bewegtem
Wasser leicht aufrührbare Sedimente verstanden. Ich übersetze also
das englische mud (niederdeutsch Modde) mit Schlick, ooze mit
Schlamm. Joh. Walther ist gerade umgekehrt verfahreu, Futterer
in seinem trefflichen Auszuge aus Murray und Renards Werk über-
setzt ooze mit Erde, mud mit Schlamm; ihm ist u. a. Penck gefolgt.—
Bei Al. Agassiz finden sich gelegentlich noch die Bezeichnungen
silt und slab, wobei silt ganz feinen terrigeuen Schlick, slab aber
biogenen Schlamm bedeutet."
•
*
A. Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
I. Die normalen Blauschlicke
Der Blauschlick (blue mud der Engländer, boue bleue der
Franzosen) ist das verbreitetste Sediment unter den hemipelagischen
Ablagerungen. Seine Farbe ist überwiegend dunkelblaugrau oder
schieferfarben, doch hat man sich gewöhnt, auch Ablagerungen mit
bräunlichen und grünlichen Farbtönen, soweit dieselben nicht auf Bei-
mengung von Glaukonit zurückzuführen sind, mit jenem Namen zu be-
zeichnen. Die den charakteristischen Farbton hervorrufende färbende
Substanz ist neben organischen Stoffen hauptsächlich fein verteiltes
Schwefeleisen, und es gilt hierfür dasselbe, was früher über das Vor-
kommen dieser Substanz im Wattenschlick und Limanschlamm gesagt
wurde202). Ja, es scheint auch im Blauschlick eine Kalkauflösung, ähnlich
der in den Schlammen der Lagune von Thau, stattzufinden, so daß
J. Murray erstaunt war, von den zwar nicht überwältigend hänfigen,
so doch immerhin auch nicht seltenen Tieren der Oberfläche im Sediment
selbst so wenig zu finden. Viele Blauschlicke weisen, frisch der Lot-
röhre oder Dredsche entnommen, einen mehr oder weniger ausgeprägten
Geruch nach Schwefelwasserstoff auf. In der Regel ist die oberste
Schicht von sehr schlammiger Beschaffenheit und durch Oxydation und
Hydratbildung der Eisenverbindungen rötlich bis bräunlich verfärbt. In
getrocknetem Zustande veräudert der Blauschlick seine Farbe in ein
deutlicheres Grau oder Braun durch Oxydation der vorhandenen Eisen-
sulfide. Die genannten grünlichen Färbungen dürften, wenn nicht
Glaukonit beigemengt ist, durch organische Substanzen bewirkt werden.
Im übrigen ist der Schlick von sehr wechselnder Beschaffenheit.
Als charakteristisch mag erwähnt werden, daß unter den mineralischen
Gernengteilen kleine Quarzsplitter weitaus vorherrschen, während sie in
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220
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
eupelagischen Sedimenten sehr selten sind oder ganz fehlen. Daneben
treten alle mögliehen gesteinsbildenden Mineralien auf. Der hohe
Prozentsatz an solchen Bestandteilen zeigt sich am besten aus einer
der Darstelluug des Challenger- Werks entnommenen Zusammenstellung:
Pelagische Foraminiferen .... 7,52
Benthonische Foraminiferen . . . 1,75
Andere kalkabsondernde Organismen 3,21
Kalkabsoudernde
Organismen
Unlöslicher
Rückstand
Mineralien
Feinste Abschlämmassen
Summe
12,48
3,27
22,48
■ ■ •
61,77
Summe
87,52
100,00
Die Tiefen, aus denen z. B. die „Valdivia" Blauschlick lotete,
liegen zwischen 214 und 5214 m, die Durchschnittstiefe betrug 1934 m.
Die Proben des «Challenger11 bewegen sich ungefähr zwischen den
gleichen Tiefengrenzen, doch steigt die Durchschnittstiefe hier bis auf
2580 m. Die Differeuz liegt an der Fahrtroute der beiden Expeditionen,
und die Zahlen sollen auch nur einen ungefähren Anhaltspunkt geben.
Z. T. eine Funktion der Tiefe ist die Höhe des Kalkgehaltes. Das
gilt wenigstens für die größeren in Frage kommenden Tiefen, so daß die
tiefsten Blauschlicke ganz kalkfrei werden. Auf die Ursache dieser Er-
scheinung wird erst später einzugehen sein. Im übrigen schwankt der
Kalkgehalt von geringen Spuren bis zu Va des Ganzen, so daß teilweise
von Mergelschlick gesprochen werden könnte. In manchen Becken der
großen Mittelmeere geht bei weiterer Steigerung des Kalkgehaltcs das
Sediment schrittweise in Kalkschlick über, ohne daß eine scharfe Grenze
gezogen werden könnte. Daß auch die Äquivalente des Blauschlicks um
ozeanische Kalkinseln Kalkschlicke sein werden, liegt auf der Hand.
Wir kommen darauf zurück. Die Kalkbeimengungen des dunklen
Schlicks rühren außer von planktonischen und benthouischeu Fora-
miniferen teils von Echiniden, Lamellibranchiaten, Ostracoden, teils von
Coecolithophoriden her. Andere Organismenreste spielen im Blauschlick
nur eine bescheidene Rolle, da derselbe für die Ansiedlung der meisten
Tiere ungeeignet ist. MmiiAY und Philippe machten die Beobachtung,
daß im Blauschlick vielfach der Erhaltungszustand der pelagischen Fora-
miniferen ein besserer ist als im Globigerinenschlamm, welcher dieselben
Typen führt. „Es scheint im Globigerinenschlamm öfters ein Um-
kristallisierungsprozeß vor sich zu gehen, der im Blauschlick nicht ein-
tritt". Man geht wohl nicht fehl, die verschiedene Größe der inneren
Oberfläche dieser beiden .Sedimentarten hierfür verantwortlich zu machen.
In anderen Fällen sind die Schalreste im Blauschlick zu einem fein-
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Dankler oder blauer Schlick nebst Abarten 221
körnigen Grus zermahlen; „diese Zertrümmerung ist wohl darauf zurück-
zuführen, daß der Tiefenschlamm ein- oder mehrmals den Darm schlick-
fresseuder Tiere, wohl in erster Linie von Echinodermen passiert hat".
Bemerkenswerterweise scheint an den tropischen Küsten Afrikas das
Vorkommen der Coccolithophoriden in den küstennahen Ablagerungen
mit dem der Korallenriffe parallel zu gehen, d. h. dieselben fehlen, wie
die Riffe, an der Westküste von Afrika. Es bedarf weiterer Aufklärung,
ob hier die herrschende Wind- und Stromrichtung, ob beigemengtes
schädliches Süßwasser an der Westküste oder welche Faktoren hierbei
von Wirksamkeit sind. Proben, welche das Kanonenboot „Drache44 aus
mehr als 300 m Tiefe in der Norwegischen Rinue gesammelt hatte, ent-
hielten so zahlreiche Individuen der Foraminifere Uvigerina pygmaea,
daß GCmbel293) geneigt war, von Uvigerinenschlamm zu sprechen; an
anderen Stellen dagegen herrschte die wohlbekannte pelagische Globi-
gerina bulloides vor, doch stieg der Gehalt au CaCOs auch nur auf
13 — 14%, und zahlreiche Quarzkörnchen, Glimmerschüppchen, Horn-
blendeuädelchen, den Gesteinen des benachbarten norwegischen Gebirges
entstammend, verrieten die terrigene Herkunft des Sedimentes, und die
Hälfte der Masse bestand aus gauz feinem Ton. Solche feinsten Ab-
schlämmassen nehmen mit der Meerestiefe deutlich zu, wie sich aus den
Zahlen des Challeuger-Berichtes ergibt.
Unter den Mineralkömern der Blauschlicke überwiegen immer die
sog. „kontinentalen", d. h. die Zertrümmerungsprodukte von Tiefen-
gesteinen und kristallinen Schiefern. Die „Valdivia" fand aber in allen
Blauschlicken auch Splitter von vulkanischem Glas, was bei der universellen
Verbreitung von schwimmendem Bimsstein nicht weiter verwunderlich
ist. In ungefähr der Hälfte der untersuchten Proben fanden sich ferner
Glaukonitkörner, etwa ebenso häufig kleine Schwefelkiesknöllchen, die als
Neubildung aufzufassen sind. Manganknollen fehlen im echten Blau-
schlick, wie denn überhaupt die höheren Oxydationsstufen des Maugans
und Eisens sich bei reichlicher Gegenwart von verwesender organischer
Substanz nicht bilden können.
Im Gebiete des Pazifischen Ozeans tragen diesen Blauschlick
größere Flächen zwischen den Galäpagos-Inseln und Acapulco oft über
200 Seemeilen von der Küste seewärts. Im Indischen Ozean sind der
Bengalische und Arabische Golf, die Mosambikstraße und, nach den Be-
funden der Deutschen Südpolar-Expedition, eine breite Strecke südlich
von Madagaskar bis zur südafrikanischen Küste Inn mit dieser Sediment -
art versehen. Nächstdem dürften die höheren Südbreiten ein typisches
Feld des dunklen Schlicks sein; doch unterscheiden sich gerade diese
unter dem Einfluß der intensiven antarktischen Vereisung gebildeten
Ablagerungen durch einige wesentliche Besonderheiten derart von den
normalen Blauschlicken der mittleren Breiten, daß es gerechtfertigt
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222
Die jungen Meeressediinente und ihre Bildung
erscheint, hier mit E. Philtppi von glazial-marinen Sedimenten zu
sprechen, auf welche wir gleich zurückkommen.
Ein recht eigenartiges Sediment, welches wir im Anschluß an die
Blanschlicke, in deren Bereich es gefunden wurde, doch kurz besprechen
möchten, wurde von der „Valdivia" auf ihrer Station 68 vor der Kongo-
Mündung aus 214 m Tiefe zu Tage gefördert. Es war von körniglockerer
Beschaffenheit und dunkelhraungrauer Farbe mit weißen Flecken. Der
nur 4,5 °/o betragende Kalkgehalt setzte sich zusammen aus Bruchstücken
benthonischer und plauktonischer Foraminiferen, sowie von Mollusken,
Fig. 81.
Koprolithenschlick (wohl eine Abart des Blauschlickes) aus 214 m Tiefe vor der Kongo-
Mündung. „Valdivia"- Station 68. Vergrößerung 18 mal. (Besteht hauptsächlich aus
Echinoderinenfaces: daneben finden sich Bruchstücke von Molluskenschalen und pelagische
Foraminiferen.) Nach MURRAY und PlULIPPI, Die Grundproben der „Deutschen Tief6ee-
Expeditiou", Tafel V (XX). Fig. 2.
Fischwirbeln und Otolithen. l^uarz- und Feldspatkörner von eckiger
Beschaffenheit, aber nur 0,08 mm mittlerem Durchmesser machten l°/o
aus, während 44°/u des Sedimentes feinste, nicht näher definierbare,
mineralische „Tonsubstanz" darstellte. Den interessantesten Teil dieser
CJ rund probe, welche in Figur 81 abgebildet ist, bilden aber die den
Rest mit 50,5% zusammensetzenden, ovalen, gerundeten Körperchen,
welche von J. Murray für Echinodermen-Exkremente gehalten wurden.
Sie variieren in der Länge von 0,4 — 0,8 mm, in der Breite von 0,2 bis
0,6 mm und wechseln in der Färbung von grau zu braun uud dunkelgrün.
Einige von diesen harten Körperchen schienen in Glaukonitisierting
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
223
begriffen zu sein. Schon die „Challenger^-Expedition hatte solche Gebilde
festgestellt, und dieselben sind seitdem besonders durch Buchanan aus
dem Golf von Guinea und von der Kongo-Mündung bekannt geworden.
Buchanan fand hier an mancheu Stellen in Tiefen von etwa 90 oder
100 m die ganze Bodenbedeckung aus diesen Exkrementen bestehend
und sprach dann von%coprolithic mudu, was wir mit „Koprolithenschltek"
übersetzen würden. Diese Exkremente fanden sich bisher nur in touigen
Ablagerungen in der Nähe des Landes, besonders vor der Mündung
großer Ströme. Die „Valdivia" stellte sie aber auch in einem Pteropoden-
schlamm aus 296 m Tiefe im SW von Groß- Nicobar im nördlichen
Indischen Ozean fest.
II. Die glazial-marinen Sedimente der hohen Südbreiten
Die glazial-marinen Sedimente weichen vom eigentlichen Blau-
schlick ab durch die meist völlige Abwesenheit von kohlensaurem Kalk,
durch geringeren Gehalt an organischen Substanzen, durch die sehr un-
gleiche Korngröße, besonders in den gröberen Bestandteilen, endlich
noch durch die Beschaffenheit der feinsten schlammigen Massen; diese
stellen in den antarktischen Sedimenten meist ein äußerst feines Ge-
steinsmehl aus großenteils eckigen Komponenten (verfrachtete „Gletscher-
milch") dar, während sie im Blauschlick überwiegend aus tonigen Sub-
stanzen bestehen. Die Mineralkörner sind fast ausschließlich „kon-
tinentale". Das Korn wird im allgemeinen desto feiner, je mehr die
Entfernung vom Inlandeise und damit auch die Meerestiefe zunimmt.
Es finden sich alle Abstufungen von gut gerundeten bis zu eckigen Kom-
ponenten. Die Durchschnittst iefe beträgt für die Proben des „Gaußu
2666 m. das Minimum war 315 m, das Maximum 3670 m. Die Grund-
farbe der Sedimente ist grau, gelegentlich mit gelblichen, grünlichen
oder braunen Tönen. Die auffallende Kalkarmut der glazial-marinen
Sedimente (— 24 von 33 Proben waren völlig kalkfrei, 8 andere ent-
hielten CaCOs in Spuren bis zu 5°/0, nur in einer Probe mit höherem
Kalkgehalt mengten sich reichlich die orgauogenen Bestandteile von
Globigeriuenschlamm bei, ein abnormer .Fall, der nicht maßgebend sein
kann — ) fällt zusammen mit der Seltenheit kieseliger Organismenreste,
von denen insbesondere Diatomeen zu erwarten gewesen wären. Das
wird in Verbindung mit der Beobachtung, daß die oberen Wasser-
schichten in den fraglichen Regionen keineswegs arm an kalkschaligem
Plankton sind, verständlich durch die weitere Feststellung, daß diese
organischen Reste sich in größten Mengen nördlich von der Packeiskante
anhäufen und hier Globigerinen- und Diatomeeuschlamme bilden. Wahr-
scheinlich beruhen alle diese Eigenschaften der glazial-marinen Sedimente
auf einer Wirkung der PETTERSSOXschen Eisschmelzwasserströme, durch
Die jungen Meeresaedinient« und ihre Bildung
welche nicht nur ein Abtransport und eine Saigerung der minerogenen
Bestandteile, sondern auch eine Fortführung der Planktonschalen be-
wirkt wird. Nicht weniger wichtig als die mechanische, transportierende
Wirkung solcher Strömungen ist die auflösende Tätigkeit derselben. Da
durch das sauerstoffreiche Wasser der Antarktis die reichlich vorhandene
organische Substanz energisch zu Kohlensäure oxydiert wird, könuen sich
selbst die massiveren kalkigen Hartgebilde benthonischer Tiere, die für
einen mechanischen Abtransport viel zu schwer sind, nach dem Ab-
sterben derselben nicht erhalten; kaum etwas von dem reichen Material
an lebenden Korallen, Mollusken, Brachiopoden, Bryozoen, Echinodermen
usw., welches die Dredschzüge zutage förderten, spiegelt sich im Sedi-
ment wieder, nur hin und wieder gefundene entkalkte Bryozoenzweige
deuten auf die am Meeresboden in situ vor sich gehende Kalkauflösung hin.
Ein Vergleich der glazial-marinen Ablagerungen der Antarktis
mit arktischen Meeressedimenten ergab Philippi kaum irgendwelche
Vergleichspunkte. Das dürfte einmal durch die bedeutend geringere
Vereisung des Nordpolargebietes, dann aber auch durch die Einmündung
mächtiger Ströme in das nördliche Eismeer zu erklären sein, welche
ungeheure Mengen terrigenen Materials als Flußtrübe zuführen und dort
ein dem typischen Blauschlick näher verwandtes Sediment erzeugen.
Die glazial-marinen Sedimente der hohen Südbreiten stellen also
eine besondere, glaziale Fazies der hemipelagischen Ablagerungen dar,
die sich in manchen Punkten sehr wesentlich von dem Typus derselben
entfernt. Überall in ihnen finden sich große Gesteinsblöcke zerstreut,
die von den abschmelzenden, tafelförmigen Eisbergen dieser Gegendeu
fallen gelassen worden sind. Die Tafelnatur der autarktischen Eisberge
(vergl. auch Tafel V) ist insofern für den Transport des mitgeschleppten
Gesteinsmaterials von Wichtigkeit, als dieses hauptsächlich der Grund-
moräue entstammt und daher vorwiegend an die Uuterfläche der Eistafeln
gebunden erscheint. Diese schmilzt aber bei den tafelförmigen Eisbergen,
welche gerade in den inueren Teilen der Packeiszone die große Mehr-
zahl bilden, zuerst ab. Die meisten Eisberge dürften daher — und das
stimmt mit den Sedimenten aufs beste übereiu — die Hauptmasse ihrer
Gesteiiiseinschlüsse schon sehr frühzeitig und meist in den inueren Teilen
der Packeiszone verlieren, daher mit verhältnismäßig wenig Gesteins-
material beladen in die äußeren Teile derselben eintreten.
Den glazial-marinen Sedimenten PmLrppis ähnliche Ablagerungen
hat auch die schottische Südpolarexpedition auf der „Scotia" gefunden.
Ein in größerem Abstände vom Inlandeis und in größerer Tiefe gefundenes
Sediment bezeichnete J. II. H. PutlE in seiner ersten Mitteilung als
-Blue Mud approximating to Red Clay" 294); doch zeigt seine eigene
Angabe, daß die hier 95— 98°/o ausmachenden „fine washings" haupt-
sächlich aus feinstem Gesteinsmehl, dem glazialen Schleifmehl des
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
Inlandeises, bestehen, am besten die Übereinstimmung mit den fein-
körnigeren Arten der Sedimente des „Gauß"; und in der Tat hat un-
längst auch Pirie295) die PmiiPPlsche Bezeichnung übernommen. Das
Gebiet nördlich von Coats Land, wo diese Proben von der „Scotia" ge-
lotet wurden, war auffallend arm an Eisbergen; Diatomeen fehlten auch
in diesen Ablagerungen. Auch die Sedimente, welche die „Belgica* süd-
westlich von Grahamland am Rande des antarktischen Kontinentes lotete,
und welche H. Arctowski & A. F. Renard298) als sandigen oder
kalkigen Schlamm bezeichneten, dürften mit den inneren Proben des
„Gauß" zu parallelisieren sein. Daß alle die genannten Expeditionen
reichlich gekritzte Glazialgeschiebe gefunden haben, bedarf keiner be-
sonderen Erläuterung mehr.
III. Die Sedimente des Arktischen Zentralbeckens
Typischeren dunklen Schlick trägt von den Mittelmeeren zunächst
das Arktische Zentralbecken, wo sich nach Nansen ein brauner Ton-
schlick mit sehr geringem Kalkgehalt (höchstens 5°/0) und ohne Scbal-
reste von Tieren absetzt, also ein fossilleeres, minerogenes Sediment sich
bildet. Daß dieser braune Ton am sibirischen Schelfhauge bis zu
1400 m Tiefe hin von einer. 10 — 11 cm dicken Decke grauen Tons über-
lagert wird, in welcher auch vereinzelte benthonische Foraminiferen vor-
kommen, erklärt Nansen als Wirkung einer neuzeitlichen Hebung der -
kontinentalen Küste, die dadurch näher an die Tiefsee' heranrückte und
ihre Denudationsprodukte entsprechend vorschob. Das Fehlen gröberer
Mineralpartikel in dem im ganzen ziemlich feinkörnigen, braunen Schlick
wird dadurch verständlich, daß die fast geschlossen einhertreibende Eis-
schollendecke in diesen Gegenden nur sehr wenig abschmilzt, sodaß
das in ihr enthaltene, chersogene Material (eingeschlossene Gesteins-
blöcke und atmosphärischer Staub) erst im Bereiche von Ostgröuland
reichlicher zur Ablagerung kommt.
IV. Die Sedimente des Europäischen Nordmeeres
Mit den Ablagerungen des Europäischen oder Norwegischen Nord-
meeres haben uns ältere Mitteilungen von L. Schmelok2117), sowie
neuere Untersuchungen von 0. B. Böooild '-'"*) bekannt gemacht. Hier-
nach ist ein graues Sediment, der sogenannte „graue Ton'' Schmelcks
vorherrschend; er zieht sich aus dem Flachwasser bis in die größten '
Tiefen des Nordmeeres hinab, erscheint aber von 900 m ab bis in die
größten Tiefen an der Oberfläche von brauner Farbe. Dieser „braune
Ton" der norwegischen Autoren wird noch in die Unterarten des „Über-
gangstones" und des „Bilocnlina-Tonesu zerlegt, welch' letzterer sic h in
1500 oder 2000 m Tiefe einstellt.
And Tit. Geologie de« Meeresboden». II. j
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226 Di« jungen Meeressedimente and ihre Bildung
Während der graue Ton nnr wenige Prozent CaCOB enthält,
schwankt der Gehalt der oberflächlichen, braunen Lage au dieser
Substanz sehr stark. Am geringsten ist der Kalkgehalt in einem
Gebiete, welches sich von der vulkanischen Insel Jan Mayen bis
dreiviertel Weges nach Spitzbergen hinzieht, und man geht wohl
nicht fehl, wenn man für diesen geringen Kalkgehalt einmal die für
kalkiges Plankton ungünstigen Lebensbedingungen, dann aber auch
Maskierung der Kalkkomponenten durch vulkanische Beimengungen, so-
wie ostgröuländischeu und arktischen Eisbergschutt verantwortlich
macht. Das Maximum des Kalkgehaltes zeigt nach Schmelck eine
größeren Tiefen entsprechende, zwischen Island und Jan Mayen gelegene,
südostnordwestlich gerichtete Zone, in welcher mehrfach Proben mit über
60%, einmal, von der „Ingolf "-Expedition, mit 61,34% gelotet wurden.
Im allgemeinen liegt aber der Kalkgehalt der Sedimente der zentralen
Teile des Europäischen Nordmeeres zwischen 25 und 40%. Der Kalk
dieser oberflächlichen Sedimeutschicht wird außer von Globigerinen von
der sehr häufigen beuthonischen Foraminifere Biloculina laevis geliefert,
und Schmelck bezeichnete daher dieses Sediment als Biloculinenton,
obwohl kieselige Bestandteile weit über die Hälfte dieses Mergelsedi-
mentes zusammensetzen. Böggild hat diese Bezeichnung fallen ge-
lassen und durch „Globigermen-Ton*' ersetzt, worin ihm auch Phjlippi
und zuletzt Murray 2") in seinem mit J. Hjort zusammen verfaßten
Werk über die ^Michael Sars" -Expedition gefolgt sind. Immerhin muß
doch gesagt werden, daß dieses nördlichste Vorkommen von Globigerinen-
schlamm sich von dem tropischen Typus dieses Sedimentes nicht un-
erheblich unterscheidet, indem die starke Beteiligung alloehthon-klastischer
Materie gewisse Anklänge an den Blauschlick bewirkt. So hält denn
auch Philippi z. B. den grauen Ton des Nordmeeres für nichts anderes
als einen Blauschlick mit gewissen glazialen Zügen. Die Farbe des
„braunen Tones" aber faßt er nur als den Ausdruck oberflächlicher
Oxydation auf, wie solche im Gebiete des Blauschlicks an der Tages-
ordnung ist, wenn das Sediment genügend lange dem oxydierenden Ein-
flüsse des Meerwassers unterlag. „Einen besonderen .Übergangston1
zwischen Blauschlick und Globigerinensehlamm zu schaffen, erscheint
nicht notwendig, da ja sämtliche marinen Sedimente naturgemäß durch
Übergänge miteinander verknüpft sind" (Philippi). Der grüne „Rhab-
dammina-Tonu endlich, der nach Schmelck den Boden der flachen Rand-
• zone des Nordmeerbeckens, besonders gegen Norwegen und Spitzbergen,
aber auch östlich von Island, bedeckt, ist wohl als eine an Kieselsäure
sehr reiche Abart des Blauschlicks zu betrachten.
DieÜbereinanderschichtungdes grauen Tones und derbraunen, stärker
oxydierten Decke hat Fr. Nansen zur Annahme von Niveauverschiebungen
geführt. Der ..graue Ton" hat, ganz abgesehen davon, daß seine Korngröße
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
221
mit zunehmender Tiefe abnimmt, stets gröberes Korn als die nach der Tiefe
zu stetig mächtiger werdende, braune Decke und stimmt in der Korn-
größe gut mit den Ablagerungen des Nordpolarbeckens überein. Es
dürfte daher gerechtfertigt sein, für seine Bildung in einer nicht zu
fernen Vergangenheit eine reichlichere Zufuhr von kontinentalem Ge-
steinsmaterial anzunehmen. Nach Nansen müßte das in oder vor der
Eiszeit stattgefunden haben, als die umgebenden Schelfe Festland oder
Inseln waren, das Nordmeerbecke u also viel mehr eingeengt war als jetzt,
und namentlich auch ein landfester Island-Färöer-Rücken das warme
atlantische Wasser fernhielt, sodaß sich mehr Treibeis bilden konnte.
Hierdurch würde dann gleichzeitig die Kalkarmut der grauen Tone auf
ungünstige Lebensbedingungen für kalkschaliges Plankton zurück-
geführt sein.
V. Die Sedimente des Australasiatischen Mittelmeeres
Vorbemerkungen
Über die Sedimente des Australasiatischen Mittelmeeres hat uns
außer der „Challenger" -Expedition, welche, aus der Torres - Straße
kommend, in Richtung Hongkong durch Arafura-, Banda-, Celebes- und
Sulu-See hindurchquerte, vor allem die holländische „Siboga"-Expedition
unter Max Weber unterrichtet, dem wir auch die ersten Berichte über
diese erfolgreiche Reise verdanken300). Die von der „Siboga" gesammelten
Meeresgrundproben hat dann neuerdings noch 0. B. Böggild301) ein-
gehenderen Untersuchungen unterzogen.
Die Proben der „Challenger" -Expedition ließen fast durchweg
ein Überwiegen der chersogeuen Mineralkomponente erkennen. Das
gilt z. B. von der Banda-See, deren Nachbarinseln reichlich kontinentalen
Detritus liefern, welchen die kräftigen Strömungen verteilen; und nur
stellenweise wurde, entsprechend den im Plankton zahlreich auftretenden
Globigerinen, auch der Kalk einmal reichlicher (bis 31%) angetroffen.
Auch in den nördlicheren Tiefenbecken dieses Mittelmeeres, welche der
„Challenger" zweimal durchfuhr, hatten einzelne Proben überhaupt
keinen oder nur einen ganz geringen Kalkgehalt; nur eine Probe in der
Sulu-See aus 4070 m besaß 14,6°/o, eine andere aus der China-See, un-
weit von den Philippinen, aus 1920 m sogar 22°/o. So konnten die Ge-
lehrten des -Challenger" die Sedimente dieses Mittelmeeres in der Haupt-
sache als Blauschlicke buchen. Dieses Verhalten war um so bemerkens-
werter, als sowohl das Romanische Mittelmeer und das Rote Meer,
wie auch das Amerikanische Mittelmeer ganz abweichend davon in der
Hauptsache kalkreichere Sedimente liefern, die man als Mergel- oder gar
als Kalkschlick bezeichnen muß. Dieses scheinbar besondere. Verhalten
des Australasiatischen Mittelmeeres darf aber heute, nach den neuer-
15*
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V28
Die jungen Meeressedimeute und ihre Bildung
liehen Feststellungen von 0. B. Bögöild, nicht mehr allzu sehr betont
werden; denn die Ergebnisse des „Challenger", dessen Fahrtroute sich
mehr oder weniger an die Inseln anlehnte, waren nicht erschöpfend, und
in der Tat hat die „Siboga", indem sie die Tiefenbecken durchquerte,
auch eine größere Zahl von Sedimenten zutage gefördert, welche bei
einem Kalkgehalt zwischen 30,4. und 91,9°/o einerseits an Globigerinen-
scblamm, anderseits an Kalkschlicke („Korallenschlick" der älteren Au-
toren) erinnern. Dadurch hat sich jener Unterschied in der Sedimen-
tation der genannten interkontinentalen Mittelmeere doch mehr und
mehr verwischt. Gleichwohl bietet gerade das Anstralasiatische Mittel-
meer die größten Gegensatze auf relativ engem Räume nebeneinander
dar, indem seine tiefsten Einsenkungen gar Verhältnisse erkennen lassen,
die an die euozeanische Tiefsee erinnern. Es dürfte sich daher ein
näheres Eingehen auf die Ergebnisse der BöGGiLDschen Arbeit belohnt
machen.
Die Sedimentation des Aastralaaiatiarhen Hittelineereti
Die Hauptmasse der von der „Siboga" erbeuteten Sedimente sind
Blauschlicke, bezw. vulkanische Schlicke. Von den typischen Blanschlicken
zeigten die meisten im trockenen Zustande graue, einige glaukonitreiche
aber grünliche Farbe, während nur wenige bräunliches oder rötliches
Aussehen hatten. Der Kalkgehalt der meist eine ziemliche Konsistenz
zeigenden Proben ergab sich zu 2,4— 29,3 °/0, im Mittel zu 13%. Das
Korn war außerordentlich fein, sodaß mindestens 85, meist Uber 90, ja
vielfach über 99% zur Korngröße unterhalb 0,05 mm gehörten. Die
Proben entstammten Tiefen zwischen 304 und 3702 m; die Durchschnitts-
tiefe betrug 1673 m. Auffallend häufig und zahlreich wurden vom Fest^
lande durch Flüsse verschleppte Pflauzenreste, wie ganze Stämme, Zweige,
Blätter und Früchte, angetroffen, eine Erscheinung, welche bei der großen
Masse auf gleiche Weise herverfrachteter chersogener Komponenten
wohl verständlich ist. Die Bodenfauna war auf diesen Schlickböden
im allgemeinen arm.
Recht häufig läßt der Boden des Australasiatischen Mittelmeeres
in seinen oberen Lagen zwei Schichten erkennen, die sich sowohl in
der Farbe, wie in der Konsistenz voneinander unterscheiden. In diesen
Fällen ist die höhere Lage des Schlickes kaffeebraun und besitzt breiig-
flüssige Konsistenz. Darunter folgt, in größerer Küstenuähe, wie z. B.
zwischen Buton, Saleyer und den Lucipara-Inseln, in 2,5—4 cm Tiefe,
weiter ab von den Küsten aber erst in 15 cm Tiefe der feste, zähe, erst
graue, dann blau- oder grünlich -graue Schlick, welcher zuletzt dunkelblau
wird. In der breiigen, braunen Oberschicht sind die vorhandenen Kalk-
schalen noch gut erhalten; in den tieferen Schichten schwinden sie
jedoch mehr und mehr, und man geht wohl nicht fehl, hier eine Kalk-
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Dankler oder blaaer Schlick nebst Abarten 229
auflösung anzunehmen, wie sie mehr oder weniger alle an organischer
Substanz und an Schwefeleisen reichen Sedimente zeigen, wobei auf die
im Anschluß an die Untersuchungen von L. Sudry über die Sedimente der
Lagune von Thau gemachten Bemerkungen zurückverwiesen sei. Eine
ähnliche Überlagerung einer grauen, festeren Schlickschicht durch eine
braungefärbte, beweglichere Oberschicht ist auderwärts bereits früher
von der Norwegischen Nordmeer-Expedition uud von den Gelehrten des
„Challenger" festgestellt worden. J. Muruay war nun der Meinung, daß
die graue Färbung der Unterschicht durch Reduktion der beigemengten
Eisenverbindungen unter Vermittlung verwesender organischer Substanzen
entstehe, während umgekehrt die braune Farbe der Oberschicht auf
Oxydationsprozesse unter dem Einfluß des im Meerwasser gelösten
Sauerstoffs zurückzuführen sei. Mit dieser Anschauung stimmt es bestens
überein. daß z. B. Globigerinenschlamme, obwohl sie ursprünglich reich
an organischen Substanzen sind, doch viel mehr bräunliche als graue
Farbtöne erkennen lassen, da sie sich bedeuteud langsamer als die an
chersogenen Komponenten reichen Blauschlicke ablagern und ihre ober-
flächlichen Lagen jeweils länger mit dem oxydierenden Meerwasser in
unmittelbarer Berührung bleiben. Bei alledem dürfte es, was im Hinblick
auf Böggilüs Äußerungen zu dieser Erscheinung ausdrücklich betout
sei, gleichgültig sein, welche Farbe die allochthonen Schlickkomponenten
bei ihrem Transport hatten. Je weiter man sich im Gebiete des Blau-
schlicks und verwandter Sedimente des in Frage stehenden Mittelmeeres
von den Küsten entfernt und sich in Gebiete langsamerer Sedimentation
begibt, desto mehr häufen sich die braunen Farbtöne und desto mächtiger
wird die oxydierte Oberschicht. Falls daher Schlickkomponenten in
reduzierter Form dem Meere zugeführt werden, ist zunächst ihre
Oxydation nach Absatz auf dem Meeresboden wahrscheinlich, danach
aber mögen sie eine abermalige Reduktion erfahren, sofern sie durch
Bedeckung mit neuem Sediment dem oxydierenden Einfluß des Bodeu-
wassers wieder entzogen werden.
In vereinzelten Fällen bilden übrigens Foraminiferenschalen eine
dünne, weiße Schicht auf dem Boden; auch Pteropodenschalen sind hin
und wieder häufiger, bisher aber niemals in so überragender Menge
angetroffen worden, daß man wie im europäischeu oder amerikanischen
Mittelmeer in Versuchung geführt werden könnte, von Pteropodeuschlamm
schlechthin zu sprechen.
Dem Blauschlick des Australasiatischen Mittelmeeres steheu die
vulkanischen Schlicke, deren Verbreitung im Einzelnen später anzugeben
sein wird, äußerst nahe. Von 22 hierhin gerechneten Proben waren
die meisten im trockenen Zustand grau, nur 5 bräunlich, 1 rötlich; im
Zusammenhange mit dem charakteristischen Fehlen von Glaukonit steht
das Zurücktreten grünlicher Farbtöne. Die Tiefe schwankte zwischen
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230 Die jungen MeereKsediraente und ihre Bildung
274 und 3302 m und betrog im Mittel 1399 m, der Kalkgehalt ging von
0,9— 29.8 °/0 und betrug im Mittel 13,2 %>. Manche Proben enthielten
bedeutend mehr gröbere Bestandteile als die Blauschlicke, und die durch
das Hinzutreten von Komponenten aus subaerischen Aschenfällen ver-
ursachte Ungleichmäßigkeit in der Beteiligung der einzelnen Korngrößen
steht im strikten Gegeusatz zu dem Verhalten jener sonst nahe ver-
wandten Sedimente.
Aus Tiefen zwischeu 289 und 1270 m (im Mittel 579 m) stammen
einige Gruudproben mit einem Kalkgehalt zwischen 48,7 und 91,9, im
Mittel von 79 °/0, welche, meist grau gefärbt, sehr wenig Zusammenhalt
zeigten und sich durch großen Reichtum an zwar nicht immer deutlich
bestimmbaren Orgauismenresten auszeichneten. Bögolld hat sie mit
den Korallenschlicken und -sanden der älteren Autoren verglichen; doch
stehen manche sicher dem Globigerinenschlamm sehr nahe. Zum
Globigerinenschlamm selbst, der sich durch erhebliche Beimengung von
Schälcheu pelagischer Foraminiferen auszeichnet, rechnete derselbe Autor
27 Proben der „Siboga"- Ausbeute, obwohl sie alle infolge stärkerer
Beteiligung chersogener Komponenten nur sehr wenig typisch eutwickelt
sind. Die reinsten Proben wurden noch südlich vou Celebes und in
einem kleinen Distrikt südlich von Ceram gefunden, während z. B. die
Proben aus dem Halmaheira-Meer Kalkschlicken sehr nahestehen. Der
Farbe nach waren 11 grau, 3 bräunlich und 7 infolge reichlichen Glau-
konitgehaltes grünlich ; 6 waren grau mit brauner Oberschicht, wie oben
schon vom Blauschlick erwähnt wurde. Die Tiefe schwankte von 310 bis
2215 m und betrug im Mittel 1552 m. Der Kalkgehalt ging von 30,4
bis 81,4 % und war im Mittel 50%. Diese Bodenart war reich an allen
möglichen konkretionären Bestandteilen, welche noch zu beschreiben
sein werden.
Geht man in den tiefen Kinsenkungen der Banda- und Celebes-See
aus den Gebieten des Globigeriuenschlammes über die 4000 m-Isobathe
hinaus, so bemerkt man — was sehr beachtenswert ist, unter gleichzeitigem
Wiedereinstellen der grauen Farbe der wieder mehr hervortretenden
chersogenen Komponenten — ein ziemlich unvermitteltes Verschwinden
des Kalkgehaltes. Böggild hat, zwar mit berechtigten Bedenken, die eigen-
artigen Sedimente dieser zentralen Beckentiefen der Banda- und Celebes-
See als Bote Tiefseetone bezeichnet, und sie sollen auch im vorliegenden
Werke zusammen mit diesen aus dem Grunde näher besprochen werden,
um die sie von jenem Typus unterscheidenden Merkmale um so mehr
hervortreten zu lassen. ' Die zur Bildung dieser Sedimente führende Kalk-
auflösung selbst aber wird in einem besonderen, dem Kalkgehalt der
Meeressedimente gewidmeten Abschnitte mit behandelt werden, da sie
von großer Bedeutung für unsere Vorstellungen von den bedingenden
Ursachen dieser Erscheinung ist.
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
231
KonkretionXre Bildungen Tom Boden des AuMralaHlatisoheii Mittelmeere»
Dredscheversuche haben der „Siboga" in einigen Fällen eine große
Zahl verschiedenartigster konkretionärer Bildungen geliefert, deren Be-
sprechung hier angeschlossen werden mag. Manchmal handelt es sich
zwar nur um lockere Verkittungen der Bodeubestandteile durch kalkiges
Bindemittel oder durch kolloidale Kieselsäure, welche die mechanische
Analyse natürlich mehr oder minder erschweren. Iu anderen Fällen aber
liegen deutliche konkretionäre Zusammenballungen vor, und zwar von
Kalk, Dolomit, Eisenspat, Brauneisenerz, mit Brauneisenerz versetztem
Pyrolusit, von Schwefelkies und endlich von Schwerspat. Die genannten
Stoffe sind aber in der Regel recht unrein und zeigen auch viele Über-
gänge untereinander.
•
Kalk-, Dolomit-, Eisenspat-, Brauneisen-, Mangan«
und Schwefelkies-Konkretionen
Von Kalkkonkretionen sind verschiedene Typen gefunden worden,
feste und lockere, unregelmäßig geformte und zylindrische, in flachen»
und in tieferem Wasser. Einige recht feste, ganz unregelmäßig geformte
Konkretionen von Station 145 in der Halmaheira-See aus 827 m Tiefe
bestanden aus verkittetem Globigerinenschlamm , wie solchen schon der
„Challenger" in der Banda-See beobachtete. Auffälliger noch waren die
Funde auf Station 297, etwa 33 km südlich der Südspitze von Timor.
Hier bestand der Boden aus einem grauen Schlick mit 29,3% CaCOs.
Offenbar aus der Unterlage aufgeschürft kamen aber mit der Dredsche
einige große Stücke eines Gesteines zutage, welches Böggild mit dem
Coccolithengestein des dänischen Danien, der „Blegekridt", verglich.
Das gelblich -weiße Gestein fühlt sich etwas sandig an und besteht aus
beinahe reinem kohlensauren Kalk, wesentlich in der Form vou Fora-
miniferen und Coccolithen. Der geringe, in Säuren unlösliche Rest
enthält wenig Ton und vereinzelte Glaukonit- und Quarzkörner.
Unreine Dolomitkonkretionen, teilweise offenbar nicht in Weiterbildung
begriffen, sondern im Stadium der Zerstörung durch Organismen, wurden auf
drei Stationen nicht weit vom Lande und in geringeren Tiefen gefunden, und
zwar in 57 m Tiefe bei Aru innerhalb von Seichtwasserablagerungen, iu
78 m Tiefe zwischen den Inseln Loslos und „Gebroken Eilanden" bei der
Westspitze von Neu-Guinea und in 487 m Tiefe zwischen den Kei-Inseln.
Eine chemische Analyse zeigt in den drei Hauptbestandteilen recht genau
die Zusammensetzung des Dolomits; ein kleiner Überschuß von Kohlen-
säure mag mit Mangan verbunden sein; als Verunreinigungen treten
Brauneisen und Tonsubstauzeu auf. Alle drei Funde liegen außerhalb
der vulkanischen Region und in Gebieten, in denen viele Reste von
Kalkorganismen abgelagert werden.
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232
Die jungen Meeressediment« und ihre Bildung
An drei Lokalitäten, und zwar nur au solchen, an denen zugleich
entweder Kalk- oder Dolomitkonkretionen gefunden wurden, wurden
Eisenspatkonkretionen angetroffen, und zwar jedesmal von den gleichen,
zylindrischen oder unregelmäßigen Formen, wie jene. Am bemerkens-
wertesten sind diejenigen von Station 162 zwischen den Inseln Loslos
und „Gebroken Eilanden" bei der Westspitze von Neu -Guinea, von
welcher soeben Dolomitkonkretionen erwähnt wurden. Sie besitzen
eine recht unregelmäßige Form und sind mit zahlreichen Löchern von
verschiedenem Durchmesser versehen. Außen bestehen sie gänzlich aus
dunkelbraunem Brauneisenerz, der innere Teil ist dagegen ganz hell,
und zwischen beiden Partien findet sich eine scharfe Grenze. Der innere
Teil enthält nach der Analyse von Niels Bjerkum 32,06 %> CO*, während
die Reste der löslichen Bestandteile hauptsächlich aus Eisenoxydul, Kalk
und Magnesia bestanden. Im ganzen dürften sich etwa 15°/0 Ton und
Sand beigemengt finden. Danach handelt es sich um einen Toueisenstein.
Unter dem Mikroskop erwiesen sich die Konkretionen als recht homogen;
von eingeschlossenen Elementeu sieht man nur eine Meuge kleiner Quarz-
körner. Es ist bisher nicht gelungen zu erklären, daß hier Dolomit- und
Eisenspatkonkretionen zusammen vorkommen, ohne daß ihre Substanzen
mehr miteinander gemischt sind, als die Analysen zeigen. Bezüglich
des Brauneisens sind zwei Möglichkeiten der Bildung gegeben. Es kann
durch Umwandlung des Eisenspates entstanden sein oder sich direkt aus
dem Meerwasser ausgeschieden haben. Ob aber, wie Bögglld meint,
eine Änderung in der Beschaffenheit des Meerwassers angenommen werden
muß, da die Bildung dos Eisenspates mit einer Reduktion, die des Braun-
eisens aber jedenfalls mit einer oxydierenden Wirkung des Meerwassers
zusammenhängen muß, möchten wir doch dahingestellt sein lassen ; denn
es besteht die Möglichkeit, daß das Eisenkarbonat sich in tieferen Lagen
des Sedimentes, in welchen Reduktion zu herrschen pflegt, bildete uud
erst später infolge irgendwelcher Ereignisse unter die oxydierende
Wirkung des Meerwassers gelangte, wodurch es dann in Brauueisen
verwandelt wurde. Brauneisen tritt übrigens auch in selbständigen
Konkretionen auf; doch ist es in keinem Falle sicher nachweisbar, ob
dasselbe eine selbständige, primäre Ausscheidung auf dem Meeresboden
darstellt oder ob es durch Umwandlung anderer Eisenmineralien — wobei
auch an Schwefeleisen gedacht werden kann — entstanden ist. Die Braun-
eisenkruste der beschriebenen Toneisensteiukonkretionen von Station 162
ist sehr unrein; nur wenig über 58% besteht aus Brauneisenerz, der
Rest scheinen verschiedene Hydrate zu sein; die geringe Menge Mangan
wurde als Pyrolusit angenommen, ein anderer Teil der restlichen Metall-
oxyde des Mn, Öa und Mg mag an CO* gebunden sein. Über einige
Eisen- und Mangankonkretionen der „Sibogau-Ausbeute soll an anderer
Stelle mit berichtet werden.
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten 233
■
Des weiteren kommen aber in größerer Verbreitung Schwefelkies-
konkretionen in den Sedimenten des Australasiatischen Mittelmeeres
vor, meistens nur als kleinere Körner von Sandkorngröße, nur in
seltenen Fällen als größere Massen. Diese sind z. T. unregelmäßig
geformte, fetzenartige Gebilde, z. T. regelmäßiger gestaltete, zylindrische
Stäbe von ein paar Zentimetern Länge. Außen meistens von einer
Kruste von Brauneisen überzogen, sind sie teilweise auch von Kalk-
organismen überwachsen, so daß an den fraglichen Lokalitäten ihre
Bildung augenscheinlich nicht weiter geht. In zwei Fällen — auf
Station 166 in der Halmaheira-See in 469 m Tiefe und auf Station 251
zwischen den Kei- Inseln in 204 m — enthält der Schwefelkies große
Mengen von Glasasche, was um so merkwürdiger ist, als solche in den
umgebenden Sedimenteu nicht gefunden wurde und die Kei -Inseln ganz
außerhalb der vulkanischen Zone liegen. Vielleicht ist diese Erscheinung
so zu erklären, daß der Schwefelkies die Bildung einer vergangenen
Zeit darstellt, in welcher ein Aschenfall in den betreffenden Gegenden
stattgefunden hatte, und daß die nichtverkittete Asche durch Einwirkung
von Strömungen wieder entfernt wurde, während die schwereren Kon-
kretionen, welche Aschenteilchen eingeschlossen enthielten, zurückblieben.
In drei Proben, welche zwischen den Kei-Inseln erbeutet wurden, bildete
Schwefelkies mehr als 30 7o der sandigen Bestandteile (0,5—0,05 mm).
Nehmen wir hinzu, daß dieser Kegion auch die größeren Konkretionen
von der erwähnten Station 251 entstammen, so scheiut es, daß das
Wasser in dieser Gegend ungewöhnlich reich au HSS sein oder gewesen
sein muß. Besteht etwa eine Beziehung zwischen den nach Obigem für
einen Teil der Fälle anzunehmenden Aschenfällen und der Schwefelkies-
bildung insofern, als erstere viel organisches Leben vernichteten und
die verwesenden organischen Substanzen Reduktionsprozesse hervorriefen?
Außer im blauen und vulkanischen Schlick wurde Schwefelkies seltener
auch im Globigerinenschlamm angetroffeu. Vereinzelt fanden sieh Stein-
kernbildungen von Foraminiferen.
Glaukonit fand sich am häufigsten zwischen 200 und 1000 m
besonders in kalkreicheren Sedimenten , und zwar Globigerinen-
schlammeu, nächstdem in Blauschlicken. Der Kalkgehalt der glau-
konit haltigen Proben stellt sich im Durchschnitt zu etwa 53
während die glaukonitfreien im Durchschnitt nur 20,6 "Vo CaC03 ent-
halten. Bögöild meinte, daß dieser Unterschied in der Bildungs-
weise des Glankonits in Foraminiferenschalen begründet liege. Uns
scheiut dieser Schluß jedoch nicht zwingend, wie auch aus späteren
Erörterungen hervorgehen wird; denn Glaukonit eutsteht nachweislich
auch ohne Zusammenhang mit Foraminiferenschalen, und die Beziehung
zwischen Glaukonitentstehung und Kalkgehalt der Grundproben dürfte
keine so direkte sein; sondern viel eher ist an eine Funktion der Tiefe
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234 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
zu denken, von welcher bekanntlich der Kalkgehalt ebenfalls beeinflußt
wird. Daß die vulkanischen Schlicke der Glaukonitbildung nicht günstig
sind, wurde bereits erwähnt. Und so stehen die Ergebnisse der „Siboga44
keineswegs allein, sondern durchaus im Einklang mit unserem bisherigen
Wissen über Glaukonitbildung überhaupt, welches wir später zu besprechen
haben werden.
Schwerspat-Konkretionen
Die interessantesten Konkretionen jedoch, welche die „Siboga11
erbeutete, bestehen aus Schwerspat302). Konkretionen dieses auf dem
Meeresboden als Neubildung sehr seltenen Minerales wurden in einer
Tiefe von 304 m im Blauschlick der Station 253 zwischen deu Kei-Iuseln
gefunden. Sie sind flachgedrückt oder ganz unregelmäßig geformt und
haben einen größten Durchmesser von etwa 6 cm. Ihre Oberfläche ist
recht glatt. Die Farbe ist gelbgrau. Im Innern sind die Knollen entweder
ganz kompakt, bisweilen aber auch lockerer und porös; die Struktur ist
feinkörnig, Die Wände von Spalten im Innern sind in einigen Fällen
mit kleinen, glänzenden Schwerspatkristallen, im übrigen aber mit einer
ganz dünnen, schwarzen oder braunen Kruste überzogen. Eine Analyse
der reinsten und kompaktesten Substanz ergab Niels Bjerrüm folgende
Resultate:
BaO .... 53,85
SOs .... 28,56
Si02 . . . . 6,42
AI2O3 .... 2,32
FeaOs . . . . 1,67
CaO . . . . 2,01
MgO ..... 0,42
Gl üb verlust . . 2,94
Su in me 98,19
Kalk und Magnesia sind wohl gänzlich als Carbonate (z. T. in Form
der eingeschlossenen Forami niferen!) vorhanden; ferner deutet die Analyse
auf Beimengung von Kaolin, Brauneisenerz, freiem Kieselsäureanhydrid
oder Kieselsäurehydrat.
Dieser Fund der rSibogau-Expedition ist um so bemerkenswerter,
als bisher erst einmal neugebildete Schwerspatkonkretionen vom Meeres-
boden zutage gefördert worden sind; dieselben waren vom „Investigator"
in etwa 1 235 m vor Colombo auf Ceylon gedredscht und sind von E. J.
Jones303) in leider wenig genügender Weise beschrieben worden. Die
Beschreibung dieser Funde mag hier indessen zum Vergleich angehängt
werden, zumal die Besprechung der Sedimentationsverhältnisse des
Australasiatischen Mittelmeeres doch zunächst abzubrechen ist. Die
Schwerspatknollen des „Investigator" besaßen kugelige bis zylindrische, an
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
235
den Enden abgerundete Gestalt und etwa 10 cm größte Länge. Angeblich
aus Sand und Schlamm, der z. T. zu harten, kalkigen Krusten verfestigt
war, stammend, zeigten sie an der Oberfläche eine schmutzig-lichtgrüne,
auf dem frischen Bruch aber dunklere Farbe. Die im Polarisations-
mikroskop als ein Aggregat von Sphärolithen (mit schwarzem Kreuz!)
sich darstellende Substanz umschloß eine Anzahl von Foraminiferen,
insbesondere Globigerinen, und von Radiolarien. Eine nicht näher unter-
suchte, eingeschlossene, grtine Substanz war vielleicht Glaukonit. Das
hohe spez. Gewicht der Knollen von 3,77 entspricht dem Gehalt an
BaSO«, der mindestens 75% betragen dürfte. Daneben wurden wenig
Ca- und Sr-Sulfat, Ca- und Mg- Phosphat, Al-Silikat, CaCOs, sowie Spuren
von Fe, Na und Mn nachgewiesen. Eine gewiß zu hohe Berechnung der
gesamten gefundenen H2SO4 auf BaSOi würde 82,5 °/0 dieser Substanz
ergeben. Es ist sehr zu bedauern, daß weder eine genaue Feststellung
der Position und der Art des- umgebenden Sedimentes, noch eine genaue
quantitative Analyse dieser interessanten Bildung vorliegt, da nur dann
vielleicht weitere Schlüsse möglich gewesen wären. So können wir
weder für den einen noch den anderen Fall etwas Sicheres über die
Entstehung der Schwerspatknollen aussagen.
Daß die Schwerspatknollen beider Fundpunkte wirkliche Neu-
bildungen am Meeresboden sind und nicht als solche schon vom
Lande angeschwemmt wurden, geht jedenfalls daraus hervor, daß sie
Globigerinen und Radiolarien umschlossen. Aber ob ihre Bildung auf
anorganischem Wege oder unter Vermittlung von Organismen vor sich
ging, muß vorläufig noch unentschieden bleiben. Die letztere Möglichkeit
ist durchaus nicht ausgeschlossen. Nach Forchhammer504) kann Baryum
direkt im Meerwasser und im Kesselstein der Dampfer nachgewiesen
werden. Aus dem Meerwasser nehmen es reichlicher Meeresalgen, wie
Fucus vesiculosus, auf; doch sollten geringe Mengen dieses Elementes
auch in tierischen Kalkabsonderuugen vorkommen. Neuerdings hat dann
Franz Eilhard Schulze :m) den Nachweis erbracht, daß die von ihm
in einer neuen Protozoen gruppe zusammengefaßten Xeuophyophoren
kleinste Körnchen von schwefelsaurem Baryum in sich enthalten. Die
Xenophyophoren haben kugelige, scheibenförmige, baumförmig verästelte,
auch blattförmige Gestalten und erreichen nur wenige Zentimeter Größe.
Sie bestehen aus baumartig verästelten oder netzartig verbundenen
Strängen, welche von zarten organischen Skelettröhren dicht umhüllt
und mit diesen in einem lockeren Gerüst verkitteter Fremdkörper
(insbesondere Spongiennadeln, Radiolarien und Foraminiferen — Häckel
nannte sie „Xenophya") befestigt sind. Diese eigenartigen Organismen,
welche schon seit der „Challenger" -Expedition bekannt waren und zuerst
von HÄckel zu den Hornspongien, von einem anderen Bearbeiter später
teilweise zu den agglutinierenden Foraminiferen gestellt wurden, ent-
236 D'e jungen Meeresaedimente ond ihre Bitdang
halten in hirschgeweihähnlich verästelten, weißgelblichen Strängen, den
Granellaren, kleine, stark lichtbrechende Körnchen, die sogenannten
Granellen, welche in der Hauptsache aus Baryumsulfat bestehen. Diese
Granellen ^sind sehr kleine, scharf und glatt begrenzte, stark und gleich-
mäßig lichtbrechende und daher glänzende, völlig farblose und ganz
durchsichtige rundliche Körper von meist länglich ovaler oder spindel-
förmiger Gestalt, welche auch nicht selten an abgerundete rhombische
Krystalle erinnern". Doch ist die kristalline Struktur nicht ganz sicher,
da nur schwache Spuren von Polarisation des Lichtes zu erkennen waren,
die möglicherweise, wie bei den Nadeln der Kieselspongien auf eine
geringe Grundlage oder Hülle von organischer Substanz zu beziehen ist.
Die Größe der Granellen schwankt zwischen 1 und 25 //. Am häufigsten
sind ovale Körnchen von etwa 2 fi Länge und 1 p Breite, doch kommen
auch annähernd kugelige, stäbchenförmige und unregelmäßig knollige
Formen vor. Die größeren Granellen stellen nach späteren Unter-
suchungen Schepotieffs306) hexagoual aussehende Plättchen oder
rhombische Kristalle dar, gewöhnlich rhombische Bipyramiden oder
rhombische Tafeln. Manchmal finden sich auch dünne, polygonale Platten,
die in allen Merkmalen den anderen Granellen gleich sind. Die von
Schulze ausgeführten, vorläufigen chemischen Untersuchungen dieser
Granellen sind von dem Chemiker Hans Thiekfelder kontrolliert und
weitergeführt worden, und hiernach müssen wir in der Tat annehmen,
daß die Granellen in der Hauptsache aus Baryumsulfat bestehen, dem
nur in geringer Menge Calciumsulfat beigemengt ist. Wenn dieses
auffällige Ergebnis im vorliegenden Zusammenhange angeführt wird, so
soll damit nicht gleich, wie das schon durch J. V. Samojloff ao7) ge-
schehen ist, gesagt werden, daß Xenophyophoren die Vermittler waren, die
dem Meerwasser Baryumgehalt entzogen und in der Form von Baryum-
sulfat ausschieden, das dann später Schwerspat knollen bildete; denn
schon die Konzentration dieser feinverteilten Schwerspatmaterie zu
größeren Knollen dürfte bei der Schwerlöslichkeit dieser Substanz auf
(zwar wohl nicht unüberwindbare) Schwierigkeiten stoßen; immerhin
wird es jetzt unsere Aufgabe zu untersuchen, ob die Verbreitung dieser
Tierformen einen Zusammenhang überhaupt zuläßt. Xenophyophoren
sind bereits in allen drei Ozeanen gefunden worden und bemerkenswerter-
weise, mit Ausnahme eines Vorkommens (bei Neuschottland unter 43°
N.-Breite), nur zwischen 40° N.- und 40° S.-Breite; außerdem wird aber
von ihnen offenbar noch die Gegend des Äquators (in dessen Nähe wohl-
gemerkt auch beide Fundorte von Schwerspatknollcn gelegen sind!)
besonders bevorzugt. Auch unter der „Siboga"-Ausbeute aus dem
Australasiatischen Mittelmeer und in der Umgebung von Ceylon fehlen
sie nicht. Was dann weiterhin die Tiefe, in denen die Formen leben,
anbetrifft, so schien dieselbe nach der ersten zusammenfassenden Arbeit
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
von Franz Eilhard Schulze allerdings durchweg recht bedeutend zu
sein: doch hat jede spätere Arbeit dieses Autors Fundstellen in geringeren
Tiefen festgestellt, und schließlich ist es gar Schepotieff gelungen,
Xenophyophoren auf Korallenriffen der Palkstraße zwischen 1 und 5 m
Tiefe zu erbeuten, und zwar Formen, welche Schulze zuvor nur aus
recht bedeutenden Tiefen vorlagen. Wenn man daher zunächst berechtigt
war, diese eigenartigen Tiere für exquisite Tiefseeformen zu halten, so
ist das heute nicht mehr angängig, und somit bildet weder die horizontale,
noch die bathymetrische Verbreitung ein Hindernis für einen tatsächlichen
Zusammenhang in dem obigen Sinne. Aber alles, was darüber hinausgeht,
ist lediglich Vermutung! Wenn wir berücksichtigen, welches eigenartige
Wahl vermögen gewisse Tiere für bestimmte Stoffe zum Aufbau ihrer
Gewebe oder für ihren Stoffwechsel bekundeu (z. B. Acantharien für
Strontiumsulfat, Ascidien für Vanadium), ohne daß die Art der Aufnahme
dieser Stoffe aus dem umgebenden Medium bisher in jedem Falle ein-
wandfrei und einleuchtend aufgeklärt wäre, so besteht, wenn überhaupt
Organismen als Vermittler der Baryumaufspeicherung in Frage kommen,
durchaus die Möglichkeit, daß auch noch andere Organismen dieser
Tätigkeit obliegen. Denn bei der winzigen Größe, welche derartige
Ausscheidungen haben können, kann eine solche Tatsache ebensogut
Jahrzehnte lang verborgen bleiben, wie das bei den Xenophyophoren
der Fall war. Immerhin wird es zweckmäßig sein, die hier von diesen
beschriebenen Verhältnisse vorläufig besonders im Auge zu behalten, weun
über die Bildung von Schwerspat am Meeresboden gesprochen wird.
Denn auch die anorganische Entstehung unseres Minerales ist
vorläufig nicht leicht einwandfrei zu erklären. Br. Doss808) wollte die
Barytknollen, welche Samojloff aus russischen Sedimentärgesteiuen
beschrieben hatte, als Gebilde ansprechen, die unter gewissen Verhältnissen
als Nebenprodukte bei der Lebenstätigkeit von Schwefelbakterien ent-
standen seien, und nahm Fällung von BaSO, aus vom Festland zuge-
führter Ba(H('03)s-Lösung durch die von genannten Bakterien gelieferte
Schwefelsäure, sowie nachträgliche Konzentration des ursprünglich
vielleicht kolloiden Niederschlags zu Knollen an. Ein ähnlicher Zusammen-
hang wird allerdings sehr nahegelegt, wenn man das häufige Zusammen-
vorkommen von Baryt und Pyrit, das schon oben erwähut wurde und
auch bei dem Fundort zwischen den Kei-Inseln verwirklicht ist, iu
Rechnung zieht. Aber die Schwierigkeit liegt weniger in der Deutung
des allgegenwärtigen Schwefelgehaltes, als in der Erklärung der Herkunft
eben des Baryums, und da scheint es doch nicht angängig zu sein,
dasselbe vom Festland abzuleiten, solange nicht die Möglichkeit der
Förderung aus dem Untergrund des Meeresbodens selbst, durch Quell-
wässer, welche dort entspringen, ausgeschlossen ist. Daß submarine
Quellen selbst in hunderten von Metern Tiefe am Meeresboden entspringen,
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238
"Die jungen Meeressed imente und ihro Bildung
ist an früherer Stelle, in Hund I, erörtert worden, und die Annahme solcher
hat, wenn nicht das Vorkommen irgendwelcher Organismen die lokale Be-
schranktheit der Knollen bedingt, den Vorzug, daß sie eine Schwierigkeit
umgeht, welche der Doss sehen Erklärung anhaftet. Diese Schwierigkeit
liegt in der diffusen Verteilung eines vom Festlande zugeführten Baryum-
gehaltes, dessen Absatz an lokal ganz beschränkten Stellen des Meeres-
bodens völlig unverständlich wäre. Im Gegenteil sollte mau, wenn die
Annahme von Doss richtig wäre, das Auftreten von Schwerspat am
Meeresboden viel häufiger erwarten, als solches bisher bekannt geworden
ist. Was aber die Lieferung des Säureanteils im Baryt betrifft, so
könnte derselbe ebensogut wie aus der Lebenstätigkeit vou Schwefel-
bakterien, deren Wirken an den betreffenden örtlichkeiten erst noch
zu erweisen wäre, aus dem Gipsgehalt des Meerwassers entnommen sein
oder schließlich auf die Oxydatiou vou Schwefelkies zurückgeführt werden.
Aber welche Bedingung in der Natur verwirklicht ist, könnten nur
eingehendere Untersuchungen an den betreffenden Fundstellen erweisen,
als bisher vorliegen. Schließlich wäre aber schon in diesem Zusammen-
hange noch darauf hinzuweisen, daß BaO im Roten Tiefseeton gegenüber
den Blauschlicken deutlich angereichert ist, worauf später zurückzu-
kommen sein wird.
VI. Vulkansande und -schlicke
Eine lokale Fazies des dunklen oder blauen Schlicks sind die Vulkan-
sande und -schlicke. Sedimente mit vulkanischen — d. h. von jungen
Oberflächeneruptionen stammenden — Komponenten können natürlich
an jeder Küste vorkommen, an welcher Ergußgesteine auftreten oder
noch tätige Vulkane liegen. Aber es ist im Einzelnen häufig außer-
ordentlich schwer, wenn nicht unmöglich, festzustellen, ob die vulkanischen
Komponenten von Aschenfällen herrühren oder ob sie durch erosive oder
abrasive Zerstörung vulkanischer Bauten entstanden und durch Strömungen
bereits mehr oder minder weit transportiert worden sind.
Am charakteristischsten entwickelt finden sich vulkanische Sande
und. Schlicke um vulkanische Inseln der Hochsee oder um submarine
Ausbruchspunkte. In größerem Abstände von den Eruptionsstellen gehen
diese Sedimente in normalen Blauschlick oder in Kalkschlick über. Daß
aber auch Übergänge in Ablagerungen des flacheren Wassers und
anderseits in eupelagische Sedimente vorkommen müssen, liegt auf der
Hand. Es bedarf daher einer kurzen Begründung, weshalb weder bei
den iitoraleu, noch bei den eupelagischen Ablagerungen besondere vul-
kanische Sedimente unterschieden werden. Diese Begründung ist leicht
zu geben. Am Strande und auf dem Schelf ist nämlich, abgesehen von
der allernächsten Umgebung der liier (seltener) gelegenen, noch tätigen
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Dunkler oder blauer Schlick nebst Abarten
23d
Vulkane, die übrige chersogene Komponente in der Regel so vorherrschend,
daß eine besondere Heraushebnng der an vulkanischen Komponenten
reicheren Abarten untunlich erscheinen muß; in der eigentlichen Tiefsee
aber fallen die durch submarine Ausbrüche und schwimmenden Bims-
stein reichlich gelieferten vulkanischen Gesteins- und Mineralfragmeute
so allgemein und gründlich der Verwitterung und Umbildung durch das
Meerwasser zum Opfer, sind aber in dieser Form so weit verbreitet, daß
man hier noch seltener das Bedürfnis empfindet, von eigentlichen vul-
kanischen Sedimenten als besonderen Abarten der eupelagischen Ab-
lagerungen zu sprechen.
Die Farbe der Vulkansande und -schlicke ist meist duukelgrau,
-braun oder gar schwarz. Ihre Konsistenz ist im allgemeinen mehr erdig
als zähe. Während bei dem blauen Schlick unter den Mineralbestand-
teilen der Quarz Uberwiegt, neben Orthoklas, Hornblende usw., d. h. den
Mineralien von Tiefengesteinen oder kristallinen Schiefern (sogenannte
„kontinentale" Mineralkörner), dominieren hier die Bestandteile junger
vulkanischer Ergußgesteine. Neben vulkanischen Gläsern sind dieses
Sanidin, Plagioklas, Augit, rhombischer Pyroxen, Biotit usw.. Es fehlt
diesen Sedimenten bezeichnenderweise der im normalen Blauschlick
sonst so verbreitete Glaukonit, Nur, wo Mineralien kontinentalen
Ursprungs beigemengt sind, wie das z. B. die „Valdivia" an der suma-
tranischen Küste fand, stellt sich auch wohl Glaukonit ein. Im übrigen
ist die Zusammensetzung der hierher zu stellenden Sedimente nach Ort,
Tiefe und beigemengten Organismenresten sehr variabel. Die Tiefen,
aus denen die „Valdivia" vulkanische Sedimente lotete, liegen zwischen
70 und 5532 m.
Im Kalkgehalt ist Ähnlichkeit mit dem Blauschlick vorhanden.
Von den Proben des „Challenger" zeigten die vulkanischen Schlamme
im Durchschuitt 20,5%, die Sande 28,8% CaC03. Die „Valdivia"
fand subantarktische, hierher zu stellende Sedimente kalkfrei, eine
Erscheinung, welche wohl auf dieselbe Weise zu erklären ist, wie
die Kalkarmut bis -freiheit der glazialmarinen Sedimente. Wo Kalk-
gehalt vorhanden ist, geht er im Durchschnitt zur Hälfte auf polagische
Foraminiferen zurück; doch geht der Betrag von diesen in den ge-
ringeren Tiefen darunter, in den größeren darüber.
Unter den Lapilli dieser Ablagerungen bemerkten Murray <fe
Renard besonders solche basaltischer und audesitischer Gesteine,
vor allem auch in glasiger Ausbildung und mehr oder weniger weit
zu „palagonitischer" Substanz zersetzt. Bezeichnenderweise ist die
Korngröße der vulkanischen Ablagerungen nicht einfach eine Funktiou
der Tiefe, bezw. Wasserbewegung. «Während die Gemengteile der
Flugaschen in einer Probe ungefähr die gleiche Größe besitzen,
was leicht zu verstehen ist, sind die Gesteinsbrocken, die submarinen
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240
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Ausbrüchen ihr Dasein verdanken, auffallend ungleichkörnig, teilweise
sogar sehr grob, und zeigen meistens keine Spuren von Abrollung. Der-
artige Sedimente traf die „Valdivia" nordöstlich und südöstlich von der
Bouvet-Insel, außerdem an der Eiskante, meist in sehr bedeutenden
Tiefen (zwischen 2268 und 5532 m)". Bemerkenswert hierbei ist die
große Feinkörnigkeit der benachbarten Diatomeenschlarame. Vulkanische
Sedimente der besprochenen Art umrahmen nicht, nur die meisten der
hohen pazifischen Inseln, sondern bedecken z. B. auch die langgestreckten
Rücken, über denen die Kermadec- und Tonga -Inseln aufsteigen. Von
submarinen Ausbruchsstellen her beherrschen sie weite Flächen zwischen
den Fidschi- Inseln und Nenkaledonien in Tiefen zwischen 2000 und
3000 m. Schon MüßRAY & Renard berechneten die von vulkanischen
Ablagerungen bedeckten Flächen des Meeresgrundes auf 1920000 qkm.
j
B. Roter Schlick
Eine durch klimatisch-geographische Verhältnisse auf dem benach-
barten Festlaude bedingte, örtliche Variante des blauen Schlicks ist auch der
rote Schlick (red mud der Engländer, boue rouge der Franzosen), der Ver-
treter jenes verbreiteren Sedimentes an subtropischen und tropischen
Küsten, die aus binnenländischen Löß-, Gelb- und Roterde- oder Laterit-
gebieten eine reichliche Zufuhr feiner Sinkstoffe erhalten, welche durch
Eisenoxyde gelblich oder rötlich gefärbt sind. Das gilt insbesondere vom
südamerikanischen Schelf, welcher auf seinem Abfall zum Ozean von den
Guyanas bis nach Südbrasilieu einen überwiegend rotbraunen bis ziegel-
roten Schlick trägt. Die auffallende Farbe dieses Sedimentes entstammt
latcritischen Substanzen, welche Orinoco, Amazonenstrom und andere
Flüsse in das Meer führen. Nach Murkay & Renard bedecken solche
roten Sedimente hier 256000 qkm. Aber auch Teile der afrikanischen
Sockelböschungen und der ostchinesischen Meere (des ^Gelben Meeres")
an der Mündung des „Gelben Flusses" (Hwaughö) und der des Yang-
tse-Kiang tragen ähnliche Sedimente, und der Colorado, der seine mit
rötlichen Verwittemngsprodukten des wüsten Hinterlandes beladenen
Wassermassen in das Nordende des Californischen Meerbusens ergießt,
erzeugt hierdurch im wahren Sinne des Wortes ein „Rotes Meer1*.
Dieser rote Schlick ist offenbar der vorhin mehrfach erwähnten braunen
Oberschicht des blauen Schlicks gewissermaßen unmittelbar gleich zu
setzen. Obwohl im roten Schlick ebeuso viele organische Substanz vor-
handen ist, wie in den verwandten Sedimenten, genügt dieselbe doch
nicht, die Ubermenge der vorhandenen Eisenoxyde zu reduzieren und in
Eisensulfide umzuwandeln. Der Kalkgehalt von 10 vom „Challenger"
gesammelten Proben schwankte zwischen 6 und 61°/0 und betrug im
Mittel 32,28%. Derselbe ging zur Hälfte auf Foraminiferen, besonders
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Glaukonitisrhe Sedimente
241
des Planktons, zurück, zur anderen Hälfte auf andere Organismen. Be-
merkenswert ist jegliches Fehlen von Glaukonit. Mineralien vom Fest-
lande bildeten 10 — 2o°/o, feinste Abschlämmteüehen Vs bis 2U der
ganzen Masse.
C. Glaukonitische Sedimente
(GrHnsande und Grllnschlicke)
Von den in den vorhergehenden Abschnitten besprochenen, hemi-
pelagischen Sedimenten, die einander ziemlich nahestehen, weiter ab
stehen die glaukonitischen Sedimente, Griin-
saude und Grüuschlicke (green sand and green
mud der Engländer, sable vert et boue verte der
Franzosen), die sich durch einen besonderen
Reichtum an neugebildeten Glaukonitkörnern
und glaukonitischen Steinkernen auszeichnen.
Sie gehören zu den am längsten bekauuten
Meeressedimenten, denn schon Ballet309) und
voxPoürtales310) konnten um die Mitte des
vorigen Jahrhunderts die Bildung rezenter
Grünsande an der atlantischen Küste der
südlichen Vereinigten Staaten nachweisen.
Seitdem sind glaukonitische Sedimente an
vielen Kontinentalküsten gefunden worden,
besonders dort, wo steile, aus Urgebirgs-
gesteinen bestehende Berge ans Meer treten
und wo keine bedeutenden Flüsse einmünden.
Fig. 82.
Glaukonitischer Steinkern einer
benthonischen Foraniinifere,
Tnmcatulina refulgens. Stark
vergrößert. Nach Mukray &
RENARD, Deep sea deposits,
Tafel XXV, Fig. 5.
I. Zusammensetzung- und Kntstchung der jnngen Glaukonitc
0
Der Glaukonit der fraglichen Sedimente besteht einerseits aus
grünen Glaukonitstcinkemen kalkabscheidender Organismen, wie von Glo-
bigerinengehäusen, Echinidenstacheln, aber auch Spongiennadeln ; daneben
treten anderseits unregelmäßig geformte, abgerundete Glaukonitkörner
und eine ebenfalls grüne, amorphe Masse auf; diese letztere ist an-
scheinend organischer Abkunft, da sie, im Platintiegel erhitzt, schwarz
wird und eine von Eisenoxyd gefärbte Masse hinterläßt. Die typischen
Glaukonitkörner sind von schwärzlich-grüner Farbe; von diesen sind die
wenigsten glatt und einheitlich, die meisten sind traubig oder beeren-
förmig und zeigen deutlich an, daß sie aus der Verwachsung mehrerer
Körner geringerer Größe entstanden siud. Die Oberfläche der Körner
ist meist glänzend glatt, und dieselben erscheinen vielfach wie lackiert.
Andrea, Geologie des Mcereibodcna. II. iq
242
Die jungen Meereeaeditnente und ihre Bildung
Die Größe bleibt in der Regel unter 1 mm Durchmesser. Die Glaukonit-
steinkerne von Foraminiferen (Fig. 82) sind in der Regel heller grün
gefärbt. Daneben kommen aber auch Steinkerne mit gelben und braunen
Füllungen vor. Hierauf ist noch zurückzukommen.
Glaukonit ist sehr häufig analysiert worden, doch schwanken die
Resultate innerhalb ziemlich weiter Grenzen. Ich gebe zum besseren
Verständnis des Folgenden eine Zusammenstellung älterer und neuerer
Analysen.
i— i" . - -— -,-zx 1 — "
1
2
3
4
5
Sit), ...
56,62
51,15
49,12
46,90
47,46
AUO.
12,54
7,61
7,09
4,06
1,53
Hierzu bei 1 eine
Fe,0, ....
15,63
18,83
25,95
27,09
30,83
SpurMnO. „Glllh-
FeO
1,18
2,78
0,89
3,60
3,10
verlust" bei 2:
Ca'0
1,6»
0,20
7,80, bei 3 : 7,12 Vo-
MgO
2,49
4,54
3,10
0,70
2,41
K,0
2,52
7,80
7,02
6,16
7,76
No,0 ....
0,90
1,28
H,0
6,84
Siehe bei Glühverlust
9,25
7,00
1. Glaukonit vom australischen Kontinentalabhang südöstlich von
Sydney aus 750 m nach Murray <fe Renard. 2. Gl. von der Agulhas-
Bank aus 201 m nach W. A. Caspari811). 3. Gl. aus dem Stillen Ozean
auf der Höhe von Panama aus 1017 m nach demselben. 4. Gl. von der
Agulhas-Bank aus 214 m nach von Gümbel1112). 5. Gl. vom Kontinental-
abfall Kaliforniens aus 317 m nach L. W. Collet & G. W. Lee313).
Die wesentlichsten Bestandteile sind demnach Kieselsäure, Eisen-
oxyd, Kali und Wasser, und Gümbel war im Recht, wenn er den Glau-
konit als ein gewässertes Kali-Eisenoxydsilikat bezeichnete, eine Zu-
sammensetzung, welche bei der grünen Farbe zunächst auffällig sein
mußte. In sehr wechselnden Mengen ist Tonerde im Glaukonit ent-
halten. Am wenigsten geben Collet und Lee von dem Glaukonit des
Kalifornischen Kontinentalabfalles mit l,53°/o an. Wie die übrigen an-
geführten Analysen indes zeigen, geht ein solcher geringer Gehalt an
Tonerde mit einem höheren Gehalt an Eisenoxyd jeweils parallel, so
daß die Summ«; beider immer nur um wenige Prozent schwankt. Viel-
leicht liegen in den analysierten Vorkommnissen die verschiedenen
Stadien jener allmählichen Umwandlung vor, welche die beiden letzt-
genannten Autoren für die Glaukonitbildung festgestellt zu haben glauben.
Das erste Stadium der Bildung dieses Minerals soll nämlich eine graue, aus-
schließlich aus Ton, also Aluminiumsilikat, bestehende Substanz darstellen;
die gelben und braunen Körner (Fig. 83) dagegen sollen die verschiedenen
Stadien der Ersetzung der Tonerde durch Eisenoxyd auzeigeu314), und erst
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Glaukonitische Sedimente
243
ein dritter Vorgang, die Aufnahme von Kali und Wasser, wurde die
Glaukonitbildung beendigen. Eisenoxydul, Kalk und Magnesia finden sich
in wechselnden Mengen, können aber ganz fehlen und sind z. T. viel-
leicht auf mechanische Beimengungen, wie kalkige Skelettsubstanzeu,
zurückzuführen. Ein kleiner Natrongehalt scheint manchmal vor-
zukommen, da einen solchen sowohl der „Challenger" - Bericht, wie
vox Gümbel angeben. Ob nach alledem dem Glaukonit eine stöchio-
metrische Formel zukommt, muß gleichwohl zweifelhaft erscheinen.
Nach Caspari könnte man, wenn A1208 in Fe^Os und MgO, FeO in
Fig. 68.
(irünsand, entkalkt, aus 14'', m Tiefe vor der Afrikanischen Küste bei Kap Bojador.
„Valdivia" Station 28. Vergrößerung 18mal. (Die Steinkerne bentlionisclier und pela-
gisrher Foraminifereu, die neben Bolchen von Seeigelstacheln, Korallen usw. usw. die
Hauptmasse der Probe ausmachen, bestehen aus jenem rostbraunen Eisenoxydsilikat, das
der Glaukonitbildung voraufgeht.) Nach Ml'RKAY und PlULIPPl, Die Grundproben der
„Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel IV (XIX), Fig. 1.
KtO umgerechnet werden, zu der Zusammensetzung KFeSijO« • Hs0
gelangen. Der Glaukonit ist aber wahrscheinlich kolloidal-amorph und
daher seine schwankende Zusammensetzung und der 1 Molekül in der
Regel übersteigende HsO-Gehalt verständlich; seine Doppelbrechung ist
vielleicht Spannungsdoppelbrechung. Ob dasselbe aber auch noch für
alle fossilen Glaukonite gilt, muß nach den bisher vorliegenden Unter-
suchungen als zweifelhaft gelten. Vielleicht haben bei der Fossilisierung
diagenetische Umlagerungen eine Rolle gespielt.
Häufige Begleiter des Glaukonits sind Pyrit und Magneteisen.
Fast gesetzmäßig kann man auch sein Zusammenvorkomnien mit Phos-
16*
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4
244 Di« jungen Meeresaedimente and ihre Bildung
phoritknollen nennen; beide finden sich mit Vorliebe dort, wo kalte uud
warme Strömungen zusammentreffen.
Aus dem Vorkommen und der chemischen Zusammensetzung des
Glaukonits dürften sich mit Murray-Phiuppi die folgenden Schlüsse
über seine Entstehungsbedingungen ableiten lassen. Seine Entstehung
aus einem Tonerdesilikat und sein Kaligehalt lassen vermuten, daß Kali-
tonerdesilikatmineralien seine Bildung begünstigen. Solche sind nur als
Kalifeldspat und Kaliglimmer in den kontinentalen Gesteinen weit ver-
breitet, während die Gesteine der ozeanischen Vulkaninseln überwiegend
basisch und arm an Kaliverbindungen sind. Die Oxydform des Eisens
im Glaukonit deutet darauf hin, daß seine Bildung unter starker Oxy-
dation stattfindet. Baß dieses zutrifft, darauf weist nichts besser als
die Agulhas-Bank hin, in deren Nachbarschaft sich sehr reichlich Glau-
konit bildet. Die die% ganze Südküste des Kaplandes einfassende, drei-
eckige Agulhas-Bank, mit deren Sedimenten wir uns in der Folge noch
mehrfach zu beschäftigen haben werden, stellt eine Verbreiterung des
Schelfes dar und darf mit G. Schott315) als ein Stück alten Festlandes
aufgefaßt werden; „seit bekannt ist, daß auch Madagaskar, in seinem
tektonischen Aufbau als Tafelland von durchaus afrikanischem Typus,
ebenso nach Süden zu eine unterseeische Fortsetzung besitzt, hat eine
solche Auffassung noch mehr Berechtigung als früher." Die Tiefen auf
der Agulhas-Bank schwanken unregelmäßig zwischen 50 und 150 m;
diese nur geringen Tiefen, sowie der felsige und steinige Untergrund
machen eine Grundnetzfischerei hierselbst unmöglich und haben es auch
verhindert, irgend ein Telegraphenkabel dem Boden der Bank anzuver-
trauen, zumal auf ihr bei Stürmen eine schwere Grundsee alles aufwühlt.
Dieser Bank wird zwar in ungeheuren Mengen organische Substanz zu-
geführt, welche hier in Verwesung übergehen muß und eigentlich alles
andere als gerade Oxydation erwarten läßt; aber über dieser verwesenden
Substanz wird auch das Wasser durch reißende Strömungen beständig
erneuert uud dadurch, wie durch die Brandung die auch für die Glaukonit-
bildung nötige Oxydation gewährleistet. Aus demselben Grunde müssen
kalte und sauerstoffreiche Meeresströmungen die Bildung unseres
Minerales begünstigen, welches wir daher häufiger an den West- als an
den Ostküsteh der Südkontinente antreffen. So ist z. B. nach Murray-
Philippi Glaukonit an der Westküste von Australien und Südamerika
sehr verbreitet, an der ostafrikanischen Küste hingegen nur schwächer
vertreten und fehlt völlig dem roten Schlick der brasilianischen Küste,
obgleich hier im übrigen alle Bedingungen für seine Bildung gegeben
zu sein scheinen.
Eine für den Geologen sehr wichtige Tatsache ist die Beschränkung
des Glaukonits auf marine Bildungen. Der Grund seines Fehlens auch
in den tieferen Süßwasserbecken ist wohl die hier viel weniger intensive
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Glaukonitische Sedimente 245
Oxydation der organischen Substanzen, im Gegensatze zum offenen
Ozean; da stärkere Strömungen im Süßwasser nur selten auftreten, so
wird das Wasser der tieferen Schichten nur ungenügend erneuert und
bleibt daher immer arm an Sauerstoff. Eine Folge dieser von Murray-
Philippi angeführten, ungünstigen Bediuguug ist gleichzeitig das reich-
liche Vorhandensein organischer Säuren („Humussäuren") im Süßwasser,
welche bekanntlich Eisen in Lösung gehen lassen. Dieses halten
Collet und Lee für den Grund des Fehlens unseres Minerals im Süß-
wasser. Ob bei der Bildung des Glaukonits gleichzeitig Bakterien eine
Rolle spielen, die nur auf das Meer beschränkt sind, ist eine bisher un-
bewiesene Möglichkeit.
Caspari möchte das Fehlen des Glaukonits in Süßwasser auf die
Armut desselben an K»0 zurückführen, welches in diesem selten 5 Teile
zu einer Million übersteige, während es im Meerwasser mehr als 400
Teile ausmache.
Murkay & Renard hatten gemeint, daß rezente. Glaukonitbildung
nur in den Hohlräumen von Organismen vor sich gehe. „Feiner Schlamm
drang in eine abgestorbene Foraminiferenschale ein und fand dort Reste
von organischer Substanz vor, mit denen er sich vermengte. Bei der
Zersetzung der Eiweißsubstanzen wurde Schwefelwasserstoff entwickelt,
der zunächst das Eisen des Schlammes in Sulfid verwandelte. Dieses
oxydierte sich später zu Eisenhydroxyd und Schwefelsäure, letztere zer-
setzte den fein verteilten Ton, indem sie die Tonerde löste und kollo-
idale Kieselsäure frei machte. Diese verband sich schließlich mit dem
Eisenoxyd unter Aufnahme von Kali und Wasser und bildete auf diesem
Wege Glaukonit" (Murray-Philippi). Gegen diese Theorie der vorhin
genannten Autoren lassen sich aber gewichtige Einwände erheben. Zwar
ist Schwefelkies, worauf schon Gümbel aufmerksam gemacht hat, meist
in der Nachbarschaft von Glaukonit vorhanden, wofür sich auch viele
fossile Beispiele anführen lassen, aber niemals ist der Nachweis dafür
erbracht worden, daß die Glaukonitbildung mit der Ausscheidung von
Eisensulfid beginnt; ja nicht einmal ist erwiesen, ob Glaukonit und
Schwefeleisen gleichzeitig oder nacheinander gebildet werden, was durch-
aus im Bereiche der Mögüehkeit liegt. Schwefelsäure, die sich durch
Zersetzung von Eisensulfid bildete, hätte sich wahrscheinlich auch eher
mit im Schlamm fein verteiltem Kalk oder dem der Foraminiferenschalen
verbunden, als den viel widerstandsfähigeren Ton zu zerlegen. Zudem
haben Collet & Lee ja wahrscheinlich gemacht, daß das Eisen erst
während eines zweiten Stadiums in die werdende Glaukonitsubstauz
unter sukzessiver Ersetzung der Tonerde eintritt. Glaukonit bildung er-
fordert aber auch noch andere Substanzen als Ton, und es scheint, „daß
Glaukonit sich nicht aus schon vorhandenem Tone bildet, sondern mit
Vorliebe bei der Zersetzung ursprünglich frischer Kali-Tonerdesilikate in
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246 • Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
statu nascendi des Tones entsteht" (Muubay-Philippi). Vielleicht be-
wirkte die Verwesung organischer Substanz, die sicherlich in irgend
eioer Beziehung zur Glaukonitbildung steht, die Entstehung kolloidaler
Tonsubstanz, die dann ihrerseits Kali adsorbierte. Übrigens entsteht die
Glaukonitsubstanz durchaus nicht ausschließlich in den Hohlräumen von
Foraminifereuschaleu usw.. Schon Gümrel31") fand im Grünsand von der
Agulhasbank, welchen die „Gazelle" gelotet hatte, „viele Quarzköruchen
mit einem dünnen grünlichen Anflug überdeckt und auf feinen . Rissen
und Spältchen von einer grünen Substanz durchzogen, die in Salzsäure
sich löst und wie Glaukonit sich verhält". Dann haben neuerdings die
sorgfältigen Untersuchungen von L. Cayecx'17) an Glaukonitgesteinen
des Mesozoikums und Tertiärs das häufige Vorkommen des Minerals als
Utnkleidung von Quarzte örnern, auf Spaltrissen von Feldspat, als Pseudo-
morphose nach Calcit, als Pigment usw. nachgewiesen, also augenschein-
lich unabhängig von organischer Substanz, jedenfalls nicht direkt ab-
hängig von Organisroenresten und ihren Skeletten. — Die grobe Mehr-
zahl der rezenten Glankonitkörner stellt keine Foraminiferensteinkerne
dar, sondern besitzt ganz unregelmäßige Formen. Gleichwohl mag auch
ein Teil dieser ursprünglich in der Form von Steiukernen gebildet
worden sein, die umgebenden Schalen wurden aber beim Weiterwachsen
gesprengt und bis zur Unkenntlichkeit deformiert.
II. Die durch die BildnngxnniKtKnde den Glaukonites bedingte Beschränkung der
glaukoniti&chen Sedimente nach der Tiefe und in der geographischen Verbreitung
Am günstigsten für die Bildung des Glaukonits scheinen die Be-
dingungen in der Nachbarschaft der Hundertfadenlinie zu liegen, mit
abnehmender Häufigkeit kommt er aber noch bis zu Tiefen von 2000
Fadeu vor. Die „Valdivia* lotete glaukouitische Sedimente einmal in
Tiefen, die mehrfach oberhalb der Hundertfaden- oder 200 m-Linie lagen,
zum andern fand sie jedoch, wie auch der „Gauß\ vereinzelte Glau-
konitkörner selbst in küstenfemem Globigerinenschlamm, ja in roten
Tonen des südatlantischen Ozeans, die trotz ihres anscheinend pelagischen
Charakters von Kontinentalniineralien erfüllt sind. Offenbar haben in
diesen Fällen die Glaukonitkörner und die sie begleitenden Quarze die
gleiche Herkunft, doch entzieht sich der Ursprung beider vorläufig noch
unserer Kenntnis.
Über die geographische Verbreitung der Grünsaude und -schlicke
verdanken wir Collet & Lee und ( OLLETn18) die letzten beiden, nicht
ganz vollständigen Zusammenstellungen, deren erster auch eine allerdings
ziemlich rohe, in Fig. 84 kopierte Karte beigefügt ist. Grünsande und
-Schlicke fanden sich bisher im nordatlantischen Ozean in der Nachbar-
schaft des Wyville-Thomson- Rückens zwischen den Hebriden und den
Färöern, längs den Küsten von Portugal und Spanien, an der Ostküste der
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Glaukonitische Sedimente
247
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248 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
•
Vereinigten Staaten südlich vom Kap Hatteras und nordöstlich von Cnba,
sowie an verschiedenen Punkten der Westküste von Afrika (so vor der
aus kristallinischen Gesteinen bestehenden Küste von Senegambien von
23° N. Breite bis zum Kap Verde bis zu 2500 m Tiefe), im Indischen
Ozean an verschiedenen Stellen längs der Ostküste von Afrika, südlich
der Sunda- Inseln, sowie vor der West- und Südküste von Australien.
Schon lauge bekannt319) und sehr wichtig sind die glaukonitischen
Sedimente der Agulhas-Bank, die hier in großer Verbreitung den Boden
außerhalb der Huudertfadenlinie bedecken und sich durch ihreu Reichtum
an Phosphoritkonkretionen auszeichnen. Auch eine größere Zahl von Orten
Fig. 85.
Grüner Schlick, sehr reich an Schwammnadeln. Aus 105 m Tiefe von der Agulhas-Bank
vor Südafrika. nValdivia"-Station 97. Vergrößerung 18 mal. Aus Murray und PHILIPPI,
Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel III (XVIII), Fig. 2.
im Australasiatischen Archipel, so im Gebiete der Philippinen und zwischen
Neu-Guinea und Australien, und im Pazifischen Ozean lieferten glaukonit-
reiche Sedimente, u. a. die Ostküste von Japan und Australien und längs
der Westküste der Chatham-Insel, aber nirgends von solcher Reinheit,
wie die von der „Tuscarora1* längs den kalifornischen Steilgestaden
aus 200—700 m geloteten schwarz-grünen Schlicke voll dunkler Glau-
konitkörner von 0,6 mm Durchmesser. Alle Fundorte liegen in relativer
Küstennähe.
Die Angabe von Mtjrray »fr Renard, daß glaukonitische Sedimente
ein Gebiet von 2 650000 qkm des Meeresbodens bedecken, hat nach den
vielfachen, neueren Funden als zu niedrig zu gelten.
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Glaukonitische Sedimente
249
III. Weitere Komponenten der glaukonitischen Sedimente
Nur wenige Angaben über die übrigen Bestandmassen glaukonitischer
Sedimente mögen hinzugefügt werden. Der Kalkgehalt derselben ist
sehr wechselnd, von geringen Spuren bis zu 56°/o. Im Durchschnitt
enthielten die „Challenger" -Proben 26%; mit der Tiefe scheint der Kalk-
gehalt zu wachsen. In den küsteufernen Grünschlicken ist derselbe
hauptsächlich auf die Schlichen pelagischer Foraminiferen und die Hart-
gebilde der Coccolithophoriden zurückzuführen, während in den küsten-
nahen Grünsaudeu mehr die benthonischen Foraminiferen die Oberhand
bekommen. Von kieseligen Organismen fand die „Valdivia" einmal 25%,
und zwar vorwiegend Schwammnadeln (Fig. 85).
Fig. 86.
Grün- oder Glaukonitsand, entkalkt. Aus 818 m Tiefe von der Aquilins- Bank vor Süd-
afrika. „ValdiviV-Station 113. Vergrößerung 18mal. Aus MURRAY und PlllLU'PI, Die
Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel IV (XIX), Fig. 2.
Sehr reichlich finden sich Mineralteile, von denen auf der Agulhas-
Bank bis 40, ja 50% des Sedimentes gebildet werden. Merkwürdiger-
weise fand die „Valdivia" in den dort geloteten Sanden außer Glaukonit
nur noch Quarzkörner (Fig. 86), nichts von den sonst an einer Kou-
tinentalküste zu erwartenden Silikaten, insbesondere Feldspäten. Dies
scheint den Gedanken nahezulegen, daß dieselben bei der Glaukonitbildung
verbraucht wurden. Sonst sind in Glaukonitsedimenten alle möglichen
Mineralien festgestellt worden, wie Feldspat, Hornblende, Magnetit,
Augit, ferner Turmalin, Zirkou, Granat. Feinstes, grünes Schlämmprodukt
betrug bei den „Challenger" - Proben durchschnittlich 34% der Masse,
nie unter 9, einmal -84%, deutlich mit der Meerestiefe zunehmend.
250 Die jungen Meeressediniente und ihre Bildung
Die beschriebene, charakteristische Zusammensetzung glaukonitischer
Sedimente hat naturgemäß nur Geltung für die Fälle, in denen der
Glaukonit eine rezente Neubildung darstellt; wenn man z. B. am Ostsee-
strande des Samlandes Strandsaude findet, die reich au Glaukonit-
körnern sind, — welche aus der bern stein führenden „Blauen Erde" des
Unteroligozäns ausgewaschen werden, — oder wenn von Pourtalüs
feststellte, daß unfern des Einganges in die eigentliche Bucht von New
York der Sand reich an schwarzen Körnern — den auf sekundärer
Lagerstätte liegenden Glaukonitsteinkernen von Foraminiferen aus dem
Kreide-Grünsande New Jerseys — ist, so wird man solche Ablagerungen
mit umgelagertem Glaukonit scharf von denjenigen mit primärem, re-
zenten Glaukonit zu trennen haben. Sind in jenen Fällen in der Tat
nicht alle im Obigen als wahrscheinlich nötigen Vorbedingungen für die
Glaukonitneubildung erfüllt, so scheint dieses anderseits in jenem Streifen
glaukonitischer Sedimente der Fall zu sein, der in Tiefen von 50 bis
100 und noch mehr Faden in der Höhe der Küsten von Georgia und
Süd-Carolina entlang zieht und schon von von Pourtalüs erkannt
wurde. Dort befinden wir uns charakteristischerweise im Grenzgebiete
des Floridastromes. Hier und da treten aber auch im wirklichen Bette
dieses Stromes glaukonitische Ablagerungen auf.
IV. Die Phosphorltkonkretionen der glnukonitiKrhen Sedimente
Beim Dredschen auf Glaukonitböden stellen sich fast gesetzmäßig
kleinere oder größere Phosphoritkonkretionen (phosphatic concretions der
Engländer, concretions phosphatees oder nodules phosphates der Franzosen)
ein, deren Bildung wir nunmehr verfolgen wollen. Die ,,Challengeru-
Expedition fand solche Konkretionen in großer Zahl und von oft beträcht-
lichen Dimensionen (bis zu G cm Durchmesser), meist von wunderlich un-
regelmäßiger Gestalt, außen von glasigem Aussehen, gewöhnlich mit dünnem
Anflug von schmutzig-brauuen Eisen- und Manganoxyden, häufig oberfläch-
lich durch Anbohruugen zerstört. Besondei-s reichlich finden sie sich auf der
Agulhas-Bank, wo sie vom nChallengeru, von der „Gazelle", der „Val-
divia" und neuerdings von den Schiffen des „ Department of Agriculture*
der Kapkolonie in großen Mengen gedredscht wurden. Als weitere Fund-
orte gibt Collet an die Küste von Spanien und Portugal, die Ostküste von
Japan, die Ostküste Australiens, die Küste von Chile, sowie den Meeres-
boden zwischen den Falklandsinseln und der Mündung des Rio de la
Plata. Al. Agassi/,'120) fand sie entlang den atlantischen Küsteu von
Nordamerika bis in die Straße von Florida hinein. Einige besonders
instinktive Stücke hat J. Murray beschrieben. Die eingehendste Unter-
suchung haben aber die Phosphatkonkretionen der Agulhas-Bank er-
fahren, zuletzt durch Collet321) und durch Murray & Philippi.
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Glaukonitische Sedimente 251
Collet unterschied an seinem reichen Material zwei Haupt-
typen: 1. Phosphoritknollen mit Foraminiferen oder anderen Organismen,
deren Kalkschalen häufig durch das Calciumphosphat „pseudomorpho-
siertu sind und die in einigen Fälieu als Kerne dienen, um die sich
andere, konzentrische Zonen abzusetzen scheinen. 2. Phosphorit-
knollen ohne Foraminiferen, bezw. andere kalkige Organismen reste.
Die Phosphatsubstanz scheint nur die Glaukonitkörner und die klastischen
Mineralien zu zementieren. Auch die Knoflen zweier „Val<liviaw-Sta-
tionen im Gebiete der genannten Bank, südlich von der Mossel-Bay aus
155 m Tiefe und auf der Höhe des Kaps der Guten Hoffnung aus
318 m, entsprechen diesen beiden Typen bis zu einen» gewissen Grade,
so daß wir annehmen dürfen, daß mit jener Einteilung etwas Richtiges
erfaßt wurde. Der Gehalt an phosphorsaurem Kalk (Ca3(P04)s) schwankt
zwischen etwa 30 und -50°/o. Gewisse Knollen, die „uodules jaunes"
Collets, enthalten bis über 23% Fe«03. Collet hat gemeint, daß
der Eisengehalt dieser Knollen auf eine Zersetzung von Glaukonit
zurückzuführen sei. Das ist bei Stücken, welche die „Valdivia" dredschte,
unwahrscheinlich, da sonst doch wohl sicher auch Quarz, der ständige
Begleiter des Glaukonits, vorhanden wäre und da wohl in dem Falle
einer so starken Zersetzung besonders auch die zarten Gehäuse der
Foraminiferen gelitten hätten, was nicht der Fall ist. Wahrscheinlich
schlug sich das Eisenhydroxyd bereits als solches bei dem Prozesse der
Phosphoritisierung nieder. Sehr auffällig ist ein Gehalt an CaSOj, der
in manchen Analysen über 14°/o erreicht. Der Gehalt an kohlensaurem
Kalk schwankt innerhalb weiter Grenzen und hängt hauptsächlich von
der Beteiligung kalkschaliger Organismen ab. Doch findet sich gelegent-
lich auch neugebildeter, kristallinischer Kalkspat, so in homogenen
Knollen von der erstgenannten „ValdiviV -Station aus 155 m. Es han-
delt sich um den „nodules jaunes" nahestehende, dem ersten Typus
Collets entsprechende Fälle. Die Analyse einer solchen homogenen,
von Glaukonit oder detritogenen Mineralien fast freien Knolle ergab:
SiOi . . .
. 3,02
Ca3(P()4)i .
. 28,06
CaC03 . .
. 33,14
Ca SO* . .
. 14,65
MgCOs . .
. 4,80
Fe403 . .
. 15,91
AM)9 . .
2,94
102,52
Andere, ähnliche Stücke enthielten vereinzelte Glaukonitkörner und
zeigten auch beginnende Glaukonitbildung im Innern von Foraminiferen-
gehäusen. Nach Murray & Philippi handelt es sich in diesen homo-
252
Die jungen Meeressedimente und ihre BilduDg
genen Knollen um phosphoritisierte Globigerinenschlamme, wie sie sich
nicht selten in größerem Abstände von der Küste des Kaplandes bilden.
Die Phosphoritbildung dürfte im wesentlichen auf die Matrix beschränkt
gewesen sein, indem der feinste Kalkschlamm, die kleinsten Foramini-
ferengehänse und die Hartgebilde der Coccolithophoriden, die in den
Dünnschliffen nicht mehr nachweisbar sind, dem Phosphoritisierungs-
prozesse zum Opfer fielen. Andere, bis faustgroße Knollen sind aus
vielen kleinen Knöllchen zusammengesetzt, deren regellose Verwachsung
die Unregelmäßigkeit der äußeren Form bedingt. Die kleinen Knöllchen
sind z. T. offenbar Gerölle der ersten homogenen Art und wie diese von
rostbrauner Färbung; daneben aber finden sich andere Typen, die in
Färbung, Häufigkeit der eingeschlossenen Organismenreste usw. mannig-
fache Verschiedenheiten aufweisen. Die Gerölle umgibt oft ein grün-
licher, an Glaukonit erinnernder (oder ein rotbrauner) Saum, wie er mir
übrigens ähnlich auch von fossilen Vorkommnissen bekannt ist. Diese
(ierölle werden von einer grauen Matrix von abweichender Beschaffen-
heit zementiert; auffallend ist besonders deren größerer Reichtum an
Glaukonitkörnern und mit Glaukonit erfüllten Foraminiferengehäusen.
Außerdem bringen Verschiedenheiten in der Färbung, in der Größe der
eingeschlossenen Foraminiferen und im Glaukonitgehalt mannigfache
Abstufungen hervor, und man gewinnt den Eindruck, daß es sich um
ein allmähliches Weiterwachsen der zementierenden Substanz unter sehr
verschiedenen Bedingungen handelt. Dafür würde auch eine Beobachtung
Collets sprechen, welcher aus der Nachbarschaft des Kaps der Guten
Hoffnung eine Knolle beschreibt, deren unterer, gelb gefärbter Teil fast
ganz aus Foraminiferengehäusen besteht, während der obere, schwärz-
liche in großen Mengen Glaukonitkörner enthält. Die zusammengesetzten
Knollen der „Yaldi via" -Ausbeute sind sehr reich an größeren Organismen-
resten, Zweischalern, Schnecken, Brachiopoden und Korallen, die auf der
Außenseite als Steinkerne oder Abdrücke erhalten sind, während sich
im Innern der Knollen häufig noch die ursprüngliche Schalensubstanz
vorfindet. In dem ursprünglich weichen, später phosphoritisierten Glo-
bigerinenschlamm, der einen Teil der Gerölle zusammensetzt, konnte
diese Fauna nicht leben; erst nach Bildung der ersten Knollen, wahr-
scheinlich aber, als diese bereits ausgewaschen waren, ja sich möglicher-
weise auf sekundärer Lagerstätte befanden, war ihre Ansiedelung mög-
lich. Ob die Phosphoritbildung zu Lebzeiten dieser Fauna ruhte, läßt
sich nicht mit Sicherheit angeben, nach dem Absterben müssen sich aber
die Hartgebilde mit weichem Schlamme gefüllt haben, der wiederum
phosphoritisiert wurde. Das Auftreten dieser makroskopischen Fauna
beweist also ebenso wie der Unterschied zwischen Geröllen und Zement,
daß die Phosphoritbildung an der betreffenden Stelle in mindestens zwei,
zeitlich getrennten Phasen vor sich ging.
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Glankonitische Sedimente
253
Dem zweiten Typus von Collet entsprechen solche Phosphorit-
knollen, welche im wesentlichen einen phosphoritisierten Grünsand ohne
viele kalkige Organismenreste darstellen. Knollen, welche die „Valdivia"
am Kap der Guten Hoffnung aus 318 ra dredschte, gehören hierher. Die
Farbe ist ein dunkles Grün, die Oberfläche nicht so löcherig, wie bei
Fig. 87.
Zusammengesetzt« Phosphoritknolle von der Agulhas-Bank vor dem Kap der Guten Hoff-
nung. Aus 318 m Tiefe. „Valdivia"- Station 113. 7, nat. Größe. Aus Murray und
Pmuppi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VII (XXII), Fig. 1.
dem anderen Typus, doch sind die Umrisse auch hier stets ganz un-
regelmäßig. Über faustgroße Knollen (Fig. 87) bestehen deutlich aus einer
großen Menge Einzelknollen, die durch einen gelblichen Zement miteinander
verkittet sind. Der Glaukonitgehalt ist sehr verschieden, selbst inner-
halb ein und derselben Knolle, was auf ein Weiterwachsen unter ver-
änderten Verhältnissen hindeuten könnte. Neben dem Glaukonit findet
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254
Die jungen Meeressedi mente und ihre Bildung
sich meist sein häufigster Begleiter, der Quarz. Nicht selten sind
Plagioklase, während Orthoklas ganz zurücktritt; auf dieses auffällige
Überwiegen der Plagioklase über den Orthoklas in den glaukonitreichen
Phosphoriten hat bereits Lee aufmerksam gemacht. Nur gelegentlich
fanden sich vereinzelte Foraminiferengehäuse. Dagegen sind makroskopische
Steinkerne höherer Tiere, wie Zweischaler, Schnecken, Brachiopoden,
zahlreich vorhanden. Besonders interessant ist ein von der „Valdivia44
erbeuteter Steinkern eines irregulären Seeigels (Fig. 88). Die Analyse
einer solchen Knolle vom zweiten Typus wird von MURRAY &. Philippi,
wie folgt, mitgeteilt:
SiO, . . .
. 26,70
CasfPO,), .
. 36,37
CaC03 . .
. 10,53
Ca SO, . .
. 11,26
MgCO, . .
. 4,67
Fe,03 . .
. 5,34
AWOa . .
7,51
102,38
Die große Menge SiO* geht auf Quarz, Glaukonit und andere bei-
trt'iiH'iiirtc Silikate zurück. Der Gehalt an kohlensaurem Kalk ist wahr-
scheinlich in feiner Verteilung dem
phosphorsauren Kalk beigemengt.
Auffällig ist auch hier wieder der
hohe Gehalt an schwefelsaurem
Kalk. Merkwürdig ist, daß die
Analyse trotz des unzweifelhaft
vorhandenen Glaukonits kein Kali
angibt, was übrigens auch von
den Analysen des „Challengcr"-
Berichtes und bei Collet gilt.
Aber der Glaukonit der Phosphorit-
knollen unterscheidet sich, was
auch aus der eingehenden Be-
schreibung von Lee hervorgeht, in
keiner Weise von dem der normalen
(Jriinsande. „Diese merkwürdige
Tatsache4* — meinen Murray &
Philippi — „legt uns die Frage
vor, ob das Alkali des Glaukonits
wirklich in ihm chemisch verbunden ist, oder ob es nicht vielleicht in
einem Ton lediglich absorbiert" (besser: adsorbiert) „ist. In letzterem
Falle wäre es denkbar, daß das nur mechanisch gebundene Alkali bei
der Phosphoritbildung verschwand". Demgegenüber liegt aber auch die
Fig. 88.
Phosphoritisclier Steinkern eines irregulären
Seeigels, zerbrochen. Nat. Größe. „Val-
di via"- Station 113. Aus Mcrray und
PHILU'Pt, Die Grundproben der „Deutschen
Tiefsee -Expedition", Tafel VII (XXII),
Fig. 5.
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Glaukonitische Sediment«
256
von Murray in einer Anmerkung erörterte Möglichkeit vor, daß wohl
Kali vorhanden ist,' aber dem analysierenden Chemiker in zu geringer
Menge erschien, als daß er es für nötig befunden hätte, dieselbe quan-
titativ zu bestimmen. Da Glaukonit immerhin nur einen Bruchteil der
Gesamtmasse einer Phosphatknolle «ausmacht, an sich aber nur 7 — 8°,'o
Kali enthält, könnte die Gesamtanalyse einer solchen Knolle überhaupt
nur wenig Alkali aufführen.
Bezüglich der Entstehung der marinen Phosphate stimmen die An-
schauungen von Murray «fc Renard, Collet und Murray & Philippi
wohl überein. Für die Entstehung von Phosphoritknollen am Meeresboden
ist vor Allem die Anwesenheit größerer Mengen in Verwesung befindlicher
Tierleichen erforderlich. „Bei der Zersetzung der organischen Substanz
bildet sich Ammoniak, das sich mit der in den Knochen, Zähnen usw.
enthaltenen Phosphorsäure zu Ammoniumphosphat verbindet. Dieses
wiederum zerfällt bei Anwesenheit von kohlensaurem Kalk in Kalk-
phosphat und kohlensaures Ammonium nach der Formel:
2 P04(NH4)s + 3 Ca CO., = (P04)iCa, + 3 CO,(NHi),
Während bei Anwesenheit von Kalk im Meeresschlamnje eine Art von
Pseudomorphose von Phosphorit nach Kalk stattfindet, handelt es sich
um eine Ausfällung aus dem Meereswasser, wenn ursprünglich keiu Kalk
im Sediment vertreten waru (Murray-Philippi). Übrigens haben Ir-
vixe und Anderson322) in einer Koralle, welche 6 Monate lang in
Ammoniumphosphat gelegen hatte, 60% Calciumphosphat nachgewiesen.
Auch sei hier im Hinblick auf die eben erwähnte Ausfällung von Kalk
an den „ Zoophosphorit u erinnert, welcher in der durch 0. M. Reis dar-
gelegten Weise durch Ausscheidung in dem interfibrillären Protoplasma
der Muskeln von früher lebenden Reptilien, Fischen, Anneliden und
Cephalopoden, wie sie jetzt fossil z. B. in den Solnhofener Plattenkalken
liegen, die histologischen Eigentümlichkeiten der quergestreiften Muskel-
fasern bis auf unsere Zeit erhaltungsfähig machte. Der Zusammenhang
der Phosphoritentstehung mit der Verwesung großer Massen von Or-
ganismen geht ohne Weiteres aus der geographischen Verteilung der
oben bereits angeführten Fundorte hervor. nIn den meisten hier ge-
nannten Regionen begegnen sich kalte, polare und warme, äquatoriale
Strömungen. Die raschen Temperatnrveränderungen, die an diesen
Stellen vor sich gehen, müssen ein Massensterben derjenigen marinen
Organismen hervorrufen, deren Existenz an bestimmte Temperaturen
des Meereswassers geknüpft ist". Hierfür kommen aber nicht nur
Plauktonwesen, sondern auch Fische in Betracht. In beginnender
Phosphoritisierung befindliche Molluskenschalen scheinen übrigens
J. Lomas sowohl aus der Irischen See, wie aus der Palkstraße nörd-
lich von Ceylon vorgelegen zu haben323).
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256
Die jungen Meeressedimente uud ihre Bildung
Die von der „Valdivia" -Expedition auf der Agulhas-Bank gedredschten
Phosphoritknollen sind z. T. abgerollt und von einer sessilen Fauna (siehe
auch Fig. 87) überrindet, die aber sehr schlecht erhalten ist. Starke Strö-
mungen scheinen heute an den fraglichen Stellen die Phosphoritbildung
ganz zu hindern. Durch das stark bewegte Wasser muß neugebildetes
Ammoniumphosphat sehr rasch entfernt und so eine Reaktion auf den
kohlensauren Kalk des Schlammes verhindert werden. Mürray & Pm-
lippi folgern aus der Eigenart dieser Knollen eine zweimalige Hebung
des Meeresbodens im Gebiete der Agulhas-Bank. Produkt einer ersten
Phosphoritbildung in tiefem und küstenfernem Wasser waren eisenreiche,
homogene Primärknollen; dieselben wurden nach einer Hebung des Meeres-
bodens aus dem umgebenden Schlamme ausgewaschen und abgerollt,
Die Grundproben der „Deutschen Tiefte- mit eiuem an Glaukonit reicheren,
Expedition", Tafel VII (XXII), Fig. 3. viele Foraminiferen enthaltenden
räume zwischen den Primärknollen erfüllte und uun seinerseits, vielleicht
während einer abermaligen Senkung des Meeresbodens, phosphoritisiert
wurde, bis eine abermalige Hebung die gegenwärtigen Verhältnisse her-
stellte, unter welchen an den in Rede stehenden Stellen der Agulhas-Bank
heute Phosphoritbildung offenbar nicht mehr statt hat. An anderen
Stellen jedoch scheint solche noch jetzt ihren Fortgang zu nehmen, ins-
besondere auf den Abhängen und solchen Flächen der Bank, wo die-
selbe nicht von allzu heftigen Strömungen bestrichen wird.
Die Diskussion der Phosphoritbildung auf der Agulhas-Bank ergibt,
abgesehen von den besprochenen Schwankungen, ein Vorherrschen der
Hebungen des Meeresbodens, beziehungsweise der negativen Strand-
verschiebuugen. Hiermit stimmt außer anderen geologischen Be-
obachtungen auf dem benachbarten Festlande gut überein, daß Rogers
und Schwarz324) an der Süd- und Westküste der Kapkolonie junge
Meereskalke nachwiesen, welche eine rezente Hebung von 50 — 100'
wahrscheinlich machen.
Fig. 89.
Phosphoritknolle, einen Zahn von Carcharo-
don umschließend. Nat. Größe. „Valdivia"-
Station 104. Aus Mt'RRAY und PlULIPPI,
worauf sie mit einer sessilen Fauna
besiedelt wurden. Diese leider
sehr schlecht erhaltene Fauna
scheint nicht älter als jungtertiär
zu sein; hierfür würde auch ein
in einer der „Valdiviau-Knollen
eingeschlossener Carcharodon-Zahn
sprechen, der wahrscheinlich zu
der heute noch lebenden Art
C. Rondeletii (Fig. 89) gehört. Die
Hartgebilde dieser hauptsächlich
benthonischen Fauna füllten sich
Schlamm, der auch die Zwischen-
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Kalkschlicke
D. Kalkschlicke
257
I. Korallenschlicke der Tropen
Als „Korallensande und -Schlamme" (coral sand and mud der Eng-
länder, sable corallien et boue corallienne der Franzosen) wurden von den
Naturforschern der r,Challengertt-Expedition kalkreichere Sedimente be-
zeichnet, welche sich auf den Abhängen der tropischen Korallenriffe in
flachem und tiefem Wasser bilden und je nach der Entfernung von den
Riffen und der Tiefe mehr Bruchstücke von Mitgliedern der Riff-Fauna und
-Flora oder mehr Planktonschalen enthalten. Während die „Korallensande",
die wir bereits oben bei den Bildungen des Schelfs unter den „detritogenen
Kalkablagerungen" mitbehandelten, bis etwa 600 m Tiefe hinuntergehen,
bilden die „Korallenschlamme" als feine, weißliche oder gelbliche, auch grün-
liche Schlicke die Sedimente in den größeren Tiefen bis zu etwa 3000 m und
gehen schließlich in eine der eupelagischeu Sedimentarten über. Der in
allen diesen Sedimenten die Hauptmasse ausmachende kohlensaure Kalk
betrug in den „Challenger"- Proben im Mittel 85%, in den größeren Tiefen
etwas weniger, in den geringeren aber bis zu 90°/0. Als Lieferanten
dieses kohlensauren Kalkes sind je nach der Tiefe benthonische Fora-
miniferen jmit 40— 2°/0, planktonische mit 10— 56 °/o" beteiligt, Wo
Übergänge in den eupelagischen Pteropodenschlamm erfolgen, häufen sich
neben den Globigerinen die Schalen der pelagischen Pteropoden. Kieselige
Organismenreste und Mineralbeimenguugen erreichen beide keine 2°/o.
Derartige Sedimente sind, wie ja überhaupt der Pazifische Ozean den
größten Reichtum an Korallenriffen besitzt, in größter Verbreitung in den
tropischen Teilen gerade dieses Weltmeeres verbreitet. Nach Murhay &
Renard sollten von den 10 Millionen qkm, die diesen Korallensanden
und -Schlicken zugeschrieben wurden, Ö1/» Millionen dem Pazifischen,
3 dem Atlantischen und lV* dem Indischen Ozean zukommen. Doch
meint Krümmel, daß diese Areale sicher zu hoch gegriffen sind, und
in der Tat hat Murray 1909 für den Indischen Ozean nur noch 0,7
und haben Murray und Lee für den Pazifischen Ozean nur noch 3,4
Millionen qkm angegeben.
Die Korallenschlicke sind in ähnlicher Weise Vertreter des Blau-
schlicks um Korallen inseln und -riffe, wie die vulkanischen Schlicke
um ozeanische Vulkaninseiii.
II. Kalkschlicke der Mittelmeere
Vorbemerkungen
Zu den Kalkschlicken (calcareous mud der Engländer, boue cal-
caire der Franzosen) gehören indessen auch Kalksedimente, wie sie
im Amerikanischen und im Romanischen Mittelmeer in großer Ver-
Andrce, Geologie dca Meerwboden». II. J7
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258
Die jungeu Meeressed iroent« ond ihre Bildung
breitunp auftreten, und zwar in letzterem ohne jeglichen Zusammenhang
mit Korallenriffbauten. Murray & Renakp zählten die Sedimente des
Romanischen Mittelmeeres zum Blauschlick, und mit der blauen Signatur
desselben findet man auf der dem „Valdivia"-Werk beigegebenen Sediment-
karte, abgesehen von kleinen Flecken von Pteropodenschlamm, auch die
ganze Fläche des Mittelmeeres eingenommen. Indessen kann diese Auf-
fassung ebensowenig befriedigen, wie die Zurechnung der meisten Sedimente
des Amerikanischen Mittelmeeres zum eupelagischen Globigerinenschlanim.
Auf alle Fälle ist es gerade im Hinblick auf die Vergleichung mit fossilen
Sedimenten — die ja, wenn nicht den litoralen, so doch in der Haupt-
sache den hemipelagischen Ablagerungen der Jetztzeit homologisiert
werden müssen — von großer Wichtigkeit, die Eigenart solcher mittel-
meerischen Sedimentbilduugen besonders hervorzuheben und die be-
stehenden Unterschiede gegen die typischen Blauschlicke einer-, die
eupelagischen Globigerinenschlamme anderseits gebührend zu, betonen.
1. Die Sedimente des Amerikanischen Mittelmeeres
Die Sedimente des Amerikanischen Mittelmeeres sind uns besonders
durch die Arbeiten von Au. Agassiz auf dem „Blake" und von Peake
auf der „Britannia" bekannt geworden, und J. Murray325) hat einen
großen Teil der erbeuteten Proben selbst beschrieben. Den tieferen
Boden des karibischen, des Cayman-Yucatan- und des mexikanischen
Beckens nimmt ein sehr hell gefärbter, weißer oder kreidig graner
Kalkschlick ein, der 70 — 80, vereinzelt sogar gegen 90ü/o CaCOs enthält.
Dieses Kalkkarbonat rührt von den Schalen zahlreicher pelagischer
Organismen her, unter denen die Pteropoden womöglich noch häufiger
sind, als die Foraminifereu. Insbesondere liefern von den ersteren
namentlich die Gattungen Clio, Hyalea, Triptera, Atlanta, Styliola usw.
etwa die Hälfte des vorhandenen Kalkanteils des Sedimentes. Aber
schon Murray selbst hat darauf hingewiesen, daß die reichliche Bei-
mengung gröberer Mineralkörner und die sehr viel hellere Farbe wesent-
liche Unterschiede dieser mittelmeerischen Sedimente gegenüber den
eupelagischen Globigerinen- und Pteropodenschlammeu darstellen. Kieselige
Reste von Radiolarien, Spongien und wenigen Diatomeen bilden nie über
5°'o des Ganzen. Unter den Mineralgemengteilen überwiegen solche
vulkanischer Herkunft. In den inneren Teilen der Becken haben sie
selten eine Größe von mehr als 0,1 mm Durchmesser, und man wird
hier an die Flugaschen denken müssen, welche bei größeren Eruptionen
z. B. der Antillen vulkaue im Jahre 1902 viele hunderte von Kilometern
weit über das Meer verfrachtet wurden. In größerer Landnähe brachte
der ..Blake" selbst aus erheblichen Tiefen Kiese und Steine mit der
Dredsche herauf.
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Kfllkschlicke
259
Der charakteristische, pteropodenreiche Kalkschlick der genannten
Tiefenbecken beherrscht auch den Boden des Florida-Stromes in
den Engen bis auf die Höhe von Jupiter Inlet; erst weiter nördlich
stellt sich dann eupelagischer Globigerinensehlamm ein. Der Florida-
Strom überströmt aber an der linken Seite das zuerst von L. F. von
Pourtalüs beschriebene und nach ihm Pourtales- Plateau benannte
submarine Felsplateau aus festem, dunkelbraunem Kalkstein. Dieses
Plateau beginnt etwas westlich von Sand Key (Key West), erstreckt
sich mit wenig geneigter Fläche gegen Osten und Norden, erreicht dann
etwas östlich von Sombrero-Key seine größte Breite (etwa 33 km), um
schließlich unter Annäherung an die Florida-Riffe zwischen Carysfort
Reef und Kap Florida wieder zu verschwinden. Der rezente Kalkstein
beherrscht ein Areal von 4000 qkm in 200 bis 550 m Tiefe und regeneriert
sich ständig aus den Trümmerprodukten der zahlreichen, das Plateau
besiedelnden „Tiefsee" -Korallen, Echinodermen, Brachiopodeu und
Mollusken, welche z. T. durch Serpularöhren zusammengehalten werden.
Doch sind offenbar auch Kalkalgen an dieser Verfestigung beteiligt.
Die Zwischenräume füllen sich z. T. mit Foraminiferen. Eine Analyse
von Shakples32*) ergab für diesen Kalkstein 96,96 °/o CaC03j 1,2 °/0
Ca3(P04)2, 2,12 °/o SiOj. Zum Vergleiche sei eine Analyse des lockeren
Kalkschlicks vom Boden des Floridastromes (1) und noch eine weitere
von einer der dort häufigen Phosphoritkonkretionen (2) (von demselben
Analytiker)'27) gegeben:
1 2
SiO, 1,52 0,49
Fe,08 0,31 14,77
CaCOs 85,62 36,50
MgC03 4,26 10,56
Ca3(P04)i 0,18 35,54
Organ. Substanz 4- H*0 . . . 8,15 1,46
100,04 99,32
Bezüglich der letzteren mag noch erwähnt sein, daß aus dem SW von
Saud Key, Florida, aus 229 m Tiefe eine Knolle stammt, deren die
kalkigen Organismenreste zementierende, braungelbe Phosphoritsubstanz
nach Murray eine ähnliche Diffusionsbänderung erkennen ließ, wie sie
von den Achaten zwar lange bekannt, aber erst unlängst als solche
erkannt ist.
Die Stärke der Florida-Strömung verhindert offenbar einerseits die
Sedimentation feiner Schlammablageningen auf dem Pourtales-Plateau.
begünstigt aber anderseits das Tierleben, indem sie vor allem auch den
sessilen, bezw. nur langsam beweglichen Tieren stetig frische Nahrung
zuführt, Das ist schon von Al. Agassiz erkannt worden, und Murhay tV-
17*
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260
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Philippi sehen in diesen Vorgängen z. T. den Grund für die Eigenart
solcher „benthogener Bankkalke", wie sie sich teilweise auch nahe an
die schon früher besprochenen Bildungen der Seine-, Challenger- und
Argus-Bank anschließen. Die Erhärtung dieser Kalke dürfte aber nicht
nur auf die Über- und Durchwachsung mit Serpula-Röhren und Kalk-
algeukrusten zurückzuführen sein, sondern es spielen dabei offenbar auch
durch die rasche Wasscrerneuerung angeregte, biologisch(?)- chemische
Prozesse, welche die Bildung eines Kalkzementes bewirken, eine Rolle.
Auch in den Straßen zwischen den Großen und Kleinen Antillen lassen
die Strömungen kein feines Sediment liegen, sondern fegen alles leewärts
in die inneren Becken hinein, wo sich dann der Kalkschlick in um so
größerer Mächtigkeit aufbaut.
Ähnliche Böden wie unter dem Florida-Strom fanden sich übrigens
auch entlaug der Ostküste von Cuba, wenn auch in größeren Tiefen
(500—800 m).
Im Golf von Mexiko, insbesondere an der West- und an der Nord-
seite vor und seitwärts der Mündung des Mississippi wird der Kalk-
schlick durch einen charakteristischen, dunklen Schlick verdrängt, der den
Ablagerungen des Mississippideltas selbst sehr ähnlich ist und wie diese
wesentlich aus feinsten Mineralpartikeln besteht.
Endlich mag noch auf die* großen Massen vegetabilischer, vom Lande
stammender Reste hingewiesen werden, deren Feststellung selbst in 10
oder 15 Meilen Entfernung von der Küste und in Tiefen von über
1800 m Al. Agassiz beim Dredschen innerhalb des Kranzes der
Karibischen Inseln in Erstaunen setzte. Es handelt sich um Massen
vou Laub, Stücken von Bambus und Zuckerrohr, Schalen von Land-
mollusken und Resten anderer Landtiere, welche zweifellos durch den
hier herrschenden NO-Passat in das Meer hinausverfrachtet wurden.
Der Inhalt einiger unserer Dredschzüge — so schreibt Al. Agassiz —
würde, wenn fossil geworden, einen Paläontologen sicherlich in nicht
geringe Verlegenheit versetzt haben; denn bei der Durcheinandermengung
von Tief wasserformen von Crustaceen, Anneliden, Fischen, Echiuodermen,
Spongien usw. mit Mango- und Orangenlaub, Zweigen von Bambus, mit
Muskatnüssen und Schalen von Landmollusken, also den verschiedensten
Tier- und Pflanzenresten, würde ihm die Entscheidung sehr schwer
werden, welcher Natur die betreffende Ablagerung sei. Eine Unter-
suchung in einer ähnlichen, fossilen Ablagerung würde zweifellos zur
Annahme eines flachen Ästuars führen, welches von Wäldern umgeben
war; aber in Wirklichkeit mag die Ablagerung in einer Tiefe zwischen
2000 und 3000 m stattgefunden haben. Treibende Pflanzenreste dürfen
anderseits aber auch herangezogen werden, um die Besiedlung von
Inseln durch Landmollusken, kleine Reptilien und Insekten aller Art
zu erklären.
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Kalkscl.licke
261
2. Die Sedimente des Romanischen Mittelmeeres
Über die Sedimente des Romanischen Mittelmeeres unterrichtet
eine ganze Anzahl von zwar ziemlich ungleichwertigen und nicht durch-
weg auf der Höhe stehenden Arbeiten.
Ein wesentlich terrigener, dunkler Schlick wurde vom Kabeldampfer
„Daria" im Balearenbecken zwischen der algerischen Küste und dem
ligurischen Golf gelotet und von J. Y. Büchanan 328) beschrieben. An der
•afrikanischen Seite, in Tiefen von 1800 bis 2800 m, beträgt der Gehalt
an Kieselsäure 33 bis 40%, an kohlensaurem Kalk nur 18 bis 24%.
Nahe bei den Balearen, in 1000 m Tiefe, nimmt der Kalkgehalt auf 37
bis 47% zu, geht auch vor dem ligurischen Golf, in 900 bis 1200 m,
nicht unter 30% herab; man kann diese Sedimente daher als Mergel-
schlick bezeichnen. Proben aus 615 m Tiefe aus dem Golf von Genua er-
innerten J. Thoulet 329 ) durchaus an fossile Kreidegesteine vom Kanal.
Das Tyrrhenische Becken erfüllt ein grauer Kalkschlick, der im Golf
von Neapel sehr nahe ans Land reicht. Joh. Walther & P. Schirlitz
stellten in solchem „Fango" in 40 m Tiefe zwischen Neapel und Capri
16,23% CaCOs und 4,27% MgC03 fest und waren nach Untersuchung des
„marinen Grundwassers" an dieser und anderen Stellen zu der Annahme
geneigt, daß das Carbonat aus dem Gips-, bezw. Magnesiumsulfatgehalt
des Meerwassers chemisch niedergeschlagen wurde, denn in dem im
Grundschlamm enthaltenen Wasser, dem man obige Bezeichnung beilegte,
haben sowohl der Kalk-, wie der Magnesiumsulfatgehalt gegenüber dem
normalen, Meerwasser abgenommen.
Eine Anzahl von Sedimentproben hauptsächlich aus dem west-
lichen Mittelmeer hat unlängst O. B. Böggild330) beschrieben; sie
waren von der dänischen „Thor" -Expedition gesammelt. Sofern
man von den Ablagerungen des flacheren Wassers, die dem Blau-
schlick parallelisiert werden, absieht, ist die Farbe dieser Proben,
die in uns nicht ganz zusagender Weise als Globigerinenschlamme be-
zeichnet werden, lichtbräunlich. Die beigemengten Eisenverbindungen
erscheinen also im oxydierten Zustande, und Böggild erkennt darin ein
Anzeichen für langsame Sedimentation. Der petrographische Charakter
ist sandig-tonig; der Zusammenhalt ist sehr verschieden groß und wird
lokal durch verkittenden kohlensauren Kalk erhöht. Der Kalkgehalt
beträgt durchschnittlich 50% und steht in keiner erkennbaren Beziehung
zur Tiefe oder Landferne, hängt vielmehr offenbar stark von dem Reichtum
an kalkliefernden, pflanzlichen und tierischen Produzenten ab. Unter den
größeren Vertretern der biogenen, kalkschaligen Komponente ragen die
Pteropoden in bemerkenswerter Weise hervor, so zwar, daß Mürray &
Philippi auf ihrer dem „Valdi via" -Werke beigegebenen Sedimentkarte
Pteropodenschlamm verzeichnen konnten. Außerdem sind aber auch
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Die jungen Meeressedimeute und ihre Bildung
Foraminiferen und Coecolithen reichlich vorhanden. Außerordentlich
selten dagegen siud kieselschalige Organismen.
Die Sedimentationsverhältnisse des östlichen Mittelmeeres sind uns
vor allem durch die Untersuchungen der österreichischen Expeditionen
auf der „Pola" (1890 — 93) bekannt geworden. Leider sind die Arbeiten,
die der Chemiker dieser Reisen, K. Natterer331), über die Ablagerungen
dieses Meeresteiles veröffentlicht hat, nur mit Vorsicht zu benutzen, und
man muß durchaus der Kritik, welche Tu. Fuchs332) daran geübt hat,
recht geben; denn „Natterer war ein ausgezeichneter Chemiker, aber*
geologisch und ozeauographiseh nicht genügend vorgebildet" (Krümmel).
Diesem Übelstand ist aber durch die Bearbeitung eines Teiles der von der
„Pola" geloteten Grundproben durch .Jan de Wl\dt<£ Fr. Berwerth833)
in gewissem Grade abgeholfen. Die tieferen Teile des ganzen großen
Gebietes zwischen Sizilien und Syrien bis in das Ägäische Meer hinein,
aber mit Ausnahme des ägyptisch-palästinensischen Winkels werden von
Kalkschlick eingenommen. Sein Gehalt an CaCOs ist von einer gewissen
Beständigkeit, indem das Mittel 60 — 62% beträgt, mit einer Abweichung
von 20% darüber und darunter. Unter den biogenen, kalkschaligen
Komponenten sind auch hier die Pteropodeu charakteristisch, so daß
de VVixdt & Berwerth bei manchen Proben von der „Tendenz" sprechen,
in Pteropodeusedimente überzugehen. Doch ist der Erhaltungszustand
der Schalen ein sehr verschieden guter. Während aus manchen, aus
nur 200 m Tiefe herrührenden Proben die Pteropodenschalen ganz ver-
schwunden sind, wobei lediglich ein innerer Abdruck zurüekblieb, sind
die Schalen in anderen, und zwar aus 1750 m kommenden Proben so
gut wie am ersten Tage erhalten. Da die letzterwähnten Proben Ptero-
podenschalen sehr reichlich enthalten, scheinen dieselben hier recht rasch
sedimentiert zu werden, und die genannten Autoren mögeu im Recht
sein, wenn sie der relativen Schnelligkeit, mit welcher die Sedimentation
an den einzelnen Orten vor sich geht, bezw. der Zeit, welche die Schalen
der lösenden Einwirkung des Meerwassers ausgesetzt sind, eine Bedeu-
tung für die Erhaltungsweise dieser Organismenreste zuschreiben. Neben
diesen fehlt es nicht an Forami uifereu, Diatomeen und Spongieunadelu,
wie schon um die Mitte des vorigen Jahrhunderts der Engländer William-
sox331) feststellte, noch endlich auch an kieseligcn Radiolariengerüsten.
Sowohl de Winüt vt Berwerth , wie auch Bögglld haben sich
mit den Ursachen beschäftigt, welche den Kalkgehalt dieser Sedimente
regeln. Wir werden später noch eingehender zu erörtern haben, daß
in den offenen Ozeanen der Kalkgehalt der Tiefseesedimente in der Haupt-
sache von der Tiefe abhängt. Diese schon vor längerer Zeit von J. Mürray
geäußerte und neuerdings besonders durch die lichtvollen Ausführungen
von E. Philippi sichergestellte Tatsache läßt sich aber in der Tat für das
Mittelmeer nicht konstatieren, wo vielmehr nur die Schnelligkeit des
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Kalksdüicke
263
Absatzes, die Küstenentfernung, das Vorhandensein oder Fehlen ein-
mündender, großer Ströme (Nil ! — vergl. noch weiter unten) und endlich das
Organismenleben als bedingende Faktoren in Frage zu kommen scheiuen.
Damit ist aber natürlich die MüRßAYSche Theorie für den offenen Ozean
*
keineswegs abgetan; denn wie immer, so muß auch hierbei im Auge
behalten werden, daß die ganzen ozeauographischeu Verhältnisse der
Wasserzirkulation, der Temperaturen und damit auch des Gasgehaltes
der Tiefenwasser usw. bei den Mittelmeeren durchaus von denen des
offenen Ozeans verschiedene sind, zumal, wenn der Abschluß gegen den-
selben ein relativ so vollkommener ist, wie bei dem Romanischen Mittelmeer.
Böggild fand in mehr als der Hälfte der von ihm untersuchten Proben
geringe Mengen von Glaukonit, und zwar meistens von der Korngröße
0,05 — 0,5 mm, doch war in den Tiefen unterhalb 1000 m nur wenig davon
zu erkennen. Wenn Böggild die geringen Mengen von Pyrit, die er
neben dem Glaukonit in Proben des Mittelmeeres hier und da nach-
weisen konnte, für allochthon hält, so besteht in der Tat eine gewisse
Schwierigkeit, die gleichzeitige Bildung dieser beiden Mineralien zu
erklären, darin, daß für die Bildung des Glaukonits oxydierende, für
die des Pyrits jedoch reduzierende Vorgänge erforderlich scheinen. Doch
sollte hierbei schon das nicht seltene fossile Zusammenvorkommen beider
Mineralien zu denken geben und vielleicht die Annahme nahe legen, daß
die Glaukonitausscheidung mehr unter dem direkten Einfluß des über
den Meeresboden streichenden Meerwassers, die Pyritbildung jedoch unter
dem des gewiß sauerstoffärmeren, marinen „Grundwassers" stattfindet.
Dafür würde die auch von Böggild festgestellte, lange bekannte Tatsache
sprechen, daß dem an Sauerstoff armen Tiefenwasser des Schwarzen
Meeres der Glaukonit völlig fehlt. Nur in geringer Menge sind Mangan-
abscheidungen in den Ablagerungen des Mittelmeeres anzutreffen.
Die allochthone rninerogene Komponente besteht aus bald feineren, bald
gröberen Teilcheu, unter denen der Quarz für sich allein 90 — 95% ausmacht.
Nach de Windt & Ber werth tritt er meist in abgerundeten Körnern,
seiteuer mit eckigen Formen, aber stets ohne deutliche kristallographische
Umrisse auf, und zwar in allen Größen, bis zum beobachteten Maximum von
280 fi. Da dieselben auch in den zentralen Teilen des Mittelmeeros reich-
lich auftreten, dürfen sie wohl als äolisch herbeigeführte Komponenten be-
trachtet werden, wobei auf früher über Staubfälle Gesagtes zurückverwiesen
sei. Nach Th. Fuchs stimmen diese Quarztei.lcheu in der Tat äußerlich
vollkommen mit denjenigen überein, die den größten Teil des Löß bilden,
doch sollte man u. E. den Ausdruck „Tiefseelöß", den man nach diesem Autor
den meisten Grundschlammproben aus dem Mittelnieer beilegen könnte,
lieber vermeiden. Die meisten der übrigen, ziemlich gleichförmig, aber
in viel kleineren Mengen den Grundproben beigemengten Mineralien
scheinen auf die Zerstörung kristalliner Schiefer hinzuweisen. Daneben
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264
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
werden jungvulkanische Gläser und Bimssteine, im griechischen Archipel
auch Marmorbruchstüche leicht erkannt. Der relativ große Reichtum
an diesen allochthonen Mineralkomponenten zeigt am besten, daß die
Kalkschlicke des Mittelmeores nicht den eupelagischen , sondern den
hemipelagischen Ablagerungen zuzurechnen sind. Der Geologe, resp.
Paläogeograph wird aber gerade hieraus lernen, daß in von großen
Landmassen umschlossenen Mittelmeercn bei den geringen Küsten-
entfernungen und den vielfachen Möglichkeiten der Zufuhr allochthon-
klastischer Komponenten, sowie bei den durch Wasserzirkulation und
-Temperatur abgewandelten biologischen Verhältnissen selbst in großen
Tiefen, — die im Romanischen Mittelmeer mehrfach unter 4000 m hinab-
reichen — Sedimente entstehen, denen man im fossilen Zustande nicht
leicht geneigt sein würde eine solche Tiefe zuzuerteilen. Und zweifellos
ist eine Revision eines Teiles der fossilen Geosynklinalsedimente nach
diesen Gesichtspunkten erforderlich.
Die „Pola* dredschte im Gebiete des Kalkschlickes zwischen der
Insel Cerigo und Kreta, zwischen Kreta und dem Festlande von Afrika,
sowie an mehreren Stellen des Ägäischen Meeres, hauptsächlich an solchen,
die man als Verengungen des Meeres bezeichnen kann, in Tiefen von
327 bis 3310 m, feste Kalkkrusten, welche bis nahezu 50% mehr an
kohlensaurem Kalk enthalten, als der umgebende Schlick; sie erinnern
an die beschriebenen Bildungen des Pourtales-Plateaus und wurden
von Natteber als „Steinkrusten" oder „Krustensteine" beschrieben.
Th. Fuchs335) hat mit Recht darauf hingewiesen, daß der Ausdruck
„Konkretionen" hierauf nicht eigentlich anwendbar ist, da diese be-
kanntlich im Innern des Sedimentes von einem Punkte oder einem
Zentralkörper aus zentrifugal anwachsen. Im Gegensatz hierzu ist die Er-
härtung des Schlammes zu den « Steinkrusten" offenbar vom Meeresboden
aus nach unten zu erfolgt, so daß man geneigt sein könnte, an eine
Verlangsamung der Sedimentation infolge der Einwirkung von Strömungen
oder dergl. zu denken. Dafür spricht auch die häufige Bewachsung der
Steinkrusten mit Serpularöhren,Hydroidpolypen oder anderen festsitzenden
Tieren. Nach Th. Fuchs lassen sich im allgemeinen zwei Grundtypen
dieser Krusten unterscheiden; der eine zeigt ebenfläcliige Form, und
es handelt sich hierin offenbar um Scherben oder Bruchstücke von
größeren Platten; ihre Dicke beträgt etwa 6 cm. Der andere Typus
zeigt schlackiges Aussehen und eine Dicke von 15 cm und darüber.
Diese schlackigen Formen, die man aus der Entfernung leicht für aus-
geworfene Fetzen schlackiger Lava halten könnte, sind stets nach allen
Richtungen von unregelmäßig darmförmig gewundenen Röhren durch-
zogen, deren Lumen von dem Durchmesser einer Gänsefederspule bis
zu dem eines Fingers schwankt, und welche allem Anschein nach von
Würmern oder anderen röhrenbewohnenden Tieren (Cerianthus, einer
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Kalkschlicke
265
im Sedimente lebenden, skelettlosen Anthozoe, oder dergl.) herrühren.
Die Oberfläche dieser schlackigen Körper ist hart, von Eisen- und Maugan-
hydroxyden überzogen und daher von kaffeebrauner bis schwärzlicher
Farbe, bisweilen wie lackiert und von unregelmäßig körniger bis
krümeliger Beschaffenheit, Letztere rührt offenbar von den zahlreichen
beigemengten Foraminiferen und Pteropoden her, die hier, wie im un-
verfestigten Kalkschlick einen Hauptbestandteil bilden. Die harte Rinde,
welche sich übrigens auch in die oben erwähnten Röhren, soweit sie
nicht mit Kalkschlick erfüllt sind, hineinzieht, ist nur einige Millimeter
bis 1 cm dick und auch nur auf der Oberfläche dunkel gefärbt, im
Inneren aber hell. Darunter geht das Gestein in eine lichte, halbharte,
stark abfärbende Masse über, die, ursprünglich offenbar ein halbfester
Schlamm, durch Bildung zahlreicher Trockenrisse an der Luft eine
bedeutende Einschrumpfung erfährt. Der Beschreibung dieser Krusten-
steine mag hinzugefügt werden, daß die „Pola" westlich von Alexandrien,
in der Nähe der afrikanischen Küste in einer Tiefe von 2392 m, merk-
würdige, wurmähnliche, von feineren Kalkfäden umsponnene Kalkzylinder
dredschte, welche von Th. Fuchs als „Cylindrites-ähnliche Körper"
beschrieben und mit den ebenfalls noch problematischen, fossilen Gyrolithen
und anderen fraglichen Gebilden aus Flyschsedimenten verglichen wurden.
Vielleicht liegt nach diesem Autor der sehr merkwürdige Fall einer
Symbiose vor, die im Begriff steht, fossilisiert zu werden. Denn stellt
man sich mit Fuchs eine im Schlick gegrabene, mit einer weichen Haut
ausgekleidete Wohnröhre, etwa von Cerianthus, vor, ferner daß sich in
jener Haut Kolonien von Phoronis ansiedeln, — wie es Haswell von
Phoronis australis beschrieben hat, — und stellt man sich weiterhin vor,
daß auf dem Wege der gewöhnlichen Steinkernbildung ein Abguß dieses
ganzen Kanalsystems entstände, so müßten in der Tat solche Cylindrites-
ähnliche Körper resultieren, und wir hätten vielleicht in den soeben
beschriebenen, schlackigen Steinkrusten, deren gewundene Röhren in ihrer
Wandung häufig eine eigentümliche Skulptur von feinen, unregelmäßig
geschlängelten und wie durcheinander geflochtenen Furchen oder Rinnen
zeigen, gleichsam ein vorletztes Stadium des Bildungsprozesses dieser
rezenten Cylindriten vor uns.
Vor dem Nildelta und von dorther dem Meeresstrom nach Norden
und Nordosten ziemlich weit, längs der syrischen Küste folgend liegt
feiner, hauptsächlich aus Niltrübe niedergeschlagener Schlick mit nur 5 bis
15% Kalk, anscheinend eine dem Mississippischlick des Mexikanischen
Golfes sehr ähnliche Bildung.
« *
3. Die Sedimente des Roten Meeres
Auch der Boden des Roten Meeres ist im Wesentlichen von einem
hellgelben bis grauen, auch wohl dunkelbraunen Kalkschlick von geringerer
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266
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
oder größerer Zähigkeit bedeckt. Der Auteil an kohlensaurem Kalk
erhebt sich in seinem südlichen Abschnitte sogar bis zu 92%; daneben
findet sich auch MgCOs, währeud Phosphorsäure nur in Spuren vor-
kommt. Für die tiefe Kinne südlich der Breite Suakins fand K. Natterer
ein Verhältnis von MgC03:CaCOs wie 12:100. Die auch hier ver-
tretenen Steinkrusten zeigen noch Anreicherungen der Magnesia über
dieses Verhältnis hinaus, so daß sich hierin eine ähnliche Dolomitisierung
zu vollziehen scheint, wie wir sie in einem früheren Abschnitte (bei
Besprechung der detritogenen Kalkablagerungen gewisser Schelfbäuke)
bereits genauer kennen lernten. Neben dem Eisenreichtum dieser
Boden Verhärtungen, der bis zu 21% Eisenoxyd gehen kann, sei beiläufig
auf das angebliche Auftreten geringer Mengen von Edel-, bezw. Schwer-
metallen aufmerksam gemacht; Natterer wollte, in Promille ausgedrückt,
gefunden haben: Gold 0,001 bis 0,005, Kupfer 0,027 bis 0,040, Nickel
0,040 bis 0,047 (?).
E. Die Sedimente des Schwarzen Meeres
Völlig abweichend von den drei im vorigeu besprochenen Mittel-
meeren verhält sich das Schwarze Meer. Seine Gewässer sind bekanntlich
durch Schwellen derart gegen die Tiefenwässer des Mittelländischen
Meeres, — gegenüber dem das Schwarze Meer gleichsam ein Mittelmeer
zweiter Ordnung darstellt, — abgesperrt, daß sie unterhalb von 230 m
nicht genügend ventiliert werden und daher an Sauerstoff arm, dafür aber
mit Schwefelwasserstoff erfüllt sind336). Diese Tatsache bedingt nicht
allein eine große Armut des Tiefenbeckens an Organismen, von deuen
nur Bakterien zu nennen wären, sondern auch eine sehr eigenartige
Sedimentation. Die ungenügende Ventilation der Tiefen des Schwarzen
Meeres ist eine Folge der klimatischen Verschiedenheiten des Mittel-
meeres und des Schwarzen Meeres. Dieses bekommt einerseits einen
größeren Zufluß an Süßwasser, anderseits aber ist die Verdampfung aus
demselben geringer als aus dem Mittel ineer. Daher die beiden Aus-
gleichsströmungeu ini Bosporus und in den Dardanellen, eine oberflächliche
süßere, gegen das Mittclmeer gerichtete und eine untere, die dem
Schwarzen Meere schweres, salzreicheres Mittelmeerwasser zuführt. Daher
auch die Beschränkung der Vertikalzirkulajion im Schwarzeu Meere und
die Stagnation der Tiefen: denn die untere, salzreiche Schicht hat ein so
hohes spezifisches Gewicht erhalten, daß uiedersteigende, kühlere oder
durch Verdunstung salziger gewordene Wasserteile in ihrer Bewegung
bald gehemmt werden.
Als durch den in Band 1 besprochenen Niederbruch des noch zu Beginn
der Quartärzeit Kleinasien und die Balkanhalbinsel verbindenden Agäischen
Kontinentes die Gewässer des Mittelmeeres durch die Erosionsfureheii
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Die Sedimente des Schwarzen Meeres
267
eines Flusses, die jetzt zu den Dardanellen und zum Bosporus um-
gewandelt sind, mit dem jetzigen Schwarzen Meer in Verbindung traten,
konnten nur euryhaline Tiere vom Mittelmeer her das neu eröffnete
Gebiet besiedeln. Es fehlen daher im Schwarzen Meere die Korallen,
Siphonophoren, Eehiniden, Pteropoden und Cephalopoden. Eine eiuzige
Ctenophore, eine kleine Holothurie und drei kleine Ophiuriden finden
sich. Was die Temperatur anbetrifft, so mußten die einwandernden
Formen eury- und oligotherm sein. Recht auffallend und in der
zoogeographischen Literatur oft erwähnt ist das Vorkommen der Phocaena
communis. An den Einmündungen der südrussischen Flüsse, in den
früher besprochenen Limanen, findet sich noch heute eine „R«liktenfauuau
aus jener Zeit, in welcher das Schwarze Meer noch gegen das Mittelmeer
abgeschlossen war und sich im Stadium des heutigen Kaspischen „Meeres"
befand; eine ganze Anzahl von Formen dieser Fauna sind mit kaspischen
identisch, andere vikariierend. Beachtenswert ist auch das Vorkommen
von mit Lithothamnicn überwachsenen, großen Mytilusschalcn vor dem
Donaudelta.
Recht wenig ist in der vorliegenden Literatur über die Sedimente
des flacheren Wassers im Schwarzen Meere enthalten. Einiges davon
— z. B. über die Sedimente der Limane und die Bryozoenbildungen in der
Umgebung der Krim — wurde bereits früher mitgeteilt. Nach der älteren,
von Th. Fuchs 337) wiedergegebenen Angabe des Zoologen Widhalm
in Odessa fand sich bereits gelegentlich der Legung eines Kabels zwischen
Odessa und Poti (nördlich von Batuni an der Ostküste des Schwarzeu
Meeres gelegen) an einer Stelle zwischen 12 und 20 Faden Tiefe ein
stinkender, vollständig von einer Bulla erfüllter Schlamm, und bei
Farschangut in der westlichen Krim war der Schlammboden in einer
Tiefe von 48 Faden auf eine Erstreekung von 10 — 15 Werst vollständig
mit einer Schicht von kleinen, papierdünuen Modiola-Arten bedeckt.
Fuchs sah in diesen Sedimenten rezente Analoga zu dem massenhaften
Vorkommen von Bulla Lajonkaireana und Modiola marginata in den
sarmatischeu Tegelablagerungen, wie solche sich nicht nur im siid-
russischen, sondern noch in den steirischen Neogenablagerungen finden.
Die meisten übrigen Angaben über die Bodenbedeckung des Schwarzen
Meeres verdanken wir den Darstellungen von N. Axühussow339) und
J. Mukray 339). Gröbere, saudige Sedimente bilden vielfach nur einen
schmalen Gürtel, abgesehen von dem flachen, nordwestlichen Teile, dessen
Boden sie weithin bedecken. Hier finden sich in dunklem Schlamm zahl-
reiche agglutinierende Bodenforaminiferen neben wenigen pelagischcn
* Diatomeen. Im übrigen ist gerade über diese Flaehseesedimente, wie
gesagt, verhältnismäßig wenig bekannt geworden.
Die sandigen Sedimente des Flachwassers werden mit zunehmender
Tiefe von einem klebrigen, frisch blaugraucu, getrocknet aber grauen
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268 jungen Meeressedimente und ihr^ Bildung
Schlamm abgelöst, dessen Oberschicht hier und da durch Oxydation der bei-
gemengten Eisenverbindungen rötlich gefärbt ist. Dieser Schlamm ist es,
der schon so frühzeitig durch seinen bereits erwähnten Reichtum an zer-
brechlichen Modiolaschalen auffiel. Die betreffende Art, Modiola phaseolina,
ist eine der gewöhnlicheren Muscheln «an den Küsten Englands, findet sich
auch im Mittelmeer und fällt selbst im Marmara-Meer noch nicht durch
besondere Häufigkeit auf, um dann aber im Schwarzen Meer, zwischen 35
und 100 Faden (— 64 und 183 in) eineu enormen Reich'tum an Individuen
zu entfalten. Daneben finden sich Cardium fasciatum, Mactra triangula,
Scrobicularia alba, Cerithium pusillum, Trophon breviatum, einige Ascidien,
kleine Ophiflren, eine kleine Synapta, Anneliden mit Schlamm röhren,
Cerianthus vestitus usw.. Zuweilen finden sich Eisen-Mangankonkretionen
in und um die Modiolaschalen. Der Schlamm enthält nur sehr wenig
Sandkörner. Unter den mikroskopischen Organismen sind Ostracoden
und seltene kleine Foraminiferen (Rosalina, Lagena, Entosolenia) zu
nennen. Diatomeen sind sehr selten, dagegen Spongiennadeln mäßig
häufig. Solcher Modiolaschlamm bildet zwischen 30 bis über 100 Faden
einen ringsum geschlossenen Gürtel im Schwarzen Meere.
Schon unterhalb dieses Gürtels von Modiolaschlamm beginnt sodann
nach N. Andrüssow die Region des Schwefelwasserstoffs, welcher nach
Zelinski und Broussilovsky durch das Bacterium hydrosulfuricura
ponticum auf Kosten der im Wasser gelösten Sulfate und verwesender
organischer Substanzen erzeugt wird. Iii den höchsten Lagen der
Schwefelwasserstoffregion, welche bis in die größten Tiefen des
Schwarzen Meeres hinabreicht, etwa zwischen 180 und 230 m, ist das
Reich der Sulfobakterien. Hier liegt die Grenze, bis zu welcher der
für das Leben dieser notwendige Luftsauerstoff in die Tiefe einzudringen
vermag. Nach den Feststellungen von Lebedintzeff betrug auf der
Station 33 des „Sapogoretz" auf 100 Liter Wasser bei 0° und 760 mm
Druck der Gehalt an H2S
in 182m: 33 ccm;
, 365 „ : 222 „ ;
„ 1737 „ :555 r ;
„ 2166 „ : 655 „ .
Die organischen Substanzen, deren Verwesung maßgebend für die Er-
zeugung des lebensfeindlichen H2S der Tiefen des Pontus ist, waren
zunächst, nach Herstellung der Verbindung mit den Gewässern des Mittel-
meeres, wohl in der Hauptsache die hierdurch zum Absterben gebrachten
Organismen des brackischen Pontus-Sees. Immerhin könnte die Masse ,
dieser organischen Substanz allein nicht die dauernde Vergiftung eines so
großen Wasserbeckens hervorgerufen haben, wenn nicht noch heute
weitere Quellen reichliches organisches Material ständig der Verwesung
überlieferten. Nicht nur bringen die Flüsse viel vegetabilischen Detritus
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Die Sedimente des Schwarzen Heeres 269
in das Meer, der hier, wie die Untersuchung der Schlammproben zeigt,
bis in große Tiefen gelangen kann, sondern auch der Wind trägt dazu
bei, indem er Coniferenpollen weithin verträgt, der sich daher überall dem
Schlamm beigemengt findet. Sodann aber sind die obe*ren Wasserschichten
des Schwarzen Meeres selbst der Schauplatz eines nicht unbeträchtlichen
planktouischen Lebens. Das nur bis etwa 180 m Tiefe hinabreichende
Plankton besteht aus Diatomeen, Peridineen, Noctilucen, Tintinnoiden,
kleinen Rippenquallen, Aurelie'n, Appendicularien, Copepoden, Sagitten usw..
Eeste dieses Planktons finden sich nun tntsächlich im Bodenschlamm,
so Diatomeen (wie Coscinodiscus, Chaetoceras, Rhizosolenia, Hemiaulus,
Asterolampra usw.), ferner Dictyocha und Mesocena, Xanthidien, Schalen
von Codonella ventricosa Clop. «fc Lachm., dazu embryonale Schalen von
Bivalven, Mandibeln von Sagitta, sowie Syngnathus- Knochen. Das
Plankton unterliegt aber am Boden der Tiefsee des Schwarzen Meeres in
der Totalmasse der Fäulnis, da eben ein für die Stoffwechselverhältnisse
des offenen Ozeanes so bedeutsamer Faktor hier vollkommen fehlt,
. nämlich die Zehrung durch die Tiefseetiere. Diese Zehrung ist im
Ozean, wie wir noch gelegentlich am Beispiel der Coccolithophoriden
sehen werden, eine außerordentlich bedeutende. So führt, wie
Andrussow gesagt hat, die Natur in den Tiefseegewässern des
Schwarzen Meeres gleichsam im Großen ein Experiment aus, in welchem
durch Ausschluß gewisser Faktoren (Leben und genügende Oxydation
der Tiefen) Prozesse zum Vorwiegen kommen, welche iirt offenen Meere
— z. B. in den unteren Lagen der Blauschlicke — auch stattfinden,
hier aber doch im allgemeinen durch andere Vorgänge maskiert werden.
Durch den abnormen Gehalt der Tiefenwässer des Schwarzen Meeres
an H2S erklärt sich nicht nur der Reichtum der Sedimente des Tiefen-
beckens an Einfachschwefeleisen, welches bis fast auf die Hälfte des
ganzen Bodensatzes steigen kann, sondern auch die Ausscheidung von
Carbonateu, auf welche wir noch weiter unten zurückkommen werden.
Die Steilabfälle zum Tiefenbecken nimmt ein steifer, zäher, hellgrauer,
in der obersten Schicht schwarzer Schlick ein; er beherrscht die Tiefen
etwa zwischen 550 und 1300 m. Dieser Schlick verdankt seine schwarze
Farbe dem reichlich beigemengteu Einfachschwefeleisen, bezw. Eisen-
sulfidhydrat, welches sich jedoch an der Luft fast momentan dureh
Oxydation verändert, wodurch die schwarze Farbe des Sedimentes in
eine graue umschlägt. Das Sulfid tritt entweder in der Form kleiner ■
isolierter Kügelchen, als Imprägnation der reichlich vorhandenen Quarz-
körner oder auch als Füllung von Diatomeenkapselu auf. Solche
sind bemerkenswerterweise neben den Schälehen junger, pelagischer
Bivalven die einzigsten Zeugen einer Lebewelt. Daneben enthält der
Schlamm zwischen 182 bis etwa 1000 m (besonders reichlich zwischen
400 und 800 m) nur noch subfossile Schalen von Dreissensia und anderen,
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270 Die jungen Meercssedimeute und ihre Bildung
•
z. T. noch jetzt im Kaspischen Meere bei niedrigerem Salzgehalte lebenden
Mollusken, welche darauf hinweisen, daß das Schwarze Meer in einer
noch nicht allzuweit entfernten Zeit einen großen Brackwassersee darstellte
und erst unlängst unter die Herrschaft der jetzigen, ungünstigen Lebens-
bedingungen geraten ist. Das Vorkommen dieser pliozänen Formen am
Hoden des Schwarzen Meeres ist immerhin von solch' allgemeinem In-
teresse und für die Geschichte desselben von so ausschlaggebender Be-
deutung, daß wir nähere Angaben machen wollen. Nach der Mitteilung
Axdrussows von 1897 handelt es sich um Anhäufungen folgender
Molluskenarten: Dreissensia polymorpha Pall., Dr. rostriformis Desh. var.
distiueta, Dr. tschaudae var. pontica, Dr. crassa, Monodacna pontica
Eichw., Didacna sp., Micromelania caspia Eichw., Clessinia sp., Neritina sp..
In den betreffenden Tiefen des Schwarzen Meeres herrscht jetzt ein Salz-
gehalt von 2,1 — 2,2%, während diese Formengemeinschaft im Kaspischen
Meer heute bei höchstens 1.5 % Salzgehalt lebt. Die Schalen, welche
für die Tiefe, in welcher sie heute im subfossilen Zustande gefunden
werden, viel zu dickschalig sind, sind z. T. völlig unbeschädigt, und es •
fehleu unter ihnen auch jegliche typische Flach wasserformen der heutigen
Schwarze Meer-Fauna. Das Vorkommen ist vielmehr ein Beweis für die
positive Strandverschiebung, welche die Entstehung der Limane, die sich
vom Asow'scheu Meere her längs der Nord- und Westküste des Schwarzen
Meeres "bis zum Bosporus hinziehen, durch „Ertränkung" von Fluß-
mündungen herbeiführte und welche auch für die Umwandlung der als
Flußtal angelegten jetzigen Meerengen der Dardanellen und des Bosporus
in solche verantwortlich zu machen ist. Die Zone, in welcher die snb-
fossilcn Schalen angetroffen werden, umschließt ringförmig die größten
Tiefen des Schwarzen Meeres und verläuft dementsprechend (in gar nicht
weiter Entfernung von etwa 10—20 km) parallel zum kleinasiatischen
und kaukasischen Ufer, während sie in dem seichteren, nordwestlichen
Teile des Schwarzen Meeres über 200 km vom Ufer entfernt liegt.
Welches Ausmaß die positive Niveauschwankung, welche diese Vorkomm-
nisse anzeigen, erreichte, ist hieraus allein nicht mit Sicherheit zu folgern.
Denn diese subfossilen Reste von Brackwassermollusken findet man bei
den Dredschungen auf dem Schelf in der Regel nicht. Hier hat viel-
mehr die rasche Anhäufung der lockeren Aufschüttungen und die üppige
Entwicklung junger Muschelbäuke jene Reste, wenn sie überhaupt vor-
handen waren — was N. Sokolow z. B. zweifelhaft erschien — , ganz
offenbar mit einer genügend dicken Schicht überdeckt, um sie dadurch
der Dredsche zu entziehen. Nur gegenüber dem Bosporus, wo ein heftiger
Ausgleichsstrom den Boden fegt und Sedimentation nicht zuläßt, fanden
sich einige Arten, Dreissensia polymorpha Pall. et var. crassa Andrussow,
Dr. rostriformis, Bruchstücke großer Cardiiden von kaspischem Typus,
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Die Sedimente des Schwarzen Meeres 271
sowie Neritina sp.. Auch am Boden des Bosporus selbst uud des Marmara-
Meeres sind durch Ostkoümow, bezw. dio Expedition des „Selanik*
Exemplare der Dreissensia rostriformis gefunden worden, was natürlich
für die viel umstrittene Entwicklungsgeschichte dieser an der Grenze
Europas und Asiens gelegenen Kegion von großer Bedeutung ist 340).
Dreissensia rostriformis und Micromelania (Hydrobia) caspia, welche im
Kaspischen Meer von den genannten Molluskenarten am tiefsten (bis 130,
bezw. 150 Faden) vorkommen, finden sich übrigens auch im Schwarzen
Meere in den größten der erwähnten Tiefen.
Auf den Steilabfällen zum Tiefenbecken des Schwarzen Meeres,
welche den vorher erwähnten, schwarzen Schlick tragen, bringen die
Dredschungen hin und wieder blaugefärbten Schlamm zutage, welcher
zuweilen nageiförmige Konkretionen von FeSi enthält, wohl iu der Form
des Pyrits. Offenbar handelt es sich darin um diagenetische Zusammen-
ballungen des vorher feinverteilten Eisensulfids, und somit um das letzte
Glied der früher erörterten Dossschen Um Wandlungsreihe Eisensulfid-
hydratgel, Melnikowitgel, Melnikowit, Pyrit.
Das zentrale Tiefenbecken des Schwarzen Meeres selbst wird von
einem blauen Schlick erfüllt, welcher sehr reich an den Kapseln pela-
gischer Diatomeen ist. Einfachsehwefeleisen ist auch hier vorhanden,
aber in geringerer Menge, und mehr oder weniger maskiert von helleren
Kügelchen oder Klümpchen, die sich bei näherer Untersuchung als Zu-
samraenballungeu eines weißen Pulvers von kohlensaurem Kalk erweisen;
Axdrüssow und J. Mürray betrachteten dieselben als das Produkt eines
chemischen Niederschlages: Schon Lebedintzeff hatte von 365 m Tiefe
an das Vorhandensein freier Sulfide der Alkalien und alkalischen Erden
im Wasser des Schwarzen Meeres nachgewiesen, auch gefunden, daß die
Menge derselben nach der Tiefe zunehme. Diese Sulfide sind aber, zumal
in verdünnten Lösungen, sehr unbeständig und setzen sich mit freier
oder nur locker gebundener Kohlensäure nach der Formel:
RS + CO» -f H,0 = RCOs -f H*S
um. CO* in statu nascendi findet sich aber am Boden des Schwarzen
Meeres in Menge, zumal unter den verwesenden Resten sich manche
zelluloschaltige, wie pflanzlicher Detritus, Coniferenpolleu, Diatomeen,
befiudeu. Der auf diese Weise niedergeschlagene kohlensaure Kalk
bildet in andern Fällen im blauen Schlamm dünne Schichtcheu von einem
sehr entschiedenen Weiß.
Im ganzen genommen sind die Sedimente des Schwarzen Meeres
ärmer an Kalk als die des östlichen Mittelmeeres; im tiefsten Teile von
mehr als 2100 m sind es meistens sogar nur 13 — 18%; zwei Gebiete
zeigen mehr als 307oCaC03 in den Bodenablagernngen, ein kleines im
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272 Die jnngen Meeressedimente und ihre Bildung
östlichen Becken zwischen 36° und 39° ö. L., ein größeres im Westen
zwischen der Krim und dem Bosporus, aber in die nördliche Flachsee
hinübergreifend. Der höchste Prozentsatz von 65°/o wurde ganz im SW
in 2166 m Tiefe beobachtet. Manganabscheidungen sind im Schwarzen
Meere, wenn wir vom ModiolaschLamm absehen, im allgemeinen unbe-
deutend und in den größeren Tiefen überhaupt nicht nachzuweisen.
Schluflbemerkangen Uber hemlpelaghche Ablagerungen
Hätten wir damit die Haupttypen der hemipelagischen Ablagerungen,
welche im allgemeinen durch ihr feines Korn ausgezeichnet sind, be-
sprochen, so muß doch hinzugefügt werden, daß durch allerlei gewaltsame
Prozesse außer den oft umfangreichen vulkanischen Auswürflingen auch
andere, gröbere Bestandteile nicht selten hineingelangen. Die steileren
Teile der Schelfränder können durch stetige Unterwasehung, wie sie
austretendes Grundwasser bewirkt , ihren Halt verlieren und durch
.submarine Rutsehungen wieder zu stabileren Böschungen zurückgeführt
werden. Daß gerade austretendes Grundwasser als Ursache solcher
Prozesse mit in Frage kommt, geht wohl zur Genüge aus dem Zusammen-
fallen periodisch wiederholter Kabelbrüche an den ostafrikanischen und
südamerikanischen Küsten mit der Regenzeit hervor, die erst aufhörten,
als man die Kabel anders legte. Auch die staudige Aufschüttung von
Sediment, z. B. vor Dellen, dürfte vielfach zu übersteilen Böschungen
führen, welche sich ausgleichen, wenn irgend ein äußerer Anstoß erfolgt.
Die Auslösung solcher Böschungsbewegungen könnte z. B. im Gefolge
von Erdstößen eintreten, vermochte doch J. Mu,NE 34 1) in 87 von
245 Fällen von Kabelbrüchen, deren Ursachen er nachging, ein Zusammen-
fallen mit starken Erdbeben festzustellen. Wie außerordentlich leicht
aber von Wasser durchtränkte, steile Sdiuttkegel ins Gleiten geraten,
hat J. Thoulet experimentell an künstlichen Böschungen zeigen können.
Durch tektonische Bewegungen, bezw. Erdbeben ausgelöste, nnter-
meerische Bergstürze oder Abrutschungen von den kontinentalen Ab-
böschungen des Atakama- und Japan -Grabens sind es auch, welche
mehrfach die verheerenden Stoßwellen (Tsunamis) verursacht haben,
deren Wirkung bisweilen im ganzen Umkreis des Pazifischen Ozeans
gespürt wurde, Erscheinungen, welche indessen auch, obgleich seltener,
durch submarine Vulkanausbrüche entstehen mögen. Einerlei aber, wie
solche Böschungsbewegungen entstehen oder ausgelöst werden, immer
gelangt in geringeren Tiefen und in größerer Laudnähe gebildetes und
vielfach gröberes Material in größere Tiefen und größere Küstenentfernung
und schichtet sich entweder in toto den normalen Ablagerungen des
tieferen Wassers über oder mengt sich als allochthone Komponente den
dort sich bildenden Sedimenten bei. Wahrscheinlich sind, worauf Erich
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Srhlnßbemerkungen über Hemipelagische Ablagerungen 273
Horn die Aufmerksamkeit leukte, die eigenartigen Sedimentations-
verhältnisse der westpazifischen Gräben, welche z. T., wie der Riukiu-
und der Philippinengrabeu, in den größten Tiefen Blauschlicke tragen,
hierdurch wesentlich beeinflußt. Als Beispiel dafür, daß die durch solche
Rutschungen oft weither verfrachteten, gröberen Detritusmassen unter
Umständen im scharfen Gegensatz zu der zartschaligen Fauna des
endgültigen Akkumulationsgebietes stehen können, führte Fr. X.
.Schaffer342) Dredschungen des „Travailleur" an, welcher an der
portugiesisch-spanischen Küste in Tiefen zwischen 500 und 900 m grobe
Detritusmassen in Gesellschaft einer ausgesprochenen Tiefenfauna nach-
wies. Durch solche „subaquatische Rutschungen" wird aber gleichzeitig,
worauf besonders Arnold Heim*43) aufmerksam machte, die regelmäßige
Sedimentation unterbrochen und im Abrutschgebiet durch Entfernung
bereits gebildeten Sedimentes „unterzählige", im Altkumulationsgebiet
aber „überzählige Schichtung" erzeugt. Das wird zwar an den Ab-
lagerungen des Meeres nur sehr schwierig zu erkennen sein — die
grundlegenden Beobachtungen , von denen jener Autor ausging, wurden
in Schweizer Seen angestellt — , aber der Geologe hat alle Ursache,
die Möglichkeit solcher abnormen Schichtuugsverhältnisse in fossilen
Hemipelagischen Ablagerungen im Auge zu behalten. Außerdem aber
muß auch durch solche Prozesse die ursprünglich annähernd horizontale
Schichtung durch Zusammenstauchuugen Schaden leiden, wofür wir bisher
indessen auch nur durch Arn. Heim, 0. M. Reis, F. F. Hahn u. A.
bekannt gemachte, fossile Beispiele anführen könnten34*).
Die Hemipelagischen Ablagerungen sind aber auch reich an echten
glazialen Geschieben. So ist die Bodenflur des Europäischen Nordmeeres,
welches im Norden und Westen so reich an Treibeis ist, mit solchen
Geschieben bestreut, und die Norwegische Nordmeerexpeditiou erlüelt
nicht nur in den Lotröhreu sehr häufig 10 — 12 g schwere, kleinere
Geschiebe, sondern bei ihren Dredschungen auch größere Blöcke. Sie
bestanden aus Massengesteinen, Kristallinen Schiefern, aus Kalksteinen,
Marmor (ein Block wog eiumal 80 kg); auch Steinkohleu von der Bären-
insel wurden gefunden; Kritzen und Schliff-Flächen kennzeichnen diese
Blöcke als Glazialgeschiebe. Am Südrande des Neuenglandschelfes in
38°34'N. dredschte die „Challengerw-Expeditiou in 2270 in eine Menge
gröberen Schotters aus 6 bis 7 cm Durchmesser habenden Brocken
meistens von Kristallinen Schiefern und Kalken. Aus ähnlichen Schottern
kam in 41° 14' N. aus 2450 m ein 5 Zentner schwerer Syenitblock herauf.
Nach Al. Agassiz sind solche Schotter noch weit nach Südwesten hin
am Schelfrande den amerikanischen Zoologen darum sehr bekannt, da
die Steine zahlreichen, sessilen Tiereu feste Haftpunkte gewähren, die
sie im umgebenden, weichen Schlick sonst nur auf den selteneren
Konkretionen finden könnten.
Andrii „ Ceologic de» Mm<a»l>odeM. II.
274
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
r) Eupelagische Ablagerungen
Einleitendes über die Komponenten der Eupelagischen
Ablagerungen und insbesondere über das Absinken der
Planktonskelette
Je weiter man sich von den Räudern der Kontinentalschelfe entfernt
und damit mehr und mehr in das Bereich der eigentlichen Tiefsee gelangt,
desto spärlicher werden in den Sedimenten vom Festlande abstammende,
klastische Komponenten gefunden und desto geringer ist deren Korn-
größe. Doch dürfte mit Krümmel angenommen werden können, daß
feinster „Ton" in einer Art kolloidaler Verteilung mit den Meeres-
strömungen überall hin, auch in die landfernsten Teile der Ozeane, ge-
hangen kann, und zwar desto weiter, je niedriger die Temperatur und
je höher das spezifische Gewicht des Wassere ist. Man wird daher auch
in den tiefsten Wasserschichten, die mit zunehmender Tiefe wegen des
steigenden Druckes auch immer dichter werden, solche kolloidal verteilte
Wassertrübe erwarten müssen. Der Einfluß der Temperatur auf der-
artige Suspensionen im Meerwasser ist schon durch die Versuche von
Murray & Divine sicher gestellt. Hiernach bleibt die feiuste Trübe in
einem Liter ozeanischen Wassere nach 5 Tagen bei Tropentemperatur
(26—27° C.) mit der geringen Menge von 0,3 mg in Suspension, bei
5 — 10° C. aber mit 1,8 mg. In der Tat haben die gertauen Messungen
dieser Autoren, deren Ergebnisse bereits früher einmal gestreift wurden,
gezeigt, daß selbst im wärmsten und salzreichsten Wasser großer
Küstenferne eine wenn auch geringe Menge feinster suspendierter Ma-
terie enthalten ist. Rechneu wir mit Krümmel auf Grund einer
späteren Angabe von J. Murray, daß nach über einem Monat in einer
englischen Kubikmeile Meerwasser noch 625 tons suspendiert seien, mit
nur 0,15 mg im Liter durchschnittlichem Gehalt, so würden in einer
Wassersäule von 1 qm Querschnitt und 5000 m Höhe 750 g solcher
feinsten TrUbe enthalten sein, falls sie gleichmäßig verteilt angenommen
werden könnte. Auf einmal ausgefällt würde diese Menge die Grund-
fläche mit eiuem Belag von 0,3 mm Mächtigkeit bedecken. ^Natürlich
wird aber nur ein winziger Bruchteil davon innerhalb vieler Jahre wirk-
lich zum Absatz kommen. Doch steht für alle Prozesse in der Tiefsee
«'ine ungeheure Zeit zur Verfügung, und man muß hier mit der all-
mählichen Aufsummierung auch der kleinsten Niederschläge rechnen."
Außer diesen, von den Naturforschern des „Challeuger44 als terrigen be-
zeichneten, nach Früherem besser ^chersogen* zu nennenden Komponenten
spielen für die Bildung der Eupelagischen Sedimente noch zwei Arten
vulkanischer Produkte eine bedeutende Rolle, einmal feiuer und feinster
vulkanischer Staub, welcher bekanntermaßen durch Luftströmungen an
jeden Punkt der Erdoberfläche transportiert werden kann, zum andern
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Eupel&gische Ablagerungen 275
aber größere Auswürflinge von z. T. submarinen, z. a. T. litoralen Vul-
kanen, Produkte, welche wegen ihrer mehr oder minder aufgeblasenen
Beschaffenheit und dadurch, bedingten Leichtigkeit eine hervorragende
Schwimm- und damit auch Transportfähigkeit besitzen. Nach Versuchen
von Thoulet345) wären Bimssteinbrocken von Nußgröße und 3 — 4 g
Trockengewicht noch nach 17 Monaten schwimmfähig und würden erst
* nach 22 Monaten völlig vom Wasser imprägniert sein und untersinken.
Wenn wir nun — ich folge der KnüMMELschen Darstellung — mit
einer täglichen Stromleistung der Meeresströme von nur 10 Seemeilen
rechnen, so haben diese Bimssteine einen Triftradius von 6600 Seemeilen
oder 12000 km; sie können daher, ungeachtet der Möglichkeit, daß ein
großer Teil von ihnen submarinen Ausbrüchen entstammt, auch bei
subaerischer Förderung praktisch überall vermittels der Meeres-
strömungen hingelangen.
Alle diese klastischen Komponenten, seien sie nun im wahren
Sinne „chersogentt oder mögen sie aus dem Untergrunde des Meeres
selbst stammen, erfahren besonders in der Tiefsee eine intensive
Zersetzung, einmal schon wegen der stärkeren Lösungsfälligkeit des
Meerwassers hierselbst an sich (hoher Druck. O-Gehalt usw.), dann aber
auch wegen des besonders dem Geologen so geläufigen Faktors Zeit;
denn bei der überaus langsamen Ablagerung der Sedimente am Boden
der Tiefsee unterliegen jene Produkte dem umbildenden Einfluß des
Meerwassers eben ungleich länger als in den flacheren Meeresteileu, wo
sie durch den rasch folgenden Absatz jüngerer Lagen von Sediment der
unmittelbaren Einwirkung jenes sehr bald entzogen werden. Sehr stark
zersetzte, tonig-kieselige Substanzen meist feinster Korngröße bilden
daher die minerogene Grundlage der heutigen Enpelagischen Sedimente.
Zu dieser Grundlage gesellen sich nun in verschiedenem Tempo
die Kalk- und Kieselskelette hauptsächlich plauktonischer und ben-
thonischer Organismen, von denen vor allem die ersteren so charakte-
ristische Komponenten liefern, daß sie, abgesehen vom Roten Tiefseeton.
mit zur Namengebung der Enpelagischen Sedimente verwendet werden.
In diesem Ton treten die Reste der genannten Organismen aus ver-
schiedenen Gründen mehr oder minder zurück, und damit rückt die stark
zersetzte, mineralische Grundlage in den Vordergrund.
Eine lehrreiche Übersicht über die Verbreitung des Planktons im At-
lantischen Ozean verdanken wir H. Lohmaxn84*), wobei allerdings die
planktonischen Pflanzen im Vordergrunde der Darstellung stellen (Fig. 90).
Auch über die Beziehungen des pelagischen Planktons zu den Eupelagisehen
Ablagerungen hat derselbe Autor Untersuchungen angestellt 347). So weist
er darauf «hin, daß keineswegs das ganze, die oberen hunderte von Metern
des Meerwassers bevölkernde Plankton mit seinen erhaltuugsfühigeii
Skelettresten einfach auf den Meeresboden projiziert wird, daß es vielmehr
18*
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276
Die jungen Meereesediniente und ihre Bildung
nicht nur auf die chemische Geeignetheit der Skelette (ob aus Kalk-
oder Kieselsubstauz bestehend!), sondern auch auf deren Dünu- oder
Dickschaligkeit und anderes ankommt, ob das jeweilige Sediment arm
oder reich an den Hartteilen der darüber schwebenden Planktonten wird.
Von den Diatomeen fallen z. B. alle dünnschaligen Rhizosolenieii,
Fig. 90.
Menge und Zusammensetzung des Planktons aus 0 — 200 m Tiefe im Atlantischen Ozean
iu der Langherstreckuug von ">0° nördl. Breite bis zu 40° südl. Breite nach H. Lohmann
in Sitzungsber. d. Ges. Naturforsch. Freunde, Berlin, 1912, Tafel I, Kurve 1. — Daa
Kurvenbild wurde erhalten, indem aus den ZentrifugenfÄngen, die im gleichen Zehn-
brei tengrnd fehle lagen, die Durchschnittswerte berechnet und auf den in der Mitte jedes
Feldes errichteten Ordioaten für jede einzelne Organismengruppc abgetragen wurden.
Es bezeichnet: a Diatomeen, b nackte Phytoflagellateu, c Phaeocystis (PhytoflagellateV,
d Coccolithophoriden. e Peridineen, f Trichodesmium (Cyanophyeee), g Protozoen ( vor-
wiegend nackte Monadinen).
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Eupelagische Ablagerungen
277
(haetoceras, Soeletonemen usw., die gerade im Plankton eine hervor-
ragende Holle spielen, fort, und der Diatomeenschlamm wird vor allem
von Coscinodiscen , Thalassiothrix , Svnedra und verwandten, dick-
schaligen Formen gebildet. Im Globigerinenschlamm spielen unter den
Coccolithophoridenprodukten die kleineu Plättchen von Pontosphaera
huxleyi (5 — 10 tt) und die größeren Coccolithen von Coccolithophora
leptopora (14 — 28 /t) eine hervorragende Rolle. Bei den Radiolarien
fallen die Acantharien, deren strontiumhaltiges Skelett leicht im Meer-
wasser gelöst wird348), und die zartschaligen Phaeodarien fast durchweg
aus, und von den schalentragenden Pteropoden nehmen vorwiegend die
Cavoliniden an der Sedimentbilduug teil.
Für die Beteiligung der Hartteile von Planktonten an der Sediment-
bildung in wässerigen Medien sind aber nur zum Teil noch die Bedingungen
maßgebend, welche für die lebenden Organismen gelten. Und wenn
Wolfgang Ostwalü319) festgestellt hat, daß die Sinkgeschwindigkeit
des Planktons seinem Übergewicht, geteilt durch die innere Reibung
des Mediums mal dem Form widerstand des Planktons, gleich ist,
(Sinkgeschwindigkeit = , Übergewicht \ „ m„ß „ie
\ Innere Reibung X Form widerstand/
Sinkgeschwindigkeit sich ändern, sowie nach dem Absterben der Individuen
entweder das Übergewicht oder der Form widerstand andere werden.
Eine der Haupteigeuschaften der Planktonwesen ist nach Brandt 360)
die z. T. willkürlich regulierbare Herabsetzung des spezifischen Gewichtes
1. durch Ausbildung von Gallertsnbstanz durch wässerige Aufquelluug
vieler oder aller Gewebe, 2. durch Ausscheiduug von Gasen in besonderen
Behältern (Vakuolen), 3. durch reichliche Ausbildung von Fett. Dazu
kommen aber sehr häufig eine bedeutende Oberflächenvergrößerung, durcb
Ausbildung borstenartiger Ansätze und Schwebestacheln (Fig. 91, 92), durch
Verschmälerung oder Verflachung ihres Körpers, wodurch der Reibungs-
widerstand vergrößert wird, oder auch eine schiefe Abstutzung der Enden
langgestreckter Formen und ähnliche Vorrichtungen, welche ein vertikales
Absinken durch Erhöhung des Form Widerstandes einfach unmöglich machen.
„ Kombinationen dieser Mittel sind sehr häufig, und die Variation ist
geradezu erstaunlich". Schon .1. Murray fand während der „Chullenger"-
fahrt, als er frisch gefangenes Plankton zum Sinken gelangen ließ,
beträchtliche Unterschiede je nach der äußeren Gestalt und dem Eiweiß-
gehalt der Organismen. Tote Foraminiferen , meint er, brauchten im
allgemeinen 3—6 Tage, um in eine Tiefe von 4500 m hinabzusinken;
indessen müsse sich das Absinken in tieferem Wasser verlangsamen,
da die Kalkschalen weniger zusammendrückbar seien, als das Meerwasser.
Genauere Versuche hat Thoület angestellt, und zwar, was im Hinblick
auf unsere besonderen Zwecke von Wichtigkeit ist, mit leeren Globigerinen-
gehäusen und Bruchstücken von solchen, in fünf durch Ausschlämmen
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278
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
abgestuften Größen. Seine Ergebnisse mögen in der von Krümmel
gegebenen Tabelle zusammengefaßt werden, welche wichtige Anwendungen
gestattet:
Größenklasse
■
2
3"
5
Mittlerer Durchmesser der Schalen in mm . . .
0,75
0,50
—
0,20
0,12
Sinkgeschwindigkeit in cm per Sek
3,78
1,09
2,74
1,90
2,05
2,54
l,2fi
4,13
0,70
7,47
Fig. 91.
(ilobigerina bulloides d'Orb., eine planktonische Foraminiferc mit Schwebestacheln. Sehr
1^ stark vergrößert. Nach MlKRAY und Ken ARD, Deep sea deposits, S. 2G0, Fig. 23.
Die berechneten Sinkzeiten gelten nur unter der Annahme gleichmäßiger
Sinkgeschwindigkeiten für die jeweilige ganze Fallhöhe. Diese Annahme
trifft aber für den Ozean bei der Zunahme der Dichtigkeit des Meer-
wassers mit der Tiefe nicht zu; vielmehr sind die in der letzten Zeile
der Tabelle verzeichneten Zeiten Miuimalwerte. Diese Tabelle gestattet
aber noch eine andere bedeutsame Anwendung. Man kann in genügender
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Eupelagische Ablagerungen
279
Annäherung die Sinkgeschwindigkeit für eine gegebene Fragmentgröße
der. Stärke desjenigen Stroms gleichsetzen, der die Teilchen mit sich
davon zu tragen vermag. Es werden also alle Meeresströmungen von
den stärksten an hinab bis zu so schwachen von 3,78 cm per Sekunde
oder la/i Seemeilen in 24 Stunden noch leere Globigerinenschalen von
0,75 mm Durchmesser mit sich zu tragen vermögen. Strömungen, die
ruhendes Sediment aufheben sollen, müßten etwas stärker sein. Hier-
nach läßt sich der Tabelle entnehmen, daß die kleinen Schalentrümmer
von 0,12 mm Durchschnittsgröße bereits von sehr schwachen Tiefen-
strömen (über 7 mm per Sekunde) aufgerührt werden können, und daß
überall, wo solche Trümmer am Boden liegen, der Strom nicht dauernd
stärker sein kann, als 7 mm per Sekunde oder 600 m in einem Tage ■").
Vergleichsweise sei mitgeteilt, daß die Sinkgeschwindigkeit von feinsten
Tonteilchen, ebenfalls nach Thoulet, 40 mm in der Stunde, d. i. etwa
Fig. 92.
Zwei Rhabdolithen-bildende Coccolithophoriden des Planktons, den Gattungen Discosphaera
(D. Thomsoni Ostenfeld) — links — (Vergrößerung ca. 1250) und Rhabdosphaera (Rh.
claviger G. Murray & Blackman) — rechts — (Vergrößerung ca. 300) angehörig. Nach
Murray und Kenard, Deep sea deposits, S. 258, Fig. 20 und 21.
1 m in einem Tage beträgt, woraus sich der gleiche Schluß ergibt, von
dem in diesem Abschnitte ausgegangen wurde, daß nämlich feinstes
klastisches Material vom Festlaude, wenn auch in geringer Menge,
überall im Ozeane zur Ablagerung kommen kann.
Wenn wir mit den von Thoület gewonnenen Zahlen die neueren
Messungen des „Michael Sarsu über die Geschwindigkeiten von Gezeiten-
strömen im offenen Ozean — mindestens 27 cm in der Sekunde in 732 m
Tiefe über 948— 1235 m tief gelegenem Meeresboden — vergleichen, so
läßt sich hieraus nicht nur erkennen, von welcher Wichtigkeit solche
Strömungen für den Absatz selbst noch der Eupelagischen Sedimente
sein können, sondern auch die Berechtigung zur Annahme lokaler
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Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Sedimentationsunterbrechungen weit ab von irgend welchen Küsten ent-
nehmen, ein Schluß, welcher für den Stratigraphen und Paläogeographeu
von bedeutendem Interesse sein muß.
Spezielle Beschreibung der Eupelagi sehen Ablagerungen
Die spezielle Beschreibung der Eupelagischen Sedimente ist bisher
in der Regel mit dem Roten Tiefseeton begonnen worden, welcher unter
denselben wohl die bezeichnendste Art darstellt und bis vor kurzem
auch als die am weitesten verbreitete gelten mußte. Gleichwohl er-
scheint diese Reihenfolge als den modernen wissenschaftlichen An-
forderungen nicht mehr entsprechend. Die Bildung des Roten Tiefsee-
tones und des Radiolarienschlammes kann vielmehr, wie schon aus dem in
diesem Abschnitte eingangs über die Beteiligung chersogener Komponenten
Gescigten hervorgeht, nur verständlich werden, nachdem die Entstehung
der kalkreichen Abarten der Eupelagischen Ablagerungen behaudelt
worden ist. und wir folgen Krümmel, dem jener Widerspruch zum
Bewußtsein gekommen sein dürfte, wenn wir die folgenden Darlegungen
mit dem kalkreichen Globigerinenschlamm beginnen. Dem Gesichtspunkt
der weiten Verbreitung, welchen Murray und Rekard im Wesentlichen
vertraten, setzen wir hiermit denjenigen der Genese entgegen und bleiben
so im Rahmen unserer teilweise geographischen Klassifikation und auch
am besten im Einklang mit dem in der Geologie mehr und mehr zur
Herrschaft gelangenden vok HoFF-LYELLschen Aktualitätsprinzip.
A. Die kaikreichen Eupelagischen Ablagerungen
Einleitendes
Wo in der küstenfernen Tiefsee genügend Skelettsubstanzen kalk-
schaligen Planktons in die Tiefe sinken, ohne einerseits von einer zu
großen Menge nichtkalkiger, chersogener oder vulkanischer Komponenten
mehr oder miuder verdeckt, anderseits aber ohne beim laug andauernden
Absinken, bezw. bei lauge unbedecktem Liegen am Meeresboden vom
Meerwasser aufgelöst zu werden, da bilden sich am Meeresboden kalk-
reiche Vertreter der Eupelagischen Ablagerungen, je nach dem Vor-
herrschen (oder dem «äußerlichen Hervortreten) der beteiligten Plankton-
skelette bekannt unter den Bezeichnungen Globigerinen-, Coccolithen-
oder Pteropodenschlamm. Die geringeren Tiefen von den für Eupelagischo
Ablagerungen überhaupt in Frage kommenden einnehmend, gehen diese
Sedimentarten nach beiden Richtungen hin in kalkärmere Bodensätze
über, und zwar durch Maskierung der plauktogenen Kalkkoraponente
durch chersogeues Material in Hemipelagisehe Ablagerungen einerseits,
durch mehr oder mindere Eliminierung des planktogenen Kalkgehaltes
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Globigerinenschiamm
281
durch lösendes Meerwasser in eine der kalkarmen bis -freien Eupelngischeu
Ablagerungen anderseits. Hei den naturgemäß sehr allmählichen trber-
gängen /.wischen diesen einzelnen Sedimentarten ist eine künstliche
Begrenzung erforderlich, und man hat bis heute als solche einen Gehalt
von 3(>°/o Ca CO» ganz allgemein angenommen, wie es schon Murray
und Renard vorschlugen.
I. Globigerinenschiamm
• Geschh-htliches
Der Globigerinenschiamm (globigerina ooze der Engländer, vase
ä globigerines der Franzosen) ist das am längsten bekannte Sediment
Fig. 93.
Tropisch-atlantischer Glubigerinensrhlamro mit Globigerina saceulifera Brady, Spliaeroidina
dchiscens Park. & Jon., Pulvinulina Menardii d'Orb., tumida Brady, Michelininnn d'Orb.,
Polle n ia obliquiloculata Park. & Jon., Orbulina uuiversa d'Orb., Reophax nodulosa Reusa
aas 4990 m Tiefe. „Valdivia" Station 45. Vergrößerung 18. Aus Murray und Phu.U'H,
Die Grundproben der „Deutschen Ticfsee-Expedition", Tafel I (XVI), Fig. 2.
der küsteufernen Tiefsee. Schon in den 50er Jahren des vergangenen
Jahrhunderts zuerst vom amerikanischen Schiffsleutnant Rekryman im
Nordatlantischen Ozean gelotet und bald darauf ungefähr gleichzeitig
von Ehrenberg und Hailey beschrieben, wurde diese Ablagerung durch
die anschließenden transatlantischen Kabellegungen in ihrer großen Ver-
breitung am (irunde dieses Meeres bald bekannt. Die unleugbare
Ähnlichkeit des Globigerinenschlammes mit Schreibkreide ließ Wyville
Thomson, den wissenschaftlichen Leiter der „Challenger" -Expedition,
ausrufen: „Wir leben noch in der Kreidezeit"; indessen hat diese Gleich-
stellung schon sehr bald nur zu berechtigten Widerspruch gefunden.
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282
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Die pelagischen Foraminiferen dos Globigerinenschlamme»
Wollte man das reichliche Vorkommen von Globigerinen allein als
Kennzeichen für Globigerinenschlamm gelten lassen, etwa schon einen
Gehalt von 10 oder 15°/0 an solchen für charakteristisch halten, so wäre
die Hauptmasse aller Tiefseesedimente überhaupt als Globigerinenschlamm
zu bezeichnen; nia^n wird daher gut tun, an der Grenze von mindestens
30°/o CaCOs-Gehalt festzuhalten, in welchem noch dazu die pelagischen
und nicht die benthonischen Foraminiferenformen vorherrschen, — ein
wesentliches Unterscheidungsmerkmal gegen den hemipelagischen Kalk-
schlick. Was die pelagische Foraminiferenfauna der Jetztzeit Überhaupt
Fig. 94.
Tropisch-indischer Globigerinenscblamra mit Globigerina sacculifcra Brady, digitaU Brady,
dubia Egg., conglobata Brady, rubra d'Orb., Spbaeroidina dehiscens Park. & Jon.,
Pullenia obliqniloculata Park. & Jon., Orbuliua universa d'Orb., Pulvinuliua Menardii
d'Orb., Uvigerina tenuistriata Reuss, Seeigel-Stachel aus 2524 m Tiefe. „Valdivia"-
Station 222. Vergrößerung 18. Aus Muhray und Pmi.IPPl, Die Grundproben der
„Deutschen Tiefsee-Eipedition", Tafel 1 (XVI), Fig. 1.
betrifft, so besteht sie im allgemeinen aus noch nicht zwei Dutzend
Arten, die aber nirgends alle zusammen auftreten. Am reichsten in den
wärmeren Meeren, verarmt sie gegen die Pole hin, und Hand ip Hand
damit geht eine Abnahme der Größe der Individuen. Die größte Anzahl
zusammen vorkommender Arten (meist 11—14) wird jedoch nicht
unmittelbar unter dem Äquator, sondern in der Nachbarschaft des süd-
lichen Wendekreises angetroffen; das liegt nach den Forschungen des
„Gauss" daran, daß sich nach dem Überschreiten von 10°S.-Breite der
rein tropischen Foraminiferenfauna bereits Bewohner der gemäßigten
Meere beimengen, ohne daß die Formen des wärmsten Wassers vorläufig
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Globige rincnschlararu
283
verschwinden. Von der Gattung Globigerina sind Gl. dubia Egger und
rubra d'Orbigny zusammen mit Gl. sacculifera Brady in den äquatorialen
Teilen des Atlantischen Ozeanes verbreitet und wichtig (Fig. 93). Zu
dieser letzteren, in den meisten Fällen sogar in den Tropen überhaupt
häufigsten Form gesellt sich in den wärmeren Teilen des Indischen
Ozeans besonders Gl. conglobata Brady (Fig. 94). Den gemäßigten Meeren
gehört vor allem Gl. bulloides d'Orbigny an, welcher früher wohl eine
universelle Verbreitung zugeschrieben wurde; doch fehlt sie nach den
übereinstimmenden Ergebnissen der Expeditionen der „Valdivia" und des
„Gauss" in ihrer typischen Form einem breiten Gürtel zu beiden Seiten
Fig. 95.
Globigerinensehlamm der südlichen gemäßigten Zone des Indischen Ozeans mit Globigerina
bulloides d'Orb., inflata d'Orb., Pnlvinulina Micheliniana d'Orb., Orbulina universa d'Orb.
aas m Tiefe. „Valdiviau-8tation 1U2. Vergrößerung 18. Aus Murray und Pmui'Pl,
Die Grundproben der „Deutschen Tiefsce-Expedition"', Tafel 11 (XVII), Fig. 1.
des Äquators, und ihre Verbreitung in den gemäßigten Zonen bekommt
hierdurch den Charakter der Bipolarität352). Nur in der südlichen ge-
mäßigten Zone bis 60° S.- Breite ist Gl. inflata d'Orbigny von Wichtigkeit
(Fig. 95). Eine bipolare Kaltwasserform ist Gl. pachyderma Ehrenberg;
eine andere , Glazialart. 14 , G. Putertra Brady, findet sich nuf in den höheren
Südbreiten (Fig. 96). Von weiteren, im allgemeinen weniger häufigen
Arten der Gattung Globigerina seien noch Gl. aequilateralis Brady, digitata
Brady und oretacea d'Orbigny genannt. Wichtige Äquatorialformen unter
den planktonischen Foraminiferen sind sodann Orbulina universa d'Orbigny,
Pullenia obliquiloculata Parker & Jones, Pulvinulina tumida Brady
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2K4 t>ie jungen Meeressedimente und ihre Bildung
und, in manchen Sedimenten quantitativ wichtiger, die große, flaeh-
sehalige Pulvinulina meuardii d'Orbigny. Die kegelförmige Pulvinulina
Micheliniana d'Orbigny, die schon in tropischen und subtropischen
Schlammen sehr häufig ist, dringt am weitesten von allen nach Süden .
vor und erweist sich somit als sehr eurytherm. Weniger wichtig in der
heutigen pelagisehen Foraminiferenfauna sind Pulvinulina cauariensis
und crassa d'Orbigny, Hastigerina pelagica d'Orbigny, Sphaeroidiua
dehiscens Parker & Jones, Candeina nitida d'Orbigny und Cymbalopora
(Tretomphalus) bulloides d'Orbigny.
Fig. 96.
Globigerinenschlamiu aus der Randzone des antarktischen Packeises mit Globigerina pachy-
derma Ehrenberg, Dutertrei d'Orb., Bolivina textilarioides Reuss, Radiolarien von unge-
wöhnlicher Größe aus 3548 in Tiefe. „Valdivia"-Station 154. Vergrößerung 18. Aus
MUKRAY und PniLlPPI, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel II
(XVII), Fig. 2.
Weitere pelaglsehc Tierreste unter den Kalklieferanten des Globigerinenschlammes
Außer den aufgeführten pelagisehen Foraminiferen beteiligen sich
noch zahlreiche andere Planktontiere mit ihren Skelettresten am Aufbau
des Sedimentes, so vor allem, aber nur in den geringeren Tiefen,
pelagische Mollusken, wie die Pteropoden und Heteropoden, deren dünn-
schalige Kalkgehäuse besonders groß werden, so daß ihre Bruchstücke
im Sediment einige qmm Fläche einnehmen können. Wo Skelettreste
dieser Mollusken sich, wie in den Tropen und Subtropen, mehr oder
minder anhäufen, da entstehen Übergänge zum Pteropodenschlamm, den
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Globigerinenschlamm
285
wir, da seine sonstigen Eigenschaften im Kähmen derjenigen des
Globigeriuensehlamuies liegen, nur als Fazies des letzteren betrachten.
Daneben treten wohl noch pelagische Ostraeoden auf, wie Krithe pro-
ducta Brady und Cythere dictyon Brady.
Die Corrolilhophoriden und ihre Beteiligung am Aufbau der (ilobljrerinen- und
f occulithensrhlnmm«
Das tierische Plankton setzt zu seiner Ernährung das Vorhanden-
sein einer reichen Planktonflora voraus, unter der sich ebenfalls wichtige
Kalkproduzenten in Gestalt der gelegent-
lich bereits erwähnten Coccolithophoriden
befinden (Fig. 92, 97, 98). Das sind sehr
kleine flagellate Algen, die nach H. Loh-
MAXN 353) zur Gruppe der Chrysomonadina
loricata Klebs zu stellen sind. Sie ent-
halten gelbe bis grüne Chromatophoren.
Ihre nieist kugelige, zwischen 4 und 50
Durchmesser variierende Zelle trägt einen
Belag von scheibenförmigen bis hammer-
förmigen Kalkkörperchen von wenigen bis
allerhüchstens 25 // Durchmesser, die,
wenn der Belag der wachsenden Zelle zu
eng geworden ist, abgeworfen und von
neuen ersetzt werden können, aber auch
nach dem Tode der Zelle meist einzeln
oder in d*n Verdauungsresten der Plank-
tontiere in die Tiefe sinken. Da die
Coccolithophoriden mit zu den wichtigsten
Kalkbildnern im Meere gehören, was auch
für die geologische Vorzeit Geltung hat, ihre systematische Stellung
aber selbst in geologischen Lehrbüchern entweder gar nicht oder unge-
nügend oder gar unrichtig wiedergegeben wird, mag hier in Kürze ihre
Stellung im System der Pflanzen und ihre weitere Einteilung, wie sie
zuerst ausführlich von Loilmann gegeben wurde, angeführt werden:
Klasse: Mastigophoren tBOTSCHLi).
Ordnung: Flagellaten (Bütschli).
Unterordnung: Chrysomonadina (Stein).
Gruppe: Chrys. loricata (Klebs).
Familie: Coccolithophoridae (Lohmann).
1. Unterfamilie: Syraeosphaerinac.
Gattuugeu: Pontosphaera, Scyphosphaera, Syraeosphaera.
Oalyptrosphaera.
Fig. 97.
Eine Coccolithen-bildende Cocculitho-
phoride des Planktons (Coccolitho-
phora pelagica (Wallich) Lohuianu).
Vergrößerung ea. 1000. Nach
Mcrray und Renaro, Deep sea
deposits, S. 257, Fig. 19.
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286
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Schale aus undurchbohrten Coccolithen gebildet, die
bald einfach scheibenförmig gestaltet sind, bald durch
wandartige Erhebung des Randes die Gestalt von
Näpfen, Bechern oder Mützen erhalten.
II. Unterfamilie: Coccolithophorinae.
Gattungen: Coccolithophora-Coccosphaera der Autoren,
Cmbilicosphaera, Discosphaera, Rhab-
dosphaera.
Fig. 98.
Eine Coccolithophoride des mittelmeerischen Oberflarhenplanktons und einzelne Coccolithen
nach H. Lohmann, Die Coccolithophoriden, 1902. a nach Tafel 4, Fig. 2; b nach Tafel 5,
Fig. ">2 und 64; c nach Tafel 5, Fig. 58a, c; d nach Tafel 3, Fig. 51. (Erklärung:
a. Pontosphaera Huxleyi Lohmann. Vergrößerung 20ÜÜ. Ein Individuum, dessen Schale
von der Zelle abgehoben ist; unter der äußeren Schale ist eine zweite, ihr eng anliegende
Schale gebildet, deren Coccolithen (co*) zwar direkt unter den Coccolithen der älteren
Schale (co') liegen, aber anders orientiert sind. Die Geissei tritt durch beide Schalen
hindurch. Von der inneren Schale sind nur drei Coccolithen gezeichnet. Die Coccolithen
der äußeren Schale werden in der Folge abgeworfen; und die Coccolithophoriden tragen
schon durch diesen Vorgang zur Sedimentbildung bei, bevor sie abgestorben sind. —
b. Flächenansicht und schematischer optischer Querschnitt eines Coccolithen von Cocco-
lithophora leptopora G. Murray & Blackman. Vergrößerung 2000. — c. Coccolithen von
Coccolithophora pelagica (Wallich) Lohmann. Vergrößerung 2000. Flächenansicht eines
Coccolithen mit Doppelpore und schematischer optischer Längsschnitt eines Coccolithen
mit einfacher Pore nach G. Murray nnd Blackman. — d. Schematischer optischer Längs-
schnitt eines Rhabdolithen von Rhabdosphaera claviger G. Murray & Blackmau. Ver-
größerung mehr als 2000.)
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Olobigen'nenschlamm
287
Über der stets durchbohrten Basalplatte der Cocco-
lithen erhebt sich von der äußeren Mündungsstelle
der Pore ein kürzeres oder längeres Röhrenstück,
das, knrz oder lang, durch die verschiedene Aus-
bildung seines distalen Endes gute Gattungscharaktere
abgibt. So entstehen die charakteristischen Man-
schettenknopffornien, trompetenförmig erweiterten
Röhrenstücke, hammerähnlichen Gebilde u. ä.
Nach ,T. Schiller 354), der im übrigen die Coceolithophoriden nicht
zu den Chrysomonadinen stellt, sondern zu einer besonderen Unterordnung
erhebt, würde noch eine III. Unterfanülie: Alithophorinae mit den Gat-
tungen Halopappus und Calcioconus zu unterscheiden sein, die keine
Coccolitheu-Bedeckung, dafür aber eine homogene, glasklare Kalkschale
zeigen.
Die weite Verbreitung der Coccolithen in den Ablagerungen der
heutigen Meere und die enorme Menge, in der diese kleinen Panzerelemente
pelagischer Algen in denselben sich finden, wird von allen Untersuchern
mariner Grundproben hervorgehoben. Nachdem aber schon Ehrenbekg
1836 und C. W. GüMBEL 1870355) gezeigt hatten, daß gewisse Kreidegesteine
fast ausschließlich aus Coccolithen und Rhabdolithen gebildet werden
und daß diese kleinen Kalkelemente in fast allen marinen Sedimentär-
bildungen, bis hinab zum Cambrium, gefunden werden, hat neuerdings
Voeltzkow nachgewiesen, daß gewisse Bankkalke, welche er als
Unterlage moderner Flachseeriffe des westlichen Indischen Ozeans fest-
stellte, so ausschließlich aus Coccolithen bestehen, daß er sie direkt als
Coccolithenkalke bezeichnet wissen wollte. Voeltzkow ging zuerst von
der Untersuchung des feinen Kalkschlammes aus, der sich" neben gröberem
Korallendetritus so massenhaft in der Umgebuug von Korallenriffen und
insbesondere in den Atolllagunen findet, daß bewegte See das Wasser
in weitem Umkreise milchig macht. Die Bildung dieses feinen Kalk-
schlammes erklärt man sich in der Regel teils durch eiue Ausschlämmuug
des zoo- und photogenen Riffkalkes, teils dadurch, daß verschiedene, an
den Riffen und in ihrer Umgebung lebende Tiere, wie Krebse, Holothurien,
Anneliden, auch manche Fische, Kalksaud in ihren Darm aufnehmen und
dort zermalmen. Diese Bildungsweise will Voeltzkow indessen weder
für diesen feineu Kalkschlamm, noch für die homogenen Kalke z. B. aus
der Unterlage der Aldabra- Insel mehr gelten lassen; doch hat er die
Frage offen gelassen, unter welchen Bedingungen und in welcher Meeres-
tiefe sich denn dieses Sedijnent gebildet haben dürfte. Daß sich allein
durch Anhäufung von Coccolithen in flachem Wasser ganze Bänke auf-
bauen könnten, muß durchaus als ausgeschlossen gelten, und so wird
man gut tun, sich den recht weit ausgesponnenen VOELTZKOWschen
Schlüssen gegenüber solange skeptisch zu verhalten, bis eingehendere
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288
Die jungen Meereß«edimente und ihre Bildung
Untersuchungen an neu und sachgemäß gesammeltem Material vorliegen,
bei denen vielleicht eine vergleichsweise Berücksichtigung der von Drew
und Vaughan an den Kalkschlammen der Bahamas gewonnenen Resultate
am Platze wäre.
Mehr als diese Coccolithenkalke des Indischen Ozeans interessieren
uns hier Sedimente, die H. Lohma xn35k) auf einer Reise des
Kabeldampfers „Podbielski* im Xordatlantischen Ozean ini Becken
zwischen den Azoren und dem Kanal in 43° 32' N. Breite und 19° 49'
W. Länge aus 4004 m lotete und zu 68 Gewichts-, bezw. 71 Volum-
prozent aus Coccolithen bestehend fand. Dieser Schlamm wäre genauer
als Coccolithenschlamm zu bezeichnen, da die Globigerinen iu ihm ganz
zurücktraten. Ähnliche coccolithenreiche , außerordentlich feinkörnige,
dabei aber ziemlich kalkreiche Globigeriuenschlamme lotete der „Gauss"*
bei mittleren Tiefen besonders im wärmeren Teile der gemäßigten Zone.
Das besonders reichliche Vorkommen der Coccolithen gerade am Boden
der gemäßigten Meere wird z. T. wahrscheinlich dadurch bedingt, daß
Coccolithophoriden in der Nachbarschaft der Wendekreise nicht nur
überhaupt häufiger, sondern auch in größeren Individuen auftreten, als
im Äquatorialgebiet. Die vom „ Gauss11 geloteten, an Coccolithen reichen
Sedimente scheinen aber hauptsächlich den strömungslosen Gebieten der
gemäßigten Zone anzugehören, welche man als Roßbreiten bezeichnet.
Es liegt auf der Hand, daß in diesen Regionen so außerordentlich zarte
und leicht bewegliche Gebilde, wie die winzigen Coccolithen sie dar-
stellen, leichter zu Boden sinken können, als in von Strömungen durch-
zogenen Meeresteilen; denn in diesen werden die Coccolithophoriden
nach ihrem Absterben oder die von ihnen erzeugten Kalkplättchen
längere Zeit, im Meerwasser flottieren und daher in viel stärkerem Maße
aufgelöst werden müssen als in jenen. Im Gegensatz zu der fast
universellen Verbreitung der Coccolithen im Globigerinenschlamm sind
Coccosphaereu, d. h. die Hartgebilde der Coccolithophoriden, bei denen
sich die Coccolithen noch in situ befinden, nur ziemlich spärlich ver-
treten. Sie scheinen sich hauptsächlich dort erhalten zu können, wo die
Sedimentzuführung eine rasche ist, sind infolgedessen in den relativ
küstennahen Ablagerungen am häufigsten und finden sich dort haupt-
sächlich in Tiefen von 1200—3500 m. In küstenfernen und tiefgelegen eu
Globigerinenschlammen, wie sie z. B. fast ausschließlich vom „Gauss"
gelotet wurden, scheinen sie sich nur schwer erhalten zu können. Viel
empfindlicher gegen kühlere Wassertemperaturen als die Coccosphaereu
scheinen die Rhabdosphaeren zu sein; ihre einzelnen Elemente, die
Rhabdolithen, treten im allgemeinen sehr viel seltener auf, als die Cocco-
litheu und besitzen auch sonst eine andere und wesentlich engere Ver-
breitung. Im allgemeinen treten sie dort am häufigsten auf, wo auch
Coccolithen das Maximum ihrer Häufigkeit erreichen. Ganz allgemein
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Globigerinenschlatnm
289
scheinen sie in den küstenfernen Globigerinenschlaninien mittlerer Tiefe
vorhanden zu sein. — Vergleichen wir nun mit Lohmann mit dem
geschilderten reichlichen Auftreten der Coccolithen in den Globigennen-
schlammen und anderen Tiefseesedimenten das Vorkommen der lebenden
Coccolithophoriden an der Oberfläche des Meeres, so scheint die Menge
der lebenden Exemplare in gar keinem Verhältnis zu der der Skelette
am Meeresboden zu stehen. Zwar sind die Coccolithophoriden überall
anf der hohen See verbreitet und oft recht häufig, so daß ihre Zahl
die der gleichzeitig vorkommenden Peridineen erheblich übertrifft und
der der Diatomeen nahekommt; im allgemeinen aber bleiben sie nach
unseren bisherigen Kenntnissen weit hinter der Volksstärke dieser beiden
großen Pflanzenfamilien zurück. Dazu kommt, daß sie als Pflanzen auf
die oberflächlichen Schichten des Meeres beschränkt sind und ihre
Hauptprodnktion in der dünnen Wasserschicht zwischen 20 und 80 m
Tiefe stattfindet. Wenn sie trotzdem, wie in der geologischen Ver-
gangenheit so in der Jetztzeit, eine so hervorragende Rolle in der
marinen Sedimentbildnng spielen, daß die Tätigkeit aller anderen
Planktoripflanzen dagegen vollständig verschwindet, so sind hierfür
offenbar, von der Resistenz ihrer Skelette abgesehen, zwei Umstände
von wesentlicher Bedeutung. Einmal ist die Zehrung, der diese Pflanzen-
gruppe durch die Tiere ausgesetzt ist, eine ganz gewaltige. Ihre der
sperrigen Fortsätze entbehrenden, runden Körper werden von Tintinnen
und Tunicaten und wahrscheinlich auch von vielen anderen Plankton-
tieren massenhaft verzehrt, so daß z. B. die Fäkalballen der Appendi-
cularien oft dicht gedrängt Coccolithen und ganze Skelette enthalten.
Bei einer so starken Zehrung muß aber die Vermehrung der Pflanzen,
wenn sie dieselbe ohne Schaden ertragen sollen, eine sehr schnelle und
intensive sein. Ferner sei auf das vorhin erwähnte, unter noch nicht
näher bekannten Verhältnissen eintretende Abwerfen alter und Neubilden
neuer Skelette zurückveiwiesen, welches bedingt, daß viel mehr Cocco-
lithen im Meerwasser und im Sediment vorhanden sein können, als zu-
nächst nach der Zahl der lebenden Zellen erwartet werden sollte.
Die benthonischen Kalklioferanten des filobiererinengrhlammcK
Zu diesen Kalkresten des pelagischen, tierischen und pflanzlichen
Planktons gesellen sich solche der benthonischen Fauna. Beuthonische
Foraminiferen treten gelegentlich in einer nicht ganz unbeträchtlichen
Anzahl von Gattungen und Arten auf, spielen aber gegenüber den
pelagischen Formen quantitativ meist nur eine unbedeutende Rolle; in
den 118 Globigerinenschlammen des „Challenger" bildeten sie im Durch-
schnitt nur 2,13°/o des Sedimentes. Ebenso weit verbreitet, aber
quantitativ auch unbedeutend, treten kleine, meist erst mit der Lupe
erkennbare Seeigelstacheln auf, wogegen ganze Schalen zu den Selten-
Andree, Geologie de« Meeresboden«. II. jg
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290
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
heiteo gehören. Besonders in wärmeren Meeren finden sich wohl Ostra-
codenschalen. Von kleinen Fischzähnchen wurden fast immer nur die
oberen, mit Schmelz bedeckten Teile vereinzelt in Sedimenten der
tropischen wie der gemäßigten Meere wahrgenommen. Auch Fisch-
otolithen kommen hier und da vor. Den landnahen Globigerinen-
schlammen sind in wechselnder Menge noch Schalen oder Schalen-
bruchstücke von Muscheln und Schnecken, Tunicateustacheln, zuweilen
Bryozoenfragmente und in den Tropen auch Korallenbruchstücke bei-
gemengt. Wo Molluskenschalen, wie in manchen „Gauss"-Proben, sich
in tiefen und küstenfernen Teilen des Ozeans fanden, könnte man
vielleicht an einen Transport durch Seevögel oder treibenden Tang
denken. Selten liefern alle diese benthonischen Formen mehr als 25°/o
des ganzen Sedimentes, nach Muhrat und Renard im Durchschnitt
nur wenig über 9%. Der Globigerinenschlamm bildet also im wesent-
lichen den Niederschlag des in den obersten Wasserschichten in Gestalt
von kalkbildendem Plankton suspendierten kohlensauren Kalkes, und
nach einer Berechnung von Murray kann mau für jedes Kubikmeter
Wasser in den Oberschichten der tropischen Ozeane davon mindestens
34 mg oder pro qkm bis 200 m Tiefe mindestens 6860 kg schwebenden
kohlensauren Kalk annehmen, Zahlen, welche seit Anwendung der neueren
Methoden der Planktonmessung und -Zählung eher zu niedrig als zu
hoch angenommen werden dürfen.
Die Kleselorganismen des (JlobigerinenschUmmeH
In dem Rückstände, der nach Behandlung von Globigerinenschlamm
mit verdünnter Salzsäure übrig bleibt, ist immer ein gewisser Prozentsatz
organogener Entstehung, doch nur sehr selten bis 10°/o des Gesamt-
gewichtes, im Durchschnitt der „Chal lenger" -Proben nur 1,64 °/o. Am
weitesten verbreitet erscheinen Schwammhadeln , doch meistens in zer-
brochenem Zustande. Da die Verbreitung der lebenden Kieselschwämme,
wie die Dredschungen gelehrt haben, keineswegs so universell ist,
möchten Murray und Philippi annehmen, daü Tiere, wohl Tiefseefische
uud Krebse, die Schwammreste vielfach verschleppen; dafür spricht auch
der zerbrochene Zustand ; denn, wären die Nadeln einfach aus dem ver-
wesenden Schwammkörper zu Boden gefallen, so hätten sie zweifellos
unversehrt bleiben müssen. Die meisten Globigerinenschlamme ent-
halten daneben Radiolarien- (Fig. 99) und Diatomeenreste, obwohl auch bei
diesen, worauf schon Murray, neuerdings aber Chun hingewiesen hat,
eine teilweise Auflösung durch das Meerwasser stattfinden dürfte. Durch-
schnittlich am reichsten an den letztgenannten Formen sind naturgemäß die
Globigerinenschlamme der subantarktischen Gewässer, da sie in der Nachbar-
schaf t der eigentlichen Diatomeensedimente abgelagert werden. Auffallender-
weise enthält der Globigerinenschlamm des Indischen Ozeans sehr viel
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Globigerinenschlamm
291
mehr Kieselskelette als der des Atlantischen. In 14 atlantischen Proben
der „Valdivia" im Durchschnitt nur 1,7 °/o betragend, erreichte der
Gehalt bei 22 Schlammen des Indischen Ozeans einen Durchschnitt von
7,1 °/o. Die Ursache ist nicht ohne weiteres klar; doch steht diese Er-
scheinunggleichzeitig wohl im Zusammenhange mitder auffallenden Tatsache,
Fig. 99.
Radiolarien (Nasselaria und Spumellaria) und vereinzelte Siliroflagellaten (Dictyochenj
aus entkalktem Globigerinenschlamm aus 5071 m Tiefe des Tropisch-Indischen Ozeans.
„Valdi via" Station 237. Vergrößerung ca. 450. Aus Murray und Philippi, Die Grund-
proben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VI (XXI), Fig. I.
dati von den drei großen Weltmeeren nur dem Atlantischen Ozean echter
Radiolarienschlamm fehlt. Agglutinierende Foraminiferen , die sich bei
der Trennungsmethode mit Salzsäure zu den genannten Kieselorganismen
gesellen, treten, als nur bestimmte Standpunkte bevorzugend, recht
unregelmäßig auf.
19*
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292 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
»
Die minerogene Komponente de» GlobigerinenKchlamineB and über OlnzialgeHrhiebe
in demselben
Die Hauptmasse des in verdünnter Salzsäure unlöslichen Anteiles
des Globigerinenschlammes, die minerogene Komponente, läßt sich nicht
restlos in deutlich erkennbare Bestandteile zerlegen. Sie besteht aus
einer sehr geringen Menge noch bestimmbarer Mineralkörner, deren Korn-
größe etwa 0,01 mm nicht überschreitet. Von solchen Körnern enthielten
z. B. die 118 Globigeriuenschlamme des „Challenger" im Durchschnitt
nur 3,3, oft kaum 1%. Daneben aber muß noch ein großer Teil der
„fine washings44 des „Challengeru-Berichtes, d. h. der feinsten Schlämm-
produkte, zur minerogenen Komponente gerechnet werden. Denn diese
feinsten Schlämmprodukte, welche in den „Challengertt-Proben im Durch-
schnitt 30,56 °/o ausmachten, enthalten neben fein verteilter, z. T. wohl
amorpher Tonsubstanz noch die feinsten Bruchstücke von Mineralkörnern
neben solchen von Kieselorganismen, die mechanisch von jener nicht
mehr zu .trennen sind.
Je nach der Lage der einzelnen Lotstationen zum Festlande,
zu Inseln und zu submarinen Vulkanausbrüchen ist die minerogene
oder anorganische Komponente der Globigerinenschlamme sehr ver-
schiedener Natur. Wie schon früher ausgeführt wurde, findet ein
allmählicher Übergang in die räumlich benachbarten Sedimentarten
statt. Übergangsbildungen zwischen Globigerinenschlamm und Blau-
schlick gleichen makroskopisch durchaus dem Blauschlick, enthalten aber
mehr als 30% organogenen Kalkes, der wesentlich auf die Schalen
pelagischer Foraminiferen zurückzuführen ist. Während Übergangs-
sedimente zum Blauschlick, die reichlich gröbere Mineralkömer enthalten,
auf die Nachbarschaft des Landes und die geringeren Tiefen beschränkt
zu sein scheinen, finden sich sehr viel feinkörnigere Sedimente, die ein
Gemenge von Blauschlick und organogener Kalksubstanz in der erforder-
lichen Menge darstellen, noch in größerer Entfernung vom Lande und
in sehr beträchtlichen Tiefen dort, wo gewaltige Ströme ins Meer ein-
münden. Derartige Schlamme unterscheiden sich nach dem Trocknen
von dem typischen, lockeren, gelblich oder rosa gefärbten Globigerinen-
schlamm schon durch graue und bräunliche Farbtöne und größere
Festigkeit. So traf sie z. B. die „Valdivia" im Golf von Guinea an der
westafrikanischen Küste südlich von Cap Palmas und vor der Niger-
Mündung in Ticfeu zwischen 3500 und 5700 m. Der ziemlich reiche
Prozentsatz von dunkelbrauner, toniger Substanz ist wohl als feinste
Flußtrübe der großen westafrikanischen Ströme aufzufassen. Der Zu-
sammenhang ähnlicher Ablagerungen zwischen den Nikobaren und Ceylou
mit den großen indischen Strömen, die den Busen von Bengalen mit
Blauschlick füllen, liegt gleichfalls auf der Hand. In den höheren
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Globigerinenschlamm 293
südlichen Breiten, im Übergang zu den glazial-marinen Sedimenten, ist
der Rückstand der Globigerinenschlamme gelbbraun und entspricht diesen
in den äußeren Teilen der Packeiszone sich bildenden Ablagerungen.
Globigerinenschlamme z. B. westlich von Afrika zwischen Cap Bojador
und Cap Blanco, die relativ reich an gerundeten Miueralkörnern , vor-
wiegend Quarz, sind, lassen den Einfluß der Sahara -Winde erkennen,
der sich ja in diesen Meeresteilen auch in den Staubfällen äußert. So
zahlreich aber auch die Fälle sein mögen, in denen Globigerinenschlamm
sich mit reichlicherem chersogenen Material mischt, so stellen sie doch
nicht die Kegel dar. Denn im allgemeinen entspricht, wenigstens in
den Globigerinenschlammen der wärmereu gemäßigten und der tropischen
Zone, der in Säuren unlösliche Rückstand in seinem Habitus dem Roten
Ton; darauf deutet schon seine Farbe hin, die meist von Rotbraun ins
Schokoladenbraun spielt, selten dunklere, schwarzbraune oder hellere
Töne aufweist. Der Streukegel, welchen Inseln um sich verbreiten, ist
auffallend groß, besonders in den stürmischen Südmeeren. Noch 10 Längen-
grade östlich der Prinz Eduard -Inseln fand der „Gauss" reichlich
vulkanisches Material, welches nur von dieser Inselgruppe stammen
kann. Von da ab bis 55° 25' S., 89° 0' 0. in ca. 300 Seemeilen Abstand
von der Heard- Gruppe teilte sich sämtlichen Grundproben längs der •
befahrenen Strecke vulkanisches Gestein mit, das von den durch große
Wasserflächen getrennten Inselgruppen Crozet, Kerguelen und Heard
sich ableitet. Selbst der Schlamm in ca. 180 Seemeilen Abstand von
Kerguelen war noch auffallend reich an vulkanischem Material, das von
dieser Insel stammt. Ähnliches beobachtete die dänische „IngolP-
Expedition 967) in dem Meere zwischen den Faröern und Grönland. Das
vulkanische Gesteinsmaterial der Inseln, insbesondere von Island, ver-
breitet sich über ein sehr weites Gebiet am Meeresboden. Da die Aus-
streuung nach allen Seiten ziemlich gleichmäßig erfolgt, scheint die
Verteilung dieser Komponenten wenigstens von Oberflächenströmungen
nicht abhängig zu sein. Daß auch vulkanische Explosionen für diese
Verteilung eine Rolle spielen, ist sicher, soweit der Vulkanismus auf
den fraglichen Inseln noch nicht erloschen ist. Daher wäre es z. B.
auch unter diesem Gesichtspunkte betrachtet von Interesse zu erfahren,
ob Kerguelen noch heute tätige Vulkane besitzt. Sehr weit verbreitet,
auch in küstenfernen Globigerinenschlammen, sind vulkanische Gläser,
und zwar in besonderer Konzentration dort, wo anderes minerogenes
Material, was sie maskieren könnte, mehr zurücktritt. Solche splitterigen
Fragmente vulkanischer Gläser, wie sie z. B. der „Gauss" reichlich in
den sehr kalkreichen Globigerinenschlammen zwischen dem Walfisch-
Rücken und dem Äquator feststellte, können ebensowohl von fein-
verteilten Flugaschen, wie von zerriebenem Bimsstein, der an der
Meeresoberfläche flottierte, herrühren.
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294
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Neben den vulkanischen Auswürflingen sind von fremden Bei-
mengungen gröberen Korns im Globigerinenschlamm auch hier wieder
glaziale Geschiebe zu nennen. Der „Challenger" hat solche im Nord-
atlantischen Ozean westwärts von den Azoren bis 35° N. B. gefunden,
und diese Funde, welche seitdem mehrfach von Kabeldampfern bestätigt
wurden, küunten, wie im Falle der Minia-Kuppen unter 53° 21' N. B. und
35° 10' W. L., fast noch auf modernes Treibeis von der Großen Neufund-
land-Bank her zurückgeführt werden. Das geht aber nicht mehr im
Falle der von der französischen Expedition an Bord des „Talisman14 im
Jahre 1883 1100 km von der europäischen Küste nordöstlich von den
Azoren heraufgeholten größeren Geschiebe, die F. FoüQüfe und Michel
Levy3*8) bearbeitet haben. Dieselben lagen im Globigerinenschlamm
in Tiefen zwischen 4000 und 6000 m ; doch fehlen leider alle näheren Orts-
angaben. Die nichtvulkanische Herkunft dieser Gesteinsbrocken, unter
denen solche mit Triiobiten sich finden, und namentlich ihre Schliffe
und Krüzen verrieten unzweifelhaft die glaziale Vergangenheit derselben,
sodaß man hier schon an das Treibeis der Eiszeit wird denken müssen.
Das gleiche gilt wohl auch für die zahlreichen Geschiebe, welche der
„Michael Sars" im Nordatlantischen Ozean, z. T. in charakteristischer
Lage im Sediment, auffand. Als Beispiel mögen die Funde seiner Station 96
in 50°22'N. und 11°44'W. südwestlich von Mizen Head auf Irland in
1797 m gelten. Unter den über 200, im Durchschnitt etwas über 7,
seltener bis 15 cm Durchmesser zeigenden Geschieben stellten Peach
und Hörne359) über die Hälfte sedimentäre Gesteine neben zahlreichen
Vertretern der Eruptivgesteine und einer beschränkteren Anzahl von
Kristallinen Schiefern fest. Von sedimentären Gesteinen seien Grau-
wacken, dunkle Schiefer und I^ydite, die dem Silur der südlichen Hoch-
lande von Schottland oder dem nördlichen Irland entstammen dürften,
devonische (Glengariff-) Sandsteine aus S.-W.-Irland, sowie carbonische,
Hornstein-führende Crinoidenkalke, die an Gesteine von Galway und
Cläre in W.-Irland erinnern, genannt. Sandsteine mit Schizodus und
Edmondia ähneln Gesteinen von der Solway-Küste im südlichen Schott-
land, von Londonderry und Tyrone in Nordirland. Kreide und Kreide-
feuersteine stimmen mit Gesteinen von Antrim in Nordirland überein.
Unter den Metamorphen weisen Gneise und Schiefer auf den Lewisian-
Gneis uud die Moine-Schiefer der nordwestlichen schottischen Hochlande
hin. Alte Eruptive stimmen mit solchen von Schottland und Nordirland
überein, junge Eruptivgesteine weisen nach den tertiären Vulkanen der
inneren Hebriden und Nordirlands. Mehr als die Hälfte dieser Geschiebe
zeigt Glazialschrammen; die meisten sind eckig, doch sind einige auch
wohlgerundet und als fluvioglazial bearbeitet und transportiert zu er-
kennen. Unter diesen letzteren zeigen insbesondere die Kreidefeuersteine
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Globigerinenschlamm
295
die charakteristischen, vom gegenseitigen Aufeinanderschlagen der
Gerölle beim Wassertransport erzeugten, zwiebelschaligen Schlagkegel
(„bulbs of percussion", „chatter marks"). Nehmen wir hinzu, daß auch
Fazet tengeschiebe vertreten sind, so müssen wir die Gesteinsproben von
der angeführten „Michael Sarsu-Station als Glazial- und Fluvioglazial-
geschiebe charakterisieren, welche durch Transport mittels Eisbergen
während der Glazialzeit an ihren jetzigen Lagerungsort gelangten, da
einmal nur während dieser die genannten schottischen und irischen Ge-
biete Gletscher beherbergten, zum zweiten aber auch aus anderen Teilen
der atlantischen Randgebiete unter heutigem
Klima Eisberge nicht in jene Meeresgegend
gelangen. Die allochthone Natur dieser Ge-
schiebe geht auch daraus hervor, daß die ge-
ringen, ihnen hier und da anhaftenden Ton-
reste gerundete Quarzkörner von über 1 mm
Durchmesser enthielten, — wie sie in der
Grundmasse eines Geschiebemergels etwas
Gewöhnliches darstellen, — während der um-
gebende Globigerinenschlamm im 36,83 % be-
tragenden, unlöslichen Rückstand 2 °/o eckige
und gerundete Quarz- und Feldspatkörner
von nur 0,09 mm führt. Die Einbettung dieser
Geschiebe im Globigerinenschlamm war nicht
vollständig, dieselben ragten vielmehr mehr
oder minder aus dem Sediment heraus (Fig. 100)
— ob wegen ungenügender späterer Sedimen-
tation oder ob, wie die genannten Autoren
meinen, infolge Sedimententfernung und nach-
folgender Sedimentationsunterbrechung, mag .
dahingestellt bleiben — und waren an den
dem Meer wasser frei ausgesetzten Flächen
mit Mangau(hydr)oxyden überzogen; dieser
Manganüberzug, welcher über der Linie, bis
zu welcher die Geschiebe eingebettet lagen,
besondere Stärke zeigte, ließ an manchen
Stücken erkennen, daß sie auf der hohen
Kante im Schlamm gesteckt haben müssen,
in derselben Orientierung, die sie beim Herab-
fallen vom schmelzenden Eisberge erhielten.
Eine ähnliche Gesteinsgesellschaft, die in
gleicher Weise gedeutet wird, dredschte der „Michael Safsu noch im
Globigerinenschlamm des Golfes von Biscaya in 45° 26' N., 9° 20' W.
0 mgl^ntt
_w
SO tfo ~2fiMM.
Fig. 100.
Aufrecht im Globigerinen-
schlamm stehende Glazialge-
schiebe mit Manganhydroxyd-
ringeu oberhalb der Linie, bis
ia welcher die Geschiebe im
Sediment steckten. Aus 1797 m
Tiefe de« Nordatlantischen
Ozeans südwestlich von Irland.
„Michael Sars"-Station 95. Nach
Murray u. Bjort, The depths
of the ocean, S. 207, Fig. 149.
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296
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
in 4700 m. Daß auch ein Teil der schon früher mitgeteilten, von Cole
und Ckook bekannt gemachten Funde von Gesteinsbrocken auf dem
westirländischen Schelf und Kontinentalabhang auf den gleichen Eis-
strom zurückzuführen ist, ist sicher. Daß ein anderer Teil derselben
aber in der Tat, wie diese Autoren geschlossen hatten, autochthone
Bestandteile des Meeresgrundes repräsentiert, dafür ist die bemerkens-
werte Feststellung von Peach ein Hinweis, daß unter den glazialen
Geschieben der oben genannten „Michael Sars" -Stationen durchaus der
für den Boden der Porcupine - Bank so charakteristische Gabbro fehlt.
Diese Bank, welche anscheinend den denudierten Rumpf eines großen
tertiären Vulkanzentrums, vergleichbar denen von Mull, Skye oder
St. Kilda, darstellt, dürfte daher außerhalb des Bereichs nicht nur der
Eistrift, sondern auch der abtragenden Wirkung jenes Eisstroms
gelegen haben, dessen Eiskälber ihre Geschiebe bis in den Golf von
Biscaya trugen.
Im sudatlantischen Ozean fand der „Challeuger" zwischen Tristan
da Cunha und Kapstadt in 35° bis 36° S. im Globigerinenschlamm
gröbere Brocken kristallinischer Gesteine, denen Murray und Renard
ebenfalls glaziale Herkunft zuschreiben. Reichlicher und deutlicher aber
trifft man solche Zeugnisse im südlichen Indischen Ozean innerhalb der
bekannten Treibeisgrenze, wobei bemerkt sei, daß in Schiffstagebüchern
der Deutschen Seewarte zweimal mit Schutt befrachtete Eisberge in
43° und 44° S. gemeldet wurden. Die Deutsche Südpolarexpedition auf
dem „Gauss* konnte durchgehends feststellen, daß die Globigerinen-
schlamme z. B. im südlichen Indischen Ozean nach der Tiefe zu ärmer
an kohlensaurem Kalk werden, und Philippi hat diese später noch ein-
gehender zu besprechende „normale Kalkschichtung", wie er sie nannte,
zum Teil mit der reichlicheren Zufuhr glazialer Komponenten während
der Eiszeit erklärt, wodurch die organogene Kalkkomponente gewisser-
maßen verdünnt wurde. Diese Deutung deckt sich mit dem, was
Fr. Nansen (vergl. S. 227) betreffs der Sedimentation in Jetzt- und
Eiszeit im Norwegischen Nordmeer schließen wollte. Immerhin wird man
gut tun, nicht in jedem Quarz- oder Feldspatkorn, auch in der Nähe der
Treibeiszonen, einen Beweis für Eistransport zu erblicken; konnte doch
Phildppi wahrscheinlich machen, daß das „kontinentale" Gesteinsmaterial
küstenferner Schlamme des Südatlantischen Ozeans teilweise nicht vom
antarktischen Kontinente herrührt.
Durchschnittliche %n»nmmcn<*etzuiig der Globigcrinenschlammc
Nimmt -man alle die genannten Komponenten zusammen, so mag
als Beispiel die Durchschnittszusammensetznng der 118 Proben von
Globigerinenschlamm des „Challenger" angeführt werden:
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Globigerinenschlamm
297
Pelagische Foraminiferen .
Kalkkarbonat Benthonische Foraminiferen
Andere Organismen . . .
53,10
2,13
9,24
64,47
Kieselorganismen . . . .
In HCl unlöslich Mineralkörner
Feinstes Schlämmprodukt .
1,64
3,33
30,56
S.
35,53
100,00
Korngröße der Globigerinenschlamme
Sieht man von den im Vorigen besprochenen, gröberen Beimengungen
ab, so deutet schon der äußere Habitus der Globigerinenschlamme darauf
hin, daß ihre Korngröße sehr verschieden sein muß. Manche relativ
grobkörnigen Schlamme der Tropenzone sind locker und fallen darum
beim Aufholen leicht aus der Schlammröhre, woraus sich die häufige
Bezeichnung derartiger Sedimente auf den Seekarten als Kalksand, grauer
Sand usw. erklärt. Andere, feinkörnige Globigerinenschlamme dagegen
stellen im feuchten Zustande einen ziemlich zähen Kalkschlaram dar,
der fest in der Lotröhre haftet und an der Luft zu einem leidlich festen,
kreideähnlichen Gestein erhärtet. Die Unterschiede in der Korngröße
beruhen, wie die mikroskopische Untersuchung zeigt, auf der Zusammen-
setzung der kalkigen Komponente. Die grobkörnigen Globigerinen-
schlamme bestehen zum größten Teile aus mehr oder weniger unver-
sehrten Gehäusen planktonischer Foraminiferen, während deren Bruch-
stücke und die Hartgebilde der Coccolithophoriden hier zurücktreten.
In den feinkörnigen Schlammen dagegen herrschen Coccolithen und
Fragmente jener Foraminiferen, während intakte Gehäuse der letzteren
selten sind. Im allgemeinen wird der Globigerinenschlamm desto fein-
körniger, je mehr -er sich dem Roten Ton nähert. Es findet also in den
größeren Tiefen, in denen sich der Übergang zu diesem Sediment voll-
zieht, nicht nur eine allmähliche Auflösung der kalkigen Schalenreste,
sondern anscheinend auch eine mechanische Zertrümmerung statt. Diese
Zertrümmerung ist aber ebenso wie die Auflösung nicht nur von der
Tiefe, sondern auch von der geographischen Lage abhängig. Wie die
Tabellen des „Gauss*1- Werkes zeigen, liegt die Grenze von Globigerinen-
schlamm und Rotem Ton im Westafrikanischen Becken des Südatlantischen
Ozeans erheblich tiefer als im Südindischen Ozean, und es lagern sich
daher zwischen dem Walfisch-Rücken und dem Äquator noch in Tiefen
von 5000 — 6000 m Globigerinenschlamme von hohem Kalkgehalt ab, die
dementsprechend auch ziemlich grobkörnig sind. Auch hier bemerkt man,
daß mit abnehmender Tiefe die Schlamme grobkörniger werden, ohne
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298
Die jungen M&ressedimente and ihre Bildung
daß gleichzeitig der Kalkgehalt erheblich steigt. Im übrigen müssen bei
sonst ganz gleichen Verhältnissen die Schlamme tropischer Regionen
grobkörniger sein, als die höherer Breiten, weil dort die einzelnen
Individuen der pelagischen Foraminiferen erheblich größer sind, als hier.
Daß die außerordentliche Feinkörnigkeit gewisser, ziemlich kalkreicher
Globigerinenschlamme mittlerer Tiefen besonders im wärmeren Teile der
gemäßigten Zone auf den großen Reichtnm dieser Sedimente an Cocco-
lithen zurückzuführen ist, wurde bereits früher erwähnt.
Chemtaehe Zunammensetznng der Globigerinenschlamme
Die chemische Analyse eines Globigerinenschlammes von mittlerem
Kalkgehalte aus 45° 39' S., 73° 21' 0. und 3630 m Tiefe (Station 88 des
„ Gauss") ergab nach Umrechnung auf Natriumchlorid-freieJSubstanz nach
Gebbino360) folgende Zusammensetzung:
CaCOs
59,7
MgCOs
1,4
CaO
3,0
MgO
0,6
Ca SO*
0,8
MnO
0,004
Fe*0,
3,5
A1,0S
5,7
SiOi
24,2
CMPOO,
starke Reaktion
Glühverlust 0,8
Summe: 99,7
Während wir der Frage des Kalkgehaltes noch späterhin unsere
Aufmerksamkeit werden scheuken müssen, mag einigen anderen Be-
standteilen schon hier eine kurze Bemerkung gewidmet werden. Im
großen und ganzen steigt mit dem SiOi- Gehalt auch der Gehalt an
AUOs, aber immer ist der erstere im Vergleich zum letzteren höher als
er dem Verhältnis beider im Kaolin, 1,2, entspricht. Das jeweilige Plus
an freiem SiOi geht auf Rechnung freien Siliciumdioxyds. in der Haupt-
sache wohl feinster Quarzsplitter. Gegen den in vielen Proben an-
gegebenen Gehalt an Magnesiumkarbonat hat Gebbing Bedenken
geäußert, die eine weitere Nachprüfung dieser Frage erfordern. Doch
mag hier erwähnt sein, daß schon von Gümbel einen Umtausch
zwischen den Magnesiumsalzen des Meerwassers und dem Kalkkarbonat
des feineu Schlammes annahm, in demselben Sinne, wie es neuerdings
für die Dolomitisierung von Flachseekalken geschieht. Schon A. G. HÖG-
bom hat aber auseinandergesetzt, daß diese Umsetzung in der Tiefsee
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Globigeriuenscklaui tu
299
kaum verwirklicht sein durfte, da die an CaGOs reicheren Tiefsee-
sedimente nicht einmal so hohen absoluten Gehalt an Mg CO» wie die
karbonatärmsten haben. Högbom glaubte demgegenüber nach den
Analysen des „Challenger" - Berichtes mit der der Tiefenzuuahme im
allgemeinen parallel gehenden Abnahme des Kalkgehaltes eine relative
Anreicherung des Magnesium- (oder richtiger Magnesium - Calcium-)
Karbonates einhergehen zu sehen. Allerdings mußte hier/u die Hilfs-
annahme gemacht werden, daß schon die Schalen der planktonischen
Kalklieferanten geringe Mengen von Magnesium enthalten, was uns die
Analysen (nach den Tabellen von Bütschli) in der Tat bestätigen.
Doch auch die HöGBOMsche Deutung wird unsicher, wenn man die
Adsorption von Ca, Mg und Alkalien durch die Tiefseeschlamme be-
rücksichtigt, auf welche erst Gebbing und Caspari neuerdings auf-
merksam machten. So dürfte auch das sowohl in den „Challenger"-,
wie in den „Gauss" -Analysen von Globigerinenschlammen angegebene
Snlfat direkt aus dem Meerwasser stammen. Der Glühverlust, welcher
in den «.Challenger"- Analysen zwischen 1,0 und 9,6 °/o schwankte und
im allgemeinen mit der miuerogenen Komponente stieg und fiel, mag
daher mehr von der vorhandenen Ton- und Kieselerde, sowie Eisen-
oxyden abhängen als von organischen Substanzen. Deren Beteiligung
ist im allgemeinen nicht groß. Wird aber Globigerinenschlamm in Salz-
säure aufgelöst, so bleiben als Rest flockige Teilchen zurück, die im
Platintiegel erhitzt eine schwarze Asche zurücklassen. Immerhin scheinen
diese organischen Stoffe des Globigerinenschlammes zu genügen, um den
Schlammfressern als Nahrung zu dienen, machte doch schon J. Murray
darauf aufmerksam, daß noch heute im fossilen Globigerinengestein von
Malta die Kanäle zu sehen sind, welche sich Echinodermen und Anneliden
durch den Schlamm gefressen haben, wobei übrigens auch auf die
schlackigen Abarten der „Krnstensteine" des Mittelmeeres zurück-
verwiesen sei. H. Lohmann fand mit Globigerinenschlamm vermischt —
insbesondere in der obersten, einen flüssigen Schlamm darstellenden
Schicht des Sedimentes, welche mit Schöpfapparaten gewonnen werden
muß', — reichlich rundliche und wurstförmige Fäkalballen. von Gümbel
wollte an Proben von der „Gazellen-Reise festgestellt haben, daß es sich bei
der Schlammnahrung nicht nur um albuminose Reste handelt, sondern auch
um Fette; in Gestalt blendend weißer Knöllchen im Sedimente auf-
tretend, ließen sich diese Substanzen durch siedenden Alkohol ausziehen.
Ihre Menge wurde auf Viooo des Sediments geschätzt. Falls diese an
nur geringen Substanzmengen ausgeführten Bestimmungen richtig sind,
dürfte es sich um Fettsubstanzen handeln, die von Planktonten gebildet
wurden, um damit ihr spezifisches Gewicht dem des Wassers, in dem
sie schwebten, anzupassen. Mit den Leichen dieser Lebewesen dürfte
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300
Die jungen Heereesedimente and ihre Bildung
eben auch ein Teil dieser Substanzen zu Boden sinken, während ein
anderer Teil vom Meerwasser aufgenommen und verseift wird. Wenn
vox Gümbel aber gemeint hat, die Fetthaltigkeit des Globigerinen-
sehlammes sei geeignet, die in vielen Kalksteinen der Erdrinde ent-
haltenen bituminösen Beimengungen und gewisse Petroleumlager ver-
ständlich zu machen , so mag er bezüglich der erstcrcn z. T. recht gehabt
haben; eigentliche Petroleumlagerstätten 361 ) dagegen durften, zumal der
Globigerinenschlamm und die übrigen Eupelagischen Sedimente nicht nur
relativ arm an solchen organischen Stoffen sind, sondern auch durchaus
ungeeignet zu deren längerer Aufbewahrung erscheinen, viel eher auf
die organischen Stoffe der Massen abgestorbener Planktonwesen zurück-
gehen, die sich an geeigneten Stellen im Flach wasser ablagern. — Bei
dieser Gelegenheit sei kurz auf die Verbreitung organischer Verbindungen
in Tiefseesedimenten überhaupt eingegangen. Nach H. Gazert562) besteht
keine merkbare Abhängigkeit der Menge der organischen Stoffe von der
Menge der organogenen Komponenten (Foraminiferenschalen usw.). „Es
sind sogar die niedrigsten Werte 0,7 und 0,8 % im Globigerinenschlamm,
der höchste Wert 4,5 °/o im Roten Ton gefunden worden." Aber auch
eine reine Abhängigkeit von der Tiefe besteht nicht; denn nach Gebbino
enthielten 3 Globigerinenschlamme der „Gazelle" 0,8—6,0%, 11 Globi-
gerinenschlamme des „Challenger" 1,7 — 9,6%, 2 Kote Tone der „Gazelle"
5,2 und 9,8%, 18 Rote Tone des „Challenger" 3,6—10,4%, 8 Glazial-
tone des „Fram" 4,7— 8,2% organische Substanz („Glühverlust"). Wahr-
scheinlich sind eine ganze Reihe von Faktoren für den schließlichen
Gehalt der Sedimente an organischen Stoffen (der im Verlaufe der Diage-
nese und späterer Einwirkungen weiteren Änderungen unterliegen kann)
maßgebend, nämlich außer der Zufuhr organogener Komponenten überhaupt
die Schnelligkeit der Sedimentation, die größere oder geringere Zirkulation
des Wassers, der 0- Gehalt des Wassers, die Hygroskopizität der Ab-
lagerung u. a. m.. — Die Gründe, welche es bedingen, daß sich organische
Ablagerungen etwa humusartiger Substanzen in der küstenfernen Tiefsee
nicht anzuhäufen vermögen, — denn ein Beweis dafür, daß die früher
erwähnten festländischen Pflanzenreste, welche Al. Agassiz im Globi-
gerinenschlamm zwischen der amerikanischen Westküste und den Galä-
pagos auffand, sich nicht vollkommen zersetzen, sondern erhalten bleiben,
wäre noch zu liefern, — hat E. Phtlippi 38S) unter Hinweis auf den
Sauerstoffgehalt des Tiefsee wassere, welcher intensive Verwesung be-
dingen muß, auseinandergesetzt.
Farbe der GlobigertneuHchlamnie
Die typischen, kalkreichen Globigerinenschlamme besitzen sehr helle
Farben, die zwischen Weiß, Hellgrau, Cremegelb und hellstem Rosa
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Globigerinenschlamm
301
spielen. Die Globigerinenschlamme mit geringerem Kalkgehalt, bei denen
sich die organogene Kalkkomponente mit mehr oder minder reichlicher
minerogener Substanz vermengt, haben verschiedene Färbungen, die von
der Beschaffenheit eben dieser anorganischen Komponente abhängen.
Im feuchten Zustande sind diese entweder nach dem Blauschlick oder
nach dem Roten Ton tendierenden Sedimente plastischer, trocken härter
als die reinen Globigerinenschlamme.
Tiefen der (Jlobigerinenschlamiue
Die Dnrcbschnittstiefe der 118 Globigerinenschlamme des „Chal-
lenger" betrug 3658 m, diejenige der 53 „Valdiviau-Proben 2890 m, die
der 50 r Gauss "-Proben 4163 m. Während der „Cballenger"- Wert, wie
bei der größeren Anzahl von Proben nicht anders zu erwarten ist, dem
wirklichen Durchschnitt am nächsten kommen dürfte, erklären sich die
abweichenden Zahlen der „Valdivia" und des „Gauss" durch deren
Reisewege; die „Valdivia" lief häufig Inseln an und hielt sich auf
längeren Strecken nicht allzuweit von größeren Kontinentalmassen ent-
fernt, lotete daher eine nicht geringe Anzahl von Übergangssedimenten
zum Blauschlick, die Reise des „Gauss" dagegen führte fast immer
durch tiefes, küstenfernes Meer und brachte daher vorwiegend die
reineren Typen zu Tage. Die größte Tiefe, bei welcher die „Valdivia" noch
Globigerinenschlamm antraf, beträgt 5695 m und liegt im Atlantischen
Ozean fast unmittelbar unter dem Äquator (0° 9,5' S., 8° 32' W.). Da
dieser tiefste Globigerinenschlamm noch 67°/o CaCOs enthält, kann die
Auflösung des Kalkes an dieser Stelle noch nicht sehr energisch sein
oder aber die Zufuhr von kalkigen Komponenten ist hier ausnehmend
stark. Der auffallenden Tatsache, daß an gewissen Stellen im Nord-
atlantischen Ozean zwischen 40 und 50° N. Breite typische Globigerinen-
schlamme bis zu 6000 m hinabreichen, werden wir später noch näher-
zutreten haben. Im Südatlantischen Ozean liegt die Tiefengrenze zwischen
Globigerinenschlamm und Rotem Ton schon bei 5200 m; noch höher
hinauf rückt die Grenze zwischen diesen beiden Sedimenten im süd-
indischen Ozean, wo der Rote Ton bereits in einer Tiefe von 4700 m
erscheint. Man möchte also nach diesen Ergebnissen der „Deutschen
Tiefsee- Expedition" im allgemeinen ein Ansteigen der unteren Tiefen-
grenze des Globigerinenschlammes vom Äquator nach dem Südpol hin
annehmen; außerdem scheint es, daß im Atlantischen Ozean dieses
Sediment in größere Tiefen hinabreicht, als im Indischen und Pazifi-
schen Ozean.
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302
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildnng
Kalkgehalt der GlobigerinenschUmme
Da die Unterscheidung der kalkärnieren Globigerinenschlamme vou
den Roten Tonen vermittels des Kalkgehaltes, von welchem bei ersteren
mindestens 30% vorhanden sein müssen, geschieht, ist es nötig, ein-
gehender die Beziehungen zwischen Kalkgehalt der Globigerinenschlamme
und Tiefe zu erörtern. Eine solche Beziehung ist in der Tat vorhanden,
wenn sie auch bis in die neueste Zeit von einem der bekanntesten
Ozeanographen, J. Thoület, geleugnet wurde. Die eingehendsten Ver-
gleiche sind in dieser Beziehung vohGebbing und von E.Philippi angestellt
worden. Gebbeng hat die Karbonatgehalte der Globigerinenschlamme
des „Challenger", der „Gazelle" und des „Gauss" in einer Tabelle nach
wachsender Tiefe zusammengestellt und von 200 zu 200 m die Mittel
ausgerechnet. Diese Mittel schwanken sehr stark, erreichen bei den
Proben aus größeren Tiefen als 4600 m die kleinsten Werte, abgesehen
von dem Mittel der drei Proben aus über 5200 m, das wieder einen
hohen Wert (67,2%) erreicht. Noch beträchtlicher schwanken die Einzel-
werte, aus denen diese Mittel gebildet wurden; der höchste Wert erreicht
oft das Doppelte und gar Dreifache des niedrigsten, z. B.
40,6% bis 92,3%CaCOs zwischen 2800 und 3000 m,
32,7% bis 93,9 % CaCOs zwischen 3600 und 3800 tu,
49,9% bis 92,5% CaCO« zwischen 4000 und 4200 m.
Sehr anschaulich wirkt auch eine graphische Darstellung derselben Werte
mit den Tiefen als Abscisse und den Calciumkarbonatgehalten als
Ordinate. Die Punkte durchschwärmen die ganze Ebene, und Gebbing
möchte es daher als nicht angängig bezeichnen, aus den Einzelwerten
irgendwelche Mittel zu bilden, die dann leicht zu weitgehenden
Folgerungen führen, und kommt zu dem Schluß, daß eine reine Ab-
hängigkeit des Karbonatgehaltes des Globigerineiischlammes von der
Tiefe nicht bestehen dürfte, daß vielmehr noch Momente ganz anders-
artiger Natur eine hervorragende Rolle spielen müssen. Anderseits
scheint doch das Auftreten des meist sehr karbonatarmen Roten Tones
die Abhängigkeit des Karbonatgehaltes von der Tiefe für die gesamten
Eupelagischen Sedimente zu beweisen, denn Roter Ton tritt durch-
schnittlich in größerer Tiefe auf als Globigerinenschlamm; und in der
Tat erkennt man auch, wenn man in der GEBBiNGschen Darstellung das
Existenzbereich des Globigerinenschlammes unter Weglassung vereinzelt
stehender Proben mit einer Kurve umrandet, daß dasselbe eine gedrungene,
schräg von links oben — wo sich hoher Kalkgehalt und geringe Tiefe —
nach rechts unten — wo sich geringer Kalkgehalt und größere Tiefe
paaren — hinziehende Ellipse bildet, d. h. mit anderen Worten, daß in
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Globigerinenschlamm
303
den geringeren Tiefen die niedrigeren Kalkgehalte, in den größeren
Tiefen aber die hohen Kalkgehalte fehlen. Gleichwohl müssen wir
Gebbixg Recht geben, wenn er vor einer zu starken und alleinigen
Betonang der Abhängigkeit des Karbonatgehaltes der Eupelagischen
Sedimente von der Tiefe warnt. Das gilt z. T. auch für die Ausführungen
von E. Philippi, auf die wir übrigens später noch eingehender zurück-
kommen müssen. Philippi stellte hinsichtlich der „Gauss" -Proben fest,
„daß die Kalkschlamme aus Tiefen über 5000 m konstant kalkärmer
sind als die ihnen benachbarten, welche aus geringeren Tiefen
stammen und meinte, daß die Abhängigkeit des Kalkgehaltes von der
Tiefe viel schärfer hervortreten würde, wenn man nicht das Mittel aus
sämtlichen Globigerinenschlammen nehmen, sondern sie etwa in Gruppen
von 10 zu 10 Breitengraden anordnen würde. Da die ganze Frage
einerseits große regionale Bedeutung hat , anderseits aber auch fürdieaktua-
listische Beurteilung der Entstehung gewisser fossilen Meeressedimente und
damit für die Paläogeographie von Wichtigkeit ist, bin ich diesem Vor-
schlage von Philippi gefolgt, aber unter absichtlicher Beschränkung auf
den Atlantischen Ozean. Diese Beschränkung schien mir im Interesse
eines möglichst eindeutigen Resultates besonders deshalb wichtig, da,
wie später noch ausführlich zu erörtern sein wird, offenbar die Wasser-
zirkulatiou der Ozeane nicht ohne Einfluß auf diese Verhältnisse ist und
mit dem Wechsel dieser in den drei Ozeanen infolge ihrer ganz ver-
schiedenen geographischen Erstreckung und Konfiguration völlig ver-
schiedene Verhältnisse zu erwärten sind, wie bereits oben an einem
Beispiele bestätigt wurde. Die Beschränkung meiner Untersuchung auf
die Globigerinenschlamme des Atlantischen Ozeans bedeutet also den
großen Vorteil der Einheitlichkeit des ozeanographischen und dabei
vor allem des Wasserzirkulations-Systems. Dem hiermit jedoch ge-
gebenen Nachteil der kleineren Anzahl benutzbarer Proben suchte
ich dadurch zu begegnen, daß ich zu den schon von Gebbing
benutzten Werten der „Challenger"-, „Gazelle11- und „Gauss 14 -Proben
noch die der „Valdivia" -Globigerinenschlamme des Atlantischen Ozeans
hinzunahm und außerdem noch — hauptsächlich, um einige Lücken
im nördlichen Teile des Ozeans zu sclüießen, — diejenigen Proben
von der „Minia"-*64) und „Britannia"-Reise3"5) verwertete, bei denen
der Kalkgehalt wirklich durch Analyse bestimmt, nicht, wie bei der Mehr-
zahl lediglich geschätzt wurde. Von Proben mit solchem geschätzten
Kalkgehalt sind nur wenige eingeschlossen worden. Alle diese Kalk-
gehaltswerte wurden für die Tiefen zwischen 2000—3000 m, 3000 bis
4000 m, 4000—5000 m und unter 5000 m zusammengeordnet und in
jeder dieser vier Tiefenzouen die Durchschnitte der Zonen von je
10 Breitengraden Breite berechnet :
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304
Die jungen Meeressodimente und ihre Bildung
Tabellen der Kalkgehalte der Globigerinenschlamme des Atlantischen Ozeans
(Vorbemerkung: Die in der Rubrik: „% Kalkgehalt" angegebenen, eingeklammerten Zahlen
beziehen sich auf den Kalkgehalt tieferer, also älterer Lagen der betreffenden Proben,
welcher nicht berücksichtigt werden konnte, da es sich nur um den Vergleich der jetzt in
Bildung begriffenen, gleichaltrigen, oberen Lagen handelt. Näheres über diese Fälle wolle
man im Abschnitt über Schichtung vergleichen.)
Globigerinenschlamme. Atlantischer Ozean. 2000—3000 m
■
Breit«
Länge
Station
Tiefe
tu ni
°o
Kalk-
gt-halt
ftj TT" 11 1 » .
°/0 Kalkgehalt
im Durch-
schnitt der
I0°-Zoneu
58" 37' N.
11° 33' W.
Valdivia 1 1
1750
47
1
50 fiO° N.
M 14 rs.
53° 14' N.
.'(.) .50 \> .
35° 10' W.
jliriiü lJh
„ 53
264U
2831
00
46
1 "
50° 50' N.
12° 12' W.
Britaimia 412
2007
55
30 -40° N.
36" 23' N.
11° IS' W.
('hallenger VI
2780
68
68
20 -m° N.
24° 43' N.
17L' 1 \V.
Valdivia 32
24*0
47
47
(i -10° N.
1°22' N.
nn5«' N.
20° 36' W.
21)° 25' \V.
Challenger 107
lOOd
2743
2000
80
73
0-10° s.
5° 5ti' S.
34° 45' W.
Challenger 117
2514
57
57
10—20° S.
10° J 1' S.
13° «!' S.
35° 22' W.
38° 7'\Y.
Challenger 124
128
2020
2332
41
51
j «
33° 23' S.
10" 10' 0.
Valdivia Ol
2070
56
;jo-40° S.
35» O'S.
17"57r 0.
Challenper 140
2286
50
j 53
35° 33' S.
18° 20' 0.
Valdivia 112
2750
54
Globigerinenschlamme. Atlantischer Ozean. 3000—4000 m
50-60° N.
53° 8'N.
85° 10' W.
Hinil 50
8136
56
56
40—50° N.
44°34'N.
21° 39' W.
U,-,t, >,>.,,,> ^uri
.3023
74
74
39° 26' N.
34° 13' W.
Britannia 71
3641
73
88° 25' N.
35 0 50' W.
Challenger 70
3063
83
88° 18' N.
34 0 48' W.
71
3063
88
38° 8'N.
39° 19' W.
68
3977
72
80—40° N.
36°21' N.
33° 52' N.
23°31' W.
17° 86' W.
79
Gazelle 6
3703
3700
56
83
78
83° 13' N.
18° 13' W.
Challeuger 83
3017
71
32° 41' N.
36° 6'W.
354
3063
91
32° 26' N.
65° 9'W.
35B
3840
77
32° 15' N.
65" H'W.
35C
3566
*
81
27° 24 N.
16° 55' W.
Challenger 1
3456
50
■
25° 52' N.
19 •22' W.
2
3552
65
20—30° N.
21° 57' N.
43° 29' W.
12
3703
45
21°38- N.
44° 39" W.
■ 18
3475
75
21° l'N.
46° 29' W.
„ 14
3566
70
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Globigerinenschlamm 305
Breit«
Länge
. i
Station
Tiefe
in m
%
Kalk
gehalt
% Kalkgehalt
im Durch-
schnitt der
10 "Zonen
10—20° N.
19° 4'N.
17° 54' N.
24° 6'W.
24° 41' W.
Challenger 91
„ 92
3795
3612
61
57
59
0—10° N.
9° 21' N.
2° 37' N.
1°47' N.
l'ltf N.
0°25' N.
0° 8'N.
18° 28' \V.
3° 28' 0.
24° 26' W.
28° 28' W.
17° 45' W.
16° 17' W.
Challenger 98
Valdivia 55
Challenger 106
108
Gauss 130
n »28
3200
3513
3383
3475
3230
3330
62
58
89
85
86(83)
91 (76)
79
0-10« 8.
4° 2'S.
5° 45' 8.
7° 28' 8.
7° 39' 8.
8° 44' 8.
9° 22' 8,
9° 44' 8.
32° 47' W.
14°26' w;
34° 2'W.
84° 12* W.
11°51' W.
9° 46' W.
8° 89' W.
Challenger 115
345
118
119
Gauss 122
n 120
* '119
3932
3676
8749
3017
8160
3690
3750
79
94
37
49
92(89)
96(94)
96(91)
78
10—20° S
10° 9'S.
35° 11' W.
Challenger 123
313«»
55
20—80° 8.
20° 13' 8.
21° 15' 8.
27° 32' 8.
27° 54' 8.
28° 16' 8.
29° 58' S.
35° 19' W.
14° 2'W.
3° 7'0.
13° 13' W.
17° lO* W.
15° 16' W.
Challenger 129
338
Gauss 109
Cbalhsnger 336
Gauss 17
„ 18
3932
3639
3230
3456
3950
3620
46
93
93
79
90(61)
85(80)
81
80—40° S.
31° 3' 8.
31° 41' 8.
33° 20' 8.
33° 39' S.
34° 15' 8.
35° 25' S.
35° 36' S.
85°41' 8.
35° 45' S.
36° 12" 8.
37° 47' 8.
12° 44' W.
11° 9'W.
15° 58' 0.
5° 11' W.
16° 59' 0.
23° 40' W.
21 °\Z W.
20° 55' W.
18° 31' W.
12° 16' W.
80*20' W.
Gauss 19
„ 20
Valdivia 90
Gauss 24
n 30
Challenger 132
333
133
334
134
381
3500
3750
3202
3980
3150
3749
3703
3475
3502
8703
8136
89(66)
92(83)
69
94 (89)
65 (64)
85
89
86
Ä5
59
78
81
40-50° 8.
42° 32' 8.
56°291 W.
Challenger 318
3731
33
33
Globigerinenschlamme. Atlantischer Ozean. 4000—5000 m
Britannia 399 4499
40-50° N.
47° 14' N.
43° 8'N.
40° 43' N.
17° 20' W.
20° 16' W.
36*22' W.
440
218
4627
46R2
64
60
Ol
62
Andre«, Geologi« de« Keoretbodent. II.
20
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30b
Die jungen Meereesedimente and ihre Bildung
Breite
T Unna
L<ange
niauon
Tiefe
in m
7»
gehalt
% Kalkgehalt
im Durch-
schnitt der
10*-Zone
• ■• . .
89° 37' N.
35° 23' W.
Britannia 75
4261
62
87°54'N.
41° 44' W.
Challenger 67
4938
54
35° 51' N.
68° 30' W.
40
4892
46
35° 35' N.
50° 27' W.
64
(4938)
35
35° 3' N.
21° 25' W.
80
4865
66
34° 28' N.
58°56'W.
60
4709
31
•
34° 11' N.
19° 52* W.
81
4892
62
34° 4'N.
14° 18* W.
„ VII. a.
4115
75
80 — 40° N.
33° 46' N.
19° 17' W.
82
4389
80
58
83° 20' N.
64°37'W.
55
4572
55
38° 3' N.
66° 32' W.
38
4755
51
nnA • |» VT
32° o4 iN.
OO 22 W.
„ 59
4oI o
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32*43 N.
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53
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6n° 6 W.
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32° 18' N.
65° 88 YV.
n 37
4840
62
31 ° 49' N.
64*5«t W.
„ 32
4115
70
31 "24 N.
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b;>* 0 >V.
31
4526
25° 46' N.
20*34' W.
Challenger 86
4206
58
23°58'N.
21° 18' W.
11 88
4206
«4
HO Xt •
Ali 0 07' W
11
1f VW
51
Ol
20—80° N.
22° 18' N.
22° 2"W.
89
4389
59
59
20*49' N.
48° 45' W.
15
4252
68
20° 39' N.
50 ° 33' W.
1(5
4453
52
20* 7' N.
52° 32' W.
4362
58
10-20» N.
1 n (Hj ii .
10° 2ö' N.
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A •* r>/ VT
2°o6 N.
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tt_ i J * • _ j e
Valdivia 45
4990
51
2° 25' N.
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0* 9 N.
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110
4100
73
0° 15' 8.
14° 25' W.
Challenger 347
4115
84
0*48' S.
17° 53' W.
Gauss 5
4070
87 (55)
1°45' 8.
30° 58' W.
Challenger III
4526
36
2° 13' 8.
16° 3' W.
Gauss 126
4080
93 (76)
0-10° S.
A * ^-v/ CT
2° 42 S.
3° 0 S.
t 1 0 11' IIP
14" 41 W.
16" 3 W.
Challenger 346
/I _ . IOC
Gauss 125
42! »!^
4170
85
79
3° 83' 8.
32° 16' W.
Challencrer 112
4023
81
3° 39' 8.
16° 44' W.
Gauss 7
4990
73 (62)
4° 25' S.
16° 4'W.
* 124
Challenger 116
4120
95 (86)
5° l'S.
83° 50' W.
4160
65
10° 14' 8.
18°24'W.
Gauss 9
4730
77 (72)
10—20° 8.
12° 11' S.
6° 12' W.
„ H7
4655
91 (89)
88
14° 12" 8.
6° 0*W.
n H6
4180
95 (93)
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Globigerinenschlamm
307
Breite
Länge
Station
Tiefe
in m
%
Kalk-
gehalt
% Kalkgehalt
im Durch-
schnitt der
10 "-Zonen
20-30° S.
25° 52' 8.
26° 2" 8.
26° 15' 8.
28° 2' 8.
28° 48' 8.
29° 35' S.
20° 5'W.
1°39' 0.
32° 50' W.
3°48'0.
10° 16' 0.
28° 9'W.
Gauss 15
„ Hl
Challenger 130
Gauss 108
» 104
Ghalienger 131
4610
4940
4298
4160
4820
4160
53(28)
91 (75 j
86
81(74)
33
56
50
30-40° S.
30*49' 8
32° 7'S.
32° 53' 8.
3ö°85' 8.
85° 59' 8.
86° 23' 8.
37° 29' S.
37° 31' 8.
1-'° 7 0
8° 29' W.
7° 45' W.
16° 9'0.
1°34' 0.
n's&'o.
27° 31' W.
17° 2*0.
n 22
„ 23
Challenger 139
137
Valdivia 115
Challenger 332
Valdivia 117
4210
4260
4252
4668
4170
4023
4953
mg f«7\
w \ l 1 J
91 (87)
89(83)
47
35
40
66
44
68
40-50 ° 8.
Globigerine
40—50° N.
42° 18' S.
46° 2* 8.
nschlamme.
48° 9' N.
42° 9' N.
41 11 IN.
14° l'O.
11° 35' 0.
Atlantisch
19*45' W.
14*38' W.
40 (JU VY.
Valdivia 120 4594 | 65
122 4788 ! 59 |
er Ozean. 5000—6000 m
Britannia 442 0006 ! 48
Gazelle 3 1 5103 37
Britannia 209 5307 48
] 62
und mehr
l ^
30—40° N.
37° 24' N.
OK • Oft' U
ÖD 5&sf «W.
44*14' W.
50 "fta W.
Challenger 66
63
5029
5020
35
34
} 84,5
>
0-10° N.
0°89' N.
0°29' N.
0°22' N.
18° 54' W.
18° 57' W.
18° 54' W.
Gauss 139
„ 135
„ 136
5000
5320
5320
83(51)
82 (89)
83 (40)
! »
1
0—10° s.
0° 10' 8.
8 •32' VV.
Valdivia 47
5695
67
(67)
10—20° 8.
10° 29' 8.
18*80' S.
6° 23' W.
6° 9'W.
Gauss 118
» 113
5250
5430
94 (88)
85 (48)
' 90
20-30° 8.
21° 39' 8.
23*35' S.
26 •49' S.
27° 0' 8.
4° 42- W.
4*11' W.
5*54' 0.
2*35' 0.
Gauss 114
„ 113
Valdivia &5
Gauss 110
5180
5170
5040
5020
88(86)
88(74)
48
89 (76)
77
30—40° 8.
80° 35' 8.
35° 11' s.
6° 10' 0.
2°43'0.
Valdivia 87
Gauss 26
5108
.V2*;o
37
86 (5)
) 36,5
40-50° S.
41° 5' 8.
14*52' 0.
Valdivia 119
5230
43(10)
(43)
Eine Anordnung dieser Durchschnittswerte in einem Koordinaten-
system mit der geographischen Breite als Abscisse und dem Kalkgehalt
als Ordinate und eine Verbindung der gefundenen Punkte durch Gerade
20*
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308
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
ergab für die vier Tiefenzonen je eine zwar mit manchen Ecken versehene.
Kurve (Fig. 101), deren Vergleich aber nunmehr die Bedeutung der einzelnen
Faktoren für den Kalkgehalt deutlicher erkennen lassen dürfte als die
von Gebbing gewählte graphische Darstellung. Alle vier Kurven zeigen
Fig. 101.
Kurven der Durchschnitte der Prozentgehalte an Ca CO, der Globigerinenschlamme des
Atlantischen Ozeans (Grundproben des „Challenger", der „Gazelle", der „Valdivia", des
„Gauss", der „Minia" (partim), sowie der „Britannia" (partim). (Die Kurven, welche
die Durchschnittszahlen von 10 zu 10° Breit« verbinden, sind mit I, diejenigen, welche
sich auf die Durchschnittszahlen von 5 zu 5* Breite beziehen, mit II bezeichnet. Die
arabischen Zahlen unter, bezw. neben den Kurven geben die Anzahl der zur Berechnung
der Durchschnitte verwendeten Proben an.)
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Globigerinenschlamm
309
bemerkenswerterweise iin großen Ganzen einen ähnlichen Verlauf: Um
den Äquator erheben sie sich (abgesehen von der zweiten, für 3000 bis
4000 m entworfenen, bei welcher das äquatoriale Maximum etwas hinter dem
der südlichen gemäßigten Zone zurückbleibt) am höchsten über die Abscisse
(30°/o Kalkgehalt), während sie einige 10 Gradzonen nördlich und südlich
vom Äquator sich mehr oder weniger stark abwärts biegen, um erst
jenseits der Wendekreise je ein weiteres, meist kleineres Maximum auf-
zuweisen, auf welches abermals ein Absteigen der Kurven folgt. Sehen
wir von einer nur durch eine einzige Kalkgehaltsbestimmung bewirkten
Unregelmäßigkeit der Kurve für die Tiefen von unterhalb 5000 m ab,
so verhält sich diese letztere noch insofern etwas abweichend von den
übrigen, als das äquatoriale Maximum hierselbst eine größere Breite
einnimmt, wodurch auch die beiden anderen, bedeutend niedrigeren
Maxima weiter nach Süden und Norden hinausgeschoben erscheinen.
Außerdem will es mir aber noch scheinen, als ob in den Tiefen von
4000 — 5000 m das äquatoriale Maximum etwas nach Süden verschoben
ist. Das Ergebnis der Untersuchung gibt daher den Bedenken, welche
Gebbeng gegen eine Überschätzung der Tiefe als Faktor ausgesprochen
hat, durchaus recht. Der Hauptfaktor für die Höhe des Kalkgehaltes
der Globigerinenschlamme ist offenbar die Verbreitung des kalkschaligen
Planktons, vor allem der Globigerinen, sowie der anderen pelagischen
Foraminiferen und dann auch der Coccolithophoriden; als zweiter Faktor
sind die Strömungsverhältnisse in Rechnung zu ziehen, zumal als
Regulierer des Absinkens der winzigen Hartgebilde der Coccolitho-
phoriden. Daß endlich drittens auch die Tiefe von Einfluß ist, läßt sich
zwar nicht leugnen; aber ihre Einwirkung tritt gegenüber derjenigen
der beiden anderen Faktoren zurück. Wenn wir die Kurve für 2000
bis 3000 m Tiefe ausnehmen, da hier chersogene Einflüsse störend ein-
zugreifen scheinen, so sehen wir in den drei anderen Kurven mit zu-
nehmender Tiefe die Durchschnittsminima mehr und mehr der Grenze
von 30°/0 Kalkgehalt sich nähern. Die Tatsache der annähernden
Symmetrie der Kurve für 5000—6000 m bei dem bis 90°/o sich er-
hebenden subäquatorialen Maximum wird uns später noch einmal zu
beschäftigen haben, wenn wir nach Abhandlung auch der kalkarmen bis
-freien Eupelagischen Sedimente dem Problem des Kalkgehaltes der
Tiefseesedimente abermals, dann von anderer Seite, näher treten.
Mineraliarhe Neubildungen der Globigerinenschlamme
Glaukonit und Phosphatkonkretionen
Von mineralischen Neubildungen treten im Globigerinenschlamm
Glaukonite ziemlich verbreitet, wenn auch nicht sehr reichlich auf, und
zwar in der Regel als Steinkernbildungen von Foraminiferen oder Ptero-
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310
Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
poden. Der „Challenger" fand alle möglichen, stufenweise fortschreitenden
Übergänge von einem dünnen, bräunlichen Belag der Innenseite der
Kalkschalen bis zu mehr oder minder dicken, grünlichen Auskleidungen
oder ganzen Füllungen, ja auch größere, eiförmige, nach Sprengung der
Schalen herangewachsene Glaukonitmassen. Vier Fundorte von glauko-
nitischen Steinkernen in Globigerinenschlammen der „Valdivia" liegen
zwischen 1000 und 2000, einer zwischen 2000 und 3000 m. In allen
diesen Fällen enthielt der in HCl unlösliche, stets bräunliche oder grau-
grüne Rückstand nicht unter 5% Mineralkörner und entsprach in seiner
Zusammensetzung dem Blauschlick. Auch für diese Fundorte, welche
westlich von Sierra Leone, unfern der Agulhas-Baok, bei Ceylon und an
der ostafrikanischen Küste liegen, ist das Zusammen vorkommen von
Orthoklas -führenden Trümmern von Urgebirgsgesteinen und Glaukonit
charakteristisch.
Im Gegensatz zum Glaukonit sind Phosphatkonkretionen im eigent-
lichen Globigerineuschlamm seltener. Dann durchdringt und erfüllt honig-
gelber Phosphatkalk die Kalkgehäuse in ähnlicher Weise wie der
Glaukonit, und es entstehen durch Zementierung Gesteinsscherben, die
in der Regel durch Eisenoxydhydrat braun gefärbt sind. Phosphorsäure
ist nach Mürray und Renard im Globigerinenschlamm bis zu l°/o, in
geringer Menge aber fast in allen Proben vorhanden.
Kalkkonkretionen
Häufiger sind Kalkkonkretionen, bei deren Verfestigung sich meist
Wurmröhren beteiligen. Über ihre Entstehung ist so gut wie nichts
bekannt. In die Höhlung der Lotröhre getrieben lassen sich solche, oft
sehr harten Massen nur mit Hammer und Meißel hieraus entfernen, wie
Peake z. B. aus dem Sudpazifischen Ozean berichtete.
Mangankonkretionen
Schließlich wäre hier noch von den Manganabscheidungen zu reden,
welche sich, wenn auch nicht gerade häufig, im Globigerinenschlamm
finden.
Manganhaltige Überzüge sind schon in den Sedimenten flacheren
Wassers an den freiliegenden Teilen von Steinen, Muscheln oder Kalk-
algenscherben häufig und oft leicht abwischbar, wie z. B. in 90 m Tiefe
bei Millport in Schottland.
Blöcke rezenter Korallen, die uns als Beispiele für stark gesenkte,
„ertrunkene^ Riffkorallen später noch einmal beschäftigen sollen, fand die
„Siboga"auf ihrerStationl77zwischenMisool undWahai nördlich vonCeram
in 1633 m Tiefe mit Maüganverbindungen Uberzogen. Dieselben haben
bis 1 diu im Durchmesser, sind sehr unregelmäßig geformt und besitzen
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Globigerinen&chlamm
311
matte, rauhe und warzige Oberfläche. Es kommen alle möglichen Über-
gänge vor zwischen noch fast unveränderten Korallen zu solchen, bei
denen auch die Kalkmasse ganz oder teilweise substituiert ist. Außer
Korallen enthalten diese Blöcke meistens noch zahlreiche, mehr oder
weniger umgewandelte Foraminiferen. Die Mangansubstanz ist immer
recht locker und porös und von brauner bis schwarzer Farbe. Nach der
Analyse, welche unten folgt, besteht die Hauptmasse aus Brauneisenerz
und Pyrolusit. Eine Bodenprobe wurde auf dieser Station nicht ge-
wonnen.
Eine ähnliche Substituierung von Kalksubstanz zeigte sich so-
dann in einem Globigerinenschlamm der Bandasee, und zwar auf
Station 221 in 2798 m Tiefe. Hier fanden sich u. a. kleine röhrenförmige
Körper, vielleicht umgewandelte Dentalien, die nach den Reaktionen aus
einem recht reinen, schwarzen Pyrolusit bestanden. Die inneren Partien
waren meist ganz fest und glatt, die äußeren dagegen uneben und von
sehr lockerer Konsistenz.
Viele kleine, 1 — 3 cm im Durchmesser habende, recht regelmäßig
abgerundete, braunschwarze Mangankonkrettonen mit fein granulierter,
sonst glatter Oberfläche fand die „Siboga" auf Station 280 bei der
Ostspitze von Timor in 1224 m Tiefe. Eine Bodenprobe wurde hier
sonst nicht zu Tage gefördert. Die recht lockere und zerbrechliche
konkretionäre Substanz bildet nur eine bis 2 mm dicke Kruste um
meistens recht scharfeckige Brocken von Schiefer oder Sandstein. Nach
der Analyse scheint alles Mangan als Pyrolusit vorhanden zu sein; die
sehr große Wassermenge ist wohl z. T. hygroskopisch. Im Folgenden
geben wir die Analysenresultate, welche Niels Bjerbum durch die
Untersuchung der soeben erwähnten Funde von „Siboga" -Station 177
und 280 gewonnen hat:
Station 177
Station 28t)
MnO . . .
21,37
22,42
Fe,0, . . .
19,71
H,0 ....
18,75
28,45
SiO* ....
5,43
CO, ... .
1,23
0,60
2,29
NiO-l-CoO
0,21
1,05
CaO ....
2,81
3,01
MgO. . . .
2,23
2,40
K,0 . . . .
2,3
1,1
2,53
4,95
6,70
Summe: 100,11
99,54
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312
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Festere, als Limonit angesprochene, aber offenbar auch Mn-haltige
Krusten zeigten die durch das Ostseewasser löcherig angelösten, karbona-
tischen Gesteine, welche C. Grewingk in geringen Tiefen anstehend im
äußersten Zipfel des Rigaschen Meerbusens (devonische Dolomite), als
Geschiebe im Finnischen Meerbusen (silurische Dolomite) und Al. Torn-
quist als Geschiebe (untersilurische Gesteine) auf dem „Scharfen
Grund" vor der Samlandküste nachwiesen. Ähnliche Krusten erwähnte
J. H. H. Pibie von Geschieben aus glazialmarinen Sedimenten der
Weddell-See, uud die gleiche Erscheinung ließen endlich auch die schon
früher angeführten, durch Peach und Hörne aus Globigerinenschlammen
der „Michael Sarsu -Expedition beschriebenen, glazial geschrammten Ge-
steine in charakteristischer Weise erkennen.
Wenn aber Winogradsky für das Süßwasser nachgewiesen hat,
daß die Eisenbakterien in der gleichen Weise, wie sie Ferrokarbonat zu
Ferrihydroxyd oxydieren, auch die entsprechenden Manganverbindungen
umsetzen, so muß es doch noch unentschieden bleiben, ob auch jene
Mauganüberzüge des Meeresbodens auf bakterielle Tätigkeit zurückgehen.
Mürray und Irvine866) dachten an rein chemische Umsetzungen von
Manganverbiudungen, die teils im gelösten Zustande mit dem Flußwasser,
teils mit chersogenem oder vulkanischem Detritus in das Meer gelangten.
Gebbing fand Manganverbindungen in sämtlichen von ihm unter-
suchten Globigerinenschlammen, wenn auch meist nur in geringen Mengen,
und meint die Richtigkeit gegenteiliger „Challengera-Analysen anzweifeln
zu sollen. Auch in den Globigerinenschlammen treten diese Substanzen,
wie in den Sedimenten flacherer Meeresteile, im allgemeinen nur als
dünne Anflüge oder Beläge auf organischen Resten (Pteropoden- und
Globigerinenschalen) oder auf Miueralteilen auf. Mürray und Renard er-
wähnen Manganabscheidungen 14 mal aus Globigerinenschlamm und 5 mal
aus dem verwandten Pteropodenschlamm, in diesem also verhältnismäßig
häufiger. In 10 von diesen 19 Fällen handelt es sieb, um Mangan-
körnchen. Deutliche Manganknollen, wie wir sie als wichtige accessorische
Bestandmassen des Roten Tones noch näher ins Auge fassen werden,
erwähnte der „Challenger"-Bericht nur ein paarmal aus dem Globigerinen-
schlamm, einmal von Nußgröße aus dem Südpazifischen Ozean in 37°
29' S., 83° 7' W. und .3246 m Tiefe. Daß aber auch größere Mangan-
konkretionen dem Globigeriueuschlamme nicht fremd sind, haben die
neueren Feststellungen von Flint an den Sedimenten des „Nerou und
von Murray und Lee an Funden von Al. Agassiz beidemal aus dem
Pazifischen Ozean, sowie Proben der „Valdivia" aus der Kapmulde gezeigt.
Doch mögen diese Vorkommnisse erst im Zusammenhange mit denen der
Roten Tone besprochen werden. Auch die eigenartigen Neubildungen
der Phillipsite, die nach den neueren Feststellungen ebenfalls nicht auf den
Roten Ton beschränkt sind, sollen gleichwohl erst dort behandelt werden.
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Pteropodenschlamm
313
(«eopraphixche Verbreitung der Globigrerinenschlammc
DerGlobigerinenschlamm besitzt, wenn wir die neuesten zur Ver-
fügung stehenden Zahlen — wie sie Murray und Lee für den Pazifischen,
Murray367) für den ludischen und Schott in seiner klassischen
„Geographie des Atlantischen Ozeans" 36H) für dieses Weltmeer angegeben
haben — als Anhaltspunkt nehmen, die größte Verbreitung von allen
modernen Meeressedimenten, indem er 128,54 Millionen qkm des Meeres-
bodens bedeckt. Sein Hauptgebiet ist der Atlantische Ozean, in weichein
er etwa 48,54 Millionen qkm einnimmt und hiermit alle anderen Ab-
lagerungen in den Schatten stellt. Im Indischen Ozean beherrscht er
37,66 Millionen qkm, während er im Pazifischen Ozean stark gegen den
Roten Ton zurücktritt, indem ihm hier nur 42,34 Millionen qkm von
dessen Kiesenfläche zufallen. Bei Betrachtung der Karten kann man
mit Krümmel in der Tat den Eindruck gewinnen, „als wenn der
Globigerinenschlamm von seinem atlantischen Hauptsitze aus eine In-
vasion in den Indischen und Südpazifischen Ozean hinein ausführe".
Die Unsicherheit, welche bei den allmählichen Übergängen zwischen
den einander benachbarten Meeressedimenten allen solchen Areal-
berechnuugen immer anhaften wird, erfährt noch eine Steigerung durch
die Tatsache der stellenweise auftretenden Übereinanderlagerung mehrerer
Grundprobenarten, wie sie die Anwendung langer Schlammröhren auf
neueren Expeditionen kennen lehrte. So fand der „ Gauss" Globigerinen-
schlamm nicht nur häufig Uber, sondern gelegentlich auch unter Rotem
Ton, was besonderer Erklärung bedarf. Die Probleme aber, die sich
hieraus für die Aufhellung der Bildungsbedingungen einerseits, für die
Stratigraphie dieser jungen Ablagerungen anderseits ergeben, sind so
wichtiger Art, daß sie später eine besondere, zusammenfassende Be-
sprechung erfordern.
II. Pteropodenschlamm
Allgemeines Ober Pteropodenschlamm
Dieses Sediment (pteropod ooze der Engländer, vase ä pteropodes
der Franzosen) stellt nach unserer Auffassung lediglich eine be-
sondere Abart des Globigerinenschlammes dar, von dem es sich im Wesent-
lichen nur durch den Reichtum an Pteropoden- und Heteropodenschalen
oder deren Fragmenten unterscheidet. Hierbei muß jedoch betont werden,
daß die Reste dieser pelagischen Mollusken zwar einen sehr auffälligen
und charakteristischen, wohl niemals aber den vorherrschenden Gemeng-
teil bilden; quantitativ überwiegen fast immer die Schalen pelagischer
Foraminiferen. Murray und Renard fanden bis 30 °/o des Sedimentes
aus den Resten jener pelagischen Mollusken zusammengesetzt, unter
denen in der Regel die kegelförmigen Spitzen der Pteropoden fragmente
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314
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
schon mit unbewaffnetem Auge gut zu erkennen sind. Es handelt sich
vorwiegend um verschiedene Arten der Ptcropodengattungen Limacina,
Clio (Creseis, Styliola) und Cavolinia (Hyalaea), sowie der Heteropoden-
gattungen Carinaria und Atlanta. Daneben sind die Schalen der pelagisch
lebenden Schnecke Janthina nicht selten und auch delikatere Schalen
pelagischer Foraminiferen, wie Candeina nitida, häufig anzutreffen.
Tiefen der PteropodenMrhlanime
Die Tiefeu, in denen vom „Cballengeru Pteropodenschlamm gefunden
wurde, liegen zwischen 713 und 2789 in, die Durchschnittstiefe der
13 Proben betrug 1909 m. Aus geringeren Tiefen stammen, infolge des
Reiseweges in verhältnismäßig geringer Entfernung vom Festlande oder
kontinentalen Inseln, die Pteropodenschlamme der „Valdivia", nämlich aus
296 (Fig. 102) bis 1694 m; die Durchschnittstiefe betrug hier 788 m. Die
Beschränkung der den Pteropodenschlamm vor dem Globigerinenschlamm
auszeichnenden Pteropoden- und Heteropodenanhäufungen auf Tiefen,
die geringer als 3000 m sind, welche Mürray-Phild?pi veranlaßte, von
dem Sediment als einer „ Seicht wasserfaziesu des Globigerinenschlammes
zu sprechen (welche Bezeichnung man aber, um Mißverständnissen vorzu-
beugen, vermeiden sollt«!), bedarf einer besonderen Erklärung; denn die
schalentragendcn Vertreter dieser pelagisch lebenden Molluskenordnungen
sind in den Tropen und Subtropen, auf welche diese Sedimentart be-
schränkt ist, überall in reicher Individuemahl in den höheren Wasser-
schichten vorhanden (während in den kälteren Meeren in der Hauptsache
nur schalenlose Vertreter vorkommen, welche, wie Clio pyramidalis, das
„Walfischaas", die Hauptnahrung vieler Cetaceen, Seevögel, Fische und
Cephalopoden bilden). Diese Erklärung kann nur so lauten, daß
die zarten Kalkschälchen beim Niedersinken durch mächtigere Wasser-
säulen aufgelöst werden. Wenn aber die „Valdivia- feststellen
konnte, daß selbst sehr benachbarte Orte trotz ähnlicher Tiefe oft große
Verschiedenheiten in der Führung von l*teropodenresten zeigen und die
Erhaltungsmöglicbkeit der Sehälchen mit der reichlicheren Zufuhr cherso-
gener Komponente zuzunehmen scheint, so läßt dieses weiterhin vermuten,
daß die Auflösung der Kalkschälchen teilweise erst auf dem Meeresboden
stattfindet. Dieser Auflösungsprozeß, welcher aus den Ablagerungen
aller Tiefen, welche größer als 3000 m sind, -nicht nur die Pteropoden-
und Heteropodenschalen, sondern auch die Reste der zarteren pelagischen
Foraminiferen ausmerzt, geht bekanntlich in noch größereu Tiefen noch
weiter, indem er schließlich auch die konsistenteren Globigerinenschalen
verschwinden läßt, wodurch dann die Bildung der kalkarmen bis -freien
Eupelagischen Sedimente bedingt wird. Die Annahme von Murray aber,
daß das frühere Versuhwinden der Pteropoden- usw. Schalen auf ihren
zarteren Schalenbau gegenüber den verhältnismäßig derberen Globigerinen-
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Pteropodenschlamm
315
schälchen zurückzuführen sei, bedarf einer Erweiterung. Schon Th. Fuchs
hatte 1877 darauf hingewiesen, daß die Pteropodeuschälchen aus Aragonit
bestünden; das hat dann Kendall 3fi9), der sich speziell mit der unteren
Tiefengrenze des Pteropodenschlamines beschäftigte, durch spezifische
Gewichtsbestimmungen und optische Untersuchungen zu erhärten gesucht,
und ich selber kann dieses Ergebnis auf Grund von Nachprüfungen mit
der schönen MEiGENschen Reaktion zur Unterscheidung von Aragonit
und Kalkspat bestätigen. Da anderseits die Globigerinenschalen sicher
aus Kalkspat bestehen, macht sich demnach die verschiedene minera-
logische Zusammensetzung der Schalen der verschiedeneu planktonischen
Kalklieferanten bis in die Eigenart und bathymetrische Verteilung der
einzelnen Sedimentarten hineiu bemerkbar. Die dem Geologen längst
geläufige leichtere Auflösung von Aragonitschalern wird hierdurch um
ein weiteres Beispiel vermehrt.
Arcessorische Komponenten und Abarten der Pteropodenschlamme
Pteropodenschlamme von küstenfernen Bänken erinnern iu ihrem
Aussehen durchaus an Globigerinenschlamm, nur sind sie infolge der
Beimengung größerer Kalkelemente durchweg grobkörniger und daher
auch zerreiblicher als jener. Die anorgauischeKomponente beider Ablage-
rungsarten ist auf benachbarten Fundstellen dieselbe. Proben aus
größerer Küstennähe stehen dagegen dem Blauschlick oder anderen
hemipelagischen Ablagerungen nahe und führen dementsprechend auch
nicht selten in größeren oder geringeren Mengen Schalreste und Frag-
mente von Organismen aus flacherem Wasser, wie Lamellibranchiaten
und Gastropoden, Serpula-Röhren, Fragmente von Korallen und Bryozoen,
Hartgebilde von Tunicaten und Alcyonaricn, als Seltenheit auch die
Schnäbel von Cephalopoden. Je nach der Lage der Fundstelle zur Küste
ist auch der Kalkgehalt sehr verschieden • der „Challenger* lotete auf
seinen küstenferneu oder in der Nachbarschaft von Koralleninseln liegen-
den Stationen kalkreichere Proben mit 52,22—98,47 %, im Durchschnitt
79,25 °/0 Kalkgehalt, die „Valdivia" dagegen meist in verhältnismäßig
geringer Entfernung vom Festlande oder kontinentalen Inseln solche
mit 31,5— G0,5 °/o, im Mittel 45,3 °/o Kalkgehalt.
Abgesehen von den schon genannten kalkschaligen Resteu finden
sich im Pteropodenschlamm auch fast immer die übrigen Gemengteile
des Globigerinenschlamme8, wie die Hartgebilde der Coccolithophoriden,
benthonische Foraminiferen, Seeigelstacheln, Ostracodenschalen, Fisch-
otolithen usw.. Demgegenüber spielen Kieselorganismen keine bedeutende
Rolle. Allgemein verbreitet sind wie im Globigerinenschlamm die
Schwammnadeln, dagegen treten Radiolarien- und noch mehr Diatomeen-
skelette zurück; agglutinierende Foraminiferen sind wie in vielen küsten-
nahen Sedimenten ziemlich häufig.
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31<; Die jungen Meecessedimente and ihre Bildung
Geographische Verbreitung der Pteropodenschlanime
Solcher Pteropodenschlamm umrahmt viele tropische Inselbäuke
und -brücken in Tiefen zwischen mehreren Hundert und ca. 3000 m.
Im Atlantischen Ozean, in welchem ja auch die reichlichste Entwicklung
des Globigerinenschlamnies stattfindet, geht er gar sowohl im Süden wie
im Norden erheblich über die Wendekreise hinaus. Insbesondere findet
er sich hier um die Azoren und die Bermudas, am Außenrande der An-
tillen, an verschiedenen Stellen im Gebiete der Kanarischen Inseln, auch
östlich der Kapverden, in verhältnismäßig großer Ausdehnung auf dem
südatlantischen Mittelrücken zwischen Ascension und Tristan da Cunha,
Fig. 102.
Pteropodenschlamm aus der Nachbarschaft von Grofi-Nicobar im nördlichen Indischen
Ozean aus 296 m Tiefe. Die Probe enthält Pteropoden-, Muschel- und Schneckenschalen,
benthonische und pelagische Foraminiferen, sowie Echinodennen - Fäzes. „Valdivia"-
Station 208. Vergrößerung 18. Aus Murray und PHILIPPI, Die Grundproben der
Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel V (XX), Fig. 1.
sowie auf dem Walfisch- und dem Rio Grande-Rücken. Im Indischen
Ozean kennt man Pteropodenschlamm im Übergang vom Globigerinen-
schlamm zu hemipelagischen Bildungen an verschiedenen Stellen vor der
afrikanischen Küste von Mozambique im Süden bis hinauf zur Insel
Sokotra, ferner westlich von Kap Comorin am Südzipfel Vorder-Indiens,
endlich bei den Nikobaren und den Mentawi-Inseln. Kleinere Vorkomm-
nisse verzeichnen Murray und PHrLEPPi auf ihrer Karte auch südwestlich
und südlich von Timor. Im Pazifischen Ozean ist Pteropodenschlamm
um die Fidschi-Inseln, in größerer Ausdehnung östlich vom großen
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Pteropodenschlamm
317
australischen Wallriff und von da gegen Südosten an zahlreichen Punkten
bis zur Norfolk-Insel, ferner um die Kermadek- und Hawaii-Inseln,
namentlich aber auch im Gebiete der Paumotus gefunden worden. Auch
gewisse pteropodenreiche Abarten der Kalkschlicke des Amerikanischen
und Europäischen Mittelmeeres, sowie des Roten Meeres sind von Muhray
einmal zum Pteropodenschlamm gerechnet worden. Aber selbst, wenn
wir diese von uns bereits beim hemipelagischen Kalkschlick abgehandelten
Sedimente hinzunehmen wollten, werden vom Pteropodenschlamm im
Ganzeu genommen doch nur untergeordnete Flächen des Meeresbodens
— zusammen nicht einmal 1 Million qkm — eingenommen.
Anhang: Pteropoden- and Ulobifrerinen-reirhc Kalkachlirke
in Lagunen Ton Korallenriffen
Zum Schlüsse sei noch darauf hingewiesen, daß sich nach Stanley
Gardiner (1903) 37°) pteropoden- und globigeriuenreiche Kalkschlicke,
deren bathymetrische Stellung — falls man sie fossil finden würde —
Schwierigkeiten bereiten könnte, auch in den großen und tiefen Lagunen
der Malediven finden. Hier herrscht bis zu 62 m Tiefe sandiges Material
vor, wie es überall tropische Korallenriffe zu umsäumen pflegt, geht
aber — eine Folge des Aufhörens stärkerer Wasserbewegung — unter-
halb dieser Grenze ziemlich unvermittelt in feineren Schlick über, der
dann bis zu den größten Tiefen von bis zu 88 m anhält. Dieser aus
fast reinem kohlensauren Kalk bestehende Schlick ist grünlichgrau,
äußerst feinkörnig und fühlt sich fettig an; bisweilen zeigt er HsS-Geruch.
Litorale, benthonische Organismen kommen nur untergeordnet vor, es
überwiegen vielmehr 7 Arten von Globigerinen, Orbulina universa,
Sphaeroidina, Pullenia, 3 Arten Pulvinulina, Cymbalopora, sowie von
pelagischen Mollusken die Heteropoden Atlanta, Carinaria. Oxyrurus,
Pterotrachea, und die Pteropoden Clio subulata und australis, Limadna
und Cavolinia. Immerhin könnte eine Verwechslung solcher Sedimente
mit echten eupelagischen Pteropodenschlammeu doch nur bei sehr ober-
flächlicher Betrachtung stattfinden; jede einigermaßen genauere Zer-
legung in die einzelnen Komponenten dürfte die bestehenden Unterschiede
aufdecken, und schon die grünlichgraue Farbe, der gelegentliche H*S-
Geruch, wie schließlich auch die fazielle Verknüpfung mit Riffkalken
zeigen, daß nur Ähnlichkeit, nicht Identität mit jenen Bildungen der
Tiefsee besteht. Im übrigen ist die Entstehung dieser an Plankton-
schalen reichen Lagunensedimente leicht verständlich. Die aufgezählten
Planktonten halten sich, da sie fast durchweg „nyktipelagisch" sind,
am Tage in 100 — 400 m Wassertiefe auf, um erst des Nachts an
die Oberfläche emporzusteigen. Ersteres bedingt, daß sie Flach-
meeren, wie der Nordsee oder der nördlichen Adria in größeren
Mengen fremd sind; in die Lagunen der Koralleninseln aber, welche
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318
Die jungen Meerewedimente aud ihre Bildung
steil aus der Tiefsee aufsteigen und ringsum von dem Lebens-
bezirk dieser Tiere umgeben sind, werden sie des Nachts durch die Flut
hineingetrieben, um hier dann massenhaft zugrunde zu gehen. Gardiner
fand Anfang November bei der Malediveninsel Goifurfehendu eines
Morgens das Wasser der Lagune dermaßen von Pteropoden der Gattung
Clio erfüllt, daß dasselbe ganz dick erschien. Am Tage aber fördern
die Schleppzüge wohl die lebenden Tiere vom Lagunenboden, auf den
sie sich zurückgezogen haben, an die Oberfläche. Die erzwungene Be-
schränkung des Lebensbezirks nach der Tiefe zu bedingt also offenbar
ihr massenhaftes Absterben, und die Lagunen bilden gleichsam große
natürliche Planktonfallen.
B. Die kalkarmen und kalkfreien Eupelagischen Ablagerungen
I. Roter Tiefseeton
Einleitendes
Von den küstenfernen Ablagerungen der größten, abyssischen Tiefen
ist der Rote Tiefseeton (red clay der Engländer, argile rouge der
Franzosen) die am weitesten verbreitete und wohl auch bezeich-
nendste. Aber wie sie die größten Tiefen am weitesten entfernt
von unseren Küsten, mit ihrem Hauptgebiete im Pazifischen Ozean, er-
füllt, birgt sie auch noch die größten Geheimnisse irdischer Sediment-
bildung. Als der „Challenger" zum ersten Male auf seinem Wege zwischen
Teneriffa und Westindien im Jahre 1873 alle Tiefen von mehr als 4800 m
mit einem eigenartigen Ton bedeckt sah, glaubte man hierin feinste
kontinentale Zersetzungsprodukte sehen zu müssen, die lange im Meer-
wasser suspendiert blieben und von Strömungen bis in die zentralen
Teile der Weltmeere transportiert wurden. Wyville Thomson selbst,
der Leiter der Expedition, hat eine Zeitlang die Ansicht vertreten, daß
der Rote Ton einen organogenen Ursprung habe, und in ihm den unlös-
lichen Rückstand, gewissermaßen die Asche der kalkigen Hartgebilde
des Globigerinenschlammes bei ihrer Auflösung durch das Meerwasser
vermutet. Nachdem er sich jedoch überzeugt hatte, daß die Kalkschalen
des Globigerinenschlammes Tonerdesilikate nicht enthalten, neigte er
sich mehr der schon 1877 von J. Murray vertretenen und jetzt zur
herrschenden gewordenen Ansicht zu, nach welcher der Rote Ton als
Zersetzungsprodukt von tonerdehaltigen Silikaten und Gesteinen anzu-
sehen ist, die durch subaörische und submarine Vulkanausbrüche über
den Meeresboden ausgebreitet wurden und dort unverdünnt in Erschei-
nung treten, wo sie durch die Reste kalkschaligen Planktons nicht mehr
maskiert werden. In zweiter Linie kommt aber auch die in einer Art
kolloidalen Zustandes verbreitete, feinste tonige Materie chersogener
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Roter Tiefseeton
319
Herkunft in Betracht. Die Zersetzung dieser tonerdehaltigen Mutter-
substanzen erfolgte auf dem Meeresboden in situ, der Rote Ton stellt
also gewissermaßen submarines Eluvium (vergleichbar dem subaerischen
„residual clayu der nordamerikanischen Autoren) dar.
Die Farbe der Roten Tlofseetone
Der Rote Tiefseeton trägt, wie Krümmel treffend bemerkt hat,
seinen Namen in jeder Hinsicht zu Recht. Erstens ist seine Farbe rot
in den verschiedensten Abstufungen. Im Nordatlantischen Ozean wenig-
stens neigt sie wegen reichlicheren Gehalts an Eisenoxyd mehr zum
Ziegelrot; die Roten Tone des Brasilianischen Beckens, des Indischen
und des Südpazifischen Ozeans dagegen sind mehr schokoladenbraun,
weil hier die Beimengung von feinen Braunsteinkörnchen eine große
ist; die Sedimente der Kapmulde und eine vom „Gauss* in der Romanche-
Tiefe gelotete Probe zeichnen sich, wahrscheinlich im Zusammenhange
mit dem reicheren Gehalt au Mineralfragmenten, durch hellere färben
aus, die zwischen Graubraun und Gelbbraun liegen. In Landnähe endlich
kann durch eingeschwemmtes, frischeres Mineral material die Farbe mehr
bläulich als rot werden, wie das dort der Fall ist, wo der Rote Ton
ohne Vermittlung des Globigerinenschlamms in den Blauschlick übergeht.
Das gilt z. B. für große Strecken der äußeren Begrenzung der nord-
pazifischen Tiefsee vor den amerikanischen Kontinental- und den ost-
asiatischen Inselküsten, aber auch für die Gegend südlich von den Neu-
fundlandbänken.
Die Tiefen der Roten Tiefseetone
Zum zweiten aber ist der Rote Tiefseeton ein echtes Erzeugnis der
wahren Tiefsee. Das mag folgende Zusammenstellung zeigen:
Rote Tone
Anzahl
AU8
Geringste
Tiefe
Größte
Tiefe
Mittlere
Tiefe
m
-ÜB.-. . ■ 1 1 —
der „Tuscarora"
97
nordpazifischem
. Ozean
5230
de« „Albatross"
1899/19O0
26
tropisch-pazifischem
Ozean
4142
4777
des „Albatross"
1904/05
16
tropisch-pazifischem
Ozean
8575
5706
4396
des „ChaUenger"
70
allen 3 Ozeanen
4069
7224
4993
der „Valdivia«
7
atlantischem und
indischem Ozean
4709
5911
5288
des „Gauss"
11
*
atlantischem und
indischem Ozean
4930
7230
5368
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320 Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
Die Tonnatur des Sedimentes and sein Reichtum an accessorischen Gemengteilen
Zum dritten endlich ist unser Sediment ein richtiger Ton. Zwar
pflegt die zuoberst liegende Schicht ein beweglicher, wässeriger, oft heller
gefärbter Schlamm zu sein; darunter aber liegt, vom „Gauss- einmal
mit der Lotröhre bis zu 80 cm Tiefe durchsunken, ein sehr steifer,
kompakter Tou. Im frischen, feuchten Zustande sehr plastisch und
knetbar, wird die zähe Masse getrocknet sehr hart, läßt sich mit dem
Finger nicht mehr zerteilen und leistet selbst dem Messer Widerstand,
sodaß mau sie mit dem Hammer zerschlagen muß. Beim Anhauchen
gibt das Sediment den charakteristischen Tongeruch von sich; nach dem
Reiben mit dem Fingernagel wird es glänzend. Durch Brennen wird
der Tiefseeton grellrot, aber es bedarf großer Hitzegrade, um alles Wasser
auszutreiben. Oft ist der Rote Ton in den einzelnen Lagen etwas ab-
weichend gefärbt und dementsprechend auch chemisch verschieden zu-
sammengesetzt, was uns später in einem besonderen Abschnitt noch
interessieren wird. In anderen Fällen zeigt er sich gefleckt, dort nämlich,
wo sich Brocken von vulkanischem Glas, Bimsstein oder Lava darin
zersetzt haben oder wo sich Manganknötchen dichter zusammendrängen.
Meistens aber ist das von der Lotröhre heraufgebrachte Material eine
homogene Masse, die sich, zwischen den Fingerspitzen zerrieben, ganz
fein und seifig anfühlt, aber auch härtere Teilchen wahrnehmen läßt,
die sich unter dem Mikroskop als Mineralkörner erweisen. Dredsche-
proben aber zeigen, daß der Rote Tiefseeton in seiner Gesamtraasse doch
ein gemischtes Sediment darstellt, welches, wie in einer Paste, eine
Menge harter Fremdkörper birgt: Haifischzähne, Gehörknochen von
Delphinen und Walfischen, große und kleine Brocken von Bimsstein und
anderen vulkanischen Auswürflingen, alle mehr oder weniger (zersetzt
und) stark eingehüllt in Krusten von Mangansuperoxyden, die für sich
sogar ganze Manganknollen von Kartoffel- bis Faustgröße bilden. Dieser
Reichtum an accessorischen Gemengteilen nicht nur der genannten
organischen Reste, sondern auch der vulkanischen Komponenten und der
diagenetischen Neubildungen wird sich in späteren Abschnitten als die
Folge einer allmählichen Anreicherung während sehr langer Bildungs-
zeit erweisen.
Der Kalkgehalt eines Teiles der Roten Tiefseetone
Von kohlensaurem Kalk war in den 70 „Challenger" -Proben in 13
Fällen gar nichts, in 21 Fällen nur eine Spur nachzuweisen. Von den
7 „Valdiviatt-Proben waren 4, von den 11 „Gauss"-Proben 3 gänzlich
kalkfrei. Selten sind mehr als einige Prozent vorhanden; wo das doch
der Fall ist, führen die Tone zumeist Kontinentalmineralien und stellen
Übergänge zum Globigerinenschlamm dar. Wenn auch als eigentliche
Grenze gegen die kalkreicheren Eupelagischen Ablagerungen 30 %
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Roter Tiefseeton
3*1
angenommen werden, so enthalten die ganz typischen Roten Tone doch
niemals mehr als 20 % CaCOa. Im übrigen gibt folgende Tabelle über
den Kalkgehalt weiteren Aufschluß:
Kalkgehalte der
Roten Tiefseetone
Minimum
7. .
Maximum
%
Mittel
7o
de» „Cliallenger" . .
der „Valdivia" . . .
des „Gauss" ....
0
0
0
28,88
4
27,«
ß,7
1,8
9,8
Das abweichende Verhalten der „Valdivia" -Proben rührt daher,
daß die meisten Roten Tone dieser Expedition aas dem Indischen Ozean
stammen, in welchem schon in relativ geringer Tiefe völlige Kalkfreiheit
eintritt, worauf später zurückzukommen sein wird.
Der Kalkgehalt der Roten Tone ist in der Hauptsache auf pelagische
Foraminiferen, weniger auf benthonische zurückzuführen. Ziemlich ver-
breitet scheinen auch winzige Fischzähnchen zu sein, seltener Echino-
dermenfragmente und Ostracodenschaleu. Am seltensten sind Coccolithen
oder gar Cephalopodenkiefer, Ptero- und Heteropodenreste usw.. Alle
diese Kalkschalen sind häufig zerbrochen.
Die Kiesolorganismen der Roten Tiefseetono
Besser erhalten sind in der Regel die Reste kieselschaliger Orga-
nismen. Wo solche, insbesondere Radiolarienschälchen, sich über größere
Flächen der tropischen Meere hinweg anhäufen, geht der Rote Ton in
die Fazies des Radiolarienschlammes über, dessen Hauptverbreitungs-
gebiete im Indischen und Pazifischen Ozean liegen. Neben den Radio-
larienresten sind in den Roten Tonen Spongiennadeln sehr verbreitet
und fehlen wohl selten ganz; indessen schwankt an den einzelnen Fund-
stellen ihre Häufigkeit sehr zwischen starker Anhäufung und nur ver-
einzeltem Auftreten. Die Kieselspongien scheinen demnach an enger
begrenzte Bezirke des roten Tonbodens geknüpft zu sein. In den 70
Roten Tonen des „Challenger" fanden sich Radiolarien 61 mal, Spongien-
nadeln 49 mal, Diatomeen 32 mal; außerdem erwähnt der „Challenger"-
Bericht noch agglutinierende Foraminiferen der Familien der Astrorhizidae,
Litnolidae und Textularidae 49 mal. Wenn man aber bedenkt, daß auch
der Rote Ton das Wohngebiet einer charakteristischen Fauna darstellt,
die zwar nicht so volkreich ist, wie die anderer pelagischer Sedimente,
aber in der Dredsche immerhin reichlich erhalten wird, so muß es doch
auffallen, wie verhältnismäßig wenig nur von den harten Gerüsten
dieser Formen im Sediment selbst erhalten bleibt.
Anurte, Geologie de« Meercauodeni. II . 2 j
322
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Die mincrogene Komponente der Roten Tiefseetone und ihre hauptsächliche
Herkunft Ton jungvulkanischen Eruptionen
Behandelt man, falls kohlensaurer Kalk nicht von vornherein ganz
fehlt, Roten Tiefseeton mit verdünnter Salzsäure, so bleibt ein unlöslicher
Rückstand, welcher außer aus den Resten der zuletzt genannten kiesel-
schaligen, bezw. agglutinierenden Organismen noch aus Mineralkörnern
und feinsten Abschlämmmassen 'besteht, welch' letztere ihrerseits aus den
allerfeinsten Bruchstücken von Kieselschälchen und Mineralkörnern, sowie
von Tonsubstanz sich zusammensetzen. Während der ganze Rückstand
bei den 70 Roten Tonen des „Challenger" sich im Durchschnitt auf
93,30% belief, machten kieselige Organismen im Durchschnitt 2,39,
Mineralkörner über 0,01 mm Durchmesser 5,56 und feinstes Schlämm-
produkt 85,35 °/o des Sedimentes aus. -
Die Mineralkörner sind sehr verschiedenen Ursprunges. Die Haupt-
masse ist, wie schon das gröbere Dredschematerial zeigt, vulkanischer Her-
kunft; namentlich überwiegen Bimssteine in feinsten Splittern bis zu
Dimensionen von Kopfgröße, frisch und in allen Stadien der Verwitterung.
Daneben treten Körnchen von Sanidin, Plagioklas, Hornblende, Magnetit,
basischen vulkanischen Gläsern und deren Umbildungsprodukt Palagonit,
auch Brocken von Basaltgläsern und -Laven, sowie Augitandesiten usw. auf.
Wo solche vulkanische Komponenten vorhanden sind, stellen sich besonders
gern und reichlich die sekundär gebildeten Körnchen von Braunstein und
Eisenoxyd ein, und bilden sich vor allem um die Bimssteinbrocken die Mangan-
knollen. In fast allen Proben sind sodann kleine, schwarze Magneteisen-
kügelchen vertreten. Der nordatlantische Rote Ton enthält auch abgerollte
Quarzkörnchen, welche als „Passat staub" aus der afrikanischen Wüste über
40° W. L. hinaus entführt worden sein dürften. Ähnliche Quarzkörnchen
fand Gümbel in Sedimenten aus der Nähe der Fidschi-Inseln und in
solchen des ludischen Ozeans; auch fehlen sie dem Roten Ton um Au-
stralien nicht. Besonders auffallende Mengen „ kontinentaler" Mineralien
(d. h. Quarz, Tiefengesteinsfeldspäte, gemeine Hornblende usw.) fand aber
der „Gauss" mehrfach im Südatlantischen Ozean, wo die Menge der
wägbaren Mineralköruer an einzelnen Stationen bis auf 35,6 °/o stieg.
Solchen ,,Tiefsees.indenu wird später eine besondere Besprechung ge-
widmet werden. Sehen wir von diesen immerhin Ausnahmen bildenden
Fällen ab, so war J. Murray bezüglich der jungvulkanischen Mineral-
körner der Meinung, daß dieselben vorwiegend äolisch verfrachtete, vul-
kanische Staub- und Aschenmassen darstellten, während sein Arbeits-
genosse Renard mehr an submarine Eruptionen dachte. Es ist aber
bis heute noch nicht möglich, mehr als Vermutungen darüber anzustellen,
in welchem Verhältnis sich subaerisch und submarin geförderte vulkanische
Substanzen an der Bildung des Sedimentes beteiligen. Die Verbreitung
allem Anschein nach vulkanischer, submariner Kuppen auch im Bereiche
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Roter Tiefseeton 323
des Roten Tones zeigt, daß submarine Vulkanausbrüche gar nicht so
selten vorkommen; aber es müßte allerdings bei dem großen, auf dem
Tiefseeboden lastenden Wasserdrucke schon eine äußerst heftige Gas-
entbindung stattfinden, falls die Eruption überhaupt weithin sichtbar
sein und von in der Nähe befindlichen Schiffen gemeldet werden sollte.
Und wenn Rudolph in seiner Liste von Seebeben eine Anzahl hierher
gehöriger Wahrnehmungen aus neuerer Zeit in landfernen Gebieten zu-
sammengestellt hat, so ist doch im allgemeinen zu sagen, daß wir nur über
einen winzigen Bruchteil der wirklich stattfindenden submarinen Eruptionen
unserer Zeit unterrichtet werden. Submarine Eruptionen in» Bismarck-
Fig. 103.
In „Abrollung" begriffener Bimsstein (von hypersthenandesitischer Zusammensetzung) vom
Ausbruch des Krakatau, von H. Grabowski im Juli 18H4 bei der Insel Bawean nördlich
von Java ans den Gewässern des AuÄtralasiatisrhen Mittelmeeres aufgefischt. Nat. Größe. •
(Original in der Allgemein-geologischen Sammlung des Geologisrh-palnontologischen In-
stitutes und der Bernsteinsammlung der Albertus- Universität zu Königsberg i. Pr..)
archipel und bei den Salomo-Inseln förderten im Frühjahr 1878 mehr-
fach so ungeheure Mengen von Bimsstein zutage, daß diese, gegen 2400 km
nach Osten vertrieben, noch bei den Elliceinseln große Flächen bedeckten.
Anderseits sind aber auch unzweifelhaft von ozeanischen Inselvulkanen
vielfach ganz gewaltige Massen von vulkanischer Asche in die Atmosphäre
geschleudert und von Bimssteinen den Meeresströmungen überliefert
worden. So mag auf die Ausbrüche des Coseguina 1835, des Krakatau
1883, der Soufriere auf St. Vincent und des Mout Pele auf Martinique
im Jahre 1902 verwiesen sein. Bimssteinfelder von der ersten Krakatau-
Eruption im Mai 1883 wurden von der Sunda- Straße aus über 1500 km
weit nach Westen (bis 6° S., 89° 0.) vertrieben, die der zweiten, größeren
Eruption noch erheblich weiter; und die Besatzungen von Schiffen, die
in diese schwimmenden Bimssteinmassen hineingerieten, waren mehrfach
21*
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324 D'e jungen Meeressedimente und ihre Bildung
der Gefahr des Verhungerns ausgesetzt. Wind und Strömungen haben
erst nach und nach diese Felder auseinandergetrieben, und was nicht
an die Küsten angespült wurde, muß dem Boden des Ozeans zugute
gekommen sein. Bimssteine, die das Meer heut« z. B. an den ost-
afrikanischen Küsten auswirft, hat man noch auf jenen berühmten Aus-
bruch zurückführen wollen! Durch das Spiel der Wellen und des Windes
werden die treibenden Bimssteinstücke gegeneinander gerieben, bis sie
immer kleiner uud rund wie Flußgerölle werden (Fig. 103); das entstehende
feine Detritusmaterial sinkt auf den Meeresboden, ist aber an seiner glasigen
und porösen Beschaffenheit und den optisch erkennbaren Spannungs-
erscheiuuugen immer leicht als Bimssteindetritus zu bestimmen. Die
kleiner und kleiner werdenden Bimssteine saugeu sich langsam voll
Wasser, brauchen aber teilweise offenbar so lange Zeit, bis sie den
Meeresboden erreichen (Fig. 104), daß sie bereits oberflächlich zersetzt dort
Fig. 104.
Durch gegenseitige Abnutzung während des Schwiiuniens in Bimssteinfeldern abgerollter
liparitischer Bimsstein vom Boden des Nordpazifischen Ozeans aus 37411 m Tiefe.
*/,, nat. Größe. Aus Globigerinenschlamm der „Challenger'i -Station 24f». Nach
Ml KRAY und RknaRD, Deep sea deposits, Tafel I, Fig. L
•
ankommen; denn ein basischer Bimsstein, den Kapitän Turpey an der
Oberfläche des Südpazifischen Ozeans gesammelt hatte, brauchte 1 Jahr
und 8 Monate, um auf den Boden des Versuchsgefäßes zu sinken, wie
Murray und Rexard berichten. Eine ähnliche Größenordnung für die
Sinkzeiten von Bimssteinen ergaben auch die schon einmal erwähnten,
späteren Versuche von J. Thoulet.
Der Aschenfall der groben Explosion des Krakatau vom 26. August
1883 erstreckte sich nach Süden bis zur Cocos-Insel, nach Norden bis Sin-
gapore. Der bei den Eruptionen dieses Vulkaues in die höchsten At-
mosphärenschichten hinaufbeförderte, allerfeinste Aschenstaub umkreist« die
Erde zuerst über der ganzen Tropenzone, wurde später aber auch auf beiden
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Kuter Tiefseeton
325
Hemisphären polwärts vertrieben, wie aus den abnormen, auch an die Aus-
brüche der genannten Antillenvulkane im Jahre 1902 anschließenden Däm-
merungsecscheinungen zu schließen war. Nach Murray und Renard
sind bei dem Krakatau- Ausbruch die leichten Splitter saurer vulkanischer
Glaser für die «äußere Zone des Aschenfalles bezeichnend gewesen, wie sie
gerade auch im Roten Ton besonders häufig auftreten. Der Aschenfall
der Soufriere 1902 betraf ein Gebiet von elliptischer Gestalt und über
3000 km Längserstreckung; einerseits wurde noch auf Jamaika, ca.
1800 km westlich von St. Vincent, vulkanische Asche von diesem Auf-
bruch beobachtet, anderseits konstatierte das Schiff „Jupiter", das sich
damals ca. 1300 km östlich des Vulkanes befand, das Fallen vulkanischen
Staubes. Nach Norden aber reichte die betroffene Fläche nicht über
Santa Lucia, nach Süden nicht über Trinidad hinaus; die langgestreckte
Gestalt des Aschenfalls, der zum größten Teile dem Meeresboden zugute
kam, ist auf Wirkung der Passate und Antipassate zu setzen. Von der
Eruption des Vesuvs am 8. — 10. April 1906 wurden die feinsten Aschen
nicht nur nach Dalmatien, sondern auch nach Paris und bis an die
Ostsee nach Kiel und Neustadt in Holstein, also mindestens 1500 km
weit, durch die Atmosphäre vertrieben. R. Brauns, der solche Asche
von Neustadt untersuchte, fand sie wesentlich aus Splittern von Feld-
spat, braunem Glase, Leuzit, Olivin und Augit von 0,05—0,005 mm und
weniger zusammengesetzt; hierbei überwiegen gegenüber den in der
Nähe des Vulkanes gefundenen Aschen bezeichnenderweise die farblosen
Gemengteile (eine Erscheinung, die auch für die Asche des Vulkans
Santa Maria in Guatemala festgestellt ist), während der Augit mehr
zurücktritt. Diese auf Auslese nach dem spezifischen Gewichte während
des Lufttransportes zurückzuführende Erscheinung erklärt auch die mehr-
fach angeführte Tatsache, daß die am Ende einer Eruption fallende
Asche heller ist als die zuerst gefallene. Alles dieses zeigt uns, in
welch' großer Menge jungvulkanisches Material auf den Boden der Tiefsee
hinabgelangt und zum Aufbau der sich dort bildenden Sedimente mit
zur Verfügung steht, ohne allzusehr von chersogener Komponente mas-
kiert zu werden.
Chemische ZusamrocBsetrou^ der Boten Tiefseetone
Die chemischen Analysen von Rotem Ton, die von den verschiedenen
Autoren angeführt werden, zeigen verständlicherweise große Verschieden-
heiten, je nachdem die Proben im einfach getrockneten oder im ent-
salzten oder gar im entkalkten Zustande untersucht wurden, und ob die
begleitenden Accessorien, wie Mangankörner usw., vorher ausgesucht
oder mit analysiert wurden. Schon J. B. Harrison und A. J. Jüxes-
Browne371) haben, wie es scheint, im Einverständnis mit J. Mürray,
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32«
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
gewichtige Bedenken gegen die Analysen Braziers an den Roten Tonen
des „Challengeru ausgesprochen. Brazier, dem allem Anschein nach
nicht entsalzte Proben vorlagen, versäumte es. die im Ton enthaltenen
Meerwassersalze und die Alkalieu gesondert zu bestimmen, die vielmehr
offenbar im Kieselsäuregehalt mit verrechnet worden sind. Dagegen
lagen anderen Analytikern entsalzte „Challenger"-Tone vor, sodaß schon
die Analysen des „Challenger" -Berichtes nicht ohne weiteres miteinander
vergleichbar sind. Caspari 372) wiederum, dem wir die neuesten Analysen
verdanken, analysierte die entkalkten Proben unter Außerachtlassung
der Accessorien, wie Manganknollen, Otolithen, Haifischzähne, Bims-
steine, Palagonit usw., bestimmte die Alkalien besonders und legte
überhaupt vor allem Gewicht auf die Feststellung der Konstitution der
tonigen Matrix des Sedimentes. Dieselbe besteht nach seiner Ansicht
aus zwei Hauptbestandteilen, aus amorphen, wasserhaltigen Silikaten
tonigen Charakters und aus fein verteilten, wasserfreien Silikaten, welche
teils glasig, teils kristallin sind und als die Muttersubstanzen der ersteren
zu gelten haben. Die amorphen, wasserhaltigen Silikate besitzen, wie
auch schon Gebbing ein Jahr vor Caspari feststellen konnte, keine
feste chemische Zusammensetzung, insbesondere ist viel mehr Kieselsäure
vorhanden, als der Kaolinformel, A1203 • 2 SiO* • 2 H80, entspricht; und
zwar schwankt nach Gebbing das Verhältnis SiOj : AU 05 zwischen 2,1
und 4,8, während es im Kaolin 1,2 (entsprechend dem Gehalt von
46,4 °/o Si02 und 39,7 °/0 Al203) beträgt. Chemische und Färbe-
methoden erlaubten Caspari die Feststellung der Kolloidnatur der
amorphen „Tonsubstanz", und diese ist wohl als Ursache der von Gebbing
und Caspari wahrscheinlich gemachten Adsorption von Ca, Mg und
Alkalien anzusehen, deren Nichtberücksichtigung bei den älteren Analysen
unvermeidlich zu Fehlern führen mußte, insbesondere kanu es jetzt als
unrichtig bezeichnet werden, wenn Brazier das Mg als MgCOs berechnete,
wodurch weiterhin ein bezüglich der Dolomitbildung ausgesprochener
Gedanke A. G. Högboms (1894) sich als nicht der Wahrscheinlichkeit
entsprechend erweist.
Als Beispiel für die Zusammensetzung eines Roten Tones
von ungefähr mittlerer Zusammensetzung mag eiue neuere Analyse
von Gebbing mitgeteilt werden, der einen Teil der bei den früheren
Analytikern zu rügenden Fehler vermieden hat. Gebbing bestimmte
zwar den NaCl-Gehalt, konnte aber wegen Substanzmangel die Alkalien
nicht mehr quantitativ erfassen und auch auf Phosphat nur qualitativ
prüfen. Die Analyse bezieht sich auf einen Roten Ton von der „Gausstt-
Station 96 in der Mauritius-Mulde iu 25° 8' S., 56° 7' 0. aus 4930 m Tiefe.
Sie wurde im nicht entsalzten Zustande ausgeführt.
Hygroskopisches Wasser 10,8.
Gesamtglühverlust (nach Trocknen bei 125°) 9,7.
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Roter Tiefseeton 327
NaCl 8,0
CaO 3,9
MgO 4,5
MnO 0,5
Fe*08 11,7
A1»08 18,2
SiO, . 50,1
CO, 0,1
SO« 0,8
Phosphat-Reaktioo schwach
NH, 0,006
Nitrate und Nitrite angegeben als NH* 0,04
Glühverlust 2,7
100,5
Die Anreicherung seltenerer Elemente in den Roten Tiefteetonen
Besonders um die Verbreitung der selteneren Elemente in Tiefsee-
sedimenten festznstellen, hat F. W. Clarke373) durch G. Steiger eine
A
B
7.
•/.
8iOt
54,48
57,09
TiO,
0,98
1,27
A1.0,
15,94
17,24
Cr.O.
0,012
0,05
Fe.0.
8,66
5,07
FeO
0,84
2,80
NiO-fCoO ....
0,039
MnO,
1,21
0,12
MgO
3,81
2,17
CaO .......
1,96
2,04
SrO
0,056
0,08
BaO .......
0,20
0,06
Na,0
2,05
1,05
2,85
2,25
v.o,
0,085
0,03
0,001
Spuren
P,0
0,30
0,21
0,13
CuO
0,024
0,02
0,008
Zn 0
0,005
1,69
H,0
7,04
7,18
100,00
100,00
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V28
Die jungen Heeressedimente und ihre Bildung
Analyse von „Durchschnittston" ausfuhren lassen, den er aus 51 von
J. Mübray erhaltenen Proben aus den verschiedensten Teilen der Ozeane
gemischt hatte. Die hierdurch erhaltene, reichliche Substanzmenge er-
laubte die Bestimmung von tausendstel Prozent. Das hygroskopische
Wasser, die löslichen »Salze, einschließlich einer geringen Menge von
Gips, und der kohlensaure Kalk wurden eliminiert. Die übrigen Zahlen, auf
100,00 umgerechnet, sind in der Tabelle (S. 327 unten) unter A aufgeführt.
Unter B finden sich zum Vergleiche, ebenfalls nach F.W. Ularke374),
die durch eine andere Analyse von G. Steiger bei der Untersuchung
einer Mischung von 52 „terrigenenu Sedimenten (48 Blauschlicken und
4 Grünschlicken) unter den gleichen Bedingungen gefundenen Zahlen.
Die Zahlen zeigen, daß im allgemeinen keine großen Unterschiede
vorhanden sind. Die Roten Tone enthalten etwas weniger Si und AI,
dafür aber mehr Fe, und zwar vor allem in der Oxydform. Dagegen
sind in den Blauschlicken mehr als 2% Fe O vorhanden. Das entspricht
ebenso früher auseinandergesetzten Gesetzmäßigkeiten, wie die Beteiligung
von S und C in den letzteren. Mo08, welches im Roten Ton in Spuren
angetroffen wurde, wurde in den Blauschlicken nicht entdeckt. Dagegen
wurde in letzteren nach Ni, Co, Pb, Zn und As überhaupt nicht ge-
sucht! Diesem offenbaren Mangel ist in einer neueren, gemeinsamen
Publikation von F. W. Clarke und G. Steiger Kh) abgeholfen worden.
Es ergibt sich hiernach ein Gehalt an:
NiO
PbO
CuO
ZdO
0,0320
0,0010
0,0073
0,0200
0,0052
I
In der gleichen Arbeit werden auch für einige andere Stoffe neue
Werte angegeben, die aber von den früher mitgeteilten Zahlen nur
unwesentlich abweichen:
B*0
SrO
A
0,17
0,0-40
0,01
0,028
B
0,05
0,025
0,044
0,028
Weiteres Uber ae<eHHori«ehe Gemengteile des Roten Tiefseetone»
1. Glazialgeschiebe
Von accessorischen Bestandteilen des Roten Tones sind zunächst
solche glazialer Herkunft zu nennen. Wenn der rChallengeru auf
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Roter Tiefseeton
329
Station 160 südlich von Australien in 42°42'S., 134° 10' 0. aus 4755 m
Gneisgeschiebe im Roten Tone dredschte, so dürfte dieses Vorkommnis
unbedenklich auf moderne Eistrift zurückgeführt werden können, da uoch
im Jahre 1867 ganz in der Nähe Eisberge gesichtet worden sind; ebenso
sind glaziale Geschiebe im Roten Tou südlich der Neufundlandbänke nicht
weiter auffällig. Dagegen wird man bei einer Reihe anderer Geschiebe-
funde) schwerlich anders können als an die Eiszeit zu denken. Ab-
gerundete Fragmente von Granit und Arkose, welche ein Dredschezug
des „Challenger" in 32° 36' S., 137° 43' W. in 4343 m (Station 285), oder
ein Granitgeröll von 7V2 X 5 X XU cm, welches ebenfalls die Dredsche
auf der benachbarten Station 286 in 33°29'S., 133° 22' W. in 4270 m
erfaßte, können kajini anders als durch Treibeis während der Eiszeit
um volle 10° nördlich von der heutigen Treibeisgrenze des südlichen
Pazifischen Ozeans vertrieben worden sein. Einen anderen Fund hat
Al. Agassiz376) in ca. 900 km Entfernung südwestlich von "Point Con-
cepcion der kalifornischen Küste in 28°23'N., 126° 57' W. in 4331 m-
auf dem „Albatross" machen können. Hier förderte am 27. August 1899
die Dredsche in einem Zuge außer etwa 8 Zentnern Manganknollen
einige größere Geschiebe von Hornblendeandesit, Serpentin, Sandstein
und schwarzem Hornstein mit Quarzadern zutage, an denen nach der
Mitteilung von Murray der englische Geologe .1. .T. H. Teall unzweifel-
hafte Spuren von Eisbearbeitung erkennen konnte. Da die heutige
nordpazifische Treibeisgrenze sich nur unbedeutend von den Küsten
Kamtschatkas entfernt, können jene Geschiebe wohl nur während der
Eiszeit, etwa aus der Gegend von Vancouver her, so weit nach Süden
verfrachtet worden sein; dies um so mehr, als den benachbarten Küsten
sumpfige Alluvioneu und wasserreiche Flüsse, aus denen sie mit treiben-
den Waldinseln hergeführt worden sein könnten, abgehen.
2. Kosmogene Komponenten: Meteori tenkügehhen
Während die glazialen Accessorien auf die subpolaren Teile des
Meeresbodens beschränkt bleiben, können andere fremde Eindringlinge
als sehr bezeichnend für Roten Tiefseeton überhaupt gelten. Gemeint
sind hierbei äußerst seltene und sehr kleine Körperchen außerirdischer
Herkunft, die als „kosmogene Komponente" bereits einmal kurze Er-
wähnung gefunden haben.
Untep den mit dem Magneten abtrennbaren Komponenten des Roten
Tones fanden sich nach J. Mürray, der sie zuerst 1876 beschrieben bat,
neben den mit kristallographischer Begrenzung versehenen Magnet- und
Titaneisenteilehen aus irdischen Eruptivgesteinen auch unregelmäßig
geformte, dunkle Körperchen, teilweise mit metallischem Kern, unter
denen Murray und Renard, die sie dann genauer untersuchten, zwei
Arten unterschieden.
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330
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Die erste Art sind schwarze, magnetische Kügelchen (Fig. 105),
deren Durchmesser selten über 0,2 mm hinausgeht. Sie zeigen eine
metallglänzende, nicht ganz glatte Oberfläche und öfter auf der einen
Seite eine näpfchenartige Einsenkung. Während
die dunkle Rinde aus Magneteisen besteht, ent-
hält der rein metallisch aussehende, stahlgraue,
etwas körnige Kern Co und Ni; einzelne Kügel-
chen dürften das nur aus Meteoriten bekannte
Mineral Schreibersit (SU Fei P) enthalten, und
ihre ganze Zusammensetzung weist sie zu den
Holosideriten unter den Meteoriten. Tndem die-
selben aus dem Weltenraum durch die irdische
Atmosphäre zu uns flogen, wurden sie ge-
schmolzen, nahmen Tropfenform an und oxy-
dierten sich, die kleinsten unter ihnen sogar so
stark, daß ihnen der metallische Kern ganz ab-
geht und sie ganz aus der dunklen Rinden-
substanz bestehen. Bei der Abkühlung im
Wasser soll sich danu die oxydierte Rinde so
zusammengezogen haben, daß die näpfchen-
förmige Kinsenkung entstand.
Die zweite Gruppe stellen braune Kügelchen silikatischer Zusammen-
setzung ohne metallischen Kern und von kristalliner Struktur dar, welche
an die Chondrite unter den Steinmeteoriten erinnern (Fig. 106). Sie sind
unregelmäßig rundlich, zuweilen ebenfalls mit einer Depression versehen
und durchschnittlich 0,5, selten über 1 mm Durchmesser groß. Ihre Ober-
fläche ist bräunlich mit Bronzeglanz infolge feinblättriger, kristallinischer
Struktur; dieselbe ist wie vielfach bei den Chondriten zuweilen exzen-
trisch-blättrig. Die Kristall-Lamellen deuten auf monoklines System hin
und enthalten von Magnet- oder Titaneisen herrührende, kristalliten-
ähnliche Einschlüsse, deren Anordnung an die der in rhombischen Pyro-
xenen bekannten erinnert. Diese braunen Kügelchen sind in Salzsäure
unlöslich; chemisch ließen sich Eisen, Magnesia und Kieselsäure nach-
weisen. Im übrigen sind die braunen Kügelchen viel seltener als die
schwarzen.
Au und für sich sollte die Verteilung dieser kosmischen
Körperchen Uber den Boden des Ozeanes, wie über die Erdoberfläche
überhaupt, eine allgemeine und gleichmäßige sein. Aber man findet sie
am häufigsten in den Roten Tonen der landferusten zentralen und süd-
lichen Teile des Pazifischen Ozeans. Wenn man ein Liter dieses
Sedimentes genau absucht, finden sich 20 — 30 schwarze und 5 — 6 braune
Körnchen; auch in der Rinde von Manganknollen des Tones finden
erstere sich eingeschlossen. Dagegen wird man in einem Liter Globigerinen-
-v
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Fig. 105.
Eisenmeteoritenkügelchen
aus Rotem Ton des Sfid-
. pazifischen Ozeans aus
4298 m Tiefe. „Challenger"-
Station 276. Vergröße-
rung 90. Aus Murray u.
Renard, Deep sea deposita,
Tafel XXIII, Fig. 4.
Roter Tiefseeton
331
schlämm meistens keine, höchstens 1 oder 2, finden: sie sind also in
diesem Sediment offenbar viel weitläufiger verteilt, aber nicht etwa, weil
sie seltener gerade an von diesem Sediment eingenommene Stellen des
Meeresbodens hingelangen, son-
dern weil sie im Globigerinen-
schlamm von mehr und von schnel-
ler sich anhäufendem Sediment-
material verdeckt, maskiert werden.
Wenn sie dagegen im Roten Ton
dichter gesät sind, so läßt sich
hieraus ohne weiteres schließen,
daß dieser sich viel langsamer
bildet als der Globigerinenschlamm,
ein Schluß, den auch die an ter-
tiäre Typen erinnernden Haifisch-
zähne, sowie die noch zu be-
sprechenden Manganknollen und
Phillipsitkristalle zu ziehen er-
lauben. Die Seltenheit dieser
immerhin auffälligen und, wenn
überhaupt vorhanden, nicht leicht
zu übersehenden Objekte wird
auch noch dadurch demonstriert,
daß sie in den wenigen Proben
von Rotem Ton, welche die „Valdivia" und der „Gauss1* mitbrachten,
nicht gefunden wurden; es wächst eben mit der Zahl der untersuchten
Proben auch die Wahrscheinlichkeit des Antreffens! Noch schwerer als
im Globigerinenschlamm werden die Meteoritenkügelchen in den hemi-
pelagischen und litoralen Ablagerungen zu finden sein, wo zu der ge-
ringen Größe und der Überfülle maskierenden anderen Materiales noch die
zerstörenden mechanischen Einwirkungen hinzukommen.
Es hat nicht an Versuchen gefehlt, Vergleichsohjekte für
diese kosmischen Partikelchen des Tiefseetones zu finden. Aber Murkay
und Renard hielten die von Xordexskjöld 1870 und 1883 auf dem
grönländischen Inlandeise gesammelten, „Kryokonit" genannten Staub-
partikel ebenso wie E. Wülfing für tellurische Erzeugnisse. Auch die
aus modernen Fabrikschlöten und Maschinenessen gelegentlich davon
fliegenden und dem atmosphärischen Staub sich beimengenden Eisen-
tröpfchen haben eine gänzlich andere Gestalt und chemische Zusammen-
setzung; das gleiche gilt von sämtlichen bekannten irdischen vulkanischen
Produkten, was im Gegensatz zu A. Daubree betont werden muß, welcher
die fraglichen Kügelchen des Tiefseetones auf feine Zerstäubung vulka-
nischen Gesteins durch hochgespannte, vulkanische Gase zurückführen
Fig. 106.
Meteoritische Chondro von etwa 1 mm Durch-
messer aus Globigerinenschlamm des Süd-
atlantischen Ozeans ans <m» m Tiefe. „Chal-
lenger"Station 888. Vergrößerung 37. Aus
Murray und Renard, Deep sea deposits.
Tafel XXIII, Fig. 11.
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332
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
wollt«. Daß vielmehr tatsächlich solche meteorischen Niederschläge vor-
kommen und ein Schiff treffen können, ergibt sich aus der Beschreibung
und Diskussion eines schon weit zurückliegenden Falles: am 11. No-
vember 1856 fiel auf das amerikanische Schiff „Joshua Batesu etwa
450 km südlich von Java (10° 38' S., 117°49'0.) ein Niederschlag fester
Körper, wie feinstes Vogelschrot. Durch Maurys Vermittlung erhielt
Ehrenbekg eine Probe davon, und es ergab sich, daß dieselbe aus
lauter sehr festen, aber hohlen Kügclchen von Eisenoxyd bestanden,
welche nach der späteren Untersuchung durch den Freiherrn VON
Reichenbach :{") nur von der Explosion und Verbrennung eines großen
Holosideriten herrühren konnten. Magnetische Hohlkügelchen haben
St.Meuniek und G.Tissandier3") übrigens auch ausKüsteuablagemngen
von Tunis, Algier und der Possession-Bay (Patagonien) bekannt gemacht:
doch sind dieselben, worauf Murray und Renard aufmerksam machen,
von den beschriebenen Elementen des Roten Tones durchaus verschieden.
Diagenetixehe Neubildungen der Roten Tierseetone
1. Phillipsite
Diagenetische Neubildungen sehr merkwürdiger Art stellen die
Phillipsite dar, welche in äußerst, kleinen (0,027—0,005 mm Durchmesser
habenden), frei im Sediment schwebenden, farblosen Kristallen, Durch-
kreuzungszwillingen und -drillingen, oder in kuge-
ligen Aggregaten besonders in Eupelagischen Se-
dimenten der pazifischen und indischen Tiefsee
auftreten, ohne aber für Roten Ton als solchen
allein charakteristisch zu sein. Mitten im Pazi-
fischen Ozean von den Hawaii-Inseln an über
Tahiti nach Juan Fernandez hin fand der „Chal-
lenger" stellenweise 20% des Sedimentes aus
diesem Zeolith bestehend; ähulieh fanden es „Alba-
tross" und. „Nero" im Pazifischen, -Egeria" im In-
dischen Ozean. Gerade die beiden vbrletztgenannten
Expeditionen haben aber Phillipsite nicht nur im
Roteu Ton, sondern auch, wenngleich seltener, im
Globigerinenschlamm festgestellt, wie Murray und
Lee, sowie Flixt379) mitteilen. Häufiger noch
als in diesem sind sie aber wieder im Radiolarieu-
schlamm.
Die Bestimmung dieser kleinen Elemente als Phillipsit stützt sich
außer auf die leichte Zersetzbarkeit durch Salzsäure (wobei, wie bei den
meisten Zeolithen gallertige Kieselsäure gebildet wird), auf die so charak-
teristische Kristallform (Fig. 107) und auf die chemische Analyse. Da
die Kristallchen sehr häufig feine Überzüge von Maugan- uud Eisenoxyden
Fig. 107.
Mehrfach verxwiUingter
Kristall von Phillipsit
aus Rotem Ton des Süd-
pazifischen Ozeans aus
4298 m Tiefe. „Chal-
lenger" -Station 276.
Stark vergrößert. Aus
Murkay und Renaro,
Deep sea depositn,
S. 402, Fig. 36.
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Roter Tiefseeton
333
(Fig. 108) haben, solche auch, neben der feinen, tonigen Matrix des Se-
dimentes, eingeschlossen enthalten, so zeigen die Analysen meistens einen
Gehalt an Fe*Os und MnO: auch das Aluminium in einem anderen Ver-
hältnis, als der Formel des Phillipsits, den man früher wohl als
Fig. 108.
l'hillipsitkristalle ans Rotem Ton des Südpazifischen Ozeans ans 4298 m Tiefe, z. T. die
Zentren kleiner Mangankonkretionen bildend. „Challengeru-Station 276. Vergrößerung
ca. 31. Aus Mlrray und Renard, Deep sea deposits, Tafel XXII, Fig. 4.
CaO • AI2O3 • 4Si()a + 4H20, jetzt als isomorphe Mischung von C&Ala
SieOu + 6 H20 und CaAl2 Si2 0« + 3 Ha0 auffaßt, wobei das Ca mehr
oder weniger durch Na2 und K2 .ersetzt ist, entsprechen würde. Die
folgende Analyse bezieht sich auf Material von der „Challenger'1-Station275
zwischen den Sandwich-Inseln und Tahiti in 11° 20' S., 150° 30' W. aus
4773 m Tiefe.
• Glüh verlust 7,3»
SiO* 49,88
Al2Os 16,52
Fe203 5,54
MnO 0,44
CaO 1,38
MgO 1,20
K20 5,10
Na*0 4,59
H»0 9,33
101,33
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334
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
2. Die Verknüpfung der Phillipsite mit „Palagon i tsobstaozen" und
dtr wahrscheinliche genetische Zusammenhang beider Bildungen
Das stete Zusammenfallen des Vorkommens der Phillipsite und der
jungvulkanischen Materialien der Tiefseeschlamme spricht sehr für die
Ansieht von Murray und Rexard, daß jene Zeolithe aus der Ver-
witterung dieser, insbesondere der feinsten Aschen- und der Tuff massen her-
vorgehen und palagonitische Substanzen eine Etappe auf ihrem Bildungs-
gange darstellen; die Phillipsite erscheinen danach gleichsam als regene-
rierte Mineralien.
Zum besseren Verständnis dieses Vorganges muß auf die
rezenten vulkanischen Komponenten der Tiefseesedimente noch etwas
näher eingegangen werden, wobei an das früher über die Bimssteine
Gesagte angeknüpft sei. Am häufigsten kommen die Liparitbimssteine
vor, während Andesitbimssteinc seltener sind. Bimssteine von basaltischen
Eruptivgesteinen sind nur in beschränkten, Gebieten vertreten, z. B. bei
Neu-Britannien und an den Hawaii-Inseln, von wo sie schon Cohen be-
schrieb. Häufiger, wenn auch mit beschränktem Verbreitungsgebiete,
kommt sodann unter den Produkten submariuer Vulkaue basisches
vulkanisches Glas vor, das aus früheren geologischen Perioden und von
noch tätigen subaerischen Vulkanen nur in untergeordnetem Maße be-
kannt ist. Dieses Glas ist kompakt, wenn frisch braun oder rot und
neigt sehr zu oberflächlicher Verwitterung, wobei es ein mattes Aus-
sehen bekommt. Die erbsen- bis walnußgroßen Stücke kommen sehr
häufig mit Manganknollen zusammen vor: schon das unveränderte Glas
enthält Mangan, meist aber sind die Stücke noch von einer Manganrinde
umgebeu. Das frische Glas hat die Härte 5, die zersetzte Rinde nur 4.
Kristalleinschlüsse von Plagioklasen und Olivin zeigen die Zugehörigkeit
zu olivinführeuden Basalten. Die Kristallelemente sind bei poröser Glas-
basis besser entwickelt als bei kompa*kter Beschaffenheit derselben, wo-
durch ein Übergang zu Liinburgiten eingeleitet wird.
Die durch Zersetzung aus diesem basischen Glase entstehende Sub-
stanz yird von Murkay und Renard mit dem Palagonit Sahtorius von
YValtehshausexs identifiziert. Palagonit oder Palagonitfels ist nach der
Definition vonH. Rosenbuscii ein lockeres, gelblich-braunes bis schwarzes,
auch grünlich-schwarzes, auf Klüften oft reichlich von Zeolithen durchzogenes
und überhaupt davon durchtränktes Gesteiu, auf dessen frischem Bruch
pechglänzende, rundliche und eckige Durchschnitte hervortreten, welche
allenthalben von hellen, erdig matten, schmaleren oder breiteren Rinden
umgeben werden, in denen auch oft wieder matte, runde, kleine Flecken
auftreten. Die ganze Gesteinsmasse löst sich außerordentlich leicht in
Salzsäure und hinterläßt einen kleinen Rückstand von vorwiegend Augit-
nnd Plagioklasmikrolithen. Die selten über erbsengroßen, pechglänzenden
Körner sind die ursprünglichen Aschenteilchen und Lapilli, welche Sidero-
Digitized by Google
Roter Tiefseeton
335
tnelan heißeu und ein mehr oder weniger wasserhaltiges Hasaltglas mit
spärlichen, mikrolithischen Bildungen darstellen. Dieser Sideromelan geht
durch Verwitterung in eine äußerst wasserreiche, teils amorphe, teils
kryptokristalline, sphärolithische Substanz über; das sind die helleren,
erdig matten Teile des Gesteins, die eigentliche Palagonitsubstanz; sie
ist bei den uns hier interessierenden Tiefseeproben im Schliffe von roter,
brauner oder milchweißer Farbe und in ersteren Fällen oft mit schöner
Diffusiousbänderung versehen, wodurch sie ein Aussehen ähnlich der
Schalenblende erhält. Der Palagonit ist oft mit Zeolithen zu Aggregaten
vereinigt oder wird von solchen durchtränkt.
Der vom basischen Glase zur Palagonitbildung führende Um-
wandlungsprozeß läßt sich am besten an der Hand zweier Analysen
verfolgen. Von diesen bezieht sich I auf ein kompaktes, schwarzes,
basisches Glas mit kleinen Olivinkristallen von der „Challenger" -Station 276
im Südpazifischen Ozean in 13° 28' S., 149° 30' W. aus 4298 m Tiefe,
II auf die zu Palagonit umgewandelte Rinde, welche dieses Glas umgibt.
I
II
SiO, . .
. . 46,76
44,73
Al,Os . .
. . 17,71
16,26
Fe.Os . .
. . 1,73
14,57
FeO . . .
. . 10,92
MnO . .
. . 0,44
MnjOs 2,89
CaO . . .
. . 11,56
1,88
MgO . .
. . 10,37
2,23
K,() . .
. . 0,17
4,02
Na,0 . .
. . 1,83
4,60
H,0 .
9,56
101,49
100,64
Diese beiden Analysen zeigen, daß die Bildung der palagonitischen
Rinde in der Hauptsache eine Oxydation der Oxydule des Eisens und
Mangans und eine Wegführung von Kalk und Magnesia darstellt, wofür
Wasser und Alkalien des Meerwassers aufgenommen werden; „the trans-
formation seems to tend the formation of a zeolitic substance."
Auch breccienartige Gebilde, „Palagonittuffe", kommen im Roten
Ton vor; sie werden ebenfalls von Zeolithen begleitet. Die häufig daneben
auftretenden Basaltlapilli, die nicht selten die Zentra von Manganknollen
bilden, sind in der Regel weniger zersetzt als die Gläser, da sie mehr
kristallisierte Elemente enthalten. Dagegen wurde Limburgit in mehr
oder weniger palagonitisiertem und zeolithisiertem Zustande im südlichen
Indischen Ozean und Augitaudesit mit rhombischen Pyroxenen sowohl
dort, wie im südpazifischeu gefunden. Fügen wir hinzu, daß, abgesehen
von den Bimssteinen, Lapilli und Gläser von saueren Eruptivgesteinen
viel seltener als die von basischen sind, und daß es unsicher bleiben
muß, ob die an einigen Stellen im Sediment relativ häufig auftretenden
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336
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Splitter von Sanidin, Hornblenden, Quarz und sauren Gläsern auf sub-
marine Eruptionen eines trachytischeu Magmas oder auf die Zerstörung
allochthon herverfrachteten liparitischen Bimssteins zurückzuführen sind,
so sind wir nunmehr in der Lage, uns auf besserer Grundlage als vor-
her ein Bild von der Entstehung der so merkwürdigen Phillipsite der
Eupelagischen Sedimente zu machen.
Hierbei kommt uns noch ein Fund zu statten, welchen Al. Agassiz
am 27. August 1899 auf Station Xr. 2 des „Albatrossu in ca. 900 km
Entfernung südwestlich von Point Concepcion der Kalifornischen Küste
in 28° 23' N., 126° 57' W. machte. Hier förderte die Dredsche nämlich
zusammen mit einer großen Masse MaDganknollen und den schon früher
erwähnten, eisbearbeiteten Geschieben Platten und eimergroße Blöcke
eines cremeweißen, mürben Palagonittuffes zu Tage, dessen Substanz
beim Zerreiben zu einem mehligen Puder zerfällt. Zahlreiche, kleine
schwarze Mangankörner sind in der Masse enthalten, deren unregelmäßig
warzige Oberfläche von einem dünnen Film gleicher Substanz bedeckt
wird. Die meisten Fragmente dieses Tuffs sind von Würmern angebohrt,
deren Gänge von Rotem Ton erfüllt sind. Unter dem Mikroskop erscheint
die weiße Substanz von amorpher bis mikrokristalliner Beschaffenheit,
doch konnte W. A. Caspari3*0), der eine genauere Untersuchung vor-
nahm, durch Trennung mit Bromoform einige unzersetzte Mineralpartikel,
hauptsächlich Oligoklas, grüne Splitter vulkanischen Glases, zu einer
amorphen, roten Substanz zersetzten Olivin? und ein wenig Magnetit,
nachweisen. Mit Wasser befeuchtet verliert die Masse den Zusammen-
halt und nimmt eine hellgelbbraune Farbe an, beim Trocknen wird sie
wieder "weiß. Sie bäckt sich nicht hart und läßt sich selbst noch nach
dunkler Rotglut mit den Fingern zerreiben, ganz im Gegensatz zu tonigen
Substanzen. Die chemische Analyse ergab hohen Alkaligehalt und auch
in den übrigen Bestandteilen auffallende Übereinstimmung mit den im
rChallenger"-Werk mitgeteilten Analysen von Phillipsit. Zum Vergleich
seien daher die von Caspari für den fraglichen palagonitischen Tuff (I)
und die (nach dem Durchschnitt von drei Analysen) für Phillipsit von
„Challenger"-Station 275 (TT) gefundenen Zahlen (auf wasserfreie Sub-
stanz umgerechnet) nebeneinander gestellt.
i
II
58,60
20,55
7,03
0,41
2,52
1,39
5,92
4,98
SiOs
63,40
19,82
3,72
0,52
0.98
3,65
5,14
3,49
A1,0S .
FeiO, .
MnO, .
CaO .
MgO .
100,72
101,40
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Roter Tiefseeton
337
Auch im Verhalten gegen Säuren, an die sie ohne weiteres Alu-
minium und Alkalien abgibt, stimmt die Palagonitsubstanz dieses Fund-
ortes durchaus mit Zeolithen übereio.
Ähnliche Massen fand übrigens schon die „Challengcr" -Expedition,
vor allem auch als Kerne von Manganknollen. In allen Fällen scheint die
Entstehung aus jungvulkanischem Material sichergestellt; und wenn bei der
eingehend beschriebenen „Albatross" -Probe eine ziemlich reine Feldspat-
substanz das Ursprungsmaterial gewesen zu sein scheint, so mag dieselbe,
wieCASPARi vermutet, unter dem ausschlämmenden Einfluß einer Strömung
aus einer niederfallenden vulkanischen Asche entstanden sein. Im übrigen
deutet einmal die Seltenheit solcher zeolithartigen Substanzen in größeren
Platten, andererseits aber ihr häufigeres Erhaltensein im Inneren von Man-
ganknollen darauf hin, daß es sich um sehr labile Zustände handelt; und
es liegt daher nichts näher als anzunehmen, daß hier Produkte vorliegen,
welche den Übergang von in Zersetzung begriffener, vulkanischer Substanz
in Zeolithe, insbesondere Phillipsit, anzeigen. Daß diese Phillipsite sich
aus dem in solcher Matrix nur in äußerst langsamer Zirkulation befind-
lichen, marinen „Grundwasser", also auf dem Umwege über eine Auf-
lösung ausscheiden, dafür würde die Vorliebe sprechen, mit welcher sie
Steinkerne von Globigerinenschalen bilden, in die sie wie hineingesogen
erscheinen. Andererseits dürfte bei der chemischen Ähnlichkeit der
„Palagouit"-Substanz und der Phillipsite auch eine molekulare Umlagerung
nach Art einer Entglasung im Bereiche der Möglichkeit liegen.
Nach alledem läßt sich unsere bisherige Kenntnis der Bildungs-
bedingungen der Phillipsite der Eupelagischen Sedimente wie folgt
zusammenfassen: Vulkanische Aschen basischer Eruptive werden am
Tiefseeboden durch palagonitische Zersetzung zu amorphen, gelartigen
Substanzen, welche teilweise ausgezeichnete Diffusionsbänderung erkennen
lassen und mitunter eine chemische Zusammensetzung haben, welche
derjenigen von Zeolithen, insbesondere Phillipsit, sehr nahe kommt.
Diese Umbildung erfolgt unter Oxydation der vorhandenen Eisen- und
Manganverbindungen und unter Ausmerzung der in den ursprünglichen
Silikaten vorhanden gewesenen Kalk- und Magnesia- Verbindungen, wofür
anderseits, wohl infolge eines Adsorptionsvorganges, Alkalien und Wasser
aufgenommen werden. Aus dieser, durch einen Verwitterungsvorgang
chemisch vorbereiteten, amorphen, metastabilen Substanz gelangen unter
dem Einfluß des in diesen Tiefen hohen Wasserdruckes und im Laufe
längerer geologischer Zeit gewisse Teile zu kristalliner Individualisierung,
die von einzelnen Kristallisationszentren aus zu zentrifugal wachsenden
Kristallen, bezw. Kristallbündeln und Zwillingsverwachsungen führen,
welche in der umgebenden Substanz schweben, ganz im Gegensatz zu
allen übrigen, sonst bekannten Vorkommnissen von Zeolithen, welche
ausnahmslos aufgewachsen erscheinen.
Aodrcc, Geologie des Meeresboden». II. 22
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338
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Es müßte hiernach eine anziehende Aufgabe sein, den Bildungs-
bedingungen des Phillipsits, die hier wesentlich vom geologischen Stand-
punkte aus dargelegt wurden, auch vom physikalisch-chemischen Stand-
punkte aus nachzuforschen, wobei schon hier auf die wahrscheinliche
Bedeutung des Druckes hingewiesen sein mag. Dann dürften auch die
Beziehungen klar werden, welche zu den in verwitternden oder hydrothermal
veränderten Basalten zusammen mit Kluftüberztigen von Manganoxyden
vorkommenden Phillipsiten bestehen, und endlich auch Fragen beleuchtet
werden, die mit den so viel umstrittenen „Bodenzeolithen" zusammen-
hängen. Ob aber — um auf die Phillipsite der Tiefsee zurückzukommen
— unterseeische Vulkanausbrüche und die damit verbundene, örtliche
Erwärmung des sonst so kalten Tiefenwassers für die kristallinische
Individualisierung der Phillipsitsubstanz nötig sind, wie Krümmel an-
gesichts der örtlichen Anhäufung derselben annehmen möchte, muß doch
durchaus dahingestellt bleiben.
3. Die Manganknollen der Roten Tief seetone und der übrigen Eupelagischen
Ablagerungen
Aus dem reichlichen Vorhandensein verwitternder jungvulkanischer
Aschen usw. ist wohl auch das an gewissen Stellen am Boden der
Tiefsee gehäufte Auftreten der Manganknollen (manganese nodules der
Engländer, nodules de manganese der Franzosen) zu erklären, deren
erste Entdeckung durch die „Challenger" -Expedition seinerzeit be-
rechtigtes Aufsehen erregte.
Schon von Gümbel hat nach Untersuchung der „Gazellen-Proben
ausgesprochen, daß fast alle eigentlichen Tiefseeablagerungen einen
beträchtlichen Gehalt an Mangan besitzen; und wenn einige Analysen
des „Challengerw-Werkes dem zu widersprechen scheinen, so mag auf
die Bedenken hingewiesen sein, welchen schon einmal hinsichtlich der
Zuverlässigkeit dieser letzteren Ausdruck gegeben wurde. Gebblno
fand denn auch in den von ihm untersuchten Roten Tonen der „ Gauss
Expedition überall Mangan, und zwar durchschnittlich in größerer
Menge als im Globigerinenschlamm. In F. W. Clarkes Analyse von
.,Durchschuitts-Tonu wird MnOj mit 1,21 °/o angegeben.
Eigentliche Mangankonkretionen fehlen im allgemeinen den küsten-
nahen Ablagerungen. Kleine Manganknöllchen, welche J. Y. Büchanan381)
aus dem Ästuar des Clyde bei Glasgow, und zwar aus dem Loch Fyne aus
190 m Tiefe, beschrieben hat, ähneln allerdings in mancher Hinsicht denen
der Tiefsee, enthalten aber mehr Quarzkörner und etwas größere Spuren
von Cu, aber geringere von Co und Ni, als jene. Nach Murray und
Rexard wären für diese Mauganabscheidungen möglicherweise die Ab-
wässer chemischer Fabriken verantwortlich zu machen, welche nachweis-
lich jahrzehntelang große Mengen von Manganchloriden in den Clydefluß
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Roter Tiefseeton
339
hineinleiteten; hierfür scheinen in der Tat die späteren ausgedehnten
Untersuchungen J. Mürrays an der Westküste von Schottland zu
sprechen; denn während Manganknollen und -Überzüge wohl au vielen
Stellen des Einflußgebietes des Clyde, z. B. auf der Slelmorlie-Bank, in
LochStrivan, Loch Goil und Loch Long, gefunden wurden (Fig. 109), zeigten
die nördlicheren Lochs der schottischen Westküste nur relativ geringe
Z 3
4
Fig. 109.
Mangankrusten vom Flachseeboden der schottischen Gewässer nach MumtAY und Jrvine
in Transact. Roy. Soc. Edinburgh, 37, 1895. Stark verkleinert. (Erklärung: 1. Glimmer-
schiefergeröll (A) mit Lagen von Manganverbindungen (B), in besonderer Dicke ober-
halb der Einbettungslinie. Querschnitt in natürlicher Lage im Sediment, Loch Goil.
— 2. Schieferbruchstück (A), rings umkleidet von Lagen von Manganverbindungen (B).
Querschnitt. Loch Striven. — 3. Schnitt durch eine kleine Manganknolle. Loch Goil.
— 4. Schiefergestein (A) mit Mangankrusten (B) auf der aus dem Sediment heraus-
ragenden Oberfläche. Loch Fyne).
Spuren von Mangan Verbindungen in ihren Ablagerungen, obwohl die
Gesteinskomponenten und Mineralien der Sediniente denen des Clyde-
Distriktes durchaus ähnlich sind. Daß Manganknollen auch im küsten-
fernen Globigerinenschlamm vorkommen, wurde bereits früher mitgeteilt;
daß hoher Kalkgehalt der Grundprobe und Manganknollen einander
durchaus nicht ausschließen, dafür werden von Mürray und Lee Bei-
spiele bis zu 78°/o CaC03 angeführt. Doch zeigen diese Vorkommnisse
im Globigerinenschlamm keine wesentlichen Unterschiede gegen diejenigen
der Roten Tone. Erwähnenswert wäre nur, daß auch in diesem Sediment
eine Vergesellschaftung mit basischen Gesteins- oder Mineralfragmenten
22*
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340
. Die jungen Meeressedimeote uud ihre Bildung
die Regel ist. Dadurch wird es dann verständlich, daß die „Valdivia"
auch in zwei vollkommen kalkfreien, subantarktischen, vulkanischen
Schlammen in 54° 46' S., 26° 40' 0., sowie 55° 27' S., 28° 59' 0. in
4605, bezw. 5532 m Tiefe bis zu 10 mm Durchmesser habende Mangan-
körner fand; beide Grundproben lassen auf einen submarinen Ausbruch
schließen. Überhaupt scheint die Beschränkung der Manganknollen auf
die Nähe vulkanischer Regionen für den Atlantischen Ozean die Regel
zu sein.
Am charakteristischsten werden die Manganknollen, obwohl sie
dem südindischen und dem antarktischen Ozean nicht fehlen, in den
Gebieten des Roten Tones namentlich in jenem großen insclfreien Teile
des Pazifischen Ozeans gefunden, der sich, an Fläche allein dem ganzen
Atlantischen Ozean gleichkommend, von den Kurilen und Aleuten bis
zur Osterinsel und Juan Feruandez hin erstreckt. Hier stellen sie sich
beim Dredschen, seltener natürlich in den Lotröhren als eine ständige,
bald dichtere, bald lockerere Bodenbest reuung ein. Wenn aber die nur
oberflächlich wirkende Dredsche in manchen Fällen bis zu mehreren
Zentnern solcher Manganknollen aufgesammelt hat, so darf dieses ebenso
wenig eine übertriebene Vorstellung von der Häufigkeit dieser Knollen
am Meeresboden erwecken, — denn die Dredsche wird oft stundenlang
über den Meeresboden nachgeschleift — , wie das Fehlen der Knollen
bei Lotungen auch kein Beweis für ein tatsächliches Fehlen ist.
Von den eigentlichen Knollen unterscheiden Mueray und RENABPdie
Krusten, welche verhärtete Tuff- und Sedimentmassen, Gesteinsfragmente,
Korallenzweige und Reste anderer kalkiger Organismen umhüllen, und
die Fragmente größerer konkretionärer Manganmassen, welche ins-
besondere in flacherem Wasser in der Nähe oder auf den submarinen
Abhängen vulkanischer Inseln gefunden werden.
Die Größe der Knollen wechselt von der kleinster Körnchen bis
zu faust- und kinderkopfgroßen Zusammenballungen, deren Gestalt die
der Kartoffelknollen oder riesiger Brombeeren nachahmt (Fig. 110).
Tiefschwarzbraune, brombeerförmige Exemplare von 7 bis zu 8 cm
Durchmesser dredschte z. B. die „Valdivia" in 30° 35' S., 6° 10' 0. in
5108 m Tiefe in einem Globigerinenschlamm von 37% Ca COn-Gehalt.
Während bei diesem Vorkommen eine Unterscheidung von Ober- und Unter-
seite nicht zu machen ist, stellte der „Challenger" vielfach einen Unter-
schied zwischen einer glatteren Oberseite und einer rauheren, im Schlamm
steckenden Unterfläche fest (Fig. 111). Erstere bildete vielfach den
Ansatzpunkt für sessile Tiere, wie Brachiopoden, Cirripedier, Tunicaten
usw., denen offenbar der verschiebbare Schlamm nicht zusagte. Wenn
Al. Agasstz aber mit dem „Albatross" Knollen dredschte, welche über
und über z. B. von Hydroiden bedeckt waren, so müssen solche Knollen
ihre Lage auf dem Meeresboden, dem sie offenbar nur lose auflagen,
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Roter Tiefseeton
341
mehrfach und häufiger verändert haben, in ähnlicher Weise, wie wir
das für die ringsum mit lebenden Zellen versehenen Lithothamnien-
Knollen von Haingsisi, sowie die von lebenden Polypen ganz umgebenen,
lose im Tang liegenden Korallenknollen der ostafrikanischen Küste
Fig. Hü.
Manganknolle aas Rotem Ton des Nordpazißschen Ozeans aus 5303 m Tiefe. „Chal-
lenger"-Station 248. Schwach verkleinert. Aus Murray und ReNaRD, Deep sea deposits,
Tafel II, Fig. 1.
bereits kennen gelernt haben. Im übrigen wechselt die äußere Form
sehr und wird häufig durch die Gestalt der sehr verschiedenartigen
Kerne bedingt, wie man sie selten beim Zerschlagen der Knollen vermißt.
Fig. Iii,
Scheibenförmige Manganknolle mit verschiedener Ober- und Unterseite aus Radiolarien-
schlamm des Zentral pazifischen Ozeans aus 5029 m Tiefe. Wenig verkleinert. „Ohal-
lengeru-Station 274. Aus Hurray und Rknaro, Deep sea deposits, Tafel IV, Fig. 2.
Wo der ursprüngliche Kern Bimsstein, vulkanisches Glas oder ein an-
deres vulkanisches Produkt war (Fig. 112), ist häufig jede Spur desselben
verschwunden; Übergangsstadien erweisen dann aber, daß diese Substanzen
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342
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
zuerst iu Palagonit übergeführt wurden und dieser dann auf dem Wege
der Diffusion durch das Manganerz ersetzt wnrde. Immerhin läßt in solchen
Fällen häufig doch die Lagenstruktur, wenn sie sich auch mit jeder
Fig. 112.
Quer durchschnittene Manganknolle aus Roteui*Tou des Nordpazifischen Ozean» aus
5303 rn Tiefe. „(,hallengeru-Station 248. (Im Innern der konzentrisch geschichteten
Knülle stecken stark veränderte, aber noch erkennbare Reste von Bimsstein.) Wenig
verkleinert. Aus Murray und Renarü, Deep sea deposiu, Tafel II, Fig. 4.
weiteren Lage immer mehr der Kugelgestalt nähert, noch die ursprüng-
liche Gestalt des Kernes erkennen. Sehr häufig sind von Fischzähnen ins-
besondere Haifischzähne als Kerne (Fig. 113),
und nicht selten von gigantischer Größe und seit
dem Tertiär ausgestorbenen Arten angehörig:
daneben auch Knochen, vor allem Gehörknochen
von Walfischen und Delphinen oder Fragmente
von Kiesel- und Kalkschwämmen. Größere
Knollen haben oft mehrere solcher Kerne und
sind dann unregelmäßig zusammengewachsen.
Zuweilen aber fehlt jeder deutliche Kern, und
Knollen dieser Art enthalten in der Regel mehr
Mangan, sind im Innern dunkelbraun bis -schwarz
und nehmen Politur und Metallglanz au.
Während die äußeren, bisweilen leicht ab-
färbenden, weichen Lagen maucher Knollen
wadähnlich sind, erinnern die kompakteren Teile
an Psilomelan, doch ist es wegen der starken
Verunreinigungen und da es sich zweifellos um
Mischungen von schwankenderZusammensetzuug
handelt, schwer, die Substanz der Knollen einem bestimmten Mineral
zuzuteilen. Völlig unzulässig aber ist es, für die Substanz der Maugan-
Fig. 118.
Carcharodonzahu in Mangan-
knolle aus Kotem Ton des
Südpazifischeu Ozeans aus
43f»2 m Tiefe. Nat. Größe.
„Challengeru - Station 281.
Aus Mi' kkay und Renard,
Deep sea deposit«, Taf. IV,
• Fig. 5.
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Roter Tiefseeton
343
ki ml Im einen besonderen Mineralnamen (Pelagit) neu einzuführen, wie
A. H. Chürch88*) vorgeschlagen hat.
Der Strich der Knollensubstanz ist nußbraun; das spezifische Ge-
wicht kann nicht als charakteristisch gelten, da es infolge der vielfach
vorhandenen, leichten Bimssteinkerne und der verschieden weit vor-
geschrittenen Vererzung begreiflichen Schwankungen unterliegt.
Düunschliffe lassen erkennen, daß die Manganverbinduugen den-
dritischen Aufbau haben mit nach außen sich gabelnden Verzweigungen
(Fig. 114). Zu dieser Struktur, deren Entstehung auf Grund' einiger
Funde des „Challenger" als der Beginn
der Konkretionsbildung überhaupt gelten
darf, tritt außerdem eine konzentrische
Lagentextur. In extremen Fällen wech-
seln gelblich - weiße und dunkelbraune
Lagen miteinander ab; doch werden
erstere von den Mangandeudriten, deren
Anhäufung die dunklen Lagen bildet,
quer durchzogen. Der kombinierte, den-
dritische Radial- und konzentrische
Lagenaufbau, welcher in dem nach Ent-
fernung des Mangans durch Salzsäure
zurückbleibenden, sehr zerbrechlichen
Tonskelett besonders deutlich wird, be-
dingt eine leichte Trennbarkeit sowohl
nach den Radien wie nach den konzen-
trischen Lagen; und bemerkenswerter-
weise sind Zeitteilungen von Knollen nach
diesen Flächen geringsten Zusammenhaltes
hier und da sogar schon am Meeresboden vor sich gegangen und die
entstandenen Bruchstücke wurden ihrerseits zu Kernen, um welche sich
neue konzentrische Lagen herumlegten. Im Innern nach den Radien
septarienartig zersprungene Knollen dredschte Al. Agassiz auf dem
„Albatross* 1899 in 9° 57' N., 137° 47' W. aus 4919 m.
Murray und Rexard teilen mit, daß, wo Mangankonkretionen
im Roten Ton vorkommen, dieser sich in der unmittelbaren Umgebung
derselben sehr arm an Mangan erwies, welches ganz zur Bildung der
Konkretionen verbraucht worden sei.
Zu bemerken wäre noch, daß keine chemische Beziehung
zwischen den Kernen und den Manganverbindungen zu bestehen
scheint, da dieselben sowohl um Karbonate, wie um Phosphate, Silikate
oder Kieselsäure sich konzentrieren. Von regionalem Interesse ist, daß
die Manganknollen jeder Region in der Regel ihren eigenen Typus er-
kennen lassen und daher leicht auseinander zu halten sind. Die
Fig. 114.
Manganknolle, durchschnitten, um
den inneren Bau(Diffusion8b&nderung
und dendritisches Wachstum) zu
zeigen. Wenig verkleinert. Aus
Rotem Ton des südöstlichsten In-
dischen Ozeans westlich von Tas-
manien aus 4755 m Tiefe. „Chal-
lenger" -Station 160. Aus Murray
und RENARD, Deep sea deposits,
Tafel II, Fig. 3 a.
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344 Die jungen Meeresucdimente and ihre Bildung
wechselnde chemische Zusammensetzung kommt in den folgenden Analysen
zum Ausdruck, welche dem „Challenger" -Bericht entnommen sind.
Analyse
n-Nuramer .
97
109
i in
112
1 OD
Stations-Nummer
8
204
274
286
Geogra-
f Breit« .
25° 45' N.
14°19*N.
•7 0 oe' C
7 2n H.
ll'J 0 Ott' Q
an 2JJ S.
phische
1 Länge .
20° 14' W.
152» 37
' W.
t CO D IC' utr
152 15 W.
1Ö8 22 W.
Tiefe .
8521 m
5486 m
o029 m
JOTA «.
427U m
Glühverfust . . .
| 18,30
8,90
11,40
; 11,35
SiO, . . .
5,00
24,20
8,80
9,50
A1.0, . .
1,70
2,65
0,30
1,63
Fe,0, . .
40,71 21,88
9,75
16,48
In
MnO, . .
22,80 29,09
55,89
38,15
HCl
Ca CO, . .
5,15 2,58
3,88
5,01
löslich
CaS04 . .
1,17
0,62
0,58
0,94
Ca, 2 PO« .
0,34
Spuren
0,35
Spuren
MgCO. . .
1,51
3,40
4,16
3,26
Cu, Ni, Co .
Spuren
Spuren
-*)
Spuren
Summe | 78,88
| 83,92
1 84,50
| 74,97
In
HCl
un-
löslich
SiO, . . .
A1,0, . -
Fe,0, . .
CaO . . .
MgO. . .
1,66
0,55
0,68
0,25
0,18
4,10
0,60
1,70
0,45
0,33
2,54
0,31
0,78
0,33
0,14
10,51
1,18
1,40
0,87
0,22
• i
■
8umme
3,32 ■
7,18
i 4,10
| 13,68
Summe
100,00
100,00
i 100,00
1 100,00
*) Cu: 0,79, Ni: Spuren, Co: — .
Wenn wir nun auch aus früher erörterten Gründen einzelnen Be-
stimmungen dieser Analysen (z. B. MgCOs-Best.) mit Mißtrauen gegen-
überstehen, so lassen sie doch einmal die z. T. große Beteiligung von
Brauneisen, zum anderen aber das starke Schwanken der Zusammen-
setzung erkennen, welches auf die Verschiedenartigkeit der ursprüng-
lichen Kerne einer-, den verschieden weit vorgeschrittenen Zustand der
Stoffkonzentration anderseits zurückgeführt werden darf. Gümbel383),
welcher eine Knolle der „Challenger*- Ausbeute durch A. Schwager
analysieren ließ, gibt in seiner sonst eine ähnliche Zusammensetzung
zeigenden Analyse noch 0,009 °/0 BaO und zweifelhafte Spuren von Blei,
Antimon, Bor, Lithion und Jod an. Gerade Baryum, welches sonst in
so charakteristischer Weise zusammen mit Manganerzen entweder in
Mischung oder in der Form paragenetischer Verknüpfung von Erz und
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Koter Tiefseeton
345
Baryt auftritt, wird auch in den Analysen des „Challenger" -Werkes,
welche speziell noch zur Bestimmung der selteneren Elemente ausgeführt
wurden, nur mit sehr geringer Menge angegeben. Diese Analysen sind
von besonderem Interesse, wenn man sie mit der Analyse F. W. Clarkes
von Durchschnitts-Ton vergleicht, da sie wie diese die Anreicherung
sonst seltener Elemente am Tiefseeboden dartun. Die folgenden, von
.T. Gibson gefundenen Zahlen beziehen sich auf kleine Manganknollen
von der „Challeuger" -Station 285 in 32° 36' S., 137° 43' W. aus
4343 m.
29,65
Co()
0,28
Te
Spuren
Li,0
Spuren
NiO
0,98
CU-0
0,74
Na*0
1,81
ZnO
0,10
F
Spuren
K*0
0,25
T1*0
0,03
P*Os
0,13
(NH,)*0
0,02
Fe.()s
14,33
v,o5
0,07
MgO
2,34
A1,03
5,49
CO,
0,29
CaO
2,31
CuO
0,37
SiO,
13,38
SrO
0,02
PbO
0,05
TiO,
0,13
BaO
0,12
Mo03
0,10
0
4,71
MnO
21,46
SOs
0,83
99,99
Der Vollständigkeit halber sollen noch die Zahlen hinzugefügt
werden, welche Gkeiner bei der Untersuchung der aus Globigerinen-
schlamm stammenden Knollen von der „Valdivia" - Station 87 fand.
Wasserlöslich waren 1,74%, und zwar Fe«03 0,07, CaSO* 0,12,
Na*(K*)S04 0,57, Na(K)Cl 0,98%. Die Knollen enthalten also augen-
scheinlich noch lösliche Salze des Meerwassers, aber in einer ganz be-
stimmten Auswahl und nicht in den ursprünglichen Mengenverhältnissen;
die Magnesiumsalze fehlen vollständig, schwefelsaurer Kalk ist gegen-
über Chlornatrium stark angereichert. Am meisten überrascht
der hohe Gehalt an schwefelsaurem Alkali, das im Meerwasser nur in ge-
ringen Mengen vorhanden ist. Der im Wasser unlösliche Teil ergab
folgendes:
12,85
1,87
0,19
Spuren
0,23
0,40
15,54
In HCl
un-
löslich
SiO, . .
AUOh. .
Fe«Os .
MnO, TiO,
CaO . .
MgO . .
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346
Die jungen Heeressediment« und ihre Bildung
1,91
3,08
20,85
23,63
0,65
0,50
1,05
1,55
0,88
1,14
1,39
27,67
0,69
84,99
100,53
Bemerkenswert an dieser Analyse, die in Bezug auf das Verhältnis
voil Fe403 zu MnOg, auch in den Beziehungen zwischen in Salzsäure
unlöslichen und löslichen Bestandteilen, manchen des „Challenger*-
Berichtes nahesteht, ist, daß die dort konstant angegebenen Spuren von
Cu und die häufig nachgewiesenen Spuren von Co und Ni trotz sorg-
fältigen Suchens nicht entdeckt werden konnten. Dagegen ist ein nicht
unbedeutender Gehalt an Titansäure und Alkalien vorhanden, der in den
meisten „Challenger" -Analysen fehlt.
Die Herkunft der Sch wertnetalle in den Manganknollen, ihre Konzentration,
sowie die Langsamkeit dieses Vorganges
Als wesentlichste Quelle für die in den Manganknollen an-
gereicherten Schwermetalle wird man mit Mürray basische Eruptiv-
gesteine anzusehen haben, deren Trümmer in den Meeresablagerungen
eine bedeutende Rolle spielen und sich, wegen Mangels an anderen
Komponenten, besonders in den Gebieten des Roten Tones anreichern.
Daß Meerwasser Bimssteine aufzulösen vermag, haben vergleichende
Untersuchungen J. Thoulets dargetan, auf welche in anderem Zu-
sammenhange zurückzukommen sein wird. Wahrscheinlich bilden sich
bei der Zersetzung dieser Gesteine unter dem Einfluß des kohlensäure-
haltigeu Tiefeuwassers zunächst lösliche Bikarbonate, welche ihrerseits
durch den Sauerstoff des Meerwassers leicht zu den wasserhaltigen
Eisen- und Manganoxyden oxydiert werden. Erst während dieser
Oxydation fand offenbar die konkretionäre Zusammenballung um die
verschiedenartigen Kerne und deren auf dem Diffusionswege erfolgende
Infiltration statt. Wie bei vielen Konkretionen wurden auch bei der
Bildung der Manganknollen mancherlei Teile des umgebenden Sedimentes,
In HCl
SiOs .
A1803 .
Fe«0,
MnO*.
MnO .
P*Os .
TiO, .
löslich Ca0
MgO .
K.O .
NajO .
H,0 .
CO, .
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Roter Tiefseeton
347
Tonsubstanz, nichtzersetzte Silikate, Quarzsplitter und anderes auf
mechanischem Wege mit eingeschlossen. Auf keinen Fall läßt der
wirkliche Befund die in Ansehung der Bildung z. B. der Manganflecken
der Tigersandsteine vielleicht naheliegende und in der Darstellung
Gümbels zwischen den Zeilen stehende Deutung zu, daß die Kon-
kretionen ursprünglich Karbonate waren, welche durch einen nachträg-
lichen Oxydationsprozeß in Hydroxyde verwandelt wurden; die physi-
kalisch-chemischen Bedingungen am Tiefseeboden sind nicht derartige,
daß ein Niederschlag von Karbonaten wahrscheinlich wäre. Müuray
bezweifelt aber die Bedeutung, welche Boussingault, Dieülafait und
auch sein eigener Mitarbeiter Renard den im Meerwasser angeblich
als Bikarbonat vorkommenden Manganverbindungen für die Mangan-
lieferung zuschreiben, weil er und Irvine"*4) trotz ausgedehnter Versuche
weder im Oberflächeuwasser der Ozeane noch im Kesselstein von See- «
dampfern Mangan habe nachweisen können; nur in litoralem Boden-
schlamm habe sich wirklich Mangankarbonat gefunden. Auch die 1891
von J. Y. Buchaxan, 1894 von Jüdd geäußerte Ansicht, daß die
Sulfate des Meerwassers durch Verwesung organischer Substanzen in
Sulfide umgewandelt würden und daß diese Eisen- und Mangansulfide
dann am Meeresboden oxydiert würden, kann als unrichtig bezeichnet
werden. Keiner weiteren Diskussiou bedarf endlich auch die merk-
würdige Anschauung Gümbels, daß die Mangankuolleu eine Ausfällung
aus untermeerischen Mineralquellen oder auch vulkanischen Ergüssen
darstellen und „ihre oolithähnliche Formung durch die strudelnde Be-
weguug, welche das Aufsteigen der Quellen am Grunde des Meeres
begleiten muß-, erlangten; denn die Formen der Manganknollen, wie
sie in unübertrefflicher Weise im „Challenger"-Werk und auch von
Murray und Lee abgebildet wurden, sind die typischer Konkretionen
und von den durch strudelnde Bewegung erzeugten Ooidformen durchaus
verschieden: die Anreicherung der Mangan- und Eisenverbindungen,
welche Gümbel sich ohne jene Hilfsannahme nicht erklären konnte,
verliert aber vieles von ihrer Unerklärbarkeit, wenn wir die Länge der
Zeit in Rechnung setzen, welche, wie wir gleich sehen werden, für alle
diese Prozesse am Tiefseeboden angenommen werden muß. Immerhin
bleibt noch manche Unklarheit in Bezug auf das z. T. lokalisierte Auf-
treteu der Knollen, obwohl die bisher angeführten Bedingungen über
größere Regionen des Tiefseebodens hinweg die gleichen zu sein
scheinen. Vielleicht wird man mit Murkay und Philippi aunehmen
dürfen, „daß die Maugankuollen ähnlich wie das Sumpferz durch Ver-
mittelung von Bakterien ausgeschieden wurden, und daß sie sich dort
in größeren Mengen anhäufen konnten, wo die Lebensbedingungen für
diese besonders günstig waren. An anderen Punkten, die den Bakterien
nicht zusagten, fand die Bildung von Manganknollen überhaupt nicht
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Die juugen Meerefisedimente und ihre Bildung
statt". An die Beteiligung dieser Mikroorganismen hatte auch schon
Paul Fischer gedacht; doch ist ihr Nachweis bisher noch nicht er-
bracht wordeu.
Verschiedene Umstände sprechen dafür, daß die Bildung der
Manganknollen äußerst langsam vor sich geht. Die zuweilen auf den-
selben angesiedelten Tiefseeorganismen zeigen, daß jedenfalls während
der Lebensdauer dieser keine Volumenzunahme stattfand. Die meist
starke Zersetzung der mit und in den Knollen vorkommenden Bimsstein-
und Glasteilchen deutet ebenfalls auf einen langen Zersetzungsprozeß
am Boden der Tiefsee hin. Aus der zonaren Struktur der Knollen hat
man schließen wollen, daß die Bildung derselben nicht immer im
gleichen Tempo erfolgte und sogar vielleicht zeitweilig aussetzte. Mürray
und Philippi hielten es für denkbar, „daß die Kohlensäuremenge, die
das Meerwasser enthält, gewissen zeitlichen Schwankungen unterworfen
ist; sie können erklärt werden durch größere Kümaschwankuugen,
reicheres oder ärmeres Organismenleben, schließlich vielleicht auch durch
vulkanische Ausbrüche. Ebenso ist es aber auch möglich, daß das
stärkere Wachstum einer Knolle mit der Zuführung von frischem
Gesteinsmaterial in Verbindung steht". In der Tat wird man alle diese
Möglichkeiten als Faktoren für das Bildungstempo der Knollen in Ansatz
bringen müssen; indessen sollte man doch nicht übersehen, daß ein Teil
der „Schichtungen" der Manganknollen offenbar als eine Diffusions-
erscheinung nach Art der LiESEGANGscoen Ringsysteme aufgefaßt werden
muß, wodurch die Lagentextur als Anzeiger des wechselnden Bildungs-
tempos sehr an Beweiskraft verlieren dürfte. Daß die Abscheidung der
Mangan-Eiseuhydroxyde immer nur in den feinsten Partikelchen erfolgt,
zeigen die oft abwischbaren Anflüge auf frischen Schalenresten. Aber
für die Entstehung der dicken Krusten müssen wir durchaus mit
geologischen Zeiten rechnen. Die schon einmal erwähnten, vom
„Albatross*1 im nördlichen Pazifischen Ozean gedredschten , in dicke
Manganhüllen eingebetteten Glazialgeschiebe zeigen, wie langsam die
Abscheidung seit der Eiszeit vor sich gegangen ist , ebenso aber auch,
wie gering der Absatz von Rotem Ton seit jener Zeit um die Geschiebe
herum war.
Die fossilen Einschlüsse der Manganknollen
Die im letzten Abschnitte bezüglich der außerordentlich langsamen
Bildung der Manganknollen gezogenen Schlüsse werden noch besonders
unterstützt durch die Art der, wie wir ruhig sagen können, fossilen
Einschlüsse der Manganknollen. Denn die überkrusteten Haifischzähne,
die Gehörknocheu von Walen uud Delphinen gehören z. T. Arten an,
die in unseren heutigen Meeren nicht mehr leben, sondern nach J. MURRAY
unzweifelhaft Repräsentanten der tertiären Faunen sind. Da diese Fest-
Roter Tiefseeton
349
Stellung von der allergrößten Bedeutung für die verschiedenartigsten
Fragen der Meeresbodengeologie ist, soll etwas näher darauf eingegangen
werden, zumal auch wichtige neuere Arbeiten darüber vorliegen.
Der „Challenger" sammelte bei einigen seiner Dredschnngen öfter
über einige Hunderte, in einem Falle, auf Station 285 in 4343 m Tiefe,
über 1500 größere Haifischzähne (der größte war 83 mm breit und
64 mm lang) neben unzähligen kleineren Zahnresten und einer geringeren
Anzahl von Cetaceenknochen. Unter den ersteren bestimmte J. Murray
— , dessen Bestimmungen von A. Günther, dem Ichthyologen des
Britischen Museums, bestätigt wurden, — Hemipristis oder (ialeus sp.,
Carcharias oder Corax sp., ferner Lamna sp., Oxyrhina trigonodon und
Carcharodon megalodon (Fig. 115, 116), Formen, wie sie für das Tertiär
Fig. 115. , Fig. 116.
Größter, von der „Challengeru-Expedition erbeuteter Zahn von Derselbe Zulin, wie die
Carcharodon megalodon, nur im Schmelz erhalten, aus Rotem nebenstehende Abbild.,
Ton des Süd pazifischen Ozeans aus 4362 m Tiefe. Etwa '/• von der Seite gesehen,
nat Größe. nChallenger"-Station 281. Aus M urray und Aus Murray u. ReKAKD,
Renard. Deep sea depogits, Tafel V, Fig. 1. Deep sea deposite, Taf.V,
Fig. I a.
(Miozän-Pliozän) von Malta, Südcarolina und Australien charakteristisch
sind. Aus Funden der „Egeria" im Indischen Ozean bestimmte Mukkay3"5)
außer der letztgenannten Art noch Oxyrhina hastilis, welche die gleiche
Verbreitung im Tertiär besitzt, und Lamna obliqua Ag., eine Charakterform
350 Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
des Londontones. Alle diese Zähne des Tiefseebodens zeigen aber gegenüber
den tertiären Funden und auch gegenüber einem vereinzelten Fund von
zwei in einer Phosphoritkoukretion eingeschlossenen Lamna-Zähnen, den
Al. Agassiz 1880 während der Fahrt des „Blake" auf Station 317 in
31° 57' N.f 78° 18' W. in einer Tiefe von nur 609 m am Boden des
Golfstromes machen konnte, einen eigenartigen Erhaltungszustand, indem
bei ihnen die ganze Wurzel und das Vasodentin durch Auflösung ver-
schwunden sind; eine Tatsache, welche die Unsicherheiten in der Be-
stimmung der Formeu erklärt.
Ein reiches Material von Haifischzähnen hat sodann der „Albatross"
auf seinen beiden großen Expeditionen in den Pazifischen Ozean 1899/1900
und 1904/05 gewonnen, über welche C. It. Eastman 1903 3M) und 1906 s")
berichtet hat. Die Bestimmungen dieses Autors ergaben das Vorhanden-
sein folgender Arten:
Oxyrhina crassa Ag., eine Form, welche im Eozän bis Pliozän in
Europa, selten auch in den Phosphatschichten von Südcarolina auftritt.
Außer dieser, nach Eastman schon in der „Challenger*-Ausbeute vor-
handenen Art fand derselbe in dieser auch die von Murray aus dem
Indischen Ozean angegebene Oxyrhina hastilis vertreten.
Carcharodon megalodon Ag., die bekannte Form des Pliozäns von
Malta, die sehr verbreitet auch im Tertiär der Pazifischen Küste
Amerikas, von Kalifornien bis Patagonien, auftritt und mit dem Pliozän
ausstarb. Hierzu tritt mit aller Wahrscheinlichkeit drittens
Carcharodon lanciformis Gibbes, welche Form zusammen mit den
beiden vorhergenannten in Südcarolina auftritt.
Nicht näher bestimmbar sind die schon in der „Challenger"- Aus-
beute vorhandenen Lamna- Zähne, die eher an miozäne, als an rezente
Formen erinnernden Carcharias- Zähne und die Hemipristis.
Bezüglich der Verbreitung im Pazifischen Ozean läßt sich sagen,
daß Zähne von Lamniden und Carchariiden sich in allen Teilen des-
selben finden, aber besonders am Tiefseebodeu der südlichen tropischen
Regionen.
Noch ungünstiger als bei den Haifischzähnen gestaltet sich die
Bestimmung bei den Resten der Meeressäuger, da unsere Kenntnisse
sowohl der rezenten wie der fossilen Formen noch recht unbefriedigend
sind, vor allem, was die am Tiefseebodeu fast allein erhalteneu Gehör-
knochen anbetrifft. Diese nur lose mit dem Schädel verbundenen
Knochenteile, welche nach dem Tode des Tieres leicht sich ablösen,
besitzen ebenso wie die sonst wohl noch vorhandenen Schuauzcnfragmente
eine extrem dichte Struktur, was sie allein befähigte, der Auflösung
durch das kohleusäurereiche Tiefenwasser zu entgehen, zumal sie dem
Angriff desselbeu auch nur eine relativ geringe Oberfläche darbieten.
Während der „Challenger'-Bericht nach den von W. Türner revidierten
Roter Tiefseeton
351
Bestimmungen Reste von Globicepbalus, Ziphius cavirostris, Mesoplodon
(Fig. 1 17), Balaenoptera rostrata und B. antarctica anfuhrt, kam Eastman
Fig. 117.
Felsen- oder Paukenbein and Bulla tyropanica eines Zahnwales (Mesoplodon cf. layardi),
außen mit Mangansubatanz teilweise bedeckt, aus Rotem Ton des Süd pazifischen Ozeans
aus 4270 m Tiefe. Nat. Größe. „Challengeru-8tation 286. Aus Murray und Renard,
Deep sea deposits, Tafel VIII, Fig. 1.
nach Diskussion unseres bisherigen Wissens über die Gehörknochen der
fossilen und rezenten Cetaceen zu dem Resultat, daß ein Teil der Tiefsee-
funde Delphinus delphis L. sehr nahesteht,
ein anderer einer Kogia, wahrscheinlich K.
breviceps, angehört, wälirend eine zweite
Physeteridenform der Gattung Hyperoodon
zuzuzählen ist, ohne aber mit H. rostratus
oder irgend einer fossilen Form direkt
identifiziert werden zu können. Fügen wir
hinzu, daß nach unseren jetzigen Kennt-
nissen Cetaceen-Gehörknochen am häufigsten
im Pazifischen Ozean südlich des Äquators,
und zwar besonders zwischen 10° und 40° S.,
gefunden werden, während sie nördlich des
Äquators nur ausnahmsweise angetroffen
wurden, so bleibt uns noch zu erörtern,
daß die Zusammensetzung der Reste aus
der Tiefsee, abgesehen von den Mangan-
infiltrationen und -Umhüllungen (Fig. 118),
auch insofern von derjenigen der Knochen
lebender Formen abweicht, als jene einen
höheren Fluorgehalt aufweisen. Ich entnehme dem Werke von Murray
und Renard, die sich eingehend mit dieser Frage befaßt haben, folgende
Fig. 118.
Bulla tympanica von Mesoplodon?
in einer durchschnittenen Mangan-
knolle aus Rotem Ton des In-
dischen Ozeans westlich von
Tasmanien aus 4755 m Tiefe.
„Challengeru-Station 160. Aus
Mi'rray und Renard, Deep sea
deposits, Tafel VIII, Fig. 11.
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352 Die jungen Meeressediment« und ihre Bildung
Zahlen, deren eine die gleiche Erscheinung für einen Haifischzahn vom
Boden der Tiefsee erkennen läßt.
Fluorgehalt in rezenten Cetaceenknochen 0,004—0,032%
„ „ fossilen „ 1,50 °/o
„ Tiefsee- „ 0,65-1,89 7o
„ n dem Dentin eines Carcharodon-Zahnes . 2,28 °/o
Nehmen wir hinzu, daß die den ausgestorbenen Haifischen und
Cetaceen angehörigen Zähne und Knochen stets besonders dick von
Manganeisenhydroxyden inkrustiert und imprägniert sind, während die
der modernen Arten besser erhalten und kenntlich geblieben sind, so
können wir aus alledem nun mit Sicherheit den Schluß ziehen, daß die
Bildung der Manganknollen und damit des Roten Tones, der ihre Matrix
darstellt, bis in die jüngere Tertiärzeit, mindestens bis ins Pliozän
zurückreicht. Und wir gewinnen hiermit einen bestimmteren zeitlichen
Anhaltspunkt für die Länge der geologischen Zeiträume, deren Wirken
wir bereits aus der Ansammlung der Philippsite und Meteorkügelchen,
sowie aus der intensiven Zersetzung der vulkanischen Gläser des Roten
Tiefseetones erschließen konnten.
Dl© geographische Verbreitung der Roten Ticfsoetone
Der Rote Tiefseeton nimmt im Pazifischen Ozean riesige geschlossene
Flächen ein, welche — abgesehen von den an die Umgebung von meist
steil aus der Tiefsee anfragenden Inseln gebundenen vulkanischen und
Korallensedimenten — nur fleckweise vom verwandten Radiolarienschlamm
und von Globigerinenschlamm unterbrochen werden. Auch die Philippinen-
bucht, der nördliche Teil des pazifisch-antarktischen Beckens, Fidschi-
becken und Australbucht, teilweise auch noch das Korallenbecken, ge-
hören ihm an. Kermadec- und Tonga-Graben tragen ebenfalls Tiefseeton-
Bedeckung. Krümmel, dem allerdings die neueste kartographische Dar-
stellung, welche dem Werke von Murray und Lee beigegeben ist, noch
nicht vorlag, gibt das Areal des Tiefseetons im Pazifischen Ozean mit
101 Millionen qkm an, doch ist von dieser Zahl nach der Entdeckung
einer großen, mit Globigerinenschlamm bedeekten Fläche im südöstlichen
Pazifischen Ozean durch den „Albatross" etwa ein Viertel abzuziehen.
Mürray und Lee geben die von Rotem Ton bedeckten Flächen des
pazifischen Meeresbodens mit 29,3 Millionen englischen Quadratmeilen
an, das sind 75 Millionen qkm.
Viel kleiner sind die von Rotem Ton im Indischen Ozean ein-
genommenen Flächen, nach Mürray387) 11,4 Millionen qkm, und im
Atlantischen Ozean, für welchen Schott 13,8 Millionen qkm angibt.
Im Indischen Ozean bedeckt unser Sediment ein großes Areal, welches
sich von den Maskarenen ostwärts gegen Australien hinzieht und sich
gegen Nordosten relativ nahe an die Sunda-Inseln heranschiebt. Diesem
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Roter Tiefseeton
353
Gebiet gegenüber besitzt nach den neueren Forschungen ein kleineres,
südlich von Australien und westlich von Tasmanien gelegenes Gebiet
Selbständigkeit. Dazu kommt ein drittes, kleineres, welches sich um
10° N-Breite von den Malediven westwärts in der Richtung auf die
Somaliküste hin erstreckt, und endlich ein viertes im Südosten von Ma-
dagaskar.
Im Atlantischen Ozean bergen 5 isolierte, z. T. nicht sehr aus-
gedehnte Räume Roten Ton, und zwar die jedesmal tieferen Teile des
nordamerikanischen Beckens, der Kapverdeschen oder nordafrikanischen
Mulde, des Brasilianischen oder Argentinischen Beckens, sowie der Kap-
mulde. Hierzu tritt endlich noch eine kleine Fläche im Karibischen
Becken des Amerikanischen Mittelmeeres.
Alles in allem bedeckt Roter Tiefseeton etwas über 100 Millionen
qkm des Meeresbodens, womit er an die zweite Stelle unter allen
modernen Sedimenten tritt. Seine Hauptverbreitung liegt zwischen
50° S.- und 50° N.-Breite, und er beherrscht in der Hauptsache die
Wasserhalbkugel der Erde, während der Globigerinenschlamm in den
Meeren der Landhalbkugel dominiert.
Wie schon bei der Behandlung des Globigerinenschlammes bemerkt
wurde, findet sich dieses Sediment häufig in stratigraphischer Verknüpfung
mit Rotem Ton, der häufig den ersteren unter-, seltener überlagert.
Alle diese äußerst wichtigen Vorkommnisse sollen später im Zusammen-
hange besprochen werden.
Anhang: Die kalkfreien Tiefseesedlinente der Banda- und Celebcs*See
0. B. Böggild301) hat in seiner Beschreibung der Grundproben
der „Siboga" -Ausbeute eine Anzahl Grundproben aus den tiefen Ein-
sturzkesseln der Banda- und Celebes-See zum Roten Tiefseeton gestellt,
ohne sich jedoch die großen Bedenken zu verhehlen, welche eine solche
Klassifikation mit sich bringt. Denn die einzigste Eigenschaft, welche
diese Proben zu jenem Typus der Eupelagischen Sedimente weist, ist
eigentlich nur die Kalkfreiheit oder -armut. In den meisten anderen
Beziehungen aber sind sie sehr nahe mit dem Blausehlick, bezw. vul-
kanischen Schlick verwandt, indem sie z. B. sehr reichlich chersogene Kom-
ponenten enthalten. J. Murray hatte daher auch solche Proben zum
Blauschlick gerechnet. „Dies würde indessen" — meint BÖggiijd —
„zu ganz merkwürdigen Konsequenzen führen; wenn man nämlich eine
vollständige Serie von Proben von den beiden tiefen Binnenmeeren, der
Banda- und der Celebes-See, hätte, würde es sich wahrscheinlich zeigen,
daß man zu äußerst, dem Lande am nächsten, einen Ring von blauem
Schlick hätte, innerhalb dieses einen anderen von Globigerinenschlamm
und in der Mitte eine Partie mit Rotem Ton. Wenn man nun diesen
als blauen Schlick bezeichnen •würde, hätte man also zwei Regionen
Andre«. Geologie dca Meerabodon«. II. 23
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Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
von blauem Schlick, die voneinander durch den Globigerinenschlamm
gänzlich getrennt wären, was recht paradox aussehen wurde."
Die Farbe dieser ziemlich stark zusammenhaltenden Tone ist meistens
grau (seltener bräunlich, aber auch grön), bisweilen ist eine obere, blaue
Schicht vorhanden. Der Kalkgehalt fehlt meistens vollkommen, steigt
aber bis auf 23,9 % und beträgt im Mittel 4,4 °/o. Nach alledem würden
diese Sedimente wohl am besten mit jenen Übergangssedimenteu zwischen
Blauschlick und Rotem Ton zusammenzustellen sein, wie sie sich ins-
besondere in den Randzonen des nordpazifischen Roten Ton -Gebietes
finden. Leider fehlen der Darstellung HöGGrLDs chemische Analysen
der Gesamtproben und damit auch die Möglichkeit diesbezüglicher Kon-
trolle. Vielleicht hätten solche doch Hinweise auf die Ursache des
niedrigen oder ganz fehlenden Kalkgehaltes gegeben, welcher bei der
durch untermeerische Rücken bediugten Abgeschlossenheit der genannten
Becken gegen die euozeanische Tiefsee nicht auf das kalte Tiefenwasser
der letzteren zurückgeführt werden kann, eine Tatsache, die uns in einem
späteren Abschnitte noch einmal zu beschäftigen haben wird.
4
II. Radiolarienschlamm
Die allgemeinen Eigenschaften des Radiolarienschlamm es
Der typische Radiolarienschlamm (radiolarian. ooze der Engländer,
vase ä radiolaires der Franzosen) ist nur eine an Radiolarienskeletten
reiche Abart des Roten Tones. Die Grundsubstanz ist bei beiden Sedi-
menten der gleiche, durch Eisenoxyd und manche andere Substanzen
verunreinigte Ton ; nur ist die tonige Grundmasse des Radiolarienschlammes
etwas weniger plastisch als die des Tiefseetones. Auch die Farbe ist
im allgemeinen rötlich, bald dunkelbraun wie Schokolade, bald heller
und gelb wie Erbsenstroh. Je nach dem Mangangehalt sind häufig die
einzelnen Lagen dunkler oder heller gefärbt.
Der Radiolarienschlamm ist wie der Rote Ton ein Sediment der
großen, landfernen Tiefen; die Durchschnittstiefe der 9 „Challenger"-
Proben betrug 5292 m, die geringste Tiefe war 4298 in, die größte
8184 m. Die Durchschnittstiefe übertrifft also die bisher für Roten Ton
ermittelte selbst dann noch um ein Weniges, wenn wir die höchste, aus
den „Valdiviau-Werten abgeleitete Zahl als wahren Durchschnitt an-
nehmen wollten. Anch den geringen, oft gänzlich fehlenden Gehalt an
CaCOa hat der Radiolarienschlamm mit dem Roten Ton gemein. Unter-
scheidend aber ist der hohe Prozentsatz von Radiolariengehäusen unter
den kieseligen Organismeuresten ; und man hat sich gewöhnt, die anch
hier künstliche Grenze bei einem Mindestgehalt von 20 % Radiolarien-
skeletten anzunehmen, wie es seinerzeit von Murray und Renard vor-
geschlagen wurde. •
Radiolarienschlaui m
355
Die 9 Proben des „Challenger* enthielten im Durchschnitt:
Pelagisehe Foraminiferen . . . 3,11 %
Ben thonische Foraminiferen . . 0,11 °/0
Andere Organismen . . . . . 0,79 %
Kalkkarbonat
Nicht kalkiger
Rest
Kieselorgauismen 54,44 °/o
Mineralfragmente 1,67 °/0
Feinstes Schlämmprodukt . . . 39,88 °/o
4,01 %
95,99 °/o
100,00
Ein Vergleich mit den flir den Roten Ton gegebenen Durchschnitts-
zahlen zeigt den Unterschied besonders darin, daß im Radiolarienschlamm
die Kieselorganismeu gegenüber dem feinsten Schlämmprodukt überwiegen.
Chemische Zusammensetzt!]])? der Kadiolarieoschlamme
In Übereinstimmung mit den im Vorigen genannten Zahlen stehen
auch die chemischen Analysen, von denen wegen der Bedeutung des
Radiolarienschlammes als Vergleichsobjekt für gewisse fossile Sedimente
zwei durch Brazieb ausgeführte mitgeteilt werden sollen, obwohl auch
gegen diese die schon früher geäußerten Bedenken zu erheben sind.
„Challenger"-Statiou 265
12» 42' N., 152° 1' W.
pChallenger"-Station 274
7° 25' S., 152 9 15' W.
5303 m
5029 m
Glüh verlust
4,30
7,41
SiO,
AI,Ot
38,75
6,75
46,50
8,32
In
HCl
löslich
Fe,Ott ....
MnO,
Ca CO,
CaS04
Ca,(P04), ....
MgCO,
11,20
0,57
2,54
0,29
0,65
2,4«
14,24
3,23
3,89
0,41
1,39
1,50
In
HCl
un-
löslich
SiO,
A1.0,
Fe,Os
CaO
MgO
21,02
6,19
3,09
1,85
0,34
63,21
9,52
2,20
0,75
0,39
1,25
79,48
32,49
13,11
100,00
100,00
Die auffallend hohe Menge von in Salzsäure ' löslichem SiO« ist
außer auf wasserhaltige Silikate, z. B. auch Zeolithsubstanzen, auf die
Zersetzung wasserfreier Silikate, vor allem aber auf die Auflösung der
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356
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Opalsubstanz der Kieselskelette zurückzuführen, deren Wassergehalt teil-
weise auch die Höhe des Glühverlustes bedingt.
Kalkige Onranisnienreste eines Teiles der RadiolaHenschlamme
Der nur in seltenen Fällen bis zu 20 % steigende Kalkgehalt wird
in der Hauptsache von pelagisehen Foraminiferen geliefert, neben denen
aber auch benthonische Rotalidon und Nummuliniden nicht fehlen. Außer-
dem finden sich wohl noch Fischzähne und -otolitheu, Ostracodenschälchen,
Echinodermenfragniente, Gastropodenschalen und Coccolithen, aber nie-
mals in bedeutender Menge.
KioM'Hire Organismen! «'»(■■ der Itadinlarii-iiM-hlaiiiiiH'
Den Hauptbestandteil unter den biogeuen Gemengteilen mit nicht-
kalkigen Skeletten bilden stets die Kadiolarien (Fig. 119, 120), neben
denen aber auch die Kieselskelette der Diatomeen und Spongiennadeln
Fig. 119.
Radiolarienschlauun mit Pipett.ni ia fusaria, Anthocvrtiuiu sp., Lyclinocauium sigmopodium,
Dictyomitra caltanisettae, Kntytnpanium tnusirantum, Carposphacra Waltheri, Carpocanium
petulospyris, Sethodiscus phacoides, Spongodiscus flurralis usw. usw. nebst Nadeln von
Rieselst hwännnen aus H1K4 ni Tiefe des Westpazinsclien Ozeans. „Challengeru-Station 225.
Vergrößerung <a. 85. Aus Mihkay und REX ARD, Deep sea deposits, Taf. XV, Fig. 8.
wohl nur selten fehlen. Von agglutinierenden Foraminiferen können
Lituoliden und Astrorhizidcn fast immer beobachtet werden.
Obwohl die Etadiolarieagruppe der Acautharia reichlich im pela-
gischen Plankton vorhanden ist, fehlen ihre schönen Gerüste doch durch-
weg im Sediment, da sie, wie bereits einmal erwähnt wurde, aus dem
leichtlöslichen Strontiumsulfat bestehen. (Mukray erwähnt nureinmal eine
zweifellose Acantharie, Pantopelta icosapsis, aus einem Diatomeenschlamm
by Google
Radiolarienschlamm
357
des südlichen Indischen Ozeans.) Dagegen beherrschen die mit Opal-
skelett versehenen Nassellarien und nächstdem die etwa balbmal so
häufigen Spumellarien das Sediment, welches Haeckel und Dreyer
einmal in einer einzigen Probe 338 Arten dieser beiden Unterordnungen
lieferte. Demgegenüber ließen sich nur wenige Arten von den im all-
gemeinen zartschaligen Phäodarien nachweisen (Fig. 120). Die Deutsche
Tiefsee-Expedition hat durch Schließnetzfänge festgestellt, daß die zarteren
Radiolarienskelette stufenweise mit zunehmender Tiefe verschwinden,
sodaß auch die wirklich auf dem Boden der Tiefsee zur Ablagerung ge-
laugenden Reste in der Hauptsache nur Trümmer und Auflösungsüber-
bleibsel des im lebenden Zustande so wunderbaren Formenreichtumes
darstellen.
Von anderen kieseligen Resten sind die großen, manchmal
über 1 mm Durchmesser erreichenden Kieselschalen der Diatomee Cos-
cinodiscus (Ethmodiscus) rex Wallich besonders bezeichnend für den echt
Fig. 120.
Radiolarienschlamm mit Dictyomitra caltanisettae, SiphonoBphaera patinaria und socialis,
Porcadospyrisantilope, Anthocyrtium sp., Cenusphaera compacta und mellifica, Stylo-
dictya heliospira, Thecospliaera Zitteli, l'haeodarien • Fragmenten , Akanthosphaera cla-
vata (?) usw. usw. aus 5803 m Tiefe des zentralen Pazifischen Ozeans. „Challenger"-
SUtion 268. Vergrößerung ca. 85. Aus MURRAY und Renaru, Deep sea deposite,
Tafel XV, Fig. 4.
tropischen Radiolarienschlamm ; diese Art, deren schachtelähnliche Gebilde
auch zu den gewöhnlichen Warm wasserformen des Atlantischen Ozeans
gehören, fehlt allen Sedimenten aus gemäßigten und kalten Breiten.
Daran reiche Radiolarienschlamme waren es, welche der „Nero" zwischen
den Marianen und Philippinen an örtlich ganz eng umschriebenen Flecken
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358
Die jungen Meeressediinente und ihre Bildung
iu Tiefen von 4500 und 6000 m auffand und Flent sodann als Diatomeeu-
schlamme beschrieb. Auch die von Al. Agassiz 1904 vor der West-
küste des tropischen Südamerika im Perustrom zwischen Callao und den
Galäpagos iu Tiefen zwischen 2700 und 5200 m gesammelten diatomeen-
reichen Sedimente können nach Murray nicht als Diatomeenschlamme
im eigentlichen Sinne des Wortes bezeichnet werden.
Art-vKsoriKche Restandteile und diagenetist-he Neubildungen
in Radiolarienschlammen
Die Einschlüsse von vulkanischen Auswürflingen, von Mangan-
knollen, Phillipsiten, Haifisch zahnen und Meteorkügelcheu, die sich, wie
z. T. schon erwähnt wurde, auch im Radiolarienschlamm finden, sind
von denen des Roten Tones nicht wesentlich verschieden.
Einer besonderen Erwähnung aber bedürfen Agglomerat -artige
Verkittungeu des Radiolarieuschlammes, welche der „Challenger" auf
Station 225 in 11° 24' N., 143° 16'0. im mittleren tropischen Pazifischen
Ozean in einer Tiefe von 8184 m in großer Zahl auffand. Diese sehr
typische Probe — es ist dieselbe, welche Haeckel und Dheyer 338
Radiolarienarten lieferte — enthielt eine große Zahl kleiner Partikeln
von unregelmäßiger Form, welche auch unter Behandlung mit unver-
dünnter Salzsäure nicht auseinanderfieleu, wobei vielmehr nur das Eisen
und andere färbende Substanzen entfernt wurden. Die bei mikroskopischer
Untersuchung kenntlichen Radiolarien, Spongiennadeln und kleinen vul-
kanischen Komponenten zeigen, daß es sich um eine Verkittung der
Bodenbestandteile handelt, welche wohl durch eine kolloide Kieselsäure-
substanz hervorgerufen worden ist, Ähnliche Aggregate des Sedimentes,
aber von geringerem Zusammenhalte, haben sich auch auf «anderen
Stationen gefunden.
Der Radiolarienschlamm von Station 225 zeichnet sich weiter-
hin durch sehr eigenartige, weißgefärbte Aggregate winziger rhom-
boedrischer Kristalle aus, welche, mit verdünnter Salzsäure behandelt,
sich unter Kohleusäurebildung auflösen, wobei ein flockiger Rückstand
übrig bleibt. Es ist umsomehr zu bedauern, daß es Mukray und Rexard
nicht gelungen ist, festzustellen, ob es sich dabei um Calcit- oder Dolomit-
rhomboeder handelte, als man in den fossilen Gesteinen, welche manche
Autoren — ob mit Recht, wird die Zukunft lehren — als bathy metrische
Äquivalente des moderneu Radiolarieuschlammes ansehen, nämlich in
gewissen Kieselschiefern, ebenfalls Karbon atrhomboeder findet, deren Ent-
stehung einstweilen ebenso rätselhaft ist, wie in dem erwähnten rezenten
Falle. Es mag liier hinzugefügt werden, daß auch die „Valdivia" auf ihrer
südatlantischen Station 85 in 26° 49' S., 5° 54' O. in 5040 in Tiefe in
einem in Roten Ton übergehenden Globigerinensehlamm von 42,5 °/o
CaCOs-Gehalt Kalkspatrhomboederchen von 0,09 — 0,3 mm Länge fand,
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Radiolarienschlamm
359
welche entweder einzeln oder miteinander verwachsen auftraten. Die
Paragenese dieser nicht abgerollten, aber äußerlich korrodierten Kri-
ställcheu — welche Erscheinung darauf hindeutet, daß die Bildung nicht
weiter geht — mit stark zersetzten Lavabrocken, Tuffmaterial, vulka-
nischen Gläsern und Palagonit wird von Murray und Philippi dahin
verstanden, daß die Neubildung jener Calcite auf die Zersetzung basischer
Eruptivgesteine am Meeresgrunde zurückzuführen sei. Man könne aller-
dings einwenden — so meinen die genannten Autoren — , „daß die Löslich-
keit von kohlensaurem Kalk diese Neubildung von vornherein verhindern
müßte. Allein auch Zeolithe sind, wenn auch in viel geringerem Grade,
im Meerwasser löslich, und trotzdem kristallisieren sie in großen Mengen
in den Gebieten des Roten Tones aus*1. Möglich, daß die Lösung der
Frage nach der Entstehung jeuer Neubildungen in dieser Richtung zu
suchen ist; aber vorläufig sind wir nur auf Vermutungen angewiesen,
zumal Salmojraghi 388) neugebildete Calcitkristalle auch in Sedimenten
mittlerer Tiefe im Europäischen Mittelmeere beobachtet haben will.
Die geographische Verbreitung de« Radiolarienschlamme«
Die geographische Verbreitung des Radiolarienschlammes ist eine
beschränkte; denn er bedeckt, wenn wir die neuesten Zahlen von
Murray367) und Murray und Lee nehmen, insgesamt 10,1 Millionen qkm.
Davon würden 8,5 Millionen qkm auf den Pazifischen, 1,6 Millionen qkm
auf den Indischen Ozean entfallen. Im Pazifischen Ozean beherrscht das
Sediment ein, wie es* scheint, einheitliches, langgestrecktes Gebiet, welches
sich, am Blauschlickgürtel der zentralamerikauischen Küste beginnend, süd-
lich und nördlich des 10. Grades nördlicher Breite bis über den 160. Grad
westlicher Länge hinaus hinzieht. Ein zweites, ziemlich umfangreiches
Gebiet liegt nördlich von den Samoa-Inseln bis etwa 8° nördl. Breite, von
dem ersteren durch eine von Globigerinenschlamm bedeckte Zone ge-
trennt. Eine kleinere Fläche ist nordwestlich vom Paumotu-Archipel,
ein viertes Gebiet im Marianen-Graben bekannt geworden. Im Indischen
Ozean wird eine Südwest-nordöstlich gestreckte Fläche um die Cocos-
und Weihnachtsinseln herum von Radiolarienschlamm bedeckt. Außer-
dem beherrscht derselbe nach unseren jetzigen Kenntnissen hier nur
noch eine kleine Fläche etwa auf 50° O., zwischen 2° und 5° S. im
Nordwesten von den Seychellen. Im Atlantischen Ozean ist echter Radio-
larienschlamm bisher noch nicht gefunden worden; denn das von der
„Valdivia" auf ihrer Station 123 in 49° 7,5' S., 8° 41' (). nordnordöstlich
von der Bouvet-lnsel in 4418 m gelotete Sediment, welches wegen
seines hohen Gehaltes an vorwiegend kugeligen, auffallend großen
Radiolarien (hauptsächlich Spumellarien der Gattungen Cenosphaera,
Heliosphaera, Heliodiscus und Actinomma, aber auch einigen Nassei-
larien) als Radiolarienschlamm klassifiziert wurde, steht im Über-
360
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
gang zu Diatomeenschlamm und vulkanischem Schlamm, mit welchen
Namen es mit ebensolchem Rechte bezeichnet werden könnte. Das
hellgraue und feste Sediment enthält 2,75% CaCOs, der aus Schalen
Von kleinen Individuen von Globigerina inflata und bulloides, benthonischen
Foraminiferen und Echinidenstacheln besteht. Der 97,25% betragende,
in Säure unlösliche, hellgraue Röckstand setzt sich aus 50% Mineralien,
die z. T. auf einen submarinen vulkanischen Ausbruch hindeuten, aus
40% Kieselorganismen (Radiolarien, Diatomeen, agglutinierenden Fora-
miniferen, Spougiennadeln) und 7,25% „Schlamm" zusammen. Es dürfte
vielleicht richtiger sein, dieses subantarktische Sediment, welches von
den typischen, streng an tropische Gewässer gebundenen Radiolarien-
schlammen doch stark abweicht, als Diatomeenschlamm zu klassifizieren,
wie solcher auch das umgebende Gebiet beherrscht.
III. Dialomeenschlamm
Geschichtliches
Der Diatomeenschlamm (diatom ooze der Engländer, vase ä diato-
mees der Franzosen) ist wie der Radiolarienschlamm ein SiOs- reiches
Sediment, aber, indem sein Si (VGehalt im Wesentlichen auf Reichtum an
Diatomeenpanzern beruht, im Gegensatz zu jenem auf die höheren Breiten
beider Hemisphären beschränkt. Die in den kälteren und eisführenden,
daher auch salzärmeren Meeren reichlich auftretenden Wucherungen der
Diatomeen verändern häufig die Wasserfarbe ins Olivgrüne bis Gelbbraune,
ja Schwarze, welche Tatsache von der nördlichen Hemisphäre schon seit
Hudson (1607) bekannt ist und von W. Scoresby ausführlich beschrieben
wurde. In der Grönlandsee hat Rob. Brown sich mit ihr beschäftigt, während
indenhöheren Südbreiten James C. Ross olivgrünes Meerwasser beobachtete
und der Botaniker seiner Expedition, John Hooker, die rostfarbenen,
am Packeis wohl gedeihenden Diatomeen als Ursache erkannte. Schon
Hooker konnte auch auf den Reichtum an Diatomeen in den Sedimenten
der antarktischen Meere hinweisen; aber der Name „Diatomeenschlamm"
wurde erst von den Gelehrten des „Challenger" eingeführt, denen die
gleichen Erscheinungen bei ihrem Vorstoße über den südlichen Polarkreis
bei 80° 0. L. entgegentraten.
Die allgemeinen Eigenschaften des Diatomeenschlammeti
Das Aussehen der Diatomecnschlamme, welche besonders von der
Südhemisphäre untersucht wurden, ist von dem Verhältnis von kieseligen
Organismenresten zu den miuerogenen Komponenten abhängig. Wo
Diatomeeupanzer weitaus überwiegen, wie das bei den sehr reinen, bis
95% Diatomeenpanzer enthaltenden, von der „Valdivia" längs der Pack-
eiskante und bei der Bouvet-Insel geloteten Proben der Fall war,
erscheinen die sehr feinkörnigen Sedimente im feuchten Zustande von
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Diatnnieensclilamni
301
kleisteriger Beschaffenheit, in der Oberschicht sehr locker, in der Tiefe
zäher, und gelblich-grau gefärbt oder strohfarben; nach dem Trocknen
aber sind sie von sehr heller, weißer Farbe und inehligfilziger Konsistenz
und fühlen sich mit dem Finger auch wie Mehl an. Iu den Grenzfällen
dagegen, wo klastisches, minerogenes Material vorherrscht, wie in größerer
Landnähe (um Inseln) oder infolge stärkerer Beimengung glazial trans-
portierten Gesteinsmateriales nimmt das Sediment eine dunklere, mehr
bläuliche Färbung an, wird fester und nähert sich dem Blauschlick,
bezw. den glazialmarinen Sedimenten.
Die Tiefen der Diatomcengrhlamme
Wenn auch die Tiefe von geringerem Einflüsse auf die Beschaffenheit
des Diatomeenschlammes ist, als geographische Lage seines Bildungsortes
und Strömungen, so mögen doch des Vergleiches halber die von
„Cballenger", „Valdivia" und „Gauss" gefundenen Zahlen angeführt
werden.
Diatoiueenschlnmme
des
Geringste Tiefe
Größte Tiefe
Durchschnittstiefe
m
m
m
„Challenger" . . .
„Valdivia" . . .
( 5 Proben)
1097
3612
2701
(16 „ )
1849
5733
4203
(7 „ )
2320
4820
4056
Die einander naheliegenden Durchschnittswerte von „Valdivia" und
„Gauss" zeigen, daß die reineren Arten des Diatomeenschlammes er-
heblichen Tiefen entstammen und es untunlich wäre, den Diatomeen-
scblamm mit dem Globigerinenschlamm und Pteropodenschlamm als „epi-
lophische Sedimente" zusammenzufassen, wie Krümmel wollte, wogegen
dann Philippi mit Recht Verwahrung eingelegt hat.
Der Kalkgehalt und die denselben bedingenden kalkigen Organismen reste
eines Teiles der Diatoineenschlammo
Der Kalkgehalt ist in der Regel sehr gering und fehlt in 13 von
16 „Valdivia"-Proben und in 5 von 7 „Gauss "-Proben überhaupt völlig.
Daß für diese auffällige Tatsache nicht die Tiefe als solche allein maß-
gebend ist, geht am besten daraus hervor, daß gerade ein Teil der völlig
kalkfreien Diatomeenschlamme der „Valdivia" und des „Gauss" aus •
geringeren Tiefen stammen, m denen man, zumal bei ihrer nördlichen
Position, eher Globigerinenschlamm erwartet haben sollte. „Diese
merkwürdigen Anomalien sind wohl" — mit Philippi — „auf Nord
setzende Strömungen zurückzuführen, welche das über dem Orte der
Lotung schwebende kalkreiche Plankton forttreiben und an seiner
Stelle am Meeresgrunde Material ablagern, das aus antarktischen Ge-
wässern stammt. Auch dieses enthielt ursprünglich wohl kalkige
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3G2
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Orgauismenreste, sie wurden aber auf dem weiten Wege durch die
Berührung mit vielen Wasserniassen aufgelöst." Daß im übrigen die
Kalkgehaltsangaben je nach dem Keiseweg der betreffenden Expeditionen
sehr schwanken und die Werte der „Valdivia" und des „Gauss" mehr
Beachtung verdienen als die des „Challeuger", geht auch aus folgender
Tabelle hervor.
Kalkgehalte der
Diatomeenschlarame
Höchster Wert
%
Niedrigster Wert
.... 4«
Durchschnittswert
des
„Challenger" . ( 5 Proben)
36,84
2
22,96
der
„Valdivia" . . (16 „ )
24
o
2,6
des
„Gauss" . . . ( 7 „ )
29
o
5,7
Wo Kalkgehalt überhaupt vorhanden ist, besteht er, wie das in
küstenfernen Sedimenten die Regel ist, aus den Schalen pelagischer
Foraminiferen; so fand die „Valdivia* etwa halbwegs zwischen der
Bouvetrlnsel und Kapstadt und der „Gauss" zwischen den Crozet-Inseln
und Kerguelen die gewöhnlichen Formen der südlichen gemäßigten Meere,
Globigerina inflata und bulloides, sowie Pulvinulina canariensis, neben
Coccolithen, während in weiter südlich gelegenen Positionen nur kleine
antarktische Formen, Globigerina pachyderma und Dutertrei, aber keine
Coccolithen angetroffen wurden.
Di« kieseligen Organismenreste der Diatomeenschlamme, insbesondere
die Diatomeenflora der hohen SUdbreiten
Uuter den Kieselorganismen finden sich neben den überall vor-
wiegenden Diatomeen fast immer Radiolarien und Schwammnadeln und
in einem Teil der Proben auch agglutinierende Foraminiferen. Ins-
besondere Radiolarien spielen nicht selten eine beträchtliche Rolle, vor
allem große, kugelige und scheibenförmige Arten von Spumellarien, wie
wir sie als Hauptbildner eines im Übergang vom Radiolarien- zum
Diatomeenschlamm stehenden Sedimentes (von der subantarktischen
Station 123 der „Valdivia*1) bereits kennen gelernt haben.
Die mit ihren Skeletten den Hauptbestandteil des Diatomeen-
schlammes (Fig. 121) bildende Diatomeenflora ist je nach der geo-
graphischen Breite sehr verschieden gut entwickelt MB), und zwar in der
Tropenzone viel schwächer als in den gemäßigten, und hier wieder viel
geriuger als in den Polar-Zouen. Das Arktische Mittelmeer wird oft
auf weite Strecken durch ungeheure Diatomeen-Massen in einen dicken,
dunklen Schleim verwandelt, das „schwarze Wasser" oder „black water"
der Nordpolfahrerr welches die Weidegründe der Walfische bildet ; denn
die Pteropodeu und Crustaceen, von welchen diese Cetaeeen leben,
nähren sich ihrerseits von jenem Diatomeen-Schleim. Nicht weniger
erstaunlich sind die ungeheuren Diatomeen-Massen, welche südlich vom
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Diatomeenschlamm
363
50. -Breitengrade die antarktischen Gewässer erfüllen. Die Netze des
„Challengertt füllten sich liier rasch mit solchen (größtenteils aus
Chaetoceras gebildeten) Diatomeen-Massen, daß diese, am Ofen ge-
trocknet, einen dicken, watteähnlichen Filz bildeten.
Fig. 121.
Diatomeenschlamni von der antarktischen Eisgrenze aus 403C> m Tiefe. „Valdivia"-
Station 140. Vergrößerung ca. 450. Aus MURKAY und PHII.lFl't, Die Grund proben der
„Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VI (XXI), Fig. 2. — Besteht fast ausschließlich
aus Teilen antarktischer Diatomeen (besonders Coscinodiscno, Fragilaria, Synedra) and
Dictyochen.
Die Kenntnis der südhemisphärischen Diatomeen-Flora ist neuestens
besonders durch die „Valdivia" -Expedition und deren Mitarbeiter ge-
fördert worden. Die Diatomeen können, da sie als Pflanzen auf Stoff-
wechsel durch Photosynthesc und damit auf das Sonnenlicht an-
gewiesen sind, nur in den obersten Wasserschichten leben. Karsten
fußt das Gesamtresultat seiner Untersuchungen3*0) über das ant-
364
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
arktische Phytoplankton dahin zusammen, „daß die obere Schicht
von 200 m fast allein die Hauptmasse der lebenden Pflanzen
enthält, und zwar nimmt bis zu 40 m Tiefe die Masse dauernd zu, sie
bleibt von 40 — 80 m Tiefe auf der maximalen Höhe stehen und fällt
dann rasch ab". Im Sediment bilden Fragilaria-Schalen den vor-
herrschenden Bestandteil, daneben finden sich Thallassiothrix, Synedra,
Eucampia, Coscinodiscus in sehr zahlreichen und verschiedenen Formen,
Aetinocyclus,Asteromphalus, Euodia in wechselnden Mengen. Chaetoceras
radiculum-Hornstüeke, Rhizosolenia-Spitzen sind, wenn auch selten zu
finden, endlich Dictyocha-Skelette. „Wo sind aber" — fragt Karsten —
„alle die unzähligen Schalen von Chaetoceras, Rhizosolenia, Corethron,
Dactyliosolen geblieben, wenn von den kleineren und unscheinbareren
Formen einmal ganz abgesehen werden mag? Sie nahen die Wanderung
in die Tiefe zwar ebenso angetreten, wie jene, sind aber nicht an das
gleiche Ziel gelangt." Schon in der Einleitung zu den Eupelagischen
Sedimenten wurde darauf hingewiesen, daß die zarten Skelette des
Oberflächenplanktons aufgelöst werden, bevor sie den Meeresboden er-
reichen. Einmal scheint das Meerwasser auf das feine Kieselgerüst der
Diatomeen direkt als Lösungsmittel zu wirken, zum andern wird aber
auch die organische Grundsubstanz der Diatomeenpanzer von Radiolarien,
möglicherweise auch von Bakterien angegriffen, und damit geht nicht
nur wahrscheinlich eine Zerstörung der Kieselsubstanz Hand in Hand,
sondern F. Immermann und Valentin Haece^r konnten sogar zeigen,
daß gewisse Phaeodarien z. B. Rhizosolenia- und Corethron-Ketten zum
Aufbau ihrer Skelette verwenden. Wie aber auch immer der Zerstörnngs-
prozeß im einzelnen vor sich gehen mag, wir gelangen mit Karsten zu
dem Resultat, „daß nur Schalen auf den Boden des 4000 — 6000 m tiefen
antarktischen Wassers gelangen können, die so dickwandig sind, daß
sie den Abnutzungen und der partiellen Auflösung während des
äußerst langsamen Sinkprozesses völlig gewachsen sind, alle anderen
werden früher oder später vor Erreichung des Grundes zu vollständiger
Auflösung gebracht." Der Vergleich der Diatomeenflora des Oberflächen-
wassers mit den am Meeresboden angehäuften Diatomeen panzern offen-
barte Karsten aber auch noch einen anderen Gegensatz, indem die
Coscinodiscus-Formen des Bodenschlammes vielfach andere sind als wie
sie im lebenden Plankton des Oberflächen wassers festgestellt werden
konnten; und er glaubte, diese Feststellung damit erklären zu sollen,
„daß die Bodenproben die gesamten im Laufe der Jahre bis zu ihnen
gelangenden Schalen aufbewahren, während die Planktonproben nur den
gerade znr Zeit der Tiefsee-Expedition iu Wucherungsperiode befindlichen
Teil reichlicher enthalten" konnten. Indessen haben weitere Beobach-
tungen der „Belgica", des „Gauss" und der „Scotia" übereinstimmend
ergeben, daß diese auffällige Tatsache nur einen Einzelfall eines für die
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Diatomeenschlamm
365
antarktischen nnd' subantarktischen Bodenablagerungen überhaupt wich-
tigen Vorganges darstellt. Denn die „Belgica" fand, wie Arctowski
und Ren ard 21,6 Nr 2) mitteilen, im antarktischen Anteil des südöstlichsten
Pazifischen Ozeans zwischen etwa 80° und 100° W., die Schottische
Südpolar-Expedition auf der „Scotia" unter Bruce204) im Weddell-Meer
und die* Deutsche Südpolar-Expedition auf dem „Gauss44 zwischen Kaiser
Wilhelm Ii! Land und Kerguelen die Sedimente des Packeisgebietes so-
wohl in größeren wie in geringeren Tiefen außerordentlich arm an
Diatomeenpanzern, obwohl das Oberflächenwasser sehr reichlich kiesel-
schaliges Phytoplankton enthält und im Sommer die Unterseite der Eis-
schollen uud Eisbergtrümmer durch Diatomeen gelbbraun verfärbt wird.
Es läge nun nahe, daran zu denken, daß die Diatomeenpanzer durch die
vor der Eiskante selbst besonders ergiebige und daher schnell anwachsende
Ablagerung von glazial transportierten Komponenten nur maskiert werden.
Gegen eine solche Deutung spricht aber die auffallende Feinkörnigkeit
der Sedimente wenigstens der äußeren Teile der Packeiszone, von welcher
schon bei Besprechung der „glazial-marinen Sedimente" die Rede war.
Nehmen wir hinzu, daß andererseits nördlich von der Packeiskante, im
Weddell-Meer nach H. Ptrie29*) erst in 51° oder 52° S., echter Diatomeen-
schlamm mit einer Häufung von Diatomeenpanzern auftritt, so müssen
wir mit E. Phildppi annehmen, „daß Strömungen, die in der Packeiszone
nach Norden setzen, die Diatomeenpanzer nicht zur Ablagerung gelangen
lassen, sondern ihnen erst nördlich von der Eiskante gestatten, zu Boden
zu sinken." Die außerordentlich reinen Diatomeehablagerungen an der
Packeiskante enthalten also die zusammengefegte Diatomeenflora des
gesamten Packeisgürtels, und das Maximum im Sediment entspricht nicht
einem maximalen Reichtum an Diatomeen in den oberflächlichen Wasser-
schichten, wie bereits Pirie hervorhob. Die weite Verschleppung der
Diatomeenpanzer kann aber nur zum kleineren Teile auf die Rechnung
von Oberflächenströmungen gesetzt werden ; denn diese sind nach Schott
an der Eiskante sehr gering. Auch die Bewegungen des Packeises sind
im allgemeinen von den herrschenden Winden abhängig, welche näher
dem antarktischen Kontinente überwiegend östliche Richtung haben,
weiter nach außen aber gerade entgegengesetzt wehen, so daß hierdurch
ein äquatorwärts gerichteter Transport des Phytoplanktons nicht bedingt
werden könnte. Man wird für diesen daher von den Windrichtungen
unabhängige, nach Norden gerichtete Unterströme annehmen müssen.
In der Tat läßt sowohl die Anordnung der Temperaturen, wie das Ver-
halten der Planktonnetze solche Unterström ungeu als vorhanden und
wirksam annehmen; es sind die von 0. Pettersson3!M) näher unter-
suchten Eisschmelzströrae. Wie man oft im antarktischen Packeis be-
obachten kann, ist auch die Bahn der Eisberge von der Winddrift
ziemlich unabhängig und läßt zum mindesten eine starke südnördliche
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366
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Komponente erkennen. Gerade zwischen der Verbreitung der Eisberge
und der des Diatomeenschlaninies scheint aber ein gewisser Parallelismus
zu bestehen. Die „Valdivia" traf bei der Bouvet-Iusel den nördlichsten
Eisberg bei 54° S., Diatomeenschlamm aber schon bei 43° S., im Kerguelen-
gebiet beobachtete man Eisberge dagegen nordwärts nur bis zu 61° S.
und Diatomeenschlamm bis 51° S. Die äquatorialen Grenzen von Eisberg-
verbreitung und Diatomeenschlamm verschieben sich also in diesen beiden
Fällen parallel miteinander. In den inneren Teilen der Packeiszone
dürften indessen neben den Schmelzwässern auch Gezeitenströme für
den Abtransport der Diatomeenschalen in Frage kommen. Daß aber bei
dieser außerordentlichen Verlängerung des Sinkprozesses der Plankton-
schälcheu die Auflösung durch das Meerwasser bedeutende Wirkungen
erzielen muß, bedarf keiner weiteren Erörterung.
Ein nicht unbeträchtlicher Teil von Diatomeen dürfte übrigens mit
dem Packeis nach Norden verfrachtet werden, an dem sie, wie erwähnt,
trefflich gedeihen, wie noch neuerdings W. Bbexxecke während der
Fahrt der „Deutschen Antarktischen Expedition* feststellen konnte.
Die gering« minerogene Komponente der Diatomeenschiaiume
Auffallend gering war die Beimengung klastischer, anorganischer
Komponenten, welche in den Diatomeenschlammen der „Valdivia" und
des „Gauss" festgestellt werden konnten, besonders wenn man in Betracht
zieht, daß die Meeresteile, aus denen sie stammen, vielfach von Eis-
bergen wimmeln. Sieht man von den Proben ab, deren minerogene
Komponente — wie in der Nähe der Crozet-Gruppe — jungvulkanischer
Herkunft ist, so kann man sagen, daß sich diese Komponente in den
übrigen Diatoraeenschlaminen überwiegend vom antarktischen Kontinent
ableitet.. Bei den „Gauss "-Proben dieser Art dürfte der Anteil an wäg-
baren Mineralkörnern 4°/o nicht überschreiten. Besonders auffallend ist
aber dabei, daß er bei Annäherung an die antarktische Eiskante nicht
steigt, sondern fällt. Die Ursache dieser auffälligen Erscheinung er-
blickt PHiLrppi in Folgendem. Die große Masse des Sehuttmaterials, das
die Eisberge mit sich führen, ist als Grundmoräne, d. h. an der Außen-
seite der Eisberge vorhanden. Diese wird aber frühzeitig zerstört, bei
den weitaus vorherrschenden, tafelförmigen Bergen durch Abschmelzen
in tiefereu, wärmeren Wasserzonen, bei den gewälzten Eisbergen durch
die Sonnenwärme und die Atmosphärilien, wohl auch die Brandungswelle.
Der größte Teil des von den antarktischen Eisbergen transportierten
Gesteinsmaterials gelangt daher schon in den inneren Teilen der Packeis-
zone zur Ablagerung — und ist uns schon bei Besprechung der glazial-
marinen Sedimente der hohen Südbreiten begeguet — , und die Eisberge
der südlichen Halbkugel, welche das offene Meer erreichen, sind zum
größten Teile bereits ihres Schuttinhaltes beraubt. Die vorhin genannten
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Diatomeenschlamm
367
Schmelzwasserströme spielen aber auch bei der Sedimentierung dieser
anorganischen Komponente eine hervorragende Rolle. Zwar sind sie
offenbar zu sehwach, um die gröberen Mineralkörner nach Norden zn
führen, und diese reichern sich daher in den inneren Teilen der Packeis-
zone an. Wohl aber sind diese Ströme imstande, die feineren, minerogenen
Bestandteile und besonders auch dieDiatomeen zu verfrachten, welche daher
erst jenseits der Packeiszone im offenen Meere zu Boden sinken können.
In den Gebieten des Diatomeenschlammes ist also das feinkörnigste
Material der Packeiszoue konzentriert, und es maskiert das gelegentlich
auch hier noch von abschmelzenden Eisbergen dem Meeresgrunde mit-
geteilte, gröbere Material vollkommen.
Chemische ZnsammeiiHeUong der Diatomeenseblamtne
Chemische Analysen von Diatomeenschlammen sind bisher nur wenig
ausgeführt worden; diejenigen, die uns vorliegen, zeigen aber so er-
hebliche Abweichungen voneinander, daß wir die Hoffnung aussprechen
müssen, daß diese Lücke möglichst bald ausgefüllt werde. Nach der
Angabe von Muiiray und Renakd sollten sich 9/io des Sedimentes in
verdünnter Salzsäure aufgelöst haben und ca. 68% der aufgelösten
Substanz SiOa gewesen seiu. Gebbeng, der mit modernen Methoden eine
noch etwas kieselsäurereichere Probe (75,5 % Sit)*- Gehalt der nicht
entsalzten Masse) untersuchte, stellte in Bezug auf die Salzsäurelöslichkeit
ungefähr das gerade Gegenteil fest. Da auch der Gehalt der „Challenger"-
Proben an kohlensaurem Kalk, wie erwähnt, als abnorm zu betrachten
ist, wird man gut tun, von den im „Challenger*-Werk für Diatomeen-
schlamm gegebenen Zahlen überhaupt abzusehen. Ich gebe aber zur
vorläufigen Orientierung die Zahlen wieder, welche Gebbfng für einen
Diatomeenschlamm der „Gauss" -Ausbeute erhalten hat:
„Gauss"-Station 46, 59° 53' SM 91° 45' O. 4280 m. 11. II. 1902.
Hygroskopisches Wasser 7,6.
Gesamtglühverlust (nach Trocknen bei 125°) 8,7.
NaCl 5,4
Ca SO* 0,7
CaO 1,0
MgO 1,6
MnO 0,08
Fe, 08 3,5
AUOs 8,5
vSiO* 75,5
Glühverlust 4,0
100,3
Hiervon erwiesen sich als in verdünnter Salzsäure löslich 13,8!
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3G8
Die jungen Meeressedimente und ihre Bildung
Die geographische Verbreitung der Diatomeenschlamme
Ein anscheinend geschlossener Gürtel von Diatomeenschlamm umgibt
den Erdball am Boden des Ozeans in den höheren Südbreiten. Am
schmälsten ist er südlich von Amerika, am breitesten wohl im Indischen
Ozean. Krümmel gab sein Areal 1907 mit fast 22 Millionen qkm an.
Schon seit 1851 kennt man das Auftreten dieses Sedimentes im nörd-
lichsten Teile des Pazifischen Ozeans, wo Lt. Brooke Proben lotete,
welche dann von J. W. Bailey untersucht wurden. Spätere Fest-
stellungen haben gezeigt, daß ein mehr oder minder breites Band von
Diatomeenschlaram sich zwischen den Roten Ton des nordpazifischen Tief-
seebeckens und* die Blauschlamme der Küstenzonen einschiebt, und zwar
längs des ganzen Außenrandes, von der nordjapanischen Insel.Iesso an über
die Kurilen, Kamtschatka, entlang dem Aleutenbogen und südlich von Alaska,
um erst in der Breite der Insel Vancouver (50° N.) zu verschwinden. Die
Beantwortung der Frage, ob die „Diatomeenschlamme", welche Murray in
seinem vorläufigen Bericht über die Grundproben der „Michael Sars"-Ex-
pedition in den Nordatlantischen Ozean angibt, dem antarktischen oder
nordpazifischen Diatomeenschlaram gleiche oder vergleichbare Sedimente
darstellen, wird bis zum Erscheinen ausführlicherer Mitteilungen zurück-
zustellen sein. Doch mag hier darauf hingewiesen sein, daß schon Loh-
mann 1902 in dem Gebiete, wo das Zusammentreffen und Durchmischen
des kalten Labradorstromes und des warmen Golfstromes ein unaus-
gesetztes, massenhaftes Absterben von Planktonten hervorrufen muß, an
einzelnen Stellen „Rote Tone" und „Blauschlicke" fand, welche äußerst
reich an den großen Frustulen der arktischen Diatomee Coscinodiscus
radiatus Ehrenb. waren.
Krümmel gab das Gesamtareal des Diatomeenschlammes zu rund
23 Millionen qkm oder 6,4°/0 der heutigen Meeresböden an. Nach den
neuesten Zahlen würden es 26 Millionen qkm sein. Davon entfallen nach
Schott86»*) 4,5 Millionen auf den Atlantischen, nach Murray367) 12,0
Millionen auf den Indischen und nach Murray und Lee 9,3 Millionen
auf den Pazifischen Ozean.
Dasselbe-, was bezüglich der früheren Verbreitung des Globigerinen-
schlammes und des Roten Tones am Schlüsse der betreffenden Abschnitte
gesagt wurde, gilt auch für den Diatomeenschlamm. Sein Verbreitungs-
gebiet war in einer gar nicht so lange zurückliegenden geologischen
Zeit ein anderes, als heute; daher die gelegentliche stratigraphische
Verknüpfung mit Globigeriuenschlamm und anderen Sedimenten, auf die
wir zurückkommen werden.
c) Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Der Beschreibung der hauptsächlichsten rezenten Meeressedimente
sollen einige Bemerkungen allgemeiner Art angeschlossen werden, welche
Transportkrüfte im Heere and ihre Wirkungen 369
uns schließlich zu einer den Geologen ganz besonders interessierenden
Frage führen werden, zur Frage der Stratigraphie der „rezenten44
Meeresablagerungen. Dabei werden auch noch einige Grundproben Er-
wähnung finden, welche kaum in das Schema der oben unterschiedenen
Sedimentarten hineinpassen, ein Grund mehr, ihre Ablagerungs-
bedingungen eingehend zu erörtern.
«) Über die für die Zusammensetzung der Meeressedimente
wichtigsten Transportkräfte und ihre Wirkungen
Für den Transport von minerogenen, gelegentlich auch von biogenen
Komponenten stehen im Meere verschiedene Mittel zur Verfügung, welche
z. T. direkt, z. T. aber indirekt wirken. Zu den ersteren gehören
Brandungswelle nebst Sogstrom und Küstenversetzung, Gezeitenströme
und normale Meeresströmungen; auch die Winde werden für die Herbei-
führung von allochthoner Materie von Wichtigkeit; ferner wird der
Tränsport durch Vermittlung von Organismen stets im Auge zu behalten
sein. Indirekt transportierend wirken Eisberge und Meereisschollen, in
selteneren Fällen auch fluviatiles Grundeis, indem sie selbst von den
Meeresströmungen und Winden vertragen werden. Über den ganzen
Komplex dieser Fragen haben sich letzthin besonders eingehend Murray
und Philippi bei Beschreibung der „Valdiviatt-Proben, über einen Teil
auch E. Philippi im Anschluß an die Besprechung der „Gauss "-Proben
geäußert, welche beiden Darstellungen im Folgenden mehrfach mit Vorteil
benutzt worden sind.
A. Treibeis und Eisberge, ihr Einfluß auf den Meeresboden
und vor allem ihre transportierende Tätigkeit
Unter dem Namen Treibeis können wir sowohl die Eisberge, wie
das Meereis in seinen verschiedenen Formen zusammenfassen. Das
Treibeis ist von allen genannten Transportmitteln das wirksamste, indem
es befähigt ist, Material von einer Korngröße zu transportieren, bei
welcher jedes andere Transportmittel versagt. Auch reicht sein Aktions-
radius am weitesten, falls wir von den allerfeinsten Komponenten ab-
sehen, deren Transportmöglickeit durch Luftströmungen ja kaum eine
Grenze findet.
Aber nicht nur als Transportvermittler ist das Eis im Meere von
Wirksamkeit, sondern es hinterläßt auch manche anderen Spuren seiner
Tätigkeit, deren Betrachtung hier eingeflochten sei, zu welchem Zwecke
wir etwas weiter ausholen müssen. Beginnen wir mit der wichtigsten
Art des Treibeises, den Eisbergen.
Von den Dimensionen der nordischen Eisberge gibt die Tatsache
eine Anschauung, daß der Muir- Gletscher in Alaska in einer Breite von
Andre», Geologie de« Meeresbodens. II. 24
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:,70
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meercsaediniente
1600 m und einer Höhe von 80—90 m das Meer erreicht und halbstünd-
lich hunderte von Tonnen Eises ins Meer fallen läßt. Aber noch größere
Eisberge als hier werden in Westgrönland gebildet, wo die Gletscher
mit ihrer bis über 600 m betragenden Mächtigkeit und infolge des eine
Fließgeschwindigkeit bis zu 18 m am Tage und darüber erzeugenden,
gewaltigen Eisnachschubes wahre Eisriesen ins Meer entsenden.
Dieser Vorgang der Erzeugung von Eisbergen durch Gletscher
wird bekanntlich allgemein als das „ Kalben" der Gletscher bezeichnet.
Ältere und eigene Beobachtungen über diese Erscheinung hat E. VON
Dhygalski392) seinerzeit zusammengefaßt, neuere verdanken wir ins-
besondere J. P. Koch und A. Wegenek393); eine besondere, aber nicht
in allen Einzelheiten und nur in einem Teil ihrer Verallgemeiuerungen
zutreffende Darstellung des Geburtsvorganges der Eisberge gab M. E.
Engell3**). Erste und Hauptbedingung für die Bildung der Eisberge
ist offenbar die im Gefolge der Glctscherbewegung immer von neuem
eintretende Zerreißung der Eismassen längs Spalten, welche die Stellen
des Losreißens im voraus bestimmen. Hieraus erklärt sich das fast
unaufhörliche Niederstürzen kleinerer und größerer Eisblöcke aus den
oberen Lagen des Gletschers längs vorhandener Spalten (Drygalskis
Kalbungen 3. Größe): und wenn solche Eiskälber auch oft 100 m absolute
Höhe haben, so erscheinen sie im Wasser doch nur als unbedeutende Eis-
trümmer. Dieses ständige Abbröckeln der Gletscher- und Inlandeisfronten
mag auch dadurch befördert werden, daß die höheren Lagen des Eises
sich, z. T. wohl infolge der neuerdings von H. Philipp wieder besonders
hervorgehobenen Differeutialbewegung, schneller vorwärts bewegen als
die tieferen und die Eismassen auf diese Weise immer wieder eine Über-
steile Front herstellen, deren nicht mehr genügend unterstützte Enden
schließlich abstürzen müssen. Auch Unterwaschung durch die Brandung
mag hier und da einen solchen Eisabbruch erzeugen. Aber wie un-
wesentlich gerade diese letztere Erscheinung ist, zeigen die gar nicht
seltenen „Kalbungen" des grönländischen Inlandeises „auf dem Lande"
< A. Wegenek), die doch gewiß nur auf die Gletscherbewegung als solche
zurückgeführt werden können.
Das Gegenstück zu diesen Kalbungen durch Abbröckeln der Eis-
frout vou oben her — welche mit dem Eise wohl eckigeu Oberflächen-
schutt und gegebenenfalls atmosphärische Staubmassen der Inlandeis-
oberfläche, sogenannten Kryokonit, aber kein Grundmoränenmaterial dem
Meere überantworten — bilden die „Kalbungen von unten" (Drygalskis
Kalbungen 2. Größe), bei denen die Kalbeisstücke vor der Gletscherwand
im Wasser auftauchen und hierdurch den Schiffen besonders gefährlich
werden können. Dieses Eis stammt ans den unteren Lagen des Gletschers
und kann demnach mit Grundmoränenmaterial beladen sein. Es gibt
(rietscher, welche fast nur auf diese Weise kalben!
Transportkräfte im Meere und ihre Wirkungen
371
Wichtiger noch für die Eisbergbildung ist die dritte Art der Kalbnngen
(Drygalgkis Kalbungen 1. Größe). Wo ein Gletscher oder Inlandeis-
rand so weit in das Meer vordringt, daß er den festen Boden unter
sich verliert, da er ins Schwimmen gerät, tritt Auftrieb im Wasser ein,
der, im wesentlichen wohl unter Benutzung von durch die Gletscher-
bewegnng entstandenen Spalten, die eigentlichen Großkaibungen hervor-
ruft. Hierbei erhebt sich der entstehende Eisberg, welcher der ganzen
Dicke der Eismasse entspricht, oft zunächst hoch über die Gletscher-
oberfläche, um erst nach vielfacher» Umwälzungen (Fig. 122), welche das
Fig. 122.
56 di hoher, gewülztpr Eisberg, in der Stonnbugt an der Nordostküste Grönlands etwa
unter 76° 45' N. Br. in ca. 150 m Tiefe festgekommen. Derselbe stammte vom Brede
Brne, welcher mit bis zu HO m hoher Eismauer ins Meer mündet. Die schrägen, dunkel
erscheinenden Streifen sind Blaubänder; links eine bogenförmig verlaufende, gefüllte
Spalte. Alfred Weoener phot. Juni 1907. (Nach Koch & Weoener, Danmark-
Ekspeditionen til Grönlands Nordöstkyst 1906—1908. Bind VI, No. 1. [Meddelelser
om Grönland. XLVI j Kopenhagen l'Jll, S. 20, Fig. 10, deren Klischee die „Commis-
sionen for Ledelsen af geologiske og geographiske Undersögelser i Grönland" in Kopen-
hagen freundlichst zur Verfügung stellte.)
gefahrlose Beobachten dieses Vorganges aus nächster Nähe, wenigstens
vom Wasser aus, zur Unmöglichkeit machen, eine Gleichgewichtslage
anzunehmen. Es ist klar, daß die Gezeiten, welche den Meeresspiegel
heben und senken, größten Einfluß auf diese Art des Kalbens haben
müssen, und die Polarliteratur unterrichtet vielfach über die Gezeiten-
spalten, Gezeitenschraubungen, Schraubwälle, welche auch hierbei erzeugt
werden. Nicht selten wirken, wie Koch und Wegener beobachten
konnten39'), Eisblöcke, die in solche Gezeitenspalten abgestürzt waren,
24*
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372 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
bei vermehrtem Auftrieb infolge steigender Flut gleichsam wie Keile
und erleichterten und beschleunigten hierdurch die Loslösung des Eis-
berges. Aber die Kalbung würde doch auch ohne diese nicht notwendige
Begleiterscheinung erfolgen.
Schließlich kommt es aber auch, vor allem in der Antarktis, vor,
daß von dem schon länger schwimmenden Gletscherende, bezw. Inland-
eisrande gewaltige Eisberge als aufrechte Tafeln (Fig. 123 und Tafel V)
Fig. 123.
Senkrechte Wand eines etwa 40 ni hohen Eisberges mit deutlicher Firnschichtung und
Schmelzwasserkanälen, eingefroren im Meereia der Posadowsky- Bucht, Antarktis.
E. PHILIPPI phot. Nov. 1908. Nach E. Philippi aus Stilles Geologischen Charakter-
bildern, 1. Heft, 1910, Tafel 8.
absegeln, um erst viel später — oft vielleicht erst nach jahrelangen
Irrfahrten — gewälzt zu werden.
In Westgrönlaud ist die Eisbergproduktion bei solchen Eisströmen,
die mit mäßiger Neigung in sanft abfallende Fjordbetten hineinmünden,
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Transportkräfte im Meere und ihre Wirkungen
373
ergiebiger und liefert größere, kastenförmige, zunächst unpewälzte Berge,
als bei Eisströmen, welche steiler abfallen und in tiefes Wasser ragen;
hier sind die abgelösten Berge höher als breit und müssen sich daher
durch Wälzen erst eine neue Gleichgewichtslage suchen.
Da das Eis auch im Winter dem Meere zustrebt, erfolgen die
Kalbungen das ganze Jahr hindurch; doch sind z. B. in Grönland die
Fjorde im Winter mit so starkem Feld-, d. i. Meereise bedeckt, daß die
abgelösten Berge an ihrer Geburtsstätte liegen bleiben. Erst vom Mai ab,
wenn das Feldeis aufbricht, gehen sie aus den Fjorden hinaus (Fig. 124),
Fig. 124.
Schwimmende Eisberge im Umanakfjord bei der Kolonie Umanak. Nordwestgrönland.
Arnold Hkim phot. 17. Aug. 1909. Nach Arnold Heim aus Stilles Geologischen
Charakterbildern, G.Heft, 1911, Tafel 2. (Im Vordergrunde links zeigt sich die Rund-
hücker-Umformung des GneiBgebirges durch den Gletacherschliff des diluvialen Inland-
eises. — Der dänische Staatsdampfer „Hans Egede" ist von schwimmenden Eisschollen,
dem Abfallprodukt der größeren, draußen schwimmenden Eisberge, umringt.)
indem sie der ständigen Abströmung des oberflächlichen Schmelzwassers,
aber auch der Stoßwirkung heftiger und föhnartiger Landwinde folgen.
Da die Fjorde aber durchweg seewärts seichter werden, kommen die
meisten der größeren Berge hier, auf den sogenannten Eisbergbänken,
fest, um erst, nachdem sie weiter abgeschmolzen oder durch Abbröckelung
erleichtert sind, nach kürzerer oder längerer Zeit bei einer hohen Flut
wieder flott zu werden.
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meereasedimente
Je nach der Entstehung haben die Eisberge natürlich sehr ver-
schiedene Größe und Gestalt und transportieren nicht nur verschieden-
artige GesteinsmaterialieD (die Kalbungen durch Absturz, von oben:
Oberflächenschutt und Kryokonit, die Kalbungen von unten: das im Eise
eingefrorene Grundmoränenmaterial, die Großkaibungen: alle verschiedenen
Arten von Gletscherschutt), sondern auch die Art, in welcher, und die
Zeit, nach welcher sie dieses mitgeschleppte Material dem Meeresboden
zuführen, wird hierdurch im Wesentlichen bestimmt, was uns an dem
Beispiele der tafelförmigen, antarktischen Eisberge noch besonders
interessieren wird.
Wenn die Höhe der Eisberge über dem Meeresspiegel 80—100 m
oder mehr nur selten erreicht, so ist dabei Folgendes zu bedenken:
Reines Süßwassereis, zu dem ja das Gletschereis gehört, hat das spezifische
Gewicht 0,917 oder rund 0,92. Da das Oberflächen wasser der Polar-
meere ein spezifisches Gewicht von rund 1,028 besitzt, so taucht ein
würfelförmiger Eisberg theoretisch mit 0,92 : 1,028 seiner Höhe ins Wasser
ein. Nun ist das Gletschereis aber nicht nur immer mehr oder minder
lufthaltig, — weißes, stark lufthaltiges Gletschereis kann nach Helland
gar ein spezifisches Gewicht von nur 0,886 haben, — sondern der Quer-
schnitt der untergetauchten Teile ist in der Regel viel größer als der
in die Luft ragenden ; anderseits aber verändert mitgeschlepptes Gesteins-
material das Gewicht des Eisberges, und zwar im entgegengesetzten
Sinne, und schließlich sind auch die Spalten und Höhluugen im Eise zu
berücksichtigen, sodaß jener theoretisch zu errechnende. Wert in der
Praxis fast ohne Bedeutung ist. Fiul wenn von Drygalski, unweit
des Steilrandes des Kleinen Karajak-Eisstromes lotend, die Tiefe des
Fjordes nur viermal so groß fand, wie die höchsten Spitzen des Eis-
randes über Wasser lagen, so ist das gewiß ein extremer Fall, und als
Mittel zahlreicher Beobachtungen 3W) darf man annehmen, daß frei
schwimmende Eisberge etwa mit 1 - bis '/« ihrer Gesamthöhe über die
Meeresoberfläche emporragen.
So ergeben sich selbst bei mittleren Eisberghöhen noch erhebliche
Beträge für deren Tiefgang, der gleichbedeutend ist mit der Tiefe, bei
welcher die Berge auf dem Meeresboden festfahren (Fig. 125) und
bei lockerer Beschaffenheit desselben Bodenaufschürfungen, bei felsigem '
Boden aber Schrammungen und dergleichen veranlassen können. Daß
Eisberge mit ihrer z. T. mehrere 1 00 m betragenden Mächtigkeit wohl
herangezogen worden sind, um die Abschleifuug des antarktischen Sehelfes
bis zu seiner erheblichen Tiefe zu erklären, ist im 1. Bande dieses Werkes
besprochen worden. Der z. T. beträchtliche Tiefgang «1er Eisberge er-
klärt aber auch das schon erwähnte Festfahren der größeren Berge auf
den submarinen Barren der westgrönländisehen Fjorde, den Schutz, den
das seichte Beringsmeer dem nördlichen Teil des Stillen Ozeans gegen
Transportkräfte im Meere und ihre Wirkungen
375
das Auftreten größerer Eisberge gewährt, und schließlich auch die Tat-
sache, daß solche an der ganzen West- und Nordküste von Nowaja
Semlja, wie an der Südspitze von Spitzbergen fehlen, da das Meer hier
an den Küsten zu flach ist und das Eis nur in kleinen Stücken von
den Gletschern abbricht. Demgegenüber erzeugt Franz-.losefs-Land
ebenso wie Westgrönland gewaltige Eisberge, deren Volumen in manchen
Fällen bis zu 21 Millionen ebui bestimmt wurde. Westgrönländischer,
bezw. Labradorstrom und Ostgrönlandstrom führen diese Eismassen
Fig. 125.
Auf Grund geratener, in der Mitte geborstener und in Meereis eingefrorener, tafel-
förmiger Eisberg. Posadowsky Bucht, Antarktis. E. PHILIPP] phot. April 1902. Nach
E. Phimppi aus Stili.ks Geologischen Charakterbildern, 1. Heft, 1910, Tafel 4. (An den
Bruchflächen senken sich die beidea Hälften gegeneinander, an den entgegengesetzten
Enden werden die weit vorspringenden, submarinen Sockel, die von einer Abrasions-
terrasse mit Brandungshohlkehle nach oben begrenzt sind, sichtbar.)
während des nördlichen Sommers, von April bis August, nach Süden.
Während dieselben aber im Ostgrönlandstrom mit überwiegenden und
gewaltigen Massen von Feld- oder Meereis, das häufig zu Packeis auf-
gestaut ist, vergesellschaftet erscheinen, transportiert der Westgrönlaud-
strom mehr nur massenhafte Eisberge, die dann oft zu Dutzenden auf
den seichten Neufundlaudbäuken, vor allem an deren Ostrand, „stranden1*.
Wegen des bedeutenden Tiefganges der größeren Eisbeige erfolgt di<;
Trift derselben in der Hauptsache unter dem Einfluß der Strömungen
37«
Allgemeine Betrachtungen Ober die jungen Meeressedimente
und weniger der Winde, denen sie demgemäß zeitweise entgegengehen
können. Und so werden die Eisberge gelegentlich bis weit in das Ge-
biet des Golfstroms vorgeschoben, wo sie hin und wieder selbst bis auf
36° nördl. Br. beobachtet worden sind. Im Golfstrom aber, in- welchem
nach W. Brexnecke 397) die größten Berge schätzungsweise erst nach
zwei Monaten verschwinden, kentern sie vielfach infolge des stärkeren
Abschmelzprozesses au der Unterseite, wobei sie nicht nur direkt,
sondern auch indirekt durch die hierbei entstehenden Wasserbewegungen
den Meeresboden beeinflusseu können. Nicht allein hierdurch, sondern
auch durch das Vorhandensein des — als Abrasionsterrasse gebildeten
— Eisfuües, der oft hunderte von Metern weit vorstehen kann, bilden
die Eisberge bekauntlich eine große Gefahr, für die gerade in diesen
Gebieten so rege Schiffahrt a98). Weitab von irgendwelchen Küsten fest-
liegende, also auf Untiefen ^gestrandete u Eisberge haben übrigens viel-
fach erst zur Auffindung solcher geführt.
Sowohl die sogenannten mittleren, wie die äußeren Treibeisgrenzen,
welche auf unserer Karte der jungen Meeressedimente mit eingetragen
sind, zeigen deutlich den Einfluß, welchen die warmen (und die kalten)
Meeresströmungen auf die Verbreitung der verschiedenen Arten schwim-
mender Eismassen und damit auf die Bestreuung des Meeresbodens mit
Glazialgeschieben oder sonstigen, etwa vom Meer- oder Küsteneis auf-
genommenen und transportierten Gesteinsbruchstücken und feinkörnigeren
Komponenten haben. In den Einzeljahren schwanken die Treibeisgrenzen
nicht unbeträchtlich.
Die geologischen und morphologischen Wirkungen, welche das Eis-
bergphäuomen auf den Meeresboden ausübt, sind verschiedenster Art.
Es handelt sich einerseits *um Abtragungen von Untiefen und Schelf-
gebieten, also um eine Tieferlegung des Reliefs des Meeresbodens, so-
dann um Veränderungen des Reliefs durch Schrammung von Felsböden
oder durch Zusammenstauchung lockeren Bodens, Veränderungen, bei
denen sowohl Tieferlegung, wie (im letzteren Falle) auch Erhöhung des
Bodenreliefs, die bis zur Inselbildung führen kann, statt hat, schließlich
aber auch um Aufschüttungen, welche uns gerade an dieser Stelle am
meisten interessieren. Am großartigsten entfalten sich alle diese Vor-
gänge ja natürlich in den polaren und subpolaren Meeren, und gerade
die ältere geologische Literatur ist reich au Beobachtungen dieser Art,
z. B. von den Küsten Neufundlands uud Labradors, da man in diesen
Vorgängen aktuelle Beispiele für die Verhältnisse der Diluvialzeit mit
ihren vermeintlichen „Drift bilduugen" erblicken wollte399). Aber sowie
wir das Meereis hinzunehmen, erweitern sich die Regionen, welche der
Eiswirkung unterworfen sind, müssen doch dann z. B. große Teile der
Ostsee, welcher heute Eisbergbildung abgeht, mit eingeschlossen
werden.
Transportkräfte im Me«re und ihre Wirkungen
377
Das Areal, welches den Treibeiswirkungen auf den Meeresboden
(und die Küsten) ausgesetzt ist, schätzte A. Penck400) seinerzeit auf
der Nordhemisphäre auf ca. 21, auf der Südhemisphäre auf ca. 75 Mil-
lionen qkm, abzüglich des Flächeninhaltes der antarktischen Festlands-
gebiete. Beziffert man diesen nach den Ergebnissen der verschiedenen
Expeditionen der beiden letzten Jahrzehnte auf rund 14 Millionen qkm*01),
so würden im Ganzen rund 82 Millionen qkm, also mehr als ein Viertel
der Meeresfläche, jenen Wirkungen des Eises unterliegen. Während im
Norden als Zentrum der Eisbergbildung fast ausschließlich Grönland,
welches nur den neunten Teil des nördlichen Meereseisgebietes darstellt,
iu Betracht kommt, verstreut der antarktische Kontinent seine Eisberge
über eine 4 — 5 mal größere Fläche, als ihm selbst zukommt. Wenn alle
diese Zahlen auch nur sehr angenähert Geltung haben und es eine
lohnende Aufgabe für einen jungen Geographen wäre, die diesbezüglichen
Begriffe auf Grund der neueren Polar- und Meeresforschuogen und
planiinetrischer Kartenausmessungen genauer zu fixieren, so geht doch
das eine schon jetzt klar aus den vorhergehenden Betrachtungen hervor:
Es bedürfte einer (in solchem Maßstabe keineswegs nachweisbaren) un-
geheuren Glazialerosion, um eine nennenswerte Aufschüttung des Bodens
der polaren Meere durch in Eisbergen verschleppte Gesteinstrümmer zu
veranlassen, und es müßten die einzelnen Eisberge die regelmäßigsten
Kurse einschlagen, um die partielle Aufschüttung irgend eines Meeres-
teiles mit deutlicher Böschung zu bewirken. Aus gleichen Gründen
kann auch das treibende Meer- (und Flußgrund-)Eis durch seinen Ge-
steinstransport die Zusammensetzung und Gestaltung des Meeresbodens
nur unbedeutend beeinflussen. Und so erscheint es völlig ausgeschlossen,
z. B. Thoület zu folgen, der, wie früher schon mitgeteilt wurde, die
Entstehung der Großen Neufundlandbank auf glaziale Aufschüttung durch
Treibeis, aber erst in letzter Linie durch Eisberge, und durch andere
Sinkstoffe zurückführen wollte; in dieser Bank dürfte vielmehr über-
haupt ein älterer Gesteinskern stecken.
Viel maßgebender in morphologischer Hinsicht wird das Treibeis
dort, wo es auf den Grund rennt, was bei den Eisbergen bereits in
namhaften Tiefen, beim eigentlichen Meereis jedoch nur in der Nähe der
Küsten geschehen kann. Nach Joh. Walther traf Couthouy im August
1827 auf der Großen Neufundlandbank einen 20 m hohen und 350 m
langen Eisberg, der an einer Stelle am Meeresboden festzuhängeo schien
und infolgedessen durch die Wellen um seine Achse bin- und herrotierend
bewegt wurde; den Flanken dieses Eisberges sah man große Felsblöcke
und Erdmassen eingebettet, und auf 2 km Abstand um denselben er-
schien das Wasser voll Schlamm und Erde, die sein Fuß am Grunde
des Meeres unter weithin vernehmbarem Krachen fortwährend aufwühlte.
Auch infolge Gleichgewichtsstörungen sich wälzende Eisberge müssen
378
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
ähnliche Einwirkungen auf den Meeresboden ausüben. Ferner vermag
mit großer lebendiger Kraft auflaufendes Eis parallel zum Ufer Block-
reihen aufzuhäufen und die lockeren Ablagerungen des Meeresbodens
wallförmig zusammenzuschieben, — wobei in sehr seichten Gewässern
eben Inselbildung eintreten kann — , anderseits aber wird felsiger Meeres-
boden durch das Eis rein gescheuert, ja selbst geschrammt. Laminarien-
bestände, wie sie sonst für die oberen Zonen untermeerischer Felsabstürze
charakteristisch sind, sind in den solchen Eiswirkungen ausgesetzten
Meeresräumen nicht von Dauer; wo sie ausnahmsweise an geschützten
Stellen zur Ausbildung gelangten, fallen sie doch einmal der Scheuer-
wirkung des Eises zum Opfer, und ihre abgerisseneu Zweige bilden
daher sehr häufige Triftkörper z. B. im Westgrönlandstrom.
Ablagerungen, denen Treibeis Komponenten beigemengt hat, lassen
sich im allgemeinen leicht erkennen. Während in anderen Grundproben
die Mineralkörner meist annähernd gleich groß sind und sich mit Bezug
auf die Korngröße gesetzmäßig*02) um einen Mittelwert gruppieren, finden
sich in glazial beeinflußten Ablagerungen meistens kleinere und gröbere
Gesteinsfragmeute regellos miteinander vermengt; doch tritt eine gewisse
Sortierung nach der Korngröße sofort hervor, wo eine Schlämmung durch
Strömungen mit eine hervorragende Rolle spielte, wie wir das bei den
„glazialmarinen Sedimenten" der antarktischen Packeiszone kennen
gelernt haben.
Über die Bedeutung der Eisberge für den Sedimentabsatz gehen
die Ansichten ziemlich erheblich auseinander. Insbesondere sind
manche Forscher der Meinung, daß die Eisberge als Transportmittel
weder quantitativ noch qualitativ den Gletschern und dem Inlandeise
erheblich nachstehen, ja, daß sie Ablagerungen hervorrufen könnten,
welche sich nur wenig von Gruudmoränen unterscheiden. Vor allem hat
man — wie früher für die Bildung der diluvialen Grundmoräne Nord-
deutschlands — so neuerdings für die Bildung mancher jungpaläozoischer
Glazialsedimente die Beteiligung von „Drift" verantwortlich machen wollen.
Es ist daher unsere Aufgabe, diese aktuellen Verhältnisse etwas
eingehender ins Auge zu fassen. Und da läßt sich nun unschwer er-
kennen, daß in Bezug auf die transportierende Wirkung des Treibeises
zwischen der nördlichen und südlichen Halbkugel bedeutende Differenzen
bestehen, die in letzter Linie wohl einesteils auf die verschiedene Ver-
teilung von Festland und Meer, anderseits aber auf klimatische Unter-
schiede zurückzuführen sind.
Die Untersuchung der „Iiigolf "-Proben aus den Meeresteileu um Grön-
land und Island hat 0. B. Boeggild dazu geführt, die Bedeutung der Eis-
berge für die maiine Sedimentbildung für relativ geringfügig zu erklären.
Dem wird man für diese Teile des Atlantischen Ozeans zustimmen müssen,
wenn man die auffallende Armut an gröberem Material in den untersuchten
Transportkräfte im Meere und ihre Wirkungen
379
Sedimenten aus dem Meere nördlich von Island und westlich von Grönland
unter dem 65. Breitengrade dem häufigen und zahlreichen Auftreten von
Eisbergen in diesen Regionen gegenüberhält. Anderseits besteht kein großer
Unterschied in dieser Beziehung zwischen den außerhalb der Region der
Eisbergtrift gebildeten Sedimenten südlich von Island und den unter dem
Einfluß der Eistrift stehenden Ablagerungen zwischen Island und Jan
Mayen. Immerhin wird man sich hüten müssen, diese Resultate Boeggilds
ohne weiteres auf andere Gebiete zu übertragen. Die schon lange be-
kannten, auch von der „Valdivia* auf dem Wyville- Thomson -Rücken
festgestellten, ziemlich groben und polygenen Gesteinsbrocken sind wohl
sicher keine Bruchstücke anstehenden Gesteines, sondern wurden z. T.
durch Treibeis herverfrachtet; zum anderen Teil mögen sie einer sub-
marin liegenden Grundmoräne entstammen.
Daß zur Diluvialzeit die Verbreitung von auch geschrammten Glazial-
geschieben eine viel größere war, als heute, geht bereits aus früher er-
wähnten Einzelheiten hervor. Wieweit damals aber im nordatlantischen
Ozean Eisberge nach Süden schwärmten, beweist ein l kg schweres Geschiebe
von Granatgneiss, welches die „Valdivia" auf der Seine-Bank nordöstlich
von Madeira, also auf 33° 47' X. Br., auffand. Die äußere Form, -besonders
eine deutliche Schlifffläche, lassen keinen Zweifel an der Natur des Stückes
als Glazialgeschiebe aufkommen, und es dürfte dieses das südlichste Vor-
kommnis dieser Art sein, welches bisher im Nordatlantischen Ozean gefunden
wurde. Daß einige Grad südlicher, auf den Azoreninseln Santa Maria und
Tcrceira reichlicher Glazialgeschiebe von Gneiss, Granit, rotem Sandstein,
dichtem Kalk, Quarz, Schriftgranit, Turmaliugranit vorkommen, z. T. bis
1000 m vom Strande und ziemlich hoch (bis 15 m) über demselben, ist schon
länger bekannt403); ihre Entdeckung bestätigte die von Üh.' Darwik aus
dem Charakter der Flora gezogeneVermutuug, daß dort einmal Eisberge
gestrandet sein müßten401). Au der Ostküste von Nordamerika fand
der „Blake" Glazialgeschiebe nur bis zu 36° nördl. Br.
Durchaus anders als der nördliche Atlantische Ozean verhält sich aber
in Bezug auf den Eistransport die Antarktis. Denn hier nimmt das Eisberg-
phänomen ganz andere Dimensionen an, als irgendwo im Nordpolargebiet
und wird daher auch für die Sedimentation am Meeresboden zu einem Faktor
von größerer Wichtigkeit. Hierbei spielen aber, wie insbesondere aus den
Feststellungen der Deutschen Südpolar- Expedition auf dem „Gauss"
hervorgeht, nicht nur Größe und Häufigkeit, sondern auch die Form
der Eisberge und die Entfernung vom Inlandeisrande eine Rolle.
Mit Phileppi dürfen wir voraussetzen, daß das Inlandeis überall an
seiner Basis eine schuttführeude Lage von allerdings wechselnder Mächtig-
keit besitzt. Ein Teil dieser Schuttschicht (vergl. Tafel VI) wird vielleicht
schon abschmelzen, während sich der Rand des Inlandeises noch im Zu-
sammenhange mit der Hauptmasse in das Meer hinaus vorschiebt, bevor also
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380
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
das Eis gekalbt hat. Ein größerer Teil des Schuttes aber wird den sich
ablösenden Eisbergen zunächst noch mitgegeben werden. Während die
arktischen Eisberge als Abkömmlinge von Talgletschern in der Regel
unregelmäßigere Gestalt besitzen, behalten die meisten antarktischen
Eisberge die ursprüngliche Lagerung des Inlandeises bei, welches sich
hier — ganz anders als auf Grönland — mit ganzer Breite ins Meer
vorschiebt; sie besitzen daher die Gestalt einer flachen Tafel oder eines
Kastens (Tafel V). Entfernt sich ein solcher Eisberg vom Inlandeisrande, so
muß er rasch den Schuttgehalt an seiner Basis verlieren, denn die etwas
tieferen Wasserschichten der Packeiszone sind relativ warn« und salz-
reich, bringen daher die in sie eintauchenden Eismasseu rasch zum Ab-
schmelzen. Ein solcher Eisberg mag dann noch jähre-, ja jahrzehntelang
die antarktischen Gewässer befahren; für die Sedimentation kommt er
nicht mehr in Frage, da er seinen Schuttgehalt in der Hauptsache bald
nach der Lostrennung vom Inlandeise eingebüßt hcit. Viel weniger weit
verbreitet als die Grundmoräne und wohl auch im allgemeinen gering-
mächtiger sind die Innenmoränen, d. h. Schuttstreifen, welche unter
einem mehr oder minder steilen Winkel von der Cnterfläche aus das
Eis durchsetzen.
Über die Schuttführung antarktischer Eisberge verdanken wir
E. Philippi405) eine kleine, nachgelassene Arbeit. Das Vorkommen
von Innenmoränen involviert unebenes Terrain. Sie würden unmög-
lich sein, wenn ein Plateau oder eine schiefe Ebene ohne besondere
Unebenheiten vereist wäre. Innenmoränen deuten auf subglaziale Er-
hebungen oder auf Nunataks hin. Wenn die Erhebung subglazial war,
enthält die Innenmoräne nur Grundmoränenmaterial, wenn auch supra-
glazial (Nunatak), außerdem mehr oder weniger eckigen oder höchstens
kantengerundeten, aber in der Regel nicht geschrammten Gehängeschutt.
Sichere Oberflächenmoränen dürften dort vorliegen, wo zahlreiche (vom
„Gauss" wurden bis zu 36 beobachtet) untereinander parallele Schutt-
bänder vorliegen, welche zur Blaubänderung(?) und zur Schichtung gehören
müssen. Die Entscheidung der Frage, ob jeweilig bei eingeschlossenem
Eisbergschutt Grund-, Innen- oder Oberflächenmoränen vorliegen, muß
für die Anschauungen maßgebend sein, die wir uns von den bisher noch
nicht erforschten Teilen des antarktischen Inlandeises bilden. An dieser
Stelle interessiert uns jedoch der Eisbergschutt vornehmlich erst von
dem Zeitpunkte an, wo er durch Schmelzen des Eises frei wird und nun
in ein werdendes Sediment hinabsinkt. Es liegt auf der Hand, daß die
rings vom Eise umschlossenen Sehuttbänder von Inneumoräneu- und
Oberflächenmaterial erst sehr viel später abschmelzen werden, als die
Gruudmoränen. Das gröbere Gesteinsmaterial in der äußeren Packeis-
zone und in den subantarktischen Meeresteilen dürfte daher in erster
Linie von Inuenmoränen stammen. Aus alledem geht aber nach Philippi
Traugportkr&fte im Meere and ihre Wirkungen
381
hervor, daß „Glazialschutt in großen Massen zwar am Rande des
antarktischen Inlandeises sich ablagern muß, daß aber nur verhältnis-
mäßig geringe Massen in größerer Entfernung vom antarktischen Kon-
tinent zu Boden sinken werden. Dadurch wird es auch erklärt, daß
unfern der Packeiskante Sedimente sich bilden können, die, wie die sehr
reinen Diatomeenschlamme der „Valdivia", zum allergrößten Teile aus
organogenem Material bestehen. Würde glazialer Detritus in großen
Mengen hierhin verfrachtet, so wären Grundproben von einer solchen
Zusammensetzung undenkbar". Aber auch in der unmittelbaren Nachbar-
schaft des antarktischen Inlandeises bilden sich am Meeresgründe keine
Ablagerungen, welche eine größere Ähnlichkeit mit glazialem Geschiebe-
mergel des Pestlandes besitzen. Denn, soweit unsere diesbezüglichen
Kenntnisse jetzt reichen, tritt wohl nirgends im antarktischen Meere
der Fall ein, daß der gesamte Schuttinhalt der Basis jener tafelförmigen
Eisberge an ein und demselben Orte und unsortiert und unvermindert
zur Ablagerung gelangte. Vielmehr scheinen sich überall teils Gezeiten-,
teils Schmelzwasserströme der feineren klastischen Materialien zu be-
mächtigen und sie in die äußeren Teile der Packeiszone abzutransportieren.
Im allgemeinen bleiben daher in der Nähe des Inlandeisrandes nur die
sandigen und kiesigen Bestandteile nebst den größeren Gesteinsbrocken
zurück, während in den äußeren Teilen der Packeiszone jene nur selten
gröbere Körner oder Geschiebe enthaltenden, sehr feinkörnigen Sedimente
angetroffen werden, die wir als glazialmarine Sedimente kennen gelernt
haben, denen sich dann weiter nach außen zu die ebenfalls feinkörnigen
Diatomeenschlamme anschließen.
Im allgemeinen scheint hinsichtlich der Verbreitung von glazialem
Gesteinsmaterial zwischen dem Nordatlantischen Ozean und den Meeren
der Stidhemisphäre ein merkwürdiger Gegensatz zu bestehen. Denn
während im Nordatlantischen Ozean Glazialgeschiebe sich viele Breiten-
grade jenseits der heutigen äußersten Eisberggrenzeu finden und als in
der Diluvialzeit transportiert angesehen werden müssen, fällt auf der
Südhemisphäre die Verbreitung der Glazialgeschiebe und der heutigen
Eisberge (nach der Darstellung von Fricker406)) augenscheinlich nahezu
zusammen. Und Murray und Philippi möchten daraus den Schluß
ziehen, daß „auch in der Diluvialzeit die Eisberge der Südhemisphäre nicht
wesentlich 35° südl. Br., d. h. die Westwindzone überschritten. Wahr-
scheinlich war auf der Südhemisphäre im Diluvium zwar die Produktion
der Eisberge viel lebhafter, das von ihnen bestrichene Gebiet aber nicht
wesentlich ausgedehnter als heute."
Während in der Antarktis Eisberge als Transportmittel wenigstens
für den inneren Teil der Packeiszone von großer Bedeutung sind, spielt
das Meereis in dieser Hinsicht gar keine Rolle. Das liegt einerseits
daran, daß sich in dem den weiteu Flächen der Ozeane gegenüber offeu
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Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediinente
liegenden autarktischen Meere mit seinen machtigen Dünungen und
Stürmen und mit seinem dem arktischen Mittelmeer gegenüber höheren
Salzgehalte, überhaupt kein Eismantel von der Dicke des arktischen zu
bilden vermag; zum anderen aber hat das Meereis dort, wo das Inlandeis
als steile Eismauer direkt an das Meer grenzt uud sich weit in dieses
vorschiebt, oder wo das umstrittene „Schelfeis* *07) diese Funktion er-
füllt, gar keine Möglichkeit direkt am Ufer festzufrieren und nach dem
Loslösen Gesteinsmaterial von dort zu entführen. Nur in selteneren
Fällen mögen Meereisschollen Gesteinsmaterial, welches von einem be-
nachbarten Eisberge herabgefallen war, weiter verschleppen.
Anders in den arktischen Meeren, in welchen die Bedeutung des
Meereises, jedenfalls was die Erscheinung im Ganzen betrifft, die der
Eisberge um das Vielfache überragen dürfte; das gilt natürlich nicht
gerade für den Gesteinstransport als solcheu. Doch ist vor allem hier an
geschützten Küstenstrecken jene in der Antarktis vielfach mehr oder
weniger ganz unterbundene Möglichkeit des Festfrierens im Flachwasser
oder am Ufer und die Bildung eines „Eisfußes" iu weiterem Umfange
gegeben. Ein solcher Eisfuß — nicht zu verwechseln mit der als Ab-
rasionsterrasse in Eisbergen gebildeten, aber wohl ebenso bezeichneten
Erscheinnng — kann, durch Stürme an Land getrieben, ebeuso auf-
staueud wie Treibeis wirkeu und, vom Ufer losgerissen, auch ebenso
transportieren. Sprechende Beispiele für solchen Gesteiiistransport sind
bereits früher aus der Ostsee angeführt worden. U. A. haben G. von
Hellersen und Graf vox Keyserling40") auch geschildert, wie hier
durch Eispressungen größere Gesteinsblöcke auf das Ufer aufgeschoben
uud zu Strandwällen aufgehäuft werden können; und wer, wie der Verf.,
etwa die gewaltigen Eisstauungen an der Sanilandküste nördlich Königs-
berg i. Pr. im Begiun des Frühjahrs 1917 mit eigenen Augen gesehen
hat, wird diese Wirkungen in der Tat kaum unterschätzen.
Anderseits mag auch Gesteinstransport durch marines Grundeis,
welches infolge der Unterkühlung von Meerwasser in flachen Meeres-
teilen hoher Breiten bei ruhiger Witterung und strengem Frost sich
zu bilden und Boden teile aufzuheben vermag409), oder durch stromabwärts
treibendes Flnßeis hier und da von einiger Bedeutung seiu; im Ganzen
genommen dürften alle diese Vorgänge jedoch gegenüber dem Transport
durch Eisberge und auch durch Meereis ohne größere Wirkung auf die
marine Sedimentbildung sein.
Alle diese Wirkungen des Eises müssen aber in der Diluvialzeit
ungleich stärker gewesen sein als heute. Immerhin mag hier darauf
* hingewiesen werden, daß nach einem der besten Kenner der heutigen
Vereisungen, E. von Duygalski410), selbst eine noch so starke Ver-
gletscherung kaum zu einer völligen Vereisung tiefer Meere befähigt
sein dürfte. Die Verhältnisse der Antarktis zeigen, daß eine Tiefsee
Traneportkrttftc im Meere und ihre Wirkungen
383
mir oberflächlich und unzusammenhängend vereisen kann. Demgegen-
über konnten die tiefen Fjorde Norwegens zur Eiszeit völlig von Eis
überzogen werden, da sie in (bpn abschließenden Barren Stützpunkte
für das schwimmende Eis boten und dieses hier festhielten, Nord- und
Ostsee konnten völlig vereisen, weil es Flachmcere waren, vielleicht,
auch Davis-Straße und Baffinsbai: aber darüber hinaus bestand die
Wirkung der Eiszeit, soweit die uns hier interessierenden Probleme in
Frage kommen, vorwiegend nur in der größeren Intensität und Reich-
weite der durch Eis aller Art vermittelten Transportvorgänge.
Treibeis vermittelt übrigens auch vielfach den Transport von Mol-
luskenschalen, die hierdurch, wie wir in einem früheren Abschnitt gesehen
haben, in abgestorbenem Zustande bis in große Tiefen gelangen können.
So berichtete Edv. Bay411), daß sich in dem Eisstrom, welcher sich
entlang der Ostgrönlandküste bewegt, Astarte borealis Chemnitz (— A.
sernisulcata Leach) und Lyonsia arenosa Möller gefunden haben, und
andere derartige Funde hat dann A. C. Johansex aus der Polarliteratur
zusammengestellt. Diese Muscheln sind z. T. wohl mit dem Schlamm
des Meeresbodens vom Eise aufgeschürft worden und entstammen dann
nur mäßigen Tiefen, die im schroffen Gegensatz zu denen ihrer Fund-
stellen z. B. im Norwegischen Nordmeer stehen. Zu kleinerem Teile
tragen nachgewiesenermaßen auch die muschel fressenden Walrosse dazu
bei, Muschelschalen auf das Eis hinaufzubringen, wie schon Möbius be-
züglich Mya truncata festgestellt hat.
B. Materialtransport durch Braudung, Küstenversetzung,
Küstenstrom und Gezeitenströme
Über den Materialtransport durch die Brandungswelle und den
Sogstrom, sowie die hierdurch zustande kommende Küsten Versetzung,
sowie ferner durch Küsten- und Gezeitenströme können wir kürzer hin-
weggehen, zumal diese Erscheinungen schon in früheren Abschnitten
entsprechend gewürdigt wurden. Gerade der Brandungswelle und den
Gezeitenströmen unterliegen große Massen von kontinentalem Gesteins-
material, sowie von biogeneu Komponenten. Aber im allgemeinen werden
alle gröberen Bestandteile in der Flachsee zurückbleiben und haben nur,
wo die Küste steil und die Wasserbewegung sehr heftig ist, Aussicht,
auch in größere Tiefen zu gelangen. So fand die „Valdivia" an ver-
schiedenen Stellen längs der ostafrikanischen Küste in ziemlich beträcht-
lichen Tiefen relativ grobes Material und abnormen Reichtum an Mineral-
körnern. Diese Erscheinung möchten Murray und Philippi in erster
Linie auf den steilen Abfall der ostafrikanischen Küste und auf die
starke Wellenbewegung zur Zeit des Nordostmonsuns zurückführen ; eine
weniger bedeutende Rolle spielen wahrscheinlich Küstenströme. Auf
der sturmgepeitschten Agulhas-Bank werden grobe Gerölle bis zu 45 g
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Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Gewicht bis in eine Tiefe von 318 m verschleppt. Immerhin wird man
sich bei allen solchen Fällen immer anch die Frage vorlegen müssen,
ob nicht jugendliche Dislokationen vorjiegen könnten, welche eine Ver-
senkung von Seichtwasserbildungen hervorriefen.
C. Transport durch gewöhnliche Meeresströmungen
Eine Anzahl Beispiele für die Beeinflussung der Sedimentation vor allem in der
Tieftee durch Meeresströmungen
Es ist nicht zu bezweifeln, daß auch die gewöhnlichen Meeres-
strömungen für die Beschaffenheit des Meeresgrundes und die auf dem-
selben sich bildenden Sedimente von großer Bedeutung sein können.
Aber in den meisten Fällen wird es sich hierbei nur um die Zuführung
oder Entfernung feinster schlammiger Komponenten handeln, und nur
ausnahmsweise dürfte gröberes Material dem Transport durch solche
Strömungen unterliegen. Wenn z. B. auf der Agulhas-Bank die Schalen-
fragmente von Mollusken und andere organogene Hartgebilde zum Teil
abgerollt sind, so ist das wohl im Wesentlichen auf Rechnung der heftigen
Agulhas-Strömung zu setzen, welche stellenweise mit 6 km Stunden-
geschwindigkeit den Boden jenes submarinen Plateaus fegt. Eine ähn-
liche Deutung ist wohl für die hier und da anzutreffenden groben Sande
auf den höchsten Teilen des Wyville Thomson-Rückens zwischen Island
und Schottland, den die „Valdivia" auf ihrer Station 7 in 547 m an-
lotete, am Platze. Hier bedeckt den Boden ein sehr tonarmer, kalkiger
Sand, dessen mittlere Korngröße 0,25 mm beträgt, der aber auch Körner
bis zu 8 mm Durchmesser, also verhältnismäßig sehr grobes Material,
enthält. Bedenkt man, daß unter normalen Verhältnissen der Sand der
Flachsee bei etwa 200 m in feinere Schlicke übergeht, so ist das Vor-
handensein so grober, tonarmer Sande in der mehr als doppelten Tiefe
nur zu erklären durch den in nordöstlicher Richtung den Wyville Thomson-
Rücken in großer Heftigkeit fegenden Ausläufer des Golfstromes 41,)t
der imstande ist, noch relativ so grobes Material zu verfrachten, und
welcher keine nennenswerte Anhäufung von Tousubstanz auf den höchsten
Teilen des Rückens duldet. Daß hier an manchen anderen Stellen selbst
der Felsboden freizu liegen scheint, ist schon früher erwähnt worden —
neben ähnlichen Beispielen. Indessen mag hier noch darauf hingewiesen
werden, daß offenbar auch die Brandungswelle einen Einfluß auf die am
höchsten aufragenden Teile des Rückens ausübt: denn anders wäre es
nicht zu verstehen, wenn Tizard413) angibt, jederzeit auf dem Wyville
Thomson-Rücken eine kürzere und höhere See gefunden zu haben, als
außerhalb desselben, — und doch hegt derselbe 300—500 m tief.
Immerhin dürften solche Fälle intensivster Beeinflussung der marinen
Bodenbedeckung durch Strömungen nur eine Ausnahme darstellen; die
gewöhnlichen Meeresströmungen werden vielmehr im allgemeinen nur
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Transportkrifte im Meere uud ihre Wirkung
385
als Transportmittel für feinste Mineralsplitter und Schlamm bestandteile,
sowie für die zarten Hartgebilde planktonischer Organismen in Frage
kommen, hier allerdings eine recht bedeutsame Rolle spielen. Vorläufig
lassen sich nur ganz allgemein eine Reihe von Fällen der Beeinflussung
des Bodensedimentes durch Meeresströmungen anführen.
Soweit wir bis jetzt über die Verbreitung der einzelnen Hoden-
arten unterrichtet sind, läßt sich keine Beziehung z. B. zwischen den in
denselben vorherrschend vertretenen Planktonresteu und den großen
Meeresströmungen erkennen. So gehen im nordatlantischen Ozean der
nördliche Äquatorialstrom, der Floridastrom und die Golfstromtrift querüber
die mit Globigerinenschlamm bedeckten und dann über die von. Rotem
Ton erfüllten Becken hinweg. „Die Meeresströmungen projizieren also
nicht einfach ihr Plankton am Meeresboden. Es ist das schon sehr früh
Louis Agassiz aufgefallen, als er nach besonderen Merkmalen des
Floridastroms am Meeresboden ausschaute, da er in diesem Hauptsammler
tropischen Wassers auch einen kondensierten Niederschlag tropischen
Planktons an seinem Boden erwartete, aber nichts davon angedeutet
fand, nicht einmal Sedimente aus den gewaltigen Tropenströmen, dem
Amazonas nnd Orinoco, die ihm ihre Gewässer zuführen. Vielleicht daß
man später einmal in der Lage ist, in dem uns einheitlich erscheinenden
Globigerinenschlamm mehrere lokale Abarten oder Facies zu unterscheiden
und dann in diesen gewisse Wirkungen der Meeresströme nachzuweisen;
heute vermögen wir dergleichen jedenfalls noch nicht" (Krümmel).
Immerhin hat J. Murbay sich einmal dahin geäußert, daß er bei be-
liebigen ihm vorgelegten Proben des Globigerinenschlammes in 9 unter
10 Fällen in der Lage sei, die Örtlichkeit angenähert richtig zu be-
stimmen. Wenn aber Al. Agassiz darauf hingewiesen hat, daß er mit
dem Verlassen des kühlen Meeresstromes von den Galäpagosinseln nach
Südwesten fahrend nicht nur die Planktonwelt der Oberschichten rasch
verarmen, sondern auch die Bodeubedeckung sterilem Roten Ton ver-
fallen sah, so spielen hierbei offenbar auch biologische Momente mit
hinein, und man wird überhaupt bei der Erörterung des Einflusses der
Meeresströmungen auf die Beteiligung des Planktons an der Sediment-
bildung stets auseinanderzuhalten haben, wieweit einerseits die biologisch
bedingte Verbreitung, anderseits aber Verschleppung durch Strömungen
oder teilweise Auslese auf dem Wege der Auflösung durch das Meer-
wasser in Frage kommen. Kehren wir nach dieser Abschweifung zum
reinen Transport durch Strömungen zurück, so sei auf eine schon im
Kapitel „Globigerinenschlamm4* mitgeteilte Tatsache zurückverwiesen, näm-
lich den außerordentlich weiten Transport der feineren Schlamm-Massen der
in den Golf von Guinea mündenden Flüsse nach Westen; diese Schlamm-
komponente war nicht nur in verschiedenen, von der „Valdivia* südlich
von Kap Palmas geloteten, küstenfernen Globigerinenschlammen au den
Andr*e, Geologie de« Me<K«bodens. II. 25
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386 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
braunen bis grauen Farbtönen wiederzuerkennen, sondern Philippi
wollte solche fein verteilte Flußtrübe der großen afrikanischen Ströme
selbst noch nördlich von Ascensiou nahe am Äquator im Gebiete des
Südäquatorialstromes in dem dunkelgrauen, in verdünnter Salzsäure un-
löslichen Rückstände zweier Globigeriuenschlamme des „Gauss" (Station 4
in 0° 11' S., 18° 16' W. und Station 5 in 0° 48' S., 17° 53' W.) wieder-
erkennen; — übrigens eine Deutung, welche Murray und Renard be-
reits für nahe benachbarte Globigerinenschlamme des „Challenger*
(Station 348 in 3° 10' N., 14° 51' W., 4480 m, sowie Stationen 102
und 104) gegeben hatten. Tatsache wie Deutung schienen Krümmel
jedoch, dringend des Nachprüfens wert, zumal südlich von Kap Palmas
an der Oberfläche der Guinea-Strom nach Osten gegen die Küste setzt.
Auch die Schlamm-Massen der in den Busen von Bengalen mündenden
Flüsse werden durch Strömungen sehr weit hinausgetragen, sodaü die
„Valdivia" in sehr großer Entfernung vom nächsten Fcstlande und in
großer Tiefe noch einen typischen blauen, kalkarmen Schlick antraf
(Station 213. 7° 58' N., 91° 47' O., 3974 m).
Sehr klare Beispiele der Einwirkung von Meeresströmungen auf
die Sedimentation und insbesondere die Projektion von mehr oberfläch-
lich lebenden Planktonschalern auf den Meeresboden zeigen die antark-
tischen Meere. Die Tatsachen, welche zuerst durch E. Philippi eine
plausible Deutung erfuhren, wurden bereits bei Besprechung der glazial-
marinen Sedimente und des Diatomeenschlammes geschildert. Wir re-
kapitulieren hier lediglich, daß sowohl das feine, durch das Gletschereis
dem Antarktischen Kontinent entführte Gesteinsmehl, wie die Skelette
der in der Packeiszone besonders in der wärmeren Jahreszeit in un-
geheuren Mengen wuchernden Diatomeen durch nordwärts setzende
Strömungen eine Verschiebung in diesem Sinne erfahren, so daß sich
zunächst ein Gürtel von glazial-marinen Sedimenten bildet, da die
minerogenen Bestandteile trotz ihrer Feinkörnigkeit offenbar früher zu
Boden sinken, als die orgauogenen. Dieser Gürtel liegt in den äußeren
Teilen der Packeiszoue. Die Verhinderung des Absatzes jener fein-
körnigen, anorganischen Komponente durch die nordwärts setzenden
Strömungen, welche wir mit den PETTERSSONschen Eisschmelzströmen
identifizierten, wird in den inneren Teilen der Packeiszone auch noch
durch die Wirkung von Gezeitenströmen unterstützt. Die Planktonschalen
werden dagegen durch die Zone des Packeises hindurch bis an die
Außengrenze des Packeisgürtels verfrachtet. Hier aber gehorchen die
Meeresströmungen den herrschenden Winden, welche in der Nachbarschaft
des Eises, über dessen gewaltiger Masse man noch bis vor kurzem
eiue mehr oder weniger konstante Antizyklone angenommen hat411),
einen vorwiegend westlichen, weiter im Norden aber, in deu „braven
Westwinden", einen östlichen Verlauf haben. Die planktonischen
Transportkräfte im Meere und ihre Wirkung 387
Hartgebilde der Packeiszone sinken also, wenn auch vielleicht erst nach
längerer Zeit, in einer die Antarktis kreisförmig umgebenden Zone zu
Boden. Daher erklärt sich der vielleicht allerdings nicht ganz ge-
schlossene Gürtel von Diatomeenschlamm der höheren Sudbreiten. Auch
Globigerinenschalen werden in derselben Weise nach außen transportiert
und sinken schließlich, allerdings meist von den Diatomeen getrennt,
entweder ebenfalls außerhalb der Eiskante zu Boden oder werden auf
ihrer weiten Reise allmählich durch das sauerstoffreiche, kalte Wasser
des antarktischen Meeres aufgelöst. Die hierdurch bedingte Kalkarmut
der in Frage kommenden Sedimente ist bereits früher behaudelt worden.
Außerhalb des Südpolarmeeres suchen wir vergeblich nach so
schlagenden Beweisen für die transportierenden Wirkungen der Meeres-
strömungen. Wohl wurde bereits betont, daß der reichlichere Kalkgehalt
am Boden stromloser Gebiete mit dem ungehinderteren Herabsinken des
kalkigen Oberflächenplanktons, insbesondere auch der winzigen Coccolithen,
im Zusammenhang stehen dürfte, während im Gegensatz hierzu durchströmte
Meeresteile einen geringeren Kalkgehalt im Bodensediment aufweisen
müssen; sodann fand die „Valdivia" Coccolithen in großen Massen in
den Grundproben an der Ostküste, in viel geringeren Mengen aber an der
Westküste von Afrika, und Murray und Philippi möchten hier die
Möglichkeit ins Auge fassen, daß diese mikroskopischen Organismenreste
durch auflandige Ströme an die ostafrikanische Küste getrieben werden,
während sie ans dem entgegengesetzten Grunde der westafrikanischeu
verloren gehen. Indessen dürfte der Transport durch Strömungen schon
bei kompakteren pelagischeu Foraminiferen eine geringere Rolle spielen
und nur kürzere seitliche Verschleppungen hervorrufen, was aber bei
der über weite Gebiete gleichmäßigen Verteilung dieser Formen für die
Sedimentation kaum ins Gewicht fallen kann.
Vnlkanojceno Triftkürpcr
Wenn man beobachtet, wie weit gewisse ozeanische Vulkaninselu
ihr Gesteinsmaterial verstreuen, wird man ebenfalls die transportierende
Wichtigkeit der Meeresströmungen nicht außer acht lassen dürfen. So
ist das ganze Gebiet zwischen den Crozet-Inseln, Kerguelen und der
Heard-Insel reich an Brocken vulkanischer Gesteine. Und noch
10 Längengrade östlich der Prinz Eduard-Gruppe fand der „Gauss"
reichliches vulkanisches Material, das nach Lage der Dinge wohl nur
von diesen Inseln stammen kann. Immerhin muß man gerade bei
vulkanischen Komponenten im Auge behalten, daß sie auch durch
vulkanische Explosionen relativ weit verfrachtet worden sein können.
Der Fund einer etwa zentnerschweren Bombe, welche die „Valdivia" in
211 km Abstand von Neu-Amsterdam fand, und die nach ihrer Gesteins-
beschaffenheit nur von dieser Insel stammen kann, muß da zu denken geben.
25*
s
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388 Allgemeine Betrachtangen über die jungen Mceressctlimentr
Recht gute Triftkörper bilden vor allem die Bimssteioe, welche bei
vulkanischen Explosionen oft in enormen Massen ins Meer gelangen,
wie u. a. der Ausbruch des Krakatau 1883 gezeigt hat; und hier können
sie, bevor sie untersinken, unter dem Einfluß der Meeresströmungen
weite Wege zurücklegen; ja, wenn berichtet wurde, daß an der ost-
afrikanischen Küste Bimssteine vom Krakatau- Ausbruch angespült wurden,
welche also die ganze Breite des Indischen Ozeanes überquert haben
müssen, so wird man zugeben müssen, daß solches Material gelegentlich
überall hingelangen kann.
IMIunxlk-he Trlftktfrpcr
Hier soll einer Reihe anderer, und zwar organischer Triftkörper
gedacht werden, obwohl sie für die Bodenbedeckung nur von unter-
geordneterer Bedeutung sind. Wie für treibende Eismassen und Bims-
steine, so gilt auch für diese das Folgende. Nur wenn die Triftkörper
ganz vom Wasser bedeckt schwimmen," unterliegen sie der Einwirkung
des Meeresstromes allein; schauen sie aus dem Wasser hervor, so können
auch Wind und Seegang einen Anteil an ihrem Transport gewinnen.
Von den organischen Triftkörpern, die hierher gehören, sollen einerseits
festländische Pflanzenreste, insbesondere die Treibhölzer, anderseits marine
Tange näher besprochen werden115).
Schwimmende Waldinseln
Von Flüssen und Bächen werden bei Hochwasser Zweige mit
Früchten, von den Kiesenströmen der großen Kontinente ganze Bäume,
ja selbst kleine Waldinseln weggerissen und in das Meer hinaus-
geschwemmt, wo die Meeresströmungen sie oft in erstaunliche Feinen
verschleppen können: hat man doch solche schwimmende Inseln bis
mehrere 100 km von der Küste entfernt vor Sumatra, vor dem Kongo,
dem Amazoneustrom usw. beobachtet. Über eines der bekannteren Beispiele
dieser Art hat C. Ochsenius*1«) berichtet. Es handelte sich um ein durch
hohes Gestrüpp weithin ins Auge fallendes, etwa 1000 qm großes Stück
Waldland, welches durch die Brandung von der nordamerikaniseheii
Küste abgerissen oder durch einen Fluß ins Meer vertragen und in die
Bahn der atlantischen Meeresströmung geraten war. Folgendes sind die
geographischen Koordinaten dreier Punkte des Weges dieser schwimmenden
Meeresinsel :
28. VII. 1892. 39° 30' N. Br^ 60° 0' W. L.
26. VIILJ892. I: 41° 9' N. Br. 57° 39' W. L.
19. IX. 1892. [ 45° 29' N. Br. 42° 39' W. L.
Diese „Insel* hatte also in 7l/j Wochen den stattlichen Weg von einem
ziemlich weit westlich vorgeschobenen Orte bis beinahe zu den Azoren
zurückgelegt. Nach dem zuletzt angeführten Datum hat man nichts
Transportkräfte im Meere uud ihre Wirkung
389
mehr von ihr gehört; wahrscheinlich haben die Oktoberstttrnie ihr ein
Ende bereitet.
Treibhölzer
Schon F. C. Schübeler hat in seiner „Pflanzenwelt Norwegens1*
(Christiania 1873) ein Verzeichnis von tropischen, meist westindischen '
Pflanzen, aufgestellt, von denen Früchte oder andere Teile an den Küsten
Norwegens gefunden werden. Darunter sind die fast meterlangen und
handbreiten Riesenschoten einer an den Bachufern der Antillen häufigen
Miraosacec, Entada gigalobium, welche nicht nur an den Strand der
Azoren und Canaren, Irlands und Islands vertriftet wird, sondern an
den Küsten Norwegens entlang bis nach Nordspitzbergen und Nowaja
Semlja gelangt. Eine vollständige Liste solcher durch den Golfstrom
verschleppter Tropenprodukte hat W. B. Hemsley 1885 in dem botanischen
Teil des Challenger- Werkes gegeben417). Sibirische Waldbäume gelangen
als Treibhölzer durch das zentrale Nordpolarbecken bis an die Küsten
von Grönland und Nordisland, wie umgekehrt früher westindische
Mahagonistämme oder vom St. Lorenzstrom verschwemmte Nadelhölzer
auch reichlicher au die Nordmeerküsteu gelaugt sind als heute, wo die
Ufer der großen Ströme durch Abholzung mehr oder weniger entblößt
sind. Gerade bei den Treibhölzern ist gelegentlich die Windwirkung
neben der des Meeresstromes nicht zu vernachlässigen; das gilt ins-
besondere von den arktischen Hölzern, die sich mit den Eisschollen, teil-
weise auch in sie eingefroren, vorwärts bewegen418).
Treibende Tange und das Sargasso-Meer
Von den Meerespflanzen sind die Blasentange der kälteren Meere
(z.B.Fucus vesiculosus und Ascophyllum nodosum) durch gasgefüllte Blasen,
die zahlreichen Sargassoarten (Sargassum bacciferum u. a.) durch hohle
Beeren, die Birnen- oder Riesentange der höheren Südbreiten (Macrocystis
pyrifera) durch birnenartige Schwimmblasen für langes Triften im Meer-
wasser besonders geeignet. Es kommt hinzu, daß auch das spezifische
Gewicht dieser Pflanzen schon nur wenig von dem des Meerwassers
verschieden ist, was die weite Verschleppung durch Strömungen eben-
falls begünstigt.
Der Atlantische Ozean besitzt in dem stromstillen Räume süd-
westlich von den Azoren bis zu den Bahama-Inseln hin eine gewaltige,
die größte bekannte Ansammlung treibender Tange in dem sogenannten
Sargasso-Meer410). Die Fucoideen, insbesondere das genannte Sargassum
bacciferum, der Beerentang, mit zahlreichen, nahe verwandten Arten
(S. vulgare, ilicifolium, latifolium, obtusatum u. a. m.) sind Strandpflanzen,
die im warmen Wasser entlang den amerikanischen Küsten bis zum
Kap Cod hinauf, insbesondere aber an den felsigen Gestaden Westindiens
wachsen und, von der hier mächtig brandenden Dünung oder von den
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390
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedi mente
Wogen der Tropenorkane abgerissen, ein Spiel der Meeresströmungen
werden. Besonders reichlich sind diese treibenden, olivgrünen Büschel
im Floridastrom zu finden, der seinen Gehalt au denselben aus seinem
westindischen Urspruugsgebiete her stetig neu ergänzt und über den
ganzen Nordatlantischen Ozean verstreut. Daher sprechen die deutschen
Seeleute, sehr bezeichnend vom „Golf kraut". Schon Columbus kannte
die treibenden „Taugwiesen", wie er sie übertrieben nannte, und
Alexander von Humboldt, welcher sich sehr eingehend mit dieser
in gleicher Großartigkeit in keinem anderen Meeresteile auftretenden
Naturerscheinung beschäftigte und verschiedene Fucus-Bänke, größere
und kleiuere, von bestimmter Lage unterscheiden zu können glaubte,
neigte noch der Meinung zu, daß auch im Sargasso-Meer selbst noch
unbekannte Untiefen vorhanden seien, wo das Kraut wachsen und Stürme
es abreißen könnten. Solche Bänke oder Untiefen hat man aber bis
heute im Sargasso-Meer nirgends gefunden; das Meer ist hier überall
tiefer als 3000 m, vielfach sogar als 6000 m. Wo immer Botaniker die
Sargassobüschel aufnahmen und untersuchten, fanden sie die Pflanzen
nicht nur lebend, sondern auch in langsamem Wachtstum begriffen, aber
stets fehlten die Fruktifikationen, während diese bei den am Strande
der Tropen so häufigen Sargassen regelmäßig vorkommen. Die un-
gezählten Büschel, welche auf der Plauktonexpedition im August 1889
aufgeholt wurden, ließen stets erkennen, daß die Stengel abgerissen
waren. Man unterscheidet ein älteres, tiefbraunes und allmählich ab-
sterbendes Ende mit der Abrißstelle und ein jüngeres, gelbgrünes,
deutliches Wachstum zeigendes Gipfelende. Hohle, weiße Zweige gehören
abgestorbenen Teilen an. Die Karte, welche Krümmel nach einem
reichen Material über das Vorkommen des Sargassokrautes — von dem
durchaus nicht bei jeder Fahrt durch dieses Gebiet größere Anhäufungen
angetroffen werden, so daß von stationären Krautwiesen überhaupt nicht
die Rede sein kann — entworfen hat, zeigt deutlich, wie sich die Ver-
breitung des treibenden Krautes an die Küste des tropischen Amerika
auschließt. Das Maximum aber ordnet sich iu eiuem Gebiet von ovaler
Gestalt etwa zwischen 21° und 35° N. B., 40° und 73° W. L. an, welches
also das eigentliche Sargasso-Meer vorstellt. In ihm kreisen und triften
die abgerissenen Taugbündel, bis die Schwimmblasen abbrechen oder die
Reste infolge Beschwerung versinken. Aus dem Gebiete dieser Stroni-
stillen hinaus dürften weder Sargassum noch andere Treibkörper gelangen.
Im Gegenteil läßt sich das Rechtsabschwenken der Stromfädeu in das
Innere des hier herrschenden, antizykloualen Stromkreises hinein
feststellen.
Der Grund dafür, daß wir uns in diesem Zusammenhange mit dem
Vorkommen und der geographischen Verbreitung und Bedingtheit des
Golfkrautes beschäftigen, ist der, daß die Möglichkeit einer Beeinflussung
Transportkräfte im Meere und ihre Wirkung 391
der Sedimentation in diesen Gebieten keineswegs ganz ausgeschlossen
.erscheint, und zwar in verschiedener Hinsicht. Die Krautmassen ge-
währen einer Unzahl niederer und höherer Meerestiere, welche teilweise
in sehr eigenartiger Weise, in Gestalt und Farbe, an das Leben in den
Tangbüscheln angepaßt sind, Nahrung und Versteck; die Fauna — Hydroid-
polypen, Röhren Würmer, Muscheln, kleine Krebse, Moostierchen u. a.,
entweder darauf festgewachsen, angeheftet oder nur herumkriechend —
zeigt teilweise pygmäenhaften Charakter, wie das auch sonst bei Leben
in dichten Algenanhäufungen beobachtet wird. Schon F. von Richt-
hofen420) hat darauf hingewiesen, daß Reste dieser z.T. beuthonisch-
litoralen Fauna dem Tiefseesediment des Sargasso-Meeres durch ihre Bei-
mengung einen sehr auffälligen Zug verleihen müssten. Das Niedersinken
der Tange selbst kann übrigens, wie schon V. Hensen auf der Plaukton-
expedition beobachtete, dadurch bewirkt werden, daß sich Bryozoen-
kolonien der Gattung Membranipora auf den Pflanzen festsetzen und
deren Auftrieb mehr und mehr aufheben. Eine Anhäufung solcher Tang-
massen selbst am Boden des Sargasso-Meeres scheint indessen nicht
stattzufinden; es erfolgt vielmehr anscheinend eine völlige Zerstörung
ihrer Substanz, welche zum großen Teile wohl den Tiefseetieren als
Nahrung dient. Nach F. Börgesen421), dessen Ansicht sich auch
J. Früh422) angeschlossen hat, würde übrigens der Hauptteil der
treibenden Tauge des Sargasso-Meeres selbständige und nicht losgerissene,
vielmehr autochthon-pelagische, durch Teilung entstandene, perennierende
Algen darstellen, deren Massenansammlungen durch vegetative Vermehrung
zustandekämen; auch sollten nur zwei Arten, Sargassum natans L. =
S. baeeiferum C. Agardh und S. hystrix J. Ag. var. fluitans vertreten sein,
von welchen die erstere nie an Küsten von ihm gefunden wurde. Diese jetzt
pelagische Alge sollte jedoch von lebenden Küstenformen, S. vulgare
C. Ag. & S. filipendula, abstammen. Mit diesen Feststellungen Börgesens
stimmen jedoch die Ergebnisse seines Landsmannes Winge423) nicht
überein, welcher vielmehr unter den treibenden Tangen des Sargasso-Meeres
hauptsächlich S. baeeiferum und S. vulgare feststellte. Weniger häufig
kommen nach diesem Autor noch andere Arten des Sargassum, sowie
weitere Fucoideen, wie Ascophyllum nodosum, vor, so daß kein Grund
vorzuliegen scheint, die grundlegende KRÜMMELsche Deutung des
Phänomens aufzugeben.
D. Der Wind als Transportmittel
Der Wind kommt als Transportmittel für kontinentale, minerogene
Komponenten dem Eise in keiuer Hiusicht gleich; denn er kann nur
feinstes Material verfrachten, und die Flächen des Meeresbodens, welche
durch seine Transportwirkung stärker beeinflußt werden, stehen don
vom Treibeise bestrichenen wohl erheblich an Ausdehnung nach. Immer-
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392 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meereswdimente
hin spielt besonders in der Gegend der subtropischen Wüstengürtel die
äolische Zufuhr zum Meeresgrunde durchaus keine unbedeutende Rollo
nnd ist bis sehr weit hinein in den offenen Ozean zu spüren. Wenn
z. B. fast sämtliche (bis auf eine!) atlantischen Grundproben der „Val-
divia" Quarzkörner und andere kontinentale Mineralfragmente enthielten,
so wird man angesichts der Häufigkeit der schon früher eingehend ge-
schilderten Staubfälle in gewissen Teilen des Ozeans als Transportmittel
wohl mit gutem Rechte die Passatwinde und den Harmattau ansehen
dürfen. Im allgemeinen wird bei solchem Windtransport bei zunehmender
Entfernung von der Küste sich sowohl die Menge wie die Korngröße
des mitgeführten und den Sedimenten zu Gute kommenden; Materiales
verringern, und es erscheint daher ausgeschlossen, auf solchen Wind-
transport vom afrikanischen Festlande her noch jene eigenartigen süd-
atlantischen „Tiefseesande" zurückzuführen, die der „Gauss" in größerer
Anzahl lotete, und welche in einem der späteren Abschnitte noch ab-
zuhandeln sein werden. Dagegen spricht insbesondere die Tatsache, daß
zwischen den Positionen dieser „Tiefseesande" und der Festlandsküste
breite Regionen liegen, in denen minerogenes Material zurücktritt oder
nahezu ganz fehlt. Mürray und Philippi nehmen an, daß die kontinen-
talen Mineralkörner, welche den Roten Tonen südlich von der Cocos*Insel
im Indischen Ozean beigemengt sind, vom Passat aus den Wüstengebieten
Australiens herbeigetragen wurden, Wenn aber „Mineralkörner so weit,
wie in diesem Falle, durch den Wind verfrachtet werden können, so
läßt sich vermuten, daß der feinste Kontinentalstaub noch sehr viel
weiter getragen wird. Es ist daher die Annahme nicht von der Hand
zu weisen, daß ein Teil des Roten Tiefseetones und des ihm gleichen
Rückstandes, der bei der Behandlung von Globigerinenschlamm mit
Salzsäure zurückbleibt, feinstes kontinentales Material ist, das durch
Winde zugeführt wurde." Ein sehr drastisches Beispiel für Wind-
transport bietet eine von der „Valdivia" im Gazellehafen auf Kerguelen
gedredschte Probe. Die Ufer dieses schmalen Beckens werden lediglich
aus Basalten aufgebaut. Doch nur ein kleiner Teil der minerogenen
Komponente der Dredschprobe läßt sich auf Basalte beziehen, die Haupt-
masse besteht aus Bimssteiustückehen, die als äolisches Produkt auf der
Hauptinsel den Flugsand teilweise ersetzen und von den Westwinden
in das Gazellebecken geweht werden.
E. Organismen als Transportvermittler
I. Aktiver Transport durch Tiere
Nur der Vollständigkeit halber mag erwähnt werden, daß auch ge-
wisse Tiere sich in untergeordneter Weise am Gesteiiistransport beteiligen.
Dahin gehören z. B. die Seehunde, dann aber auch die auf die höheren
Südbreiten beschränkten Pinguine. Nach von Tschudt, den Walther
TranaportkrÜfte im Meere und ihre Wirkung
393
zitiert, findet man an der Küste von Tarabaca in Schichten von See-,
hundsmist zahlreiche, 3 — 10 cm lange, glänzende Porphyrstiieke vou
schwarzbrauner Farbe aus dem Mageninhalt von Phocen. Bezüglich
der Pinguine beobachteten die Naturforscher des „Gaussu, daß diese auf
den subantarktischen Inseln ja massenhaft vorhandenen Tiere sich oft
recht weit von den Inseln entfernen, und in ihren Mägen wurden viel-
fach große Massen von Kies und kleineu Steinen gefunden. Das sind die
für den Aktualisten erwünschten, rezenten Vergleichsfunde 7, B. zu den
Quarzkieseln in den Mägen fossiler Plesiosaurier aus dem feinkornigen
Oberlias-Schiefer von Holzmaden in Württemberg.
Auch für die Verbreitung von Molluskenschalen sind gewisse Tiere
verantwortlich zu machen, und zwar solche, denen die Mollusken zur
Nahrung dienen. Diese Tatsache wurde bereits von den Walrossen er-
wähnt. Nach K. Möbius12*) fand Adolf Pansch in dem Magen eines
Walrosses 500 Individuen der Mya truncata L., und neben den Eislöchern,
aus denen die Walrosse aufzutauchen pflegen, werden wohl ganze Haufen von
Schalen dieser Muschel beobachtet. Auch zahlreiche Fische gehören zu
den Muschelfressern und damit zu den Verbreitern der leeren Schalen.
So z. B. nach Fr. Heincke"5) die meisten Grund fische der Nordsee,
wie Plattfische, Schellfisch, Rochen und Seewolf. Meist erzeugen sie
zwar, da sie mit ihrem kräftigen Gebiß die verschluckten Schaltiere
zermalmen, Schalengrus, sogen. Bruchschill. Oft ist der Darm von
Schollen prall damit angefüllt. Schellfisch und Seezunge dagegen mit
ihrem schwachen Gebiß scheiden die heil verschluckten Schalen unver-
sehrt wieder aus. Immerhin erfolgt die Verdauung dieser Fische und
damit der Wechsel des Darminhalts relativ rasch, sodaß hierdurch allein
schon eine Maximalgrenze für den Transport von Schalen durch diese
Tiere gegeben ist.
II. „Passiver" Transport durch Pflanzen
Diesem aktiven Transport von minerogenen und biogeneu Kompo-
nenten durch Tiere steht der passive durch Pflanzen gegenüber,
welchen dieselben in ihrer Eigenschaft als Triftkörper vollführen. Hierbei
kommen sowohl die Treibhölzer als auch marine Tange in Frage. Der
Transport einer litoralcn Lebensgemeinschaft auf die Hochsee dnreh die
von den Küsten Westindiens losgerissenen Büschel des Sargassokrautes
ist bereits geschildert worden. Gerade die mit Gasblasen versehenen
marinen Algen tragen auch Sonst zweifellos erheblich zur Verbreitung
nicht nur von Gesteinsfragmeuten (Fig. 126), sondern auch von litoralen
Muscheln bei. So beobachtete R. Vallentin426) an schwimmenden Massen
von Fucus serratus festhäugend sowohl Steine, wie auch Ostrea edulis und
Tapes pullastra, an Massen von Chorda filum außer den beiden schon
genannten Muscheln noch Cardium edule und Mytilus edulis. Nur bei-
394 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Fig. 126.
Granitgeröll mit aufgewachsenem Blasentang, Fucus vesiculosus Lin., welcher mit seinen
Auftrieburganen das Gewicht des Steines teilweise kompensierte und durch Vergrößerung
der Oberfläche den Transport desselben wesentlich erleichterte. Nordstrand des Samlandes
bei Brüsterort (Ostpreußen). C. 7» der nat. Gr. (Original in der Allgemein -geologischen
Sammlung des üeologisch-paläontologischen Institutes und der Bernsteinsammlung der
Albertus-Universität zu Königsberg i. Pr.)
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Kalkgehalt der Tiefscesedimente.
395
läufig sei nach dem Berichte von Ad. von Chamisso erwähnt, daß die
Bewohner des Radak- Archipels die Steine zum Schärfen ihrer Instrumente
dadurch erhalten, daß sie die Wurzeln angetriebener Bäume unter-
suchen; es sind dort Gesetze erlassen, wonach solche Steine dem
Häuptling gehören!
ß) Über den Kalkgehalt der Tiefseesedimente und die Faktoren,
welche denselben regeln
Eine Frage von bedeutender Wichtigkeit, insbesondere für die
Sedimente des tieferen Meeres, ist die Höhe des Kalkgehaltes derselben.
Und eine Erörterung der Faktoren, welche dieselbe regelu, bildet eine
wesentliche Vorbedingung für das Verständnis der regionalen Verschieden-
heiten der am Meeresboden sich vollziehenden Neubildungen und der
Stratigraphie der geologisch jungen Meeresseditneute.
A. Kalklieferung erfolgt nur sehr untergeordnet auf
anorganischem Wege
Als erster, positiver Faktor wäre die Lieferung von kohlensaurem
Kalk auf anorganischem oder organischem Wege zu bewerten. Die an-
organische Bildung von kohlensaurem Kalk im Meere ist auf alle Fälle
von nur sehr untergeordneter Bedeutung, selbst daun, wenn wir die
Bildung der Oolithe, was an früherer Stelle noch als durchaus unsicher
bezeichnet wurde, als anorganisch ansehen wollten. Im übrigen sind
gerade die Verhältnisse der Mittelmeere, auf welche ja die bekannteren
Oolithvorkommnisse beschränkt sind und in denen auch die petrographisch
und -genetisch nur ungenügend bekannten, durch ein möglicherweise
ähnlich ausgeschiedenes Zement verkitteten Krustensteine auftreten,
durchaus von denen der offenen Ozeane verschieden. Autigen aus-
geschiedene Rhomboederchen und Kügelchen von Kalkspat glaubte, wie
schon erwähnt wurde, F. Salmojraghi in einer nahe bei Ustica in
Richtung Palermo aus 840 m Tiefe von der „Gitta di Milauo" geborgenen
Bodenprobe erkennen zu können. Doch ist dieses ebenso ein vereinzelter
Fund geblieben, wie in den offenen Ozeanen, in welchen „Challenger"
und „Valdivia" hin und wieder Ähnliches fanden. Der Fund des „Chal-
lenger", den Murray und Renard beschrieben haben, wurde in dem
schon früher erwähnten Radiolarienschlamm des nordwestlichen Stillen
Ozeans gemacht, welcher sich nicht nur durch eine außerordentliche
Artenzahl von Radiolarien, sondern auch durch konkretions- oder
agglomeratähnliche, anscheiueud durch kolloide Kieselsäure bewirkte
Verkittnngen des Sedimentes auszeichnete. Bei gleicher Gelegenheit
wurde auch bereits des Fundes von Kalkspatkriställchen in einein in
396
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeresscdimente
Roten Ton übergehenden Globigerinenschlamm des Südatlantischen Ozeans
durch die „Valdivia" gedacht. Aber trotz dieser Funde m) muß es doch
l)ei unserer geringen Kenntnis der chemischen Vorgänge am Meeresboden
vorläufig unentschieden bleiben, ob in größerer Menge „in den Tiefsee-
schlammen der freien Weltmeere pulverförmige, chemische Kalkausschei-
dungen vorkommen; für die meisten Sedimente dürfte es aber sehr un-
wahrscheinlich sein" (MUßRAY und Philippi).
B. Kalklieferung durch Organismen, .vor allern des Planktous
Die Ergebnisse des vorigen Abschnittes zeigen, daß als Kalkliefe-
ranten wenigstens im tieferen und offenen Meere wesentlich nur Orga-
nismen in Frage kommen können. Während aber in den geringeren
Tiefen vor allem benthonische Organismen, sowohl Pflanzen, wie Tiere,
eine Rolle spielen, sind für die Tiefseeschlamme nur die planktonischen
von allgemeiner Bedeutung, insbesondere von Pflanzen die Coccolitho-
phoriden, von Tieren aber die pclagischen Foraminiferen und die Ptero-
poden. Dieses aber um so mehr; da die Tiefenwässer bei der Mehrzahl
der übrigen Organismen einen schädlichen Einfluß auf die Ausbildung
der Kalkskelette oder -gehäuse deutlich erkennen lassen. So können
Foraminiferen und Würmer höchstens noch sehr zart^, kalkarme Gehäuse
errichten, Korallen, Bryozoen und Seeigel zeigen eine sehr beträchtliche
Reduktion ihrer Kalkskelette, Muscheln und Schnecken sind kleiner und
mit dünneren Schalen ausgestattet, Tiefseefische weisen vielfach ein
spongiöses Skelett auf.
Was aber das daher von um so größerer Bedeutung werdende,
kalkschalige Plankton, pflanzliches, wie tierisches, betrifft, so
sind wir doch trotz der unleugbar großen Fortschritte, welche wir
seit der „Plankton-Expedition" der Humboldt-Stiftung im Jahre 1889
bezüglich der Verbreitung des Planktons im allgemeinen und des kalk-
schaligen im besonderen buchen können, leider noch nicht so weit, daß
wir diesen ersten Faktor, welcher für den Kalkgehalt einer Tiefseeprobe
bedeutungsvoll ist, überall mit genügender Sicherheit in Rechnung setzen
könnten. Immerhin dürfen wir hoffen, daß in nächster Zeit auf diesem
Gebiete unsere Vorstellungen über die Bildung der Tiefseesedimente
aufs neue befruchtet werden. Diese Hoffnung darf aus den Unter-
suchungen und Ergebnissen geschöpft werden, welche H. Lohmann
unlängst428) so erfolgreich bezüglich der Volksstärke verschiedener
Coccolithophoriden und ihrer Abhängigkeit von den Stromkreisen einer-
seits, den Stromstilleu oder Halostasen anderseits und deren hydro-
graphischen Eigenschaften angestellt und gehabt hat. Als Beispiel mag
die Karte dienen, welche der genannte Autor über die Verbreitung der
häufigsten Coccolithophoride des Ozeans, der Pontosphaera huxleyi, die
nicht weniger als 71°/0 aller Coccolithophoriden ausmacht, für den
Kalkgehalt der Tiefseesedimente
397
Atlantischen Ozeau entworfen hat (Fig. 127). Man könnte versucht sein,
schon aus einersolchen vereinzelten DarstellungGesetzmäßigkeiten bezüglich
dusreise der „ Deutsdiland 7. V.U. -7.1X.U.
Fig. 127.
Kutwurf eiuer Dichteverhrcitungskarte von Pontosphaera Huxleyi Lohinann auf Grand
der Inoplanktenkurven im Atlantischen Ozean. Nach H. LohmaNN in Sitz.-Ber. d. Gen.
Naturforsch. Freunde, Berlin, 1916, S. 110, Fig. 8.
398
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
des Kalkgehaltes der Sedimente in den verschiedenen Gebieten des Ozeans
herauslesen zu wollen. Aber so einfach liegen die Dinge bei der großen
Zahl von sonst noch in Frage kommenden kalkschaligen Planktonten
durchaus nicht. Und es kann auch gar nicht erwartet werden, daß
schon solche einzelnen Stichproben eindeutige Resultate ergeben, da es
für die Sedimentation natürlich nicht auf die Verbreitung und Volks-
starke der einzelnen Formen in bestimmten Tagen, Wochen oder Monaten
ankommt, sondern auf die durchschnittliche Häufigkeit in längeren Zeit-
räumen. Aber es werden solche Resultate vermutlich nicht ausbleiben,
wenn die Untersuchungsmethode Lohmanns häufiger und in den ver-
schiedenen Jahreszeiten angewendet und auch auf andere Planktoutcn,
wie die Globigerineu, Radiolaricn und Diatomeen ausgedehnt sein wird.
Immerhin wäre hierbei zu berücksichtigen '29), daß die Planktonproduk-
tion ja in den oberen 400 m des Meeres vor sich geht und von da ein
weiter Weg bis zum Meeresboden zurückzulegen ist, bis die Kalkskelette
sich einem Sediment beimengen.
Ausschlaggebend für die Stärke des Niedersinkens von Plankton-
schalen in den verschiedenen Teilen der Wohngebiete bestimmter
Formen sind hauptsächlich zwei Faktoren. Der erste ist die Zahl
der (in der Zeiteinheit, also etwa in 24 Stunden und in 1 1 Wasser)
absterbenden Individuen; dieses Absterben wird im Nordatlantischen
Ozean am stärksten sein in der Gegend südlich der Neufund-
landbank, wo sieh der kalte Labradorstrom mit dem warmen Golf-
strom mischt, und beim Übertritt der Golfstromtrift bei den Azoren aus
dem Kühlwasser in das Warm wassergebiet. An beiden Stellen kounte
Lohmann in der Tat ein umfangreiches Absterben von Plankton-
orgauismen nachweisen. An solchen Stellen erfolgt also zweifellos jahr-
aus jahrein ein Niedersinken von Planktonschälchen in umfangreichem
Maße; aber die Schalen sinken einzeln nieder und werden sicher stark
durch das Meerwasser angegriffen oder, ganz aufgelöst. Wo sie aber,
falls sie wirklich am Meeresboden ankommen, zur Ablagerung gelangen,
ist sehr schwer zu sagen, da das Sinken sehr langsam erfolgt und der
Strom, der mit der Tiefe nicht nur seine Stärke, sondern auch seine
Richtung ändert, die Schalen versetzt.
Als zweiter Faktor ist aber auch wichtig die Zahl der vou
Plankton-fressenden Tiereu, sogen. „Skelettsammlern'4, aufgenommenen
; Globigeriuen, Coccolithophoriden usw., welche, wie das schon von
den letzteren erwähnt wurde, in den schleimigen Kotmassen jener
geschützt, schnell "zu Boden sinkeu und daher viel mehr Aus-
sicht haben dürften, ungestört zur Ablagerung zu kommen, da sie
erst am Meeresboden bei dem allmählichen Zerfall der Kotmasseu
freigelegt werden. Dieser Transport von Planktonschälchen wird vor
allem besorgt von den Feuersalpen, Salpcn, Doliolen, Appendicularien,
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Kalkgehalt der Tiefseesedimente
399
Pteropoden und Copepoden, in deren Darm man die an der Sediment-
bildung in der Tiefsee teilnehmenden Skelettarten massenhaft nachzu-
weisen vermag. Dieser Transport ist aber für die Tiefsee noch dadurch
bedeutsam, daß er zugleich organische Stoffe, wie Eiweiß und Fette, und
wahrscheinlich auch Mengen von Bakterien dem Meeresboden zuführt.
Den zweiten Faktor für die Bereitstellung von Kalkschalern für die
Sedimentation bildet nach diesen Ausführungen das gegenseitige Ver-
hältnis in den Besiedelungsstärken des Meeres mit Skelettbildnern einer-
seits und Skelettsammlern anderseits. Eine Stelle besonders starker
Besiedelung mit letzteren zu bestimmten Jahreszeiten scheint im Nord-
atlantischen Ozean z. B. nördlich der Azoren in etwa 20° W.-Länge zu
liegen, indem dort Massen von Salpen, Doliolen, Pteropoden und anderen
Planktonten auftreten. Aber auch das sind Verhältnisse, welche lediglich
die Verbreitung der planktonischen Kalklieferanten in den oberen Wasser-
schichten betreffen. Und es wird schon aus diesen Gründen verständlich
sein, weshalb es vorerst nicht gelingt, kausale Beziehungen zwischen
der Beschaffung der Skelettmassen in den oberen Wasserschichten und
den Ablagerungsverhältuissen der Skelette am Meeresboden aufzufinden.
Ich habe in einem früheren Abschnitte eine Bemerkung Krümmels
wiedergegeben, nach welcher die geographische Verbreitung der einzelnen
Eupelagischen Ablagerungen don Eindruck erwecke, als ob der Globi-
gerinenschlamm von seinem atlantischen Hauptsitze aus eine Invasion
in die beiden anderen Ozeane ausführe, für welche anderseits die kalk-
armen Bildungen charakteristisch seien. J. Murray hat 1909 auf den
höheren Salzgehalt des Roten Meeres, der Arabischen See und der west-
lichen Hälfte des Indischen Ozeans gegenüber der Bucht von Bengalen,
des Meeres um Sumatra und der China-See hingewiesen und den ge-
ringeren Gehalt dieser Gebiete an Salz auf den enormen Zufluß von
Süßwasser zurückgeführt; er meinte nun, daß die gleichzeitig mit diesem
zugeführte kolloidale Tonsubstanz die Grundlage für die Kieselabschei-
dungeuderRadiolarien und Diatomeen abgeben möchte430). Daß Beziehungen
ähnlicher Art bestehen, geht u. a. wohl auch aus den Kieselsäurebestim-
mungen des Meerwassers von E. Raben hervor, welche in der freien
Ostsee eine gewisse Periodizität ergaben, die mit dem jahreszeitlichen
Wechsel des Diatomeenwachstums übereinzustimmen scheint, indem das
Maximum des einen mit dem Minimum des anderen nahezu zusammen-
fällt431). Nach jener Anschauung von J. Murray würden der relativ
geringere Salzgehalt und die in verhältnismäßig reichlicherer Menge zur
Verfügung stehende Si02-Meuge die beiden Faktoren sein, welche sowohl
im pazifischen und östlichen Indischen Ozean, wie im Antarktischen
Meere den größeren Reichtum der Sedimente an kieselschaligem Plankton
bedingen. Das mag nun für den Salzgehalt richtig sein, — während
es für den zweitgenannten Faktor bezweifelt werden könnte, da die
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400
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Verdünnung des pazifischen und indischen Wassers in größtem Maßstabe
auch durch ozeanische Regenfälle stattfindet — ; umgekehrt aber darf
man wohl schließen, daß größerer Salzgehalt dem kalkschaligen Plankton
günstiger ist. Solchen besitzt aber der Atlantische und insbesondere
der Nordatlantische Ozean. Wenn wir daher hierselbst stellenweise noch
in erheblichen Tiefen recht kalkreiche Sedimente antreffen, so mag das
z. T. an den Salzgehalten liegen. Gehen wir aber den Gründen nach,
welch«; diesen wiederum bedingen, so hat am meisten Wahrscheinlich-
keit eine von A. Woeikow" verfochten« Ansicht für sich 432). Nach ihr
hängt der größere Salzgehalt des Atlantischen (Nordatlantischen) Ozeans
davon ab, daß viel Wasserdampf auf die Kontinente geführt wird, weil
der Ozean von niedrigem Land umsäumt ist. Mit den dem Ozean tri-
butären Flüssen kehrt nnr wenig als Wasser in denselben zurück, aus
den übrigen, abflußlosen Gebieten (aralokaspisches Gebiet, Sahara) über-
haupt gar nichts; es ist ein reiner Verlust an Wasser. Gerade um-
gekehrt aber verhalten sich die beiden anderen Ozeane; hier kehrt das
verdunstete Wasser meistens wieder auf die Oberfläche der Ozeane
zurück, vermittels großer Ströme und auch über große Gebiete aus-
gedehnter Tropenregen, wie sie auf dem Atlantischen Ozean nicht so
beobachtet werden; aber auch in mittleren Breiten erfolgt solche Ver-
dünnung; schon die große Erstreckung der Ozeane, der weite Weg,
welchen der Wasserdampf über deren Wasserfläche zurücklegen muß,
erklärt dieses teilweise. So ist es denu nicht ausgeschlossen, daß die
durch das Relief der Lithosphärenoberfläche bedingte Verteiluug von
Wasser und Land, indem sie das Klima und damit den Salzgehalt der
Ozeane regelt, auch den Reichtum des Planktons an kiesel- oder kalk-
schaligen Vertretern bedingt, und dadurch regional verschiedene Sediment-
formen erzeugt.
i
(\ Mehr oder minder große Verdünnung der kalkigen Kompo-
nenten durch nicht-kalkige Beimengungen anorganischer oder
biogener Art
*
Der zweite Kaktor, welcher den Kalkgehalt einer Grundprobe regelt,
ist gleichsam ein negativer. In jedem Sedimeut ist der organogenen
kalkigen Komponente ein mehr oder minder großer Prozentsatz nicht-
kalkiger, in schwachen Säuren unlöslicher Materie beigemengt. Diese
nicht-kalkige Komponente setzt sich zusammen einmal aus Resten kiesel-
schaliger Organismen, zum anderen entweder aus chersogenem, von der
Verwitterung und Denudation von Landmassen herrührendem Material,
oder aus den Bestandteilen vulkanischer Flugaschen, flottierendem Bims-
stein und Produkten submariner Eruptionen. Wenn z. B. die benthogenen
Riffkalke tatsächlich frei oder fast frei von unlöslichen Substanzen sind,
so liegt das daran, daß die kalkliefernden, benthonischen Organismen
Kalkgehalt der Tiefsecsediinente
401
einmal keine ' Konkurrenz durch kieselschaliges Benthos haben, zum
andern aber auch schlammfreies, bewegtes Wasser bevorzugen, in welchem
Brandung und Gezeitenströmungen anorganischen Detritus nicht zum
ruhigen Absatz gelangen lassen. Wenn dagegen z. B. in einem Meeres-
teile mittlerer Tiefe und Laudferne unter Gewässern, in welchen reich-
liches kalkschaliges Plankton vorhanden ist, der Kalkgehalt der Grund-
probeu trotzdem sehr gering ist, so kann dieses darin seinen Grund
haben, daß die Zuführung nicht-kalkiger Komponenten eine so reichliche
ist, daß die kalkigen Organismenreste durch dieselben bis zu einem ge-
wissen Grade maskiert und verdünnt werden.
D. Kalkauflösung durch das Meerwasser
I. Die Tatsachen
1. GeRteinsauf lögung an Kalkküsten
Aber noch ein dritter Faktor ist für die Höhe des Kalkgehalts der
Grundproben maßgebend; und zwar wieder ein negativer: die Auflösung,
welche der organogeue Kalk teils beim Niedersinken (im Falle plank-
tonischer Wesen), teils auch noch auf dem Meeresgrunde erleidet. Das
Fig. 128.
Küstenkarren auf Brioni majore, Adria. Nacli G. GöTZIN'oER aus Stille's Geologischen
Charakterbildern, 5. Heft, 1911, Tafel 3b. — (Glatte, durch Erweiterung von Klüften
entstandene Küsteukarren; die kleinen, sichtbaren Löcher sind das Ergebnis der kom-
binierten Wirkung der Flechten, sowie des Spritzwassers der Brandung und des Regen-
wassers; auf letzteres allein ist die beginnende feine Kannelierung der mittleren Kegel
zurückzuführen.)
Auilrrf, Oeologie de» Meerwbodcni. II. ■ 2»i
402
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
Meerwasser, welches keine gesättigte Lösung von kohlensaurem Kalk
darstellt, muß unter allen Umständen lösend auf diesen einwirken. Das
zeigen zunächst schon verschiedene Erscheinungen, welche bereits früher
erwähnt worden sind; einmal die sogenannten Küsten- oder Brandungs-
karren (Fig. 128), welche das Meer, vorwiegend durch Erweiterung von
Klüften, auf Kalksteinen hervorruft, dann aber auch die Anätzung von
Kalkfelsen, welche in der Spritzzoue der Brandung wohl wie mit Säure
übergössen aussehen. Leicht erreichbare Fälle bieten die Insel Capri
und die Karstküsten der Adria, wo sie sehr verbreitet sind. Ob auch
Kohlensäureausscheidung durch Organismen bei diesem Vorgang be-
teiligt ist, wie R. Gradmann neuerdings einmal vermutet hat,
wird erst noch zu untersuchen sein. „Schratten" beschrieb schon
J. Partsch"3) z. B. von Kephallenia mit den Worten: „Was in den
Fig. 129.
Angelöstes üeschiebe vom „Scharfen Grund" in der Ostse« bei Cranz. Seitenansicht.
\'4 nat. Größe. Original in der Allgemein-geologischen Sammlung des Geologisch-
paläontologischen Institutes und der Bernsteinsammlung der Albertus-Universität zu
Königsberg i. P. (Die Oberfläche des Geschiebe« ist, soweit dasselbe über die Sediment-
Umhüllung — einen entkalkten, sandigen Geschiebe-„Mergelu — herausragte, mit einer
warzig-blättrigen, manganhaltigen Limonitlage überzogen, die vorne links etwas ab-
geblättert ist. Der lim. mit freie „Fuß" des Stückes ist unterhalb der schwarzen Linie
deutlich zu erkennen. Die kleinen, weißen' Flecke sind Überzüge einer inkrustierenden
Bryozoe.)
Bergen die Atmosphäre zustande bringt, erzielt an den Ufern das Meer-
wasser. Ein 6 — 10 m breiter Saum von Schrattenbildungen, die nur
geschwärzt sind durch einen Überguß organischer Substanz, bildet viel-
fach die Grenze zwischen dem fest zusammenhängenden Gestein und
dem unbestrittenen Herrschaftsbereiche des Meeres." Eine tiefgründige,
löcherige Verwitterung in tertiären und cretaeeischen Kalksteinen am
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Kalkgelialt der Tiefseesedimente 403
Nordwestufer der Bucht von Palma auf Mallorca hat neuerdings
H. Praesent484) ebenfalls auf die lösende Einwirkung des Meerwassers
zurückführet» können. Die Tatsächlichkeit dieses Vorganges, welchen
Fig. 130.
Das gleiche Stück, wie in der vorigen Abbildung, aber von oben gesehen, um die An-
lösung zu zeigen. */4 nat. Größe.
nach Tornquist m) auch angelöste Geschiebe vom Boden der Ostsee
demonstrieren sollen (Fig. 129, 130), ergibt sich aber auch aus gewissen
Experimenten.
2. Experimente von LlNCK und Thoulet
Nach G. Linck486) betrügt die maximale Löslichkeit von CaCOs
in einem (nach einer älteren Analyse von von Bibra) künstlich her-
gestellten Meerwasser bei einer Temperatur von 17 — 18° C. 0,0191 %>;
in Wirklichkeit sind dagegen im natürlichen Meerwasser nach der Analyse
von Dittmar (in den nChallengeru - Berichten) nur 0,0123% CaC03
enthalten. Vergleichende Untersuchungen über die Lösungsfähigkeit von
Meerwasser und destilliertem Wasser verdanken wir sodann .T. Thoulet487).
Derselbe ließ mehrere Wochen lang ständig erneuertes Meerwasser aus
dem Ärmelkanal und destilliertes Wasser einwirken 1. auf Bimsstein
von Lipari, 2. auf am trockenen Meeresstrande aufgesammelte, bereits
von den Atmosphärilien beeinflußte, 92,72 °/o CaCOs enthaltende Schalen
von Pectunculus pilosus und Cardium edule, 3. auf tote Korallen der
Gattung Cladocora, 4. auf Globigerinenschlamm aus dem Nordatlantischen
Ozean unter 40° fi' N., 29°48'W. und 1850 m Tiefe. Diese Versuche
20*
4<>4 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
ergaben als Lösungsverlust in Gramm pro Tag und auf das (^uadrat-
dezimeter Oberfläche:
Bimsstein
Muscheln
Koralle
Globigerinen
schlämm
In Meer wasser . .
In dest. Wasser . .
0,000105
0,000832
0,000039
0,001843
0,000201
0,003014
0,000137
0,003001
Nun ist zwar zu diesen Zahlen zu bemerken, daß einerseits unbe-
rücksichtigt geblieben ist, ob die betreffenden Organismenskelette aus
Aragonit oder Kalkspat gebildet werden, welche beide bekanntlich eine
verschiedene Löslichkeit besitzen, zum anderen waren auch der Erhal-
tungszustand und die Korngröße der untersuchten Objekte, welche eben-
falls die Löslichkeit beeinflußt, verschiedene; die angeführten Zahlen
sind daher nicht einmal unmittelbar vergleichbar. Immerhin geben sie
doch eine gute Vorstelluug von der Lösungsfähigkeit des Meerwassers
für die uns hier besonders interessierenden Organismenreste. Diese
normale Löslichkeit des Meerwassers für Kalk4*8) wird aber natürlich
erhöht, wenn Kohlensäure pder Schwefelsäure, welche bei der Verwesung
organischer Substanz entstehen, zugeführt werden.
3. Die Tiefe als Faktor für die Kalkauflösung
Es ist klar, daß die Löslichkeit des kohlensauren Kalkes im Meer-
wasser die biogene Komponente einer Gruudprobe upd damit den Kalk-
gehalt derselben beeinflussen wird und insbesondere dort, wo diese
Komponente von planktonischen Wesen geliefert wird, eine Abhängigkeit
des Kalkgehaltes von der Tiefe in Erscheinung treten muß. Denn
feinere, kalkige Organismen reste werden beim Niedersinken aufgelöst
werden, und der Auflösungsprozeß wird desto weiter fortschreiten, je
mächtiger die Wassersäule, welche die Obcrflächenschicht vom Meeres-
boden trennt, oder je größer die Meerestiefe ist. Daß in der Tat, so-
fern wir von den Sedimenten flacheren und küstennäheren Wassers, bei
denen die Maskierung durch nicht-kalkige Komponenten eingreift, ab-
sehen, der Kalkgehalt der Tiefseesedimente sich mit wachsender Meeres-
tiefe stetig verringert, haben bereits die Analysen des „Challenger"-
Berichtes ergeben. Denn auf Grund der hier zusammengestellten Daten
von 231 Grundproben macht der Kalkgehalt zwar zwischen 3000 und
4000 m noch rund 50 %> aus, sinkt aber bei 6000 m auf 20 % und be-
trägt bei 6000 m nicht einmal mehr 1 %. Es enthielten genauer:
68 Proben aus weniger als 3660 m (2000 Faden): 60— 80 °o CaCOa,
68 „ „ 3660—4570 m (2000—2500 „ ): 46,7 „
65 r ., 4570— 5490 m (2500— 3000 „ ): 17,4 r
H „ 5490—6400 m (3000—3500 „ ): 0,88 „
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Kalkgehalt der Tiefseesedimentc
405
Diesen klaren Ergebnissen gegenüber will es wenig besagen, wenn
Thoület489) nicht eine Auflösung des organogenen Kalkes beim
Niedersinken in große Meerestiefen, sondern nur eine ungleichförmige
Verteilung des kalkabsonderndeu Planktons in den höheren Meeres-
schichten und mechanische Schlämmungsprozesse zur Erklärung heran-
ziehen will. Ja, es kann direkt als unverständlich bezeichnet werden,
daß dieser um die Ozeanographie so verdiente Autor seine hauptsächlich
an Grundproben des Nordatlantischen Ozeanes und Europäischen Mittel-
meeres gewonnenen Resultate ohne Weiteres auf die übrigen Töile des
Weltmeeres ausdehnt. Demgegenüber stützen sich die Beobachtungen
des „Challenger* auf Grundproben aus allen drei Ozeanen und den ver-
schiedensten Breitenzonen des Erdballes und sind zudem durch neuere
Expeditionen immer mehr bestätigt und erweitert worden.
Zunächst ist daran zu erinnern, daß die zarten und aus leicht
löslicher Aragonitsubstänz bestehenden Pteropodenschalen beim Nieder-
sinken durch eine mächtigere Wassersäule so frühzeitig aufgelöst werden,
daß man sie in Tiefen unter 3000 m nur noch ausnahmsweise findet,
welcher Vorgang als maßgebend für die untere Tiefengrenze des Ptero-
podenschlammes bereits oben eingehender erörtert wurde. Dasselbe gilt
von den Panzern höherer Krebse, Skelettteilen von Fischen (ausgenommen
hiervon sind bisweilen nur Zähne und Otolithe) und manchen anderen
kalkigen Hartgebilden, welche sich daher wohl gelegentlich in Flachsee-
ablagerungen, aber so gut wie niemals in den Sedimenten der Tiefsee finden.
Weniger eindeutig tritt die Einwirkung der Meerestiefe in Er-
scheinung, wenn wir die Kalkgehalte der Globigerinenschlamme zu der-
selben in Beziehung setzen; und es ist schon im Obigen darauf hin-
gewiasen worden, daß hier in der Tat sowohl von den Gelehrten des
..Chal lenger14, wie auch neuerdings noch von Philippi die Tiefe als
bestimmender Faktor für die Höhe des Kalkgehaltes dieses Sedimentes
wesentlich überschätzt worden ist und vielmehr hinter anderen Faktoren,
wie der Verbreitung der kalkschaligen Planktonten, Meeresströmungen
u. a. zurückstehen muß, worauf wir übrigens am Schluß dieses Ab-
schnittes noch einmal zurückkommen werden.
Von besonderer Bedeutung für die Frage der Kalkauflösung sind
dagegen wiederum die Beobachtungen am Roten Ton. Zunächst ist die
Durchschuittstiefe der Roten Tone durchweg größer als die der Globi-
gerinenschlamme. Beschränken wir uns auf drei der bekannteren großen
Expeditionen, so betrug die
Mittlere Tiefe der
GlubigerineDsrhlammc . .
de« „Cliallenger"
8658 tu
der „Valdivia"
2890 m
des „Gauss"
4163 m
de« „Cballeuger"
4993 m
der „Valdivia"
5288 m
des „Gauss44
5868 m
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4<>r,
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Nehmen wir hinzu, daß auch die völlig kalkfreien Roten Tone aus
Gebieten stammen, in welchen die planktonische Orgauismenwelt reich
an kalkabscheidenden Formen ist, außerdem aber die Zufuhr an mas-
kierender, nicht-kalkiger Materie auf ein Minimum reduziert ist, so bleibt
eben nur der Schluß übrig, daß die Hartgebilde der planktonischen,
kalkabsondernden Pflanzen und Tiere den Boden der Tiefsee, soweit ihn
Roter Ton bildet, entweder Überhaupt nicht erreichen, oder aber, daß sie
dort sehr rasch aufgelöst werden.
II. Die Deutung der geschilderten Tatsachen
1. Welche Wichtigkeit besitzt die Erhöhung der normalen Lösungsfähig-
keit des Meerwassers durch den normalen Reichtum der Tiefenwlsser an
Sauerstoff und Kohlendioxyd?
Das frühzeitige Verschwinden der Pteropodenschälchen wie die
Kalkgehalte im Globigerinenschlamm und Roten Ton beweisen unzwei-
deutig, daß eine Kalkauflösung sowohl in höheren, wie in tieferen Meeres-
schichteu vor sich geht. Zu entscheiden ist jedoch noch die Frage, ob
diese Auflösung schneller bei höheren oder niederen Temperaturen, bei
größeren oder geringeren Drucken erfolgt und ob endlich neben der
lösenden Wirkung des Meerwassers auch noch freie Säuren in Frage
kommen. Man erkennt von vornherein, daß das ganze Problem ein sehr
kompliziertes ist, da einerseits einander z. T. entgegen wirkende Fak-
toren zu berücksichtigen sftid, anderseits aber unsere ozeanographischen
Kenntnisse trotz der unleugbaren großen Fortschritte der letzten Jahr-
zehnte noch nicht auf dem Standpunkt angelangt sind, daß man das
Problem nach Art einer physikalisch-chemischen Aufgabe lösen könnte.
Dieser Kompliziertheit des Problems gegenüber recht einfache Ver-
suche hat J. Thoulet410) augestellt, ohne indessen eine ganze Reibe recht
beträchtlicher Fehlerquellen auszuschalten. Er experimentierte mit leeren
Globigerinenschalen und deren Bruchstücken und fand, daß je nach der
Korngröße eine Tiefe von 4500 m in 1,09—7,47 Tagen von ihnen durch-
sunken werde. In dieser kurzen Zeit könne aber, meint er, eine wesent-
liche Auflösung des kohlensauren Kalkes auch in ständig erneuertem
Wasser nicht stattfinden. Schon Krümmel hat, wie erwähnt, darauf
aufmerksam gemacht, daß die Annahme eines gleichmäßig schnellen
Sinkens im Ozean mit seiner Dichtezunahme bei wachsender Tiefe nicht
richtig sein könne; die gefundeneu Siukzeiten seien daher höchstens
Minimalwerte. Thoulet hat aber auch die Wirkung der Meeres-
strömungen außer Acht gelassen, welche unter Umständen feine Hart-
gebilde lange Zeit in schwebender Lage mit sich führen können. Ferner
wird eine soeben abgestorbene Globigerine, die außer ihren feinen Stachel-
anhängen auch noch organische Substanz mit Gas- und Fettvakuolen
besitzt, niemals so schnell sinken, wie eine leere, ihrer Stacheln beraubte
Kalkgehalt der Tiefseesedimente
407
Schale. Endlich wissen wir heute aus deu neueren Untersuchungen
über die Ernährung der Meerestiere, daß nur sehr wenige Globigerinen-
gehäuse tiefere Meeresschichten erreichen werden, welche nicht vorher
einem oder mehreren Tieren zur Nahrung gedient haben. Dadurch findet
aber nicht nur eine Verzögerung des Sinkprozesses statt, sondern im
fremden Tierkörper ist auch eine verstärkte Resorption des kohlensauren
Kalkes nicht ausgeschlossen. Wir dürfen daher kaum hoffen, jemals
mit einiger Genauigkeit zu erfahren, wie lange ein abgestorbener Plankton-
organismus braucht, um den Meeresboden zu erreichen.
Wenn eine gewisse Meerestiefe überschritten wird, so geht unter
normalen Bedingungen in niederen und mittleren Breiten im offenen
Weltmeer Globigerinenschlamm in Roten Ton über. Die Grenze beider
Sedimentarten hält jedoch keineswegs überall ein gleiches Niveau inne
sondern verläuft in verschiedenen Meeresgebieten in sehr ungleicher
Höhenlage. Insbesondere haben die Untersuchungen der beiden deutschen
Expeditionen der „Valdivia" und des „Gauss" einen diesbezüglichen
erheblichen Unterschied zwischen dem Atlantischen und dem Indischen
Ozean feststellen können. Wenn z. B. die „Valdivia" im mittleren Teile
des Indischen Ozeans auf Station 175 unter 26° 4' 8., 93°44'0. schon
in 4709 m Tiefe einen nur 3 °/o CaCOs enthaltenden Roten Ton lotete
und der „Gauss" in der Mauritius-Mulde auf Station 96 unter 25° 8' S.,
66° 7' 0. schon in 4930 m einen völlig kalkfreien Roten Ton fand, so
steht dieses im scharfen Gegensatz zu dem Verhalten des Atlantischen
Ozeans. Während von der „Valdivia" in der Kap-Mulde Roter Ton mit
4% CaC03 erst in 5283 m (Station 89 unter 31° 21' S., 9° 46' 0.) an-
getroffen wurde, fand sich unmittelbar unter dem Äquator (Station 47
in 0° 10' S., 8° 32' W.) noch in 5695 m ein Globigerinenschlamm mit
67 °/0 CaCOa. Noch tiefer scheint die Grenze zwischen Globigerinen-
schlamm und Rotem Ton in den gemäßigten Teilen des Nordatlantischen
Ozeans zu liegen. Denn Lohmann356) beobachtete etwa unter 40° N.
und zwischen 45° und 50° W. bei 5798 m, Peakesä5) unter 43° 8' N.,
19° 66' W. bei 5971 m und unter 43°9'N., 19° 45' W. sogar noch bei
6006 m typischen Globigerinenschlamm, im letzteren Falle mit 47,5 %>
CaC03. Das ist die größte Tiefe, bei welcher bisher wohl überhaupt
Globigerinenschlamm gelotet worden ist. Außerdem besteht aber auch
ein Gegensatz zwischen dem westlichen und östlichen Teil des Süd-
atlantischen Ozeans; denn während der „Gauss" im östlichen Becken
unter 18° 36' S., 5° 9' W. auf Station 115 in 5430 m noch einen Glo-
bigerinenschlamm von 84,9 D/o CaCOs lotete, wurde fast auf der gleichen
Breite im westlichen Becken (Station 14, 24°34'S., 20° 50' W.) bereits
bei 5020 m ein Roter Ton mit nur 1,9% CaC03 angetroffen.
Schon MtTRRAY und Philippi haben eingehend die Frage erörtert,
welche Faktoren diese auffallenden Differenzen hervorrufen. Es wäre von
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40*
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
vornherein nicht ausgeschlossen, daß eine ungleichförmige Verteilung des
Planktons eine gewisse Rolle hierbei spielen könnte. Radiolarienschlamm
fehlt ja dem Atlantischen Ozean fast völlig, während er im ludischen
und Stillen Ozean vorkommt. Man könnte daher vielleicht annehmen,
daß eine geringere Menge von Kieselsäure-produzierenden Planktonteu
(im Atlantischen Ozean) jeweils durch eine größere Zahl von kalkab-
scheidenden ausgeglichen wird. Indessen haben die Untersuchungen von
C. Apstein au den Planktoufäugen der „Valdiviau ergeben, daß gerade
in vielen Teilen des Indischen Ozeans ein äußerst globigerinenreiches
Plankton sich vorfindet, während der Atlantische Ozean sich umgekehrt an
vielen Stellen als auffallend arm erwies. Besonders interessant ist es,
daß auf mehreren subantarktischen Stationen verhältnismäßig sehr viel
kalkabscheidende Planktonten nachgewiesen werden konnten, während
der Befund der Grundproben auf eine extreme Armut hätte sclüießen
lassen müssen! Hoher Kalkgehalt am Meeresboden sagt also nicht, daß
auch das Plankton der höheren Wasserschichten reich an kalkabsondernden
Vertretern ist; anderseits kann aber, selbst in mittleren Tiefen, kalk-
freier Schlamm vorhanden sein, während das Oberflächenwasser reich
an kalkschaligeu Planktonten ist. Da diese Divergenz sich gegen die
Antarktis zu verstärken scheint, liegt die Vermutung nahe, daß die
Temperatur des Meerwassers und die damit zusammenhängende Ab-
sorptionsfähigkeit für Gase eine erhebliche Rolle dabei spielt In dieser
Beziehung sind nun die schönen Karten, welche G. Schott im 1. Bande
des „Valdivia"-Werkes veröffentlicht hat, äußerst lehrreich. Denn man
erkennt aus denselben, daß vou der Oberfläche bis zu einer Tiefe von
1000 m das Wasser im Indischen Ozean wärmer ist als im südatlantischen,
besonders in dessen von der „Valdivia" befahrenen östlichen Teile.
Zwischen 1000 und 2000 m sind die Temperaturen in beiden Meeren
nahezu gleich, bei 2000 m wird das Tiefenwasser im Indischen Ozean
kälter als im südatlantischen, und diese Differenz verstärkt sich noch
mit zunehmender Tiefe. Besonders auffallend ist es aber auch, daß bei
4000 m und darunter der östliche Teil des südatlantischen Ozeans
wärmer ist als der westliche. Es wäre nun zunächst denkbar, daß die
raschere Kalkauflösung im Indischen Ozean auf das wärmere Ober-
flächenwasser zurückzuführen ist, da ja der kohlensaure Kalk offenbar
in wärmerem Wasser leichter löslich ist als in kälterem. Wahrschein-
licher ist es jedoch, daß die Auflösung hauptsächlich in tieferen Wasser-
schichten erfolgt und daß deswegen in erster Linie die geringere
Temperatur des indischen Tiefenwassers für die Differenz verantwortlich
zu machen ist. Von der Temperatur hängt aber die Absorptions-
fähigkeit für Gase ab.
Aus der früheren Beschreibung des Roten Tiefseetones geht her-
vor, daß zwei Vorgänge bei der Entstehung dieser Sedimentart mitein-
Kalkgehalt der Tiefseesedimente
409
ander Hand in Hand gehen dürften : erstens die Überführung des Eisens
und Mangans in die höchste Oxydationsstufc und zweitens die mehr
oder minder weitgehende, oft völlige Ausmerzung des kohlensauren
Kalkes. Es liegt daher der Gedanke nahe, mit Murray und Philippi
beide Vorgänge auf eine Ursache zurückzuführen und auch für die Kalk-
auflösung an einen engen Zusammenhang mit einem Oxydationsprozeß
zu denken. Die höheren Oxyde des Eisens und Mangaus können nur
dann existieren, wenn erhebliche Mengen von organischer Substanz
nicht vorhanden sind oder, wo solche vorhanden waren, durch rasche
und intensive Oxydation zerstört werden. Durch diesen Vorgang werden
aber Kohlensäure und Schwefelsäure entwickelt, welche die Lösungs-
fähigkeit des Meerwassers für kohlensauren Kalk verstärken. So steht
die Bildung der höheren Metalloxyde wie auch die Kalkauflösung in
engem Zusammenhange mit der Oxydation der organischen Substanz,
„Diese Oxydation beruht aber auf dem Sauerstoffgehalt des im wesent-
lichen aus der Antarktis stammenden Tiefeuwassers. Je näher der
Antarktis das Tiefenwasser und je kälter es ist, desto größer wird sein
Sauerstoffgehalt und dementsprechend seine Oxydierungsfähigkeit sein.
Dadurch würde es sich erklären, daß in den subantarktischen Meeren
der Grundschlamm, trotz reichlicher Menge kalkabsondernden Planktons,
oft schon in recht geringen Tiefen kalkfrei ist." Diese schon durch
Untersuchung der „Valdivia'-Proben gewonnenen Ergebnisse haben durch
die späteren Untersuchungen des „Gauss* eine vollgültige Bestätigung
erfahren. Die Sedimeute der antarktischen Packeiszone, welche der
„Gauß" auf 33 Stationen lotete, erwiesen sich in 24 Fällen als völlig
kalkfrei; 4 enthielten kohlensauren Kalk nur in Spuren, 4 andere einen
Gehalt, der zwischen l,2°/o und 5°/o schwankt, und nur in einer Probe
stieg der Kalkgehalt auf 19,4%. Dabei haben die Planktonfänge stets
kalk schaliges, besonders globigerinenreiches Plankton ergeben. Es ist
nun zwar in einem vorhergehenden Abschnitt wahrscheinlich gemacht
worden, daß ein großer Teil des Oberflächenplanktons der antarktischen
Packeiszone durch Gezeiten- und Schmelzwasserst röme nach außen' gei
trieben wird und erst jenseits der Packeiskante zu Hoden sinken kann.
So stammt das Planktonmaterial der sporadisch längs der Packeiskante
auftretenden Globigerinenschlamme wohl zum größten Teile aus dem
eisbedeckten Südpolarmeere; aber ein großer Prozentsatz des kalkigen
Oberflächenplanktons dieser Meeresregion dürfte auch bei dem durch
die Meeresströmungen ja nur verzögerten und kaum ganz verhinderten
Niedersinken durch das sauerstoffhaltige Wasser des antarktischen
Meeres in Lösung gehen. Einwandfreiere Schlüsse als das Oberflächen-
plankton erlaubt aber das kalkabscheidende Beut hos der Packeiszone.
Dieses ist in seiner Lebenstätigkeit durch den Sauerstoffreichtnm des
antarktischen Wassers äußerst begünstigt, und so wurde durch gelegent-
■
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410
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
liehe Dredschezüge eine üppige Fauna von Korallen, Holothurien,
Ophiuren, Mollusken, Bryozoen, Brachiopodcn, Würmern, welche ihre
Wohnröhren teilweise aus Foraminiferen aufbauen, uud anderen kalk-
abscheidenden Tieren mehr zutage gefördert. Gleichzeitig gelotete
Grundproben erwiesen sich aber als völlig kalkfrei (z. B. „Gauss"-
Station 82). Strömungen kommen in den über 2000 m tiefen Meeres-
schichten nur uoch insofern in Betracht, als sie das Tiefenwasser
verhältnismäßig rasch erneuern und auf diesem Wege die Kalkauflösung
begünstigen. Eine mechanische Wegführung größerer Organismenreste,
wie Korallen, Mollusken- oder Brachiopodenschalen, können sie nicht
vollführen; sonst würden sie vor allem das feine klastische Material
beseitigen, welches die Ablagerungen dieser Meeresregionen zum größten
Teile zusammensetzt. „Wenn also" — so schließt Philippi — „am
Meeresgrunde in der antarktischen Packeiszone in großen Mengen kalk-
abscheideride Benthostiere leben, wenn aber von ihren Resten so gut
wie nichts in das Bodensediment Ubergeht, so erscheint nur ein einziger
Schluß möglich: daß die Kaikabscheidungen der benthonischen Fauna
sehr bald nach dem Absterben der Tiere in Lösung gehen". Kann man
diesen Erörterungen bis hierhin uubedenklich folgen, so können wir doch
Zweifel nicht unterdrücken, wenn Mürray-Philippi und Philippi an-
genommen haben, daß das eiskalte Wasser der größten Meerestiefen,
das sich zum größten Teile aus der Antarktis ableiten läßt, seine kalk-
lösende Einwirkung, wenn auch in sehr abgeschwächtem Maße, noch
auf der nördlichen Halbkugel geltend macht, auf welche es bei der
breiten Kommunikation der drei Weltmeere mit den antarktischen Ge-
wässern in gewaltiger Menge übertritt. Sie schlössen dieses aus
den bedeutenden Tiefen, in welchen im Nordatlantischen Ozean noch
typische Globigerinenschlamme angetroffen werden. Wenn wir nun
nach den lichtvolleu Ausführungen von G. Schott im nValdiviau-Werk
und in seiner klassischen „Geographie des Atlantischen Ozeans" auch
nicht daran zweifeln können, daß antarktisches TiefenwaSscr in säku-
larem Laufe bis über den Äquator hinaus «auf die nördliche Halbkugel
gelangt und sowohl seine infolge der inneren Erdwärme allmählich ab-
nehmende Kälte, wie auch seinen geringeren Salz- und höheren Sauer-
stoffgehalt mitbringt, so können wir uns doch nicht entschließen, jenen
Vorgang der Kalkauflösuog auch noch für höhere nördliche Breiten als sehr
wesentlich anzuerkennen, weil die Tiefengrenze zwischen Globigerinen-
schlamm undRotemTon in den verschiedenen Teilen des Atlantischen Ozeans
nicht die Lage besitzt, welche man danach annehmen sollte, nämlich im
Süden hoch, im Gebiete des Äquators in mittlerer Lage und im nord-
atlautischeu Ozean tief. Denn ordnen wir, wie der Verf. es getan hat,
die größten Tiefen, in denen im Atlantischen Ozean Globigerinen-
schlamm, mit den geringsten Tiefen, in welchen Roter Ton angetroffen
Kalkgehalt der Tiefseesedimente
411
wurde, für die einzelnen Zonen von 10 zu 10 Breitengnaden zusammen,
dann ergibt sich zwar in 40° bis 50° N.-Breite die größte Tiefenlage
für die Grenze dieser beiden Sedimente, aber in den übrigen 10 "-Zonen
geht diese Grenze ohne erkennbare Regelmäßigkeit hin und her, ohne
das nach jener Theorie zu fordernde konstante Ansteigen nach Süden
erkennen zu lassen. Eine größere Regelmäßigkeit aber zeigen die
Kurven des Kalkgehaltes, welche wir für die Globigeriuenschlamme
(Fig. 101 auf S. 308) und Roten Tone des Atlantischen Ozeans entworfen
haben, und zwar unter Zusammenfassung der einzelnen Breitenzonen von
10 zu 10° und unter Auseinanderhaltuog der Tiefen von 1000 zu 1000 m.
Wir fügen zunächst zur Ergänzung der früher (S. 304 — 307) für den
Kalkgehalt der atlantischen Globigerinenschlamme gegebenen Tabellen
auf S. 412 die Kalkgehaltstabelle für die atlantischen Roten Tone hinzu
und schließen die daraus abgeleiteten Kurven (Fig. 131) an.
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Fig. 181.
Kurven der Durchschnitte der Prozentgehalte an Ca CO, der Roten Tone des Atlantischen
Ozeans (Grundproben des „Cliallenger", der „Gazelle", der „Valdivia", des „Gauss" und
der „Britannia" [partim]). (Die Kurven, welche die Durchschnittszahlen von 10 zu 10*
Breite verbinden, sind mit I, diejenigen, welche sicli auf die Durchschnittszahlen von
5 zu 5° Breite beziehen, mit II bezeichnet. Die arabischen Zahlen unter, bezw. nebeu
den Kurven geben die Anzahl der zur Berechnung der Durchschnitte verwendeten
Proben an.)
Die für die atlantischen Globigerinenschlamme gefundenen Kurven
wurden bereits in einem früheren Abschnitte eingehender diskutiert und
ausgeführt, daß als Hauptfaktor für die Höhe des Kalkgehaltes der-
selben ganz offenbar die Verbreitung des kalkschaligen Planktons, vor
allem der Globigerinen, sowie anderen pelagischen Foraminiferen und
sodann auch der Coccolithophoriden, zu gelten hat. Das gilt zunächst
für die geringeren Tiefen (2000—4000 m). In den Tiefen .von 4000 bis
412 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Tabelle der Kalkpetaalte der Roten Tone de» Atlantischen Ozeans
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Kalkgehalt der Tiefseesedimente
413
5000 m tiberragt das äquatoriale Maximum des Kalkgehaltes bereits das
jenseits der Wendekreise gelegene nördliche nnd südliche Maximum, und
dieses Überragen tritt noch mehr in den Tiefen unterhalb 5000 m in
Erscheinung. Hieraus scheint sich zu ergeben, daß unter dem Äquator
die Fülle des kalkschaligeu Plauktons sich selbst noch in den großen
Tiefen bemerkbar macht, während jenseits der Wendekreise andere
Faktoren störend eingreifen. Daß Strömungen als Regulierer des Ab-
sinkens der winzigen Hartgebilde der Coccolithophoriden insofern eine
negative Rolle spielen, als sie das Absinken derselben mehr oder weniger
hintanhalten, wurde ebenfalls früher bereits ausgeführt; daher vielleicht
das Zusammenfallen der außerhalb der Wendekreise gelegenen Maxima
in den Tiefen von 2000—4000 m mit den „Roßbreiten". Der Einfluß
der Tiefe aber ergibt sich eiudeutig, wenn wir die Lage der beiden
äußeren Maxima und der subäquatorialen Minima für die einzelnen
Tiefen von 1000 zu 1000 m miteinander vergleichen, wobei wir wieder
wegen der störenden chersogenen Einflüsse die Tiefen von 2000 — 3000 m
außer Acht lassen müssen.
in 3Ö00-40O0 m
in 4000-5000 m
unter 5000 m
Lage der Maxima
7.
70-80
Lage der Minima des Kalkgehaltes
%
50—60
00-70
40—50
40—50 30—40
Wenn also auch unter dem Äquator die Tiefenauflösung des kohlen-
sauren Kalkes nicht so sehr in Erscheinung tritt, so läßt sie sich doch
für die mittleren Breiteu des Atlantischen Ozeans auf beiden Halbkugelu
nicht mehr hinwegdiskuticren, denn die Tabelle zeigt unzweideutig das
konstante Sinken sowohl der Maxima, wie der Minima des Kalkgehaltes
mit wachsender Tiefe. Man wird aber nicht behaupten wollen, daß
dieses eine Stütze jener Anschauung wäre, nach welcher antarktisches
Tiefenwasser mit seinem Sauerstoffgehalt und seiner Produktionskraft
für auflösende Kohlensäure bis übgr den Äquator hinaus wirken'41) und
seine auflösende Wirkung allmählich mit der wachsenden Entfernung
von seinem Urspruugsort und abnehmendem Sauerstoffgehalt verlieren
soll. Jedenfalls läßt sich soviel sagen, daß dieser Faktor als Regulierer
des Kalkgehaltes gegenüber den bereits genannten nicht in Erschei-
nung tritt und erst in allerletzter Linie zur Erklärung herangezogen
werden sollte.
Durchaus dieselben Schlüsse ergeben sich aber bei Diskussion der
in gleicher Weise für die atlantischen Roten Tone entworfenen Kurven.
Zwar sind diese nur für Tiefen über und für Tiefen unter 5000 in
gezeichneten beiden Kurven wegen der geringen Anzahl der zur Ver-
414
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Ifeeressedimente
fügung stehenden Proben nicht so vollständig, wie die für die Globige-
rinenschlamme entworfenen, aber auch sie zeigen nicht den Verlauf,
welchen man erwarten sollte, wenn dem antarktischen Tiefenwasser
jener überragende Anteil an der Kalkauflösung zukäme, den Phtlippi
demselben zuschreiben wollte. Wohl zeigen auch unter den berück-
sichtigten Proben die zwischen 30° und 40° N. geloteten Roten Tone
die höchsten, zwischen 20 und 30°/o liegenden Kalkgehalte, wodurch
sie sich dem Globigerinenschlamm nähern, im Ganzen genommen aber
wird man für die offenen Ozeane sagen dürfen, daß nicht der Sauer-
stoffgehalt des Tiefenwassers, sondern — neben dem weiten Wege,
den die absinkenden Planktonreste bis znm Tiefseeboden zurücklegen
müssen — vor allem der Druck, welcher auf den tieferen Wasser-
schichten ruht und die Lösungsfähigkeit des Meerwassers befördern
muß, dafür verantwortlich zu machen ist, wenn wir in mittleren Breiten
mit zunehmender Tiefe den kalkreichen Globigerinenschlamm dem kalk-
armen oder -freien Boten Ton Platz machen sehen. Daß in der
Antarktis das kalte, Sauerstoff- und kohlensäurereiche Meerwasser inten-
sive Kalkauflösung hervorruft, wird natürlich durch alles dieses nicht
berührt. Die hohen Kalkgehalte der Roten Tone, bezw. das tiefe Hinab-
gehen typischer Globigerinenschlamme in gewissen Teilen des nord-
atlantischen Ozeans werden weiterer Aufklärung bedürfen, wie wir über-
haupt hoffen müssen, daß unsere diesbezügliche, erst in den Anfängen
stehende Erkenntnis durch weitere Untersuchungen der ozeanographischen
Verhältnisse als Faktoren der Sedimentbildung erweitert werde. Mög-
licherweise ist jenes tiefe Hiuabreichen kalkreicher Sedimente zwischen
40 und 50° N.-Breite lediglich lokal bedingt; denn hier befinden wir
uns, wenigstens im westlichen Teile des Ozeans, in Gebieten starker
und häufiger Teraperatursch wankungen, welche durch Unregelmäßig-
keiten im Verlaufe des Golfstromes und eine Durchdringung desselben
mit kalten Gewässern des Nordens hervorgerufen werden, so daß die
Amerikaner von einer „Bänderung" dieses Meeresstromes sprechen
konnten. So beobachtete der Kabeldampfer „von Podbielski* nach
Lohmann Anfang Juni „einmal kaltes Wasser von nur 6° C. (etwa 48°
Länge), zweimal von 12,5°— 13,0° C. und einmal von 16° C. zwischen
dem warmen, unvermischten Golfstromwasser von 18°— 22° C. Am
7. und 8. Juni fuhren wir" — so berichtet derselbe Autor — „von
48° 45' bis 50° 25' westl. Länge unausgesetzt durch Wasser von
6°— 15,5° C, am 10. Juni von 57° 33' bis 61° 12' durch solches von
12,6°— 16,0° C. Auf der Rückfahrt in der zweiten Hälfte des
Monats wurde zwar fünfmal kaltes Wasser durchschnitten, aber die Ab-
kühlung war bereits erheblich geringer und erreichte im Maximum nur
12,5° C; auch war die Ausdehnung des kalten Wassers meist kleiner,
nur am 25. Juni, fast in derselben Gegend, wo auch auf der Hinreise
das kalte Wasser die größte Ausdehnung zeigte, fuhren wir von 56° 55'
«
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Kalkgehalt der Tiefseesediraente
415
•
bis 60° 10' westl. Länge durch 16°— 17° kühles Wasser. Das un-
vermischte Golf Strom wasser hatte jetzt 20°— 26° C.a. Derartige
Temperaturschwankungen müssen nun aber ein starkes Absterben von
Plankton44*) hervorrufen, und so würde es sich leicht erklären, daß
in diesen Gebieten die ungeheure Fülle hinabsinkender Kalkreste trotz
der Tiefenauflösung sich noch in Tiefen bemerkbar macht, in welchen
in gar nicht großem Abstände normaler Roter Ton sich bildet.
2. Verstärkung der normalen Lösungsfahigkeit des Meerwassers durch
vulkanisch (?) gefördertes Kohlendioxyd
Möglicherweise werden für die Kalkauflösung außer den genannten
aber auch noch andere Paktoren von Wirksamkeit; denn darauf weisen
vielleicht die Feststellungen hin, welche 0. B. Böggild neuestens an
den von der „Siboga" in zwei Tiefenbecken des Australasiatischen
Mittelmeeres, und zwar in Banda- und Celebes-See, erbeuteten Grund-
proben machen konnte. In früheren Abschnitten ist bereits zweimal
auf diese Verhältnisse hingewiesen worden, zuletzt bei Behandlung der
Roten Tiefseetone, denen Böggild die Sedimente der zentralen Teile
jener beiden tiefen Versenkungsbecken gleichgestellt hat. Wir be-
sprechen zunächst die Tatsachen.
Die Sedimentproben, welche die „Siboga"-Expedition in der Banda-
see aus Tiefen von ca. 4000 m und mehr heraufholte, erwiesen sich
durchweg als ganz kalkfrei. Das ist um so auffallender, als selbst alle
Proben in geringeren Tiefen, in welchen chersogene Komponente im
Übermaß vorhanden ist, doch wenigstens 1 oder einige °/o CaCOs ent-
hielten, während in nördlicheren Meeren Proben, welche in unmittel-
barer Nähe des Landes genommen werden, ja häufiger vollkommen
kalkfrei sind; ein Gegensatz, welcher ganz offenbar auf die reichlichere
Kalkausscheidung durch Pflanzen und Tiere in tropischen Meeren zu-
rückzuführen ist. Das Verhältnis von Kalkgehalt und Tiefe für die
Sedimente des Australasiatischen Mittelmeeres ist aus folgender Tabelle
zu ersehen, in welcher auch die in dieses Gebiet (ausgenommen
die Chinasee) fallenden Proben des „Challenger" mit berücksichtigt
worden sind.
Tiefe in m
Anzahl der Proben
Ca CO, im Mittel
0—500
26
43,2
500-1000
16
88,0
1000—1500
12
31,2
1500 -2000
10
32,2
2000—2500
11
24,0
2500—8000
9
25,7
• 8000-8500
4
28,6
3500—4000
4
8,4
>40O0
14
2,1
416 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Mecressedimente
Im Ganzen sinkt also der Kalkgehalt recht regelmäßig mit der
Tiefe, erst allmählich, unterhalb von 3500 m aber sehr stark. Im Ver-
gleich mit den Proben des „Challeuger* aus anderen Teilen des Welt-
meeres ist die Kalkmenge im Ganzen verhältnismäßig gering, was durch
reichliches Vorhandensein chersogeuer Bestandteile infolge großer Land-
nähe hinreichend erklärt wird. Sehr auffällig ist aber das Verhältnis
zwischen Kalkgehalt und Tiefe, wenn man nur die Proben aus mehr
als 4000 m Tiefe berücksichtigt. Diese sind meistens vollkommen kalk-
frei, und das Mittel beträgt, wie die Tabelle angibt, 2.1°/o. Dagegen
zeigen sämtliche 183 Proben des nChallengeru, welche aus mehr als
4000 m Tiefe stammen, einen mittleren Kalkgehalt von 26,51 %, und
„hier ist1* — so schreibt Böggild mit Recht — „der Unterschied so
groß, daß er nicht allein durch die geringe Ablagerung von terrigenem
Material in den Ozeanen erklärt werden kann. Man muß hier zugleich
schließen, daß die kalklösende Fähigkeit des Meerwassers in den ein-
geschlossenen Bassius zwischen den Inseln des Archipels größer ist als
in den offenen Ozeanen." Der Übergang der kalkhaltigen in die kalk-
freien Sedimente ist besonders dort auffällig, wo Globigerineoschlamm
die geringeren Tiefen oberhalb 4000 m einnimmt, aber auch in den
Gebieten, die an Stelle desselben blauen oder vulkanischen Schlick
tragen, ist der Unterschied in hohem Grade merkbar. Nehmen wir eine
der Proben, welche südlich von Ceram aus ca. 5000 m stammend doch
12,8°'o CaC03 enthält, aus, so enthalten die übrigen Proben aus mehr
als 4000 m sogar nur l,3°l0. Die deutlich mit 3500 m beginnende Kalk-
auflösuug nimmt also unterhalb 4000 in rapide zu. Es fragt sich, wie
diese Verhältnisse zu erklären sind.
Die beiden tiefen Becken des Austrnlasiatischen Mittelmeeres, in
welchen die „Siboga" diese wichtigen Feststellungen machte, Banda-
und Celebes-See, sind vom offenen Ozeane durch untermeerische Rücken
abgesperrt. Dieses bedingt relativ hohe Bodentemperaturen. In der bis
6500 in tiefen Banda-See ist die gesamte Wassermasse unterhalb von
1650 m mit 3,3° 0. homotherm, während das über 5000 in tiefe Celebes-
Becken bei rund 1500 m Tiefe mit 3,67 °C. Homothermie erkennen läßt.
Falls dem Faktor der Kalkauflösung, welcheu PiilUPPl besonders betonte,
nämlich der Wirkung der kalten, antarktischen Tiefenwässer, wirklich
jene überragende Bedeutung zukäme, sollte man eigentlich erwarten,
daß in diesen tiefen und relativ warmen Becken die Obergrenze der
kalkfreien Sedimente in besonders großer Tiefe läge, bezw. eine Kalk-
auflösuug gar nicht in Erscheinung träte. Wenn man nun sieht, daß
die Tiefe, in welcher diese Grenze erreicht wird, hier in Wirklichkeit
bedeutend geringer ist, als in den offenen Ozeanen, so ist die Schluß-
folgerung gerechtfertigt, daß das von der Kommunikation mit dem
kalten Tiefenwasser der offenen Ozeane abgesperrte Bodenwasser jeuer
Kalkgehalt der Tiefseesedimente
Becken seine Kohlensäure aus anderen Quellen bezieht als aus der von
Philippi angenommenen. Welche Quellen dieses sind, darüber können zur-
zeit nur Vermutungen ausgesprochen werden. Daß auf dem. Wege der
Diffusion (auch unter Vermittlung von zu Boden sinkenden Trübungen)
von der Atmosphäre her durch die oberen Wasserschichten hindurch
Kohlensäure oder (bezw. und) Sauerstoff, durch dessen Wirkung auf ver-
wesende organische Substanzen Kohlensäure gebildet werden könnte, die
tieferen Wasserschichten dieser Tiefenbecken in besonders reichem Maße
durchdringen sollten, oder daß Konvektion eine Anreicherung gerade der
Tiefen an solchen Gasen bewirken sollte, ist nicht sehr wahrscheinlich.
Auch Zufuhr durch Flußwasser, welche in geringem Maße sicher statt-
findet, kann nicht von entscheidender Bedeutung sein, da ebenfalls
nicht einzusehen ist, daß hiervon gerade die bedeutendsten Tiefen
betroffen werden sollten. Endlich entzieht es sich vorläufig auch noch
unserer Kenntnis, ob etwa eine- besonders starke Vermehrung der
Kohlensäure durch Ausatmung des animalischen Planktons in Frage
kommen könnte, wie eine solche gleichzeitig mit einer Abnahme des
Sauerstoffs in stagnierenden Gewässern z. B. der Tiefenbecken der Ost-
see und des Skagerraks nachgewiesen worden ist448). So bleibt denn
als mögliche, lokale Ursache der intensiven Kalkauflösung in den tiefen
Einsenkungen von Banda- und Celebes-See, für welche die Vorbedingung
gegeben wäre, die Förderung von Kohlensäure durch submarine Vulkane,
deren Vorhandensein in diesen Regionen ja nicht zu bezweifeln ist.
Daß Sauerstoff an der Kohlensäure-Schaffung nicht wesentlich beteiligt
ist, dafür dürfte die Färbung der kalkarmen oder gänzlich kalkfreien
Sedimente jener Tiefenbecken sprechen, welche ja als meistens grau,
für die Oberschichten auch als blau angegeben wird. Leider müssen
wir zur genaueren Nachprüfung dieser Frage chemische Analysen ent-
behren. Die Annahme submariner Kohlensäureförderung als Ursache
der Bildung kalkarmer, aber durch organische Stoffe dunkelgefärbter
Gesteine ist u. W. zuerst von E. Koken4*4) für gewisse karbonische
Gesteine ausgesprochen worden. Die durch die Lotungen der „Siboga"
und die anschließenden Untersuchungen von Böggild festgestellten
Verhältnisse von Banda- und Celebes-See, Teilen eines Mittelmeeres,
welches wir als eine rezente Wiederholung oder Fortsetzung einer alten
Geosynklinale betrachten dürfen, bilden in der Tat möglicherweise ein
aktuelles Beispiel für jene Verhältnisse vergangener Zeiten.
Während übrigens die obere Grenze für die kalkfreien Sedimente
in der Banda-See ziemlich genau zu 4000 ra angegeben werden kaun,
ist. diese Bestimmung wegen der geringen Anzahl der vorliegenden
Bodenproben in der Celebes-See nicht mit der gleichen Schärfe möglich.
Zwar liegt aus dem westlichen Teile derselben eine völlig kalkfreie
Probe aus 3975 m vor; doch ist es sehr wohl möglich, daß die Kalk-
Andrce, Ueologio doi Moerwbodcns. U. 27
Allgemeine Betrachtungen Uber die jungen Meeressediment«
auflösung in diesem Tiefenbecken bereits in viel geringeren Tiefen
einsetzt.
SrbJafibemorknngen Uber die KalkanTlösung durch das Mecrwasser der Tiefsee
Allen diesen verschiedenen Möglichkeiten der Erklärung der Kalk-
auflösung, in den Tiefen des offenen Ozeans sowohl wie in vulkan-
reicheu Versenkungsbecken der Mittelmeere, ist aber eines gemeinsam:
nämlich die Erhöhung der Lösungsfähigkeit des Meerwassers durch
Lieferung freier Kohlensäure, in geringerem Umfange vielleicht auch
von Schwefelsäure. Zwar kann man nach Gebbing bei der alkalischen
Reaktion des Meerwassers nur bedingt von freier Kohlensäure iu dem-
selben sprechen, doch wird man der bei der Verwesung von organischer
Substanz in statu nascendi befindlichen Kohlensäure eine lösende Wirkung
nicht absprechen dürfen; diese Verwesuug erfolgt aber teilweise offen-
bar schon während des Absinkens der Planktonleichen. Speziell die
hierbei entstehende Kohlensäure sollte nach Muubay und Renabd
folgenden chemischen Prozessen ihre Bildung verdanken : Die organischen
Stoffe entziehen Sulfaten des Meerwassers den Sauerstoff unter Bildung
von Sulfiden und Kohlensäure. Die beiden letzteren Stoffe setzen sich
miteinander um zu Karbonaten und Schwefelwasserstoff. Durch den
im Meerwasser gelösten Sauerstoff wird der Schwefelwasserstoff zu
Schwefelsäure oxydiert, die sich wiederum mit den Karbonaten zu
Sulfaten und Kohlensäure umsetzt. In die Sprache der Chemie über-
setzt, würden folgende Formeln dieses veranschaulichen:
CaS04 + 2C = 2COt + CaS;
CO, -+ CaS -|- H,0 = H»S + CaC03;
H,S + CaCOs + 208 =: HsS0« + CaCOs = CaS04 + CO* + HsO.
Die Annahme dieses Umweges zur Bildung der Kohleusäure aus
organischen Stoffen scheint uns mit Gebbing doch einige Bedenken zu
haben. Schwefelwasserstoff wird zwar durch Sauerstoff oxydiert, aber
nicht zu Schwefelsäure, sondern nur zu Schwefel. Selbst so starke
Oxydationsmittel, wie Salpetersäure, oxydieren Schwefelwasserstoff erst
bei längerer Einwirkung zu Schwefelsaure, nachdem sich zuerst Schwefel
gebildet hat. Sauerstoff allein kann niemals bei gewöhnlicher Temperatur
eine derartig kräftige Oxydationswirkung haben. Solange überhaupt
Sauerstoff im Meerwasser vorhanden ist, ist es durchaus unnötig, Sulfate
zur Erklärung der Oxydation von organischen Stoffen zu Hilfe zu
nehmen. Die abgestorbenen Organismen verwesen vielmehr unter Ein-
wirkung des Sauerstoffs direkt zu Kohlensäure. Schwefelwasserstoff
entsteht erst, wie schon früher ausgeführt wurde, wenn Sauerstoff
nicht mehr in genügender Monge vorhanden ist.
Mit Recht hat Krümmel bei Erörterung der Kalkauflösung durch
das ozeanische Tiefen wasser die Frage aufgeworfen, was aus dem in
Die Tiefseesainlc
419
9
der Tiefe so stetig vermehrten Kalkkarbonat werde: „Wird ozeanisches
Oberflächenwasser daraufhin analysiert, so zeigen sich darin nur sehr
geringe Mengen, und soweit die bisher allerdings nicht an frischem
Material ausgeführten Analysen reichen, ist auch der Zuwachs an ge-
löstem Kalk im Bodenwasser der Ozeane nur sehr gering gesteigert
gegenüber dem Gehalt der Oberflächenschichten. Nach Dittmar ist
die Alkalinität auf das Hundert aller gelösten Salze gerechnet im Ober-
flächenwasser 146 mg, im Bodenwasser 152 mg. Dabei werden doch
auch viele am Boden der größten Meerestiefen lebende kalkabscheidende
Tiere im Sediment nicht konserviert, sonderq verschwinden vollständig,
und obendrein wird von Murray und Renard darauf hingewiesen, daß
sich diese beuthonischen Formen, ebenso wie die auch im kalten Wasser
höherer Breiten lebenden Tiere Uberhaupt, durch sehr schwache Kalk-
gerüste oder -schalen auszeichnen, während die Bewohuer tropisch
warmer Wasserschichten stets mit kräftig entwickelten Skeletten oder
Gehäusen versehen sind. Wo bleibt der in jenen kalten Tiefen stetig
aufgelöste Kalk? In irgend einer Form muß er den in den Oberschichten
besonders reichlich gedeihenden Planktonorganismen und dem Benthos
der Flachsee wieder zugeführt werden, und zwar so rasch und gründ-
lich, daß der Anteil des kohlensauren Kalks an den überhaupt im See-
wasser gelösten Salzen nirgends wesentlich geändert erscheint. Die
Aufhellung dieses noch dunklen Vorgangs ist dringend zu wünschen."
i) Die „Tiefseesande"
Einleitendes Uber den Begriff „Tiefsecsand*
An dieser Stelle möchten wir die Beschreibung einer Anzahl merk-
würdiger Ablagerungen anschließen, welche sich einstweilen nur schwer
einer der früher beschriebenen Sedimentarten einordnen lassen. Das wird
sofort verständlich werden, wenn wir vorausschicken, daß es sich um „Tief-
seesande von litoralem Habitus" handelt, also um Ablagerungen, welche
in merkwürdigerweise Eigenschaften von Sedimentarten miteinander ver-
einigen, welche unter normalen Umständen nicht einmal nebeneinander
liegend und allmählich ineinander übergehend gefunden werden. Skep-
tiker mögen sagen, daß dem Vorkommen solcher Ablagerungen auch
im System Rechnung zu tragen wäre. Ohne uns schon an dieser Stelle
mit dieser an sich nebensächlicheren Frage zu beschäftigen, ist es hier
vielmehr zunächst unsere Aufgabe eine Erklärung dieser Tiefseesande zu
geben, zumal dieselben eine sehr eigenartige regionale Verbreitung er-
kennen lassen. Zuerst hat wohl von Gümbel einen solchen Tiefseesand,
der fast nur aus vollständig abgerundeten Quarzkörnern bis zu 1 mm
Dicke bestand, von der „Gazelleu-Station 26 nördlich von Ascension in
4°9'S., 15° l'W. aus 3931 m beschrieben. Aber erst neuerdings ist
27*
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420 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meerenedimente
die Aufmerksamkeit besonders auf diese Sedimente gelenkt worden, als
in kurzer Aufeinanderfolge erst die „Valdivia" und dann besonders der
„Gauss44 solche Ablagerungen an gewissen Punkten des Südatlautischen,
aber auch des Indischen Ozeans auffanden. Dieses hat in der Folge
zu weitgehenden Schlüssen, insbesondere auf tektonische Bewegungen
des Meeresbodens, geführt; und mit diesen Folgerungen werden wir uns
nach kurzer Darstellung der tatsächlichen Befunde deshalb noch
besonders beschäftigen müssen, weil sie auch auf anderem Wege ge-
fundenen Schlüssen entgegenkommen und diese stützen.
•
Zusammensetzung und geographische Verbreitung der Tlefeees&nde
Unter „kontinentalen Mineralien" verstand der „Challenger44 -Bericht
diejenigen, welche vorwiegend ältere Massengesteine und Kristalline
Schiefer aufbauen ; denn solche Gesteine nehmen in hervorragender Weise
an der Zusammensetzung der Kontinente, insbesondere deren ältesten,
kristallinen Kernen teil, während sie den ozeanischen Inseln meist
fehlen. Diese werden im Gegenteil weitaus vorwiegend von jung-
vulkanischen Gesteinen oder jungen organogenen Kalken gebildet28*).
Wenn sich also am Boden der küstenfernen Tiefsee Mineralkörner in
nennenswerter Menge anhäufen, so sind im allgemeinen nur Kom-
ponenten jungvulkanischer Gesteine zu erwarten, welche entweder von
ozeanischen Inseln abstammen oder durch submarine Vulkanausbrüche
über den Meeresboden zerstreut wurden; und dieser Erwartung ent-
spricht in der Tat die allergrößte Zahl der bisher überhaupt unter-
suchten Tiefsee-Sedimente. Um so auffallender ist es, wenn in ganz
bestimmten Regionen des Südatlantischen Ozeans (Fig. 132) und der „at-
lantischen" Hälfte des Indischen Ozeans „kontinentale" Mineralkörner in
solch' großen Mengen auftreten, daß man von sandigen Sedimenten sprechen
muß, welche trotz großer Tiefe und Entfernung von der Küste an
Litoralablagcrungcn erinnern.
Den ersten dieser merkwürdigen Tiefseesande fand der „Gauss"
auf seiner Station 4 in der von ihm wieder aufgefundenen und end-
gültig festgelegten „Romanche-Tiefe" unter 0° 11' S., 18° 16' W. in
7230 m. Die Grundprobe besaß eine Länge von 46 cm und ließ deut-
lich 5 verschiedene Schichten unterscheiden. Diese nach Philippi
interessanteste vom „Gauss" überhaupt gelotete Grundprobe zeigte- von
oben nach unten in feuchtem Znstande folgendes Profil:
V. TIellrötlich-brauner, sandiger Roter Ton ohne Kalkgehalt, von
dunkleren Bändern und Schlieren durchzogen. 13 cm.
IV. Bräunlichgrauer, oben noch ziemlich sandreicher, unten sand-
armer Ton, kalkfrei, mit einem etwa 4 mm starken, braungelben Sand-
baude. 12 cm.
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Die Tiefseesande
421
Fig. 132.
Umrißkarte des Atlantischen Ozeans mit Angabe der durch Kreuze bezeichneten Fund-
orte von Tiefseesanden. Nach E. PHILIPPI aus K. Andr£e, Über die Bedingungen der
Gebirgsbildung, 1914, 8. 87, Fig. 14. — (Die gestrichelten Linien deuten die Lage sub-
mariner Erhebungen — Mittelatlantische Schwelle, Walfischrücken usw. — an. G4 be-
deutet: „Gaus8u-8tation Nr. 4, Gz: „Gazelle"-, V: nValdivia"-Station.)
422
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
III. Graubrauner, nahezu sandfreier, kalkfreier Ton mit helleren
und duukleren Streifen. 7,7 cm.
II. Dunkelrauchgrauer, anscheinend homogener Ton, fast ohne
Mineralkörner und kalkfrei. 11 cm.
I. Hellgrauer Globigerinenschlamm mit 47,2% Kalkgehalt. 1,8cm.
Der obere Teil dieser Grundprobe war ein zäher, wasserdurch-
tränkter Tonschlamm, der untere Teil enthielt wenig Wasser. Während ,
wir dem in dieser Grundprobe in Erscheinung tretenden Vorkommen
von Globigerinenschlamm unter einer Uber 40 cm dicken Schicht von
völlig kalkfreiem Sediment noch in einem folgenden Abschnitt unsere
Aufmerksamkeit schenken werden, und wir hier auch nur kurz darauf
hinweisen wollen, daß die dunkelbraune oder schwärzliche Färbung der
Tonsubstanz in den mittleren und unteren Teilen viel mehr an feinste
Flußtrübe als an Roten Tiefseeton erinnert, interessiert uns zunächst
vor allem der reiche Gehalt an vorherrschend kontinentalen Mineral-
körnern in den oberen Teilen der Probe. Neben vorwiegenden Körnern
von Plagioklas und einem rhombischen Pyroxen, meist Hypersthen,
traten auf : Hornblende in verschiedenen Varietäten, Augit, Biotit, Chlorit,
wenig Quarz und Glaukonit, Magnetit, Titanmagneteisen, faseriger Bastit.
Reipisch, der diese Bestimmungen durchführte, erklärte diese ganze
Mineralgesellschaft für ganz und gar nicht jungvulkanisch, abgesehen
etwa von den mit Glasfetzen erfüllten, wohl andesitischen Plagioklasen ; *
und er schrieb an Philippi: „Wenn Sie mir einen Hypersthengneiß
(mit dem meist üblichen Gehalt an Hornblende und etwas Biotit) ein-
gestampft und hergeschickt hätten, so würde die Probe kaum viel anders
ausgefallen sein. Natürlich sind noch andere Gesteine denkbar . . .u
Diese Miueralkörner machten 13,7% der Lage V aus und hatten eine
Maximalkorngröße von 0,6 mm.
Wie dieses Sediment der „Romanche-Tiefeu dem Westrand der
merkwürdigen mittelatlautischen Schwelle vergesellschaftet ist, zeigt
auch die schon genannte Probe der „Gazelleu-Station 26 Beziehungen zu
diesem Rücken. Noch weiter südlich, am Westabhauge derselben
Schwelle zum Brasilianischen Becken, fand der „Gauss" im unteren
Teile einer Grundprobe Bruchstücke von grünen, kristallinen, anscheinend
nicht jungvulkanischen Gesteinen von mehreren Millimeter Durchmesser
(Station 15 in 25°52'S., 20° 5' W. in 4610 m).
Eine weitere Reihe solcher Tiefseesande trafen „Gauss** und
„Valdivia* in der Kapmulde. Eine an Mineralkörnern kontinentaler
Herkunft reiche Zone kreuzte z. B. der „Gauss" auf seiner Rückfahrt
auf dem östlichen Abfalle des Walfischrückens etwa zwischen 28° und
29° S. Die dem südafrikanischen Festlande zunächst gelegene Station 103
(im östlichen Teil der südafrikanischen oder Kapmulde, 30° 49' S.,
12° 5' 0., 4030 m) enthielt in einem sehr kalkreichen Globigerinenschlamm
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Die Tiefwesande
423
noch keinen nennenswerten Mineralbestand, auf der westlicher gelegenen
Station 104 stellten sich bereits 2,6°/o, auf Station 105 3,8%, auf
Station 106 24,4 °/o Mineralkörner ein. Das Maximum wurde auf Station 107
(28° 33' S., 4° 22' 0., 5080 m) mit 35,6°/o Mineralkörnern in einem
sandigen Roten Ton über Globigerinenschlamm erreicht; dann fiel der
Gehalt an MineraUcörnern auf Station 108 bis auf 23,9 °/o, und bei Er-
reichung des Walfischrückens auf Station 109 war der Mineralgehalt
fast völlig verschwunden. Nur auf den Stationen 106 und 108 wiegen
jungvulkauische Materialien vor und deuten auf einen submarinen Aus-
bruch hin. In allen übrigen Fällen walten Mineralkörner kontinentaler
Herkunft vor. Auf den Stationen 104 — 106 herrscht die Korngröße
von 0,1—0,2 mm, auf Station 107 tritt sie gegenüber gröberem und
feinerem Material zurück, und auf Station 108 überwiegen feinste Körner
von 0,05—0,1 mm weitaus. Zwischen diesen und den weiter südlich
gelegenen Sedimenten der Kapmulde besteht im übrigen insofern ein
Unterschied, als hier der obere Teil der Grundproben erheblich reicher
an Mineralkörnern ist als der untere; so wurden auf den Stationen 107
und 108 im unteren Teile nur 1,9 und 0,15% Mineralkörner beobachtet,
gegenüber 35,6 und 23,9 im oberen Teile. Auch die „Valdivia" fand
in Grundproben zu beiden Seiten des Walfischrückens neben jung-
vulkanischem „kontinentales" Material. Besonders reich an solchem
erwies sich aber der auf der „Valdiviaw-Station 89 weiter südöstlich in
der Kapmulde (31° 21' S., 9° 46' 0.) in 5283 m gelotete Rote Ton. Unter
den auf 40°/„ geschätzten Mineralkörnern dieser Grundprobe überwogen
die kontinentalen, hauptsächlich Quarz, Glimmer und Feldspäte, weitaus
die vulkanischen. Ebenso wie in vielen Tiefseesanden des „Gauss"
kamen hier übrigens auch Glaukonit und Fischzähuchen vor. 37,3°/o
Mineralkörner, größtenteils kontinentalen Ursprungs, lotete endlich der
„Gauss" noch weiter südöstlich auf Station 29 in 35° 53' S., 13° 9' O.
in 4970 m Tiefe. Das in drei Schichten zerfallende Sediment bestand
zu oberst aus 11 cm tonigen, ziemlich kalkreichen Feinsandes, in der
Mitte aus 12 cm weiß;- und braungesprenkelten, sand- und tonreichen
Globigerinenschlammes, zu nnterst aus 46 cm ziemlich viel Feinsand
enthaltenden, kalkfreien Roten Tones. In dem oberen Feinsand dieser
Grundprobe überschreiten von den Mineralfragmenten nur 1,1% die
Korngröße von 0,2 mm, das Maximum beträgt 0,6 mm (bei einem Quarz-
korn 3 mm!). Hingegen entfällt etwa ein Viertel des Sedimentes auf
die Korngröße von 0,1— 0,2 mm und 10,1% auf 0,05—0,1 mm. Unter
den Mineralien wiegt Tiefengesteinsquarz mit Flüssigkeitseinschlüssen
weitaus vor, dann kommen Körner von Plagioklas und Mikroklin, seltener
sind Orthoklas, Granat, gemeine Hornblende, ßiotit usw.. Die ganze
Mineralgesellschaft deutet, auf Tiefengesteine oder Kristalline Schiefer
hin, oder auf Sedimentgesteine, die deren Elemente auf sekundärer
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Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
Lagerstätte enthielten. Übrigens schwankt der Gehalt an kontinentalen
Mineralkörnern bei dieser und benachbarten Proben in den verschiedenen
Schichten unregelmäßig und ziemlich stark hin und her.
Endlich gehören zu den Tiefseesanden in diesem Sinne auch zwei
Proben des „Gauss" aus der ca. 5000 m tiefen Senke zwischen Mada-
gaskar und der Küste von Natal (Station 100 in 28° ö8' 8., 40° 58' 0,
und 4980 m, sowie Station 101 in 28° 30' S., 38° 17' 0. und 4890 m).
Kontinentale Mineralkörner überwiegen hier weitaus die vulkanischen;
im ersten Falle machen sie 58,2%, im zweiten 31,0°/o der Gesamt-
substanz aus. „Es ist durchaus unwahrscheinlich, daß diese massen-
haften Mineralfragmente von Madagaskar oder Südafrika stammen, da
ihre Küsten durch sehr große Strecken von den Positionen der beiden
Stationen getrennt sind. Außerdem scheinen die Mineralkörner zunächst
mit Annäherung an die eine oder andere Landmasse an Häufigkeit und
Korngröße abzunehmen. Es liegt also sehr nahe, diese Sedimente in
die gleiche Gruppe zu stellen, wie die eben besprochenen aus der
Kapmulde und der Romanchetiefe."
Versuche zur Erklärung der Tiefseesande
Sehr bald nach Bekanntwerden dieser eigenartigen Sedimente mit
ihren gleichsam paradoxen Eigenschaften sind von verschiedenen Seiten
Erklärungsversuche unternommen worden. Schwarz*45) glaubte an
submarine vulkanische Explosionen, durch welche altes, im Untergrunde
des Atlantischen Ozeans anstehendes Gestein zertrümmert und in fein-
zerstäubtem Zustande über den Meeresboden ausgebreitet wurde; diese
Erklärung legten ihm die neuerdings in den Drakensbergen in Südafrika
beobachteten Explosionsschlote nahe, welche ausschließlich mit äußerst fein
zerriebenem Gesteinsmaterial von Graniten und Kristallinen Schiefern er-
füllt sind. Nach seiner Ansicht wäre sogar ein anscheinend ganz normales
Sediment der obersten Karru-Formation, der „Cave-sandstoneu, nichts
anderes als solches auf explosivem Wege entstandenes Gesteinsmehl,
das nach seiner Ausstoßung wie irgend ein anderer Tuff in horizontalen
Bänken abgelagert wurde. J. Mürray446) dagegenVollte bei Besprechung
der „Valdivia^-Grundprobe von Station 89 an einen Transport der Kou-
tinentalmineralien durch antarktisches Eis denken "und wies darauf hin,
daß auch die Grundproben, welche der „Challengcr" zwischen Tristan
da Cunha und der Agulhas-Bank sammelte, ziemlich große Fragmente
von Qnarz und anderen Kontinentalmineralien enthielten. Krümmel
endlich scheint für die „Gauss "-Station 29 einen Transport der Kon-
tinentalmineralien vom afrikanischen Festlande her durch Wind für
möglich zu halten; denn er erinnert daran, daß die Windkarten der
Deutschen Seewarte östliche Winde in diesen Meeresstrichen namentlich
im November durchaus nicht als selten verzeichnen. Phileppi aber, welcher
Die Tiefscesnntie
425
im nGaussu-Werk alle diese Fragen ausführlicher diskutiert hat, möchte
keiner dieser drei Annahmen zustimmen. Wären die kontinentalen
Miueralkörner durch Winde uud Strömungen vom afrikanischen Kon-
tinent bis in die Mitte der Kapmulde getrieben worden, so müßte man
erwarten, daß ihre Zahl und Korngröße sich mit der Annäherung an
die Küste steigerte. Das Gegenteil ist jedoch der Fall. Die Tiefsee-
sande der Kapmulde werden von dem südafrikanischen Kontinent durch
einen breiten Streifen ganz normalen Globigerinenschlammes ohne irgend-
welche erhebliche Beimengungen kontinentaler Mineralien getrennt.
Noch viel weniger dürfte für die in der Mitte des Ozeans gelegenen
Stationen „Gauss* Nr. 4 und „Gazelle" Nr. 26 ein Transport vom Fest-
lande her in Frage kommen; denn auch hier werden die saudreichen
Ablagerungen mit Annäherung an Afrika oder Südamerika von Sedi-
menten abgelöst, die wenig oder gar keine „kontinentalen" Mineralien
enthalten. Dabei sind in diesen letztgenannten Sedimenten nicht etwa
solche Mineralkörner wohl vorhanden und durch die massenhaft auf-
tretende organogene Kalksubstanz nur maskiert, sondern der Lösungs-
rückstand der betreffenden Globigerinenschlamme entspricht einem ganz
normalen Roten Ton ohne irgendwelchen bemerkenswerten Gehalt an
Mineralkörneru! Die mineralogische Zusammensetzung der Tiefseesande
der Kapmulde würde einer Herbeiverfrachtung durch antarktisches Treib-
eis, an welche J. Mürray dachte, nicht widersprechen, da auch die
subantarktischen Sedimente aus „kontinentalen" Materialien des ant-
arktischen Festlandes sich zusammensetzen. Hingegen weisen die
Mineralkörner der Tiefseesande durch ihre äußere Form und ihre Korn-
größe wichtige Unterschiede gegen die durch Treibeis transportierten
Komponenten auf. Denn während alle von Eisbergen beeinflußten
Sedimente mehr oder minder ungleichkörnig sind und feinstes und
grobes Material bunt durcheinander gemischt enthalten, sind die Mine-
ralien der Tiefseesande auffallend gleichkörnig; die große Mehrzahl
erreicht noch nicht den Durchmesser von 0,2 mm, die Korngröße von
1 mm wird so gut wie niemals überschritten. Außerdem liegen, viel-
leicht von „Gauss "-Station 29 abgesehen, sämtliche Fundorte der Tief-
seesande außerhalb der Linie, bis zu welcher heute Eisberge beobachtet
werden. Nun dürften zwar Eisberge in der Diluvialzeit weiter nach
Norden geschwärmt sein, als in der Jetztzeit. Aber im nördlichen Teile
der Kapmulde sind gerade die noch heute in Fortbildung begriffenen,
obersten Teile der Grundproben sehr viel reicher an Kontinental-
mineralien als die unteren, welche wir — wie später noch auszuführen
sein wird — mit gutem Recht ins Diluvium versetzen dürfen. Außer-
dem darf für die innerhalb der Tropenzone geloteten Ticfseesande
(„Gauss" -Station 4, „Gazelle"-Station 26) eine Beeinflussung durch
Eisberge von vornherein ausgeschlossen werden.
426 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Man wird daher wohl darauf verzichten müssen, den Ursprung
der „Kontinentalmineralien" der Tiefseesande auf einer der drei großen
Kontinentalmassen zu suchen, welche den Südatlantischen Ozean um-
rahmen; und Entsprecheudes gilt für die ähnlichen Proben aus der Tief-
seemulde zwischen Madagaskar und Afrika. Die Gesteine, von denen
jene Komponenten abstammen, müssen vielmehr in der Mitte des Ozeans
selbst anstehen. Bei alledem bilden die Gleichkörnigkeit der Tiefsee-
sande, die wohl mit der schlämmenden und sortierenden Tätigkeit der
Brandungswelle erklärt werden könnte, das Auftreten von Glaukonit,
der sich bei Vorhandensein der nötigen Kalilieferanten mit Vorliebe in
der Nachbarschaft der 200' m-Linie bildet, die oft erhebliche Beimengung
von Fischzähucheu, die, in Tiefseeablagerungen selten, sich häufiger
erst bei Annäherung an die Küste einstellen, und endlich die Häufigkeit
von Schwammnadeln Momente, welche durchaus an ufernahe Ablage-
rungen etwa der oberen Teile des Schelfabfalles gemahnen.
Die eigenartigen Schichtungsverhältnisse, welche einen Teil der
im Vorigen beschriebenen Grundproben bemerkenswert machen, werden
uns im folgenden Abschnitte zu dem Schlüsse drängen, daß im süd-
atlantischen Ozean jugendliche Verstellungen des Meeresbodens um
Beträge von mindestens 1000—2000 m stattgehabt haben. „Könnte
man nun nicht annehmen, daß Teile des Meeresgrundes durch junge
Krustenbewegungen entweder über den Meeresspiegel- oder doch bis in
das Niveau gehoben wurden, in dem die Brandungswelle bereits ihre
abtragende Tätigkeit ausüben kann?" Die Stationen, welche bisher
Tiefseesande geliefert haben, liegen sämtlichst in den Mulden, welche
im Südatlautischen Ozean die Mittelatlantische Schwelle und den Wal-
fischrücken, im ludischen Ozean den Südmadagaskar-Rücken begleiten.
Während nun die Kalkverteilung in den Grundproben darauf hinweist,
daß diese Mulden sich in junger Zeit vertieft haben, ist es nur ein
kleiner Schritt zu der Annahme, daß gleichzeitig die Schwellen sich
erhoben. Wir müssen es aber bei der außerordentlichen Weitmaschig-
keit des Netzes der bisherigen Lotungen durchaus für möglich halten,
daß im Bereiche dieser submarinen Schwellen die höchsten Gipfel bis
dicht uuter den Meeresspiegel aufragen und liier noch der abtragenden
Tätigkeit der Meereswellen und -Strömungen unterliegen. Sicher nicht
zu Unrecht nahm vox Dryualski, der Leiter der „Deutschen Süd-
polar-Expeditiou", die Bodenverhältnisse iu der Umgebung der Romanche-
Tiefe als sehr uneben an. Das oben beschriebene, unvermittelte Auf-
treten von Globigerinenschlamm im unteren Teile der hier geloteten,
46 cm langen Grundprobe deutet darauf hin, daß die Romanehe-Tiefe
durch eine ganz jugendliche Senkung entstanden ist. Aber auch die
dem Blauschlick ähnlichen mittleren Lagen, welche im scharfen Gegen-
satz zu dem saudreichen Roten Tone des obersten Teiles stehen, weisen
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Die Tiefser-santle
427
auf Krustenbewegungen hin, wenigstens solange wir darin mit Phileppi
Flußtrübe der großen westafrikanischen Ströme, insbesondere von Kongo
und Niger, sehen. Wenn solche Flußtrübe früher im Gebiete der
Roinanche-Tiefe abgelagert wurde, heute dort aber nicht mehr auftritt,
so sind nur zwei Gründe denkbar. „Entweder nehmen die Strömungen,
welche den feinsten Flußschlamm so weit ins Meer hinaustragen, einen
anderen Weg wie früher oder es mündeten die Flüsse in einer ver-
gangenen Periode weiter im Westen, d. h. näher der Romanche-Tiefe
aus. Vielleicht kombinieren sich beide Momente miteinander. Jugend-
liche Versenkungen am Rande des westafrikanischen Kontinentes legt
aber auch die bekannte, submarine Talfurche des Kongo nahe, die in
65 km Abstand vom Gestade 1047 m Tiefe bei 1 1 km Breite besitzt und
850 m tief in ihre Umgebung eingesenkt ist. Auch scheint die Beob-
achtung, daß sich auf Gran Canaria und La Palma die Täler ohne
wesentliche Änderung ihrer Form bis zu einer Meerestiefe von 1500 m
verfolgen lassen, für jugendliche Senkungen zu sprechen. " Falls die
Deutuug dieser Grundprobe durch Phlllppi richtig ist, so muß man
annehmen, daß ein mit Globigerinenschlamm bedeckter Meeresboden
sich bis in den Bereich hemipelagischer Bildungen gehoben habe und
dann wieder rasch zur heutigen Tiefe von 7230 m abgesunken sei. Es
war nun Philippi durchaus wahrscheinlich, daß diese jugendlichen
Senkungen durch gleichzeitige Hebungen kompensiert wurden. „Dadurch
konnten aber Teile des Meeresgrundes der Meeresoberfläche nahegebracht
werden, ihre höchsten Spitzen wurden von der Wellenbewegung ab-
getragen und der Detritus über den Boden der Romanche-Tiefe verstreut,
in deren oberster Sedimentschicht wir ihn als Tiefseesand wiederfinden."
Die Ableitung der Tiefseesande von erst in jüngster Zeit entstandenen
submarinen Piks aus alten, kristallinen Gesteinen erhält eine starke
Stütze dadurch, daß wir tatsächlich ein Gebilde im Bereich der mittel-
atlantischen Schwelle kennen, welches diesen Anforderungen entspricht.
Das sind die St. Paulsfelsen im Atlantischen Ozean, etwa ein Dutzend
kleiner Inselchen und Felsen, die auf einen Raum von 450 m Breite
und 230 m Länge zusammengedrängt, etwa nnter 1° N.-Breite, genau
100 km nördlich des Äquators, ihre Nase aus dem Wasser stecken.
Ihre höchste Erhebung beträgt nur 31 m. „Ein Glück für die Schiff-
fahrt, daß hier das Meer immer stürm- und nebelfrei ist" (Schott).
Diese Felseninselchen ruhen auf einem weitausgedehnten, untermeerischen
Sockel, dessen Oberkante meist nur 1900 — 1000 m Tiefe aufweist und
zugleich einen Teil der mittelatlantischen Schwelle darstellt. Das
Gestein ist nach A. Rexarü's Untersuchungen447) ein für die Exponiert-
heit der Felsen auffallend frischer Olivinfels mit 75°/0 Olivin und 25°/0
Enstatit, also entweder ein geologisch älteres Tiefengestein oder ein
Glied der Kristallinen Schiefer-Serie. Damit fällt von vornherein die
428
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
zunächst naheliegende Annahme, daß diese einsamen Felseneilande
Gebilde jungvulkanischer Entstehung seien, wie so viele andere ozeani-
sche Inseln. Dann heißt es aher sich zu entscheiden, ob die St. Pauls-
felsen Reste eines versunkenen Kontinentes darstellen, wie M. Neümayr,
E. H. L. »Schwarz u. A. geglaubt haben, oder ob sie eine durch
tektonische Kräfte emporgepreßte Neubildung seien. Es fehlen den
St. Paulsfelsen nun jegliche Relikte einer früheren Tierwelt; alles, was
bisher beobachtet werden konnte, waren Seevögel und ihre Parasiten.
Ebenso wenig findet sich aber eine Spur von Vegetation, selbst die
doch so anspruchslosen und widerstandsfähigen Flechten fehlen. Be-
sonders diese Umstände schienen Piülippi anzudeuten, daß die Felsgruppe
frisch aus dem Meere aufgetaucht ist, eine Annahme, die sich natürlich
leichter machen, als beweisen oder — widerlegen läßt448). „Denkt man
sich nuu den Fall, der vielleicht schon in wenigen hundert Jahren ein-
treten kann: die Brandungswelle vernichtet die über den Meeresspiegel
aufragenden Teile des St. Pauls-Felsens und trägt ihn bis zu einer
Tiefe von 150 — 200 m ab. Bei der Kleinheit des submarinen Piks
wäre es sehr unwahrscheinlich, daß er, falls man seine Position nicht
wüßte, von einem Lote getroffen würde. Wohl aber würde man in
seiner Umgebung vom Grunde der Tiefsee Sedimente heraufholen, die
einen mehr oder minder hohen Gehalt an kontinentalen Mineralkörnern
aufweisen." Schon der „Challenger" hat auf Station 109 c in der Nähe
des Felsens in 0° 56' N.f 29° 22' W. aus 1426 m einen Globigerinen-
schlamm gelotet, der 30% Miueralkörner von 0,17 mm Durchmesser,
vor allem Olivin und Enstatit, sowie Fragmente von Serpentin, enthielt,
welch' letzteren schon Darwin während der Reise des „Beagle" in
Adern das Felsgestein durchziehen sah. Man hätte nach alledem hier
wirklich die Verhältnisse vor sich, die Philippi auch für die Erklärung
der übrigen Tiefseesande annehmen möchte. Zu bemerken ist noch,
daß sich eine Zone höchster seismischer Aktivität von den St. Pauls-
felsen bis zur Romanchetiefe erstreckt, was ebenfalls für die Fortdauer
jugendlicher Krustenbewegungen sprechen würde.
Alles in allem läßt sich zusammenfassend aussprechen, daß der litorale
Habitus der „Tiefseesande", ihr Auftreten in Gebieten jugendlicher Senkung
und am Rande von submarinen Schwellen dann am leichtesten eine Er-
klärung findet, wenn man die Mineralkörner von submarinen Piks ableitet,
welche aus „kontinentalen" Gesteinen bestehen und sich über die mittlere
Tiefe der Schwellen bis hart unter den Meeresspiegel erheben. Piülippi
selbst hatte die Richtlinien angegeben, nach welchen diese Hypothese
auf ihre Richtigkeit geprüft werden könne: eine spätere Tiefsee-Expe-
dition „wird zunächst die Nachbarschaft des St. Pauls-Felseus aufzu-
suchen haben, um hier durch tief in den Meeresboden eindringende
Lotungen den Nachweis zu führen, ob diese einsame Klippengruppe
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Arten der Schichtung and ihre Deutung 429
schon vor Längerer Zeit oder erst neuerdings dem Sediment der
Tiefsee Mineralkörner beigemengt hat, mit anderen Worten, ob sie ein
uraltes Relikt oder eine ganz jugendliche Neubildung ist. Weitere
Untersuchungen in der Nachbarschaft der Roinauche-Tiefe und am
Rand der bereits bekannten submarinen Schwellen werden sich an-
schließen . . .* Aber leider haben die Lotungen, welche von der
späteren „Deutschen Antarktischen Expedition" in der Nähe der St. Pauls-
felsen gerade im Hinblick auf diese Fragen niedergebracht worden sind,
. nach dem vorläufigen Bericht des Geologen der Expedition, Fe. Heim449),
keine bestimmten Anhaltspunkte in dieser Richtung ergeben. Und so
bilden die „Tiefseesande" ein Problem, dessen endgültige Lösung zwar
noch aussteht; aber ihre Auffindung und Philippis scharfsinniger Er-
klärungsversuch haben schon heute zu fundamental wichtigen Über-
legungen und Anschauungen geführt.
Schlnßwort über Tiefseesande
Ist aber die Anschauung, welche wir im Vorigen Uber die Ent-
stehung der „Tiefseesande" abgeleitet haben, richtig, dann liegt u. E.
kein Grund vor, den Rahmen unserer früher gegebenen Systematik der
rezenten Meeressedimente zu erweitern oder abzuändern. Und so hat
auch Philippi bereits den größten Teil der fraglichen Ablagerungen
entweder bei dem Roten Ton oder bei dem Globigerinenschlamm unter-
gebracht. Nur drei der betreffenden „Gaussa-Proben (Station 29 aus
der Kapmulde und Stationen 100 und 101 in der tiefen Rinne zwischen
Madagaskar und der Küste von Natal) hat er ausgenommen und sie
als „Sandig-tonige Tief see- Ablagerungen" in einem besonderen Abschnitt
behandelt. Indessen wird man gut tun, vorerst auch diese Proben nur
als äußerste Extreme einer der anderen Eupelagischen Ablagerungen
zu betrachten. Möglich ist aber, daß künftig, wenn weitere Forschungen
unseren Blick erweitert haben werden und unsere Definitionen nach
engerer Fassung verlangen, sich jener Terminus als zweckmäßig er-
weisen wird.
«
<*) Vorkommen und Arten der Schichtung in jungen Meeres-
ablagerungen und ihre Deutung
Einleitendes und über Schietttungen in der Flachsee
Bei der speziellen Beschreibung der einzelnen Sedimente ist hier
und da andeutungsweise die Rede davon gewesen, daß die eine oder
andere Sedimentart mit einer benachbarten in stratigraphischer Ver-
knüpfung aufgefunden sei. Diesen Fällen von Schichtung in den Ab-
lagerungen der heutigen Meere wollen wir uns nunmehr zuwenden, und
zwar in eingehenderer Behandlung, da sie einmal sehr wertvolle
430 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeresaedimente
Aufklärungen bezüglich der Sedimentbildung und der Änderung einzelner
Faktoren vermitteln, zum anderen aber auch eine Vorbedingung sind
zur Erörterung des stratigraphischen Alters der einzelnen Bildungen.
Es gibt wohl kaum ein Problem der Allgemeinen Geologie, an dessen
Lösuug der Stratigraph so sehr interessiert sein sollte, wie an dem
Problem der Schichtenbildung, und es ist direkt auffallend, wie in den
letzten Jahrzehnten die meisten Stratigraphen sich fast ängstlich von
der Mitarbeit zur Lösung desselben zurückgehalten haben. Nicht weuige
zwar mögen der Meinung gewesen sein, daß hier überhaupt ein Problem
nicht mehr vorliege, andere wiederum haben geglaubt, daß eine Erörte-
rung desselben vorlaufig zu einem Resultat noch nicht führen könne.
Das eine wie das andere aber ist falsch. Wohl ist es vielmehr Pflicht
jedes Geologen, der ein Sedimentärgestein untersucht, sich über die Art
der vorliegenden Schichtung ein Urteil zu bilden, um hernach vom Stand-
punkt des beschreibenden zu dem des erklärenden Naturwissenschaftlers
Überzugehen, — das Fehlen dieser Untersuchungen läßt sich in der Tat
sehr vielen stratigraphischen Untersuchungen zum Vorwurf machen — ,
wohl können wir uns anderseits aber auch bereits begründeten Vor-
stellungen hingeben, welche Faktoren für die Entstehung von Schichtung
in Frage kommen uud die einzelnen Arten der Schichtung bedingen 45°).
Daß hierzu die neueren Untersuchungen der Sedimentbildung in heutigen
Meeren nicht wenig beigetragen haben, ist ein Grund mehr für uns,
diese Seite unseres Themas ausführlicher zu behandeln.
Wenn wir im Allgemeinen I. die . „normalen" oder konkordanten
Parallelschichtungen von II. den diskordanten Schrägschichtungen unter-
scheiden, so bedarf es keiner weiteren Ausführung, in welcher Weise
diese beiden Hauptgruppen der Schichtung im Meere verteilt sind. Die
Möglichkeit der Entstehung von Schrägschichtungen wird abnehmen mit
der Abnahme der Böschungswinkel des Untergrundes, mit dem Kleiner-
werden des Korns und damit mit Zunahme der Tiefe. Die „Überguß-
schichtung" an Korallenriffen ist wohl diejenige Schrägschichtung, welche
sicji im Meere bis in die beträchtlichsten Tiefen hinabzieht, aber auch
sie muß sich nach unten zu mehr und mehr verflachen und in normale,
konkordante Schichtung übergeheu. Während nur die phyto- und zoogenen
(benthogenen) Riff- und Rankkalke, welche entweder von vornherein ein
festes Maschenwerk bilden oder, sich rasch durch Ausscheidung eines
karbonatischen Bindemittels zu verfestigen pflegen, sehr steile, ja lokal
überhängende Abfälle zu bilden vermögen, dulden alle übrigen, im frischen
und wasserdurchträukten Zustande mehr oder weniger bildsamen, weichen
oder wenigstens lockeren Sedimente je nach der Korngröße nur sehr
schwache Böschungen und streben, wo einmal die jeweilige Maximal-
böschung überschritten wurde, der Schwere folgend, schou bei ganz
schwachen Impulsen tieferen Lagen zu. Daher die sanften Böschungen,
Arten der Schichtung und ihre Deutung
431
welche für das im Allgemeinen in Zuschüttung begriffene ozeanische
Bodenrelief so charakteristisch sind, daher auch die Beschränkung auf
die konkordanteu Schichtungen, die wir uns auferlegen können, wenn
wir uns jetzt im Besonderen dem Vorkommen von Schichtungen in der
Tiefsee zuwenden, indem wir die allgemein bekannten Schrägsehiehtungen
der Strand- und Schelfsedimente außer Betracht lassen.
Schichtungen am Boden der Tiefsee
(Jeachichtliches /.nm Problem der Schichtung in der Tiefsee
Das Problem der Schichtung am Boden der Tiefsee ist am ein-
gehendsten und in lichtvoller Weise von E. Philippi"1) dargestellt
worden, dessen Mitteilungen wir bereits früher einige der diesbezüglichen
Angaben entnommen hatten. Bis zur Reise des „Gauss", welche
Piiilippi als Geologe mitmachte, wußte man über die Schichtung moderner
Tiefseeablagerungen herzlich wenig. Wohl hatte schon im Jahre 1870
ToiiELL i:'2) aus der Nachbarschaft von Spitzbergen eine in 2200 m Tiefe
gelotete Grnndprobe beschrieben, welche 5 Schichten von verschiedener
Färbung aufwies, und hatte schon 1882 Schmelck die späterhin von
Böggild und Nansen abermals beschriebene, in der vorliegenden Dar-
stellung im Abschnitt über den Blauschlick erwähnte Schichtung am
Boden des Norwegischen Nordmeeres bekannt gemacht. Aber selbst die
„Challenger-4 -Expedition, welche sonst den größten Fortschritt in unserer
Keuntnis des Meeresbodens gebracht hat, konnte nur wenige Fälle von
Schichtung in der Tiefsee mitteilen, welche aber bei der Fülle von
anderen, völlig neuen Problemen weiter keine besondere Beachtung fanden.
Das ist in denjenigen Fällen durchaus verständlich, wo durch vulkanische
Aschenfälle einem normalen Tiefseesediment abweichend zusammen-
gesetzte Lagen eingeschaltet wurden. So fand sich auf Station 334
zwischen der Laplata-Mündung und Tristan da Cunha unter 35° 45' S.,
18°31'W. in 3502 m ein sehr kalkreicher Globigerinenschlamm, in
welchen unvermittelt eine feine, schwarze Membran eingelagert war; und
ein mehrfacher Wechsel von helleren und dunkleren Bändern kennzeichnet
nach den ausführlichen Beschreibungen von J. Thoulet453) gewisse, vom
Fürsten von Monaco gelotete Grundproben im Bereiche der Azoren und
der nordafrikanischen Mulde. Fügen wir hinzu, daß Lohmann südlich
von Neufundland und Neuschottland an der Grenze von Rotem Ton und
Globigerinenschlamm letzteren den ersteren überlagern sah und auch
die Berichte von der Expedition des „Planet" 4M) mehrfach Schichtung
der Grundproben an der Elfenbeinküste, südöstlich von St. Helena und
besonders an der Ostküste von Madagaskar mitteilen, so lagen schon
damals zwar aus den verschiedensten Teilen des Weltmeeres Angaben
über geschichtete Grundproben vor, aber immerhin war die Zahl der-
selben doch im Verhältnis zn den Tausenden von Grundproben, welche
43L>
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressed imente
überhaupt zur Untersuchung gelangten, eine sehr geringe. Und so hat
denn auch J. Thoulet mit besonderer Schärfe betont, daß die wenigen
bis dahin bekannten Fälle von Schichtung lediglich Ausnahmen bildeten,
welche die Regel bestätigten. Diese Auffassung legten ihm besonders
Beobachtungen auf dem submarinen Plateau der Iroise, westlich von
Brest, nahe. Im Jahre 1868 hatte der Fregattenkapitän H. de Roujoux4")
eine genaue Grundkarte der Umgebung von Brest entworfen. 35 Jahre
später fand Thoulet in diesen so stark bewegten Gewässern genau die
gleiche Verteilung der Grundproben vor und schloß hieraus, daß nicht
beständiger Wechsel, sondern Permanenz die Sediraentbildung am Boden
der heutigen Meere beherrsche 4SB). Diese Verallgemeinerung war, wenn
sie auch von einem der besten Kenner der heutigen Meercsablagerungen
ausgesprochen wurde, falsch. Heute wissen wir durch die Untersuchungen
von Joh. Walther auf der Taubenbank im Golfe von Neapel, daß es
Stellen des flacheren Meeresgrundes gibt, welche schon nach 25 Jahren
eine grundlegende Änderung der Sedimentablagerung zeigen, und die
Lotungen des „Gauss" haben für die Tiefsee den Beweis geliefert, daß
Schichtung sehr häufig angetroffen werden kann, wenn es gelingt, mög-
lichst lange Grundproben aus dem Meeresboden herauszustanzen.
Bis zur Deutschen Tiefsee-Expedition auf der „Valdivia" benutzte
man zur Aufnahme der Grundproben in der Regel Rohre, welche unteu
durch ein Ventil verschließbar waren. Durch dieses wurde allerdings auch
ein ganz lockeres Sediment in der Röhre zurückgehalten, aber solche
Lotröhren drangen niemals sehr tief in den Meeresboden ein, und das
Sediment wurde wohl meist beim Passieren des Ventils mehr oder weniger
durcheinander gemischt und gelangte nicht mehr in normalem Zustande
zur Beobachtung. Diesem Übelstande wurde auf den Expeditionen der
„Valdivia" und des „Gauss" durch Verwendung sogenannter Bach-
mann scher Schlammröhren abgeholfen. Diese, eine Konstruktion des
auf der Expedition verstorbenen „Valdivia"-Arztes, tragen im Gegensatz
zu dem vom „Challenger" und der „Gazelle" verwendeten Hydra- oder
Baillie-Lot am oberen Ende ein kleines Kugelventil, damit das Wasser
beim Eindringen der Sedimentprobe nach oben aus der Röhre entweichen
kann, und liefern daher ein Sediment im normalen Verband und, da solche
Lotröhren bei genügender Beschwerung tiefer in den Meeresboden ein-
. dringen, auch von größerer Länge; diese ist eine Funktion der Länge der
Röhre, der Schwere der Lotgewichte, der lichten Öffnungen der Röhren,
aber nicht minder auch der Konsistenz der Bodenproben. Während die
„Valdivia" mit 12—40 cm langen BACHMANNschen Röhren nur iui Durch-
schnitt 7 cm lange Proben erhielt, verwendete der „Gauss" Röhren
von 40, 80 und 200 cm Länge und mit lichten Öffnungen zwischen 18
und 36 mm. Die Lotgewichte hatten 15, 28 und 35 kg Gewicht. Von
den Rohrweiten bewährten sich am meisten die kleineren und mittleren,
Arten der Schichtung und ihre Deutung
433
da aus den größten der vielfach lockere Globigerinenschlamm beim
Anfhieven herausfiel, während der zähere Rote Ton auch die größte
Rohrweite vertrug. Die durchschnittliche Länge der Grundproben des
„Gauss" dürfte 30—40 cm betragen haben, das Maximum von 80 cm
wurde aus einer Tiefe von 5210 m in der Kapmulde mit einer Schlamm-
röhre von 200 cm Länge und 16 mm lichter Weite gewonnen. Da die
Aussicht, eine Schichtung am Meeresboden zu finden, desto günstiger
wird, je tiefer man in denselben eindringt, erklärt es sich leicht, warum
die früheren Expeditionen so selten etwas über geschichtete Meeres-
sedimente berichten konnten.
Normale Kalkschichtnng In der Tiersee
Häufig ist die Schichtung einer Grundprobe bereits an verschie-
dener Färbung einzelner Lagen oder verschiedener Korngröße derselben
zu erkennen; in kalkhaltigen Sedimenten aber tritt dieselbe vielfach in
einem verschiedenen Kalkgehalt der einzelnen Lagen in Erscheinung.
In sämtlichen Globigerinenschlammen des „Gauss", bei denen der Kalk-
gehalt bestimmt werden konnte, erhielt man im obersten und untersten
Teile der gleichen Grundprobe ungleiche Werte. Unter 49 Grund-
proben, deren oberste Kappe als Globigerinenschlamm bestimmt wurde,
war der Kalkgehalt bei 48 im obersten Teile höher als im untersten,
nur in einem Falle wurde bei Globigerinenschlamm das Umgekehrte
beobachtet. Phtlippi hat daher die Abnahme des Kalkgehaltes mit
wachsender Entfernung von der Oberfläche als eine allgemein ver-
breitete Erscheinung aufgefaßt und diese Art der Schichtung als
„normale Kalkschichtung* bezeichnet. Die Abnahme des Kalkgehaltes
von oben nach unten erfolgt jedoch nicht in allen Fällen gleich mäßig.
Gering erwiesen sich im Allgemeinen die Unterschiede im Kalkgehalt
bei den sehr kalkreichen Globigerinenschlammen in den mittleren Tiefen
der wärmeren Meere. So beobachtete man z. B. an den Sedimenten
zwischen St. Helena und dem Äquator, auf den „Gauss"-Stationen
116 — 130, Differenzen von höchstens 17,1%, die sich aber in einem
Falle bis auf 1,5% verminderten:
Station
j Position
Tiefe in m
Länge der
Ca CO, in %
Probe in cm
oben
unten
118
10°29'S., 6°23'0.
5250
25
93,7
83,1
119
9°44'S., 8»39"W.
3750
34
96,4
91,2
126
2° 13' S., 16» 3' W.
4080
s
93,3
76,2
130
0°25'N., 17«45' W.
3230
86,2
82,6
Klein waren auch die Unterschiede auf den Stationen 20—24, die
der mittelatlantischen Schwelle angehörten; und auf dem Walfisch-
Andree, Geologie de» Meeresboden*. II. • 28
434
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeres&edimente
Rücken wies die 32 cm lange Grundprobe der Station 109 im obersten
Teile nur 0,5 °/0 CaCOs mehr als im untersten auf.
Groß war hingegen auch in wärmeren Meeren der Unterschied
zwischen oberstem und unterstem Teile einer Grundprobe dort, wo sich
in größeren Tiefen Globigerinenschlamm seiner Grenze gegen Roten
Ton nähert. Dann tritt öfter der Fall ein, daß ein Globigerinen-
schlamm von mäßigem Kalkgehalt einen typischen Roten Ton über-
lagert. Das wurde bereits zweimal vom „Challenger" im Südpazifischen
Ozean, sodann im südlichen und mittleren Atlantischen Ozean in einer
ganzen Reihe von Fällen vom „Gauss" beobachtet, im nordatlantischen
Ozean aber zuerst von Lohmann während seiner Reise auf dem Kabel-
dampfer „von Podbielski" 1902 auf etwa 40° N.-Breite in dem ganzen
Gebiete zwischen 65° 20' und 57° 22'W., also auf einer Strecke von
8 Längengraden, (7 mal bei RöhrenJängen von nur 8 cm!) bei Tiefen
zwischen 4750 und 5800 m festgestellt. Der „Michael Sars" fand diese
Art der Schichtung neuerdings im nordatlautischen Ozean 8 mal. Um
einige Zahlen zu geben, mag auch hier eine Tabelle folgen:
Station
Position
Tiefe
in m
Läng« der
Probe
in cm , oben
Ca CO, in •/,
unten
Challenger 283
2H° »" S., 145» 17' W.
3795
30 !
4ß,ßl
wesentlich geringer
„ 2<»ß
38° 6' S, 88° 2' W.
3338
04,34
wesentlich geringer
Gauss 20
.1".° 11' S., 2° 430.
5200
20
35,9
5,4
it HM
28« -1H' S-, 10u lß' 0.
4820
23
32,9
0
, lf>
25 «52' S., 20° 5' W.
41110
21
53,2
28,2
.. 13»;
0°22' N\. ls"54' \V.
5320
31
83,3
40,1
von lVlbiclski
nfi°29''N., 03° 50 \V.
5019
ca. .S
34,85
0,81
Michael Sartt 88
45° 20' N\, 25° 15' TV.
3 120
83,7$»
02,1
10
45°2ß'N, H*20'W.
4700
12,5
(iß
33
Besonders groß werden aber die Unterschiede im Kalkgehalt des
obersten und untersten Teils einer Probe am Boden der subantarktischen
Meere. Hier kommen, wie aus den Angaben über die fünf ersten
Proben der auf der nächsten Seite folgenden Tabelle hervorgeht, Diffe-
renzen von 30-40°/o, im extremsten Falle von 43,7 °/0 vor.
Ob schließlich einige Fälle von Schichtung, welche der „Michael
Surs" im Nordatlantischen Ozean gefunden hat (2 mal Globigerinen-
schlamm über „Diatomeenschlamm"*57) und 3 mal Globigerinenschlamm
über Blauschlick — siehe die letzte Probe der vorhergehenden Tabelle — )
ebenfalls hierher zu ziehen sind, bleibt abzuwarten, bis die genauere
Beschreibung dieser Proben vorliegen wird.
Es ist aber durchaus wahrscheinlich, daß der ziemlich allgemeinen
Verringerung des Kalkgehaltes im unteren Teile der Grundproben die
gleiche Ursache zugrunde liegt, deren Wirkung allerdings je nach der
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Arten der Schichtung und ihre Deutung
435
Station
Position
Tiefe
in m
Länge der,
Probe
in cm
Art des Sedimente
s und CaCO, in %
uueu
ii nrnn
UDlcll
. . _
Gauss 38
■
f
46° 17' S.,
•
1850
17
Globigerinen-
♦
Diatomeenschlamm
48° 54' 0.
achlamm 45,2
25,1
„ 42
47° 45' 8.,
4560
ca. 10
Globigerinen-
Diatomeenschlamm
61° 25 0.
schlamm 50,3
16,4
n -»4
55° 25' S.,
3690
15
Globigerinen-
Maringlazial. Sed.
83° 0' 0.
schlamm 37.4
o
ii 88
45 9 39' 8.,
3C30
21
' Globigerineu-
Maringlazial. Sed.
73° 21' 0.
schlamni 60,7
17
Valdivia 119
41° 5'S.,
5230
Globigerincn-
Maringlazial. Sed.
14 •52' 0.
schlamm 42,5
10
Michael Sars
57« 48' N.,
1530
22,5
Globigerinen-
Blauschlick
100
12°43'W.
achlamm 58
26
Lage, welche der Lotungspunkt im Ozean einnimmt, eine quantitativ
verschiedene ist.
Die Beobachtung, daß in den Sedimenten aus größeren Tiefen die
Unterschiede im Kalkgehalt größer sind, als in denen aus geringeren,
läßt zunächst an eine nachträgliche Auflösung durch das innerhalb des
bereits abgelagerten Sedimentes zirkulierende „marine Grund wasser"
denken, und in der Tat ist diese Anschauung von J. Murray noch
1912 vertreten worden, wo er bezüglich der Überlagerung von Rotem
Ton durch Globigerinenschlamm schreibt: „This arrangement may be
explained by supposiug that the calcareous Shells have been slowly
dissolved froin the deeper layers. tt Hiemach möchte man annehmen,
daß, wie augenscheinlich in tieferen Meeresschichten die Kalkauflösung
intensiver ist als in weniger tiefen, auch das „marine Grundwasser**
größerer Tiefen eine stärkere chemische Aktivität besitze, als dasjenige
in flacheren Meeresteilen. Aber es ist doch sehr fraglich, ob eine
solche Auflösung des kohlensauren Kalkes unter normalen Bedingungen
durch das im Sediment zirkulierende Wasser nach der Ablagerung statt-
finden kann. Denn Vorbedingung hierfür wäre wohl das reichliche
Vorhandensein organischer Substanz, durch deren Verwesung ständig
neue Kohlensäure gebildet würde, um zu weiteren Auflösungen zur
Verfügung zu stehen. Gerade in den von Rotem Ton eingenommenen
Gebieten des Tiefseebodens kann aber organische Substanz nicht im
Überflnß angenommen werden, da sich sonst die Schwermetall^ Eisen
und Mangan nicht in ihren höchsten Oxydatiousstufen vorfinden würden.
Auch dürfte die Zirkulation von Lösungen in den Eupelagischen Sedi-
menten im Allgemeinen umso langsamer erfolgen, je mehr man sich dem
Bereiche des zähen Roten Tones nähert. Weun demnach der geriugore
28*
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4:* 6
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedi mente
Kalkgebalt der tieferen Schichten keine nachträglich erworbene Eigen-
schaft sein dürfte, dann bleibt nichts anderes über, als anzunehmen,
daß Roter Ton früher Gebiete eingenommen hat, welche heute von
kalkhaltigerem Globigerinenschlamm beherrscht werden. Krümmel,
welcher jene MüRRAY'sche Annahme nicht einmal in Erwägung zieht,
vielmehr die unteren Lagen als echte Rote Tone anerkennt, hatte für
die wenigen ihm damals bekannten Fälle dieser Art Schichtung eine
jugendliche Aufwärtsbewegung des Meeresbodens angenommen, „die das
Niveau des kalkfeindlichen Roten Tons zuletzt in den Bereich haltbaren
Globigerinenschlammes hinaufgehoben hat". Diese Erklärung wiederum
stieß aber sofort auf große Schwierigkeiten, als die weite Verbreitung
solcher Schichtung sowohl im Atlantischen und Indischen, wie auch im
Pazifischen Ozean erkanut wurde; denn eine solch' weite Regionen
des Meeresbodens betreffende Hebung hätte au den Küsten entsprechende
Transgressiouen hervorrufen müssen, von welchen aus den jüngsten
Zeiten der Erdgeschichte in dem nötigen Maßstabe und als allgemeines
Phänomen nichts bekannt ist.
Es liegt daher nahe, mit Philippi den geringeren Kalkgehalt der
tieferen Bodenschicht auf den Einfluß eines anderen für die Sediment-
bildung wichtigen Faktors zurückzuführen, nämlich auf das Klima. Das
wird am leichtesten bei den subantark tischen Bodenproben verständlich;
denn bei diesen läßt sich der geringere Kalkgehalt der unteren Teile
ungezwungen durch stärkere Zufuhr von klastischem, anorganischem
Material erklären, welches gewissermaßen die kalkig-organogene Kom-
ponente verdünnte. Jene Zufuhr erfolgt aber in diesen Gebieten haupt-
sächlich durch Eisberge und Treibeis, bezw. durch von diesen abhängige
Eisschmelzströme. Man wird daraus schließen dürfen, daß sich die tiefere
Schicht zu einer Zeit bildete, in welcher die Außenkante des antarktischen
Packeises weiter im Norden lag, als heute, in welcher demnach auch
noch sehr viel mehr Eisberge die subantarktischen Gewässer befuhren.
Damit würde aber die Bildung der unteren, kalkärmeren Lagen in eine
Zeit stärkerer Vereisung, also wohl in das Diluvium zu versetzen sein.
Diese Deutung der Schichtung subantarktischer Grundproben durch
Philippi ist, wenigstens zum Teil, mit der Erklärung identisch, welche
Nansen für eine ähnliche Schichtung am Boden des Norwegischen Nord-
meeres gegeben hat. Hier lagert, wie wir durch die früher erwähnten
Forschungen von Schmelck, Böggild und Nansen selbst wissen, eine
dünne Schiebt von braunem, mehr oder minder kalkreichem Ton („Bilo-
culina- und Übergangston") über ciuem grauen, äußerst kalkarmen Ton ;
uud zwar liegeu die Örtlichkeiten, wo diese Art Schichtung gefunden
wurde, in der Zone, in welcher mit Anuäherung in der Richtung gegen
das Zentrum des Nordmeerbeckens der Übergang von dem grauen Ton
des flacheren Wassers in den „Übergangs- und Biloculina-Ton* des
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Arten der Schichtung und ihre Deutung
-137
tiefereu Wassers erfolgt, sodaß ersichtlich der erstere früher sich weiter
gegen die Tiefen vorgeschoben hat. Nansen meinte nun, daß zu der
Zeit, als sich der graue, kalkarme Ton der Unterschicht bildete, uicht
nur das Land rings um das Nordmeer weit höher über den Meeresspiegel
aufragte, als heute, und der submarine Rücken, welcher Schottland mit
Grönland verbindet, sich damals über das Meeresniveau erhob und dem
Golfstrom den Eintritt nach Norden verwehrte, sondern auch Norwegen
während der Bildung der Unterschicht noch von Inlandeis bedeckt war.
Seine Erklärung zieht daher sowohl Niveauverschiebungen, wie Klima-
änderungen heran, während Philippi für die subantarktischen Gewässer
zunächst nur an letztere denken wollte. Durchaus eine ähuliche Er-
klärung fordert aber die zweimal (auf Station 38 und 42) vom „Gauss"
gefundene Überlagerung eines kalkreichen Diatomeenschlammes durch
Globigerinenschlamm. Diese beiden Stationen, deren Daten in der letzten
Tabelle mit enthalten sind, liegen an der Ost- und Westgrenze des breit
zuugenförmigen Ausläufers von Diatomeenschlamm, welcher sich in der
Nachbarschaft der Crozet-Inseln in das Gebiet des Globigerinenschlammes
nach Norden vorschiebt, und zeigen, daß das Gebiet des Diatomeen-
schlammes in einer vergangenen Periode sich weiter nach Norden aus-
dehnte, als heute. Da das Auftreten von Diatomeenschlamm im Gebiete
der Crozet-Inseln auf Strömungen zurückzuführen ist, muß man annehmen,
daß solche Nord-setzenden Ströoiungen früher einesteils breiter, wahr-
scheinlich aber auch transportkräftiger waren als heute. Nach Analogie mit
früher Gesagtem dürfte das aber ebenfalls im Diluvium der Fall gewesen
sein. Übrigens zeigt auch der Diatomeeuschlamm der Station 41 in der
Kerguelen-Mulde (unter 47° 13' S., 58° 13' 0. aus 4770 m Tiefe) eine obere,
29% und eine untere, nur 14,4 °/o CaCOs enthaltende Lage, wobei zu
bemerken ist, daß nur in der unteren Lage die beiden so typischen
' Kaltwasserglobigerinen, Gl. paehyderma und Dutertrei, auftreten, auch
die Individuen der pelagischen Foraminiferen in diesem Teile der Probe
viel kleiner sind als im oberen. In ähnlicher Weise verhält sich aber
auch die Foraminiferenfauna der übrigen in Betracht kommenden, ge-
schichteten Grundproben.
In der Diluvialzeit dürfte nun auch den tropischen und subtropischen
Globigerinenschlammen mehr klastisches Material vom Festlande her zu-
geführt worden sein, als heute. Denn das Diluvium brachte diesen Ge-
bieten nach Ansicht vieler Forscher eine Pluvialpcriode, und es schien
Philippi kein Zweifel zu sein, daß damals die feinste Flußtrübe durch
Strömungen sehr weit verfrachtet und auch küstenfernen Tiefseeschlammen
mitgeteilt werden konnte. Immerhin wäre damit noch nicht die Frage
gelöst, weshalb gerade in den Eupelagischen Ablagerungen der großen
Tiefen die Differenzen im Kalkgehalt zwischen dem obersten und untersten
Teile einer Probe sich so auffallend verstärken. Hier muß an die in
438 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
dem vorhergehenden Abschnitte erörterte Kalkauflösung durch das kalte
Tiefenwasser zurückerinnert werden, dessen Wirkung nicht zu verkennen
ist, wenn wir auch nicht der Ansicht zustimmen konnten, daß der Ein-
fluß dieses Faktors nach Norden bis über den Äquator hinaus alle anderen,
die Hohe des Kalkgehaltes bedingenden Faktoren in seiner Wirkung
übertreffen sollte. Nicht zu bezweifeln ist, daß während der diluvialen
Eiszeit kaltes Oberflächenwasser im antarktischen Gebiete weiter nach
Norden reichte, als heute. Da von diesem kalten Oberflächenwasser des
antarktischen Meeres aber auch das Tiefenwasser der nördlicher sich
anschließenden Kegionen stetige Zufuhr erhält, „muß im Diluvium die
Kalkauflösung in der Tiefe intensiver vor sich gegangen sein als heute,
es muß also der Rote Ton höher hinauf gereicht und ein größeres Areal
bedeckt haben. Auf diesem Wege dürfte es wohl am leichtesten zu
erklären sein, daß so oft Globigerinenschlamm den Roten Ton überlagert
nnd daß an der Grenze beider Sedimente der Kalkgehalt im oberen und
unteren Teile jeder Grundprobe so außerordentlich verschiedene Werte
aufweist".
Daß diese Anschauungen Philippis in der Tat den Kernpunkt der
Sachlage treffen, dürfto aber auch noch aus Folgendem hervorgehen. Der
antarktische Kontinent wird am Boden des umgebenden Ozeans in mehr
oder minder regelmäßiger Weise zunächst von einem Gürtel glazial-
mariner Sedimente, welche mit der wachsenden Entfernung vom Fest-
lande immer feinkörniger werden, sodann von einem Gürtel Diatomeen-
schlammes und endlich von Globigerinenschlamm umgeben. Wie aus
dem Vorigen hervorgeht, schiebt sich an der Grenze Diatomeeuschlamm-
Globigerinenschlamm der erstere uuter den letzteren nach Norden vor
und zeigt hiermit an, daß die Bedingungen, welche seine Ablagerung
herbeiführten, in einer vergangenen Zeit weiter nach Norden wirkten,
als heute. Das gleiche Vorschieben des südlicher erzeugten Sedimentes *
unter das nördlich benachbarte tritt aber an der Grenze Glazialmarine
Sedimente-Diatomeenschlamm auf, wie die Proben folgender Tabelle468)
als Beispiele zeigen mögen:
Station
Position
Tiefe
Länge der
Probe
in cm
Art des Sedimentes und Kalkgehalt in °/0
in m
oben
unten
Gauss 45
— —
, 58°29'S.,
89° 58' 0.
4620
ca. 19
Diatomeenschlamm 0
Maringlazial. Sed. 0
„ 46
59 «53' S.,
91° 45' 0.
4820
21
>» »»
i» ii ii
47
61° 50'
95° l'O.
4010
16
»» it
»i n ii
Valdivia
149
j 62°27'S.,
5175
7
»> i)
ti ii ii
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Arten der Schichtung und ihre Deutung
439
Hierdurch ergibt sich aber mit wünschenswerter Eindeutigkeit, daß
sich die von Phileppi so genannte „normale Kalkschichtung" in den
Globigerinenschlammen und Roten Tonen mit der Zurückverlegung der
Zonengrenzen Glazialmarine Sedimente-Diatomeenschlamm und Dia-
tomeenschlamm-Globigerinenschlamm nach Süden zu einem einzigen
großen Phänomen verbindet, welches in der mit dem Ende der Dilu-
vialzeit einsetzenden Klimaänderung seine Ursache haben dürfte. Wir
können daher diese Art der Schichtung der modernen Tiefseeablagerungen
ohne Rücksicht auf Vorhandensein oder Fehlen eines Kalkgehaltes (siehe
letzte Tabelle) auch als die „normale Schichtung schlechthin* bezeichnen.
Abnorme Kulkschlchtang liCngs der antarktischen Eiskante
Der „Gauss" hat nun aber auch Ausnahmen von dieser Regel be-
obachtet, und zwar bezeichnender Weise in drei zwar ziemlich weit
voneinander entfernten, aber unter den gleichen Bedingungen befind-
lichen Regionen, nämlich dort, wo er zuerst antarktisches Packeis be-
rührte, wo er auf der Treibfahrt Mitte März 1903 das freie Meer er-
reichte und wo er Anfang April das Eis endgültig verließ. Die an
diesen Punkten geloteten Grundproben zeigten nämlich übereinstimmend
ein Ansteigen des Kalkgehaltes in der Richtung von oben nach unten,
wie aus folgender Tabelle zu ersehen ist:
Schichtung an der antarktischen Eiskante nach E. Phileppi:
Stetion
Position
Tiefe
Kalkgehalt in %
Bemerkungen
in m
oben
unten
Gaus
IS
ä 49 ; 63 8 31' S.,
| 94« 9'0.
3450
4,6
' Oben meist benthonische, unten
viel pelagische Foraminiferen
50
64° 4'S.,
91* 55' 0.
3050
5,5
11,3
i T 1 „
I Nach unten Zunahme der pelagi-
schen Foraminiferen
79
63°43' 8.,
82° 4'0.
3570
19,4
27,9
Nach nnten Zunahme der pelagi-
sehen Foraminiferen
86
62« 4'S.,
75° 15' 0.
3970
0
3,4
Mitte!
Oben kalkfreier Diatomeen-
schlamin, in der Mitte kalkhaltiger,
1 unten fastkalkfreier maringlazialer
Schlamm
Es erhebt sich nun die Frage, ob dieses abnorme Verhalten der
Grundproben am Rande des antarktischen Packeisgürtels ebenfalls durch
klimatische Faktoren oder, was zunächst auch im Bereiche der Möglich-
keit läge, durch jugendliche Bewegungen der Erdrinde zu erklären ist.
In letzterem Falle müßte man für die kalkreicheren, tieferen Teile der
Grundproben eine höhere, für die kalkärmeren bis kalkfreien, oberen eine
tiefere Lage des Meeresbodens annehmen. Nun hat aber nach vielfachen
«
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440
Allgemeine Betrachtungen über die jnngen Heeressedimente
Erfahrungen der Erdgeschichte und Geomorphologie „Land, das eine
Eisdecke getragen hat, im allgemeinen die Tendenz aufzusteigen; man
hätte daher für die jüngste Periode eher Hebungen als Senkungen am
Rande des antarktischen Kontinentes zu erwarten". Es liegt daher
näher, mit Philippi458) klimatische Momente ins Auge zu fassen. Als
wahrscheinlichen Grund für die Tatsache, daß die Eiskante vielfach als
Scheide zwischen kalkfreien und kalkhaltigen Ablagerungen auftritt,
hatten wir die Wirkung nordsetzender Strömungen kennen gelernt,
welche die kalkigen Hartgebilde von Planktonorganismen, soweit sie
nicht überhaupt der Auflösung verfallen, meist erst außerhalb der Pack-
eiszone zu Boden sinken lassen. Entsprechend der für die im Vorigen
besprochene „ normale Schichtung schlechthin" gegebenen Deutung
würde man daher für die Schichtung von kalkärmerem Sediment über
kalkreicherem umgekehrt anzunehmen haben, daß zu der Zeit, in der
sich die Unterschicht bildete, die Packeisgrenze weiter im Süden lag,
als heute, mit anderen Worten, daß damals das Klima wärmer war als
das jetzige. „Da sich anscheinend die Sedimente am Rande der Eis-
kante ziemlich rasch bilden, wird man diese etwas wärmere Periode
wohl noch in die Postglazialzeit zu versetzen haben. Darauf deutet
auch der Befund auf Station 86 hin, wo zuerst unter kalkärmerem
Schlamm kalkreicherer auftritt, zu unterst aber wieder ein fast kalk-
freier Glazialschlaram beobachtet wurde; dieser unterste Teil ist dann
wohl als diluvial zu deuten."
Leider sind die Umstände der Beobachtung anderer Anzeichen für
ein postglaziales besseres Klima in der Antarktis nicht günstig, denn
wenn das Eis in den letzten Jahrtausenden wieder vorrückte, so mußten
alle Anzeichen eines früheren Rückzuges verdeckt werden. Möglicher-
weise deutet aber eine von der schwedischen Expedition unter Otto
Nordenskiöld in der Westantarktis gemachte Beobachtung auf ein
milderes Klima in einer bestimmten postglazialen Periode hin. Am
Sidney-Herbert-Sund auf der Roß-Insel fand J. G. Andeksson*60) bei
dem Vorsprunge „The Nazeu in geringer Höhe über dem Meeresspiegel
einen geschichteten Ton, der zwar zahlreiche, auch gekritzte Geschiebe,
aber daneben reichlich marine Molluskenschalen enthielt. Unter den
letzteren deuten Thracia meridionalis, eine ausgesprochen subantarktische
Art, und eine große Voluta-ähnliche Schnecke auf ein wärmeres Klima
hin. Immerhin dürfte das Meer, in welchem sich dieses Sediment ab-
setzte, noch von Eisbergen bedeckt gewesen sein, und es ist nicht ganz
zweifellos, daß diese Ablagerung wirklich postglazial ist. Von Wichtig-
keit ist aber, daß wir längst für die nördliche Halbkugel Beweise dafür
besitzen, daß in einem gewissen Abschnitt der Postglazialzeit bereits
einmal ein Wärmeoptimum existiert hat, dem wiederum eine kältere Zeit
gefolgt ist. Diese wärmere Zeit ist, wenn wir der Zusammenfassung
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Arten der Schichtung und ihre Deutung 441
folgen, welche G. Andersson im Anschluß an die für den 11. Inter-
nationalen Geologenkongreß in Stockholm 1910 herausgegebeneu, dies-
bezüglichen Arbeiten4*") gegeben hat*6*), insbesondere für ein großes
Gebiet um den nordatlantischen Ozean herum festgestellt. Auch stützen
zahlreiche Feststellungen biologischer Art diese Annahme. So hat
man z. B. beobachtet, daß die Eiche früher eine weitere Verbreitung
besaß als heute, daß der Haselstrauch in jüngster Zeit aus dem nörd-
lichen Schweden zurückgewichen ist, daß die Föhre in Norwegen nicht
mehr so hoch hinaufsteigt, wie in einer nicht allzufernen Vergangenheit.
Ferner deuten mancherlei Feststellungen in den Alpen auf eine jugend-
liche Klimaverschlechteruug hin; endlich sind gewisse gehobene, marine
Ablageningen an den Küsten von Spitzbergen, Franz Josephs-Land, Is-
land, Ost- und Westgröuland (Disko-Bai) mit Formen, welche heute an
jenen Küsten jeweilig nicht mehr leben — wie Anomia ephippium, Zir-
phaea crispata, Pecten islandicus, Cyprina islandica, Littorina littorea,
Mytilus edulis — von Ad. S. Jensen und Paul Harder4,;s) in ähn-
licher Weise gedeutet worden, wenn auch eine einwandfreie Paralleli-
sierung der einzelnen Lagen noch aussteht. Gewisse Beobachtungen
machen es aber wahrscheinlich, daß der Wärnieüberschuß im Vergleich
mit der Jetztzeit in nördlicher gelegenen Gebieten jeweils größer als
in südlicheren gewesen ist. Auch auf der südlichen Halbkugel dürfte
nach jener Darstellung ein ähnliches Wärmeoptimum in der Postglazial-
zeit geherrscht haben; doch ist hierüber erst verhältnismäßig wenig
bekannt 4M).
Aber vor allem scheint sich eine solche Änderung des Klimas auch
in den marinen Ablagerungen der nördlichen Halbkugel abzuspiegeln:
Das vollständige Profil der Schichten, die sich am Boden des Nor-
wegischen Nordmeeres vorfinden, ist nach Schmelck folgendes:
Oben: 3) Dünne, braungefärbte, tonige Deckschicht ohne Foraminiferen.
2) Brauner, foraminiferenreicher, meist zwischen 25 und 45%
CaCOa enthaltender Ton (Übergangs- und Biloculina-Ton
Schmelcks), der nur eine verhältnismäßig dünne Schicht
bildet, welche aber vom Lande gegen das Beckenzentrum
hin an Mächtigkeit zunimmt.
Unten: 1) Grauer Ton fast ohne Tierreste und nur mit 1— 2°/o CaC03.
Vielleicht deutet dieses Profil auf eine zweifache Klimaänderung
hin. Den grauen Ton der untersten Lage darf man wohl als das Pro-
dukt der Eiszeit ansehen. Das an Foraminiferen reiche Biloculinen-
sediment, das wir früher einmal als den nördlichsten Vertreter des
atlantischen Globigerinenschlammes mit einigen Blauschlick- und glazialen
Zügen bezeichneten, weist offenbar auf eine wärmere Postglazialperiode
hin. „Vielleicht spricht sich aber in der foramiuiferenfreien obersten
Schicht eine ganz junge Klimaverschlechterung aus; durch die Abkühlung
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442
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
«
des Meereswassers wurden teils die Lebensbedingungen für die plank-
tonische Foraminiferenfauna ungünstiger, teils wurde die Lösungsfähig-
keit für kohlensauren Kalk verstärkt". Daß aber für die Bildung der
Sedimente am Boden des Norwegischen Nordmeeres in jetziger und un-
längst vergangener geologischer Zeit nach Nansen neben Klimaände-
rungen auch Niveau Verschiebungen in Frage kommen, ist bereits mehr-
fach erörtert worden ; und es dürfte schwierig sein, die relative Wichtig-
keit dieser beiden Faktoren in diesem besonderen Falle richtig gegen-
einander abzuwägen.
Durch tektonische Vorstellungen des Meeresbodens bedingte Schichtungen
Gegenüber der „normalen (Kalk-) Schichtung schlechthin" tritt
„abnorme Kalkschichtung" anscheinend ziemlich regelmäßig längs der
antarktischen Packeiskante auf und ist nach Vorigem in dem ebenfalls
glazial beeinflußten Norwegischen Nordmeer beobachtet worden. In
wärmeren Meeren dagegen beobachtet man das Auftreten kalkreicherer
unter kalkärmeren Schichten nur sporadisch; und hier versagt die Er-
klärung durch Klimaänderung vollständig, da Gebiete „normaler" und
„abnormer Kalkschichtung" anscheinend unvermittelt aneinander-
stoßen. Hier wird man vielmehr ganz von selbst zur Annahme jugend-
licher Krnstenbewegungen am Meeresboden gedrängt. Bevor ich auf
Einzelheiten eingehe, mögen die Tatsachen in einer Tabelle (S. 443)
wiedergegeben sein.
Die in der Tabelle zuerst aufgeführte Probe der „Gauss" -Station 4
entstammt der Romanche-Tiefe. Sie ist von großem Interesse nicht nur
wegen ihres Reichtums au „kontinentalen" Mineralkörnern in ihrem
oberen Teile und ihrer Annäherung an hemipelagischen Blauschlick in
der Mitte, — weswegen wir bereits in einem vorhergehenden Abschnitte
ihrer gedacht haben, — sondern vor allem auch wegen des Auftretens
von normalem Globigerinenschlamm mit 47,2% CaCOa unter über 40 cm
völlig kalkfreiem Sediment. Die größte Tiefe, aus welcher Globigerinen-
schlamm sonst bekannt geworden ist, beträgt wenig über 6000 m
und liegt weit entfernt im nördlichen Atlantischen Ozean, sodaß wir
unbedenklich sagen können, daß sich heute ein so kalkreiches Sediment
im Niveau der Romauche-Tiefe nicht mehr zu bilden vermag. Wir
dürfen daher vermuten, daß die unterste, kalkreiche Schicht sich ur-
sprünglich in viel geringerer Tiefe niedergeschlagen hat und daß seit-
dem sich der Meeresboden an Stelle der heutigen Romanche-Tiefe um
ungefähr 2000 m gesenkt hat. Philippi möchte annehmen, daß im Zu-
sammenhange damit, wenn vielleicht auch etwas später, die westafrika-
nische Küste bedeutend zurückgewichen ist, da die unteren Teile der
Probe mit der schwärzlichen Tonsubstanz im unlöslichen Rückstand des
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Arten der Schichtung and ihre Deutung 443
Tiefe
Lüdge
der
Art des Sedimentes und CaCO. in °/0
Station
Position
-
in m
Probe
in cm
oben
in der Mitte
unten
Gauss 4
0°11' S.,
7230
46
oauiiiger roter
niausclujcK U
lilybigcrinen-
18*16' W.
Ton 0
schlämm 47,2
— 0 00 o.,
r. AQA
OUÖU
Sandiger roter
?
Glu biirmnen
Ton 18,7
schlämm 81,6
„ 27
35* 31' S.,
5200
ca. 33
Roter Ton 7.1
Globigerinen •
Roter Ton 2f> 7
5° 4« 0.
schlämm 48,7
28
35 •39' S.,
5210
80
Roter Ton
RoterTon,bezw.
Roter Ton,
8° 15' 0.
18,8-40,5 nach
Globigerinen-
nur Spuren
unten zu
schlamm. Es
wechseln nach
unten zu 1U,4,
•
-
Spuren, 37,5,
46,3 und 44,4
29
o5 53 0.,
4!M)
69
„Toniger Fein-
Globigerinen-
Roter Ton 0
13° 9' 0.
sand" 22,2
8chlamm 34,8
Gauss 98
26*30' 8.,
4780
27
(Jlobigerinen-
Globigerinen-
Koter Ion
48° 30' 0.
schlämm 32,9
schlamm 41,4
7,8—3,1
n 100
28° 58' 8.,
4980
ca. 82
„Toniger Sand"
?
„Sandiger Ton"
40° 58' 0.
5,4
15,1
Challenger
13*50' S.,
4462
Roter Ton 6,4
Globigerinen-
181
151° 49' 0.
schlamm 32,3
Challenger
33° 29' S.,
4270
ca. 16
Roter Ton
Globigerinen-
286
199000' w
schlamm
Die Angabe von
25,13% CaCO,
durfte sich auf die gesamte Probe
beziehen, welche im obersten
Drittel kaum merkbar, in den
unteren zwei Dritteln stark mit
verdünnter Säure aufbrauste
Globigerinensehlammes und dem hemipelagischen Charakter der darüber-
liegenden Lage noch auf Flußtrübe der westafrikanischen Ströme hin-
weisen, während die oberen Teile, abgesehen von der sandigen Bei-
mengung, viel mehr eupelagischem Roten Ton entsprechen.
Noch verwickelter liegen die Verhältnisse in Bezug auf den Kalk-
gehalt bei den Proben von den „Gauss" -Stationen 107 uud 27 — 29 aus
der Kapmulde. Ein sehr erhebliches Ansteigen des Kalkgehaltes, von
18,7 oben auf 81,6 unten zeigt die erstgenannte Station im nördlichen
Teile der Kapmulde. In den Proben 27—29 bilden die oberste Schicht
Sedimente von mäßigem Kalkgehalt (7,1, 18,8, 22,2%), in einer mittleren
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444
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
Schicht steigt der Kalkgehalt auf 48,7, 46,3, 34,8 °/0, um dann wieder
zu sinken, und zwar bei der ersten Probe auf 26,7 °/0, bei der zweiten auf
Spuren und bei der dritten auf 0°/0. Der Übergang der mittleren, kalk-
reicheren Lagen zu den unteren kalkarmeren oder -freien Sedimenten
könnte zunächst als „normale Kalkschichtung" im besprochenen Sinne
aufgefaßt und auf Klimaäudcrung zurückgeführt werden, da die Kalk-
gehaltsdifferenzen durchaus von der Größenordnung der bei jener be- ^
obachteten sind, wovon man sich durch Vergleich der letzten mit der
auf S. 435 gegebenen Tabelle überzeugen möge. Die Abnahme des
Kalkgehaltes von der mittleren Schicht zur oberen kann jedoch nur
durch eine jugendliche Verstellung des Meeresbodens erklärt werden,
und zwar würde sie auf eine Senkung von mindestens 1000—1500 m
hinweisen. Phllippi hat die Beteiligung „normaler Kalkschichtung",
also einer Kliruaänderang für die Proben der Stationen 27—29 nicht in
Erwägung gezogen und muß daher der Senkung, die wir soeben ab-
leiteten, eine Hebung vorhergehen lassen. Welche dieser beiden Mög-
lichkeiten das Richtige- trifft, wird schwer endgültig zu entscheiden
sein; denn dem gegen die erstgenannte Deutung zu erhebenden Ein-
wurf der Verwendung zweier verschiedener Faktoren für dieselbe Sache
könnte man immerhin entgegenhalten, daß die Natur, solange man nicht
mathematisch zu erfassende Gesetzmäßigkeiten vor sich hat, in der Regel
komplizierter ist, als man zunächst anzunehmen geneigt sein möchte.
Immerhin gibt die Probe von der „Gauss "-Station 28 in dieser Rich-
tung doch zu denken. Hier deutet das Schwanken des Kalkgehalts von
Spuren unten über 44,4, 46,3, 37,5%, Spuren, 16,4, 40,5 zu 18,8°/o
oben in der Tat auf mehrfache Hin- und Herbewegungen des Meeresbodens
hin, und zwar würden wir bei Aunahme „normaler Kalkschichtung" im
unteren Teile der Probe für die beiden höheren Minima des Kalkgehaltes
auf je eine Senkung und eine zwischenliegende Hebung zu schließen
haben, während bei Ausschaltung des klimatischen Momentes zweimal
aufeinanderfolgend Hebung und Senkung anzunehmen wäre. Vielleicht
geben aber die Mächtigkeiten der einzelnen Lagen einen Anhaltspunkt
für die Parallelisierung, da wir annehmen dürfen, daß dieselben in der
Tiefsee unter gleichen Bedingungen der Tiefe usw. nicht sehr wesent-
lich schwanken. Schalten wir hierbei nun die Probe von Station 29
aus, da die Diskussion durch die Beimeugung von ziemlich viel Fein-
saud in allen drei Lagen sich sehr komplizieren und dadurch unfrucht-
bar werden würde, so bleiben zum Vergleich die einander benachbarten
Proben der „Gauss"-Stationen 27 und 28 übrig, die aus fast gleicher
Tiefe (5200 und 5210 m) stammen. Nehmen wir hier aber die Ober-
fläche der beiden Proben als stratigraphisch gleichwertige Flächen an,
so sprechen die in Philippis Darstellung angegebenen Mächtigkeiten
der einzelnen Lagen allerdings für folgende Parallelisierung:
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Arten der Schichtung und ihre Deutung
445
Station 28
Roter Ton mit 18,8% Ca CO,
Globigerinenschlamm mit 40,5% Ca CO,
Roter Ton mit 16,4%, bezw. nur mit
Spuren von Ca CO,
Globigerinensehlamm mit 46,3% CaCO,
Roter Ton nur mit Spuren von CaCO,
Station 27
Roter Ton mit 7,1% CaCO,
Globigerinenschlamm mit 48,7% CaCO,
Roter Ton mit 26,7% CaCO,
?
?
Ist diese Parallelisierung richtig, dann würde allerdings die Be-
teiligung der durch Klimaänderung bediugten „normalen Kalkschiehtnng"
beim Zustandekommen der geschichteten Bodenprobe von „Gauss"-
Station 27 nicht in Frage kommen. Immerhin bliebe noch die Möglich-
keit bestehen, daß für die beiden unteren Lagen der Station 28 damit
zu rechnen wäre. Aber auch dann würde die Annahme zweier Senkungen
mit zwischenliegeuder Hebung für diese Probe nicht zu umgehen sein!
Eine Zone mit verkehrter Kalkschichtung passierte der „Gauss"
dann noch südlich von Madagaskar, wo auf den in der Tabelle an-
gegebenen Statiouen 98 und 100 gelotet wurde. Diese Zone „scheint
im Osten und Westen den submarinen Rücken zu begleiten, in dem
sich Madagaskar nach Süden fortsetzt . . Es handelt sich hier wohl
um Senkungen zu beiden Seiten dieses südmadagassischen Rückens,
denen nach der Ansicht von Philippi eine Hebung des Rückens selbst
entsprechen könnte.
Daß endlich auch dem Pazifischen Ozean solche Niveauverschiebungen
am Meeresboden nicht fehlen, geht aus zwei Lotungen des „Challenger"
im Korallenbecken (Station 181) und weiter südöstlich mitteu im Süd-
pazifischen Ozean (Station 286) hervor, welche schon Krümmel im
Sinne einer jugendlichen Senkung gedeutet hat.
Sicher kein Zufall ist aber die Tatsache, daß sich in mehr als
einem der für „abnorme Kalkschichtung" in den Tropen besprochenen
Fälle, und zwar auf den „Gausstt-Stationen 4, 107, 29 und 100, dieses"
Phänomen mit dem der früher beschriebenen „Tiefseasande" kombiniert.
Daß auch bei Diskussion dieser eigenartigen Ablagerungen sich die
Annahme von Niveauschwankuugen des Meeresbodens förmlich auf-
drängte, spricht gewiß für deren Realität.
Roter Ton über Globigerinenschlamm ist übrigens auch im Nord-
atlautischen Ozean neuerdings 7 mal vom „Michael Sars" beobachtet
worden. So zeigte die 35 cm lange Probe von der Station 49 c aus
5444 m unter 29° 7' N., 25° 32' W. eine sehr komplizierte Schichtung
von helleren und braun gefärbten Lagen, welche nach den vorläufigen
Prüfungen oben einen Roten Ton mit 25 °/o CaC03, unten einen
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446 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Globigerinenschlamm mit 64% CaCOa darstellten; indessen bleiben ge-
nauere Mitteilungen über diese Proben abzuwarten.
Eine intensive Veränderung der Ablagerungsverhältnisse, wahr-
scheinlich bedingt durch eine Hebung des Meeresbodens, ist auch wohl
anzunehmen, wenn der „Challenger14 bei den Kei-Inseln im Westen von
Neu-Guinea auf seiner Station 192 A unter 5° 49' S., 132° 14' 0. aus
nur 236 m Tiefe mit der Dredsche kuchenartige Massen förderte, welche -
ganz den Eindruck verhärteten Globigerinenschlammes machten. Der
Kalkgehalt ergab sich zu 79,56% und bestand mit 60% aus pelagischen
Foraminiferen, sodaß Murray und Renard im Dünnschliff den Eindruck
eines tropischen Globigerinenschlammes aus Küstennähe erhielten, dessen
Elemente durch ein feinkörniges Kalkbindemittel verkittet und dessen
Organismenschalen mit derselben Substanz erfüllt sind. „It is not im-
probable that these large concretions or rock-fragments are hardened
portions of deep-sea deposit formed at niueh greater depth, and sub-
sequently elevated into the position in which they were found, probably
by the same elevation as that which upheaved the neighbouring islandsj4.
Heute bildet sich in diesen Gebieten ein typischer Blauschlick mit mehr
oder minder großem Glaukonitgehalt oder echter Grünschlick. — Leider
hat Böggild301) bei geschichteten Bodenproben, welche die „Siboga" in
der Banda-See erbeutet hatte, keine getrennte mechanische und che-
mische Behandlung der einzelnen, durch Farbe und Konsistenz unter-
schiedenen Schichten durchgeführt, und es mußte ihm daher versagt
bleiben, eine Erklärung dieser Vorkommnisse zu finden.
Schlußwort Uber Schichtungen am Meeresboden
Nehmen wir alles im Vorhergehenden über Schichtung moderner
Meeressedimente Gesagte zusammen, so kann bisher zwar nur Weniges
mit absoluter Sicherheit über die Ursachen derselben ausgesprochen
werden, und dieses Wenige genügt auch noch kaum, um eine Ein-
gliederung der beobachteten Schichtungen in die Übersicht der über-
haupt möglichen Schichtungsarten450) zu versuchen. Immerhin darf ge-
sagt werden, daß weitere Untersuchungen auf diesem Gebiete durch
künftige Expeditionen sehr wertvolle Aufschlüsse in diesen Beziehungen
versprechen, zumal wenn unsere Kenntnisse über die Verteilung der in
Frage kommenden Planktonten und den Zusammenhang der Sediment-
verbreitung mit den Meeresströmungen weitere Förderung erfahren sollten.
0 Klimatische Beeinflussung der mariuen Sedimentation
Während auf dem Festlande das Klima hauptsächlich, indem es die Art
der Verwitterung der Gesteine bedingt, den neu entstehenden Sedimenten
seinen Stempel aufdrückt, und zwar so, daß dem Geologen bei Unter-
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Klimatische Beeinflussung der marinen Sedimentation
447
suchuog kontinentaler Sedimente die Frage nach dem bedingenden Klima
förmlich aufgedrängt wird, kann Ähnliches für die marinen Sedimente
nur in abgeschwächterem Maße ausgesagt werden. Das liegt daran, daß
die auf dem Festlaude unter verschiedenen Klimaten so starken Diffe-
renzen in der Temperatur, welche hier von direkten klimatischen Ein-
flüssen eigentlich allein in Frage kommen, sich bereits in geringen
Tiefen mehr und mehr verwischen und dafür ganz andere Faktoren in
den Vordergrund treten, deren Mitwirkung das atmosphärische Klima der
Kontinente nicht kennt, nämlich Salzgehalt und Dichte des Meerwassers
oder der Verlauf der je nach der Gestalt des Meeresgefäßes zwangs-
läufigen Meeresströmungen. Der Einfluß dieser letztgenannten Faktoren
ist in den vorhergehenden Abschnitten verschiedentlich und zur Genüge
gewürdigt worden. Anderseits aber gibt es doch auch verschiedene
Anzeichen für den Einfluß des atmosphärischen Klimas auf die marinen
Sedimente, auf welche im Folgenden im Zusammenhange hingewiesen
werden soll, da sie nicht nur aktuelles, sondern auch paläogeographisches
Interesse haben, indem sie einerseits das Nebeneinander der verschiedenen
Klimate demonstrieren, anderseits aber in Gebieten mit den soeben be-
schriebenen Schichtungen auch Klimawechsel erkennen lassen.
Ein gewissermaßen indirekter Einfluß des atmosphärischen Klimas
und zwar der benachbarten Festlandsflächen kann dort festgestellt
werden, wo innerhalb der früher sogenannten „terrigenen* Sedimente
sich minerogen-chersogene Kompouenten anhäufen, die als Verwitterungs-
produkte angrenzender Festländer angesehen werden müssen. Das beste
Beispiel hierfür bilden die Rotschlicke, deren Eisenreichtum und che-
mische Eigenheit auf die Abtragung von Festlandsflächen mit Laterit-
verwitterung oder Lößbedeckung hinweisen. Im gleichen Zusammen-
hange mag auch noch einmal auf die rötliche Färbung der Globigerinen-
schlamme des „Dunkelmeeresu in der Gegend der Kapverdischen Inseln
hingewiesen werden, welche auf den beigemengten Passatstaub aus der
Sahara zurückzuführen ist.
Direkte klimatische Einwirkungen lassen aber nicht nur die halmy-
rogenen Komponenten, sondern vielfach auch der biogene Anteil der
Sedimente erkennen. Zwar bleibt es nach früher Gesagtem noch zu
beweisen, ob die Oolithbildung durch Erhöhung des Salzgehaltes unter
dem Einfluß trockenen Klimas begünstigt wird, wie bei rein anorganischer
Deutung nicht bezweifelt werden könnte, oder ob dabei biologische Vor-
gänge im Vordergrunde stehen. Anderseits steht die stete Beteiligung
ariden Klimas bei der Ausscheidung reicherer Vorkommnisse von Strand-
salzen — wie für die Anlage von künstlichen Salzgärten — außer aller
Frage.
Indem wir zu den biogenen Komponenten übergehen, bedarf es nur
eines kurzen Hinweises auf die charakteristische Verbreitung des Diatomeen-
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-
448 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
Schlammes uud die mit durch ein bestimmtes Wassertemperaturmiuimum
bedingte geographische Beschränkung der Korallenriffe, um die Bedeutung
des Klimas für die Bildung dieser Ablagerungen zu erkennen. In beiden
Fällen handelt es sich um Bewohner der höchsten Wasserzonen , das
eine Mal zwar um planktonische Pflänzchen, das andere Mal um ben-
thouisch lebende Tiere des Flachwassers. Bleiben wir aber bei den
letzteren, so müssen wir Uberhaupt für die tropischen Meere eine inten-
sivere Kalkausscheidung auf organischem Wege als in den Meeren der
kälteren Zonen feststellen. Darauf haben schön Mürbay und Irvtne465)
hingewiesen uud zwar nach eingehenden Vergleichen, welche nicht nur
die einzelnen Individuen, sondern auch die absolute Menge produzierten
Kalkes in Rechnung zogen. Das gilt auch für das kalkschalige tierische
Planktou, wie besonders die Globigerinen, aber auch die Pteropoden,
welch' letztere wir in kälterem Wasser hauptsächlich nur noch in
schalenlosen Formen antreffen. Dafür ist hier das Reich des kiesel-
schaligen Plauktons, und in gewisser Weise können daher Globigerinen-
schlamm und Diatomeenschlamm als zwei klimatische Extreme Eupela-
gischer Ablagerungen augesehen werden.
Intensivste Beeinflussung durch klimatische Faktoren lassen aber
weiterhin die kalkarmen bis kalkfreien Eupelagischcn Ablagerungen er-
kennen, indem bei deren Entstehung das aus den höheren Breiten
stammende, kalte, Sauerstoff- und kohlensäurereiche Tiefeuwasser eine
bedeutungsvolle Rolle spielt. Das gleiche gilt aber für diejenigen marinen
Sedimente, welche wie die glazialraariuen Ablagerungen und die Diatomeen-
schlamme im Umkreis der antarktischen Eiskalotte einmal den Einfluß
des Treibeistransportes, zum anderen aber den des Transportes durch
Eisschmelzströme erkennen lassen. Gerade diese Ablagerungen sind es,
welche an den Grenzen ihrer Verbreitung einander vielfach über-
lagern, wie wir in dem vorhergehenden Abschnitte über Schichtung ein-
gehender behandelt haben. Wenn wir aber als Ursache eines Teiles
dieser Schichtungen mit guten Gründen Klimawechsel, verursacht durch
Verschiebungen der Klimagürtel im Zusammenhange mit dem Ver-
schwinden der Erscheinungen der Eiszeit, annahmen, so geht daraus zur
Genüge hervor, von welcher Wichtigkeit klimatische Erscheinungen doch
auch für die marine Sedimentbildung sind: nur liegt ihre Wirkung nicht
so offen zutage, wie bei der kontinentalen Sedimentbildung, sondern
wird z. B. mit dem äquatorwärts gerichteten Lauf des kalten Tiefen-
wassers des Subpolarmeeres weithin verschoben oder wird nur indirekt
wirksam, indem zunächst z. B. die Lebensbedingungen gewisser Or-
ganismen gefördert oder gehemmt werden. Aber zweifellos haben wir
es hier mit wichtigen Zusammenhängen zu tun, für dereu weitere Auf-
klärung noch viel zu tun bleibt.
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Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresboden«
449
£) Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresbodens
Den Geologen interessieren die jungen Neubildungen des Meeres-
bodens, welche die Tiefsee-Expeditionen mit der Dredsche oder der Lot-
röhre heraufholen, nicht nur vom aktualistischen Standpunkte aus, sondern
auch vom stratigraphischen, und er wird versuchen, dieselben seinem
durch Beobachtungen auf dem Festlande gewonnenen stratigraphischen
Schema einzugliedern. Denn es geht heute doch nicht mehr an, alle
in den vorhergehenden Abschnitten besprochenen Bildungen schlecht-
hin als „rezente" zu bezeichnen. Darauf weisen nicht uur die Funde
gewisser subfossilcr bis fossiler Einschlüsse im Roten Ton der küsten-
fernsten Teile der Tiefsee, sondern auch ein Teil der soeben besprochenen
Schichtungen hin.
Die Schnelligkeit der Sedimentation in den verschiedenen
Meeresregionen und die relative Mächtigkeit der einzelnen
Sedimente
Eine wichtige Frage, die eng mit der stratigraphischen Einordnung
der einzelnen Schichten in unser Altersschema zusammenhängt nnd hier
zunächst behandelt werden muß, ist die nach der Schnelligkeit der Sedi-
mentation in den verschiedenen Meeresregionen und damit nach der Mäch-
tigkeit der einzelnen Sedimente. Die Beantwortung derselben für die
einzelnen Sedini entarten ist bestimmend für unsere Anschauungen über
deren größere oder geringere Geeignetheit zum Verdecken oder zum
Durchschimmernlassen z. B. der tektonischen Eigenschaften des tieferen
Untergrundes. Schon G. Bischof466) hat vor 50 Jahren den diesbezüglich
sicher richtigen Schluß gezogen, daß, je größer die Oberfläche der Meere
ist, desto kleiner unter übrigens gleichen Umständen die Höhe der
Sedimente wird, welche sich in einer bestimmten Zeit auf dem Meeres-
boden absetzen. Aber er überschätzt noch — in für seine Zeit begreif-
licher Unkenntnis der Absatzverhältnisse in der küstenfernen Tiefsee —
die Bedeutung der Sedimentation für die Tiefe der Ozeane, wenn er
weiterhin schreibt: „Combinieren wir in den drei Weltmeeren alle Ver-
hältnisse, welche Bezug haben auf die Erhöhung des Meeresbodens
durch sedimentäre Bildungen: so ergiebt sich, daß im atlantischen Ocean
dazu die günstigsten Bedingungen gegeben sind. Kein Wunder ist es
daher, wenn wir in diesem Ocean die geringsten Meerestiefen finden."
Die Tatsache, daß wir die Herkunft der einzeluen Komponenten
im großen und ganzen kennen, das allmähliche Erlahmen der wirksamen
Transportkräfte, auch die Intensität der am Meeresboden vor sich
gehenden chemischen Umbildungen gestatten uns durchaus, die die
Schnelligkeit der Sedimentation und die Mächtigkeit bedingenden Ver-
hältnisse wenigstens in großen Zügen zu überblicken. Im allgemeinen
Andree. Geologie des Meeresbodens II. 09
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450 Allgemeine Betrachtungen über die jnngea Meeressedimente
muß die Sedimentation um so langsamer vor sich gehen und damit
ccteris paribus die Mächtigkeit der entstehenden Bildungen um so ge-
ringer werden, je weiter man sich vom Festlande entfernt, wobei aber
vereiste Kontinente und unvereiste Länder sich graduell verschieden
verhalten werden. Während diese Gesetzmäßigkeit auf der verschieden
großen Beteiligung chersogener Komponenten beruht, läßt die Beteiligung
der organogenen kalkigen Komponenten daneben auch die Bedeutung
der Tiefe hervortreten. Indem aber in den großen Verhältnissen des
Meeres die für manche kleine Sediraentationsräurae gültige Regel, daß
die zentralen Vertiefungen zuerst und mit den mächtigsten Bildungen
ausgefüllt werden, schon an sich keine Gültigkeit besitzt, kann gerade
die kalkig-organogene Komponente in den höheren Wasserschichten und
auf flacheren Kuppen und Bänken dazu beitragen, daß solche Untiefen
sich schneller erhöhen als ihre tiefer gelegene Umgebung. Das gilt
aber nur, was ausdrücklich betont werden muß, für die von vornherein
mehr oder weniger festen Riff- und Bankkalke und damit auch nur für
solche geringen Tiefen, iu denen die betreffenden Organismen des Benthos
zu gedeihen vermögen, also insbesondere bei Riffkorallen für Tiefen
nicht unter allenfalls 50 m, bei den auf das Sonnenlicht angewiesenen
Kalkalgen aber nicht unter Tiefen von einigen hundert Metern. Auf
keinen Fall darf aber, wie das gelegentlich geschehen ist, angenommen
werden, daß durch einen solchen Vorgang submarine Bänke vom Boden der
Tiefsee bis in die Nähe des Meeresspiegels wachsen und nun et wa als Unter-
lage für den Aufbau von Korallenriffen dienen könnten. Der Anhäufung
von planktonischen Kalkresten wird schon in größeren als den hierbei in
Betracht kommenden Tiefen ein Halt durch die Gezeitenströmungen und
andere Wasserbewegungen gesetzt, die solch' feinen Komponenten nur
in bedeutenderen Tiefen ruhigen Absatz gestatten. Die schon durch den
Mangel an klastischen Komponenten bedingte, geringe relative Mächtig-
keit der Ablagerungen der küstenfernen Tiefsec tritt hier aber um so
mehr iu Erscheinung, als die Kalkauflösung mit wachsender Tiefe mehr
und mehr die organogen-kalkigen Komponenten ausmerzt.
Im Binzeinen werden nun diese großen Gesetzmäßigkeiten mehr
oder minder durch besondere Bedingungen modifiziert. Die hemipela-
gischen Blauschlicke, insbesondere in Meeresteilen, in welche große
Ströme einmünden, dürften sich relativ rasch und entsprechend in großer
relativer Mächtigkeit anhäufen. Dem entspricht die relativ geringe Ver-
änderung der Komponenten. Das gleiche gilt für den roten Schlick,
für vulkanische Schlicke und Sande im nächsten Umkreis noch tätiger
Vulkane, soweit die vulkanischen Sedimentkomponeuten ein möglichst
frisches Aussehen zeigen, und für Korallensande und -schlicke. Die
meisten vulkanischen Sedimente der küstenfernen Tiefsee zeigen dagegen
in der intensiven Zersetzung ihrer Komponenten und in der Über-
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Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresbodens
451
rindung mit oxydischen Manganverbindungen relativ langsamen Absatz
an. Recht langsam — veranlaßt durch Strömungen, welche den Meeres-
boden fegen — dürfte auch die Sedimentation im Falle der Grünsande
und -schlicke stattfinden; daher die intensive Versetzung der beteiligten
Miueralpartikel und die Neubildung sekundärer Produkte, wie Glaukonit,
beziehungsweise die Pseudomorphosierung älterer Bildungen mit Fos-
silien vergangener Perioden zu Phosphorit, worauf wir noch einmal
zurückkommen.
Von den Eupelagischen Sedimenten häufen sich wahrscheinlich die
Pteropoden- und Globigerinenschlamme tropischer Regionen relativ am
schnellsten an, da hier nicht nur die Menge der planktonischen Mol-
lusken und Foraminiferen größer ist, sondern auch die einzelnen Schalen
kompakter und widerstandsfähiger gegen Auflösung sind als in außer-
tropischen Regionen. Sodann dürfte sich Diatomeenschlamm verhältnis-
mäßig rascher anhäufen als Radiolarienschlamm, da er einerseits wenigstens
in einem Teil der Proben mehr kalkige Planktonskelette enthält als dieser,
und anderseits dürften auch im allgemeinen in ihm die gröberen Mineralfrag-
rnente häufiger sein als im Radiolarienschlamm. Das Minimum an Sedimenta-
tion dürfte aber in den Gebieten des Roten Tones und Radiolarienschlammes,
insbesondere in den küstenfernen Regionen des Pazifischen und Indischen
Ozeans, zu suchen sein. Hier wirken das Fehlen ins Gewicht fallender cher-
sogener, klastischer Komponenten und die Ausmerzung des Kalkkarbonates
planktonischer Herkunft znsammen, und hier beobachten wir als Beweis
des langsamen Absatzes die Anreicherung kosmischer Partikel, die An-
häufung radioaktiver Substanzen, die intensive Zersetzung vulkanischer
Komponeuten und eine Anzahl von Neubildungen, wie Mauganknollen und
Phillipsite, welch' letztere an sich schon auf eine längere Bildungszeit
hindeuten könnten. Zu alledem aber kommt die Beimengung von Resten
ausgestorbener Organismen, welche trotz dieses Alters von den Sedi-
menten noch nicht völlig eingedeckt worden sind.
Diesen relativen Angaben gegenüber besitzen wir zunächst so gut
wie nicht« an wirklich sicher gestellten absoluten Zahlen für die Mäch-
tigkeit, welche die einzelnen Ablagerungen in bestimmten Zeiträumen
erreichen können. Denn direkte Messungen dieses Betrages sind natürlich
ausgeschlossen500). Auch die bei Kabelreparaturen gelegentlich gemachten
Beobachtungen geben doch nur sehr rohe und unsichere Schätzungen.
Im Jahre 1903 führte Peaxe mit dem Kabeldampfer „Faraday" im nord-
atlantischen Ozean unter 60° N. in ca. 4200 m Tiefe die Hebung eines
Kabels durch, welches 28 Jahre am Meeresboden geruht hatte. Das
gleiche Kabel war bereits im Jahre 1888 von F. R. Lucas auf der
„Scotia" zwar etwa 370 km („200 Seemeilen") weiter östlich aus ca. 3660 m
Tiefe gehoben worden und trotz seines dreizehnjährigen Alters nur in
der Hanfumwicklung unbedeutend beschädigt gefunden. Stücke des 1903
29*
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Allgemeine Betrachtungen über die jungen Ifeeressedimente
gehobenen Kabels, welche Lucas vorgelegt wurden, ließen aber keine
weitergehenden Veränderungen erkennen, so daß Murray und Peake384),
welche diese Daten mitteilen, den Schluß zogen, daß Bedeckung mit
Globigerinenschlamm die Kabel geschützt haben müsse. Nimmt man an,
daß die nach 13 Jahren beobachteten, unbedeutenden Beschädigungen
der Hanfumwicklung eine gewisse Zeit in Anspruch genommen haben,
so würde sich nach diesen Autoren für den Zeitraum von rund 10 Jahren
unter 50° N., 31' W. in 3660 m („2000 Faden44) Tiefe eiu Sedimentations-
betrag von 2,5 cm („one inch") Globigerinenschlamm ergeben. Viel
besser erhalten zeigte sich aber ein anderes Kabel, im äquatorialen
Teile des Atlantischen Ozeans, welches nach 9jährigem Liegen im
Jahre 1883 unter 2° 47' N., 30° 24' W. aus 3475 m gehoben wurde;
uud es ist anzunehmen, daß dieses in den wärmeren und plankton-
reicheren Gewässern dieser Mecresregion rascher eingebettet und damit
auch den zerstörenden Einflüssen der Meeresbodenoberfläche entzogen
wurde. Übrigens zeigen die auf Globigerinenschlamm gebetteten Kabel,
wie viele Fossilien in tonigen Kalken, in der Regel eine gut und eine
schlechter erhaltene Seite, welch' letztere die am längsten freiliegende
Oberseite ist. Die schützende Wirkung, welche Globigerinenschlamm
auf die Kabel ausübt, geht aber auch aus der noch glänzenden Be-
schaffenheit des Drahtes vom transatlantischen Kabel von 1858 und von
Lotdraht, der manches Jahr am Meeresboden gelegen hatte, hervor. Bei
alledem wird von den genannten Autoren das Einsinken der Kabel in
den nachgiebigen Schlamm unter ihrem eigenen Gewicht auf nur lU
des Kabeldurchmessers geschätzt. Aber es wird sich kaum jemals mit
Sicherheit entscheiden lassen, ob diese Beträge selbst der Größenordnung
nach richtig sind! Denn sie stehen im Widerspruch mit manchen anderen
Beobachtungen und Schlüssen, welche mindestens den gleichen Anspruch
auf Glaubwürdigkeit erheben können.
Zunächst hat Murray selbst darauf hingewiesen, daß an ge-
wissen Stellen des Nordatlantischen Ozeans, an welchen der „Michael
Sars* aufrecht im Globigerinenschlamm stehende, halb aus dem Sediment
heraussehende, glazial geschrammte Geschiebe gefunden hat, die Sedi-
mentation eutweder seit der Eiszeit, in welcher diese Geschiebe durch
Eisberge herverfrachtet worden sein müssen, überhaupt gleich Null
gewesen sein oder aber Sediment durch Strömungen nachträglich wieder
entfernt worden seiu muß. Eine dieser Annahmen wird auch erforder-
lich, wenn wir die Funde der hocharktischen Portlandia (Yoldia) arctica
oder anderer Vertreter der Yoldia-Fauna, z. B. am Boden der Biseaya,
in Erwägung ziehen.
Sodann aber ist Lohmann trtT) auf Grund ganz anderer Überlegungen
und für die feinkörnigen Coccolithenschlamme der nordatlantischen
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Die Stratigraphie der jungen Neubildungen de« Meeresbodens
453
Tiefsee zu kaum vergleichbaren Zahlen aus einer gauz anderen Größen-
ordnung gekommen. Nach den älteren Planktonuntersuchungen dieses
Autors im Mittelmeer und in der Ostsee sollten gegenwärtig etwa
500 Millionen Individuen von Coccolithophoriden unter 1 qm Meeres-
oberfläche vorkommen, und hieraus, sowie aus der Vermehrungsstärke
dieser Pflänzchen läßt sich berechnen, daß erst in 1000 Jahren soviel
Skelette gebildet werden können, daß eine Sedimentschicht von 1 mm
Dicke allein aus denselben aufgehäuft werden könnte; an Coccolitheu-
skelettmaterial sinkt unter jedem qm Meeresfläche täglich eine Menge
von 165 Millionen Schalen gleich 2800 Millionen Coccolithenplättchen
hinab, im ganzen Jahre 60000 Millionen Schalen gleich 1020000 Millionen
Coccolitheuplättchen. 1000 Millionen Coccolithenplättchen nehmen aber
eiuen Raum von 1 cbmm ein. Coccolithensedimente von derartiger Rein-
heit sind aber natürlich nirgends vorhanden. Lohmann fand z. B. in
2400 m Tiefe 30°/o Coccolithen, in 3700 m 60%, in 4000 m 7O°/0 und
in 4800 m ebenfalls 70%. Danach würde die Bildung solcher Sedimente
für das Millimeter Dicke 300 — 700, im Durchschnitt 500 Jahre erfordern.
Nach neueren Planktonuntersuchungen desselben Autors340) würden diese
letzten Zahlen indessen noch zu verdoppeln sein, da in deu kühlen
Gebieten der Hochsee unter 1 qm Meeresfläche unter günstigen Ver-
hältnissen nicht 500 Millionen lebende Poutosphären, sondern durch-
schnittlich nur rund 250 Millionen gefunden wurden. Wenn daher solche
Coccolithenschlamme mindestens 8 cm mächtig durchsunken wurden,
dann müßte für deren Bildung ein Zeitraum von 80000 Jahren an-
genommen werden. Das sind aber Zahlen, welche sich mit den von
Muuray und Peake auf Grund der Beobachtungen an Kabeln gegebenen
kaum mehr vergleichen lassen, selbst wenn man dem Globigerinen-
schlamm erheblich raschere Sedimentation zubilligt, als den so außer-
ordentlich feinkörnigen Coccolithenschlammen. Übrigens gelten die für
diese abgeleiteten Zahlen nur für die küstenferne Tiefsee. Wenn die
Coccolithophoriden z. B. im Christiania- Fjord zu gewissen Zeiten so häufig
auftreten, daß sie das Wasser milchig trüben488), so wird es verständ-
lich, daß — wie Lohmann berechnet hat469) — im flachen Küsten-
wasser unter den günstigsten Verhältnissen die nötige Skelettmasse für
1 mm Schlammzuwachs vielleicht schon in etwas mehr als 1 Jahre ge-
bildet werden könnte, wenn die Algen diese ganze Zeit hindurch in
gleicher Häufigkeit auftreten würden, während im Binnenmeere 100 Jahre
dazu erforderlich sein dürften.
Wenden wir uns von diesen Betrachtungen über die Mächtigkeit,
die wir später nach Erörterung der stratigraphischen Probleme im Zu-
sammenbange mit diesen und von besserer Grundlage aus abermals in
Angriff nehmen wollen, zunächst diesen selbst zu.
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454 Allgemeine Betrachtangen über die jungen Meereasedimente
Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresbodens
Vorbemerkungen
Die vorhergehenden Erörterungen über die Schnelligkeit der Sedi-
meutation uud über die Mächtigkeiten zeigen, daß wir mit den uns zur Ver-
fügung stehenden, immerhin nicht sehr tief in den Meeresboden eindringen-
den Methoden der Lotung und des Schleppnetzes am ehesten dort hoffeu
dürfen, stratigraphisch ältere, vergangenen Zeiten angehörige Bildungen
anzutreffen, wo entweder, wie an den küstenfemsten und tiefsten Stellen
der Ozeane, die Sedimentation durch Mangel oder durch Ausmerzung
gewisser Komponenten ihr minimalstes Maß erreicht, oder wo, auch in
küstennahen und flacheren Regionen, Strömungen oder andere Wasser-
bewegungen die Sedimentation stark verlangsamten oder zeit- und stellen-
weise ganz verhinderten. Für den einen wie den anderen Fall können
wir Beispiele anführen.
Dax SpXttertiHr
Die ältesten Horizonte, welche bisher in den jnngen Bedeckungen
des Meeresbodens erkannt werden konnten, gehören dem Roten Tiefsee-
ton der küstenfernen Teile des Pazifischen und Indischen Ozeans an:
und zwar zeigen die früher einzeln aufgezählten Haifischzähnc, daß die
Bildung dieses Sedimentes in den bezeichneten Regionen mindestens
bis in die Pliozänzeit zurückreicht, und daß seitdem nicht genügend
Sediment gebildet worden ist, um dieselben unseren Untersuchungs-
mitteln zu entziehen. Ohne allen Zweifel geht aber die Bildung roter
Tone in diesen und in anderen Gebieten des Ozeanes noch heute weiter
und hat auch zur Diluvialzeit stattgefunden. Piiilippi, welcher, wie
erwähnt, der Kalkauflösung durch das kalte, Sauerstoff- und kohlensäure-
reiche antarktische Ticfeuwasser eine überragende Bedeutung für die
Bildung dieses Sedimentes zuschrieb, hat davon gesprochen, daß man
den Roten Tiefseeton als indirekt glaziales Sediment auffassen dürfe;
er meinte, daß bei fehlender Vereisung kaltes Tiefen wasser im heutigen
Sinne nicht existiert habe und Roter Tiefseeton sich daher nicht habe
bilden können. Ja, darüber hinaus vertrat er die Meinung, daß daher
den kalkarmen bis -freien Roten Tiefseetonen der Jetztzeit kalkreiche
Gesteine der Vorzeit faziell und bathy metrisch entsprechen könnten.
Uns scheint jedoch die Zeit noch nicht gekommen, solch' weitgehende
Folgerungen zu ziehen. Wenn Bildung Roten Tones bereits im Pliozän
stattfand, kann die Deutung dieses Sedimentes als eines indirekt glazialeu
im strengen Sinne nicht aufrecht erhalten werden, da wir, wenn auch
die Möglichkeit besteht, so doch keinen strengen Beweis dafür haben,
daß die Pole bereits damals vereist waren. Immerhin müssen die polaren
Gewässer nicht nur schon damals, sondern wohl immer relativ kälter
gewesen sein als die tropischen. Aber darüber hinaus werden wir daran
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Die Stratigraplue der jungen Neubildungen des Heeresboden» 455
festzuhalten haben, daß für die Kalkauflösung am Boden der Tiefsee
und für die zum hervorragenden Teile hierdurch bedingte Bildung des
Boten Tones, nicht das kalte, antarktische Tiefenwasser allein verant-
wortlich zu machen ist, sondern daß auch die Tiefe und andere Faktoren
hierbei eine Rolle spielen, welche mit der Vereisung der Pole, bezw. der
Külte der Polarmeere nicht unmittelbar etwas zu tun haben. Der Bote
Ton jener küstenfernen Gebiete mit seiner Mengung jungtertiärer bis
rezenter Tierreste ist aber ein ausgezeichnetes aktuelles Beispiel für die
Zusammendrängung verschiedener stratigraphischer Horizonte in ein und
derselben Sedimentlage, wie solches gelegentlich von fossilen Vorkomm-
nissen bekannt geworden ist470). So hat bekanntlich WÄHNER471) ge-
zeigt, daß sich die reiche Fauna des tieferen Unterlias der ostalpinen
Decke zwar auf vier Horizonte verteilt, diese aber eine so geringe Ge-
steinsmächtigkeit einnehmen, daß Ober- und Unterseite einer und der-
selben Bank verschiedenen paläontologischen Horizonten angehören
können. Eine ähnliche Annahme hat aber neuerdings C. Diener 472) für
die obere Trias von Byans in Ostindien für diskutabel gehalten. Die
geringe Mächtigkeit der Sedimente bedingt eben zuweilen eine Art Kon-
zentration der stratigraphischen Horizonte.
Es ist äußerst bemerkenswert, daß der zweite Fall, in welchem
es sich um Produkte der Tertiärzeit handeln dürfte, glaukonitischen
Sedimenten angehört, deren Bildung unter dem Einfluß starker Strö-
mungen relativ langsam stattgefunden haben muß, wie wir früher er-
örtert haben. Bei Behandlung der Phosphoritknollen von der Agulhas-
Bank wurde mitgeteilt, daß in diesen Knollen z. T. zahlreiche, größere
Organismenreste auftreten, welche auf der Außenseite als Steinkerne
und Abdrücke erhalten sind, während sich im Innern der Knollen häufig
noch die ursprüngliche Schalsubstanz vorfindet. Leider läßt sich das
Alter dieser Fauna bei deren schlechtem Erhaltungszustande nicht mit
Sicherheit feststellen. Es scheint aber sicher zu sein, daß sie nicht
älter als Jungtertiär ist; „den gleichen Schluß läßt ein in einer Knolle
eingeschlossener Haifischzahn zu, der sicher zu Carcharodon und wahr-
scheinlich zu der heute noch lebenden Art C. Rondeletii gehört"
(M URRA y- Phtlippi) . Wenn aber weiterhin festgestellt werden konnte,
daß die Phosphoritbildung auf der Agulhas-Bank, welche an einzelnen
Stellen derselben offenbar heute noch weitergeht, in früherer Zeit
mehrmals eingesetzt hat und in der Zwischenzeit wieder unterbrochen
war, so fordert auch dieses den Vergleich mit fossilen Vorkommnissen
direkt heraus, zumal gerade fossile Phosphoritknoileu nicht selten phos-
phoritisierte Fragmente älterer Horizonte darstellen. Möglicherweise
liegt aber die Erklärung des Vorkommens zweier Lamna-Zähne in
einer vom „Blake" 473) vom Boden des Golfstromes unter 31°57'N.,
78° 18' 35" W. aus 609 m Tiefe gedredschten Phosphoritkonkretion von
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456 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
breccienartigem Aussehen in derselben Richtung wie bei dem vorher-
gehenden Falle. Die betreffenden Haifischzähne erinnerten Murray*74)
durchaus an die vom „Challenger" im Roten Ton der küstenfernen
pazifischen Tiefsee geloteten; auch fehlten nicht geringe Mangan-
infiltrationen. Doch war in den Zähnen der vom Boden des Golfstroms
stammenden Konkretion das Vasodentin, welches im Roten Ton fehlt,
noch erhalten; und in dieser Hinsicht besteht daher eine größere Über-
einstimmung dieses Fundes mit den Zähnen, wie sie im jüngeren Tertiär
von Südcarolina und Malta gefunden werden. Übrigens stammte diese
Konkretion von „hartem Grund" und war über und über von Spongien,
Hydrozoen und Röhren Würmern bewachsen. Der Gegensatz dieser
rezenten Fauna zu den eingeschlossenen Lamna-Zähnen, neben denen
im Dünnschliff noch die Reste pelagischer und benthonischer Foramini-
feren, I*teropoden und Echinodermeufragmente erkannt werden konnten,
und die. Tatsache der Sedimentationsverhinderung oder -Verlangsam ung
durch die starke Strömung des Golfstromes an dieser Stelle spricht durch-
aus dafür, daß in dieser Konkretion ebenso ein Erzeuguis ,der jüngeren
Tertiärzeit vorliegt, wie in den schon beschriebenen Fällen. Schon
Verrill wollte auch in großen, z. T. mehr als 30 kg wiegenden, fora-
miniferenführenden, sandigen Kalkfragmenten, welche Dredschzüge des
„Blake" unter Al. Agassiz einmal am Südabfall des Neuenglandschelfes
aus 1170 m Tiefe ans Tageslicht gebracht hatten, pliozänes Gestein er-
kennen, welches nach seiner Meinung nicht nur am Aufbau des genannten
Schelfes, sondern auch au dem der Neufuudlaudbänke beteiligt ist.
Das Diluvium und das Postglazial
Bedeutend mehr Hinweise besitzen wir aber bezüglich der marinen
Bildungen der Diluvialzeit, nicht zum mindesten deshalb, weil dieselbe
mit der Eiszeit zusammenfällt und Erzeugnisse dieser, wie z. B. ge-
schrammte Geschiebe, nicht leicht zu verkennen sind. Solche Glazial-
geschiebe, sowohl einfach geschrammte und polierte, wie auch fazettierte,
sind während der Eiszeit weit bis in die Meeresregionen der gemäßigten
Zonen hinein verfrachtet worden, und ihnen sind wir "bei unseren
früheren Beschreibungen mehrfach begegnet; insbesondere sind sie in
diesen Regionen in den langsam sich ablagernden Sedimenten der Tiefsee,
dem Globigerinenschlamm und Roten Ton anzutreffen ; ihre Orientierung
im Schlamm deutet manchmal aber auch hier, wie z. B. in den vom
„Michael Sars" angetroffenen Fällen, darauf hin, daß ihre relativ ober-
flächliche Lage im rezenten Sediment durch nachträgliche Sediment-
entferuung, sei es nun durch Lösung oder durch mechanischen Abtrag
infolge von Gezeitenströmungen oder dergl. zustande kam.
Recht interessante Verhältnisse müssen nach den Untersuchungen
von Phtlippi schon zur Diluvialzeit auf der Seinebank ostuordöstlich von
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Die Stratigrapbie der jungen Neubildungen des Meeresbodens 457
Madeira geherrscht haben. Doch hat die Bildung der hierselbst von der
„Valdivia* gedredschten, eigenartigen dolomitischen Kalke, die früher ein-
gehend beschrieben wurden, offenbar bereits ihr Ende gefunden; denn
die Gesteinsfragmente lassen außen überall Spuren der Zerstörung er-
kennen und sind von sessilen Tieren bewachsen. Daß diese vielleicht
iu geringem Abstände vom Meeresspiegel vor sich gegangenen Bildungen
aber mindestens teilweise als ein Produkt der Eiszeit anzusehen sind,
geht mit großer Wahrscheinlichkeit aus der Beobachtung hervor, daß
Teile derselben einem während der Eiszeit herverschleppten Gneis-
geschiebe fest anhaften. Ja, es läge durchaus im Bereiche der Mög-
lichkeit, daß die Bildung dieser dolomitischen Kalke bereits früher
eingesetzt hat. Vor allem aber ist zu beachten, daß auch in diesem
Falle bei der geringen Tiefe von nur etwa 150 m solche Produkte einer
vergangenen Zeit uns nur in die Hände fallen konnten, weil an der
betreffenden Stelle Gezeitenströmungen ihre sedimentationsverhindernde
oder wenigstens -verlangsamende Tätigkeit ausüben.
Als Produkte der Diluvialzeit sind aber im Obigen noch angesehen
worden: die „graue Ton"-Uuterschicht im Norwegischen Nordmeer, die
Mehrzahl der Roten Tone, welche in gemäßigteren Breiten, und der
Diatomeenschlamme oder Glazialmarinen Sedimente, welche in den sub-
antarktischen Gewässern Globigerinenschlamm unterlagern. Auch die
Unterschichten in denjenigen Fällen von Schichtung, welche nördlich
der heutigen Zonengrenze Glazialraarine Sedimeute\Diatomeenschlamm
diesen über jenen zeigen, sind wir wohl berechtigt in die Diluvialzeit
zu stellen. Ob schließlich die „abnorme Schichtung", welche sowohl
hier und da an der antarktischen Eiskante, wie auch im Norwegischen
Nordmeere in den höchsten Lagcu zu erkennen ist, später eine weitere
Gliederung auch der postglazialen Bildungen des .Meeresbodens ermög-
lichen wird, muß vorläufig dahingestellt bleiben. Möglicherweise gehören
auch Bildungen wie die Steinkrusten des Mittelmeeres oder die vom
„Challenger" bei den Kei-Inseln, westlich von Neu-Guiuea, gedredschtcu,
verhärteten Globigerinenschlamme vergangenen Zeiten an; doch erlaubt
hier kein Faunenunterschied eine zuverlässige Bestimmung.
Daß der Tiefenschlamm des Schwarzen Meeres subfossile Reste
einer heute in demselben nicht mehr lebenden, aber bereits quartären
Brackwasserfauna enthält, darauf ist bereits mehrfach hingewiesen
worden. Hier erfolgt die durch benthonisches Leben nicht unterstützte
Sedimentation so langsam, daß die Dredscheu noch durch die jüngsten,
eigentlich rezenten Bildungen in ältere Lagen hindurchzugreifeu ver-
mögen. Das durch Strömungen bedingte Gegenstück hierzu liegt vor
dem Bosporus, wo der kräftige, aus dem Mittelmeer hereinsetzende
Unterstrom Sedimentation überhaupt verhindert, so daß hier jene sub-
fossile Fauna ebenfalls noch frei und nicht durch mächtigere Flach-
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458 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
Wasseraufschüttungen verdeckt liegt, wie es sonst ira Umkreis des
Schwarzen Meeres der Fall ist.
Versuche, die jungen Meeressedimente zu exakten absoluten
Zeitbestimmungen zu verwerten
Eiuen interessanten Versuch, die marinen Sedimente zur exakten
Zeitbestimmung zu beuutzeu, hat G. Braun476) unternommen, und zwar
im Anschluß an die durch Gerarü de Geee476) durchgeführte direkte
Auszählung der Jahre, während welcher der Rückgang des diluvialen
Landeises von Schonen bis in das mittlere Norrland erfolgte. Bekannt-
lich schwanken die bisherigen „ Berechnungen u bezw. Schätzungen der
Dauer der Eis- und Nacheiszeit außerordentlich, und auch die auf astro-
nomische Vorgänge sich stützenden Zahlen sind solange unsicher, wie
nicht einwandfrei eine Beziehung der Eiszeit zu solchen wirklich bewiesen
worden ist. Es war daher ein außerordentlicher Fortschritt, als G. DE Geer
die Methode fand, eine direkte Messung eines Teiles der Postglazialzeit
vorzunehmen, indem er die einzelnen Schichten des mit deutlicher
Jahresschichtung begabten marinen Bändertones Schwedens einfach aus-
zählte. Da er nachweisen konnte, daß die Linie, längs welcher die
einzelnen Jahreslagen nach Norden auskeilen, jeweils einem winterlichen
Eisrand entspricht, und nachdem er außer Zweifel gestellt hatte, daß
die Identifikation der einzelnen Jahresbänder in den verschiedenen Auf-
schlüssen an Hand der Mächtigkeiten unschwer gelingt, bestand die
Aufgabe nur noch in einem Additionsexempel, und dasselbe ergab, daß
für die Zeit, innerhalb deren das Eis von Schonen bis in das mittlere
Norrland zurückging, etwa 12000 Jahre anzusetzen sind. Braun hat
danach die Länge der Zeit, welche seit der Bildung der großen, bal-
tischen Endmoräne vergangen ist, zu etwa 20000 Jahren angenommen,
eine Zahl, welche sehr gut mit der von Penck in den Alpen ermittelten
Zahl von etwa 20000 Jahreu für die Dauer der Post-Bühlzeit überein-
stimmt, da die Bühlschwankung mit dem baltischen Halt zu paralleli-
sieren sein dürfte. Für die gesamte, seit dem Ablauf der Eiszeit
vergangene Zeit setzte Braun danach 25000 Jahre an. Unter der
Voraussetzung aber, daß die PHiLirpische Deutung der auf einer großen
Zahl von „ Gauss" -Stationen (z. B. 44, 88, 95, 98, 26, deren Daten z. T.
in früher angegebenen Tabellen [S. 434, 435] zu finden sind) gefundenen
kalkärmeren bis -freien Unterschichten unter Globigerinenschlamm als
Produkt der Diluvialzeit richtig ist, würde sich ergebeu, daß seit dem Ablauf
der dortigen Eiszeit in der Tiefsee des südatlantischen und ludischen
Ozeans etwa 10 — 20 cm Sediment gebildet wurden. Ist daher die Eiszeit
der Südhemisphäre der der Nordhemisphäre gleichzeitig, woran bis zur
Durchführung eines Gegenbeweises zu zweifeln keine Veranlassung
vorliegt, so würde sich für diese Gebiete der Tiefsee ein Sedimentations-
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-
Die Stratigraphie der jungen Neubildungen des Meeresbodens 459
maß von 10—20 cm in 25000 Jahren oder von 10—20 mm in 2600 Jahren
ergeben. Das ist das Ergebnis der von Braun durchgeführten Kom-
bination der de GEERschen und PmLD?Pischen Arbeiten.
Dieser Sedimentationsbetrag ist ein außerordentlich geringer gegen-
über den von Murray und Peakf. durch Kabelbeobachtung errechneten
Werten (2,5 cm in 10 Jahren), denen wir von vornherein keinen großen
Glauben schenken konnten. Dagegen steht er der Größenordnung nach
nicht mit den von Lohmaxn für Coccolithensedimente des Nordatlan-
tischen Ozeanes gefundenen Zahlen in Widerspruch. Denn wenn wir
für die Bildung einer 1 mm dicken Schicht dieser feinkörnigen Sedimente
1000 Jahre ansetzen konnten, dann ist es durchaus glaubhaft, daß sich
1 mm Globigerinenschlamm bereits in 166 Jahren bilden kann. Da nun
nach den Untersuchungen Lohmanns für die Bildung von 8 cm Cocco-
lithenschlamm mit etwa 50°/o Coccolithen ein Zeitraum von 80000 Jahren
angenommen werden müßte, würde ein unmittelbarer Vergleich der
BRAUNschen und LOHMANNschen Zahlen zwar ergeben, daß die untersten
6,5 cm jener Coccolithenschlamme ein Produkt der Eiszeit wären, was
vielleicht nicht gerade sehr wahrscheinlich ist. Aber bei alledem muß
natürlich festgehalten werden, daß die Fehlerquellen für jede der-
artige Berechnung zahlreich und groß sind; und es muß der Zukunft
tiberlassen bleiben, hier weiter zu kommen, als wir heute in der
Lage sind.
Schlußwort.
Als Endergebnis aller dieser Betrachtungen aber dürfte anzusehen
sein, daß die Verbreitungsgrenzen der einzelnen Sedimentarten sich in
den seit der jüngeren Tertiärzeit vergangenen Zeiten zwar nicht un-
wesentlich verschoben haben, daß aber die allgemeinen Sedimentations-
bedingungen in der Tief see, abgesehen von den streng glazialen Sedimenten
der hohen Südbreiten, im allgemeinen dieselben geblieben sind. Wenn
Thoulet aber den, wie wir jetzt wissen, unrichtigen Schluß von der
Konstanz der Sedimentation an jedem Punkt des Meeresbodens für die
dauernd gültige Zuverlässigkeit der von ihm in mustergültiger Weise für
die Küsten Frankreichs entworfenen Sedimeutkarten ins Feld führte, so •
können wir dem zwar gerade für die flacheren Küstenregionen mit ihren
vielfach wechselnden Bedingungen nicht zustimmen; in der Tiefsee aber, mit
ihren über große Strecken gleichen Bedingungen, dürfen wir mit Rück-
sicht auf die hier so außerordentlich langsam wirkenden Vorgänge und
die Länge der geologischen Zeit die Verbreitung der einzelnen Bil-
dungen als etwas fest Gegebenes ansehen und später dazu übergehen,
dieselbe nach geographischen Gesichtspunkten ins Auge zu fassen.
Vorerst wäre jedoch noch einer Eigentümlichkeit vor allem der
Eupelagischen Sedimente zu gedenken, welche zwar nicht von großer
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4m
Allgemeine Betrachtangen über die jangen Meereeaedimente
dynamischer Bedeutung sein dürfte, aber doch immerhin erwähnt zu
werden verdient, zumal manche Beziehungen zu früher Gesagtem be-
stehen; das ist die Anreicherung von Radium in den Eupelagischen Ab-
lagerungen.
//) Anreicherung von Radiuni iu den Eupelagischen
Ablagerungen *77)
Bei der Untersuchung des Gesteinsmaterials der Erdkruste auf
ihren Gehalt an Radium, bezw. auf die Stärke ihrer Radioaktivität hat
man auch die jungen Meeressedimente vorgenommen, und hierbei hat
sich herausgestellt, daß gerade die Eupelagischen Ablagerungen einen
relativ hohen Betrag an Radium enthalten. Es ist unsere Aufgabe, diese
Eigentümlichkeit zu erklären, zu welchem Zwecke zunächst auf den
Radiumgehalt der Gesteine Uberhaupt kurz eingegangen sei.
Die primäre Radiumquelle liegt in den radium-, bezw. uranhaltigen
Mineralien der Eruptivgesteine, welche daher von allen Gesteinen den
höchsteu Radiumgehalt erkennen lassen; und zwar sind 478) unter den-
selben am radium reichsten wiederum die sauren granitischen Masscu-
gesteine (Granite und Syenite nebst zugehörigen Erguß- und Gang-
gesteinen — wie insbesondere Pegmatiten! — ). Nach den bisherigen
Untersuchungen scheint es fast, als ob die Radioaktivität im großen
und ganzen der Kieselsäuremenge proportional ist und sich mit anderen
im Gesamtmagma spärlich verteilten Stoffen gerne in den sauersten
Schmelzresteu, iu den aplitischen und pegmatitischen Gängen, anreichert.
Diesem primären Radiumgehalt der Eruptivgesteine gegenüber ist der
Gehalt der Sedimente und Sedimentgesteine ein sekundärer; als solcher
aber kann er — und das ist wohl hauptsächlich bei deu gröberen,
detritogenen Ablagerungen der Fall — zusammen mit den Fragmenten
radiumhaltiger Mineralien aufgenommen sein oder aber er wurde bei
Wassersedimenten aus dem Gehalt des Mediums „rekonzentriert", wie
das für feinkörnigere und insbesondere „chemische" (in unserem Falle
„halmyrogene") Sedimente wahrscheinlich ist. Des besseren Vergleiches
halber stelle ich die von einigen Autoren gefundenen Werte in einer
Tabelle zusammen:
Durchschnittlicher Radiumgehalt in 10~" Gramm Radium in 1 Gramm
Gestein
Nach R. J. Strutt xt , , T ,„„.„„,
j v ,™-t*i., Nach J. Joi.y 1908 **>)
und Eye 1907 *n) '
Nach J. Joly 1912 «•»)
Eruptive . . .
Sedimente . .
1,7
1,1
5,5
4,3
2,4
1,5
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Anreicherung von Radium in den Eupelagiachen Ablagerungen 461
Unter den Sedimenten gibt es infolge der viel weniger strengen
Gesetzmäßigkeit in ihrer chemischen Zusammensetzung und der ver-
schiedenen Beteiligung der beiden oben genannten „Rekonzentrations-
möglichkeiten* solche mit viel geringerem und andere mit viel höherem
Radiumgehalte, als dem Durchschnitt entspricht. So verhalten sich
tonige Sandsteine und Schiefer ähulich wie Eruptivgesteine, kalkige
Sedimente sind im allgemeinen ärmer an Radium, ebenso reiner Quarz-
sand; die aus wässeriger Losung ausgeschiedenen Gipse und Steinsalze
zeigen aber fast überhaupt keine Aktivität. Recht auffällig verhielten
sich nun die jungen Meeressedimente, wie insbesondere Joly 1908 (1909)
gezeigt hat. Nach seinen Angaben ist die Tabelle auf folgender Seite
zusammengestellt, unter Hinzunahme (und Berichtigung) einiger Daten
aus dem „Challenger"- Bericht, bezw. der Darstellung von Mürray & Lee
über die „Albatross"-Proben.
Die in der Tabelle aufgeführten Werte hat J. Joly 1908 mitgeteilt,
nenere, auf anderem chemischen Wege gefundene gab er 1912. Diese
letzteren sollen zuverlässiger sein und mögen daher ebenfalls mitgeteilt
werden :
Es enthielten von metallischem Radium in 10-,? Gramm pro Gramm
Sediment
1 Probe von Blauschlick aus 2268 m Tiefe 1,5
1 Probe „ooze" aus 1317 m Tiefe 1,7
4 Proben von Globigeriuenschlamm aus 3639—4559 m Tiefe . . 3,3
1 Probe von Rotem Ton aus 4298 m Tiefe 11,0
2 Proben von Radiolarienschlamm aus 4755—5029 m Tiefe . . 13,1
Ohne damit ein Urteil über die Zuverlässigkeit der einen oder
anderen Werte aussprechen zu wollen, sollen die folgenden Ausführungen
sich auf die in der ersten Tabelle enthaltenen, älteren Werte stützen,
da für die betreffenden Grundproben größtenteils auch die übrigen
nötigen Daten feststehen. Das kann aber ohne Bedenken geschehen,
da durch die neuere Analysenmethode nur die absoluten Gehalte sich
geändert haben, das Verhältnis in den Gehalten der hemipelagischen
und eupelagischen Ablagerungen aber gegenüber den älteren Angaben
so gut wie unberührt geblieben ist. Gerade auf dieses Verhältnis
kommt es uns aber besonders an.
Der Radiumgehalt der Meeressedimente kann zweierlei Herkunft
haben; er ist 1. entweder direkt mit (aus Eruptivgesteinen stammenden)
radiumhaltigen Komponenten in die Sedimente aufgenommen worden m)
oder aber er entstammt 2. dem (in letzter Linie natürlich auch aus dem
* eruptiven Material der Erdkruste entnommenen) Radiumgehalt des Meer-
wassers. Dieser ist nicht unerheblich; denn er schwankt nach den von
Ebler zitierten Angaben von Joly zwischen 0,009 mal 10~12 g Radium
(met.) pro 1 g Wasser (Indischer Ozean) bis 0,034 mal 10— 12 g Radiuni
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462 Allgemeine Betrachtungen Uber die jungen Meeressedimente
Art des
Sedimentes
Station
Nr.
Position
Tiefe
in m
CaCO,-
Gehalt
in %
„Fine
washings''
Radiumgehalt
in 10-» Gramm
met. Ra per Gramm
Korallenkulk
Funafuti-Bohrung
?
1,3—2,5
„Terrigener
Schlamm"
—
Schlammvulkan von
1906, Küste von Ara-
kan, Hinterindien,
Bai vou Bengalen
?
?
2,9
Blauschlick
„Challenger"
45
72° 10' W.
2268
14,59
43,41
8,1
Grünsand
„Albatross" ?
?
?
?
4,5
Globigerinen-
sehlamm
?
Vor der West-
küste Irlands
51° 37' N.
12° 5' bis
1042
?
?
6,6
Globigerinen-
schlamm
„Challenger"
338
21° 15' S.
14° 2- W.
3639
92,54
5,46
6,7
Globigerinen-
schlamm
?
48° 17' N.
39° 49' W.
4559
?
?
7,0
Globigerinen-
schlamm
„Challenger"
296
38° 6' S.
88° 2' W.
3338
64,34
31,66
7,4
Globigerinen-
Bclilamm
„Albatross"
47:59
22° 11' S.
133° 21' W.
37,35
58,62
40,63
8,0
Roter Ton
„Albatross" 10° 38' N.
4544 1 06° 47,6' W.
0
üher 99
13,0
Roter Ton
„Challenger" 24° 20' N.
24°28'\V.
5011
12,0
86
15,4
Kalkschli.k
(Coceolitheu-
schlamra
wahrsch.)
„Albatross"
21° 4,5' S.
133° 1,2' \V.
4069
72,72
27,18
22,2
Radiolarirn-
scblamni
„Challenger"
272
3° 48' S.
152° 56' W.
4755
10,19
28,81
22,8
NB.: Nach Ent-
fernung der m»-
gnetisehen Be-
standteile
Kadiolarien-
schlamm
„Challenger"
274
7° 25' S.
152° 15' W.
5029
3,89
41,11
50,3
Roter Ton
„Challenger"
276
13° 28' S.
149° 30' W.
4298
28,28
65,72
52,6
M an gank nulle
„Challenger"
274
7° 25' S.
152° 15' W.
5029
24,0
„Albatros*"
4(558
8° 29,5' S.
85 «35,6' W.
4384
21,0
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Anreicherung von Radium in den Eupelagischen Ablagerungen 4(53
(met.) pro 1 g Wasser (Küste von Irland), während A. S. EVE im Ozean-
wasser einen Gehalt von 0,74—1,50 mal 10~,J g Radium (met.) in 1 g
Wasser feststellte. Hiernach wäre, nebenbei bemerkt, die Gesamtmenge
Radium im Weltmeer eine außerordentlich große: denn nimmt man die
Masse des Ozeanwassers zu 1,452 mal 10l(t Tonnen an, so wären darin
insgesamt 20 mal 109 g gleich 20000 Tonnen metallischen Radiums
enthalten!*83)
Die Faktoren, welche hiernach den Radinmgehalt eines Meeres-
sediments regeln müssen, können im Falle der direkten Übernahme
mit' radiumhaltigen Mineralien positiver oder negativer Art sein; der
positive Faktor ist der größere oder geringere Gehalt an vulkanischen
Mineralien, der negative ist die geringere oder stärkere Verdünnung dieser
Komponenten durch uichtvulkanische Beimengungen, wie z. B. Skelett-
substanzen planktonischer Lebewesen.
Auch wenn wir den Umweg der Radiumaufnahme der Meeres-
sedimente aus dem Meerwasser ins Auge fassen, können wir in ähnlicher
Weise einen positiven nnd einen negativ wirkenden Faktor als wirksam
feststellen. Bezüglich des ersteren muß darauf hingewiesen werden,
daß kolloidale Substanzen ein ganz außerordentliches Adsorptionsvermögeu
für Radiumsalze besitzen, einerlei ob es sich um organische Kolloide
handelt (diese sollen u. a. bedingend für die therapeutische Wirkung des
Radiums sein!) oder um anorganische, wie Ton- und Kieselsäurekolloide m).
Der negative Faktor aber, der bei dieser Art der Radiumaufnahme in
Frage kommt, ist die größere oder geringere Schnelligkeit der Sedimen-
tation, welche das sich anhäufende Sediment schneller oder langsamer
der Berührung mit. dem Meerwasser entzieht.
Gehen wir aber zum Vergleich von den litoralen und hemipelagischen
zu den eupelagischen Ablagerungen unserer Meere über, so ergibt sich aus
unseren früheren Ausführungen für die 4 genannten Faktoren Folgendes:
Faktor ist
Faktor nimmt mit
zunehmender Tiefe
1. Gehalt an vulkanischen Mineralien . .
+
zu
2. Verdünnung derselben durch nichtvul-
ab
+
zu
4. Schnelligkeit der Sedimentation . . .
ab
Sämtliche 4 Faktoren sind also einem hohen Radiumgehalt der Eupe-
lagischen Ablagerungen günstig, und der tatsächliche Befund wird hier-
durch, wenn wir die genannten Faktoren zusammenfassen, befriedigend
erklärt. Aber im Einzelnen bleibt vorläufig noch Manches unklar. Die
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464
Allgemeine Betrachtangen über die jungen Meeressedimente
Daten unserer ersten Tabelle, insbesondere die auf den Globigerinen-
schlaram von „Challenger"- Station Nr. 338 bezüglichen, sprechen nicht
dafür, daß die Verdünnung der übrigen Komponenten z. B. durch kalk-
schaliges Plankton eine große Rolle spielt. Was die in der Tabelle
angegebenen „fine washings" betrifft, so können die hierfür angegebenen
Zahlen nur als Maximalwerte für die vorhandenen Kolloide gelten, und
außer diesen sind noch allerfeinste Mineralsplitter und Fragmente von
Planktonschälchen darin enthalten. Ersteres gilt besonders von den
Blauschlicken, letzteres von vielen Radiolarienschlammen. Es wäre da-
her zur genaueren Beurteilung der Adsorption von Radiumsalzen durch
die Kolloide der Meeressedimente von großer Bedeutung, Vorstellungen
über die iunere Oberfläche dieser Bildungen zu gewinnen, wie das seit
«Jahr und Tag mit Erfolg für Erdböden praktisch durchgeführt wird,
während man bezüglich der Meeressedimente bisher nicht über orien-
tierende Versuche an Proben aus Nord- und Ostsee hinausgekommen
ist. Wenn Joly und Eblee meinten, in den Meeressedimenten über-
nähmen wohl vor allem die in den Meeresorganismen enthaltenen
organischen Kolloide die Aufgabe der Ausziehung des Radiumgehaltes
aus dem Meerwasser, so ist. dieses nicht sehr wahrscheinlich, da gerade
die Eupelagischen Sedimente solche Substanzen nur in minimalen Mengen
enthalten; wahrscheinlicher ist vielmehr, daß vor allem Ton- und Kiesel-
säurekolloide in dieser Weise wirksam sind. Nach alledem aber kann
man den Eindruck gewinuen, daß die Anreicherung des Radiums in
den Eupelagischen Sedimenten hauptsächlich dem jungen eruptiven
Material zuzuschreiben wäre, welches durch submarine Eruptionen über
den Tiefseeboden ausgebreitet und von allmählich untersinkenden,
schwimmenden Bimssteinen geliefert wird, ohne durch andere Kompo-
nenten zu stark verdünnt zu werden. Daneben mag der Gehalt an den
genannten Kolloiden und die Langsamkeit der Sedimentation von einiger
Bedeutung sein. Daß auch manche andere Stoffe in den Roten Tonen
angereichert sind, ist ja früher eingehend behandelt worden, und es
liegt kein triftiger Grund vor, für das Radium besondere Faktoren
heranzuziehen. Immerhin wird man gut tun bei künftigen Messungen
des Radiumgehaltes der Meeressedimente sämtliche Faktoren, welche die
chemisch-mineralogische und physikalische Zusammensetzung gerade der
betreffenden Proben regeln, in Betracht zu ziehen, um wirklich ein-
deutige Resultate zu erhalten. Erst dann kann es sich darum handeln,
hierauf weiter zu bauen. Und wenn man auch sagen kann, daß der
Radiumgehalt der jungen Meeressedimente im Allgemeinen mit deren
Alter wächst, so sind doch alle bisher gewonnenen Resultate noch nicht
derartig, daß es zulässig wäre, hierauf Hypothesengebäude aufzubauen,
wie es unter Verkennung dieser Schwierigheiten am Weitgehendsten
.1. Joly getan hat.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
465
Eine große Rolle in den Spekulationen der Radiophysiker und
-Geophysiker spielt die Altersbestimmung von Mineralien (und damit
Ton Gesteinen und der ganzen Erde!) durch Feststellung ihres
Heliumgehaltes486). Ohne auf dieses zwar recht interessante, aber
noch sehr hypothetische Kapitel näher eingehen zu wollen, mag
doch hier darauf hingewiesen werden, daß es diesbezüglich von Interesse
wäre, einen eventuellen Heliuragehalt der sich iu den Eupelagischen
Sedimenten bildenden Phillipsite festzustellen; diese 'Bildung erfolgt
nach früher Gesagtem allem Anschein nach sehr langsam und über ein
kolloidales Verwitterungsprodukt vulkanischen Materiales; und möglicher-
weise ergäbe eine solche Untersuchung wichtige Anhaltspunkte bezüg-
lich der Dauer dieser Vorgänge. Das gleiche gilt auch für die Glau-
konite, welche sich ebenfalls äußerst langsam zu bilden scheinen. In beiden
Fällen aber sollte im Interesse eindeutiger Resultate nur Material von
jeweilig einzelnen Fundorten verwendet werden, keine Mischprobe; die
betreffenden Untersuchungsmethoden sind ja so fein ausgearbeitet,
daß auch die geringe Menge der zu beschaffenden Phillipsite keine
größeren Schwierigkeiten machen dürfte.
Wenn in unseren bisherigen Ausführungen immer nur von Radium
die Rede war, so muß jetzt hinzugefügt werden, daß es nach der An-
gabe von Joly Werner gelungen ist, auch die Muttersubstanz des
Radiums, das Uranium, im Roten Ton der „Challengertt-Station 276
sicher nachzuweisen, und daß ferner durchaus Ähnliches wie für das
Radium auch für das Thorium gilt. Da der Thoriumgehalt der Gesteine
nach den wenigen bisher vorliegenden Bestimmungen zwar etwa tausend-
mal höher zu sein scheint als der Radiumgehalt, seine Aktivität
andererseits millionenhaft geringer ist, können wir indessen um so mehr
darauf verzichten, hierauf weiter einzugehen, als dadurch nichts sachlich
Neues in die Diskussion hineinkommt.
Zeitungsnachrichten zufolge soll übrigens auch der Schlamm des
Chadshibey-Limans das Vorhandensein von Radium und Thorium ergeben
haben. Da solche Limanschlamme vielfach mit Erfolg zu Packungen
und Bädern gebraucht werden, mag die therapeutische Wirkung der-
selben wohl durch diesen Gehalt mit unterstützt werden.
») Die geographische Verbreitung der verschiedenen
Meeressedimente in den einzelnen Ozeanen und Nebenmeeren
(Vergl. die beigegebene Karte und "•))
A. Der Atlantische Ozean und seine Nebenmeere
I. Der Atlantische Ozean
Die neueste kartographische Darstellung der Verbreitung der
Meeressedimente am Boden dieses Ozeanes ist von J. Murrat und
And reo, Geologie dei MeereabodeDi. II.
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466
Allgemeine Betrachtangen über die jungen Meeressedimente
E. Philippi entworfen worden und im „Valdi via" -Werke enthalten. In»
Wesentlichen eine Kopie dieser Karte ist auch die Darstellung, welche
G. Schott seiner „Geographie des Atlantischen Ozeans" beigegeben
hat4"7). Eine kurze Zusammenfassung über die Sedimente des Nord-
atlantischen Ozeans nebst Karte gab auch Murray 1912 in dem mit
Hjort zusammen verfaßten Werke über die Untersuchungen des
„Michael Sars*. Aber diese Karte ist nur ein Ausschnitt aus der zu-
erst genannten, was ja kaum anders sein kann, da die Grundproben
des „Michael SarsM noch nicht eingehender beschrieben worden sind.
Und so stützt sich auch unsere Karte für den Atlantischen Ozean im
Wesentlichen auf jene Darstellung von Murray und PHrLiPPi. Leider
erlaubte weder der Stand der Untersuchungen noch der Maßstab aller
dieser Karten eine Auseinanderhaltung auch der litoralen Sedimente
(Strand- und Schelfablagerungen) und der hemipelagischen Bildungen; die-
selben sind daher durch eine einzige Signatur zusammengefaßt worden;
nur die Korallenriffe und Korallensande und -schlicke wurden als in
vieler Hinsicht bedeutungsvolle Bildungen besonders ausgeschieden; ihr
Vorkommen ist indessen auf die westlichen Teile der Warmwasserregion
des Atlantischen Ozeans beschränkt.
Das Hauptverbreitungsgebiet der atlantischen Korallenriffe liegt in
den westindischen Gewässern488), wo Korallen sowohl die Festlands-
küsten wie auch die Küsten der Großen und Kleinen Antillen mit ihren
Bauten umziehen. Überall treten uns allein Strand- und Barrier-Riffe
entgegen, die eine felsige Unterlage nur mit einem vergleichsweise
dünnen Überzug bedecken, während eigentliche Atolle fehlen. Den
Höhepunkt ihrer Entwicklung erlangen die Korallen auf den Kiffen der
Bahamas; aber auch die Süd- und Ostküste der Halbinsel Florida wird
von ihnen umgürtet, dank den warmen Fluten des Golfstromes. Die
1800 km von den westindischen Inseln entfernt ini freien Ozean liegen-
den Riffbildungen der Bermudas, deren Unterlage vulkanischer Ent-
stehung ist, verdanken ihre Entstehung ebenfalls dem Warmwasser des
Golfstroms und der Sargasso-Sec. Auf der südlichen Halbkugel bewohnen
die Korallen, deren artenarme Riffkolonien die Küste von Nord- und
Ostbrasilien von Ceara bis nahe an Kap Frio in der P'orm von Strand-
riffen umsäumen, auch die vergleichsweise wärmsten Wassergebiete.
Der Riffgürtel ist hier schmal und verbreitert sich nur nahe der Süd-
greuze, bei den Abrolhos-Bänken. Etwas abseits gelegen, aber doch
immerhin nur 400 km vom südamerikanischen Kontinentalrand entfernt,
treten noch Riffe rings um die hochragende Insel Fernando Noronha
und um die niedrigen, kleinen Rocas-Inselchen, die mit der ersteren
einem gemeinsamen submarinen Plateau aufsitzen, auf. Von den Ber-
mudas-Riffen abgesehen, welche im Winter nur 19—20° warmes Wasser
umspült, sinkt die Wassertemperatur bei den Riffkolonien der vorher
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 467
genannten Gegendeu in der kalten Jahreszeit niemals unter 22 — 23°.
Wenn gewaltige Strecken atlantischer Küsten, welche sich auch dieser
thermischen Eigenschaft erfreuen, so die südamerikanische Küste zwischen
Trinidad und Parä und ferner die gesamten westafrikanischen Gestade4811),
trotzdem in so auffälliger Weise der Korallcnbauten bar sind, so haben
wir hierin die Folge der weitgehenden Verschlammung und Ansüßuug jeuer
Wassergebiete durch die großen Festlandsströme des Orinoco, Amazonas,
Niger. Gabun, Kongo usw. zu sehen; denn nicht nur Wärme, sondern auch
Reinheit und hoher Salzgehalt des Meerwassers sind Voraussetzung für
die Existenz von Korallenriffen. Im ganzen aber bleiben die atlantischen
Korallen an Reichtum der Arten und Üppigkeit der Entwicklung der Riffe
weit hinter denen des Indischen und Stillen Ozeanes oder gar des Roten
Meeres zurück. Auf den westindischen Riffen überwiegen in charak-
teristischer Weise die Hornkorallen oder Gorgoniden.
Infolge der großen Ausdehnung flacherer Gewässer im Bereiche
des Nordatlantischen Ozeanes schieben sich vor allem hier die chersogeneu
Bildungen der Schelfablageningen und hemipelagischen Sedimente weit
in die offene See vor. Das gilt insbesondere für die Abdachung jener sub-
marinen Untiefen, welche Mitteleuropa mit Grönland verbinden und in den
britischen Inseln, den Eüröern und Shetlaud-Inseln, sowie in Island über
den Meeresspiegel aufragen. Das gilt aber auch für die Neufundland-
bänke, an deren Südabhang solche Bildungen in so tiefes Wasser hiuab-
reichen, daß sie hier ohne Vermittlung des Globigerinenschlammes in
Roten Ton übergehen. In relativ großer Breite begleiten sie dann die
östliche Küste der Vereinigten Staaten bis nach Florida. Im Umkreis
der Antilleniuseln wesentlich durch Bildungen koralligener Art ersetzt,
stellen sich chersogeue Ablagerungen in mehr oder minder großer Breite
auch an der Küste von Südamerika ein, wobei die großen Ströme jedes-
mal ihr Material weit in den Ozean hinaussenden. Daß hierbei z. T.
Kotschlicke gebildet werden, ist früher beschrieben worden. Große
Breite erreichen die hemipelagischen Bildungen insbesondere im Osten
des Südzipfels von Südamerika. Im allgemeinen äußerst schmal ist da-
gegen das von ihnen eingenommene Band an der Westküste von Afrika
und des südwestlichsten Europa. Daß aber auch hier die großen west-
afrikanischeu Ströme, Kongo und Niger, sieb bemerkbar machen, haben
wir mehrfach betonen müssen.
Besonderes Interesse erweckt die Verbreitung der, wie wir gesehen
haben, an die Nähe der 200 m -Linie und wechselnd warme und kalte Strö-
mungen gebundenen glaukonitischen Sedimente mit ihren Phosphatknollen.
Solche Bildungen bedecken beschränkte Gebiete längs der Ostküste der Ver-
einigten Staaten im Übergang zum Globigerinenschlamm, in der Nachbar-
schaft des Wyville Thomson-Rückens, längs der Westküste der iberischen
Halbinsel und auf der vor der Südspitze Afrikas gelegenen Agulhas-Bank.
30*
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468 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Die bedeutendsten Flächen des Ozeanes nimmt Globigerinenschlamm
ein. Entsprechend dem wechselvollen Relief des Nordatlantischen Ozeans
greift er mit den größeren Tiefen lobenförmig in die Gebiete der hemi-
pelagischen Ablagerungen hinein. Bezeichnend ist ferner, daß er nörd-
lich des Äquators bis zu Tiefen von unterhalb 6000 m gefunden wird.
In eng begrenzten Bezirken, insbesondere im Umkreis von Inseln und
auf submarinen Schwellen, finden sich in geringeren Tiefen der eigene
liehen Tiefsee diejenigen faziellen Abarten des Globigerinenschlammes,
welche wir als Pteropodenschlamm bezeichnet haben; insbesondere in
der Nachbarschaft der Azoren, Kanaren und Kapverden, sowie der
Bermudas und im Gebiete der Antillen-Inseln, vor allem aber auch auf dem
Rücken der südatlantischen Schwelle südlich von Ascension und auf dem
von diesem nach Afrika abzweigenden Rücken, dem Walfisch-Rücken,
sowie endlich auf dem Rio Grande-Rücken, welcher, dem letzteren ent-
spricht, aber im Westen gelegen ist, doch nach Schott nicht
geschlossen bis zur mittelatlantischen Schwelle reichen kann. Wenn
Pteropodenschlamm im Gebiete der Bermudas auch nur hauptsächlich
im Osten dieser Inselgruppe gelotet worden ist, so scheint er sich doch —
wie das auch auf unserer Karte dargestellt wurde — in Tiefen zwischen
ca. 1500 und 2500 m in einem geschlossenen Bande um den submarinen
Sockel dieses Vulkanbaues herumzuziehen, um unterhalb der letzt-
genannten Tiefe echtem Globigerinenschlamm Plate zu machen, der
seinerseits zwischen ca. 5000 und 5500 m in Roten Ton übergeht.
Dieses Sediment findet sich im Atlantischen Ozean in einzelnen
größeren Flachen innerhalb der in der Hauptsache von kalkreichen
Eupelagischen Ablagerungen eingenommenen atlantischen Tiefsee, und
zwar nimmt er die größeren Tiefen des nordamerikanischen Beckens,
der Kapverdeschen oder Westafrikanischen Mulde, des Brasilianischen
Beckens, des Argentinischen Beckens und der Kapmulde ein. Auffallender-
weise fehlt der Rote Ton nach den bisherigen Untersuchungen den
Tiefen nördlich des Walfisch-Rückens, obwohl dieselben an sich nicht
geringer sind als im Brasilianischen Becken. Die Ursache hierfür liegt
offenbar in dem besseren Abschluß, welchen der Walfischrücken nördlich
vor die kalten Tiefengewässer der Kapmulde legt, während der Rio
Grande-Rücken eine tiefere Lücke zwischen sich und der mittelatlan-
tischeu Schwelle läßt, durch welche die kalten Tiefenwässer ungehin-
derter aus dem Argentinischen in das Brasilianische Becken eintreten
können.
In der antarktischen Randzone des Ozeans finden wir angrenzend
an das Gebiet des Globigerinenschlammes zunächst ein Band von Dia-
tomeenschlamm, welches im Westen im Meridian des Kap Horn etwa
um 60° S.-Breite, etwas südlich der mittleren Lage des Treibeises, sich
einstellt und sich nach Osten zu über die Bouvet-Insel hinaus mehr und
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeresgedimeut* 469
mehr verbreiternd in den Indischen Ozean hinüberzieht. Die relative
Schmalheit dieses Bandes zwischen dem Südzipfel Südamerikas und dem
antarktischen Grahamland ist wohl zweifellos eine Folge der Schmalheit
und relativ geringeren Tiefe dieses Durchlasses überhaupt, während die
nach dem Indischen Ozean hin zunehmende Breite, welche in der Haupt-
sache auf Kosten des Globigerinenschlammes nach Norden zu gewonnen
wird, — so daß im Meridian von Kap Agulhas, 20° 0., noch auf 45° S.
Diatomeenschlamm gefunden wird — , wohl auch darin mit begründet
liegt, daß der Atlantische Ozean dem Kieselplankton weniger hold ist
als die beiden anderen Weltmeere. Die Grenze dieser Diatomeenschlamme
gegen die südlich sich anschließenden glazialmarinen Sedimente, welche
wir als eine Abart des hemipelagischen Blauschlicks kenueu lernten,
fällt z. T. etwa mit dem 60. Breitengrad S. zusammen, z. T. bleibt sie
auch südlich desselben. Daß größere Inseln, wie Südgeorgien, oder
Inselgruppen, wie die Sandwich-Gruppe, die Sedimente der Umgebung
so beeinflussen, daß sie hemipelagischen Charakter annehmen, bedarf
keiner weiteren Erläuterung. Eine kartographische Darstellung der
Sedimentverbreitung in diesem antarktischen Anteil des Atlantischen
Ozeans gab in größerem Maßstabe .1. H. H. Pihie. Die geringen Ab-
weichungen seiner 1905 erschienenen Karte von der Karte von Mukray
und Philippi aus dem Jahre 1908 sind durchaus ohne Belang.
II. Die Nebenmeere des Atlantischen Ozeans
Es ist schon in früheren Abschnitten mehrfach von der Eigenart
der Sedimentation in den antarktischen Randzonen der Ozeane die Rede
gewesen und auch ausgesprochen worden, daß wenig Vergleichspunkte
mit entsprechenden arktischen Gebieten vorhanden seien. Den Über-
gang vom eigentlichen Atlantischen Ozean zum Arktischen Mittelmeer
oder Nördlichen Eismeer, welches hier vor allem in Frage kommt, ver-
mittelt das Europäische oder Norwegische Nordmeer, mit dessen Be-
sprechung wir daher beginnen wollen.
1. Das EnropKlsche oder Norwegische Xordmeer
Die Eigenart der Sedimente dieser Meeresteile haben wir bereits
früher nach den Angaben von Schmelck und Böggild kennen gelernt.
Die zentralen Teile dieses Beckens nimmt ein Sediment ein, welches
offenbar eiue nördliche Fazies des Globigerinenschlammes darstellt
(Biloculina-Schlick Schmelcks). Dagegen liegt ein Vergleich des dur-
unterliegenden „Grauen Tones" mit den glazialmarinen Sedimenten der
Antarktis nahe. Dieser „graue Ton" enthält häufig gröbere Geschiebe,
doch stammt dieses Material anscheiuend nur zum kleineren Teile von
den kleinen Eisbergen, welche Spitzbergen und die benachbarten Inseln
hervorzubringen vermögen; das meiste dürfte von Eisschollen herbei-
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470 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
getragen worden sein, die sich in der Küstenregion bildeten. Das
gröbere Material, welches der „Ingolf", der die Meeresgebiete zwischen
den Färöern, Island und Norwegen untersuchte, in dem in Küstennahe
gebildeten grauen Ton nördlich von 63° N. fand, leitet sich fast aus-
nahmslos von Inseln und submarinen Rücken ab, und gerade in den
Meeresteilen, welche von Eisbergen besucht werden, sind die Sedimente
auffallend feinkörnig. Offenbar liegt daher in dem grauen Ton des
Nordmeeres nur ein Blauschlick mit gewissen glazialen Zügen vor.
Sedimente aus einem beschränkteren Gebiete östlich von Grönland
(und von hier auch vereinzelte bis nach Spitzbergen hin) zwischen 75
und 80° N. Br. aus Aufsammlungen des Herzogs VON Orleans auf der
„Belgien" im Jahre 1905 hat ebenfalls 0. B. Böggild490) beschrieben. Sie
stammen großenteils aus Tiefen von einigen 100 Metern und werden
dem Blauschlick zugerechnet, obwohl sie, wie bei der Nähe der vereisteu
Gebiete Grönlands nicht anders zu erwarten ist, zahlreiche Gesteins-
fragmente mehr oder minder großer Dimensionen enthalten. Nach der
mechanischen Analyse sind es sandige Tone und tonige Sande, und der
Prozentgehalt an den einzelnen Korngrößen unterscheidet diese Boden-
arten doch erheblich von den „glazialmarinen Sedimenten" des antark-
tischen Ozeaus. Daß der Eistransport in diesen Meeresregionen im übrigen
eine geringere Bedeutung besitzen muß, als in den westgröuländischen Ge-
wässern, ist schon früher ausgeführt worden. Das scheinen auch die Proben
aus der Umgebung von Spitzbergen zu bestätigen, dessen relativ kleine
Eiskälber die mitgeschleppten Gesteine wohl recht bald fallen lassen.
Organismenreste waren in diesen Proben sehr selten. Wenige Coccolithen
und seltene Reste von Bryozoen, Muscheln und Seeigeln repräsentieren
die Kalklieferanten. Proben aus tieferem Wasser enthielten eine kleine
Menge von Spongieuuadeln: von Radiolarien wurde nur ein einziges Mal
ein Individuum beobachtet, Diatomeenschaleu fehlten auffälligerweise ganz!
Übrigens hält Böggild die schon von Edv. Bat geäußerte Ansicht
für mögUcherweise richtig, daß der Ostküste von Grönland in eiuiger
Entfernung eine submarine Moräne entlang zieht, die dann als End- oder
Randmoräue des grönländischen Inlandeises während der Diluvialzeit
aufzufassen wäre.
Schließlich wäre noch zu erwähnen, daß der genannten Arbeit von
Böggild auch eine Sedimentkarte des gesamten Nordmeeres beigegeben
ist, auf welcher die litoralen Sedimente unserer Klassifikation («Sediments
des eaux peu profondes"), Blauschlicke, vulkanische Schlicke und
Globigerinenschlamm auseinandergehalten werden. Als Vulkauschlicke
zu bezeichnende Sodimcnte finden sich in größter Verbreitung um
Island, dann um die Färöer und Jan Mayen, ferner vor der Island
vis ä vis gelegenen südostgrönländischen Basaltzone, im Süden des
Scoresby-Sundes. Echter Globigerinenschlamm mit noch 30°/o CaCOa
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Geographische Verbreitung der verschiedenen MeeresBediiiiente
471
reicht in den tiefsten Teilen des Nordmeeres nur bis etwa 73° N. Br..
Der grünliche, durch die agglutinierende Foraminifere Rhabdammina
abyssorura gekennzeichnete Rhabdammina-Ton Schmelcks ist, was man
billigen wird, zum Blauschlick gezogen.
2. Das Arktische Mittelmeer oder Nördlirbe Eismeer nebst einigen kleineren
arktiMchen Meerespebieten
Nansen lotete auf seiner berühmt gewordenen Reise auf dem
„Fram" in dieses Mittelmeer, das wir mit Kkümmel, Schott und
anderen nur als eine Fortsetzung des „Atlantischen Tales* auffassen,
auf 16 Stationen Gruudproben, von denen die meisten vom nordasiatischen
Koutinentalplateau stammen, während 4 dem zirkumpolarcn Tiefseeboden
angehören. Wenn die ersteren auch als saudige und kiesige Schelf-
ablageruugen bezeichnet werden dürfen, während die letzteren von
Böggild491), welcher die genauere Untersuchung vornahm, als „grauer
Tiefseeton" klassifiziert werden, — womit dieser Autor, wie aus seiner
Darstellung hervorgeht, Blauschlick raeint — , so sind doch abgesehen
von der Korngröße der minerogenen Komponente die Unterschiede
zwischen den einzelneu Grundproben gering. Im allgemeinen waren
die Grundproben des „Fram", denen biogene Komponenten nur ganz
untergeordnet beigemengt waren, sehr feinkörnig; gröbere Steine fanden
sich überhaupt nicht, in sämtlichen Sedimenten des zentralen Tiefen-
beckens und in manchen des sibirischen Behelfes fehlten Elemente über
1 mm Durchmesser, vielfach sogar noch solche über 0,5 rnm Korngröße.
Der feinste Schlamm bestand vorwiegend aus Tonsubstanz, nicht aus
winzigen Mineralsplittern, welche auf verfrachtete Gletschermilch deuten
könnten. In den küstenfernen Teilen der nordpolaren Tiefsee geht die
Sedimentation augenscheinlich sehr langsam vorsieh; denn an einzelnen
Stellen fanden sich Eisenkonkretionen, welche an die Manganknollen
des Roten Tiefseetones erinnern. Unter der biogenen Komponente, die
Überall sehr geringfügig war, waren auffallenderweise kieselige Reste
(Diatomeen) "überhaupt nicht vorhanden; auch kalkige fehlten häufig.
In keinem Falle erreichte der Kalkgehalt 5°/o. Am häufigsten traten
noch Foraminiferen, insbesondere Globigerina „bulloides" und paehyderma,
auf, welch* letztere wir auch als antarktische Glazialform kennen gelernt
haben. Daneben fanden sich aber auch eine Reihe benthonischer Formen.
Coccolithen konnten nur in einer Gruudprobe als große Seltenheit nach-
gewiesen werden. Nach alledem können die Ablagerungen, welche der
„Fram" im zentralen Becken des arktischen Mittelmeeres antraf, nicht
als Blauschlick schlechthin aufgefaßt werden: dazu ist ihr Kalkgehalt
zu gering, auch die Abwesenheit kieseliger Organismenreste sehr auf-
fallend. Anderseits haben aber diese Sedimente auch mit antarktischem
Glazialschlamm nur sehr wenig gemeinsam. Die völlige Abwesenheit
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47l>
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressodimente
grober Geschiebe im arktischen Tiefenbecken beweist, daß seit längerer
geologischer Zeit keine Trift von Eisbergen über dieses hinwegzog und
die Erfüllung mit Meerwasser- und Packeis schon seit ungezählten Jahr-
tausenden besteht. Ähnliches ergibt sich aus der Feinkörnigkeit der
meisten Proben, deren • minerogene Komponente fein verteilte Fluß-
trübe darstellen dürfte, welche von den großen sibirischen Strömen in
das nördliche Eismeer getragen wurde. Es könnte übrigens naheliegen,
die nur 50 — 100 m erreichende Tiefe des nordsibirischen Schelfes auf
Anhäufung solcher Flußtrllbe zurückzuführen, doch steht dem die er-
hebliche Breite dieses Schelfes von durchschnittlich 400—500 km ent-
gegen. Die Sedimente des zentralen, von Nansen durchtrifteten Nordpolar-
beckens möchten wir aber doch mit Philippi als eine Abart des Blau-
schlicks auffassen, bei deren Bildung zwar Gletschereis — trotz der Poloähe
— keine bedeutende Rolle spielte, während der f^influß des Treibeises
sich darin äußerte, daß durch die mehr oder minder zusammenhängende
Eisdecke die plauktonische Flora und Fauna ungünstig beeinflußt wurde.
Daß dieser ungünstige Einfluß im benachbarten norwegischen Nordmeer
sich auch in vergangener Zeit viel weniger bemerkbar gemacht hat als im
Nordpolarbecken, geht daraus hervor, daß dem dortselbst als Unter-
schicht auftretenden grauen Ton nach Bögchld Schwamranadeln und
fast überall auch Radiolarien- und Diatomeenreste beigemengt sind.
Die Verschiedenheit der arktischen und antarktischen Sedimente
erklärt sich aber unschwer aus der sehr ungleichen Vereisung der
Kontinentalmassen und der damit zusammenhängenden Verbreitung und
Häufigkeit der Eisborge. Im Südpolargebiete ist ein großer Teil des
antarktischen Kontinentes von Inlandeis bedeckt, dessen abgestoßene
Außenteile, die Eisberge, ungeheure Masseu von Gesteinsmaterial jeder
Größe in den Ozean hinaustragen. Nordamerika und Nordasien dagegen
sind unvereist, und auch die vereisteu Inseln des Nordpolargebietes
sind nur auf räumlich beschränkten Strecken imstande, Eisberge hervor-
zubringen. Dagegen münden an den Küsten der Nordkontinente mäch-
tige Ströme ins nördliche Eismeer, welche zwar viel, aber nur feinstes
Material dem Meeresboden zum Aufbau der Sedimente liefern. —
An dieser Stelle mag — der Vollständigkeit halber — noch auf
einige Lokaluntersuchungen hingewiesen sein, welche einerseits früher
Ausgeführtes z. T. bestätigen, anderseits aber auch die außerordentliche
Mannigfaltigkeit der Sedimente dieser vom Eis in der verschiedensten
Form beeinflußten Meeresteile der Arktis dartun.
Der Herzog von Orleans erhielt auf seiner zweiten Polarfahrt
an Bord der „Belgica" in den Küstengewässern von Nowaja Semlja,
und zwar in der Karasee, der Karischen Pforte und der nordöstlichen
Baren ts-See 19 Grundproben aus Tiefen zwischen 90 und 340 m. Diese
Grundproben sind durch J. Thoület4*") in der diesem Forscher eigenen,
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Heeressedimente 473
früher gekennzeichneten Weise untersucht worden. Leider fehlen voll-
ständige chemische Analysen völlig, was sehr zu bedauern ist, da die
Proben immerhin manche Eigenheiten erkennen lassen. Die bräunliche
Farbe des Schlicks deutet der Autor auf langsame Sedimentation und
längere Dauer der oxydierenden Wirkung des Meerwassers, bläuliche
Farbe aber auf schnelleren Absatz und Fehlen dieser Oxydationswirkung
auf die Eisenverbindungen, von denen ja vorwiegend die Färbung der
Sedimente abhängt. Die Ursachen dieser Differenz in der Schnelligkeit
des Absatzes werden, in Anlehnung an die besprochenen Ausführungen
von Nansen, in Veränderungen der Tiefe, bezw. Hebungen und Senkungen
der Küsten, welche die fluviatile Zufuhr, und in klimatischen Änderungen,
welche die Vereisung beeinflußten, gesehen. Die spezielle Beschreibung
der Grundproben enthält jedoch nichts, was diesen weitgehenden Schluß
gerechtfertigt erscheinen lassen könnte; und die Überlagerung einer
braunen Schicht über einer grauen, welche zweimal in der Liste der
Lotungen angegeben wird, kann nicht ohne Weiteres mit jeuer von
Schmelck und Nansen für die tiefe Mulde des Europäischen Nord-
meeres festgestellten häufigen Schichtung identifiziert werden. Dazu
sind Tiefe und Kalkgehalt zu gering, und auch das Verhältnis der Korn-
größen spricht in einem Falle dagegen. Die Erscheinung könnte viel-
mehr die gleiche Ursache haben, wie die Braunfärbung der oberen,
leicht beweglichen Lagen vieler typischer Blauschlicke, deren blaue
Farbe sekundär ist und auf Reduktion der Eisenverbinduugen durch
fortschreitende Verwesung organischer Substanz in den tieferen, dem
direkten Einfluß des Meerwassers entzogenen Lagen zurückgeht. Wenn
das richtig ist, würde überhaupt nicht eigentliche Schichtung vorliegen.
Der Kalkgehalt der Proben war, wie das für Ablagerungen polarer
Meere mit ihrem sauerstoffhaltigen Wasser charakteristisch ist, durchweg
niedrig (bis 7,5 °/o im Maximum, in zwei Fällen überhaupt = 0). Die Beteili-
gung biogener Komponenten war im allgemeinen sehr minimal und be-
schränkte sich auf seltene Diatomeen, Schwammnadeln und (benthonische)
Foraminiferen. Sieht mau von den in polaren Gegenden nicht auf-
fallenden, gröberen Kiesbestandteilen und Gesteinsbrocken ab, so fällt
bei den von Thoület ausgeführten Analysen das Überwiegen der
schlammigen Bestandteile über die sandigen auf, deren Verhältnis sich
zwischen etwa 99 : 1 und 83: 17 bewegt. Wichtig ist, daß die schlam-
migen Bestandteile vorwiegend feinstes Mineralmehl darstellen und nicht
Ton im chemisch-mineralogischen Sinne, so daß diese Proben — im Gegen-
satz zu denjenigen aus dem offenen Polarmeer — eine gewisse Ähnlichkeit
mit den „glazialmarinen Sedimenten" der Antarktis bekunden. — Von
Interesse ist, daß die in ihrer Zusammensetzung zweifellos durch stärkere
Strömungen beeinflußten Sedimente der Karischen Pforte einerseits
reicher an sandigen und kiesigen Bestandteilen, die hier bis 80% aus-
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474
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
machen, anderseits aber auch reicher an Organismenresten sind (ben-
thonische Foraminiferen, Möscheln (Ast arte), Cephalopodenschnäbel), was
auf bessere Lebensbedingungen infolge ständiger Erneuerung des Wassers
dortselbst zurückzuführen sein dürfte.
Anhaltspunkte für Strömungen aus der Karischen Pforte und aus
der Richtung zwischen Franz-.! osepbslaud und Nowaja Semlja in das
Barents-Meer hat auch A. L. W. E. vax der Veen *94) bei seiner Unter-
suchung von 61 vom „Willem Barents" bereits im Jahre 1881 zwischen
Nordeuropa, Spitzbergen und Nowaja Semlja geloteten Proben gewonnen.
Sie ergeben sich insbesondere aus der Verbreitung der Hornblende in den
Grundproben. Daß anderseits die vor der Xordkttste von Norwegen
stellenweise reichlich angetroffenen Spongiennadehi vom Golfstrom her-
transportiert worden sein sollen, mag ebenfalls, wenn auch als fraglich,
erwähnt werden. Im übrigen mußte es dieser nur recht einseitig (mit
Hilfe schwerer Lösungen) ausgeführten Untersuchung versagt bleiben,
wichtigere allgemeine Resultate zu erzieleu.
Einiges kann schließlich auch noch über die Bodenbeschaffenheit
der Baffin-Bai und der Davis-Straße gesagt werden. Schon I». C. Sütheh-
land hat sich in seiner bereits zitierten Arbeit von 1853 auch mit
diesen Dingen beschäftigt. In jenen Meeresteilen liegt vielfach der
Felsboden ohne jegliche Sedimentbedeckung frei da, eine Folge der ab-
schürfenden und abschleifenden Wirkungen der treibenden Eisberge und
Packeismassen. Nur die Depressionen zwischen den anstehenden Fels-
buckeln sind dann vielfach mit Sediment gefüllt, das hier wohl überall
in Form gröberer Gesteinsbrocken und Schottermassen die Folgen des
Eistransportes erkeunen läßt. Aus 45—65 m Tiefe bei den „Hunde-
Islands, South-East-Bay" unter 68° N. Br. erwähnt Sutherland lockere,
weiche, schwarzgefärbte organische Ablagerungen, die er als Zersetzungs-
produkte von Tangen deutet, welche, nachdem sie durch die Scheuer-
wirkung des Eises von ihrem Standort entfernt wurden, sich in Ver-
tiefungen anhäufen. Gewisse Bänke, wie z. B. die der Meeresoberfläche
bis auf 27,5 m nahekommende Reefkoll- oder Riscoll-Bank, zwischen 67
und 68" X. Br. vor der W-Küste Grönlands gelegen, bestehen an-
scheinend ganz aus durch Eis transportiertem Schutt.
Recht interessante, vergleichende Untersuchungen über die Eis-
sedimente Westgrönlands und der vorliegenden Meeresteile verdanken wir
E. von DRYGALSKim). Am meisten beteiligt ist natürlich das Inlandeis
an der Schaffung dieser Ablagerungen. „Denn wir finden den Kryokonit
auf seiner Oberfläche verteilt; an den Rändern und an dem Boden
sammeln und stauen sich die Moränen, in den untersten Lagen werden
die fremden Beimengungen zu Schichten geordnet, uud in den Spalten
wird der au den Wänden herabgespülte Staub in Schmutzbändern ein-
geschlossen. Bei den vielfachen Beziehungen, in welchen das Inlandeis
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Geographische Verbreitaug der verschiedenen Meeressedimente 475
zum Lande steht, muß es sich auf verschiedene Weise mit dessen Ver-
witterungsprodukten beladen Alle werden dann bei der Zer-
trümmerung des Inlandeises iu den Eisbergen eingeschlossen in das
Meer hinausgeführt und sinken zu Grunde, wenn die letzteren schmelzen. ~
„Auch die anderen Eisarteu haben ihre Sedimente. So sammeln
sich auf dem Eise der Fjorde längs den steilen Felswänden im Laufe
des Winters Verwitterungsblöcke, welche an den Höhen abbrechen und
herunterfallen; an der Südseite am Stor 0 und an der Westseite des
Karajak-Nuuatak war tune größere Anzahl davon zu sehen. Ein Teil
derselben schmilzt im Frühjahr durch die Eisdecke hindurch und sinkt
somit in der Nähe des Herkunftsortes zu Boden," wie von Drygalski
dieses „in einigen Fällen auf dem Eise des Kleinen Karajak-Fjordes sah.
Ein anderer Teil treibt aber mit den Schollen iu das Meer hinaus, um
später niederzufallen. Das gleiche gilt von den Staubmengen, die sich
auf dem Fjordeis im Laufe des Winters sammeln, und von den Bach-
sedimenten, welche darauf abgelagert werden, wenn die Bäche früher
aufgehen, als das Fjordeis, wie es am Karajak-Nunatak der Fall war.u
Auch das Festmaterial der Bäche, welche unter dem Inlandeis
und neben seinen Rändern strömen und die feinen Bestandteile des
im Eise selbst verteilten Schutts ausschlämmen, gelangt bis ins Meer
hinaus; denn in der Umgebung der Bachmündungen ist das Fjordwasser
häufig durch „Gletschermilch" stark milchig getrübt — und weiter
draußen noch von grünlicher Farbe, im starken Gegensatz zu dem Blau
der offenen See — , wie das von Drygalski z. B. bei den Bächen der
Nugsuak-Halbinsel, A. de Quervain aber im Quervains-Hafeu bei
Jakobshavn feststellen konnte. „Das Bacheis selbst aber bringt" — wie
von Drygalski beobachtete — „die in ihm eingeschlossenen Bestand-
teile kaum in weitere Ferne, da es zum größten Teil in den Bächen
selbst wieder vergeht und nicht in kräftigem Eisgang in das Meer
hinaustreibt, Nur dort, wo es bis auf das Fjordeis hinausgewachsen
war und dessen Stärke erhöht hatte, kann es vielleicht nach dessen
Zertrümmerung im Meer davontreiben und so die Bachsedimente auch
auf diese Weise weiter verfrachten Naturgemäß ist zwischen
den verschiedenen Eissedimenten, die soeben erwähnt sind, nicht scharf
zu unterscheiden; denn das verschiedenartige Material, welches sich
noch im Inlandeise befindet, ist dasselbe wie jenes, welches die Bäche
ausschlämmen, und wie das, welches mit den Eisbergen davontreibt und
weit von seinem Herkunftsorte eutfernt zum Grunde des Meeres hinab-
sinkt. Indessen haben sich doch einzelne Unterschiede herausgestellt,
welche auf dem Grade der Sichtung beruhen, die das Material mit der
Zeit erfuhr.14 Auf die groben Bestandteile der eigentlichen Moränen
braucht natürlich ebensowenig eingegangen zu werdeu, wie auf die
Blöcke, welche von den Felswänden auf das Fjordeis herabfallen: sie
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476 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
•
unterscheiden sich von den Moränenblöcken durch ihre scharfkantigen
Formen, welche dem Material von Schutthalden immer eigentümlich
sind. Dagegen soll das feinere Material verschiedener Proben mit-
einander verglichen werden. Die Proben sind teils von E. Vanhöffen,
dem Begleiter VON Drygalskis auf seiner Grönland -Expedition von
1891 — 93, teils von diesem letzteren selbst gesammelt worden und im
Laboratorium für Bodenkunde der Kgl. Geologischen Landesanstalt zu
Berlin untersucht.
Die untersuchten Proben waren Folgende:
1. Kryokonit vom Inlandeis in geringem Abstand vom Lande im
Karajak-Gebiet und in der Nähe des Sermilik-Eisstroms.
2. Feine Zwischenlagen der Randmoräne des Inlandeises an der
Stirne der Alangorsuak- Halbinsel neben dem Absturz des Sermilik-
Eisstroms.
3. Grundmoräne aus den untersten Eislagen derZunge desSermiarsut-
Gletschers.
4. Sediment des rechten Randbaches des westlichen Itivdliarsuk-
Eisstromes kurz vor dessen Mündung in den Fjord.
5. Grünlicher Schlick aus dem Kleinen Karajak-Fjord, in einer
Entfernung von etwa 10 km vom Ende des Kleinen Karajak-Eisstroms
aus einer Tiefe von 250 m mit der Grundzange heraufgeholt.
6. Bodenprobe aus der Baffin-Bai, im Angesicht der Landzunge
von Godhavn auf Disko aus einer Tiefe von 300 m mit der Grundzange
heraufgeholt.
Die mechanische Analyse dieser Proben ergab Folgendes:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Kryokonit
Rand- Grund-
morane moränedes
des 1 Sermiar-
Sermilik- sut-
Eisetroms Gletschers
Sediment
eines
Inlandeis-
Rand-
baches
Boden-
probe aus
dem
Kleinen
Karajak-
Fjord
•
Boden-
probe aus
der
Baffin-Bai
Grand
(Korngröße über
2 mm)
0,0
52,2
63,7
0,6
0,3
7,1
Sand
<
(Korngröße zwischen
0,05 und 2 um)
5,1
33,0
25,8
77,6
7,7
17,6
Tonhaltige Teile
(Korngrüße etwa
0,05 mm)
94,8
14,9
10,5
22,0
92,0
75,2
Summen
99,9
100,1
100,0
100,2
100,0
99,9
•
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
477
Die chemische Gesamtanalyse nur der tonhaltigen Teile der für
uns allein des Näheren in Frage kommenden Meeresbodenproben aus
dem Kleinen Karajak-Fjord (5) und der Baffin-Bai (6) hatte dagegen
folgendes Ergebnis:
*
•
Gesamtanalysen der tonhaltigen Teile der
Bodenprobe aas dem Kleinen
Karaiak-Fiord
Bodenprobe ans der Baffiii Bai
SiO,
59,935
52,500
A1.0,
5,662 in Kaolin
14,438 8,776 in anderen
Silikaten
6,179 in Kaolin
14,288 8,109 in anderen
Silikaten
Fe,0.
4,719
7,307
CaO
3,193
4,116
MgO
3,380
4,125
3,886
2,586
Na,0
5,084
2,702
Phoephorsaure
0,197
0,163
CO,
0,104
„Humus"
2,183
N
0,266
Hygroskopisches "Wasser
bei 105° C.
0,924
3,580
Glühverlnst
3,864
(ausschließlich hygroskopisches
Wasser
5,496
(ausschließlich CO,,
hygroskopisches Waaser,
„Humus" und N)
Summen 99,620 99,686
Die Ergebnisse der mechanischen Analysen (Tabelle auf S. 476)
zeigen den größten Prozentsatz der tonhaltigen Teile, d. h. der Korn-
größe unter 0,05 mm, in dem Kryokonit, wie das bei der äolischen
Bildung desselben nicht anders zu erwarten ist. „Die beiden Moränen-
proben haben den geringsten Prozentsatz daran und würden einen noch
weit geringeren haben, wenn man den Anteil der größeren Steine be-
rücksichtigen würde, welche den Hauptbestandteil der Moränen bilden.
■
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478
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeresaediuiente
Auch in dem Randbach des Itivdliarsuk treten die tonhaltigen Bestand-
teile noch bedeutend hinter den sandigen zurück, obgleich er nicht
besonders lebhaft fließt. Den überwiegenden Anteil haben sie erst in
den Sedimenten des Meeresbodens, und zwar sowohl im Kleinen Karajak-
Fjord, wie in deui offenen Meer der Baffin-Bai. Man sieht hieraus,'
daß die feinsten Bestandteile aus den Moränen durch Wasser aus-
geschlämmt werden und noch nicht in dem Randbach, sondern erst im
Meer zur Ablagerung kommen.'4
„Die Bodenprobe aus der Baffin-Bai enthält allerdings gröberes
Material, als die aus dem Kleinen Karajak-Fjord, während das Gegenteil
zu erwarten wäre, wenn man beide Ablagerungen nur durch Ans-
schlämmung erklärt, weil der Transport bis zur Baffin-Bai weiter ist,
als bis zu der Lotuugsstelle im Kleinen Karajak-Fjord. Die Grundzange
bat allerdings an der ersteren Stelle einige kleine Steine gefaßt, was
im Kleinen Karajak-Fjord bei anderen Lotungen ebenfalls vorkam, so
daß auf den Unterschied des Grandgehalts kein Gewicht zu legen ist.
Indessen ist in der Baffin-Bai auch der Sandgehalt auf Kosten des
Tougehalts im Vergleich mit dem Fjord gewachsen, und die Sedimente
sind daher auch im Durchschnitt gröber geworden. Hieraus muß man
schließen, daß in der Baffin-Bai das durch Drift hinausgeschaffte
Material überwiegt,, während im Fjord die durch Bäche ausgeschlämmte
feinste Trübung vorherrscht. u
Mit den Ergebnissen der mechanischen Analyse gehen die der
chemischen insofern parallel, als die beiden Proben des Meeresbodens
(5 und 6) etwa den doppelten Gehalt an in Kaolin gebundener Tonerde
haben wie die beiden Moränenproben (2 und 3), wie folgende Zahlen
zeigen :
2.
3.
5.
6.
In Kaolin gebundene Tonerde
in
2,178
8,005 •
5,602
6,179
Dagegen ist der Gesamtgehalt an Tonerde, einschließlich der in
anderen Silikaten enthaltenen, in allen vier Proben ungefähr der gleiche.
Das feinere Material der Moräne besteht aber aus mechanisch zerriebenem.
Gesteinspulver, während das der Meeresgrundproben mehr auf chemischem
Wege zu Kaolin zersetzt ist. In letzterem ist also der Gehalt an Ton
im chemisch-mineralogischen Sinne auf Kosten der in den Moränen noch
an andere Silikate gebundenen Tonerde gewachsen. Bemerkenswert ist
dabei, daß von den beiden beschriebenen Meeresgrundproben diejenige
aus der Baffin-Bai, welche nach der mechanischen Analyse gröber ist
und offenbar mehr Driftmaterial enthält, als die aus dem Kleinen
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimeute 479
Karajak-Fjord, einen noch stärkeren Gehalt an echtem Ton hat als die
letztere, offenbar weil ihr Material wegen des längeren Transportes
länger mit dem die Zersetzung vermittelnden Meerwasser in Berührung
war. Ob übrigens gleichzeitig auch etwa ein langsamerer Absatz in der
Baffin-Bai gegenüber dem Kiemen Karajak-Fjord statthatte und im
gleichen Sinne wirkte, könnte zweifelhaft sein, da gerade die Probe aus
der Baffin-Bai viel grobes Drift-Material enthält und verhältnismäßig
schnell sedimentiert sein dürfte; doch läßt sich absolut nicht sageu, ob
nicht auch der Absatz der Gletschertrübe in den Fjorden, in welche
größere Eisströme einmünden, sehr rasch erfolgt.
Aus dem Kleinen Karajak-Fjord liegt auch dem Verfasser eine
durch E. Vanhüffex aus 200 m Tiefe zu Tage geförderte Grundprobe
vor, die der durch VON Drygalski beschriebenen durchaus ähnelt. Sie
ist in dem heutigen, stark ausgetrockneten Zustande graulich weiß mit
einem sehr schwachen Stich ins Grünliche und, wie viele Meeressedi-
mente der Polargegenden, absolut kalkfrei. Es ist zweifellos sedimen-
tierte Gletscherbachtrübe.
Bei dieser Gelegenheit mag noch auf eine Arbeit von Stex de Geee4"6)
über den Schlammgehalt des Fjordwassers im Eisfjord auf Spitzbergen
hingewiesen sein. De Geer hat hier an zahlreichen Beobachtungs-
punkten die Durchsichtigkeit des Meerwassers mit Hilfe FoRELscher
Scheiben bestimmt und so qualitative Anhaltspunkte für die Menge der
suspendierten Trübe erhalten, welche mit den von Drygalski an den
soeben beschriebenen Bodenproben gemachten Erfahrungen wohl über-
einstimmen. Insbesondere zeigte sich, daß Trübungen, welche für die
Ablagerung am Meeresboden irgendwie nennenswert in Betracht kommen,
sich nur über wenige Kilometer Entfernung vor Gletschercnden und
Flußmündungen ins Meer hineinziehen, so daß das äußere Fjordwasser
bereits fast die Klarheit des offenen Ozeanes besitzt. Des weiteren
aber haben diese Untersuchungen , deren Fortsetzung in anderen Ge-
bieten sehr wünschenswert wäre, ergeben, daß der Schlammgehalt des
Meerwassers weniger von der Größe der Gletscher oder der Flüsse,
also des Denudationsgebietes, als vielmehr von der Beschaffenheit des
Gesteinsmaterials in demselben abhängig ist.
8. Nord- and Ostsee
Einleitung
Wenn wir von den nordöstlichen Teilen der Ostsee, die in das
Gebiet Fennoskandias und der Russischen Tafel hinübergreifen, absehen,
so bilden Nord- und Ostsee die natürliche submarine Fortsetzung des
norddeutschen Bodens und stellen den noch jetzt wassererfüllten Rest
des früher auch diesen — in verschiedenen Zeiten in verschiedenem
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480
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
Ausmaße — umfassenden „Niederdeutschen Beckens44 dar. Verschieden
in den Einzelheiten war die Geschichte dieser beiden heimischen Meere
noch in den jüngstvergangenen Zeiten, doch hat die Eiszeit des Diluviums
denselben auch manchen gemeinsamen Stempel aufgedrückt, was sich
sowohl in der Zusammensetzung des Untergrundes aus vergangener Zeit,
wie in derjenigen der in Fortbildung begriffenen modernen Sedimente
widerspiegelt.
Beide Meere waren bekanntlich in der Diluvialzeit ganz vom Eise
bedeckt, welches nicht nur die aus der Tertiärzeit überkommene Boden-
gestaltung durch glaziale Erosion und Ausräumung umgestaltete, was
uns besonders in den nördlicheren Teilen der Ostsee noch näher inter-
essieren wird, sondern anderseits — vor allem in deren südlicheren Teilen
— mehr oder minder mächtige Aufschüttungen schuf, welche in der
Folgezeit bis heute mannigfache Umlagerungen erlitten, aber trotzdem
und trotz der Besiedelung mit mariner Flora und Fauna ihre glaziale
Herkunft nicht verleugnen können. Wenn wir die neueste Darstellung
von E. Geinitz497) über die verschiedenen Rückzugsstaffeln des nord-
deutschen Inlandeises zugrunde legen, was natürlich in keiner Weise
eine Entscheidung in dem Streit der Monoglazialisten und der Anhänger
der Interglazialzeiten bedeuten soll, so würde die Nordsee, abgesehen
von ihrem südwestlichsten, zum Kanal führenden Teile, in der Haupt-
sache von dem aus Norwegen (dem Christiania-Gebiet) stammenden Eis-
strome bedeckt gewesen sein, der auch Teile von England überströmte.
Daher die Häufigkeit der norwegischen Geschiebe auf Sylt, Amrum und
Helgoland, wie auch im äußersten Nordwesten Hollands. Nur der innerste
Teil der Deutschen Bucht der Nordsee vor der Jade und Weser- und
Elbe-Mündung wurde von dem aus Schweden kommenden, „baltischen
Eisstrom 14 überströmt, der auch während seiner größten Ausbreitung die
eimbrische Halbinsel (abgesehen vom Nordwesten), die dänischen Inseln,
die ganze Ostsee, wie auch Nord- und Mitteldeutschland überdeckte.
Die Herausbildung des Baltischen Stromes und sein z. B. durch das
Überwiegen schwedischer Geschiebe in der jüngeren Grundinoräne auf
Sylt bewiesenes, späteres starkes Ausweichen nach Westen wurde nach
Geinitz durch große Senkungen im Gebiete Nordjütlands verursacht,
mit denen ungefähr gleichzeitig die Öffnung des englischen Kanals vor
sich ging, durch welchen nunmehr das warme, stark abtauend wirkende
Golfstromwasser vordringen und seine Fauna verfrachten konnte. Hier-
durch kam der „ norwegische Eisstrom" zum rascheren Abschmelzen und
die Nordsee wurde daher eher vom Eise frei, als das Gebiet der Ostsee.
Noch heute steht die Ostsee im Winter über weite Flächen unter
der Herrschaft des Elises, und wir haben bereits früher von hier ver-
schiedene Fälle von Gesteinstransport durch Treibeis aufführen können,
neben anderen charakteristischen Wirkungen desselben. Wir fügen des
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 481
weiteren hinzu, daß488) an manchen Punkten der Ostsee häufig Grund-
eisbildung stattfindet, u. a. bei Luleä und Kalmar. Im Älandsarchipel
hat man selbst aus 35—53 m Wassertiefe zahlreiche Eisklnmpen aus
dem Meere emporschießen sehen, die Seegras und andere auf dem Meeres-
grunde befindliche Gegenstände in die Höhe brachten, und bei Lutea er-
eignete es sich sogar, daß ein über etwa 36 m Wassertiefe ausgebreitetes
Fischnetz von dem aufsteigenden Grundeise an die Oberfläche empor-
gehoben wurde.
Die Notwendigkeit einer genauen Aufnahme des Bodens der hei-
mischen Meere hatte schon Orth erkannt, von dessen, wenn auch schon
fast ein halbes Jahrhundert zurückliegenden, so doch durchaus modernen
Gesichtspunkten entsprechenden Anregungen die Darlegungen dieses
Bandes ihren Ausgang nahmen. Die Dringlichkeit einer besonderen
geologischen Aufnahme aber ist dann neuerdiugs vor allem durch eine
Denkschrift des preußischen damaligen Bezirks-, jetzigen Landesgeologen
W. Wolff3) und danach ausführlicher auch durch den schwedischen
Geologen H. MUNTHE-199) dargelegt worden. Besonders die Diluvial-
geologie hat ein weitgehendes Interesse an der Ausdehnung ihres
Forschungsgebietes bis auf den Boden der iu Frage stehenden Flach-
meere. So müßte eine Aufsammlung erratisojier Gesteine am Boden der
Nord- und Ostsee stattfinden, sowie eine Untersuchung über Form und
Zusammenhang ihrer Vorkommen auf dem Meeresgrunde. Eventuell
wäre ihr submarines Anstehendes aufzusuchen; liegen doch am Boden
der östlichen Ostsee zweifellos die stratigraphischen und faziellen
Bindeglieder zwischen den (cambrisch-)silurischen „ Tafelinseln w einer-
seits und dem Cambrium und Silur des skandinavischen und est-
ländischen Festlandes anderseits. „Die endmoränenartigen Steinriffe und
Steingrüude, die Steinzonen vor versunkenen Klinten und auf deu alten
Stellen abradierter Erhebungen müssen kartographisch festgelegt, das
Material petrographisch und stratigraphisch bestimmt werden. Nur so
lassen sich die Ausgangspunkte mancher als Leitgesteine wichtiger Ge-
schiebe umgrenzen, nur so können wir der Frage näher kommen, wie sich
die charakteristischen geologischen Oberflächenformen und Bildungen Nord-
deutschlands zu denjenigen Dänemarks, Englands, Schwedens verhalten,
wo die eine Art in die andere hinübergeleitet wird, wo gewisse Typen
aufhören, bis zu welchem Grade und zu welcher Grenze überhaupt ein
Zusammenhang besteht und welche trennenden Elemente dazwischen
treten". Des weiteren aber wären die Terrassensystetne des Festlandes
bis in das Herrschaftsbereich des Wassers hinein zu verfolgen, syste-
matische Forschungen über die unterseeischen Flußrinnen, über die Lage
versunkener prähistorischer Wohnplätze, über unterseeische Torfe usw.
müßten sich anschließen, um über die tektonischen Bewegungen der
Küstengebiete und des Meeresbodens ins Klare zu kommen; denn „die
And ri-c, Geologie d«a Meeresboden». II. jjj
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482
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
geologische Forschung kennt die Küsten nicht als Grenzen ihres Be-
reiches, sondern nur als lästige Zufallsschranken. Ihre Ziele liegen
unter dem Meere so gut wie auf dem Lande, und ihr Bestreben muß
es sein, ebenso wie sie in immer größere Tiefen der Erde eindringt,
wie sie den Boden der Flußbetten, die Gründe der Binnenseen durch-
sucht, so auch unter dem Meere fortzuschreiten, soweit immer die tech-
nischen Mittel reichen". — Es soll im Folgenden unsere Aufgabe sein,
einen gedrängten Überblick über das zu geben, was in dieser Hinsicht
bisher schon durch verschiedene Autoren, aber ohne systematisches Vor-
gehen, erreicht worden ist, wobei wir uns, wie ans dem Gesagten ja
schon . hervorgeht, natürlich nicht auf die modernen Sedimente dieser
beiden Meere beschränken können, sondern auch deren Morphologie nnd
jüngste Vergangenheit mit in Betracht ziehen müssen.
Die Bodenformen von Nord- und Ostsee
Über die Bodenformen dieser beiden Flachmeere, welche nur eine
seichte Überschwemmung des Kontinentalsockels darstellen und mit Aus-
nahme der Norwegischen Rinne zum europäischen Schelf gehören, ist
eine umfangreiche Literatur vorhanden; doch dürfte es schwerlich ge- -
lingen, eine bessere Übersicht darüber zu geben, als Krümmel in seinen
bekannten Vorträgen über „Die Deutschen Meere im Rahmen der inter-
nationalen Meeresforschung" Wl) getan hat. Im Anschluß an diese, ähnlich
im „Handbuch" wiederholte Darstellung und unter Berücksichtigung auch
der neueren Literatur seien daher im Folgenden die Morphologie und
das Bodenrelief des „Randmeeres" der Nordsee und des „inter-
kontinentalen Mittelmeeres" der Ostsee kurz behandelt.
Die Nordsee
Die Nordsee ist heute vom Ozean her durch vier verschieden breite
Pforten zugänglich. Der Zugang vom Kanal her ist trotz seiner geringen
Breite von 33 km doch sehr wichtig, da durch ihn sogar tropisch-
atlantisches Wasser seinen Weg in die Nordsee findet, wie sowohl die
Flaschenposten, als auch die Trift von Sargassozweigen erwiesen haben.
Weit unbedeutender ist die Pentlandstraße zwischen dem Körper von
Schottland und den Orkney-Inseln; am wichtigsten aber bleiben natürlich
die breiten nördlichen Zugäuge, die sich zum Europäischen Nordmeer öffnen,
das weite Tor von Fair I. zwischen den Orkney- und Shetland-Inseln,
sowie die breiteste und tiefste Öffnung zwischen den Shetland-Inseln
und der Norwegischen Küste bei Statland im Norden. Hieraus geht
zweifellos hervor, daß die Nordsee als ein Appendix des Europäischen
Nordmeeres zu gelten hat. Dieser Zusammenhang wird noch deutlicher,
wenn wir die Tiefenverhältnisse berücksichtigen, da die Schelfplatte der
britischen Inseln einschließlich des Nordseeschelfes nach Norden geneigt
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 483
ist und durch ein breites Tal von 300 und mehr Meter Tiefe von Nor-
wegen getrennt wird, die schon genannte Norwegische Rinne, welche
unmittelbar in das 2000—3000 m tiefe Nordmeerbecken hinunterführt.
Die Nordsee502) wird durch die flache Doggerbank in zwei Teile
geschieden, deren nördlicher von 40 m Tiefe ab erst rasch, dann allmählich
zu 80 und 100 m Tiefe abfällt, um schließlich gegen die Ober 1000 m
erreichende Färöer-Rinne in steilerer Böschung abzusetzen. Als eine mäßige
Anschwellung liegt hier die Große Fischerbank mit Tiefen zwischen 60
und 70 m in der Mitte der Fläche. Nach der britischen Seite hin ist
eine über 80 m tiefe, südlich bis fast auf die Höhe von Newcastle vor-
dringende Mulde gelegen, die von unseren Fischern der Fladengrund,
von den englischen Cemetery oder der Friedhof genannt wird.
Die Doggerbank, so groß wie Schleswig-Holstein, innerhalb der
40 m -Linie von gestreckt-ovalem Cmriß, ist in ihrem breitesten Süd-
westteile nur 15 m tief. Nach Süden ist ihr unmittelbar die sogenannte
Silberkule (Silverpit der englischen Fischer) vorgelagert, eine Furche
von 60 — 70 m Tiefe, dereu wir bereits im I. Bande bei Besprechung
der Schelffurchen gedacht haben ; sie gilt als Mündung des alten Rheins
und soll auch eine Reihe ostbritannischer Abflüsse, wie die Themse,
aufgenommen haben.
In der südlichen Nordsee sind die Tiefen nirgends größer als 45 m,
auf sehr weiten Strecken sogar nicht über 35 m, sodaß wirklich die
meisten unserer Kirchen, hierher versetzt, mit ihren Turmspitzen aus
dem Wasser heraussehen würden und die herausragende u Masten ge-
sunkener Seeschiffe den Schiffbrüchigen letzte Zuflucht gewähren.
Eine verwickelte Geschichte ist es603), welche der Boden des Nord-
seeschelfes uns erzählt. Der südlichste Teil (vergl. auch Fig. 133) ist
der jüngste Erwerb des Meeres. Aber auch das Übrige ist unmittelbar
nach dem Rückzug des Norwegischen Eisstromes zunächst trockenes
Land gewesen. Die Richtung der Doggerbank von Nordost nach Süd-
west, ihr merkwürdiger Steilabfall nach Süden und Südwesten hin und
ihre Beschüttung mit Kies und Sand weisen auf Eisstauchungen (Rund-
höckerbilduug?) und glaziale Geschiebe hin. Das vom Eise befreite,
südliche Nordsee-Land wurde aber nicht nur von großen, jetzt ausge-
storbenen, diluvialen Säugern besiedelt, sondern auch wahrscheinlich vom
paläolithischen Menschen, der diesen nachstellte. Das zeigen die Fossil-
fnnde, welche die Fischdampfer auf der Doggerbank nicht selten mit
ihrem Grunduetz heraufbringen, mit denen wir uns noch weiter unten ein-
gehender zu befassen haben werden. Die ganze südliche Nordsee ist also
erst in Anwesenheit des europäischen Menschen, nach Abschlnß der
großen Vereisung, und zweifellos im Zusammenhange mit Senkungs-
vorgängen vom Meere erobert worden. Dieses aber hat inzwischen Zeit
genug gefunden, um mit seinen Sturniwellen und Gezeitenströmungen den
31*
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484 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
alten Festlandssockel an geeigneten Stellen aufs schönste einzuebnen ; schon
die älteren Seekarten unterscheiden „die breiten Vierzehn" (the broad
Fourteens), wo westwärts von der niederländischen Küste auf einem
Areal von 3500 qkm alle Lotungen fast genau 14 Faden (23—24 nij
ergeben.
Jugendlicher Entstehung müssen aber auch die eigenartigen Bänke
sein, welche sich namentlich im Südwestteile in dem Winkel zwischen
Fig. 133.
Kärtchen der Nordsee mit der Doggerbank nebst früherer Küstenlinie und den hypothe-
tischen Verlängerungen der nord westdeutschen und südostenglischeu Flüsse während der
Postglazialzeit. Nach Cl. Heid, Submerged Forest», S. 40, Fig. 4.
Cromer und Texel meist in Staffel förmig augeordneten Parallclzügen vor-
finden. Unter diesen Bänkeu, welche schmale, aber langgestreckte Er-
hebungen darstellen, sind die Fttnfbänke zwischen Cromer und der
Doggerbank und die zahlreichen Bänke vor der Themse und in den
Hoofden besonders genau aufgenommen. Die Seekarten zeigen sie uns
fast alle nach demselben Muster gebaut: im Norden des Gebietes sind
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
485
sie nach Nordnördwesten, dann nach Norden, im Süden vor der Themse-
mündnng nach Nordosten gerichtet und ebenso vor der flandrischen
Küste. Ihre Länge beträgt meist 15 — 20 km, ihre Breite kaum 2 km,
und nur bei den landnäheren ist die letztere größer. Denkt man sich
die Nordsee trocken gelegt, so würden diese Bänke als lange Hügel-
kämme von 20 — 30 m relativer Höhe und oft, aber nicht allgemein
ziemlich steiler Böschung aus dem umgebenden, flachen Boden hervor-
ragen. Die südlichsten Vertreter dieser Art liegen im Kanal zwischen
Dover und Calais, und von diesen, der Varne- und Colbart-Bank, über
denen bei Springebbe nur bis zu 2 und 3 m Wasser stehen, haben wir
bereits auf S. 7 dieses Bandes berichtet, daß sie Kerne von anstehenden
Gesteinen der Portland-Abteilung des oberen Jura in sich bergen.
Englische Geologen haben anfänglich gemeint, die Gezeitenströme hätten
diese Wälle aufgebaut, ähnlich den Saudbänken in den Flüssen ; denn wie
jene der Stromrichtnng des Flußwassers im Allgemeinen parallel verlaufen,
so stimmt auch die Richtung der Gezeitenströme gut zu derjenigen der
Kämme der Bänke. Trotzdem lassen die anstehenden Felskerne der
beiden genannten Bänke zwischen Dover und Calais kaum einen Zweifel,
daß auch in den anderen Bänken Reste der ehemaligen Landbrücke
versteckt liegen, welche die britischen Inseln mit dem Norden Frank-
reichs und mit Flandern verbunden hat. Von dieser mögen zeitweise
noch einzelne Inseln übrig gewesen sein, welche aber durch die ab-
tragenden Kräfte des Meeres längst bis zur heutigen Tiefe abradiert
wurden. Sturmfluten und Gezeitenströmungen von gewaltiger Kraft
haben diese aus nicht gerade härtesten Gesteinen bestehenden Land-
brücken und ihre Reste zerstört. Wie wenig Zeit, selbst bei geringerer
Leistungsfähigkeit jener Prozesse, zu solchen Zerstörungen nötig ist,
läßt sich an dem Beispiel Helgolands erweisen. Noch um 1570 reichte
dessen Unterland nach Osten breit über die jetzige Düne hinweg und
war dort als „Wittekliff" so hoch, wie jetzt das rote Buntsandstein-
Oberland. Uubedachtsame Zerstörung der Kalkbänke durch die Helgo-
länder selbst lockerte diesen Znsammenhang, sodaß im Jahre 1712 eine
verhängnisvolle Sturmflut die vor allem aus Muschelkalk und im nord-
westlichen Teile aus Kreideformation gebildete Steinplatte leicht von der
Hauptinsel löste. Im 19. Jahrhundert war als letzter Rest davon ein
kleines, dünenbedecktes Inselchen übrig; aber nach der Sturmflut um
Weihnachten 1894 drohte auch dieses zu verschwinden; und es hat der
ganzen Kunst des Wasserbaumeisters bedurft, um mit zahlreichen, radial
gestellten Buhnen die Wegspül ung der winzigen Kiesinsel zu verhüten.
rOhne dieses Eingreifen der Technik44 — meint Krümmel — „wäre
aus den Fundamenten des ehemaligen Wittekliffs eine von NW. nach SO.
gestreckte Bank geworden, der Varne- oder Colbart-Bank so ähnlich,
wie ein Geschwister dem anderen", ein vollkommenes Aualogon also zu den
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4 Mi
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Bänkeu der Hoofden. Daß die Gezeitenströmungen im Gebiete des
heutigen Kanals frülier in der Tat bedeutend größere Intensität gehabt
haben müssen, als heute, ist schon früher von Krümmel auseinander
gesetzt worden B04), und es soll auf diese Dinge noch kurz eingegangen
werden, weil damit eine Deutung der Entstehung des Kanals selbst ge-
geben ist. Denkt man sieh diesen mit Krümmel geschlossen, „so war
von zwei Seiten her der anrollenden Flutwelle ein trichterförmiger Raum
zugewendet, sowohl vom jetzigen Kanal aus, wie auch aus der Nordsee.
Das mußte naturgemäß die Flutgrößen iu einem Maße steigern, daß sie
vielleicht selbst die Riesenfluten der Fundy-Bai noch übertrafen, wo bei
Noel am Südufer der Minenbai schon die taube Flut 13,3 m, die Spring-
flut gewöhnlich 15,4 m aufläuft. Im britischen Kanal habeu wir heute
in der Bai von Cancale und am Mt. St. Michel Flutgrößen von 11—12 m,
während sie vor der Doveröffnung, zwischen Dieppe und Boulogne, noch
8,2 — 8,9 m, bei Deal an der Nordseeküste, nördlich Dover, aber fast
5 m und bei Dünkirchen 5,8 m erreichen. Jedenfalls mußten damals*
zu beiden Seiten der Landbrticke Flutgrößen und demgemäß auch Strom-
stärken wie im Golf von Bristol vorkommen, wo sie am Clevedon Pier
bei Springzeit gelegentlich 15,9 m gezeigt haben. Durch G. Lennier
ist festgestellt, daß sich die alten Steilräuder jener Zeit, mit den charak-
teristischen Feuersteingeschieben am ehemaligen Strande, insbesondere
bei St. Adresse unweit Havre, bei Fecamp und Dieppe in Höhen von
mindestens 7 m über der gegenwärtigen Hochwassermarke noch vorfinden,
woraus sich sogar ein Flutwechsel von 22 ra folgern läßt, denn um eben-
soviel wie das Hochwasser über die gegenwärtige Marke sich erhob,
mußte damals das Niedrigwasser unter der heutigen Niedrigwasserlinie
zurückbleiben. Die Niveaus, in denen diese Ablagerungen vorkommen,
sind nicht überall dieselben, und deshalb folgert Lennier mit Recht,
daß der Durchbruch der Enge nicht auf einmal in erheblicher Breite,
sondern schrittweise erfolgt sei und die Flutgrößen damit dann ebenso
schrittweise sich verringert hätten, bis endlich die gegenwärtige Öffnuug
mit der ihr entsprechenden Fluthöhe erreicht wurde." So erhielten die
britischen Inseln ihre Inselnatur, und auch die Insel Wight läßt Krümmel
in ähnlicher Weise durch die Wirkung starker Gezeiten sich vom britischen
Mutterland loslösen. „Ob hier und bei Dover gleichzeitig eine Senkung
des Landes dieses Eindringen der Fluten gefördert habe, muß dahin-
gestellt, bleiben, ist aber für die historischen Zeiten nicht nachzuweisen.4*
Doch mag schon früher an Stelle des heutigen Kanals eine Senke be-
standen haben.
In scharfem Gegensatz zu den flachen, aber breit hiugelagerteu
Formen der eigentlichen Nordsee steht die tiefe, aber schmale Norwegische
Rinne. Diese Rinne besitzt eine mittlere Breite von 100 km und sinkt
von der Großen und Kleinen Fischerbank her ziemlich sanft, zumeist
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 487
mit V*° bis V»0 Böschung, ab, während die Erhebung gegen die Nor-
wegische Felsküste sehr steil wird und stellenweise 8° bis 10° erreicht.
Die größte bisher bekannte Tiefe (700 ra) gehört schon dem Skagerrak
au, in welchem beträchtliche Flächen mehr als 500 m tief liegen. Die
letzten, bescheidenen Ausläufer der Rinne finden sich im Kattegat. Der
Wasseraustausch nach dem Nordmeer hin wird durch eine Schwelle von
etwa 280 m Tiefe auf der Höhe von Udsire beschränkt; hier liegt der
Boden der Rinne nur 150 m unter der Fläche des benachbarten Nord-
seeschelfes. Fe. Nansen verglich diese eigenartige Rinne mit aualogen
Bildungen im Weißen Meer und in der Murmansee, und Mtddendorff
fand sie den Austiefungen um Nowaja Semlja herum ähnlich. Es ist
kaum zu bezweifeln, daß die Anlage der Rinne auf Dislokationen zurück-
zuführen ist, die vielleicht schon in älteren, tertiären Zeiten stattfanden;
haben wir doch schon im 1. Bande auseinandergesetzt, in wie bemerkens-
werter Weise die großen Tiefen des Skagerraks auf eine häufiger von
Erdbeben betroffene Zone im südlichen Schweden hinzielen. Gegen eine
einfache Aushobelung der Rinne durch das skandinavische Inlandeis
spricht schon allein das steile Nordgestade; dagegen erscheint eine aus-
giebige Zuschüttung mit glazialem Detritus während der Eiszeit für die
nördlichen und westlichen Teile sehr wohl annehmbar.
Die Ostsee
Wenn die Nordsee wenig gegliedert und breit gegen das Europäische
Nordmeer geöffnet war, so ist die Ostsee nicht nur ungleich abgeschlos-
sener, sondern auch reicher gegliedert; im Ganzen aber ist sie so entlegen
von allen reineren ozeanischen Einflüssen und so unselbständig, wie kein
anderes Nebenmeer der heutigen Erdoberfläche. Seit alters her wird an
der Ostsee vom Kattegat an bis zum Finnischen und Bosnischen Golf
hin eine größere Zahl deutlicher Abgliederungen unterschieden. Nicht
nur diese beiden zuletzt genannten, verhältnismäßig schmalen Abzwei-
gnngen, sondern auch die ganze Ostsee sieht einem Talgebilde viel ähn-
licher als die breit hingelagerte Nordsee, sodaß man durchaus mit Recht
von einem „Baltischen Tal" gesprochen hat.
Auch die Tiefenverhältnisse lassen, wenn wir nunmehr ins Einzelne
gehen, den gleichen Grundzug erkennen; denn 30 — 60 m gegen die
Umgebung eingesenkte, talartig schmale Rinnen sind besonders in dem
reich gegliederten westlichen Teil der Ostsee häufig. Im Kattegat er-
streckt sich die „Tiefe Rinne" aus der breiten Mulde des Skagerraks
auf der schwedischen Seite nach Süden bis auf die Höhe von Anholt
hinauf, während an der Westseite alles flach bleibt; doch ist auch da
die Läsö-Rinne flußartig eingeschnitten. Lange, schmale Flußtäler sind,
dann im Samsö-Belt und im Kleinen Belt erhalten. Ähnliche Rinnen
werden auch reichlich im Großen Belt kenntlich, und überhaupt führt
Digitized by Google
488 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
die gauze Bodengestaltung des flachen Gebietes nördlich von Laaland
mit dem Staaltief, dein Guldborgsund, dem Storström und Grönsund zu
dem Eindruck, als habe man es mit einem oberflächlich überschwemmten
Stück Festland zu tun. Im Großen Belt bei Korsör, mit den tiefeu
Rinnen von Halskov, Agersö- und Omösund, welche alle über 40 m tief
sind, „erstehen vor unserem Auge Flußschlingen, die aussehen, als ob
der Belt um 50 m gesenkt wäre." Die ehemaligen Zusammenhänge
dieser alten Flußläufe sind, wenigstens für den südlichen Teil der Belt-
see, schon durch E. Geinttz angegeben worden501); eingehender hat
sich neuerdings H. Spethmann 50fi) in den Begleitworten zu seiner Tiefen-
karte der Beltsee mit diesen Bildungen beschäftigt, und wohl die neueste
Übersicht gab Elisabeth Büchting 507) in ihrer Jenenser Inaugural-
Dissertation über „Die Bodenformen der Ostsee", mit welcher Arbeit
wir uns im Folgenden noch mehrfach auseinandersetzen werden. Es
sind hauptsächlich drei alte Flußsysteme, welche hier noch deutlich zu
erkenneu sind. In vorwiegend ostwestlicher Richtung durchzieht der
„Haupturstrom", wie Geinitz ihn nennt, die Mecklenburger und Kieler
Bucht. Besonders deutliche Spuren von ihm sind in der Kadetrinne und
im Fehmarnbelt erhalten. Die erstere bildet einen flach nach Nord-
westen geöffneten Bogen von fast 30 km Länge und besteht aus drei
länglichen Wannen von 28—30 m Tiefe. Flacher und breiter als die
Kadetrinne ist der Anfang des Fehmarnbeltes. Nordwestlich der Insel
dagegen tritt der Talcharakter in dem im Bogen nach Westen gerichteten
Windsgraw wieder deutlich in Erscheinung; hier werden zwischen steilen
Ufern bei nur 1—3 km Breite 30—36 m Tiefe erreicht. Weiter nach
Westen ist dieser Haupturstrom von Geinitz noch bis Alsen in einem
schwach S-förmigen Bogen zu erkennen. Die von dem genannten Autor
angegebenen Verbinduugsstrecken finden meist eine Unterlage in einzelnen
Kolken oder Wannen, wie sie überhaupt für die ganze Ausbildung dieser
Flüsse kennzeichnend ist. Eine ganze Reihe von Nebenflüssen flössen
wahrscheinlich dem Haupturstrom auf dieser ostwestlichen Strecke zu;
von ihnen haben aber nur zwei ihre Spuren hinterlassen, der alte Travelauf
und der Zufluß aus der Eckeruförder Bucht. Ersterer durchzieht als
9 km lange und 26 in tiefe Rinne die langgestreckte Mulde der Lübecker
Bucht, und es mag an dieser Stelle daran erinnert sein, daß wir im
1. Bande den submarinen Austritt eines artesischen Gruudwasserstromes
aus dieser submarinen Fortsetzung des alten Travebcttes feststellen
konnten. Viel deutlicher erhalten ist der Zufluß aus der Eckeruförder
Bucht, welcher schon tief im Innern derselben, bei 25—28 m Tiefe, ein-
setzt und sich über 16 km verfolgen läßt. Besonders klar tritt seine nord-
südlich gerichtete Mündüngsstrecke in der Breite von Schleimünde hervor.
Der zweite, wichtige submarine Flußlauf der Beltsee zweigt sich
südlich vou Laugeland von dem Haupturstrom ab und zieht in nördlicher
Digitized by Google
4
Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 489
Richtung durch den Großen Bell. Er ist zugleich auch der längste, da
er sich auf 200 km Länge bis zur Grenze der Beltsee beim Schultz-
Grund verfolgen läßt. Entsprechend seinem Verlauf im ehemaligen
Flachland läßt er starke Mäander erkennen; so pendelt er in seinem
südlichen Teile zwischen Langeland, Laaland und Seeland sechsmal von
einem Ufer zum auderen. Stellenweise sind die Flußschlingen durch
spätere geradlinige Verbindungsstrecken abgeschnitten. Nach der Ein-
ebnung südlich des Elephantengrundes, wo die Verbindung nur durch
einige Kolke gegeben ist, treten die abwechselnd nach Westen und Osten
geöffneten Bögen wieder auf. Besonders scharf ausgeprägt siud sie bei
Samsö. Charakteristisch ist, daß die Kolke wohl ausnahmslos an Stellen
liegen, an denen der umliegende Boden schwelleuartige Untiefen oder
Inseln zeigt ; und E. BOchting hat sie daher als Strudellöcher aufgefaßt,
die der ehemalige Strom beim Überwinden der ursprünglichen Schwellen
gebildet hat. Die schon genannten, tiefen Rinuen in Agersö- und Omö-
sund stellen zwei alte Nebenflüsse dar, welche dem südlichen Teile des
den Großen Belt durchziehenden Stromes von Osten her zuflössen. Von
diesen hat der Agersö-Sund eine Tiefe bis zu 66 m, wie sie sonst im
Gebiete des Großen Beltes nicht wieder vorkommt. Beide Sunde zeigen
den Talcharakter besonders deutlich, da die Inseln von den Seiten dicht
herantreten.
Auch der dritte der großeu Hauptströme, der durch den großen
Belt zieht und nach den eingehenden Schilderungen von Spethmann
besonders au dessen Nordende entwickelt ist, zeigt schöne Mäander und
zahlreiche Kolke, vor allem im Nordwesten von Fünen.
Die Annahme, daß es sich in diesen jetzt am Boden der Beltsee
liegenden Rinnen und Kolken um versenkte Flußläufe vergangener Zeiten
handelt, ist, wie wir schon im I. Bande, bei Besprechung der Schelf-
furchen von weiteren Gesichtspunkten aus, andeuteten, geologisch durch-
aus nicht unbegründet. Denn die besten Kenner der Entwicklungs-
geschichte der Ostsee, die schwedischen Geologen Henrik Muxthe und
Gerard de Geer haben nachgewiesen — und diese ihre Anschauung
darf als gesicherter Besitz der Wissenschaft angesehen werden — , daß
nach der Eiszeit, und zwar in der gleichen Zeit, in welcher die südliche
Nordsee Festland war und die schon erwähnte, jetzt ausgestorbene
Säugetierfauna beherbergte, auch das Ostseegebiet anders aussah, als
heute. Die dänischen Inseln lagen um ca. 50 m höher, und die Ostsee
selbst war ein großer Süßwassersee, dessen Strandablagerungen reich
sind an den kleineu napfförmigen Schälchen der Schnecke Ancylus
fluviatilis, sodaß man sich gewöhnt hat, diesen See als Ancylussee zu
bezeichnen. Die aus diesem See «ausfließenden Gewässer gingen damals
im Bereiche der jetzigen dänischen Inseln in Flußtälern in das Skagerrak
hinüber, in ähnlicher Weise, wie wir heutzutage Flußbetten von ver-
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4!MI
Allgemeine Betrachtangen über die jungen Meeressedimente
wandter Gestalt als Verbindungen zwischen den großen kanadischen Seen
kennen. Auch an den Küsten des Ancylus-Sees lebte der paläolithische
Mensch. Ferner sei bemerkt, daß nach der Ancylus-Zeit eine Ent-
. wicklungsphase der Ostsee folgte, in welcher das die Ostsee von der
Nordsee trennende Land wieder beträchtlich tiefer eingesenkt war, als
heute, sodaß der Austausch der baltischen Gewässer mit denen des
Skagcrraks und der Nordsee viel ungehinderter und ergiebiger erfolgen
konnte, als jetzt. Diese sogenannte Litorina-Zeit, in welcher große
Cardien in der Ostsee lebten und Litorina litorea, Tapes decussata,
Rissoa membranacea und andere Meerestiere sich bis in den Bottnischen
Meerbusen hinein verbreiteten, mußte auch am Boden der Ostsee ihre
Spuren hinterlassen, indem die unbehindert eindringenden Gezeiten
durch ihre kräftigen, alternierenden Strömungen die alten Flußbetten
stellenweise mit Sand und Schlick auffüllten und zubauten, wodurch
es eben bedingt ist, daß uns das Talsystem der Ancylus-Zeit nur in
Bruchstücken entgegentritt. Fügen wir noch hinzu, daß nach Ablauf
dieser Litorina-Zeit eine abermalige Hebung eintrat, welche schließlich
die heutigen Verhältnisse der wieder mehr beschränkten Kommuni-
kation zwischen Nord- und Ostsee herstellte. Nun nahm auch der
Salzgehalt der Ostsee infolge der starken Süßwasserzufiüsse wieder
ab, die Litorina -Fauna wurde gezwungen, sich nach dem Südwesten
des Beckens zurückzuziehen , woselbst sie noch heute lebt, während
an ihre Stelle die rezente, durch Mya arenaria gekennzeichnete Mya-
Fauna trat. Wenn wir im Obigen die interessante Parallele zwischen
der Konfiguration des Ostseegebietes während der Ancylus-Zeit und den
heutigen Canadischen Seen ziehen konnten, so zeigte die Ostsee in einer
noch älteren, der Ancylus-Zeit unmittelbar voraufgehenden Zeit einen
direkten Zusammenhang mit dem Nördlichen Eismeer quer über den
finnischen und nord russischen Boden hinweg; und den Zustand der
baltischen Depression in dieser, durch eine arktische Meeresfauna mit
Yoldia aretica gekennzeichneten Voldia-Zeit kann man ungezwungen
mit den heutigen Verhältnissen der Hudson-Bucht in Nordamerika ver-
gleichen.
Indem wir von dieser im Interesse des besseren Verständnisses
der submarinen Flußläufe der Beltsee gemachten Abschweifung in ver-
gangene Zeiten zu den Verhältnissen der Jetztzeit zurückkehren, wenden
wir uns nunmehr der eigentlichen Ostsee zu. Während die mittlere
Tiefe des Katteg^ats nach Krümmel nur 28 m, die der Beltsee gar nur
16 m beträgt, so ist die übrige Ostsee einschließlich des Finnischen
Meerbusens, aber ausschließlich des Bottnischen Golfes im Mittel 71 m
tief; wir dürfen daher in ihr tiefere Einseukungen erwarten. Hier
werden nun die räumlichen Verhältnisse allgemein etwas großzügiger,
die Flächen breiter.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 491
Das breite Gebiet vom Sunde und der Darsser Schwelle an ost-
wärts gliedert sich in einige größere Becken und Mulden, welche nach
Osten hin an Fläche wie au Tiefe zunehmen. Das Arkonabecken
nördlich von Rügen ist nur 55 m tief. Gleich östlich von Bornholm
haben wir dann die erste größere Mulde von 60 bis etwas über 100 m
Tiefe, die im Osten durch die Mittelbank, im Südwesten durch die
Rönnebank mit dem Adlergrund begrenzt wird.
Flachere Schwellen zu beiden Seiten der Mittelbank leiten hinüber
zu der von der Hoborg-Bank im Süden der Insel Gotland und von dieser
selbst geteilten größten Mulde der Ostsee, die in der Danziger Bucht
109, im Gotlandtief östlich der Insel Gotland 249 m erreicht, aber südlich
von den Stockholmer Schären, im Landsorter Tief — einer kleinen und
steilen, kesseiförmigen Einsenkung — , es sogar auf über 400 m bringt.
Auch der Finnische Golf gehört noch zu der gleicheu Mulde; sein Boden
hebt sich langsam nach Osten, während der Rigaer Meerbusen ein kleines,
bis 47 m tiefes Becken für sich bildet.
Verwickelter ist der Übergang zum Bottuischeu Golf; denn ziemlich
seichte, klippen besetzte Schwellen verbinden über die Älandsinseln die
schwedischen mit den finnischen "Schären und sperren diesen Golf damit
von der eigentlichen Ostsee ab. Westlich von den Älandsinseln, in den
Süderquarken, haben wir wieder eine steil begrenzte Senke von 294 m508)
Tiefe, das Alandstief; eine dritte, an das Landsorter Tief erinnernde, kessei-
förmige Senke liegt noch vor Hernösand, eine vierte in der Bottnischen
Wiek vor Kap Bjurö mit 124 m; sie alle erinnern im Kleinen an den
östlichen Teil der Norwegischen Rinne oder noch besser an ähnliche
Bodenformen in den großen russischen und schwedischen Seen, sind also
vermutlich tektonischen und vorglazialen Ursprungs. Der Bottnische
Golf ist in den Nordquarken durch eine flache Schwelle vou weniger
als 20 m Tiefe von seinem nördlichsten Teil, der Bottnischen Wiek,
getrennt. Deren Mitte nimmt eine längliche, von Südwesten nach Nord-
osten sich erstreckende Mulde ein, deren Tiefe aber nirgends 150 m
tibersteigt.
Gehen wir nunmehr ins Einzelne und versuchen die Formen des
Ostseebodens mit dem glazialen Formeuschatz der umliegenden Festlands-
flächen in Parallele zu setzen, wie es bisher am eingehendsten neuer-
dings E. Büohtixg in ihrer schon erwähnten Arbeit getan hat.
In jedem, durch strömendes Eis beeinflußt gewesenen Gebiet kann
man zwei ringförmig um das frühere Vereisungszentrum herumziehende
Zonen unterscheiden, glaziales Ausräumungs- und glaziales Aufschüttungs-
gebiet. Die Grenzlinie, welche in Nordeuropa diese beiden Gebiete der
„negativen" und „positivenGlazialformeu" voneinander scheidet, durchquert,
wie die umliegenden Festlaudsflächen zeigen, die eigentliche Ostsee;
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492
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
aber, da beide Gebiete nicht scharf voneinander getrennt sind und auch
seit der Eiszeit noch Umlagcruugen am Ostseeboden stattgefunden haben,
läßt sich diese Linie doch nur in großen Zügen festlegen. Schon Hausen
hatte den Versuch gemacht, die Scheidung durchzuführen, und zwar auf
Gruud der Geschiebeverbreituug503). Er führte die Linie von der Nord-
spitze Kurlands iu einem großen Rogen, der fast die Pommersehe Küste
erreichte, uach der Südküste von Schonen. Zu abweichendem Ergebnis
ist E. Büchting gelangt, welche auf Grund der Morphologie zu einer im
Allgemeinen nördlicheren Lage dieser Linie kommt. Dieselbe beginnt an
der Kurländischen Küste etwa unter 57.5° X.-Breite und läuft von dort
in westsüdwestlicher Richtung zur Hoborgbank. Dann läuft sie am
Nordwestraude der'gotländischen Bänke entlaug. Von der Südmittelbank
aus macht sie eiuen Bogen, der Bornholm eiuschließt und an der Süd-
ostecke von Schonen endet. Bei der Feststellung dieser Linie ist als
ein charakteristisches Merkmal für die Ausräumungslandschaft das Vor-
kommen von Rundhöckern angenommen, für das Aufschüttungsgebiet die
Sandbedeckuug und das Vorkommen von Bänken. Wie weit sich südlich
der so festgelegten Linie etwa zunächst, noch ein -Übergaugsgebiet be-
findet, ist bisher nicht bekannt.,
Das Bodeurelief des Bottnischen und der Nordseite des Finnischen
Meerbusens ist ebenso wie das des größten Teils der Küstenregionen
Mittelschwedeus bis zum Kalmarsund hin als überschwemmte Schären-
landschaft zu bezeichnen, und es würde kaum anders aussehen, wenn man
Teile von Mittelschweden oder Finnland mit ihren Rundhöckern um
100 m senken und der Überschwemmung durch die Ostsee überantworten
könnte. Unzählige, kleine Riffe und Bänke mit engen, gewundenen Rinnen
dazwischen geben ungemein verwickelte Fahrwasser, wo der Fremde
ohne Lotsenbilfe verloren ist. Sehr ausgeprägt ist die submarine Rund-
höckerlandschaft in der Gegend von Stockholm, wo man den Schären-
gürtel bis etwa zu einer nordostsüdwestlich verlaufenden Linie Landsort^
Hufvudskär, Almagrundet, Svenska Högarne, Svenska Björn rechnen kann.
Eiu von diesem großen, zusammenhängenden getrenntes Rundhöckergebiet
findet sich schließlich bei Bornholm; besonders im Nordosten und Süd-
westen dieser Insel, wo sich auch viele Schären finden, kommen Rund-
höcker sehr zahlreich vor. Zahlreiche Einzelmaße dieser Bodenform hat
E. Büchting gegeben. Abweichungen, welche gegenüber subaörisch
ansgemessenen Rundhöckern bestehen, lassen sich unschwer und unge-
zwungen auf geringe Lotungsdichte und teilweise Zusehwemmuug der
Wannen dnrch rezentes Sediment zurückführen. Zweifellos ist die Aus-
bildung dieser Bodenform, wie auf dem Laude, durch die Eigenart in der
Klüftuug der in den betreffenden Gebieten herrschenden vorkam brischen
Granite und Gneisse vorbestimmt worden, und eigentliche Rundhöcker
fehlen, wo, wie z. B. in einem südlichen Teile des Bottnischen Meer-
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 493
busens, Silurkalke den Boden zusammensetzen. Um Gotland herum und
nach Osten und Südosten von dieser Insel nehmen die Rundhöcker an
Deutlichkeit und Zahl z. T. wohl aus dem gleichen Grunde ab ; indessen
ist dabei auch zu bedenken, daß man sich hier schon mehr und mehr
dem Gebiete glazialer Aufschüttung nähert.
Wenn wir uns nunmehr dieser selbst zuwenden, so wollen wir
noch einmal bei dem anknüpfen, was bei Besprechung der Nordsee
gesagt wurde. Beide Meeresteile waren zur Diluvialzeit vom Eise
bedeckt; doch ist die Nordsee, wie wir sahen, früher von demselben,
wieder verlassen worden. In der Nordsee sind daher die allbekannten
nordischen Gesteinsbrocken als Moränenmaterial zwar ebenfalls nieder-
gesunken, aber von einer sicherlich mehrere Jahrtausende länger als in
der Ostsee anhaltenden Sedimentation, die in der Nordsee noch durch
die Gezeitenströmungen mächtig unterstützt wurde, fast ganz wieder
eingehüllt worden; nur an sehr wenigen Stellen, wie z. B. auf Borkumriff-
Grund M0), begegnen wir steinigem Nordseeboden, wenn auch sonst an-
geblich Findlinge in den Grundnetzen der Nordseefischer gelegentlich
gefunden werden und ein steiniger Grund die Kurrenfischerei stellen-
weise sogar ganz ausschließen kann. Der Ostseeboden dagegen trägt
von der Eiszeit her noch durchweg eine Unmenge unverhüllter Eiuzel-
steine,.wie ganzer Steingründe und Blockpackungen. „Dieser Unterschied
in der Bodenbeschaffenheit der beiden Meeresteile ist so wesentlich und
durchgreifend, daß fast allein durch den ungünstigen Ostseeboden die
Unmöglichkeit, die Schleppnetzfischerei mit Dampfbetrieb in der Ostsee
einzuführen, bedingt wird" (G. Schott). Die lockere Steinbestreuung
des Ostseebodens ist auch unseren Seeoffizieren sehr wohl bekannt; denn
hinter solchen Steinen bleiben die während der Fahrt ausgeworfenen
Thomson-Lote leicht hängen und gehen dann verloren. In den erwähnten
Steingründen aber findet man ganze Steinpackungen, wo die Findlinge
Kante auf Kante aufeiuanderliegen und bis in die Nähe der Meeres-
oberfläche heraufragen. Diese Gründe sind nun zwar ein Eldorado
für den Botaniker, der dort die zierlichsten und schönsten Rotalgen
sammeln kanu; auch habeu sie einen Spezialzweig der Ostseefischerei
zu zeitweilig großartiger Entwicklung gebracht, die sogenannte Stein-
fischerei: von kleinen Jachten und Ewern aus werden die «Steine aus der
Tiefe gefischt oder mit Greif maschinen heraufgeholt und in den See-
städten zu Bauten verwendet. Im übrigen aber sind die Steingründc
mit Recht gefürchtete Hindernisse der großen Schiffahrt. Am be-
kanntesten sind in dieser Hinsicht der Adlergrund und die Oderbauk,
dann in der Beltsee der für die Evolutionen unserer Kriegsmarine sehr
unbequem gelegene Stollergrund. Die meisten übrigen hat Jon. Reixke*11)
bis in den Alsenbelt hinauf auf seiner „Vegetationskarte der westlichen
Ostsee deutschen Antheils" im Einzelnen verzeichnet.
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494 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeretwediroente
Besonders genau untersucht ist der 8 km lange und 4 km breite
Adlergrund, der auf dem südwestlichen Ausläufer der sich an Bornholm
anlehnenden Rönnebank liegt. Hier wurden, wie Freiherr von Löwen-
stern 1876 berichtete512), Tiefen von nur 4,7 und 4,8 m beobachtet.
• Erste Steinfischversuche zeigten, daß die obere Schicht der Untiefe aus
großen, losen Steinen bis 1,75 cbm Volumen besteht, die sehr nahe bei-
einanderliegen und mit glattem Seetang bedeckt sind. Darunter liegt
eine Schicht kleinerer Steine, und diese lagert ihrerseits auf noch
kleinerem Geröll. Im Sommer 1879 wurden zur Wegräumung dieser auf
der Route Danzig-Kiel liegenden, für die Schiffahrt sehr gefährlichen
Untiefe umfangreiche Arbeiten ausgeführt513). Die durch Tauchen be-
wirkten Untersuchungen ergaben, daß die ganze Untiefe, welche Adler-
grund genannt wird, aus einem festen Tonstock besteht, „der außer den
Steinriffen mit Schichten von grobem und feinem Kies, wie auch mit
Ablagerungen von feinem braunen und weißen Sand nur ganz ober-
flächlich bedeckt ist, und dies zeigte sich auch schon daran, daß auf
allen Ankerstellen, wo auch durch das Loth Kies oder Sand angezeigt
war, die Ankerpflüge doch stets Thonboden über Wasser mitbrachten44.
Die Wegräumung wurde mit Steinzangen und durch Taucher bewirkt.
Die gewonnenen Steine wurden z. T. auf tiefem Wasser wieder ver-
senkt (!), z. T. an Land verkauft. Im ganzen wurden 5187,2 cbm Steine
(mit dem mit Wasser erfüllten Zwischenraum in den Riffen gemessen:
6900 cbm) abgeräumt, um überall 6 m Tiefe zu erzielen. Häufig hatten
einzelne Steine 3—4 cbm Inhalt; ein Stein von 6 cbm und 276 Zentner
Gewicht mußte im Schiffsraum vor dem Versenken dreimal gesprengt
werden. Nach der Entfernung der oberen Steinlagen stellte sich heraus,
daß der Riffkern aus einem festen Stock stark kalkhaltigen Diluvial-
mergels bestand, in welchem die unteren Steinschichten eingebettet
gefunden wurden. Um die Steine ans diesem Geschiebemergel zu lockern,
mußte mit Tonit gesprengt werden. Ein trotz dieser Wegräumungs-
arbeiten 29 Seemeilen von Stubbenkammer auf Rügen in Richtung
Bornholm eintretender Unfall S. M. S. „Kaiser Friedrich III." hat dann
um die Jahrhundertwende eine Neuvermessung des Adlergrundes ver-
anlaßt, über welche Deimling514) berichtet hat. Tiefe und Form des
Adlergrundes hatten sich seit der Messung des Jahres 1879 z. T. geändert.
Die Stelle, auf welcher der Unfall des genannten Kriegsschiffes stattfand,
war bis dahin nicht vorhanden oder nicht ermittelt. Ersteres ist das
wahrscheinlichere, da auch sonst Veränderungen des Bodens festgestellt
wurden; diese Veränderungen müssen bei der relativ geringen Größe
der einzelnen Steine (meist unter 1 cbm) auf Treibeis, das schon bis
zu einer Dicke von rund 6 m beim Adlergrund beobachtet wurde, oder
durch die dort herrschenden Grundströmungen (?) oder durch beides
hervorgerufen sein. Der kritische, von NW nach SO sich erstreckende,
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
495
nur 50 m breite und 250 m lange Rücken mit 9,5 m durchschnittlicher
Tiefe trägt ungefähr in der Mitte in einer Breite von 6 — 10 m und einer
Länge von 50 m die Unfallstelle, über der nur 8,2 — 8,5 in Wasser steht.
In ihrem geologischen Aufbau recht geuau bekannt ist aber vor
allem die benachbarte Oderbank, nördlich von Swinemünde. Es standen
nämlich W. Deecke, der darüber ausführlich berichtet hat515), die
Resultate und Proben von 38 im Jahre 1903 durch die Königliche
Hafenbau-Inspektion in Swinemünde auf dem südlichen Teile der Bank
ausgeführten Bohrungen zu Gebote. Diese waren durch die stellenweise
nur 6 m betragende, geringe Tiefe veranlaßt, welche es angezeigt er-
scheinen ließ, dort einen Leuchtturm zu errichten. Die Arbeiten wurden
vom Schiffe aus vorgenommen, wenn der Zustand der See so ruhig war,
daß dasselbe verankert und seitlich ein Bohrgerüst ausgebaut werden
konnte. Eine der Bohrungen reichte bis 30 m unter den Meeresspiegel.
Als Ganzes ergab sich folgendes Profil der Oderbank:
0—6 m : Wasser.
6— 13 m: Heller," feiner Seesand.
13 — 14 m: Feiner Seesand mit C'ardium ednle.
14 — 20 in: Wechselnde Saude mit lokalen Einlagerungen
tonigen oder feinsandigen, kalkigen Materials mit
Holz, Torf, Diatomeen und Süßwassermuscheln.
20 — 30 m: Gröbere bis steinig-kiesige Sande.
Nehmen wir hinzu, daß zu beiden Seiten der Südspitze der Bank durch
die Bohrungen in 20—25 m Tiefe eine Zone von Kies und Geröll an-
getroffen wurde, deren Ablagerung nur in wenigen Metern Wassertiefe
erfolgt sein kann, also auf eine Senkung hinweist, so verstehen wir die
Deutung, welche Deecke diesem Vorkommnis gegeben hat: Als das Eis
die Gebiete der Oderbucht verlassen hatte, hob sich aus dem damals
wesentlich höher gelegenen Lande eine vielleicht durch glaziale Auf-
pressung oder durch Aufschüttung mächtiger Sandin assen (Kames) ent-
standene Hügelgruppe heraus. Die eigenartige, nach Norden verbreiterte
und dort gerundet abgestutzte Form, verbunden mit einem gegen Süden
gerichteten, sich rasch verschmälernden', langen Ansätze kehrt in der
Gegend öfters wieder und ist wohl teils durch die Verhältnisse der
Eiszeit bedingt, teils nachträglich entstanden oder wenigstens schärfer'
ausgeprägt. Dieses Hügelland düfte ca. 20 m über See gelegen haben,
tauchte aber infolge der Litorina- Senkung, welche für die westliche
Ostsee sicher, für die östliche als recht wahrscheinlich anzunehmen ist,
soweit unter, daß nur eine Insel überblieb, nach Gestalt und Zusammen-
setzung vergleichbar etwa der benachbarten, kleinen Insel Rüden. Hier
haben wir im Norden auch einen verbreiterten Kern von Diluvialmassen ;
an diesen setzt sich eine lange, N-S gerichtete Düne an, welche dem
Stidzipfel der Oderbank entspricht. Die Düne besteht aus feinen Sauden,
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496
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
welche der Wind aus der Brandungszone ausbläst und zusammenhäuft.
Zu beiden Seiten am Strande und ziemlich weit hinaus im Bereiche der
Brandung liegt gröberer Sand, erst mit einzelnen nußgroßen Geröllen,
dann typischer Strandkies. Beiden mischt sich angeschwemmtes Holz
in mehr oder minder verfaultem Zustande bei, genau so wie in den
Kies- und Geröllbäudern in 20—25 m Tiefe zu beiden Seiten der Süd-
spitze der Oderbank. Lokale Moor- und Torfbildung, sowie Wiesenkalk-
bildung in Senken vervollständigen das Bild der Insel Rüden, das sich
am Boden der Ostsee in der Oderbank wiederholt, da hier in dem
mittleren Sandstreifen Einlagerungen von Torf, von Wiesenkalk-ähnlichen,
Süßwasser-Diatomeen und -Muscheln (Pisidium) führenden Absätzen ge-
funden wurden, die jenen terrestrischen Bildungen von Rüden durchaus
analog sind. Nach diesen Befunden hält Deecke die Oderbank für eine
nach postglazialer Senkung abradierte Insel oder Inselgruppe mit südlich
ansitzeuder, gleichfalls versunkener Düne. Die Senkung der Oderbank
dürfte, wie erwähnt, mit der sonst für die südwestbaltischen Küsten
festgestellten Litorina-Senkung synchron sein; doch ist es zunächst auf-
fallend, daß in den Bohrungen jegliche Typen einer Litoriua- Fauna,
insbesondere auch die großen, dickschaligen Varietäten von Cardium edule,
sowie Scrobicularia piperata, fehlen; was sich hat nachweisen lassen,
war immer nur das kleine, dünnschalige Brackwasser-Cardium, Teilina
baltica und einzelne Hydrobien. Wenn daher diese Fauna der Litorina-
Zeit angehört, so müßte sie einem brackischen Gewässer entstammen,
und als solches käme die damals durch die Oderbank abgesperrte Oder-
bucht in Frage, in welcher das Süßwasser der Oder, bis die Schwelle
der heutigen Oderbank unter dem Spiegel der See verschwand, zu einem
Haff aufgestaut war — in ähnlicher Weise, wie es jetzt, einen halben
Breitengrad südlicher, durch Usedom und Wollin bewirkt wird. Wie
heute dieses Haff süßeres Wasser und demgemäß eine andere Muschel-
fauna besitzt als die Oderbucht, so damals. Zugleich erklärt sich die
reichliche Beimischung des Holzes in den tieferen Sanden: es sind die
vergangenen, hin- und hergerollten Treibholzmassen, die der Fluß in
seinem Mündungsgebiete, im damaligen Haffe oder in Strandseen ab-
lagerte. Die Oderbank ist nach alledem etwa zur Ancylus-Zeit ein für
die Ostseeküste sehr wichtiges Element gewesen. Sie begrenzte mit
ihren Dünen ein durch ihren Südzipfel zweiteiliges Haff, au dessen
Westende der Ansfluß des Oderwassers in die tiefere See erfolgte, womit
wir uns gleich noch näher befassen werden. Zur Litoriua-Zeit sank sie
allmählich unter den Spiegel der See, wurde eingeebnet und lieferte
dabei einen großen Teil der heute an den Küsten Usedoms und Wollins
liegenden Dünensande.
Für keine Bank der Ostsee liegen die Verhältnisse der Erforschung
so günstig, wie bei der Oderbank; und doch siud wir auch in anderen
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Mecressedimenle
497
Fällen nicht ganz ohne Anhaltspunkte bezüglich der Entstehuugs-
bedingungen.
Zahlreiche Steinpackungen der Ostsee sind ja z. T. wohl ebenfalls
nichts anderes als Reste von weggespülten Inseln. Denn an jedem hohen
und in Rückgang befindlichen Ufer dieses Meeres — so mit erschrecken-
der Deutlichkeit am West- und Nordufer des Samlandes — kann man
beobachten, wie aus den Geschiebemergeln der feine Sand .und Lehm
durch die Brandung und Küstenversetzung weggeschwemmt wird,
während die Steine zurückbleiben. Schon C. Ackermann hat z. B. in
der Beltsee Stollergrund, Walkyriengrund, Sagasbank, Steenrön, Alsen- •
stein, Holstbank und Schönheydebank als solche zerstörte Inseln ange-
sprochen. Gleichwohl ist es auch bei diesen unsere Aufgabe, festzustellen,
welchem besonderen Typus der glazialen Aufschüttungen diese Bildungen
angehören; und dabei ist es an sich nur von untergeordneter Bedeutung,
ob dieselben früher einmal über den Wasserspiegel herausragten oder nicht.
Diese Aufgabe zu lösen, hat E. Büchting in umsichtiger Weise und
mit Berücksichtigung der reichen, die baltischen Küstenländer betreffenden
Glazialliteratur unternommen. Sie unterscheidet Asar und Endmoränen,
auch Stauseeablagerungen, glaubt Zungenbecken mit Drumlins und
Urstromtäler erkennen zu können, und wir wollen kurz diese einzelnen
submarinen Glazialformen des Ostseebodens unter Anführung der haupt-
sächlichsten Beispiele nacheinander besprechen.
Schon in Band I konnten wir von einer Anzahl aus Sand und Kies
bestehender Äsrückeu Mitteilung machen, welche im Finnischen Meer-
busen unweit von Reval z. T. als Inseln, z. T. als submarine Untiefen
auftreten. Solche Bildungen sind in diesem Meerbusen überhaupt ver-
breiteter; sie haben meist NS- oder NW-SO-Richtung und verleihen ihm
ein charakteristisches, streifenförmiges Gepräge. Sie werden gebildet von
langen, schmalen Grüuden und Bänken, die in der Richtung ihrer eigenen
Längserstreckung aneinandergereiht sind. Stellenweise bilden auch Inseln
die Verbindungspunkte. Diese zeigen dann entweder selbst die gleiche
Hauptrichtung, oder wenigstens die Sockel, auf denen sie sich erheben.
Solche Reihen kann man z. T. über die ganze Breite des Finnischen
Meerbusens hinüber bis in den Finnischen Schärenhof hinein verfolgen.
An ihrer Oberfläche sind sie häufig in kleine Haufen aufgelöst. Be-
züglich der Einzelheiten und der Maße muß die Arbeit von E. Büchting
eingesehen werden. Auch die Bottenwiek enthält zahlreiche derartige
Bildungen, welche dort durchweg NW -SO- Streichen haben, wie die
ähnlichen Bildungen auf dem benachbarten schwedischen und finnischen
Festlande. Wie dort sind sie nicht nur parallel der ehemaligen Be-
wegungsrichtung des Eises angeordnet, sondern anscheinend auch an
Aufragungen des Untergrundes gebunden, deren Anordnung wiederum
von Dislokationen abhängt. Einzelne fragliche Äsar scheinen auch im
Andrt-e, Geologie de» Meeresbodens. II. 39
Digitized by Google
498 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
mittelschwedischen Schärengürtel und südlich von Landsort aufzutreten.
In der südlichen Ostsee trägt der kürzlich genauer beschriebene Adler-
grund wahrscheinlich eine Äsbildung. Denn ein hier vorhandener, NXO-
SSW streichender Rücken verläuft parallel den Äsarn bei Helligdomen
auf Bornholm.
Den Rigaer Meerbusen faßt E. BüChting als glaziales Zungen-
becken auf; dies zeige schon seine rundliche Abgrenzung gegeu Süden,
wenn auch jenes Becken ursprünglich viel weiter in dieser Richtung bis
zu der kurläudisch-littauischen Endmoräne gereicht hat. Entsprechend
. solcher Bildung hat der Rigaische Meerbusen einen sehr ebenen Boden,
der nach den Rändern hin wenig ansteigt. Die kleinen, nur wenige Meter
betragenden Aufragungen, die sich über ihn erheben, könnten Reste von
Drumlins sein, wie sie in der Umgebung des Meerbusens zahlreich
vorkommen.
Auch sonst zeigen einige Teile des Ostseebodens eine auffallende
Ebenheit: so das Danziger Tief und die Gegend südlich der Insel Moen.
In beiden Gebieten sollen Eisstauseen bestanden haben, deren Ablage-
rungen den Untergrund in eiuen glatten Seeboden umgewandelt hätten.
Einen nicht geringen Teil der Bänke und Steingründe der Ostsee
aber darf man mit gutem Recht als Endmoränen oder Teile von End-
moränen auffassen. Diese Ansicht ist schon von C. Ackermann,
W. Deeckems) und 0. Krümmel geäußert worden. Wenn es sich auch
im Einzelnen gewiß nicht immer sicher entscheiden läßt, um welche Art von
Moränenbildungeu es sich handelt, so lassen sich doch einige gut zusammen-
hängende Endmoränenzüge erkennen, indem man aus der Richtung und
Ausdehnung einer Reihe von Bänken schließen kann, daß sie Stillstands-
lagen des Eisrückzuges darstellen. Über solcho Endmoränenzüge am
Boden der eigentlichen Ostsee findet sich eine ganze Reihe von Angaben
hauptsächlich in der skandinavischen Literatur; vor allem haben sich
G. DE Geer und H. Munthe mit ihnen beschäftigt. Es sind besonders
fünf bedeutendere Endmoränenzüge, die durch ihre Erstreckung über
die ganze Breite der Ostsee hervorstechen. Der südlichste, also beim
Eisrückgang zuerst entstandene Endmoränenzug zieht dicht an der
deutschen Küste entlang von der Prerow-Bank über Plantagcnet-Grund,
Adlergrund, Stolpe-Bank und eine sich daran anschließende Untiefe nach
Osten. Der Plantagenet- Grund ist schon durch Deecke als Endmoränen-
bildung bestimmt worden517) und findet über den Dornbusch auf Hiddensö
seine Verbindung mit den gleichen Ablagerungen im nördlichen Teile
von Rügen, auf Wittow. Die Verbindung zwischen dem Adlergrund und
Rügen erscheint durch die dort häufigen Steinpackungen nicht unwahr-
scheinlich ; ebenso ist die Möglichkeit einer weiteren östlicheu Fortsetzung
über die Rönnebank und südlich von Bornholm durch die dortigen Stein-
gründe gegeben. Das unregelmäßige Relief im nordöstlichen Teil der
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedi Diente
499
Stolpe -Bank könnte zwar auch dnrch Dmmlins hervorgerufen sein; in-
dessen müßte dann die Eisstillstandslage nur etwas weiter südlich an-
genommen werden, da sich Drumlin- Bildungen immer dicht an End-
moränen anschließen.
Der nächste, nördlich folgende Endmoränenzug bildet eine Fort-
setzung der südschwedischen Endmoräne, die den Kalmarsund an seiner
flachsten Stelle überquert und sich dann auf ölaud nach Süden wendet.
Von dort geht der Zug nach dem südlichsten Ende von Gotland; und
zwar kann man hier vier nebeneinander verlaufende Züge unterscheiden,
von denen der südlichste im Bogen über Olands Södragrund und Nord-
mittelbank zur Hoborgbank geht, der nördlichste aber mehr in gerader
Linie von Südöland nach Nordosten zum südlichen Gotland zieht. Dieses
wird in südwestnordöstlicher Richtung durchzogen. Einen weiteren
Anhaltspunkt findet man in der Mittelgotland vorgelagerten Bank mit
ihrem östlichen Ausläufer. Von diesem ist der Abstand zu den die
Halbinsel Sworbe verlängernden und sich ziemlich weit in die See hinein
erstreckenden Bänken nicht mehr groß. Während der Verlauf dieses
Endmoränenzuges in Schweden und auf den schwedischen Inseln durch
H. Munthe festgestellt worden ist, ist seine Fortsetzung auf ösel und
auf dem anschließenden Festlande durch die Untersuchungen von
Hausen gegeben.
Die dritte Endmoräne stellt eine Fortsetzung des Öland mehr in
der Mitte querenden Zuges dar. Sie verläuft im Bogen uach dem nörd-
lichen Teile von Gotland und durchzieht ihn, sowie Farö in nordöstlicher
Richtung. Er geht dann in vorwiegend westöstlicher Erstreckung zur
Mitte der Tnsel Ösel. Die Fortsetzung von Farö nach Ösel war durch
de Geer angedeutet; sie ist zwar" zunächst an Untiefen nicht zu er-
kennen, dann aber könnte man sie in den weit vorspringenden Bänken,
die sich bei Kap Saritscheff an ösel anschließen, suchen. Munthe da-
gegen läßt diese Endmoräne von Gotland aus nach Norden über Gotska
Sandö weiter gehen.
Die vierte Endmoräne, von Hausen angegeben, beginnt nördlich %
von Öland, geht dann im Bogen nördlich an Gotland vorbei nach Gotska
Sandö und von dort nach der Halbinsel Dagerort auf Dagö. Zwischen
diesen beiden letztgenannten Punkten treten eine ganze Anzahl von
Untiefen als Verbindungsstücke in Erscheinung.
Der fünfte Endmoränenzug endlich verläuft ganz im Norden und
ist nach den Angaben DE Geers eine Fortsetzung der mittelschwedischen
Endmoräne. Er verläßt das schwedische Festland südlich von Stockholm
uud wird in seinem weiteren Verlauf durch die Bänke und Schwellen
bezeichnet, welche den Abschluß der eigentlichen Ostsee gegen die
Alands-See bilden. Bei Hangö geht er in die große finnische Endmoräne,
den Salpausselka, über.
32*
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600 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Außer diesen fünf durchgehenden Zügen kann man noch ver-
schiedene kürzere Endmoränenstrecken unterscheiden, die sich meist als
Fortsetzungen von auf dem Lande bekannten Bildungen ausweisen.
Zwei solche Ansätze kommen an der kurländischen Küste vor, unter
etwa 57°10'N. und nördlich von Libau. Sie sind durch Untiefen
gekennzeichnet. Ein anderes Beispiel ist die Oderbank; diese reicht
mit ihren Ausläufern im Westen bis fast nach Rügen, von welchem sie
nur der alte Oderlauf trennt; im Osten ist die von Deecke festgestellte
Verbindung mit den Pommerschen Endmoränen noch deutlicher iu eiuigeu
bis Kolbcrg reichenden Untiefen zu erkennen. Vielleicht bilden weiterhin
nach E. Geinitz Palmnickener Bank und die Steinriffe von Brüsterort
die submarinen Fortsetzungen der von P. G. Kbaüse beschriebenen End-
moräne des Samlandes.
Ihre heutige Gestalt als Bänke oder Steingründe haben die End-
moränen erst durch die gemeinsame Wirkung der Wellen und der
säkularen Senkung erhalten. Jedenfalls kamen die südlicheren erst
durch die Litorina- Senkung in das Bereich der Brandung, und manche
haben wohl zweifellos zunächst das Stadium der Insel durchlaufen. Das
zeigen auch die noch heutigentages stattfindenden Umwandlungen einiger
Inseln, wie Sprogö, Walfisch und Greifswalder Oie.
„Wie eine Bestätigung der Endmoräne wirken die an einigen
Stellen südlich von ihnen parallel verlaufenden Eintiefungen, in denen
man Urstromtäler sehen könnte. Besonders deutlich ist diese Er-
scheinung bei der Stolpebank. Hier zieht sich eine Rinne 40 — 50 km
von Ost nach West und läßt sich als eine Fortsetzung des alten Leba-
laufes ansehen Eine ähnliche Bildung hat sich früher südlich
des Plantagenetgrundes befunden. Hier hatte der jetzige Strelasund eine
Fortsetzung, die heute aber durch die von den Bänken fortgeführten
Sandmassen zugeschüttet worden ist" (E. Büchtfng).
Schließlich wollen wir hier die Beschreibung des alten Oder-
laufes anschließen, über welchen Einiges schon in Band I gesagt wurde.
• Man kann denselben von der heutigen Odermündung an auf fast 90 km
Länge verfolgen bis in die Breite der Rügener Einbuchtung der Prorer
Wiek. Hier ist, worauf Deecke, der sich eingehend mit dieser Bildung
beschäftigt hat, zeigte, die alte trompeten förmige Mündung noch gut zu
• erkennen. Das Tal schließt sich an die heutige mittelste Mündung, die
Swine, an. Es ist zunächst schmal und kaum gegen die Umgebung ein-
gesenkt nach Osten gerichtet, um sich dann in der Länge von Misdroy
im Bogen zuerst nach Norden und dann nach Südwesten zu wenden.
Hier findet eine Verbreiterung statt, an die sich abermals ein Bogen,
diesmal nach Westen geöffnet, anschließt. Dabei tritt das Tal sehr hart
au die Oderbank heran und der Fluß scheint ziemlich stark erodiert zu
haben. Denn die Oderbank hat an dieser Stelle eiuen verhältnismäßig
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Geographische Verbreitung der verschiedenen MeerrssedimeDte 501
steilen Abhang, den man wohl als Prallhang bezeichnen könnte. Die
Oder floß von dort nach Nordwesten, um dann einen nach Osten
geöffneten Mäander zu bilden. Sowohl vor dem Rügenschen Ufer
zwischen Nordperd und Granitzerort, wie bei Saßnitz ist die Böschung
verhältnismäßig steil, wenn sie auch die der südlichen Oderbank nicht
erreicht. Das Tal ist in diesem Teile viel breiter, als im Süden, aber
auch viel tiefer, besonders in der Mitte sind noch einige tiefere Rinnen
von über 20 m vorhanden, die aber nicht mehr in fortlaufendem
Zusammenhange stehen. Das Gefäll von der heutigen Mündung bis zu
der früheren beträgt ungefähr 15 m, wobei für die erstere 5 bis 9 ra
durchschnittliche Tiefe 'angenommen worden ist. Der Beginn ist sehr
wenig ausgeprägt, was wohl auf spätere Versandungen zurückzuführen
ist. — Soweit die jüngste Beschreibung der alten Fortsetzung des Oder-
laufes durch E. Büchting. Daß diese jetzt submarine Klußrinne ein
Relikt der Ancylus-Zeit ist, haben wir bereits früher auseinandergesetzt.
Endlich wäre aber noch darauf hinzuweisen, daß zweifellos auch
tektonische Störungen, z. T. wohl schon höheren Alters, bei der Ge-
staltung der Bänke der Ostsee mitgewirkt haben, indem sie z. B. die
jeweilige Höhenlage älterer Gesteinssockel bedingten. Das gilt ins-
besondere für diejenigen, welche in den südlichen und südwestlichen
Teilen dieses Meeres liegen, denen die gleiche Tektonik zukommen
dürfte, wie dem „Niederdeutschen Becken" mit seinen „saxonischen
Brüchen " (H. Stille).
So stellt die Rönnebank nicht nur in ihren Umrissen, sondern
auch geotektonisch eine Fortsetzung von Bornholm dar. Sie wird von
den im Süden der Insel einsinkenden, jüngeren Schichten gebildet, und
ihre Begrenzung verdankt sie Brüchen, die denen, welche Bornholm be-
grenzen, parallel laufen oder dieselben fortsetzen. Besonders auffallend
ist diese Übereinstimmung im Osten, wo der Anstieg sowohl bei der
Tnsel, wie bei der Bank sehr steil ist. Dieser Bruch ist eine Ver-
längerung der Spalte, welche die kristallinen Gesteine des schwedischen
Festlandes von dem Cambrium und Silur ölands trennt. Der sich an-*
schließende Adlergrund, wenn auch in der Hauptsache eiszeitlicher
Eutstehuug, scheint doch auch eine tektonisch bedingte NW-Grenze zu
haben, da diese als eine Verlängerung der Südküste von Jasmund auf-
gefaßt werden kann.
Die Oderbank ist, wie wir sahen, eine versunkene Sedimentscholle,
die nicht nur der Halbinsel Jasmund auf Rügen ähnlich sieht, sondern
auch ihre Begrenzungslinien fallen in die Richtung dort bekannter
Bruchspalten. Insbesondere bildet ihr Südwestrand eine Fortsetzung der
auf Rügen zwischen Arkona und Königsstuhl auftretenden Störung.
Auch der Plantagenet -Grund stellt eine Sedimentscholle dar und
ist als Kreidehorst aufzufassen.
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502 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Schwieriger mit Bezug auf eiue etwaige tektonische Anlage- zu
deuteu ist endlich die Stolpe-Bank. Es sind besonders drei Richtungen,
welche in der Erstreckung dieser Bank auffallen. Die SW-NÜ gerichteten,
der pommerschen Küste parallelen Bänder könnten nach Deecke als
die äußersten nördlichen Kennzeichen der „erzgebirgischen Faltung"
aufgefaßt werden. Die Fortsetzung der SO-NW gerichteten Einzelrückeu
würde gegen NW in die Bruchzone zwischen Schonen und Blekings
Smaland gerade hineinfallen, aber damit ist der lauge östliche Zipfel
mit seiner geraden Begrenzung, die auch der 40 m-Linie zukommt, noch
nicht gedeutet. Die O-W- Richtung dieses Zipfels ist aber der Ostsee
keineswegs fremd; denn wir finden sie auch* in der Nordküste des
Samlandes wieder, wo sie zweifellos als tektonische Bruchlinie augelegt
ist, wenn diese auch, wegen der andauernden starken Zerstörung des
Kliffs, jetzt weiter draußen in See gesucht werden muß. Die Süd-
küste von Schonen uud die Südgrenze der mächtigen, zwischen öland
und Südgotland sich einschiebeuden Mittelbank folgt der gleichen
Richtung. Der fast eiue gerade Linie bildenden Nordgrenze des Sam-
landes und der Stolpe-Bank geht das Pommersche Ufer von Wittenberg
bis Rixhöft parallel. Dem gleichen System aber gehört schließlich auch
der Finnische Meerbusen in seiner Gesamtanlage, sowie der Glintraud
Estlands, der Mälaren und Hjelmaren an, und diese Übereinstimmung
beweist, daß dasselbe ein höheres Alter besitzt. Fügen wir aber hinzu,
daß in der Hoborg-Bank ein silurischer Kern stecken und auch die
Bänke nördlich von Dagö silurische Gesteine enthalten dürften, daß
die Mittelbank von Deecke ebenfalls analog den Nachbarinseln Got-
land und Öland als eine silurische Tafel aufgefaßt wird, so wird ver-
ständlich, daß es schon diesem Autor nicht aasgeschlossen erschien,
daß die Stolpe-Bank „nicht mehr zu Pommern, sondern eigentlich schon
zum skandinavischen Schilde zu rechnen" sei. Wenn damit nun auch
keineswegs gesagt zu sein braucht, daß silurische Gesteiue den Kern
der Stolpe-Bank bilden, und es vielmehr wahrscheinlich ist, daß es
jüngere Glieder der ostbaltischeu Sedimentserie sind, so ist die geo-
tektonische Zugehörigkeit eines älteren Kerns der Stolpe -Bank zum
Baltisch -Russischen Schild doch auch durch ihre Lage nordöstlich der
Südwestgrenze desselben gegen das saxonische Bruchfaltenfeld des
„Niederdeutscheu Beckens" als naheliegend zu erachten. Vielleicht ist
die Bank beiden geotektonischen Gliedern Europas zugehörig, und ihre
mehrlappige Form durch die Interferenz der verschieden gerichteten
Störungen bedingt, da nicht angenommen werden kann, daß die Scheidung
des baltisch-russischen Schildes gegen seine südwestliche Nachbarschaft
eine mathematische Linie, bezw. Fläche ist, sondern eine Übergangszone
vorhanden sein dürfte.
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Geographi&che Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 503
Damit aber wollen wir diesen Abschnitt nunmehr abschließen,
indem wir bezüglich weiterer Einzelheiten insbesondere auf die zitierten
Arbeiten von W. Deecke und die Zusammenstellung von E. Büchting
verweisen.
Ältere Gesteine am Boden der Nord- und Ostsee
Schon im vorigen Abschnitte, der im Allgemeinen von den Formen
des Bodens der heimischen Meere handelte, ließ es sich nicht vermeiden,
hier und da auch auf die den Boden selbst zusammensetzenden älteren
Gesteinsbildungen hinzuweisen, wenn es sich hierbei auch in den meisten
Fällen nur um Vermutungen und Schlußfolgerungen handeln und nur
wenige tatsächliche Befunde, wie z. B. von der Oderbank in der süd-
lichen Ostsee, angeführt werden konnten. Diesen Befunden sollen an
dieser Stelle noch einige weitere angeschlossen werden, welche für die
Entwicklungsgeschichte der in Frage stehenden Meere von Bedeutung sind.
Die Nordsee
Es ist in einem der ersten Abschnitte dieses Bandes darauf hin-
gewiesen worden, daß die Schelfe bezüglich ihrer Zusammensetzung als
die direkten submarinen Fortsetzungen des Festlandes zu gelten haben,
und es wurden gleichzeitig mehrere Beispiele hierfür angeführt. Auch
aus der Nordsee lassen sich Beweise für diese Auffassung erbringen. Etwa
80 km von der Küste von Lincolnshire entfernt liegt am Boden der
Nordsee eine als „Coal pit" bekannte Stelle, an welcher durch Lotungen
mehrfach das Auftreten von Kohlestückchen festgestellt wurde.
Englische Geologen haben schon wiederholt darauf hingewiesen, daß es
sich hier um einen Ausstrich des Yorkshire- Kohlenbeckens handele,
welches sich bis weit unter die Nordsee erstrecken müsse; Dunston M8)
vermutete in der Gegend dieses „Coal pit" den Ostrand des genannten
Beckens. Ähnliches mag auch von anderen Gesteinen gelten; doch wird
auf solche Vorkommnisse natürlich weniger geachtet, wenn es sich nicht,
wie in diesem Falle, um nutzbare Gesteine oder aber um durch Fossil-
reichtum an sich bezw. durch Leitfossilien gut charakterisierte Horizonte
handelt, Hin und wieder gibt auch die Verbreitung von Glazialgeschieben
Anhaltspunkte bezüglich des Vorkommens von bestimmten Gesteinen am
"Meeresboden; und es darf in diesem Zusammenhange vielleicht darauf
hingewiesen werden, daß die dänischen Geologen die Geschiebe des
oberen Jura, die man in Nord westjütl and findet, auf am Grunde des
Skagerraks ausstreichende Schichten zurückführen, da sonst in diesen
Gegenden weit und breit nichts von anstehendem Oberjura bekannt
geworden ist.
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504
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Wohl würde es nun möglich sein, aus der Verbreitung und Art
der verschiedenaltrigen Sedimente auf den die Nordsee umgebenden
Festlandsflächen und Inseln Schlüsse auf die Entwicklungsgeschichte
dieses Meeres in den verschiedenen Zeiten der Erdgeschichte zu ziehen ;
zahlreiche Anhaltspunkte für eine solche Darstellung sind ja schon jetzt
in der Literatur vorhanden und würden sich durch eine paläo-
geographische Auswertung der stratigraphischen Befunde des west-
europäischen Mesozoikums und Tertiärs unschwer noch vermehren lassen.
Doch fällt eine solche erdgeschichtlich - paläogeographische Darstellung
aus dem Rahmen der vorliegenden Erörterungen heraus, und wir wenden
uns jüngeren Bildungen zu, von denen wir tatsächliche Belege vom
Boden der Nordsee besitzen.
Von der weiten Verbreitung der submarin ausstreichenden Torf-
lager an den Küsten der Nordsee ist bereits früher die Rede gewesen,
als vom Meertorf und den Torfgeröllen unserer Küsten gesprochen wurde.
In den meisten Fällen ist ihr Auftreten an das Vorhandensein wandernden
Dünensandes geknüpft, welcher hier über Torf, dort über Marsch- und
Schlickböden, sowie Wälder hinüberschritt, die dann hinter ihm am
Meeresufer, ein oder einige Meter unter dem mittleren Meeresspiegel,
wieder zum Vorschein kommen. Alle ostfriesischen Inseln, Wangeroog,
Spiekeroog, Langeoog, Baltrum, Norderney, Juist und Borkum, bestehen
in der Hauptsache aus Dünen, welche landwärts,' also in der Richtung
nach Süden, über Torf und tonigen Moorboden hinweggewandert sind.
Dasselbe gilt größtenteils von der westlichen Fortsetzung dieser Insel-
reihe, den zu Holland gehörigen westfriesischen Inseln; doch haben
Ameland, sowie Terschelling kleine diluviale Kerne, welche sich, wie
schon Alfr. Jentzsch gelegentlich ausgeführt hat, den diluvialen Kernen
der Kurischen Nehrung bei Sarkau und Rossitten an die Seite stellen
lassen. Ähnliches trifft für die nordfriesischen Inseln zu ; die Insel Röm,
sowie die nördlichen und südlichen Haken der Inseln Sylt und Ammm
tragen Dünen, während die Kerne dieser beiden Inseln Diluvium, bei
Sylt auch Miozän enthalten. Bei den nordfriesischen Inseln wanderten
die Dünen nach Osten, um an der Westküste niedergepreßten Torf und
Marschboden am Meeresgrund freizulegen. In einem einzigen Winter
(1870/71) wurden auf Sylt 400 Fuder gestrandeten Torfes als Brennstoff
in die Dörfer gefahren. Wuchs auf solchem Torfuntergrund ein Wald,
so wurden auch dessen Wurzeln unter den Meeresspiegel herabgedrückt*
und bis mannshohe Baumstubben umsäumen dann, fest im Meeresboden
wurzelnd, den Strand. Solche unterseeischen WTälder sind an der West-
küste Schleswig-Holsteins, hier bei Friedrichstadt angeblich bis zu 10 m
Wassertiefe, und auch anderwärts bis nach der holländischen Küste hin
gefunden worden519) und auch an den englischen Küsten weit verbreitet,
wie eine besondere Darstellung von Cl. Reid, die wir schon früher
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meercssedimente 505
zitierten, zeigt67). Selbst Gräber und andere alte Kulturreste gelangten
durch gleiche Ursachen in das Bereich des Meeres, so die Brunnen-
gräber und Hausplätze, welche, nach der Angabe von Jentzsch, vor
mehr als hundert Jahren bei ungewöhnlich tiefer Ebbe nordwestlich der
Insel Borkum zutage traten.
An und für sich ist das Vorkommen dieser „untermeerischen* Torfe,
wie wir bereits- früher angedeutet haben, noch kein sicherer Beweis für
eine junge Senkung der Küste, selbst wenn der Ausstrich der Lager
einige Meter unter Mittelwasser erfolgt, da es sich um verlandete Senken
handeln kann, die von Anbeginn an bis unter den Meeresspiegel reichten
und nachträglich in das Bereich der Küstenzerstörung hineinrückten.
Dabei wird man auch nicht geringe Beträge einerseits für die Zusammen-
pressung der Torfe, wie auch für die Wasserauspressuug etwa unter-
lagernder Schlicke usw. ansetzen dürfen. Und so ist in der Tat auch
kein anderer sicherer Beweis für eine rezente Senkung der Nordseeküste
zu erbringen, was schon F. Wahnschaffe ''20) bei Besprechung der Meer-
torfe feststellen konnte und wie auch eine neuere Polemik über diese
Frage ergeben haben dürfte521). Anders dagegen ist es mit einer älteren
Senkung! Wenn z. B. Prestel522) in dem Marschgebiet bei Emden eine
Wechsellagerung von Meeresschlick und Dargmoor (Schilftorf) bis zu
einer Tiefe von 10 — 16 m und derart feststellen konnte, daß die jüngsten,
durchschnittlich 4 m mächtigen Marschbildungen von Dargmoor unter-
teuft werden, so ergibt sich hieraus ebensogut eine tatsächliche Senkung,
wie aus den Beobachtungen von E. Geinitz beim Heiligen Damm, Con-
venter See und dein Hafen von Warnemünde oder denjenigen von Jentzsch
bei Pillau und Königsberg. Aber es haudelt sich hier um die in einen be-
stimmten Abschnitt der Postglazialzeit fallende, schon mehrfach gestreifte
Litorina-Senkung, also ein mehrere Tausend Jahre zurückliegendes Er-
eignis. Die gewaltigen Zerstörungen oder Veränderungen der Nordsee-
küste sind also in historischer Zeit ohne nachweisbare Senkung lediglich
durch Ebbe und Flut, sowie starke Sturmfluten, allerdings im Verein
mit der sehr wenig widerstandsfähigen Beschaffenheit der Bodenarten,
hervorgerufen. Vom Ende des 13. bis in die erste Hälfte des 16. Jahr-
hunderts wurde der Dollart gebildet, in der Zeit von 1218 — 1282 ent-
stand die Verbindung des Zuidersees mit dem offenen Meere, und im
Jahre 1218 bildete sich der Jadebusen, der mit der Mündung der Weser
in Verbindung trat, welche sich um das Jahr 1500 mit mehreren Armen
in diesen Busen ergoß. Der Ufersaum der friesischen, die holländische
und deutsche Nordseeküste umgebenden Inseln hat einstmals mit dem
Festlande in Zusammenhang gestanden und die eine Insel war mit der
anderen durch Nehrungen verbunden, auf denen sich mächtige Dünen-
züge entwickelten. Dieser Uferwall ist dann aber durch die zerstörende
Kraft der Nordseewellen au zahlreichen Stellen durchbrochen worden,
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5(»6
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
and das dahinter gelegene Marschland verwandelte sich in das sogenannte
Wattenmeer, dessen Sedimente wir früher kennen gelernt haben. Oft
draug das Meer weit in das ursprüngliche Land ein und schnitt tiefe
Furchen ein, die den Namen „Balgen" (z. B. die „Blaue Balge41 östlich
Wangeroog) führen.
Postglaziale, aber prähistorische Senkung müssen wir dagegen auch
für die Doggerbankfunde annehmen, denen wir uns nunmehr zuwenden
wollen. Es handelt sich einerseits um die schon erwähnten Reste z. T.
großer diluvialer Landwirbeltiere, anderseits aber um Torfe, und neuer-
dings ist außer Grundmoräuenmateriai auch noch ein subfossiler, mariner
Ton mit Molluskenresten bekannt geworden. Über die erstgenannten
Funde hat u. A. Cl. Heid in einem besonderen Kapitel seines Büchleins
über die -submarinen Wälderu der Küsten Englands berichtet.
Über Funde von Glazialgeschieben aus Feuerstein, senoner Schreib-
kreide und Mergel, Gangquarz, Quarzit, Grauwacke, Kalkstein, Glaukonit-
saudsteinkuollen und kristallinen Gesteinen hat P. Tesch ''23) aus 21—30 m
Tiefe und zwischen 1° und 2° 0. und 54° und 55° N. gesprochen.
Wie das Vorkommen submariuer Torfe rings um die Küsten der
Nordsee verbreitet ist, so sind solche auch nicht auf 'die Doggerbank
beschränkt. So berichtete H. Potonie nach Angaben von W. Wolft,
daß anstehende Torfe an verschiedenen Stellen des Nordseebodens weit
außerhalb der nördlichen deutschen und westlichen dänischen Küsten in
Wassertiefen bis zu etwa 60 m vorkommen. Z. B. wurde derartiger
Torf durch einen Altonaer Fischdampfer auf der Kleinen Fischerbank
weit westlich von Jütlaud gedredscht. Im April 1912 machte ein Fahr-
zeug der Kgl. Biologischen Anstalt auf Helgoland etwa 55 km nord-
westlich dieses Felseneilandes in 36 m Wassertiefe einen ähnlichen Fund.
Stücke dieses von Bohrmuscheln bewohnten Flachmoortorfes würden der
Kgl. Geologischen Landesanstalt in Berlin eingeschickt und darin
von H. Potonie Arundo phragmites-Rhizoine und Hölzer festgestellt.
Die Torfablagerungen der Doggerbank selbst haben durch
H. Whiteheap und H. H. Goodchlld 5su) eine eingehende Beschreibung
erfahren, welcher ein Bericht von Clement Heid und Mbs. Reid über
die darin enthaltenen Pflanzenreste beigegeben ist. Leider ist über das
genaue Anstehende dieser den Fischern als „moorlog" bekannten, zähen
und kompakten Torfsubstanz ebenso wenig Sicheres zu sagen, wie bei
den meisten anderen neueren Doggerbankfunden, weil die ausgedehnte
Schleppnetzfischerei das Material dieser von den Fischdampfern zahl-
reicher Nationen besuchten Fischgründe außerordentlich stark disloziert
hat, Wenn Cl. Reid zwar meint, schon die Anbohrung eines Teiles
der Stücke durch Pholas parva zeige, daß es sich um Anstehendes handeln
müsse, so vermögen wir dem allerdings nicht beizupflichten, da uns auch
von Pholadeu augebohrte Gerölle bekannt sind. Immerhin ergeben die
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 507
zahlreichen Funde dieser Ablagerung doch soviel, daß ein Lager von
Torf in einer Tiefe von mehr als 18 ra lockere, sandige Schichten und
vielleicht Geschiebemergel überdeckt, welche weitere 18 m weif nach
unten reichen. Wahrscheinlich sind mehrere solche Torflager vorhanden.
Die meisten Torfproben werden zwar gewöhnlich auf den Abhängen der
Bank in Tiefen von 40—42 m gefunden, aber im südwestlichen Teile
der Bank finden sie sich sowohl auf ihrem Gipfel, wie auf dem Abfall.
Ein feiner grauer Sand, abweichend von den rezenten Sanden der Nord-
see, welche viel grüber sind, scheint die L nterlage des Torfes zu bilden;
Reid möchte denselben für ein Ästuarsediment halten.
Was uun den Torf von der Doggerbank selbst betrifft, so zeigten
die Cl. Reid vorliegenden Proben nur sehr geringe Unterschiede unter-
einander, wie sie auch sonst unter Proben aus ein und demselben Moore
vorkommen. Der Torf ist blättrig, wird beim Trocknen sehr hart und
enthält nur wenige erkennbare Pflanzenrcstc. Die sehr geringe Bei-
mengung anorganischer Verunreinigungen deutet auf die Mitte eines
ausgedehnten Moorgebietes, dessen Flora lediglich Sumpfpflanzen beher-
bergte. Das Meer war wahrscheinlich ziemlich entfernt, da an Brack-
wasser oder gelegentliche Überflutungen von Meerwasser angepaßte
Pflanzen fast ganz fehlen ; doch enthielt ein Stück Früchte von Ruppia.
Das Klima muß ein nördliches gewesen sein. Weißbirke, Weide und
Hasel waren die einzigsten Bäume; die Erle fehlt. Die Liste der ge-
fundenen Pflanzen ist folgende:
Ranunculus lingua Betula alba
Castalia alba „ nana
Cochlearia sp. Corvlus Avellana
Lychnis Flos-cuculi Salix repeus
Arenaria trinervia „ aurita
Spiraea Ulmaria Sparganium simplex
Rubus fruticosus Alisma Plantago
Epilobium sp. Potamogeton natans
Galium sp. Ruppia rostellata
Valeriana officinalis Scirpus sp.
Menyauthes trifoliata Carex sp.
Lycopus europacus Phragmites communis.
Atriplex patula
Von neun, durch G. C. Champion bestimmten Käferarten gehören
zwei zu Bewohnern von sandigen Böden, sodaß es wahrscheinlich ist,
daß gegen die Küste zu ein Gürtel von Dünen lag.
Reid zieht Vergleiche dieser Bildungen mit den versunkenen
Wäldern verschiedener Fundorte an den Küsten Großbritanniens, Hol-
lands usw., die er z. T. in direkte Verbindung miteinander bringt, und
weist darauf hin, wie wichtig eine durchgreifende, von wissenschaftlichen
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508 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Gesichtspunkten ausgehende Untersuchung der Doggerbank sein müßte,
da die bisherigen Gelegenheitsfunde durch Fischdampfer doch nur be-
dingten Wert besäßen.
Gleiches gilt aber auch für die schon mehrfach erwähnten Funde
der Knochen von diluvialen Wirbeltieren. Seit über 50 Jahren ist den
Geologen bekannt, daß die Nordsee an verschiedenen Punkten die Knochen
von Landwirbeltieren liefert, und zwar größtenteils von ausgestorbenen
Formen. Die ersten Funde verdankte man Austernfischern; die späteren
wurden bei der Schleppnetzfischerei ans Tageslicht gebracht. . Die best«
Sammlung dieser Dinge besitzt das Britische Museum in London, wo
sie durch William Davies untersucht wurden. Die Knochen stammen
von zwei Lokalitäten. Die eine liegt unweit der Küste von Norfolk vor
Happisburgh und lieferte vor allem Zähne von Elephas meridionalis;
diese Fossilien werden aus den (pliozänen oder) eingeschwemmte Pliozän-
fossilien enthaltenden, diluvialen Oromer Forest-beds, welche hier der
Zerstörung durch die Brandungswelle unterliegen, freigelegt; sie sollen
uns in diesem Zusammenhange nicht weiter interessieren. Wichtiger
für uns sind die Funde auf der Doggerbank selbst, über deren eigent-
liches Lager nichts Sicheres bekannt ist und schwerlich noch bekannt
werden wird, weil, wie erwähnt, die Schleppnetzfischerei den Boden
doch schon sehr stark in Mitleidenschaft gezogen hat. Und so werden
heute solche früher häufiger gefundenen Säugetierknochen nur noch selten
angetroffen, etwa wenn Sandbänke sich verschieben, wie es unter dem
Einfluß der Gezeiten geschieht. Die Knochen, welche auf der Doggerbank,
gemischt mit den Resten rezenter Tiere und nicht selten bewachsen mit
rezenten Austern, Balanen oder Serpein, den Fischern in die Netze geraten,
gehören folgenden Formen an: Ursus (Bär), Canis lupus (Wolf), Hyaena
spelaea, Cervus megaceros (Irischer Riesenhirsch), Cervus elaphns (Edel-
hirsch), Cervus Browni, Rangifer tarandus (Rentier), Bos primigenius
(Auerochse), Bison priscus (Bison), Equus caballus (Wildpferd), Rhinoceros
tichorhinus (wollhaariges Nashorn), Elephas primigenius (Mammut),
Castor fiber (Biber) und Trichechus rosmarus (Walroß).
Diesen Diluvialfunden der Doggerbank schließen sich nun noch
neuere eines marinen Tones an, welchen .T. W. Stather525) eingehender
beschrieben hat. Es handelt sich um meist duukelgefärbte Tone, die
einerseits gelegentlich den gedredschten Stücken von „moorlog" anhängen,
anderseits aber auch, besonders auf einer größeren Fläche am Nordrand
der Doggerbank, den „Clay-banks" der Fischer, in die Netze kommen.
Die von dem genannten Autor genauer untersuchte Probe des Tones
stammte aus 55° 24' N., 3° 10' 0. aus einer Tiefe von ca. 36 m, zu-
sammen mit „moorlog". Der im feuchten Zustande schwarze Ton wird
nach dem Trocknen heller und ist den Sedimenten nicht unähnlich,
welche in den äußeren Teilen der Humber-Mündung gefunden werden.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente
509
Er enthält teilweise zahlreiche marine Schalreste. Die größeren Bivalven,
von denen manche zweiklappig erhalten sind, zeigen Spuren von Zer-
malmung; in einigen Fällen ist Cuticula und Färbung noch unzerstört.
Häufig sind Foramiuiferen ; daneben bestimmte Cl. Reid noch folgende
Formen :
Flustra sp. Littoriua rudis Maton.
Anomia ephippium L. Onoba (Rissoa) striata J. Adams
Cardium edule L. Zippora (Rissoa) membranacea J. Adams
Montacuta sp. Paludestrina stagnalis Baster (Hydrobia
Mytilus oder Modiola sp. ulvae).
Littoriua obtusata L.
Dieser Schalenton weicht durchaus von den normalen sandigen Sedimenten
der jetzigen Nordsee ab und ist, wie der wohl darüberliegende Torf,
eine Ablagerung vergangener Zeiten; sein subfossiler Inhalt deutet auf
Flach wasser, steht also in Gegensatz zu der jetzigen Fundtiefe von
ca. 36 ni. Da der Torf ein Erzeugnis des Landes ist, muß der Schalen-
ton einmal gehoben, dann aber zusammen mit dem inzwischen darüber
gebildeten Torf um einen stärkeren Betrag wieder gesenkt worden sein.
So geben uns die Funde der Doggerbank, wenn es auch einstweilen
nur Stichproben sind, doch schon mannigfache Einblicke in die Geschichte
der Nordsee, in das wechselvolle Geschehen, das hier in den jüngste
vergangenen Zeiten der Erdgeschichte stattgefunden hat. Vielleicht wird
die Doggerbank auch einmal menschliche Artefakte liefern, wie wir sie
ja aus den umgebenden Ländern schon in großer Zahl, aber erst ver-
einzelt vom Boden der Nordsee selbst kennen; so erwähne ich nach
PHILIPP8EN, daß bei Laugeness über einem Tuul-Lager in einer marinen
Schlickschicht neben vielen Knochen eines Potwales eine Lanzenspitze
aus Feuerstein gefunden wurde, mit welcher jenes Tier in der Steinzeit
jedenfalls erlegt oder doch verwundet worden ist.
Die Ostsee
Auch vom Boden der Ostsee sind eine Reihe von Gesteiusbildungeu
aus vergangenen Zeiten bekannt geworden. Daß sich die Sockel der
baltischen Tafelinseln unter die Ostsee fortsetzen, braucht hierbei ebenso
weuig weiter ausgeführt zu werden, wie etwa das Auftreten devonischer
Gesteine am Boden des Rigaischen Meerbusens, deren Anlösung durch
das Ostseewasser C. Grewingk beschrieben hat. Von größerem Interesse
ist es, daß im Älandsbecken zwischen Aland auf der einen, Gräsö, Singö
und Väddö auf der anderen Seite gewisse Horizonte des Silurs anstehen,
von denen auf dem Festlande nur in Geschieben etwas bekannt ist: der
sogenannte „Ostseekalk", mit dem sich C. Wiman in mehreren Arbeiten,
die auch E. BCchting zitierte, befaßt hat. Blöcke dieses Horizontes
wurden z. B. bei Aland und Torrön aufgefischt. Wahrscheinlich hängt
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510
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
die Erhaltung dieser Silurscholle inmitten der viel älteren Gesteine der
Umgebung mit tektonischer Versenkung zusammen, und es darf daran
erinnert werden, daß wir schon früher die Älandsee als tektonisch be-
dingten Kessel aufgefaßt haben.
Wahrscheinlich gilt Ähnliches wie vom Ostseekalk von manchen
anderen Gesteinshorizonten des Paläozoikum (uud Mesozoikum), die in
Geschieben z. B. in Norddeutschland gefunden werden, ohne daß bisher
ihr Anstehendes in Skandinavien, auf den Tafelinseln oder auf dem Fest-
lande der russischen Ostseeprovinzen bekannt geworden wäre; und es
ist nicht zu bezweifeln, daß hier weitere Untersuchungen, wie sie z. B.
Mukthe anregte, schöne Resultate versprechen.
Unnötig ist es, an dieser Stelle noch einmal ausführlicher der
diluvialen Ablagerungen zu gedenken, welche in den Bänken und Stein-
gründen vorliegen und schon in einem früheren Abschnitte im Zusammen-
hange mit den von ihnen gebildeten Formen eingehender behandelt wurden.
Einige Anhaltspunkte besitzen wir aber auch über die postglazialen
Bildungen des Ostscebodens. Während die rezenten Sedimente der Ostsee
im Allgemeinen arm an Kalk sind, haben die z. T. tief in den Ostsee-
boden hinuntergreifenden Lotungen der schwedischen Ostseeexpedition
des Jahres 1877 kalkreichere Proben aus vergangener Zeit zutage ge-
fördert. So sind um Bornholm und Oeland unter den modernen kalk-
armen Schichten Mergel gefunden worden, welche Münthe, der Bearbeiter
dieser Proben, für ^ishafsmergel" erklärt hat, also wohl für eine Ab-
lagerung des Yoldia-Meeres der Postglazialzeit 52*). In die Ancylus-Zeit
versetzte derselbe Autor ein sandiges Sediment, welches in 56 m Tiefe auf
«Klintu-Station 91 nahe der Südspitze von Gotland gelotet war; es enthielt
neben 2,ll°/o MgOO, 14,43°/o Ca CO* und führte überwiegend Diatomeen,
welche entweder reine Süßwasserformen sind oder aber sowohl im Süß-,
wie im Brackwasser auftreten. Zwei Bodenproben endlich entstammen der
Litorina-Zeit; die eine, auf „ AlfhiW-Station 51 zwischen Bügen und Schonen
aus 45 m Tiefe zutage gebrachte, ist ein sandhaltiger Ton mit 0,68 °/o
CaCO» und 1,72 ü/o MgCOs; sie zeichnet sich besonders noch durch den
Fund von Cyprina islandica aus, welche in der jetzigen Ostsee ja nicht
mehr auftritt. Die zweite Probe der Litorina-Zeit, ebenfalls ein sand-
haltiger Ton, mit 0,43 °/o CaC03 und 0,65 °/o MgCOs, wurde aus 66 m
Tiefe auf „Klint "-Station 89 zwischen Oeland und Gotland gelotet.
Setzen wir hinzu, daß, wie W. Wolff angibt, in einer einzigen,
schalenreichen Grundprobe bei der Insel Laesö im Kattegat sowohl
charakteristische Vertreter einer borealen Epoche, wie auch der Litorina-
Zeit und der Neuzeit gefunden und daß im Kieler Hafen neben Torf aus
einer alten Süßwasserperiode der Föhrde Austernschalen aus der Litorina-
Zeit bekannt geworden sind, so zeigen diese Stichproben, welche reichen
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 511
Funde auch am Boden der Ostsee -noch gemacht werden könnten, weuu
in dieser Hinsicht systematische Untersuchungen vorgenommen würden.
Wie die Küsten der Nordsee, so sind auch die der südlichen Ostsee
reich an unternieerischen Torflagern. An der hinterpommerschen Küste
bis zur Spitze von Rixhöft in Westpreußen schreiten die Dünen über
meilenlange Torfmoore hinweg, pressen sie zusammen und lassen sie als
Meertorf au der Küste wieder hervortreten. . Wälder, die auf solchem
Torfuntergrund wuchsen, treten als „unterseeische Wälder" an dieser
Küstenstrecke z. B. bei Leba zutage; ein anderes bekanntes, schon
früher erwähntes Vorkommnis liegt bis in 2 m Wassertiefe am Wald-
hause ostlich des samländischen Seebades Cranz, also auf der Wurzel
der Kurischen Nehrung; ähnliche treten auf dieser selbst, zwischen
Sarkau und Nidden, gelegentlich unter den Strandablagerungeu zutage.
Andere finden sich auf der Frischen Nehrung, in Pommern, an der Ost-
küste Holsteins (Probstei) und auf den Dänischen Inseln. Au der Süd-
küste Bornholins wurden nach G. Forchhammer 527) große Fichtenstämme
in der Ostsee bis zu einer Tiefe von ca. 10 m beobachtet. Die schon
von Edvard Erdmann528) beschriebenen, vom Boden des Kattegat
zwischen Skagen und Gotenburg aus 35 — 47 m Tiefe zutage geförderten,
abgerollten und von Pholas erispata angebohrten Stücke eines fest ge-
preßten Torfes aus einer verhältnismäßig späten Periode der Postglazial-
zeit lassen sich nach G. Andersson 629) mit größter Wahrscheinlichkeit
auf Torflager zurückführen, welche an der Nordwestküste von Skagen
anstehen, von wo Stücke durch die Brandung lösgebrochen, gerollt und
abgerundet und dann durch Strömungen um Skagen herum in das tiefere
Wasser des Kattegat transportiert wurden.
Daß diese „unterseeischen Torflager und Wälder** nur eine sehr
bedingte Beweiskraft für eiue junge Senkung der Küsten haben, ist
früher auseinandergesetzt worden. Daß solche Senkung aber in ver-
gangener Zeit, eben der Litorina-Zeit, tatsächlich stattgefunden hat,
zeigen auch die Funde versenkter Prähistorika, welche Deecke580) für
den südlichen Teil der westlichen Ostsee zusammengestellt hat. Mag
mau auch über seine Deutung der Vineta-Sage531) denken, wie man will,
die Annahme einer Senkung ist nicht zu umgehen, wo Steinwerkzeuge
und andere menschliche Artefakte auf dem Meeresboden gefunden oder
vom Meere ausgeworfen werden. Zu den Pfahlbauten bei Wieck unweit
Greifswald an der Ryckmündung und den Spuren zwischen Zingst und
Prerow gesellt sich der reiche Küstenfund von Langendamm am Saaler
Bodden, wo Schulkinder im Laufe der Jahre aus dem Ufersande eine
Unmasse feiner Feuersteinmesser und -Pfeilspitzen zusammenlasen. Am
Außenstrande des Gellerhakens spült die Ostsee allerhand Artefakte an,
darunter war ein mehrfach angeschnittenes Hirschgeweih von durchaus
fossilem Charakter, da es z. T. in Vivianit umgewandelt war. Der über
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Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediment«
30000 Stück umfassende Fund von paläomesolithischen Werkzeugen auf
dem „Spitzen Ort" zwischen dem Großen und Kleinen Jasmunder Bodden
bei Lietzow auf Rügen wurde fast in dem Boddenwasser gemacht.
Schlagwerkstätten befinden sich am Außenstrande bei Glowe ebenfalls
1 — lVs m unter Wasser, uud endlich sind von der Prerow-Bank aus
6 m Wassertiefe durch Schleppnetze wohlgearbeitete Steinwerkzeuge,
angeblich auch Bronze hochgebracht worden.
Einiges über Flora und Fauna von Nord- und Ostsee und ihre Beziehungen
zum Meeresboden, unter besonderer Berücksichtigung d«s Übergangs-
gebietes dieser beiden Meere
Ehe wir zu einer geschlossenen Darstellung der Sedimente unserer
Meere übergehen, seien noch einige kurze Bemerkungen über die Flora und
Fauna derselben vorausgeschickt, da von diesen die Eigenart der Sedi-
mentation wesentlich mit bedingt wird und der Übergang von der normal
gesalzenen Nordsee zu der mehr oder minder ausgesüßten Ostsee mit
der allmählichen Verschiebung im Bilde von Flora und Fauna ein für
den Geologen eminent wichtiges, aktuelles Beispiel für manche ähnliche
Erscheinungen der Vorzeit darstellt, die er aus den Fazies Verschieden-
heiten seiner fossilen Sedimente abliest.
Zahlreiche Untersuchungen über Flora und Fauna von Nord- und
Ostsee sind von der „Kommission zur wissenschaftlichen Untersuchung
der Deutschen Meere" veranlaßt worden, wobei für die Nordsee z. B.
auf die Arbeit von Fb. Heincke*25) über „Die Mollusken Helgolands",
für die Ostsee auf eine schon zitierte Algenarbeit von Joh. Reinke und
eine Darstellung von K. Möbius 5") über die wirbellosen Tiere der Ost-
see, sowie auf verschiedene Publikationen über die Lebewelt der Kieler
Bucht hingewiesen sei.
Über die geologische Tätigkeit gewisser Organismen im Sand- und
Schlickboden der Nordseewatten haben wir bereits in einem früheren
Abschnitte (S. 104) einige Mitteilungen bringen können.
Schon 1871 hat K. Möbius533) die Gesamtheit der marinen Pflanzen
und Tiere von Nord- und Ostsee nur für Zweige der Flora und Fauna
des Atlantischen Ozeanes erklärt. Und in der Kieler Bucht ist in der
Tat noch eine ziemlich reiche Nordseeflora und -fauna festzustellen.
Aber je weiter man sich von der Nordsee entfernt, desto mehr erlischt
nach und nach die marine Tierwelt, sodaß im Rigaischen, Finnischen
und Bottnischen Meerbusen, wo das Wasser schließlich trinkbar wird,
eine Süßwasserfauna mit Limnäen usw. vorhanden ist. Ursache für das
allmähliche Erlöschen der marinen Fauna ist nicht nur Abnahme, sondern
auch vielfaches Schwanken des Salzgehaltes, an welches nur wenige
Organismen gewöhnt sind, und schließlich der mehr und mehr zunehmende
Unterschied zwischen der Sommer- und Wintertemperatur des Seewassers,
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeres&edimente
513
der den Aufenthalt in der Ostsee nur euryt herinen Organismen zuträglich
macht. Wenn sich nun auch der Übergang von der Nordsee- zur Ost-
seefauna in seinen ersten Anfängen schon innerhalb der Nordsee, vor
dem Eingange in das Skagerrak, geltend macht und die Veränderung
im Allgemeinen eine allmähliche ist, so stellen sich doch dort, wo
die physikalischen Verhältnisse des Wassers sich in höherem Maße
ändern, wie z. B. an der Grenze zwischen Kattegat und Skagerrak oder
an den Grenzen zwischen Kattegat und westlicher Ostsee, sowie endlich
da, wo westliche und östliche Ostsee sich scheiden, naturgemäß be-
deutendere Sprünge ein554).
Gegenüber der Mannigfaltigkeit der Lebewelt der Nordsee ist die
Gesamtzahl der Arten in der eigentlichen Ostsee bekanntlich gering.
Darüber hinaus aber sind die Formen der Ostsee gegenüber ihren Art-
genossen in der Nordsee durchweg klein und verkümmert. Mytilus edulis,
die Miesmuschel, ist nach Möbius z. B. bei Kiel noch 8—9 cm lang, bei
Gotland wird sie nicht über 4 cm groß. Cardium edule, in der Nordsee
mehrere Zentimeter Durchmesser erreichend, wird schon an der Küste
des Samlandes selten über 1 cm groß gefunden. Bei Mytilus edulis und
Macoma (Tellina) baltica sind im östlichen Ostseebecken die Kalkschichten
der Schale außerordentlich dünn, sodaß man die zerbrechlichen Muscheln
leicht zwischen zwei Fingern zerdrücken kann. Beachtenswert ist dabei,
daß diese an und für sich schon sehr dünnen Schalen nach dem Tode
der Tiere im Sediment selbst nunmehr eine um so leichtere Auflösung
erfahren; findet man doch in dem tonigen Ostseeschlamm der Schären
des östlichen Schwedens nur noch die Cuticularhaut dieser beiden
Muscheln, wenn auch aufs beste erhalten. Wenn ein solcher Meeres-
boden trocken gelegt würde, so würden die Muschelhäute wie zarte
Posidonorayen auf dem Tongestein abgedrückt erscheinen (K. Möbius).
Übrigens enthält die Ostseefauna, wie verschiedene Crustaceen
zeigen, auch noch Relikte aus der Yoldia-Zeit des Postglazials 535).
Natürlich ist ih dieser Darstellung nicht der Ort, in weitere Einzel-
heiten bezüglich der Lebewelt der einzelnen Meeresteile einzutreten.
Doch kann ich mir nicht versagen, auf die besonderen biologischen Ver-
hältnisse der den Übergang von der Nordsee zur eigentlichen Ostsee
vermittelnden Gewässer des Skagerraks und Kattegats nebst Sund und
Belten hinzuweisen. Diese Gewässer mit ihren z. T. im Vorigen ge-
kennzeichneten, wechselnden Tiefenverhältnissen und den mit den Jahres-
zeiten und der Wetterlage vielfach schwankenden physikalischen und
chemischen Bedingungen ihrer Füllung stellen ja den Ozeanographen
und Biologen mannigfachste Aufgaben. Und so sind hier besonders von
dänischen Autoren eingehende Forschungen angestellt worden. Haupt-
zweck derselben war, Anhaltspunkte für die Ernährungs- und Lebens-
weise der nutzbaren Tiere dieser Meeresgebiete zu gewinnen, haupt-
Andri-e, Geologie des Meeresboden«. II. 33
514
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Heeressedimente
sächlich der Fische, aber auch der Austern und Miesmuscheln usw.
Dabei stellte sich schon sehr frühzeitig heraus, daß in diesen engen
und relativ flachen Meeresgebieten selbst, für das Leben der doch vor-
wiegend nektonisch lebenden Fische der Beschaffenheit des Meeresbodens
und der auf und in demselben lebenden, benthonischen Pflanzen- und
Tierwelt ausschlaggebende Bedeutung zukommt. Um so mehr sind wir
aber berechtigt, den Ergebnissen dieser dänischen Forscher hier eine
kurze Darstellung zu widmen und damit zur besonderen Besprechung
der rezenten Bodenbedeckung unserer beiden Meere selbst überzuleiten.
Eine eingehende Untersuchung hat zunächst die Bodenbeschaffen-
heit des nördlichen Kattegats in ihren Beziehungen zur Lebewelt der
betreffenden Gewässer gefunden*36). Der Boden des Flachwassers nahe der
Küste wird hier in der Regel von Sandflächen eingenommen, die arm an
Vegetation sind und daher auch uur wenig Nährstoffe zu liefern vermögen.
Von niederen Tieren, die für diese Region charakteristisch sind, mögen
Arenicola, Mysis, Crangon vulgaris und Carduus maenas genannt sein.
Zwischen 2 und 13 — 14 m (1 — 7 Faden) Tiefe bilden die meist
im Sandboden wurzelnden, bis zu 2 m Länge erreichenden Bäuder der
Zostera dichte Bestände, die von zahlreichen herbivoren niederen Tieren,
dabei unzähligen Individuen kleiner haferkorngroßer Schnecken, Rissoa
octona, belebt werden. Nur im Flachwasser der Föhrden und in stillen
Buchten geht Zostera bis dicht ans Ufer heran. Hier stellt sich dann
gleichzeitig ein außerordentlicher Reichtum an Diatomeen und blau-
grünen und braunen Algen ein, deren zersetzte Reste Veranlassung zur
Bildung eines stinkenden, schwarzen Schlickes geben, auf den wir später
noch einmal zurückkommen werden.
Unterhalb der Zostera-Region, von 13 (14) bis 33 oder gar 37 in
(7 bis 18 oder 20 Faden) findet sich ein einen ziemlich harten uud
festen Untergrund gebendes, sandig-toniges Mischsediment. Hier leben,
befestigt auf Steinen und Schalen, Braun- und Rotalgen. Aus der
Fauna seien erwähnt: Echinus und Amphidetus, Asterias rubens und
glacialis, der Schlangenstern Ophiopholis aculeata, ferner Cardium und
Cyprina, Buccinum, Neptunea und Aporrhais, „Hermit-Krabben", Chae-
topoden, Bryozoen, Tubicolen und Actinien.
In den Tieren unterhalb 33 (37) m bis 110 m (18 (20) bis 60 Faden)
ist der Boden durchweg ein weicher, toniger Schlamm ohue Vegetation ;
daher fehlen jegliche herbivore Tiere, und auch sonst ist die Tier-
welt hierselbst verhältnismäßig arm, da die Tiefe und Dunkelheit, sowie
die stark wechselnde Temperatur nur wenigen Formen zusagen, gewisse
Tierformen aber, die nach den sonstigen Bedingungen wohl hier auf-
treten könnten, sich in dem Schlamm nicht bewegen können. Hier
findet sich überall reichlich Brissopsis lyrifera. Im übrigen ist die Fauna
dieser Tonflächen verschieden nach der Tiefe; die in den geringereu
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressediraente
515
Tiefen zwischen 33 und 55 m (18 und 30 Faden) sich über größere
Gebiete ausdehnenden Schlammebenen („clay plains") führen neben
Brissopsis lyrifera: Isocardia cor, Pennatula phosphorea, Aniphiura f i Ii—
formis, Asterias rubens (und Nephrops norvegicus), die zwischen 55 und
110 m (30 und 60 Faden) liegenden schlammerfüllten Kanäle („clay*
Channels"), die nur von beschränkterer Ausdehnung sind, enthalten
Ophioglypha Sarsii, Leda pernula, Nucula sulcata und die mit sehr zer-
brechlichen Panzern ausgestatteten Crustaceen Pandalus borealis und
Hippolyte securifrons. Hier kommt Brissopsis lyrifera oft so häufig vor,
daß die damit angefüllten Dredschen beim Aufholen zerbersten, wo das
nicht geschieht, aber ihr übriger Inhalt durch jene Seeigel mehr oder
weniger verdrückt und beschädigt ist.
Weniger gut erforscht als das Kattegat wurden bis jetzt die z. T.
tieferen Gewässer des Skagerraks, doch enthält das in Fig. 134 umstehend
wiedergegebene, von C. G. Jon. Petersen637) unlängst veröffentlichte
Kärtchen der Sedimente der dänischen Meere uud der westlichen Ostsee
auch die Gebiete jener Gewässer, und seitdem sind alle diese Unter-
suchungen unter Leitung des Genannten in intensivster Weise durch
alle dänischen Gewässer hindurch weitergeführt worden. Dabei bediente
man sich mit bestem Erfolg eines von Petersen in verschiedenen Arten
und Größen angegebeneu „Bodensammlers", welcher die Möglichkeit
gibt, bis zu 1 qm Bodenfläche aus dem Meeresgründe heranfzufördern
und den lithologischen und biologischen Inhalt quantitativ zu unter-
suchen53s), ein außerordentlicher Fortschritt gegenüber den mit der
Dredsehe gewonnenen Proben, welche immer von einer längeren Strecke
des vielleicht wechselnde Zusammensetzung zeigenden Meeresbodeus
stammen und daher eindeutige, zu quantitativen Untersuchungen geeig-
nete Resultate nicht zu geben vermögen. Gerade diese quantitative
Untersuchung verspricht aber in Zukunft noch die wertvollsten Resul-
tate, deren einige schon aus der neuestens von C. G. Joh. Petersen,
dem augenblicklichen Leiter der dänischen biologischen Station in Kopen-
hagen, gegebenen Zusammenstellung M9) hervorgehen. Wir entnehmen
dieser für alle dänischen Gewässer geltenden Arbeit noch zunächst über
deren Sedimente Folgendes: •
Auf die steinigen, kiesigen und sandigen Sedimente der Küsten-
gewässer, welche nur in ruhigen und geschützten Buchten schon in
3—4 m Tiefe feinkörnige Schlicke enthalten können, folgen in den
tiefsten Teilen des östlichen Kattegats und im Skagerrak blaugrau-
gefärbte Tone, deren obere Lagen eine schlüpfrige Konsistenz, etwa wie
Haferschleim, besitzen. Alle möglichen Übergänge führen von diesem
Sediment über sandigen Ton zu den reinen Sauden des südlichen Katte-
gats und des nördlichen' Teiles des Sundes. Im Skagerrak, in welchem
die Tiefen ja 600 m übersteigen, setzen jene Tone ausgedehntere Flächen
33*
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516
Allgemeine Betrachtungen über die jangen Meeressedimente
Fig. 134.
Bodenverhältnisse des Skagerraks, Kattegats und der westlichen Ostsee nach C. G. Jum.
PETERSEN in Report from the Danisb Biological Station XXI, 1913 (Kopenhagen 1914),
Karte Nr. 2.
Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimeote 517
zusammen. Allen genannten Sedimenten sind hier and da Steine bei-
gemengt, was bei der Herrschaft der diluvialen Eiszeitablagerungen in
diesen Gebieten ja nicht zu verwundern ist. Diese Steine erfahren,
wie früher gezeigt worden ist, heute noch durch Grundeis usw. Ver-
änderungen ihrer Lage; auch wird ihre Menge wohl noch hier und da
und hin und wieder durch Eistransport von den diluvialen Steilküsten
her vermehrt. Nur in den dickeren Schlammiagen der größten Tiefen
werden diese Steine in der Regel völlig vom Sediment verdeckt.
Gehen wir nunmehr zu den biologischen Ergebnissen der dänischen
Forscher über.
Als Urnahrung alles tierischen Lebens ist hier, wie sonst, die
Pflanzenwelt zu betrachten, die einerseits planktonisch, anderseits als
Benthos lebt. Während das Plankton in den engen Gewässern Däne-
marks keine größere Rolle als Urnahrang zu spielen scheiut, gilt
dieses um so mehr für die benthonische Vegetatiou. Von dieser sind
es aber nicht die lose dem Roden aufliegenden oder auf Steinen und
Schalen festgewachsenen, niederen, bis 40 oder 50 m Tiefe hinabsteigenden,
braunen und roten Algen, sondern das zu den Potamogetonaceen ge-
hörige, in ausgedehnten „submarinen Wiesen" auftretende Seegras
(Zostera marina), welches einen ungeheuren Vorrat an Nährstoff reprä-
sentiert und ständig ergänzt. In welchem Maße dieses geschieht, läßt
sich, wie Petersen 540) zeigte, durch Untersuchung der Rhizome
feststellen, da sich die im Winter erzeugten Rhizomglieder von den im
Sommer gebildeten durch geringere Länge unterscheiden. Nimmt man
die von Zostera bewachsene Fläche der inneren dänischen Gewässer zu
6500 — 7000 qkm („2000 Square nautical miles") und rechnet bei 16°/o
Trockensubstanz der Pflanze auf ein Quadratmeter eine jährliche Pro-
duktion von 1200 g Trockensubstanz, so würde die gesamte jährliche
Produktion an Trockensubstanz über 8000 Millionen kg betragen, d. i.
über 4 mal soviel, wie die jährliche Heuerzeugung Dänemarks beträgt.
Wie die später noch zu zitierenden Untersuchungen K. Rördams gezeigt
haben, enthält Zostera in frischem Zustande erhebliche Mengen von Nähr-
stoffen, und wenn sie auch nur über lh der Gesamtfläche der genannten
dänischen Gewässer verbreitet ist, so muß sie doch als Hauptnährstoffquelle
vor allem für die Bodenfauna betrachtet werden, der gegenüber das Plank-
ton, wie P. Boysen Jensen541) gezeigt hat, um so mehr in den Hintergrund
tritt, je enger und abgeschlossener die Gewässer sind. Das zeigt der
Mageninhalt der daraufhin untersuchten Tiere, welche viel mehr ab-
gestorbene Zostera-Fragraente als Planktonreste enthalten, und zwar
auch dort, wo jene Reste weither transportiert worden sein müssen,
wie es die erwähnte Beschränkung dieser Pflanze auf nur einen Teil
der fraglichen Gewässer erfordert. Schon früher aber hatte die Vor-
stellung Schwierigkeiten gemacht, daß die Bodentiere, welche ja viel-
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518
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
fach offenkundige Schlamm fresser sind, den oft schwarzen, nach HaS
stinkenden Schlick aufnehmen sollten. In der Tat war dieses auch ein
Irrtum: nur die obersten, wenige Millimeter dicken, weichen, abweichend
zusammengesetzten Lagen des Bodens, bezw. die über demselben noch in
Suspension befindlichen Materialien dienen den Bodentieren, einschließlich
vieler dort sich aufhaltender Fische, als Nahrung. Diese oberste Boden-
schicht, welche häufig wohl ganz allmählich in das an Detritus reiche
Bodenwasser übergeht, wird boim Aufholen der Bodenproben in der
Regel ausgewaschen und läßt sich nur unter Innehaltuug besonderer
Vorsichtsmaßregeln gewinnen. Ihre Farbe ist braun oder grau, und sie
enthält neben feinen, anorganischen Partikeln deutliche, in Zersetzung
begriffene Pflanzenreste, welche als Nahrung der Schlammfresser dienen.
Wenn daneben zahlreiche Mollusken und Crustaceen z. B. auch den
dünnen Algenbelag, der in geringen Wassertiefeu alle gut belichteten
Gegenstände, wie Steine, Muscheln usw. überzieht, abweiden, und andere
Formen wiederum echte Fleischfresser sind, so ist doch die Mehrzahl
aller Bodentiere in dem Sinne berbivor, daß sie sich von den in den
obersten Bodenschichten und im Bodenwasser enthaltenen, auf Zer-
setzung von Zostera-Fragmenten zurückzuführenden organischen Fetzen
nähren. Dieses Ergebnis gilt zunächst natürlich nur für die in Frage
stehenden dänischen und andere Gewässer mit ähnlichen biologischen
Verhältnissen. Daß es nicht ohue weiteres verallgemeinert werden darf
und z. B. nicht für die Tiefsee zutrifft, haben C. G. Johann Petersen
und P. Boysex Jensen*4*) gezeigt, indem sie in von der „Ingolf"-
Expedition stammenden Bodenproben des Norwegischen Nordmeeres nur
verschwindende Mengen von Kohlenstoff (im Blauschlick 1,64, im „Über-
gangston- 0,36—0,72 und iu Globigerinenschlammen nur 0,32— 0,48°/0)
nachweisen konnten.
Was nun die Bodenfauna selbst betrifft, so haben die jahrelangen
Untersuchungen gezeigt, daß in den Gewässern vom Skagerrak bis zur
Ostsee 8 jedesmal durch eine besondere Vergesellschaftung ausgezeich-
nete Lebensgemeinschaften unterschieden werden können. Dieses Er-
gebnis ist iu der Weise* erhalten, daß die auf einem Netz von Beob-
achtungsstationen mit dem Bodensammler gewonnenen Bodenproben,
jede für sich, untersucht wurden, wobei nicht nur die Anzahl und der
Alterszustand der Individuen der einzelnen Tierarten, sondern auch das
Gewicht derselben festgestellt wurde. Als Durchschnitt einer großen
Zahl von Proben ergaben sich nuu Idealbilder von der Zusammensetzung
der eiuzelnen Lebensgemeinschaften. Diese Bilder, von denen Fig. 135
eine Probe gibt, enthalten alle Tiere, die auf und in dem Boden unter
der angegebenen Fläche leiten und demgemäß überhaupt in Beziehung
zum Boden stehen. Jedenfalls darf man sie nicht mit Naturbildern ver-
gleichen, wie sie etwa — falls das möglich wäre — eine photographische
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 619
Aufnahme ergeben würde. Immerhin bieten sie nicht nur dem Biologen
wertvollste Hinweise, sondern auch der Geologe und Paläogeograpb,
bezw. Paläobiologe ist in der Lage, sie zum Vergleich mit seinen fossilen
Lebensgemeinschaften heranzuziehen und unter Berücksichtigung der Tat-
sache, daß von jeder Lebensgemeinschaft nur ein Teil fossil erhaltungsfähig
ist, aus den vorhandenen Faziesfossilien die ganze vorhanden gewesene
Fauna besser zu rekonstruieren, als das bisher möglich war. Daher
Fig. 135.
V4 qm Fläche der Echinocardium-Filiformis-Gemeinschaft vom Boden des Kattegats aas
20—22 m Tiefe. Nach C. G. Joh. Pctersen, The sea-bottom and its production of
fish-food. Report of the Danisch Biological Station to the Board of Agriculture.
Copenhagen 1918. Plate IV. (Die Probe enthielt von Lamellibranchiern 4 Abra nitida,
1 Corbnla gibba, 3 Cyprina islandica, 1 Axinus flexuosus, 1 Nucula tenuis; von Gastro-
poden 1 Aporrhais pes pelicani, 10 Turritella terebra, 1 Chaetoderma nitidulum; von
verschiedenen Würmern 1 Glycera sp., 6 Nephthys sp., 5 Brada sp., 8 Terebellides
stroemi, Fragmente von Nemertinen; von Ophiuriden 60 Amphiura hliformis, 2 Ophi-
oglypha albida jnv.. 1 Ophioglypha texturata; von Spatangiden 5 Echinocardium cor-
datnm; von Crustnceen 2 Gammariden; von Pennatuliden 2 Virgularia mirabilis.)
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520 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meereasedimente
auch die verhältnismäßige Ausführlichkeit, mit der wir nuumehr in die
Behandlung der einzelnen Lebensgemeinschaften selbst eintreten wollen.
Die in dem behandelten Gebiete einschließlich der westlichen Ostsee
verbreitetste Lebensgemeinschaft ist
1. Die Macoma- oder, besser genannt, baltische Lebensgemein-
schaft:
*
Sie findet sich an allen Küsten der Beltsee und rundherum in der
Ostsee, an gewissen Stellen der Küste des Kattegats in allen Buchten
von Jütland (auch an den der Nordsee zugehörigen Küsten von Esbjerg
und in gewissen Teilen der Bucht von Ringkjöbing).
Charaktermuschel dieser Gemeinschaft ist die rötlich-gelbe bis
weißliche Macoma (Teilina) baltica ; daneben sind typisch Cardium edule,
Mya arenaria, Arenicola marina, sowie Hydrobia ulvae und ventrosa.
Dazu tritt in den salzreicheren Teilen der in Frage stehenden Gewässer
— also nicht in der Ostsee — Asterias rubens.
Diese Lebensgemeinschaft findet sich auf Sand- und Schlickboden
ebenso, wie auf steinigem Untergrund oder zwischen Pflanzenbeständen.
Im Kattegät geht sie nur wenige Meter in die Tiefe. Anders in der
Ostsee, wo sie bis in 40, ja 50 m Tiefe gefunden wird. Sie verträgt
Schwankungen des Salzgehaltes zwischen 1 und 3%. Und ebenso wie
durch Salzgehalt und Bodenbeschaffenheit wird sie auch durch Tempe-
raturschwankungen nicht irgendwie ungünstig beeinflußt.
2. Die Abra-Gemeinschaft:
Sie findet sich verbreitet in der Beltsee und in den Föhrden, so
auch im Limfjord. Charakterform ist Abra (Syndosinya) alba, und zwar
bildet dieselbe nahe der Küste und in den Föhrden eine reine Abra-
gemeinscbaft (2 a), während in den tieferen Teilen der Beltsee vor allem
Echinocardium cordatum hinzutritt, dazu noch Macoma calcarea und
3 Arten der Gattung Astarte (2 b).
3. Die Venus-Gemeinschaft:
Sie findet sich, ebenso wie in der Nordsee, an den offenen sandigen
Küsten des Kattegats. Charakteristisch sind Venus gallina, Telhna
fabula, Ophioglypha albida und andere Arten dieser Gattung. Nur in
tieferem Wasser tritt Echinocardium cordatum hinzu.
4. Die Echinocardium-Filiformis-Gemeinschaft:
Sie gehört den mittleren Tiefen des Kattegats an und lebt anf
dem früher geschilderten, sandig- tonigen oder tonig- sandigen Misch-
sedimeut. Charaktertiere sind der Seeigel Echinocardium cordatum und
der Schlangenstern Amphiura filiformis.
5. Die Brissopsis-Chiajei-Gemeinscbaft:
Sie lebt auf reinem, weichen Ton der tiefsten Teile des Kattegats
und wird gekennzeichnet durch Amphiura chiajei und Brissopsis lyrifera.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 521
6. Die Brissopsis-Sarsii-Gemeinschaft:
Sie gehört den Gebieten reinen, weichen Tones tieferer Teile des
Skagerraks an und setzt sich aus Ophioglypha Sarsii und Brissopsis
lyrifera, denen sich wohl Amphiura elegans zugesellt, zusammen.
7. Die Amphilepis-Pecten- Gemeinschaft:
Sie lebt auf den reinen, weichen Tonen der tiefsten Teile des
Skagerraks. Charaktertiere sind Amphilepis norvegica und Pecten vitreus.
8. Die Haploops-Gemeinschaft:
Ausgezeichnet durch den Krebs Haploops tubicola, Pecten septera-
radiatus (mit vorzüglichem Schwimm vermögen!) und Lima loscombii,
findet sie sich nur lokal im südöstlichen Kattegat auf weichem Unter-
grund.
Schließlich könnte vielleicht noch unterschieden werden
9. Die tiefliegende Venus-Gemeinschaft:
Sie findet sich sporadisch auf Sandboden im Kattegat, in weiterer
Verbreitung sodann in der Nordsee. Charakteristisch sind Spatangus
purpureus, Echinocardium flavescens, Psammobia faeroeensis, Abra pris-
matica, Mactra elliptica.
Zwischen diesen 8, bezw. 9 Lebensgemeinschaften sind zweifellos
Übergänge vorhanden, nehmen aber doch nur geringe Flächen ein.
Auch haben Probefahrten in die Gewässer des südlichen Norwegens,
des Christianiafjordes und der Nordsee gezeigt, daß diesen Lebens-
gemeinschaften größere geographische Verbreitung zukommt, einigen
mehr, anderen weniger***). Doch wird es noch weiterer, ebenso ein-
gehender Lokaluntersuchungen bedürfen, ehe sich für andere Flachsee-
gebiete Ähnliches sagen läßt.
Als nichtständige, sondern nur accessorische Bestandteile der
Bodenfauna treten nun auf den einzelnen Lebensgemeinschaften hier
und da Tiergesellschaften auf, welche Petersen als „Epifaunen" noch
besonders unterscheiden möchte. Ihre Zusammensetzung ist nicht ab-
solut, aber doch in gewissem Grade von der Natur der Lebensgemein-
schaft, welche ihnen als Substrat dient, abhängig.
Die hauptsächlichsten Epifaunen der dänischen Gewässer sind
folgende:
a) In tieferem und salzigerem Wasser findet man rund um die
dänischen Küsten eine Epifauna, die sich zusammensetzt aus Modiola
modiolus, Ophiopholis aculeata, Trophonia plumosa und Baianus sp.,
vermischt mit der Fauna des Untergrundes. Diese „Modiola-Epifauna"
lebt im südlichen Kattegat fast ausschließlich auf der Echinocardium-
Filiformis-Gemeinschaft, in einiger Ausdehnung auch auf der Venus-
Gemeinschaft, und sie dehnt sich im Sunde, im Samsö-Belt und im
Großen BeLt auch über die Abra-Gemeinschaft mit Echinocardium (also 2 b)
aus, wird aber niemals in Verknüpfung mit der Macoma-Gemeinschaft
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622 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediroente
gefunden. Vorbedingung ist starke Strömung am Meeresboden, welche
Steine und Schalen, die als Unterlage dienen, von Detritus frei hält
und auch ständig neue Nahrung zuführt.
b) Wo die Wellen nicht zu stark sind und Schalen oder Steine
(oder auch Pfähle) als feste Unterlage zur Verfügung stehen, lebt -auf
der Macoma- und untergeordnet auch auf der Venus-Gemeinschaft die
aus Mytilus edulis, Baianus und Littorina bestehende „Mytilus-Epifauna"
(Fig. 136).
c) Eine weitere Epifauna beherbergen über der Macoma- und Venus-
Gemeinschaft die früher besprochenen Zostera-Bestände. Hier treten
Fig. 136.
Vio «Im Fl^hc einer „Epifauna" von M vtilus edulis auf der Maroma baltii a-Gemeinschaft
aus dem Nyborg Fjord, Großer Belt. 2 m Tiefe. Nach C. G. JoH. PETERSEN, The sea-
bottom and its production of fish-food. R«port of the Danish Biological Station to the
Board of Agriculture. Copenhagen 1918. Plate X. (Die Probe enthielt auf V« qno von
Lamellibranchiern 8 Macoma baltica, 205 Mya sp.. 20 Cardium edule, 895 Mytilus edulis,
95 Mytilus edulis juv. ; von Gastropoden 35 Littorina littorea; von Polychaeten 20 Nereis
sp.; von Amphipoden 55 Gammariden.)
die nur eiujährigeu, winzigen Schueckeu Rissoa membranacea und in-
consprcua auf, neben Idothea, Gammariden und Asterias rubens. Hier
wird, wegen der kurzen Lebensdauer der Zostera, auch die Miesmuschel
(Mytilus) nur klein uud stirbt mit der Zostera ab.
y Google
Geographische Verbreitaug der verschiedenen Meeressedi tuen te
523
d) Auch die Austernfauua, über welche in einem späteren Ab-
schnitt noch Einiges mitzuteilen sein wird, muß diesen Epifaunen an
die Seite gestellt werden.
Was nun die Bedingungen anbetrifft, welche eine solche feste Ab-
greneung der einzelnen Lebensgemeinschaften zur Folge habeu, daß
eine kartographische Darstellung ermöglicht wird, so ist, wie bereits
betont wurde, die Bodenbeschaffenheit allein nicht maßgebend; sondern
von Bedeutung sind auch Wassertemperat tir, Salzgehalt und der jahres-
zeitliche Wechsel beider. Wo durch Änderung des einen oder anderen
Faktors der eine oder andere Bestandteil einer Gemeinschaft ausgeschaltet
wird, kann das in den einzelnen Gemeinschaften herausgebildete Gleich-
gewicht in dem Kampf um Lebensraum, Nahrung und Dasein so stark
gestört und verschoben werden, daß die Verbreitungsgrenzeu erheb-
liche Änderungen erfahren. Der Schlaugenstern Amphiura filiformis
läßt z. B. die Muschelbrut nicht hochkommen, uud es sind daher nur
wenige Muschelindividuen, welche die Gemeinschaft mit demselben teilen.
Die räuberischen, carnivoren Echinodermen verhindern, wo sie in Massen
auftreten, das Aufkommen der Macoma-Gemeinschaft, welche daher in
den salzreichen Teilen der dänischen Meeresgebiete auf das flachere
Wasser beschränkt ist; anders in der salzarmen und daher keine Echino-
dermen beherbergenden Ostsee, in welcher die Macoma-Gemeinschaft
bis 40 und 50 m hinabsteigt. Diese komplizierten Verhältnisse sowohl
des äußeren physikalischen, wie auch des inneren, biologischen Gleich-
gewichtes erklären zur Genüge, wenn für die Verbreitung der einzelnen
Lebensgemeinschaften, wie auch Epifaunen nicht bestimmte Isobathen
als Grenzen augegeben werden können.
Und damit wollen wir diese stark ins Biologische abgeirrte Dar-
stellung abschließen und uns weiter Jen Sedimenten der Nord- und
Ostsee zuwenden.
Die rezenten Sedimente der Nord- und Ostsee
Einleitendes
Über die ioi Wesentlichen auf glazialer Grundlage gebildeten Sedi-
mente der Nord- und Ostsee besitzen wir eine ganze Reihe von Dar-
stellungen, sowohl älterer, wie neuerer Autoren. Doch sind diese von
sehr verschiedenartigen Gesicht spuukten aus vorgegangen, und es fehlt
bis heute eine auf allseitig moderner Grundlage beruhende Untersuchung.
Es kann daher im folgenden Abschnitte lediglich der Versuch gemacht
werden, die Ergebnisse der verschiedenen Arbeiten kurz darzustellen
und eventuelle Gesetzmäßigkeiten herauszuschälen.
- Eine älteste Mitteilung von T. H. Behrens ftn) behandelte die Grund-
proben, welche S. M. Avisodampfer „Poinmerania" im Jahre 1871 in
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524
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
der Ostsee erbeutet hatte, und enthält bereits eine Reihe beachtens-
werter Ergebnisse, auf die wir zurückkommen. Unvollständig geblieben
ist u. W. die Untersuchung von Grundproben aus Nord- und Ostsee,
welche Orth515) von verschiedenen Seiten erhalten hatte und über welche
lediglich 2 Tabellen mit den Resultaten der Schlämm- und Siebverduche,
sowie Kalkgehaltsbestimmungen dieses Autors vorliegen, aber keine
biologische Analyse, sodaß eine weitergehende Verwertung dieser Proben
einstweilen unterbleiben muß MÄ). Eine eingehende Bearbeitung erfuhren
die Grundproben, welche S. M. Kanonenboot „Drache" in den Sommern
1881, 1882 und 1884 in der Nordsee aufgenommen hatte, durch W. VON
GüMBEL MT). Die Bodenbeschaffenheit des Kattegats und der dänischen
Beltsee behandelten C. G. Joh. Peteusen und K. Röbdam54*) auf Grund
der Funde des dänischen Kanonenbootes „Hauch" und gaben damit die
Grundlage für die im vorigen Abschnitte ausführlicher mitgeteilten, weit-
gehenden Arbeiten des erstgenannten Autors und seiner Mitarbeiter über
die dänischen Gewässer. Sehr wertvolle, von modernen Gesichtspunkten
ausgehende Untersuchungen hat sodann H. Mcnthe, dessen Arbeit wir
schon zitierten, den Bodenproben angedeihen lassen, welche die schwe-
dische Expedition in die Ostsee unter F. L. Ekmak im Sommer 1877
auf den Schiffen „Klint* und „Alfhild" erbeutet hatte: diese Proben waren
senkrecht aus dem Meeresboden ausgestanzte Säulen von im Durchschnitt
40 cm, im Maximum aber 90 cm Länge (und einer Dicke von 2,5—3 cm),
so daß sie deutliche Schichtung des Sediments erkennen ließeu, was
ganz in der gleichen Art, wie es Philippi viel später bei den „Gauß"-
Proben aus südlichen Meeren mit so großem Erfolge wiederholen konnte,
zur getrennten Untersuchung der verschiedenaltrigen Lagen ausgenutzt
wurde. Daß hierbei mit größter Wahrscheinlichkeit Ablagerungen aller
drei für das Ostseegebiet unterschiedenen Abschnitte der Postglazial-
zeit, der Yoldia-, Ancylus- und Litorina-Zeit, festgestellt werden konnten,
hatten wir bereits früher mitgeteilt. Lediglich mineralogisch-geologische
und chemische neben rein physikalischen, aber keine biologischen Unter-
suchungen hat neuerdings E. Küppers ft*9) einem Teil der auf deutschen
Terminfahrten in die Nord- und Ostsee gesammelten Bodenproben an-
gedeihen lassen und mit Einführung der Untersuchung auf Hygroskopizität
der Grundproben eine wichtige Erweiterung der Untersuchungsmethoden
gegeben, deren ausgedehntere Fortführung in Zukunft vielleicht manche
Hinweise auf den Gang der Diagenese der Sedimente bieten kann.
„Studien über die Bodenzusammensetzung der baltischen Depression
vom Kattegat bis zur Iusel Gotlaud" nebst einer Karte der „Sand- und
Tonflächenu des Ostseebodens hat sodann H. Spethmanx 1910 ver-
öffentlicht"0). Schließlich aber sind die Sedimente der Nord- und Ostsee
ganz neuerdings durch C. Apstejn"1) hauptsächlich auch auf ihren
biologischen Inhalt hin untersucht worden.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 525
Die Sedimente der Nordsee
Schon in früheren Kapiteln ist mehrfach Gelegenheit gewesen, auf
Sedimenühilduugen der Nordsee zu sprechen zu kommen. So wurden in
Kürze die reichen Muschelablagerungen gewisser Strandregionen der
ostfriesischen Inseln (S. 57), die Tangstrandtrift von Helgoland (S. 58/59),
die Meertorfgerölle (S. 60) und konkretionäre Verhärtungen von Strand-
sanden und Wattenschlicken (S. 98) behandelt. Den Wattenseblicken
selbst wurde (S. 103 — 106) ein eigener Abschnitt gewidmet. Auch ist bereits
darauf hingewiesen, daß Sturmwellen die Nordsee bis auf den Boden
aufwühlen; es ist daher leicht verständlich, wenn gelegentlich von sehr
raschen Veränderungen des Bodens dieses -Schelfmeeres berichtet wird.
So wurden diesbezügliche Beobachtungen bei Kabelreparatureu im Juni
1887 durch Lasard"*) angestellt. Die betreffenden Arbeiten wurden
an zwei Punkten, 3° 31' 40" östl. Länge und 52° 52' nördl. Breite aus-
geführt, wobei das erst im Jahre 1871 auf ebener Fläche gelegte Kabel
von 5 bis 11 m hohen Sand wellen vollständig bedeckt gefunden wurde.
Im Jahre 1871 waren derartige Sandwelleu weiter nördlich beobachtet
worden; dieselben waren demnach seit jener Zeit nach Süden weiter
vorgedrungen und hatten diese bedeutende Höhe erreicht. Welche Stoß-
kraft den Nordseewellen zukommt, ergibt sich nach Heincke auch
daraus, daß man bei Helgoland aus Tiefen von 10 und mehr Metern
Steine im Gewicht von 2 kg und mehr heraufholen kann, welche
allseitig mit Algenrinden, Bryozoen und Serpein überkrustet sind, die
also mehrfach durch die Gewalt des bewegten Wassers umgewendet
sein müssen.
Wichtige Beobachtungen über die Sedimente der Umgebung von
Helgoland verdanken wir Heincke. W. Koert hat dieselben in einer
schon zitierten Mitteilung59) nebst eigenen ergänzenden Beobachtungen
einem größeren naturwissenschaftlichen Leserkreise nahegebracht. Auf
die das Felseneiland Helgoland umgebende Abrasionszone folgt nach
außen zunächst eiue Region, die sich durch ihren Reichtum an Pflanzen
auszeichnet. Den Geologen interessiert besonders, daß im Sediment
dieser Zone von der Kalkalge Lithoderma umkrustete Gerölle, ferner
von bohrenden Organismen durchlöcherte Gesteine und schließlich lose
Fossilien aus älteren Schichteu, also auf sekundärer Lagerstätte, vor-
kommen. Es handelt sich vor allem um Austern und Belemniten aus
den am Meeresboden anstehenden Kreideschichten, ferner an gewissen
Stellen des Nordhafens um ziemlich wohlerhaltene Süßwasserschnecken
(Valvata, Bithynia, Planorbis), welche in einer Schicht des dort lagernden
Diluviums reichlich auftreten. Auch nordische Geschiebe sind in dieser
Zone recht häufig.
Die auf dem submarinen Felsplateau von Helgoland weiter nach
außen folgende Sedimentzone ist von Heincke als die rZone der
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52h
Allgemeine Betrachtungen über die jnngen Meeressedi mente
pflanzen leeren Kiese und Gerölle" bezeichnet worden, weil dieses
Sediment beständigen Verschiebungen durch die Wellen unterliegt, so
daß Pflanzen keimlinge nicht aufkommen können. Gleichzeitig ist die
Molluskenfauna recht spärlich, ganz im Gegensatz zu der vorhergehenden,
Pflanzenreichen Zone, in welcher zahlreiche, kleine, zarte oder größere,
dickschalige, „berbivoreu Schnecken auftreten. Ein kalkreiches Sediment
dieser Zone stellt ein sogenannter „Bruchschill" dar, welcher sich im
Südhafen in 9 m Tiefe vorfindet und fast ausschließlich «aus Kreide-
bröckchen, Resten rezenter Seeigel, zertrümmerten Serpula - Röhren,
Balaniden und Muschelgrus besteht mit verhältnismäßig spärlichen, wohl-
erhaltenen Schalen rezenter Schnecken (Trochus cinerarius, Tr. zizy-
phinus, Nassa incrassata). Über die Entstehung solchen Bruchschills
wurde bereits früher (S. 393) Einiges mitgeteilt.
An das submarine Felsplateau Helgolands legt sich im N, ü und
SO in Wassertiefen von 10 — 35 m die Sandfazies an. Da diese Zone
sich nach N in die Sand- und Riffgründe fortsetzt, welche die Schleswigsche
Küste umsäumen, so liegt die Annahme nahe, daß sie aus der Zerstörung
diluvialer Schichten hervorgegangen ist, von denen ja auf Sylt, Ammm
usw. noch Reste erhalten sind. Dementsprechend variiert die Boden-
beschaffenheit dieser „Sandzone" von sehr steinigen Riffgründen bis zu
feinen Sanden.
Im NW, W und S schmiegt sich an das submarine Helgoländer
Felsplateau eine Schlickfazies an, mit Übergängen vom Sand zum Schlick.
Diese Fazies stellt im Wesentlichen die Ausfüllung der „Helgoländer Rinne"
dar, welche sich mit Tiefen bis zu 55 m als ein Ausläufer der tiefen Nordsee
nach Helgoland erstreckt. An der Bildung des Schlicks mögen einmal die
feinsteu Abrasionsprodukte, dann die durch Elbe und Weser, namentlich
durch den Ebbestrom herbeigeführten, tonigen Teilchen und schließlich
noch die planktonischen Mikroorganismen, Foraminifercn, Diatomeen,
Radiolarien, beteiligt sein. Zum Niederfallen dieses Schlicksedimentes be-
darf es also oft nur einer Einsenkung des Bodens um einige wenige Meter.
Eine eigentümliche Bildung der Helgoländer Rinne ist der „Pümp-
grund", wie die Helgoländer Fischer den Grund nennen, auf welchem
Kolonien eines Röhreuwurmes, der Sabellaria alveolata, ihre Saud-
röhren bauen. Der Pümpgrund ist die molluskenreichste Region bei
Helgoland, er wird daher von gewissen Gruudfischen besonders gern auf-
gesucht, und zwar gerade von solchen, welche nach Heincke vorwiegend
an der Erzeugung des Bruchschills beteiligt sind; dieser ist denn auch
in den verschiedensten Sedimentzonen um Helgoland vorhanden, da das
mehr oder minder zerkaute Schalenmaterial einerseits durch die Fische
selbst nach anderen Orten vertragen wird, anderseits aber die Exkremente
derselben, welche den Schalengrus enthalten, vielfach durch Grund-
strömungen zusammengeschwemmt werden. Solcher Bruchschill findet
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 527
sich besonders iu bedeutender Ausdehnung in Rinnen von 20 m Tiefe.
Paludina vivipara, welche in der Helgoliinder Rinne im marinen Sediment
gefunden wurde, wird von Helncke als vom Festlande eingeschwemmt
betrachtet, da diese Sumpfschnecke auf Helgoland selbst nicht lebt;
doch wäre vielleicht zu erwägen und durch Nachuntersuchung fest-
zustellen, ob die gefundenen Exemplare nicht aus diluvialen Ab-
lagerungen vom Boden der Nordsee stammen könnten.
Verlassen wir den Meeresboden in der Umgebung Helgolands und
wenden uns den Sedimenten der offenen Nordsee zu, so ist zunächst
festzustellen, daß es sich vorwiegend um sandige Ablagerungen handelt,
deren Hauptbestandteil Quarzkörner darstellen mit Korngrößen von in
der Hauptsache unter 0,5 mm, häufig auch unter 0,2 mm Durchmesser.
Die Farben sind weißlich, rötlich oder hellgräulich. Neben dem Quarz
ist eine größere Zahl kontinentaler Mineralkörner vorhanden, welche,
wie von Gümbel und Küppers übereinstimmend feststellten, mit den
Komponenten diluvialer, nordeuropäischer Glazialsaude identisch sind, was
nach dem in früheren Abschnitten Gesagten nicht weiter wunder nimmt.
Besonders stimmt auch der Gehalt an schweren Mineralien mit dem
skandinavischer Diluvialsande, welche nach Schroeder van der Kolk
stets über 0,5 % solcher Bestandteile führen, während die auch in die
Nordsee verfrachteten Sande der Maas und des Rheins unter 0,5 °/o
davon enthalten. Der vor der schottischen Küste nur untergeordnet
durch VON Gümbel festgestellte Glaukonit wird durch diesen Autor
wohl mit Recht als allochthone Einschwemmung von Schottland her
aufgefaßt. Der Kalkgehalt dieser sandigen Sedimente ist im allgemeinen
gering; Orth gab in seinen Tabellen bei den meisten Proben weniger
als 5°/0 an, von Gümbel neutit als Durchschnitt 3%.
Reicher an Kalk sind lediglich eine Anzahl molluskenreicher Sedi-
mente, welche der „Drache" südlich der Shetland -Inseln aus Tiefen
zwischen 94 und 115 m zutage förderte. Es handelt sich in diesen
förmliche Bänke meist zerbrochener Molluskenschaleu darstellenden Ab-
lagerungen zweifellos um nach Art des aus der Umgebung Helgolands
beschriebenen Bruchschills zusammengeschwemmtes Material, und von
Gümbel hat dasselbe durchaus mit Recht den fossilen Lumachellen an
die Seite gestellt. Die meisten Schalen dieser Sedimente sind durch
und durch zerfressen und durchlöchert, z. B. von Bohrschwämmeu (Vioa).
Vereinzelt kommen durch Eisenoxydhydrat zusammengekittete Schalen-
fragmente vor.
Mit dem organischen Inhalt der sandigen Nordseeproben haben
sich besonders von Gümbel und Apstein beschäftigt. Von den
Diatomeen war schon früher erwähnt worden, daß sie nach Puestel
im Hafen von Emden in den Bodenablagerungen jeder Ebbezeit bis zu
60°/0 ausmachen; in solchen Massen aber sinken sie nur in ruhigerem
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528 Allgemeine Betrachtungen Uber die jungen Meeressedimente
Wasser zu Boden, nnd so treten sie auch weder vor der Elbemündung
mit ihrer starken Strömung, noch überhaupt in dem flacheren, südlichen,
von starken Gezeitenströmungen beeinflußten Teile der Nordsee häufiger
auf. Regelmäßig und häufig konnte schon VON GüMBEL kleine Echiniden-
stacheln in den sandigen Schelfablagerungen der Nordsee feststellen;
daneben wurden auch Spongiennadeln selten ganz vermißt. Desgleichen
waren benthonische Foraminiferen , vor allem Miliolinen, häufiger an-
zutreffen. Dagegen treten Coccolithen und planktonische Foraminiferen
(Globigerina) nur untergeordnet in den Bodensedimenten der eigentlichen
Nordsee auf, nehmen aber sowohl im Übergang zu den größeren Tiefen
des Norwegischen Nordmeeres, wie nach der Norwegischen Rinne hin
an Menge zu. Aus den mehr •tonigen, den Übergang zum „grauen Ton"
des Nordmeeres bildenden Sedimenten der letzteren erwähnte von
Gümbel das in die Augen fallende Vorkommen von Rotalia Beccari,
vor allem aber von Uvigerina pygmaea, so daß er geneigt war, diese
Sedimente als „Uvigerinenschlamin" zu bezeichnen. Apstein hat die
letztgenannte benthonische Foraminifere dagegen nicht besonders hervor-
tretend gefunden, sondern mehr Textularia variabilis, Bulimina und
andere, so daß er lieber diese Ablagerungen nicht nach einerArt, sondern
als Foraminiferenschlamm schlechthin bezeichnen möchte. Um aber Ver-
wechselungen mit Globigerinenschlamm zu vermeiden, wird man gut tun,
solche Sedimente als „benthogene Foramioiferenschlamme" besonders
herauszuheben.
Die Sedimente der Ostsee
Wie über die der Nordsee, so ist auch über Sedimente der Ostsee
in früheren Abschnitten bereits an mehreren Stellen berichtet worden,
so vor allem über die Strandablageningen und Strandwälle (S. 66), über
die Sandwandeningen (S. 70), -die Bildung der Nehrungen und Sand-
haken (S. 72/73) und die Schaare (S. 74—79). Alle diese Bildungen des
Ostseestrandes unterscheiden sich, soweit nicht Organismen in Frage
kommen, und sofern man die niedrigere Maximalhöhe der Strandwälle
vernachlässigt, nicht wesentlich von den gleichen Bildungen offener
Meere. Aber dem tieferen Ostseeboden fehlen die in der Nordsee so
bedeutungsvollen Einwirkungen der Gezeiten so gut wie völlig, spielen
doch Ebbe und Flut schon in der westlichen Ostsee gegenüber den
durch den Wind bedingten Stauwirkungen keine irgendwie bedeutsame
Rolle. So sind es Stau- und nicht Gezeitenströmungen, welche z. B.
H. Spethmann für die Auskolkung gewisser Rinnen in horizontalen
Verengungen der Wasserfläche, wie z. B. derjenigen von 13 m Tiefe
zwischen der Insel Rüden und Usedom, verantwortlich macht ws).
Unter den rezenten Ablagerungen des eigentlichen Ostscebodens,
außerhalb der Strandregion und der Brandung, lassen sich außer den
i
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 529
früher beschriebenen, aus diluvialen Ablagerungen herausgearbeiteten
Steingründen einerseits sandige, anderseits touige und Schlickböden
unterscheiden. Der Sand ist weiß, gelb oder braun gefärbt und nieist
auch noch mit Steinen durchsetzt. In den Tiefen von mehr als 50 m
besteht der Boden in dar eigentlichen Ostsee fast durchgehend aus
braunem oder grauem, weichem Schlick oder härterem Ton. Auf weitere
Einzelheiten in der Verteilung der verschiedenen Sedimentarten soll
später z. T. noch eingegangen werden.
Die Herkunft der Mineralien der Ostseegrundproben aus der Auf-
bereitung diluvialer Glazialablagerungen ist schon Behrens nicht ent-
gangen, uud in dieser Hinsicht besteht kein wesentlicher Unterschied
gegenüber den Bildungen der Nordsee. Eine beachtenswerte Komponente
eines Teiles der Ostseesedimente ist aber der der oberen Kreide Schonens,
der Insel Rügeu und eines Teiles der dänischen Inseln entstammende
Feuerstein. Seiner supramariuen Verbreitung entsprechend ist dieser
Feuerstein in der ganzen Beltsee wie in der südlichen Ostsee an-
zutreffen, da er durch das diluviale Eis, durch diluviale Schmelzwasser-
ströme, ferner aber, auch neuerdings, durch driftendes Eis und
Strömungen weit über sein Anstehendes, das wir teilweise auch am
Ostseeboden anzunehmen haben, verbreitet worden ist. Die genannten
Transportkräfte bedingen, daß solche baltischen Kreidefeuersteine noch
in der Nordsee vorkommen, selbst im innersten Winkel der Deutschen
Bucht der Nordsee, wo sie nicht von den Kreideküsten des Kanals
abgeleitet werden können. Anderseits fehlen aber die Kreidefeuersteine
am Boden der nördlichen Ostsee, so daß z. B. die schwedische Expedition
1877 auf keiner der „Klinf-Stationen und auf keiner der nördlicheren
„Alfhild "-Stationen etwas davon fand. Spethmann meint nach den bis-
herigen Beobachtungen die Nordgrenze von Bornholm nach dem
Kurischen Haff ziehen zu können. Dazu wäre vielleicht zu bemerken, daß
die bekannten, schwarzen Feuersteine, wie sie etwa in der Schreibkreide
Rügens auftreten, schon an der Küste des Samlandes und dann auch
auf der Kurischen Nehrung fehlen, hier vielmehr durch andersartige,
mit jenen nicht verwechselbare Kieselgesteine, die der ostbaltischen
Randfazies der oberen Kreide entstammen, ersetzt werden. Demgegen-
über bliebe fernerhin zu untersuchen, ob nicht in der nördlichen und
östlichen Ostsee gewisse untersilurische Feuersteine, wie sie dem Verf.
z. B. von der Insel Gotland bekannt sind, und welche häufig bekannte
Kieselspongien (Aulocopium und Astylospongia) enthalten, eine Rolle
spielen.
Die modernen Ostseeablagerungen sind entweder ganz kalkfrei
oder enthalten höchstens wenige (bis 2,5) % CaCOa. Nur in der aller-
nächsten Nähe der Küsten der Inseln Gotland und öland und au
ähnlichen Stellen erhöht sich der Kalkgehalt. Dieser geringe Kalkgehalt
Andre«, Ocologic de. Meoreaboden«. II. 34
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530 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
der eigentlichen Ostseeproben steht im diametralen Gegensatz zu dem
Verhalten der Böden des Kattegats und Skagerraks, für welche nach
den Untersuchungen von Behrens und Rördam Gehalte zwischen 5
und 12,8°/0 die Kegel sind.
Schon Behrens hatte gezeigt, daß in, gewissen Sedimenten der
Ostsee Exkremente von Bodentieren, wie z. B. von Würmern oder
Crustaceen, — mau spricht heute, besonders in der limnologischen
Literatur, gerne von „koprogener" Substanz — eine Rolle spielen.
Ähnliches haben die früher besprochenen, eingehenden Untersuchungen
von Petersen und seineu Mitarbeitern für die dänischen Gewässer
gezeigt, vor allem aber auch klargelegt, daß der in gewissen Buchten
und Rinnen der dänischen Gewässer auftretende, fast nur organische
Stoffe enthaltende Schlick außer aus solcher koprogenen Substanz —
und zwar vorwiegend — aus verschwemmten Resten in Verwesung
Übergeheuder oder übergegangener, benthonischer Pflanzenreste (vor
allem von Zostera) besteht. Mit diesem Sediment hat sich dann neuerdings
besonders Apstefn eingehender beschäftigt. Die reichliche Verbreitung
dieses „Mudd", wie der genanute Autor diesen organischen Detritus
nennt, zeichnet die Ostsee vor der Nordsee aus, in welcher die Gezeiten
den Boden in ständiger Bewegung halten, so daß nur der Fels von
Helgoland und der felsige Abfall der Küste Norwegens für reicheren
Algeuwuchs in Frage kommen. Der freien Fläche der Nordsee gegen-
über ist daher der Pflanzenwuchs in den obersten Flachseezonen völlig
vei-schwindeud, während in der Ostsee die reichgegliederte Küste der
freien Wasserfläche gegenüber sehr groß ist und zahlreiche Buchten
und große, flache Bänke, wie Hoborgbank und Mittelbank, mit Algen
bedeckt sind. Neben deu schon genannten Exkrementeu spielen auch
die Reste abgestorbener Bodentiere eine Rolle für die Bilduug des Mudd.
Oft findet man von ihnen größere Reste, wie Epidermisfetzen von
Muscheln, deren Kalkskelett der Auflösung anheimgefallen ist, Schalen-
stücke von Echinodermen, Schwammuadeln, Pauzerstücke von Krebsen,
also Hartgebilde, während der übrige Körper bald in Fäulnis übergeht.
Auch das Plankton liefert einen weiteren Beitrag. Vor allem sollten
nun unter den Planktouorganismen die Diatomeen hierbei eine erhebliche
Rolle spielen, von welchen ja im Frühjahr z. B. der Gattung Chaetoceras
angehörige, gewaltige Mengen erzeugt werden und zeitweise, am Schluß
der Vegetationsperiode, in recht bedeutendem Umfange zu Boden sinken
müssen, was in der gezeitenfreien Ostsee an sich ungestörter von statten
gehen kann, als in der Nordsee. Und doch ist es auffallend, wie wenige
Reste von Planktouorganismen man im Mudd findet, Meist sind es nur
die allergröbsten Diatomeen, wie Coscinodisceen und Melosineen, während
die zarteren Formen, wie Chaetoceren und andere, vollständig fehlen. Die
feinen Kieselpanzer lösen sich eben sehr schnell im Wasser wieder auf.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimeute 531
Was die Verbreitung dieses Mudd der Ostsee betrifft, so häuft er
sich in gröberer Mächtigkeit nur in den größeren Tiefen und in eng-
begreuzten Mulden und Löchern an, während er auf flacherem, küsten-
nahem Roden oder auf Bänken nur eine feiue Schicht bildet, die aus
jungem, d. h. frisch gebildetem Mudd besteht. Wasserbewegungen ver-
schiedenster Art. Gezeitenbewegungen (im Skagerrak und Kattegat),
Strömungen, Stürme und Soogstrom, nicht zuletzt auch, wie schon
K. Möbius gezeigt hat, die Aufwirbelung durch bodenbewohnende Tiere,
bewirken, daß sich der Mudd tiefer und tiefer bewegt, um nun mehr
oder minder mächtige Lager zu bilden. So soll dieses organogene
Sediment in der Landsort-Tiefe, die bis 463 m mißt, in der größten Tiefe
eine Mächtigkeit von 5 m erreichen.
Das ausgedehnteste Muddlager findet sich in der östlichen Ostsee
bis zur Danziger Bucht in einein großen zusammenhängenden Gebiet,
dessen Tiefen unter 100 m liegen. Es erstreckt sich bis direkt an die
Linie Dagö - Stockholm , ganz im Westen auch über diese Linie nach
Norden hinaus. Besonders gut fand der ^Poseidon* den nach H2S
riechenden Mudd in der Landsort-Tiefe und in der Gotlandtiefe (in
165 m) ausgebildet. Das Gebiet zieht sich von Norden zwischen
Gotland und Schweden in geringer Breite bis uugefähr zur Höhe der
Südspitze Gotlands hin; zwischen Gotland und Kurland erreicht der
Mudd außerdem eine große westöstliche Ausdehnung und zieht so bis
zur Danziger Bucht.
Ein zweites größeres Mnddgebiet liegt zwischen Boruholm und
Schweden, ist aber in der direkten Verbindungslinie dieser beiden Land-
gebiete entsprechend der mäßigen Tiefe verhältnismäßig schmal, um sich
einerseits in der Bornholm-Tiefe im ONO von Bornholm, anderseits zwischen
Rügen uud Schweden weiter auszudehnen. In der Beltsee sind nur
kleinere Gebiete von Mudd vorhanden, und wegen dieser und der zum
Kattegat und Skagerrak gehörigen Regionen darf auf früher (S. 514,
517, 518) Gesagtes und auf Figur 134 auf S. 516 verwiesen werden.
Was den Grad der Zersetzung des Mudd, der mit dem Alter ver-
schieden ist, betrifft, so werdeu sich in den Muddablagernngen nahe der
Küste, wie in der Beltsee, neben stark zersetzten auch noch ziemlich
frische Pflanzeuteile finden, da die Zeit der Loslösung von ihrer
Unterlage erst eine sehr kurze ist. Je weiter man sich aber von der
Küste entfernt, desto stärker ist der Zersetzungsgrad der Pflanzenreste,
so daß in den weiten Gebieten der östlichen Ostsee besser erhaltene
oder nur geringe Spuren von Zersetzung zeigende Pflanzenreste vom
., Poseidon" überhaupt nur auf landnahen Stationen gefunden wurden.
Kür die tierischen Reste gilt dieses nicht, da Tiere überall im Meere
vorkommen und nicht an die Assimilation in den höheren Wasser-
scliichten gebunden sind.
34*
532 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Der Beimengung von Organismenresteu in den Ostseesedinienten
hat schon Munthe seine volle Aufmerksamkeit zugewendet, neuerdings
aber hat C. Afstein seine großen Erfahrungen in der Biologie des
Meeres ebenfalls für die Beantwortung dieser Fragen verwertet. Gehen
wir vou den Gewässern der Nordsee, bezw. der Norwegischen Llinue
aus in das Skagerrak, so treten hier neben häufigeren Bruchstücken von
Molluskenschalen regelmäßig Foraminifereu auf; meist sind dieselben mit
Stücken von Echinodermenpanzern und Schwammnadeln vergesellschaftet.
Von Pflanzen fanden sich auf deu Stationen des „Poseidon" regelmäßig
Ooscinodiscen, Zostera- usw. Bruchstücke dagegen nur auf den flacheren
Stationen.
Schon im Kattegat treten die Diatomeen und zwar Coscinodisreen,
Cocconeis, Pleurosigma, Epithemia, Fragilaria, mehr in den Vordergrund.
Daneben fanden sich hier bei der Engheit der Gewässer überall größere
Pflanzeubruchstücke.
In der Beltsee, die ja keine allseitig ausgedehnte Wasserfläche
besitzt, ist der Mudd nur in Rinnen und Mulden, sowie mehr oder
weniger großen Löchern angesammelt, die räumlich voneinander getrennt
liegen. Häufig finden sich Seegras- und Algenbmchstücke in ver-
schiedener Erhaltung*. Im westlichen und nördlichen Teile der Beltsee
finden sich dann zuletzt Schwammnadeln, da Schwämme über die Beltsee
nach Osten nicht hinausgehen. Foraminiferen sind spärlich auch weiterliin
noch vorhanden, aber nicht so häufig, daß sie in kleinen Bodenproben
sicher zur Beobachtung gelangen, ferner Diatomeen. . Besonders inter-
essant war die Bodenprobe von der „Poseidon "-Station K 1 zwischen
Langeland und Lolland im Langclandsbelt, wo aus 23 m Tiefe nur die
genannten, spezifisch schweren Organismenreste heraufgeholt wurden,
da durch den starken, meist südlich setzenden Strom der Boden von
feinem Material ganz rein gefegt wird.
Im übrigen großen Gebiete der eigentlichen Ostsee sind, wie die
von Munthe gegebenen Listen zeigen, Diatomeen oft in großer Arten-
fülle im Sediment vorhanden, doch ist ihre absolute Menge nur seltener
so bedeutend, daß ihr Vorkommen als häufig bezeichnet werden könnte. Es
handelt sich, wie erwähnt, lediglich um festere Formen, wie Coscinodis-
ceen und Melosineen, wahrend die zarteren Formen sämtlich aufgelöst
weiden. Die im Sediment der küstennäheren Regionen auftretenden
Algenbruchstücke gehören vorwiegend zu dem relativ festen Fucus. Ein
charakteristisches Vorkommnis nicht nur im Plankton, sondern auch in
den Bodenablagerungen der östlichen Ostsee bis zur Bornholmtiefe sind
Polleukörner von Kiefern (Pinus silvestris), die durch den Wind oft weit
über See vertrieben werden, um dort zugrunde zu gehen. Von Tier-
resten hat Apstein vor allem das häufige und charakteristische Auf-
■
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meercssedimeotc
533
treten der winzigen und zarten, chitinösen Panzer einer im Oberflächen-
wasser der östlichen Ostsee sehr häufigen Daphnide (ßosmina maritima
P. E. Müller) festgestellt, so daß er von Bosmiua-Schlamm sprach. Diese
schon von Munthe in den Bodenproben erkannte Form ist bereits in
der Beltsee sehr spärlich, gelangt aber mit dem ausgehenden salzarmen
Ostseeoberstrom bisweilen durch den Sund bis zum Skagerrak. Im
Sediment finden sich die Panzer der abgestorbenen Bosmina meist in
zwei Stücke zerfallen, in den Kopfteil mit den rüsselartigen Antennen,
und den Körperpanzer, der an seinen kleinen, am unteren Ende des
Hinterrandes befindlichen Spitzen leicht kenntlich ist. Die Bosmina-
Ablagerungen finden sich in der ganzen östlichen Ostsee und iu der
südlichen Ostsee bis in die Rinne zwischen Rügen und Schweden. Die
größte Dichte ihres Vorkommens ist im nördlichen Teile der östlichen
Ostsee, also bis Gotland hin, wo auf allen Mudd-Stationen des „Poseidon"
Bosmiua-Srhalen festgestellt sind. Das Maximum des Vorkommens
betrügt 2,24 Volumenprozent; also fast der 40. Teil der oberflächlichen
Bodenprobe bestand aus diesen winzigen, zarten Panzern. Meist jedoch
blieb die Menge unter 1 %>. Ob diese zarten Crustaeeenschälchen aller-
dings geeignet zur fossilen Erhaltung sind und damit diese Bosmina-
Ablagerungen aktuelles Interesse für den Geologen besitzen, mag füglich
bezweifelt werden.
Schließlich wäre noch einiger chemischer Neubildungen am Ostsee-
bo'den zu gedenken, über die wir indessen aus dem Grunde schneller
hinweggehen können, da wir über identische Bildungen in anderen
Meeren bereits in früheren Kapiteln eingehend berichtet haben. Es
handelt sich einerseits um Kügelchen und deutlich kenntliche Kristall-
aggregate von Schwefelkies uud um Schwefelkiessteinkerne von Dia-
tomeen, die schon Behrens richtig auf Reduktionsprozesse zurück-
geführt hat, welche im feinkörnigen Sediment im Gefolge der Verwesung
von Algenresten eintreten. Und es mag nicht verfehlt werden, bei
dieser Gelegenheit noch einmal auf die an H2S reichen, „heilsamen
Meeressehlamme" gewisser Buchten der Insel Osel hinzuweisen, von
denen schon früher (S. 110, 111) die Rede war. Das Gegenteil dieser
Ausscheidung von Schwefeleisen bildet das Auftreten von hydratischem
Eisenoxyd in Form von Konkretionen, meist jedoch als charakterlose
Masse an kleinen Steinchen oder als blättrige Überzüge auf Geschieben
am Ostseeboden, wie es Tornqüist vom „Scharfen Grund" bei Cranz
von den von dort beschriebenen, angelösten Geschieben bekannt gemacht
hat; Spethmann erwähnt auch an größeren Fixpuukten gern kon-
zentrisch-ringförmig abgesonderte, „äußerlich lebhaft an Nummuliten er-
innernde" Massen dieser Substanz von dunkelbraunroter bis schwarzer,
selten hellbrauner ^rbe. Es ist kein Zweifel, 'daß diese Ausscheidungen,
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n:*4
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
wie wir sie schon aus dem Flachwasser der Küste des Samlandes er-
wähnen konnten (8. 98), und wie sie nur in den geringeren Tiefen bis
zu etwa 75 m im Maximum auftreten, an gut durchlüftctes, sauerstoff-
reiches Wasser gebunden sind.
Eine kartograplüsehe Darstellung der „Sand- und Tonflächen4* der
baltischen Gewässer vom Kattegat bis zur Insel Gotland hat Speth-
MANN gegeben und dieselbe auch mit einer eingehenden Erläuterung
versehen. Hierbei sind alle gröberen Ablagerungen, wie die Stein- und
Kiesgründe, in die Sandflächen einbezogen, und die „Tonbuden" um-
fassen auch die Ablagerungen des im wesentlichen aus organischeu
Zersetzungsprodukten von Pflanzen bestehenden Mudd. Daher kann die
APSTEFNsche Skizze, in welcher Sand-, Ton- und Muddböden ausein-
andergehalten siud, in gewisser Weise als Ergänzung der allerdings in
viel größerem Maßstabe gehaltenen SpETHMANXschen Karte gelten.
Zum Schluß mag noch kurz auf die Ergebnisse hingewiesen werden,
welche Küppers bei seinen Untersuchungen über die Hygroskopizität
einiger Grundproben aus Nord- und Ostsee erzielt hat, wobei wegen
der relativen Neuheit dieser Methode kurz auf Art und Ziel derselben
eingegangen werden muH. Wie in einem der ersten Abschnitte dieses
Bandes erörtert wurde, kommen für die Untersuchung der Meeresgrund-
proben zur Feststellung der Korngrößen Sieb- und Schlamm-Methoden
zur Anwendung, von denen die letzteren zweifellos große Vorzüge vor
den ersteren besitzen. Wie aber Emmehling an der Hand einer
größeren Anzahl von Scbläiumanalvsen gezeigt hat, geben die einzelnen
Methoden durchaus keine eindeutigen Werte, und diese variieren außer-
dem stark mit der Art der angewandten Methode. Es ist das ein be-
deutender Übelstaud, zumal fast jeder Autor, der bisher Meeresgrund-
probeu untersuchte, einer anderen Art der Korugrößentrennung den
Vorzug gab, so daß die Unteisuchungsergebnisse der verschiedenen
Autoren nur unter großem Aufwand von Umrechnungen direkt mitein-
ander vergleichbar gemacht werden können. Daß zumal die Siebmethode
völlig unzulänglich für die Zwecke der Kompouenteutrennung genannt
werden muß, ist früher eingeheud erörtert und auch betont worden,
daß PlILLiPPl, indem er die „Gauss"-Proben mit Meerwasser schlämmte,
den natürlichen Verhältnissen zweifellos bisher am nächsten ge-
kommen ist.
Den zuerst genannten Übelständen wollte nun ein neues Verfahren
von UoüEWALD begegnen, das die Bodcnfeinheit in ganz bestimmten,
untereinander vergleichbaren Zahlen auszudrücken gestatten soll: Wenn
trockener Hoden mit Wasser in Berührung gebracht wird, so entwickelt
sich eine ganz bestimmte, für den betreffenden Boden charakteristische
Wärmemenge. Diese rBenetzungswärme* ist dann «ran Hodewald und
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressediment« 535
Mitscherlioh zusammen an den verschiedensten Erdböden studiert
worden. Nach den umfassenden theoretischen Erörterungen des erst-
genannten Autors besteht Proportionalität zwischen der entwickelten
Wärmemenge und der Summe der Oberflächen der einzeluen Teilchen
oder der inneren Bodenoberfläche, und die Wassermenge, die von
trockenem Boden in einer Wasserdampfatmosphäre aufgenommen wird,
ist dieser Benetzungswärme und somit der inneren Oberfläche direkt
proportional. Es haudelt sich also praktisch in der Hauptsache dämm,
die aufgenommene Wassermenge zu bestimmen, wofür Rodewald und
Mitscherlich eine besondere Methode ausgearbeitet haben.
Schon Brandt hatte in einer Abhandluug über den Stoffwechsel
im Meere die Wichtigkeit dieser Methode für Meeresbodenuntersuchungen
gerade vom biologisch-chemischen Standpunkt aus betont, und in seinem
Auftrage hat dann Küppers seine Untersuchungen angestellt. „Je größer
die innere Oberfläche des Bodens ist, um so mehr Angriffspunkte bietet er
den chemischen Agenden dar. Zum Studium der chemischen Umsetzungen
im Boden ist daher eine genaue Kenntnis der Hygroskopizität erforderlich.
Die Nährstoffe, die im Boden enthalten sind, werden um so rascher
aufgeschlossen und dadurch den Organismen zugänglich, je größer die
Oberfläche, je größer also die Hygroskopizität ist. Beim Meeresboden
speziell kommen noch einige andere Faktoren hinzu. Die Nährstoffe
werden Dicht im Boden selbst verbraucht, sondern müssen erst in das
Meerwasser diffundieren. Die Diffusionsgeschwindigkeiten werden aber
höchst wahrscheinlich um so kleiner sein, infolge von Kapillaritäts-
wirkungen, je feiner die einzelnen Teilchen sind, sie werden also vor-
aussichtlich mit zunehmender Hygroskopizität in geometrischer Reihe
abnehmen. Weiterhin nimmt die Adsorption mit der Feinheit der
Teilchen zu. Die größere Umsetzungsgeschwindigkeit in den Böden
mit großer Hygroskopizität kann also durch die weit größere Diffusions-
geschwindigkeit und deu kleineren Adsorptionswert von Böden mit
kleiner Hygroskopizität gegebenenfalls ausgeglichen werden. Eingehende
quantitative Untersuchungen müßten hier ausgeführt werden."
Was nun Küppers' Resultate selbst betrifft, so trat in der Nordsee
eine Abhängigkeit zwischen Hygroskopizität und Tiefe deutlich in Er-
scheinung, entsprecheud der sandigeren Natur der flach gelegenen und
der tonigeren Beschaffenheit der tiefer gelegenen Böden, während in
der Ostsee wegen des Auftretens des Mudd iu deu flachen Buchten
einerseits und in den größten Vertiefungen anderseits eine solche Ab-
hängigkeit natürlich nicht bestehen kann. Hier zeigt sich aber deutlich
die Abhängigkeit von der Korngröße. Das mag eine nach durch KÜPPERS
gemessenen Werten, aber unter Berücksichtigung gewisser, von Apstein
angegebener Einschränkungen, aufgestellte Tabelle zeigen:
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536 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeresjedimente «
---- -
Terniinstation
Tiefe in m
Bodenart
Hygroskopizität
0 <>, sudl. Trelleborg . . .
Oft
Sand mit bteincnen
u lo, westl. jüeniei
t>3J
Sand
1,0
\j ö, norui. renmani ....
<mA mit Qohli'ol-
o&nu mn ocniicK
0 1, vor der Kieler Föhrde .
20
Dunkelgrauer Schlick
5,9
0 10, südüstl. Bornholm . . .
Ü2
Dunkelgrauer Schlick
8,3
0 4, vor der Neustadter Bucht
25
Granschwarzer Schlick,
10,8
etwas riechend
0 12, in der Danziger Bucht .
107
Mudd, stark riechend
11,9
.16
Mudd, stark riechend
15,2
Von einer Berechnung der Bodeuoberfläche selbst können wir mit
Küppeks absehen, da die Hygroskopizitätszahlen direkt miteinander
vergleichbar sind. Auch brauchen wir der Tabelle kaum noch etwas
hinzuzufügen.
So besitzen wir in der durch Küppers zum ersten Mal auf Meeres-
grundproben angewandten Hygrosköpizitätsbestiramung zweifellos ein
gutes Mittel zur weiteren Charakterisierung unserer Ablagerungen.
Gleichwohl aber muß davor gewarnt werden, in dieser Methode nun
das Mittel erkennen zu wollen, welches mit einer einzigen Untersuchung
alle für den Geologen in Betracht kommenden Eigenschaften enthüllen
könnte. Mag dieselbe für die land- uud forstwirtschaftliche Wertung
eines Bodens oder für meeresbiologische Untersuchungen allenfalls allein
genügen und die früheren Trennungsmethoden verdrängen, der Geologe
wird darauf Wert legen müssen, daß auch diese Methoden, insbesondere
die Schlämm -Methode mit dem in Betracht kommenden Medium (bei
Meeresablagerungen eben mit Meerwasser), weiterhin neben dieser neuen
Methode angewendet werden ; denn es handelt sich für die hier in Frage
kommenden Zwecke ja nicht nur um das Verhalten des schon fertigen
Sedimentes — daß die Hygroskopizität für die Diagenese von Wichtigkeit
sein dürfte, ist bereits früher angedeutet worden — , sondern vor allem
soll doch die Entstehungsgeschichte der Sedimente erforscht werden;
und den Hertransport der verschiedenen Komponenten, bezw. ihr Ver-
halten gegenüber den Wasserbeweguugen zu erklären ist nur die
Schlamm-Methode, bei gröberen Komponenten etwa in Kombination mit
der Siebmethode, geeignet.
Und damit wenden wir uns den Sedimenten weiterer, dem
Atlantischen Ozean tributärer Nebenmeere zu.
4. Da» Amerikanische Mittelmoor
Über die Sedimente des Amerikanischen Mittelmeeres siud wir
besonders durch die Untersuchungen des „Blake" und eine neuere Reise
der „Britannia" unterrichtet. Die der Darstellung von Murray55*)
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meereasediraente 537
über die Grundproben von der letztgenannten Fahrt beigegebene Karte
•und die schon genannte von Murray und Philippi im „Valdivia"-Werk
repräsentieren den herrschenden Standpunkt unserer Kenntnisse über
die Verbreitung der einzelnen Sedimeutarten. Bezüglich der Einzelheiten
muß auf das früher (S. 258 —260) Gesagte verwiesen werden; indessen mag
doch hinzugefügt sein, daß Mürray selbst geschwankt zu haben scheint,
ob er die in den drei Tiefenbecken dieses Mittelmeeres auftretenden,
kalkreichen Ablagerungen als Kalkschlicke oder als echte Globigerinen-
schlamme und Pteropodenschlamme bezeichnen sollte, da er ein über
das andere Mal betont, wie schwierig es sei, diese einzelnen Abarten
auseinander zu halten, zumal hierselbst auch noch Übergänge zwischen
Korallensehlicken und Pteropodenschlammen vorkommen. Doch scheineu
die Bedenken schließlieh mehr oder weniger zugunsten der Eupelagischen
Ablagerungen geschwunden zu sein, da die erwähnten Karten nicht nur
Globigerinen- und Pteropodenschlamm , sondern auch Roten Ton — im
tiefsten Teile des Karibischen Beckens —"angeben.
5. Das Romanische Mittelmeer nnd das Schwarze Meer
Über die Sedimente des Romanischen Mittelmeeres und des
Schwärzen Meeres brauchen wir dem früher auf S. 261—265, sowie
S. 266 — 272 Ausgeführten kaum noch etwas hinzuzufügen.
B. Der Indische Ozean und seine Nebenmeere
I. Der Indische Ozean
Den derzeitigen Stand unserer Kenntnisse bezüglich der Verbreitung
der einzelnen Sedimente im Indischen Ozean vermittelt am besten die
Karte, welche in gleicher Weise dem „Valdivia"-Werk, wie einer Dar-
stellung von J. Murray von 190 9 655) beigegeben und auf unserer Karte
im Wesentlichen kopiert worden ist.
Beginnen wir mit den Korallenriffen. Abgesehen von der gegen
Ost gerichteten Somaliküste am Osthorn Afrikas zeigt die Ostküste
des tropischen Afrika vom Kanal von Mozambique bis zur Mündung
des Djuba etwa unter dem Äquator eine fast ununterbrochene Kette
von Strandriffen. Stellenweise trägt auch das benachbarte Festland
selbst ausgedehnte Lagen gehobenen Korallenkalkes, und manche, der
Küste vorgelagerte Inseln bestehen ganz aus solchen Gesteinen. Die
Strand- oder Saumriffe ziehen sich dann aber auch in den Golf von
Aden hinein, wo sie, nur wenig unterbrochen, an der Nordküste des
britischen Somali-Landes anzutreffen sind und stellenweise als gehobene
Bänke weit ins Land hinein verfolgt werden können, wie bei Berbera.
Ein ausgedehntes Küstenriff findet sich vor der Südwestküste Madagaskars.
Vor der Ostküste ist bei Tamatave der Point Hashi ein umfangreiches
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538
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeresseditnente
Küstenriff vorgelagert, das aber weiter im Norden erst bei der Insel
Ste Marie (Nosy Braha) seine Fortsetzung findet. Auch die Bucht*
von Vohemar ist mit Korallenbauten angefüllt; dagegen ist die einen
französischen Kriegshafen enthaltende Bucht von Diego Suarez ärmer
an Riffen. Im übrigen zeigen die Riffe von Madagaskar z. T. Übergänge
von Strand- zu Barrier-Riffen, die uns dann auf den Comoren deutlicher
entgegentreten. Strandriffe dagegen lassen wiederum die Amiranten und
Seychellen erkennen. Die atollähnlichen Gebilde des Providencia-Riffes,
der Farquhar-Inseln und der Aldabra-Inseln können nicht ohne Weiteres
mit den echten Atollen der Südsee in Parallele gebracht werden. Als
Krönung der frühereu Landbrücke zwischen Madagaskar und Vorder-
indien sind die Riffe der Maskareuen (Mauritius), der Saya da Malha-
Bänke, des Chagos- Archipels, der Malediven und Lakkadiven aufzufassen.
Die Küsten Vorderindiens zeigen mit Ausnahme von Ceylon und seiner
dieser Insel zugekehrten Südspitze ebenso wenig ausgedehntere Korallen-
riffe wie die Westküste von Hinterindieu. Inmitten des Ozeans liegt
Keeliug-Atoll und die Weihnachtsinsel. Einen äußersten Vorposten der
Korallentätigkeit bilden die Abrolhos- Inseln an der Westküste von
Australien (etwa unter 28 — 29° S. gegenüber Geraldton gelegen). An-
damanen und Nikobaren zeigen Straudriffe.
Im Indischen Ozean erreichen die Schelfablagerungen und Hemi-
pelagischcn Sedimente eine größere Breite nur an der Südküste von
Asien in den nördlichen Teilen des Arabischen Meerbusens und des
Golfes vou Bengalen, in welche gewaltige Ströme ihre Detritusmassen
entsenden. An den australischen Küsten entsprechend der größer
werdenden Breite des Schelfes sich nach Norden zu mehr und mehr
verbreiternd finden wir diese Bildungen längs der Sunda- Inseln und
der gesamten Ostküste von Afrika, ausgenommen einen schmalen zungen-
förmigen Vorsprung anf etwa 28° S.- Breite, auf eine relativ schmale
Zone rings um die Kontinentalmassen beschränkt und sehen sie auch
die große Iusel Madagaskar umgeben. Grünschlicke und -Sande ersetzen
die normalen hemipelagisclR-n Blauschlicke auf der Agulhas-Bank, au
verschiedenen Puukten au der Ostküste von Afrika, sowie an der West-
und Südküste von Australien. Koralleuschlicke und -Saude finden sich
um die verschiedenen, von Korallenriffen gebildeten oder eingesäumten,
in der Tropenzone gelegenen Inselgruppen, wie die Malediven und
Lakkadiven, die Seychellen, Amiranten und den Chagos- Archipel , die
Comöreu-Gruppc, um die Nordküste vou Madagaskar, um die Maskarenen-
inseln Mauritius und Reunion, sowie auf der Nazareth-Bank und den
Saya da Malha- Bänken, im Nordosten endlich um die Andamanen, die
Nikobaren und an der Küste von Sumatra.
Von den P^upelagischen Ablagerungen nimmt der Globigerinen-
schlamm weitaus die herrschenden Flächeu ein, bis auf etwa 50° S. -Breite,
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\
Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 539
wo ihn der südliche Diatomeenschlamm ablöst. Diese Flächen hängen
im allgemeinen zusammeu, wenn auch hier und da, um Inseln und
Bänke, koralligene Sedimente oder, in größeren Tiefen weit ab von den
Küsten, mehr oder minder ausgedehnte Flächen kalkarmer eupelagischer
Bildungen sich einschalten. Eine kleine isolierte Partie von Globi-
gerinenschlamm wird innerhalb hemipelagischer Sedimente im Busen von
Bengalen angegeben. Die drei isolierten kleinen Flächen, welche nach
je einer Lotung von „Valdivia" und .,Gaussu innerhalb des sonst von
Diatomeenschlamm eingenommenen Gebietes eingezeichnet wurden,
basieren auf Proben, welche doch recht beträchtlich von den tropischen
Globigerinenschlammen des Indischen Ozeans abweichen.
Pteropodenschlamm findet sich in verschiedenen kleinen Arealen
längs der Küste von Afrika, in der Timor- See, vor der Küste von
Sumatra und bei den Nikobareu. Gardiner führte dieses Sediment von
Mauritius aus 1496 m uud aus dem Gebiete des Chagos- Archipels aus
Tiefen von 408 bis 1052 m an.
Roter Ton findet sich in vier voneinander getrennten Gebieten
innerhalb der von Globigerinenschlamm eingenommenen Flächen. Nur
südlich der Sunda-lnseln tritt er so nahe an das Land heran, daß hier
z. T. ohne Vermittlung des letztgenannten Sedimentes eiu direkter Über-
gang in hemipelagische Ablagerungen erfolgt. Dieser Rote Ton gehört
jener großen Fläche an, welche den zentralen Teil der östlichen Hälfte
des Ozeans zwischen dem Äquator im Nordeu und dem 30. Breitengrade
im Süden und zwischen 73° und 120° 0. einnimmt. Außerdem tritt
Roter Ton noch in drei kleineren Arealen auf, im Süden der großen
Australbucht zwischen 35° und 45° S. und 123° und 138° O., südöstlich
von Madagaskar zwischen 22° und 27° S. und 50° und 60° 0., sowie
im Arabischen Meere zwischen 7° und 12° N. und (>2" und 72° 0.
Sedimente, welche als Radiolariensehlanim zu bezeichnen sind,
fiuden sich in größerer Ausdehnung innerhalb des soeben zuerst ge-
nannten Gebietes von Rotem Ton südlich des Äquators um Cocos-
Keeling- und die Weihnachtsinsel zwischen 7° und 22° S. und 88° und
108° 0. Dieses Gebiet scheint eine südwest-nordöstlich gestreckte Ge-
stalt zu besitzen. Kin kleineres Gebiet von Radiolariensehlanim findet
sich im Nordwesten der Seychellen zwischen 2° und 5° S. und 49° und
52° O. In dieser Meeresregion hatte schon im Jahre 18ö9 Kapitän
Pullen während der Reise des „Cvclops" zwischen Sansibar und den
Seychellen in ca. 4000 m Tiefe Ablagerungen, welche fast ausschließlich
aus Radiolariengehäusen zusammengesetzt waren, aufgefunden: doch
muß dabei darauf hingewiesen werden, daß auch die Globigerinen-
schlamme des tropischen Indischen Ozeans, ganz im Gegensatz zu denen
des tropischen Atlantischen Ozeans recht reich an Radiolarien und
dementsprechend ärmer an CaCOs sind.
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540
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Das Band voti Diatomeenschlamm, welches aus den subantarktischen
Gewässern des Atlantischen Ozeans in ziemlicher Breite in die des
Indischen Ozeans hinübersetzt, geht ununterbrochen durch dessen Ge-
wässer hindurch, um jenseits derselben in den Pazifischen Ozean sich
fortzusetzen. Im allgemeinen überschreitet dieses Sediment im Norden
nicht 45° S.-, im Süden nicht 65° S.-Breite. Doch schiebt sich die
Grenze gegen die Glübigerinenschlamme hier und da breit zungenförmig
vor, und die Breite des ganzen Bandes scheint nach Osten zu abzu-
nehmen. Eine isolierte Partie des Sedimentes liegt im Norden des ge-
schlossenen Bandes innerhalb des im übrigen von Globigerinenschlamm
eingenommenen Areales wenig nördlich des 40. Breitengrades etwa
unter 58° O.
Im Süden wird das Band von Diatomeenschlamm von Glazial-
marinen Sedimenten abgelöst, welche der rGauss" gerade hier in so
typischen Proben antraf, daß PlliLiPPi eine Abtrennung dieser Bildungen
von den eigentlichen Blauschlicken vorschlagen konnte.
II. Die Nebenmeere des Indischen Ozeanes
1. Der Persische Meerbusen
Von den dem Indischen Ozean angegliederten Mittelmeeren wird
der Persische Meerbusen ganz von einem flachen Schelf eingenommen.
Nur in der Straße von Horums sinkt der Boden zu vergleichsweise
großen Tiefen ab, besonders auf der Südseite, nahe der Museudim-Halb-
insel. Wenn zwischen Ras Musendim und den kleinen zwei Keil-Inseln
tiefe Löcher bis zu 155 m vorhanden sind, so siud diese möglicher-
weise in rein lokaler Ei-scheinung durch die die enge Durchfahrt
durchströmenden, starken Gezeitenströmungen, bedingt65").
Der durchweg gelingen Tiefe des eigentlichen Persischen Meer-
busens entsprechen die hierselbst auftretenden Sedimente, deren
allochthone Komponenten z. T. durch die mesopotamischen Ströme, z. T.
durch Staubstürme aus dem arabischen Wüstengebiete zugeführt werden.
Wie weit der Flußdetritus des Schatt al Arab in den Meerbusen hinaus-
geführt wird, scheint noch nicht festgestellt zu sein. Daß aber die
Gewässer des Schatt al Arab ihren Schlick so gut wie ausschließlich
nach der arabischen Seite hin verfrachten, steht nach G. Schotts557)
ueuer Untersuchung über die Wasserteniperatur- und besonders die
Salzgehaltsverteilung im Golf außer Frage, wies doch schon Genthe
auf das Auftreten der Sinkstoffe noch südlich von der Insel Feilaka hin.
Auf solche Schlickmassen bezieht es sich wohl auch, wenn im Segel-
handbuch für den Persischen Golf:,:'*) von ausgedehnten Schlickbänken
auf der Strecke nach Kuweit hin die Kede ist. Diese Schlickablage-
ruugen sind dem Leben der Perlmuscheln nicht günstig, welche vielmehr
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meere&sedimente 541
nur dort, wo sich „harter Grundu findet, gefischt werden. Und so
sollen auch die Perlenfischerboote aus Kuweit hauptsächlich bei den
Bahrein -Inseln uud östlich davon nach der nördlich der Piratenküste
gelegenen großen Perlenbank hin tätig sein. Über die Perlenfischerei
selbst wird im übrigen in einem späteren Abschnitte noch von all-
gemeineren Gesichtspunkten aus gesprochen werden.
-
Daß äolische .Staubzufuhr in dem ganzen, wegen seiner feuchten
Hitze in den Sommermonaten berüchtigten Meeresteile beträchtlich
sein muß, folgt aus mannigfachen Berichten659). Wenn die größte
Häufigkeit „diesiger14 Luft hauptsächlich in den Spätsommer fällt, so
hängt dieser Umstand nach Schott wahrscheinlich mit dem im Juli
und August besonders starken NW- Wind (Schemal) zusammen; dieser
Wind führt von Niedermesopotamien die dort hochgehobenen, lehmigen
Stil übte ilchen weit fort und verursacht eine allgemeine Trübung der
uutersten Atmosphäre. Doch kommt Ähnliches auch in den Winter-
monaten vor.
Die tieferen Teile des Persischen Meerhusens tragen nach den
Ermittlungen von S. Genthe&80) meist Schlick, doch werden auch Sand,
Felsboden, sowie Korallensand, nördlich von Bahreiu und au anderen
Stellen „weißer Tonu angegeben. Von koralligeuen Bildungen finden
sich lokal Strandriffe.
2. Das Rote Meer
Staubstürme dürften auch dem Boden des Roten Meeres, welches
mitten in die libysch -arabische Wüstentafel hineingelagert ist, in
reichem Maße Material zuführen. Die Sedimente dieses Mittelmeeres,
welchem eine stärkere fluviatile Zufuhr fehlt, ähneln, abgesehen von der
Tatsache, daß die Küsten teilweise von Korallenriffen eingesäumt werden,
sehr denen des Romanischen Mittelmeeres; doch zeigen die Ablagerungen
der zentralen, tiefst eingesenkten Zone mehr als die Kalkschlicke des
letzteren Anklänge an eupelagische Pte'ropodeu- undGlobigerinenschlamme.
Nur wenige Worte seien den Korallenriffen dieses Mittelmeeies
gewidmet. Weun das Rote Meer noch bei Suez unter 30° N. -Breite
vereinzelte echte Korallenriffe enthält, so liegt das an der hohen Tem-
peratur des Wassers, welches ja selbst in den größten hier vor-
kommenden Tiefen die für das Korallenwachstum erforderliche Minimal-
temperatur überschreitet, da eine submarine Schwelle bei Bab-el-Mandeb
das Einströmen kälteren Tiefenwassers aus dem ludischen Ozean ver-
hindert. Gehört doch das Rote Meer zu jenen typischen Mittelmeeren,
die in ihren Tiefenmulden homotherme Wassermassen bergen, und zwar
besitzt es unter allen die höchste Temperatur, überall in den Tiefen
zwischen 700 m und dem Boden in 2200 m 21,5° C.
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542 Allgemeine Betiachtnngen über die jungen Meeressedimente
Ein nur wenig unterbrochenes Küstenriff hegleitet sowohl die
afrikanische, wie die arabische Küste des Roten Meeres bis in die Nähe
von Bab-el-Mandeb. Dieses Küsteuriff beeinflußt hierselbst in erster
Linie die Küsten formen und macht die dortige Schiffahrt zu einer recht
gefährlichen. Wenn aber von dem oder jenem Autor von Wall- oder
Barrier-Riffen im Roten Meere gesprochen worden ist, so ist das nicht
ganz zutreffend. Denn die langgestreckten, der Küste parallelen, von t
der Küstenebene aber oft durch auffallend tiefe Kanäle getrennten
Koralleninscln sind — wie die oft zu bedeutenden Höhen (bis zu 230 in
und mehr) gehobenen ältesten, diluvialeu Riffe — nur relativ dünne
Krusten auf den aufragenden Kantenrändern submariner, streifenförmiger
Gesteinsschollen , die bei den Grabenbrüchen noch vor Bildung dieser
jüngsten Korallenriffe als Horstscholleu. die auf beiden Längsseiten tief
abfielen, in relativ höherem Niveau stehen geblieben sind5*1).
8. Das Australnsiatische Mitlelnieer .
Die Ablagerungen des Australasiatischcn Mittelmeeres sind z. T. schon
in früheren Abschnitten, so bei Besprechung des Blauschlicks (S. 227 — 238)
und des Roten Tiefseetones (S. 353, 354), sowie bei der Diskussion des Kalk-
gehaltes der Tiefseesedimente, auf Grund der Untersuchungen hauptsächlich
des „Challenger- und der „Siboga", beschrieben worden. Die eingehendste
kartographische Darstellung gab der Bearbeiter der „Siboga" -Proben,
(). B. Böögili). Doch wird eine genauere Untersuchung dieses Gebietes,
welche, wie gleich noch auszuführen sein wird, besonders auch im
Interesse der Aufklärung der Tektonik des Australasiatischen Archipels
liegen würde, im einzelnen zweifellos noch manche Änderungen jenes
vorläufigen Kartenbildes herbeiführen, auf welchem die Grenzen vielfach
den Tiefenlinien parallel gezogen wurden, was keineswegs überall der
Wirklichkeit entsprechen dürfte; handelt es sich doch um Meeresregionen,
welche schon an Mannigfaltigkeit der Relief- und Tiefenverhältuisse
ihresgleichen suchen.
Strand- und Schelfablagerungen besitzen in diesem Gebiete teil-
weise nur eine geringere Ausdehnung: das gilt insbesondere von der
Region der Tiefenbecken mit ihrem so wechselvollen Relief und ihren
z. T. steilen Abböschuogen. Eine größere Verbreitung erreichen solche
Bildungen aber natürlich dort, wo große Schelfflächen einerseits Borneo,
.Java und Sumatra mit Asien, anderseits Neu- Guinea mit Australien
verbinden.
Wo in diesem Mittelmeere Korallenriffe auftreten, gehören sie zu
den Strandriffen. Echte Atolle scheinen zu fehlen. Doch treten einer-
seits nicht selten gehobene Korallenkalke, anderseits aber stark gesenkte,
„ertrunkene"4 Korallenriffe auf als Anzeichen und zum Ausmaß der Ver-
stellungen, welche die Lithosphäre hier gegenüber dem Niveau des
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 543
Meeresspiegels in beiderlei Sinne noch in jüngster geologischer Zeit er-
litten hat. Gehobeue Korallenkalke bilden häufig die Deckschichten
der Meeresterrassen, welche einen Teil der Inseln dieses Mittelmeeres
bis in erhebliehe Höhen umziehen. Daneben finden sich als weitere
Anzeichen solcher Terrassenbildungen Ablagerungen vou Ton oder Lehm
mit marinen Mollusken, Sandebenen mit Strandwällen oder Abrasions-
flächen mit Blockstrandbilduugen. Diese Vorkommnisse zeigen, daß das
Land im Altdiluvium 12—1300 m tiefer gestanden hat als heute. Die
Hebung scheint ruckweise vor sich gegangen zu sein; und dement-
sprechend finden sich nach J. Elbert562) z. B. auf Sumbava (höchst-
wahrscheinlich alluviale) Niederterrassen bei 18—20 m. 27 — 40 m, 65
bis 75 m u.d.M., ältere Mittelterrassen bei 102 — 108 m, 130— 148 m,
170 — 178 m und 202 — 210 m. Die Hochterrassen dieser Insel sind z.T.
als Korallenriffe bis 605 m und als ausgedehnte, ebene Abrasionsfläehen
bis gegen 800 m und höher hinauf bis 12—1300 m als stark vou der
Erosion zerschnittene Stufen ausgebildet, Ähnliche Verhältnisse bestehen
auf anderen Inseln des Archipels, uud speziell von gehobenen Korallen-
riffen erwähnt J. Waxnek 503) Beispiele noch aus 1050 m Meeres-
höhe auf Timor, wobei von besonderem Interesse ist, daß die gehobenen
Korallenriffe auf Timor,» wie übrigens auch auf der Weihnachtsinsel
(Christmas Island) und Rodriguez im Indischen Ozean, Vavau in der
Tonga-Gruppe, und Uvea in der Loyalty- Gruppe durch ihre geneigte
Lage Ungleichmäßigkeiten der Hebungsintensität andeuten, die man als
Anzeichen für „Verlegungen* der Erdkruste auffassen könnte. „Daß
die oberen Terrassen aber diluvialen Alters sind, ergibt sich aus den
Beziehungen zu den pliozänen Ablagerungen, die von ihnen angeschnitten
werden, sowie aus der Bedeckung mit fossilführendem Ton und der
Umrindung mit juugem Korallenkalk" (Elbert). Die Bewegungsvor-
gänge, welche die Inseln des Australasiatischen Archipels bezw. die
ganze dieselben tragende Scholle (im Ganzen oder in einzelueu Teilen)
durchgemacht haben, waren aber noch wesentlich komplizierter und von
größerem Ausmaß, als sich durch eine Betrachtung nur der gehobenen
Riffkalke ergibt. Das zeigt die ebenfalls weite Verbreitung von z. T. in
beträchtliche Tiefen verseukteu Riffkorallenmassen, welche sich teilweise
als versunkene Strandterrassen dem untermeerischen Abfall vou Inseln
anschließen. Manche dieser Vorkommnisse, vor allem diejenigen in er-
heblicheren Tiefen, liegen aber auch weiter von den heutigen Küsten
entfernt. So fand die -Siboga* M*) am 1. September 1900 auf ihrer
Station Nr. 177 inmitten der Ceram-See nördlich von Ceram in 1633 m
und von da über eine Entfernung von nicht weuiger als drei Seemeilen
bis zu 1304 m Tiefe große Mengen abgestorbener, rezenter, riffbildender
Korallen, z. T. kaum verändert, z. a. T. in den Poren mit Eisenmangau-
hvdroxyden erfüllt, z. T. auch in solche mehr oder minder übergeführt.
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544
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressediroente
Der Fundort liegt etwa 42 km von dem nächsten Punkte entfernt, an
welchem noch heute lebende Riffkorallen sich finden. Es dürfte hier
also zwischen etwa 1300 und 1600 m Tiefe eine versunkene Riffmasse
vorhanden sein. Ähnliches scheint auch eine Prüfung der Seekarten zu
ergeben, wenn man auch, wie eingangs und an anderer Stelle in diesem
Bande erwähnt wurde, in dieser Hinsicht nicht vorsichtig genug sein
kann. „ Auf Sumba z. B., das in besonders schönen submarinen Terrassen
abfällt, befinden sich"1 — sagt Elbert — „die Korallenkalkstufen an
der Nordküste ungefähr bei 65—80, 90—115, 125 — 140 m, eine be-
sonders ausgedehnte bei 175 — 200 m unter dem Meeresspiegel, und das
tiefste Vorkommen liegt bei 463 m, sodaß das Land früher mindestens
um diesen Betrag höher gewesen sein muß. Die Nachbarinsel Sumbawa
dürfte um mindestens 304 m, ferner Lombok um 430 m, Bali 837 m,
Südwest-Celebes 450 ni, Tukang-besi-Inseln 1453 m, Ceram (NO) 1633 m,
Halmaheira (NW) 1631 m, Nord-Celebes 1361 m, Lucipara-Eiland südwest-
lich von Banda 1093 m, Ost-Timor 889 m, Kei 830 m und Flores 509 m
gesunken sein .... In den Meeresstraßen liegen infolge der lokalen
Landeinbrüche die Korallenkalke natürlich noch tiefer, in der Sula-
Straße bei Ombi-majo 2542 m, Halmahera im Norden von Majo 2878 m,
Sangi zwischen dem Nordarm von Celebes und Mindanao 3924 m und
südöstlich Sangi 2878 ra. Leider ist das Netz der Lotungen und die
Zahl der Grundproben für die größeren Meerestiefen noch zu unvoll-
ständig, um genaue Angaben über die Gesamtsenkuug, den stufen-
förmigen Abfall und die Tiefe der sekundären Einbrüche machen zu
können. Wie aber die obigen Werte beweisen, haben die Inseln früher
z. T. um mindestens 1000, wahrscheinlich 1600 m höher gelegen als
heute." Zusammen mit den Vorkommen gehobener Korallenkalke ergibt
sich aber hieraus zunächst eine allgemeine Senkung um ca. 2800 in,
welche im Frühdiluvium begann und wohl für den Znsammenbruch des
alten australischen Festlandes verantwortlich zu macheu ist: ihr folgte
eine noch im Alluvium bemerkbare Hebung um mindestens 1200—1300 m,
die im Wesentlichen den heutigen Zustand herbeiführte. Das mag ge-
nügen, um zu zeigen, wie wertvoll für Fragen der speziellen, wie auch
der allgemeinen Tektonik weitere eingehende Untersuchungen gerade
des Bodens dieses Mittelmeeres sein würden.
Die Mitte der Celebes-See wird von kalkarmen Sedimenten ein-
genommen, welche durch ihre Kalkarmut an Roten Tiefseeton erinnern,
in ihren übrigen Eigenschaften aber nähere Verwandtschaft mit Blau-
schlicken verraten. Gleichwohl sind sie von Böggild, der diese Be-
denken durchaus ins rechte Licht stellte, als „Rote Tone" kartiert
worden. In den äußeren, flacheren Teilen der Celebes-See kommt nach
Westen zu blauer Schlick, nach Osten Vulkanischer Schlick vor. Die
Molukkeu-Passage wird von Vulkanischem Schlick bedeckt, der nach
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Geographische Verhreitung der verschiedenen MeeresBedimente
545
Süden in blauen Schlick übergeht. Auf den bisherigen Karten war hier
nach dem Vorgange vou Murray ein langer Streifen von Globigeriueu-
scblamm angegeben, der sich vom Pazifischen Ozean gegen die Sula-
Tnseln erstreckte. Böggild konnte keinen ßeweis für die Existenz
dieser Ablagerung finden — denn die „Siboga" -Station 135 lieferte
vielmehr eine Grundprobe mit nur 16,5 °/o CaC03 — , und er bat es
daher vorgezogen, den Globigerinenschlamm hier ganz fortzulassen. In
die Halmaheira-See, für welche Murray Korallenschlick angegeben hatte,
hat Böggild dagegen eine Zunge von Globigerinenschlamm, welche vom
Pazifischen Ozean herkommt, hineingezeichnet. Die Makassar- Straße
wird größtenteils von blauem Schlick bedeckt, nur im südlichen Teile,
auf der Borneo-Bank dehnen sich Schelf ablagerungen aus, welche sich
von hier aus durch die Java- See erstrecken. Bali- und Flores-See
werden von Vulkanischem Schlick eingenommen. Nur im nördlichen
Teile der letztgenannten findet sich Globigerinenschlamm, der sich vom
südlichen Teile der Makassar-Straße aus wie ein Gürtel südlich von
Celebes bis in die Banda-See hineinerstreckt, wo er in Tiefen unterhalb
von 4000 m durch „Roten Ton" von demselben Gepräge wie in der
Celebes-See ersetzt wird. Die Verbreitung dieser Bodenart ist, soweit
wir bis jetzt wissen, sehr unregelmäßig. Westlich der Banda- Inseln
findet sich eine kleinere isolierte Partie von Globigerinenschlamm, welche
den nordöstlichen Teil des die Lucipara-Inseln tragenden submarinen
Siboga- Rückens, der nach beiden Seiten in Tiefen von über 4000 m
absinkt, krönt. Die übrigen Teile der Banda-See werden gegen Westen
und Süden von Vulkanischem Schlick, gegen Norden und Osten von
Blauschlick eingenommen.
Nach der Verbreitung jungvulkanischer Komponenten, deren Vor-
handensein den Vulkanischen Schlick vom eigentlichen Blanschlick unter-
scheidet, hat Böggild auf seiner Karte auch diejenigen Gebiete des
Meeresbodens besonders herausgehoben, welche solche Komponenten
enthalten, was in manchen Fällen jedenfalls gewisse Schlüsse auf sub-
marinen Vulkanismus gestattet. Hiernach sind zwei jungvulkanische
Gebiete zu unterscheiden, eines im Nordosten, das andere im Süden
unseres Mittelmeeres. Die West- und Südgrenze des ersteren, welches
nur einen Zipfel des größeren ostasiatischen Vulkangebietes darstellt und
in welchem — soweit unser Gebiet in Frage kommt — die Philippinen-
Insel Mindanao und Halmaheira die ausgedehntesten Inseln sind, verläuft
von den Sulu-Inseln herkommend quer durch die Celebes-See, kreuzt
den Nordostzipfel von Celebes und den Ausgang des Golfes von Tomini,
um dann in östlicher Richtung Halmaheira, Batjan-Insel und Waigeu
einschließend durch die Dampier-Straße in den Pazifischen Ozean hinaus
zu ziehen. Hierbei bleiben die Sula-Iuseln, Obi Major, Misool, sowie
Neu-Guinea samt Batanta- und Salawatti-Insel in dem nichtvnlkanischen
Andreo, Geologie de» Meeresbodens. II. gjj
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5-Mi
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Gebiete. Das südliche vulkanische Gebiet umfaßt den gesamten jung-
vulkanischen Inselbogen, welcher sich von Sumatra über Java ein-
schließlich Madura, weiter über Bali, Lombok, Sumbawa, Flores . . . .
Wetter .... und Dammer-Insel umbiegend bis zu den Banda-Inseln
hinzieht. Im Norden bleiben der nördliche Teil der Java-See, die
Borueo-Bank, der größte Teil von Celebes mit Ausnahme des Makassar-
Zipfels, auch die Insel Butou außerhalb dieses Gebietes. Das gleiche
gilt für jenen Inselbogen, welcher das Banda- Becken mit seiner tiefen
Kinsenkung des Kei-Grabens nach außen abschließt und bei Buru be-
ginnend sich über Ceram (einschließlich Ambon) bis nach Timor Laut
erstreckt. Sodann sind Sumba, die kleine Savn-Insel, Rotti und Timor,
sowie das noch mehrere kleine Inseln enthaltende Meeresgebiet zwischen
letzterem und Timor Laut nicht vulkanisch. Auch die etwas außer-
halb des letztgenannten Inselbogens liegenden Kei-Inseln fallen außer-
halb der vulkanischen Zone; daher besteht hier die Möglichkeit für die
Bildung Glaukonit-führender Sedimente, welche gerade aus dem Meere
südwestlich von Neu-Guinea. schon durch die" Fahrt des „Challenger*
bekannt geworden sind.
C. Der Pazifische Ozean und seine Nebenmeere
1. Der Pazifische Ozean
Die neueste kartographische Darstellung der Verbreitung der mo-
dernen Meeressedimente in diesem Ozean verdanken wir der Arbeit von
Murray und Lee aus dem Jahre 15)09; sie bildet auch die Grundlage
unserer Kartendarstellung.
Schelfsedimente und hcmipelagische Ablagerungen umgeben die
kontinentalen Küsten des Pazifischen Ozeans, sowie die kontinentalen
und vulkanischen Inseln, so Japan, die Philippinen, Neu-Guinea, die
Salomonen, die Neuen Hebriden, Tasmanien und Neuseeland.
Auf die Verbreitung der ungezählte, felsige Untiefen bildenden
Korallenriffe, auf welche die Schiffahrt in diesem Ozean so intensiv wie
in keinem anderen Rücksicht nehmen muß, und auf die der im Umkreis
derselben auftretenden Korallensande und -schlicke im Einzelnen ein-
zugehen, ist hier nicht möglich. Für die der ersteren ist die besondere
Darstellung von L. Joübln376) einzusehen. Die Südsee ist das klassische
Gebiet, in dem man Saum- und Wallriffe, «aber auch echte Atolle, oft
in einer einzigen Inselgruppe miteinander vereinigt, studieren kann.
Bier streiten sich gleichsam vulkanische Kräfte und Korallentätigkeit
um die Herrschaft, und was den einen nicht immer gelang — Insel-
ueubildung — , das führte die andere vielfach, mit besserer Aussicht
auf Bestand, zu Ende.
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressediniente 547
Um nur einige Beispiele für die drei verschiedenen Hauptarten der
Riffe im Pazifischen Ozean zu geben, mögen für das Vorkommen echter
Küstonriffe genannt werden in der Südsee die Elisabeth - Insel , die
Schiffer- und Freundschaftsinseln, die Neuen Hebriden und (z. T.) die
Salomonen, im nördlichen Pazifischen Ozean die Sandwich-Inseln (Hawaii),
die Marianen; auch eiuige Inseln des Chinesischen Meeres könnten hier
angeschlossen werden; als Beispiele von Wallriffen wären zu nennen
dasjenige vor der Küste NO- Australiens, das Barrier-Riff Neu-Caledoniens,
sowie Riffe der Fidschi-Inseln und (z. T.) der Salomonen. Echte Atolle,
die sich vielfach zu Archipelen zusammenschließen, finden sich vor allem
in den Gruppen der Niedrigen (Paumotu- oder Tuamotu-) Inseln, der
Ellice- (oder Lagunen-!) Inseln, der Gilbert- und Marshall-Inseln, sowie
der Karolinen.
Auffallend arm an Riffen sind die pazifischen Küsten des amerika-
nischen Kontinentes. Die Westküsten Südamerikas sind wegen der dort
herrschenden kalten Meeresströmungen (Peru- Strom) der Korallenriffe
überhaupt bar. Die „Riffe" im Golf von Panama und den angrenzenden
Meeresgebieten der mittelamerikanischen Küste des Pazifischen Ozeans
bestehen aber nach Dana hauptsächlich nur aus Baumkorallen (Dendro-
phyllia), Porenkorallen (Porites), biegsamen Gorgonien und Pilzkorallen
(Fungia), während die rasenbildendeu Sternkorallen (Astraea uud Ver-
wandte) und ästigen oder schirmförmigen Madreporen fehlen. Echte
Riffbildungen von nennenswerter Ausbildung kommen daher hier ebenso-
wenig vor wie bei den Galäpagos-Inseln.
Was übrigens die Inseln dieses Ozeans anbetrifft , so hat man in
demselben schon lange zweierlei Arten derselben unterschieden — wobei
allerdings die ganz großen ..kontinentalen", wie Neu-Guinea und Neu-
seeland, außer acht bleiben — , nämlich die eigentlichen Koralleninseln,
auch als uiedrige Inseln bezeichnet, und die hohen vulkanischen Inseln.
Die letzteren können natürlich wieder, ebenso wie Festlandsküsten,
soweit sie im Gebiete des Korallenriffbaues liegen, von Korallenriffen
umgeben sein. Zieht man mit J. Dana, wie es auf der umstehenden
Skizze (Fig. 137), auf welcher die Koralleuriffverbreitung nach der
älteren Darstellung in Berghaus' Physikalischem Atlas wiedergegeben
ist, eine Linie, welche von der Pitcairn - Insel (etwa 25° S. Br. und
130° W. L.) nach NW zu den Palau-Inseln reicht, so hat man südlich
davon fast nur hohe Inseln, nördlich davon die niedrigen Korallen-
inselnM&). Immerhin wird hierbei doch im Auge zu behalten sein,
daß auch die „niedrigen" Koralleninseln, wie schon im I. Bande aus-
einandergesetzt wurde, z. T. sicher Krönungen submariner Vulkankegel
sind. Im übrigen ist über die geotektouische Zugehörigkeit der einzelnen
Regionen der inselreichen Südsee, deren Verschiedenheit auch durch
jene Dana sehe Linie gekennzeichnet wird, ebenfalls in jenem Bande
35*
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548
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
nachzulesen, der auch eine Antwort auf die Frage versucht, ob und
inwieweit die Südsee wirklich einem ungeheuren Länderkirchhof gleicht,
in welchem die zahllosen Atolle gleichsam als Leichensteine hervorragen,
wie mau wohl gesagt hat.
Auf Einzelheiten bezüglich der auch hier vorkommenden gehobeneu
Korallenriffe (Fig. 138) einzugehen, müssen wir uns versagen.
Blauschlicke ziehen sich im Pazifischen Ozean, zumal in den den
ostasiatischen Inselbögen vorgelagerten Grabengebieten, nicht selten bis
in bedeutende Tiefen hinab, und auf weiten Strecken der pazifischen
-itfrrU/dtr m/uf wBdJidke KanaHmgrmxe
unft/ahrr l*wut»gtUni* xtntdken dtn kmtum JnrcJrUttiJluA tUr9vuumgttuu»i
Fig. 137.
Kärtchen des tropischen Teiles des Pazifischen Ozeans in flächentreuer Projektion nach
dem MoM.WEiDKschcn Entwurf mit Einzeichnung der Verbreitung der Korallenriff-
bildungen nach BkrOOAUB' Physikalischem Atlas und der Trennungslinie zwischen den
hohen und den niedrigen Inseln nach J. Dana. Aus dem Segelhandbuch der Deutschen
Seewarte für den Stillen Ozean. Hamburg, 1807, p. 5, Fig. 1.
Umrandung beobachtet man einen direkten Übergang derselben in Roten
Ton, wie dieses in den beiden anderen Ozeanen nur als Ausnahme
(südlich der Neufundlandbänke und vor den Sunda-lnseln) festgestellt
werden kann. Gerade die Art der Sedimentation in den Tiefseegräben
ist aber nicht nur an sich von Interesse, sondern auch im Hinblick auf
paläogeographische Erwägungen auf Grund fossiler Sedimente. Leider
stehen die Untersuchungen der Bodenproben, welche J. N. M. S. „Ediu
und der Kabeldampfer „Stephan" im Anfange des Jahrhunderts in dem
Grabengebiete des westlichen Pazifischen Ozeaus gelotet haben, noch
aus. Doch gibt das von Schott und Peklewitz bearbeitete Lotjournal
wenigstens vorläufige Auskunft. Hiernach sind die Grabentiefen im all-
gemeinen von Rotem Ton bedeckt, der bei dem gegen Osten erfolgenden
Aufstieg zu den mittleren Tiefen der eigentlichen pazifischen Tiefsee auch
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 549
wohl von Globigerinenschlamm abgelöst wird. Aber es gibt hiervon doch
bemerkenswerte Ausnahmen, so im Riukiu- (Liu Kiu-) Graben. In der
Tiefe dieses Grabens „fand sieh" — so schreiben die beiden Autoren —
„»blauer Schlick«, an seinen Abhängen roter Ton, während noch höher
hinauf, nach dem Kontinent zu, der Boden mit Sand und kleinen Steinen
bedeckt war. Auf dem 200 — 300 m tiefen Liu Kiu-Rücken selbst fanden
sich vielfach Korallen. Die Förderung von »blauem Schlick« aus den
größten Tiefen des Liu Kiu-Grabens bei allen Lotungen des Dampfers
„Stephan" ist sehr auffällig, da der blaue Schlick im ganzen als ein
terrigenes Sediment zu gelten hat; auf der Sohle der übrigen Gräben
liegt vorwiegend roter Ton. Welche Beschaffenheit dieser „blaue
Schlick" hat, ob er wirklich ein terrigenes oder doch vielleicht ein
pelagisches Sediment ist, läßt sich vorläufig nicht entscheiden. Be-
Fig. 138.
In Zerstörung begriffenes, mit Palmen bestandenes Inselchen aus gehobenem Korallen-
kalk ringsum mit Brandungshohlkehlen. Südsee. (Lichtbilderverlag Theodor Benzinger.)
merkenswert aber ist es, daß auch „Edi" die einzige Bodenprobe, die
dies Schiff aus dem Grabentief genommen hat, als »grauen Schlick«
bezeichnet und von Liu Kiu aus, jenseits des Grabens, ebenfalls durch-
weg »Schlick« findet." Diese Feststellungen bezüglich des Riukiu-
Grabens finden nun durch die späteren Lotungen des „Planet" im
Philippinen -Graben, bei deren Ausführung der Geologe Erich Horn
anwesend war, eine Bestätigung und Ergänzung, welche schon bei Ge-
legenheit der tektonischen Deutung der Gräben kurz gestreift wurde.
Nach Horn wird der Jganze steile Abfall von den Inseln bis in die
Grabentiefe hinab mit chersogenem Material überschüttet und zwar in
solchem Betrage, daß Tiefe, Druck, Wässertem poratur und Kalkauflösung,
welche sonst im offenen Ozean die Sedimentation beherrschen, auf den
Charakter des Sedimentes fast ganz ohne Einfluß bleiben. Wohl finden
550
Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meercsscdimente
sich in den Ablagerungen oberhalb von etwa 5000 m häufig Globigerinen
und andere Kalkschülchen, unterhalb dieser Tiefeulinie wenig oder gar
keine, aber der Charakter des Sediments ist auf dem ganzen Abfall bis
in die größten Tiefen hinab ganz einförmig und gleichartig und derselbe
„kanu uur als grauer Schlick" (wir würden sagen: blauer Schlick) „be-
zeichnet werden". Der Schlick aus der größten Tiefe des Philippinen-
Grabens, die mit ihren 9788 m zurzeit die Uberhaupt größte bekannte
Tiefe darstellt, enthalt z. B. Quarzköruehen von 0,15 mm und darüber!
Da diese Tiefe aber nur etwa 75 km vom Lande entfernt liegt, beträgt
das Gefälle rund 1 m auf 8 m Horizontalerstreckung und entspricht
eiuem Böschungswinkel von 7 — 8°. Ks werden daher hier submarine
Rutschnngen an der Tagesordnung seiu und Sedimente vom Charakter
der Flachwasserablagerungen bis in die größten Tiefen führen können.
Weitere Untersuchungen werden zu zeigen haben, ob nicht auch der
„blaue Schlick" der Tiefen des Riukiu-Grabcns in dieser Weise gedeutet
werden darf.
Griinsande und -Schlicke finden sich immer in relativer Küsten-
nähe, u. a. an der Ostküste von Japan, im Nordosten von Neuseeland und
längs der Westküste der Chatham-Insel, aber doch nirgend« von solchem
Reichtum an dunkelgrünen Glaukonitkörnern wie in 200 — 700 m Tiefe
längs der kalifornischen Steilgestade.
Während im Atlantischen und Indischen Ozean der Globigerinen-
schlamm das vorherrschende Sediment ist, nimmt im Pazifischen Ozean
mit seinen enormen Küstenfernen der Rote Tiefseeton diesen Rang ein.
Roter Ton tritt hier nach unseren bisherigen Kenntnissen in neun von-
einander getrennten Gebieten auf, von welchen indessen vier uur eine
geringe Fläche einnehmen. Eines von diesen basiert auf einer einzigen
Lotung südwestlich von den Galäpagos-Inseln, ein zweites liegt westlich
der Neuen Hebriden, ein drittes im Zentrum des Korallen-Meeres, das
vierte endlich in dem Meere zwischen Neuseeland, Neucaledonien und
den Fidschi-Inseln. Von den größereu Flächen, welche dieses Sediment
einnimmt, liegt eines in den tiefen Gewässern zwischen Neuseeland.
Tasmanien und Australien, zwei schließen sich an die hemipelagischen
Bildungen im Westen von Südamerika an, und zwar ei-streckt sich das
eine von 5 — 35° S., das andere von 45° bis fast 60° S. Die beiden
übrig bleibenden Gebiete siud bei weitem die größten. Sie mögen im
Anschluß an Murray & Lee das Nordpazifische und das Südpazifische
genannt werden, obwohl das erstcre um 18 Breitengrade nach Süden,
das zweite um 8 Breitengrade nach Norden über den Äquator hiniiber-
reicht. Das Südpazifische Tongebiet, die Mitte des Südpazifischen
Ozeans einnehmend, wird von Globigerinenschlamm und Radiolarien-
schlamm umjreben. Das größere Nordpazifische reicht von den Blau-
schlickböden vor den ostasiatischen Inselkränzen im Westen bis zu den
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressediiuente 551
ebenfalls von Blauschlick und verwandten Sedimenten bedeckten Steil-
gestaden des Nordamerikanischen Kontinentes im Osten, von dem Rande
des Nordpazifischen Diatomeeuschlammes im Norden bis zu den tropi-
schen Globigerinen- und Radiolarienschlammflächen im Süden. Die
vulkanischen Komponenten der nordpazifischen roten Tone sind vor
allem schwer zersetzbare, saure vulkanische Gläser (Bimssteine) in
chemisch wenig veränderter, aber im allgemeinen mechanisch oft sehr
fein verteilter Form, während in den roten Tonen des südlichen pazifi-
schen Ozeans basische vulkanische Gläser vorherrschen, deren viel
leichtere Zersetzbarkeit zur Bildung palagonitischer Substauzeu und zur
Ausscheidung von Manganverbindungeu führt.
Radiolarienschlamm bedeckt zwei große und zwei kleinere Flächen
in den tropischen Teilen des Ozeans. Die bedeutendste erstreckt sich
in westöstlicher Richtung nördlich und südlich des 10. Grades nördlicher
Breite von 165° — 80° westlicher Länge: sie ist im Allgemeinen ver-
hältnismäßig zur Länge schmal, verbreitert sich aber vor der mittel-
amerikaniseheu Küste. Die merkwürdige Form dieses Gebietes und ihr
ungefähres Zusammenfallen mit der hochtemperierten, ostsetzenden
Äquatorial -Gegenströmung, die sich im Golf von Panama nach Süden
und Norden gabelt, legt die Annahme nahe, daß die Lage dieses Gebietes
in letzter Linie auf Einflüssen beruht, welche die Meeresströmungen
auf die Planktonverteilung ausüben. Ein zweites Gebiet mit Radiolarien-
schlamm-Boden erstreckt sich von 8° N. bis 12° S.-Breite uud von
180" W. bis 164° W.-Länge. Von den übrigen kleinereu Gebieten fällt
eines zusammen mit den großen Tiefen des Marianen-Grabens zwischen
143" und 147° 0. und 12 — 15° N., zwei andere liegen im Südpazifischen
Ozean, eines zwischen 3° und 8° S., 151° und 153° W., das andere
auf 10° S.-Breite und 156° W.-Länge.
Globigeriuenschlamm bedeckt zunächst ein großes, aber sehr un-
regelmäßig gestaltetes Gebiet im südlichen Pazifischen Ozean, welches
aus zwei Teilen besteht, die aber im Süden in schmalem Zusammen-
hange stehen. Der östliche Teil, etwa der Osterschwelle entsprechend,
erstreckt sich von 8° N.- bis 56° S.-Breite und berührt an zwei Stellen
— unter dem Äquator und um 40° S.-Breite — das Band hemipelagischer
Sedimeute, welches den Steilabfall Südamerikas begleitet. Der westliche
Teil ist viel kleiner und erscheint durch eingestreute Gebiete mit Be-
deckung von Rotem Ton, Pteropodenschlamm oder hemipelagischen Bil-
dungen, sowie durch zahlreiche Inselaufragungen in seiner Einheitlichkeit
beeinträchtigt; er erstreckt sich von den Küsten Australiens und Tas-
maniens bis zur Chatham-Insel, den Kermadec- und Freundschafts-Inseln.
Ein weiteres Gebiet von Globigerinenschlamm liegt im zentralen Teile
des Ozeans zwischeu 133° und 165° westlicher Länge und reicht im
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552 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
*
Norden bis 12° über den Äquator hinaus, während im Süden 2° S.-Breite
auf eine lauge Strecke die Grenze bildet. Weitere, ebenfalls noch be-
trächtliche Areale umgeben die Inselgruppen der Karolinen, der Marshall-
Inseln und des Gilbert- Archipels, kleinere umrahmen eine große Zahl
der einzeln im Ozean verstreuten Iuselu. oder bedecken die Gipfel und
Flanken submariner Erhebungen. Im Allgemeinen nimmt der Globigerinen-
schlamm geringere Tiefen ein als der Rote Ton: doch sind neuerdings
in einigen Fällen bemerkenswerte Ausnahmen von dieser Regel fest-
gestellt worden, welche eine besondere Erklärung fordern, die indessen
noch aussteht.
Pteropodenschlamm scheint dein nördlichen Pazifischen Ozean zu
fehlen. Das nördlichste und gleichzeitig östlichste der bisher bekannten
Vorkommen dieses Sedimentes liegt unter 9° S. und 139° W. westlich
der Marquesas - Gruppe. Nächst benachbart sind Vorkommnisse im
Paumotu- Archipel. Verschiedene, von Pteropodenschlamm eingenommene
Gebiete gehören endlich dem westlichen Globigerinenschlaram- Gebiet
des südlichen Pazifischen Ozeaus östlich von Australien an, so eine
große Fläche in der Nachbarschaft des Großen Australischen Wallriffes,
kleinere auf der Balfour-Kuppe (18° 56' S., 156° 57' O.), der Britannia-
Kuppe (28° 1' S., 155° 37' 0.), um die Korallenschlicke der Norfolk-
Insel, sowie mehrere im Gebiete des Fidschi-Archipels.
Bipolarität kennzeichnet das Auftreten des Diatomeenschlammes
im Pazifischen Ozean. Ein schmaleres Band dieses Sedimentes zieht
sich angrenzend an die hemipelagischen Bildungen, welche die nord-
pazifischen Inselkränze begleiten, bei Japan etwas nördlich 40° N.-Breite
beginnend, zunächst in nordöstlicher Richtung bis auf 50° N.-Breite und
sodann in mehr östlicher Richtung gegen den nordamerikanischen
Kontinent, um vor der Vancouver-Insel unter 50° N.-Breite zu enden.
Größere Breite scheint das Diatomeeuschlamm-Band der subantarktischen
Gewässer zu besitzen, welches die Gebiete nördlich und südlich 60 u S.-
Breite beherrscht. Es wird südlich des Polarkreises von glazialmarinen
Bildungen abgelöst, welche von hier indessen weniger gut bekannt sind,
als die entsprechenden Bildungen der beiden anderen Ozeane.
II. Die Nebenmeere des Pazifischen Ozeanes
Über die Ablagerungen der Pazifischen Nebenmeere können wir mit
wenigen Worten hinweggehen. Sie sind sämtlich Bildungen des Schelfs
oder aber hemipelagischen Charakters. Daß die ostchinesischen Meere
(das „Gelbe Meeru) vor den Mündungen des „Gelben Flusses" (Hwanghö)
und des Yang-tse-Kiang, welche beide aus den Lößgebieten Innerchinas
gewaltige Lehmmengen mit sich führen, Rotschlicke ablagern, ist früher
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Geographische Verbreitung der verschiedenen Meeressedimente 553
erörtert worden. In ähnlicher Weise erließt der Colorado seine mit
roten Verwitterungsprodukten angefüllten Fluten in das Kordeiide des
Califoruischen Meerbusens, welches hierdurch zu einem „Roten Meer" im
wahren Sinne des Wortes wird.
Schlußbemerkuug: Die absolute und relative Bedeutung der
verschiedenen Sedimentarten im Weltmeere
Es würde noch übrig bleiben, für die Verbreitung der einzelnen
Sedimentarten in den drei Ozeanen einige Zahlen anzugeben, welche es
ermöglichen, die absolute und die relative Bedeutung derselben zu über-
sehen. Dieses Beginnen ist nicht ohne Schwierigkeiten, da einmal bei
den allmählichen Übergängen der einzelnen Sedimentarten ineinander
die Grenzziehung an sich schon eine sehr unsichere Sache ist, außerdem
aber auch unsere auf die Lotungen gegründeten tatsächlichen Kenntnisse
sich vielfach auf viel zir weit auseinanderliegende Punkte beziehen, als
daß man behaupten könnte, schon jetzt mit einiger Sicherheit ein end-
gültiges Bild entwerfen zu können. Das gilt aber nicht nur für die im
Vorigen erläuterten Karten, sondern ebenso für die durch planimetrische
Messungen aus diesen gewonnenen Werte folgender Tabelle. Die beste
Illustration hierfür ist die Tatsache, daß die neuerdings nötig gewordenen
Verschiebungen der Grenze zwischen Globigerinenschlamm und Rotem
Ton den ersteren an Stelle des letzteren als verbreUetstes Sediment der
Jetztzeit erkeunen lassen, welche Tatsache Krümmel, welcher sich der
allerneuesten Darstellungen noch nicht bedienen konnte, noch verborgen
bleiben mußte. Es ist aber gar nicht ausgeschlossen, daß das Verhältnis
sich morgen wieder umkehrt!586) Die Zahlen der Tabelle entstammen
für den Atlantischen Ozean dem Werke von Schott, der sich offenbar
auf die von ihm kopierte Karte des „Valdivia"-Werkes stützte; indessen
muß hierbei bemerkt werden, daß dieser Autor das Romanische und das
Arktische Mittelmeer aus seiner Betrachtung ausschloß, wodurch aber,
da sich die folgenden Zahlen nur auf eupelagische Sedimente beziehen,
nur geringe Änderungen der Zahlen insbesondere für Globigerinen- und
Pteropodenschlamm gegenüber den für den gesamten Ozean einschließlich
der Nebenmeere geltenden sich ergeben. Die Zahlen für den Indischen
Ozean hat .T. Murray 1909 in „Square miles" gegeben, diejenigen für
den Pazifischen entnahm ich der Darstellung von Murray und Lee aus
demselben Jahre; auch hier bedeuten die Originalzahlen „Square miles".
In beiden Fällen habe ich diese Zahlen aber in qkm umgerechnet und
zwar unter Gleichsetzung von 1 Square mile mit 2,56 qkm, welches Ver-
hältnis gelegentlich (S. 187) im „Challcnger" -Bericht angegeben wurde
und auch für die späteren Zahlen seine Gültigkeit haben dürfte.
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554 Allgemeine Betrachtungen über die jungen Meeressedimente
Areale der Enpelagisrhen Sedimente in Millionen qkui und in Prozentanteiien
jeweilig ftlr den gesamten Ozean
Atlantischer
Indischer
Pazifischer
Ozean
Ozean
Ozean
Hill, qkui
7.
Mill. qkm
0/
.'0
Mill. qkm
Mill. qkm
Globigerinenschlamm
48,54
53,4
3",r.«
53,3
42,34
26,5
128,54
Pteropodenschlirom . .
0,36
0,4
0,00
0,1
0,31
0,2
0,73
Roter Tiefseeton . . .
13,82
15,2
11,39
16,1
75,00
47,0
100,21
Radiolarienschlamm . .
1,59
2,3
8,52
5,5
10,11 .
Diatomccnschlamm . .
4,55
5,0
12,02
17,0
9,29
5,9
20,86
Um auch für die litoralen und hemipelagischen Sedimente wenigstens
eine Vorstellung zu geben, füge ich die Zahleu hinzu, welche KhCmmel
für den Gesamtozean (einschließlieh der Nebenmeere) gegeben hat, da
an ihrer Größenordnung sich nicht viel mehr ändern dürfte.
Es bedecken vom Bodeu des Weltmeeres nach Krümmel (1907)
Heuipelagische Ablagerungen
55,7 „ „ „ 15%
272,7 „ „ „ 76°/0
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V. Abschnitt
Nutzbare Materialien am Meeresboden
(Vergl. Tafel VTI und Anm. 5Ä7)
Vorbemerkung
Das Meer ist zwar die Quelle dos Lebensunterhaltes und Wohlstaudes
gauzer Völker oder Uevölkerungsstäude, aber die marinen Produkte, deren
der Mensch sich zum Zwecke der Nahrung usw. bemächtigt, gehören
hauptsächlich dem Pflanzen- und Tierreich au und fallen somit großen-
teils aus dem Rahmen der vorliegenden Darstellung heraus. Immerhin
sollen zunächst noch einige kurze Hinweise doch jenen hierher gehörigen
organischen Produkten des Meeres gewidmet werden, welche durch ihre
benthogene Herkunft die meisten Beziehungen zum Meeresboden besitzen
und daher bereits z. T. in vorhergehenden Abschnitten hier ifiid da er-
wähnt wurden*68). Die Mitbehandlung dieser Dinge iu einer „Geologie
des Meeresbodens44 dürfte aber um so mehr Berechtigung haben, als der
Mensch hier und da zum Zwecke der Gewinnung oder Konservierung
dieser Meeresschätze nicht unbedeutende Eingriffe in die von der außer
ihm liegenden Natur abhängigen Gleichgewichtszustände macht und diese
damit — sicher oft nicht zum Besseren — verschiebt™*). — Beginnen
wir mit den Pflanzen.
Produkte des pflanzlichen Benthos
Verwendung ton Seetangen (und Seegras) insbesondere als IHlnger, zur Jod- nnd
Knligewinming nsw.
Die von den Wellen losgerissenen uud von der Brandung auf den
Strand geworfenen Massen von Seetangen werden von der Küstenbevölke-
rung nicht selten direkt als Dünger verwendet. Die verschiedenen Tange
haben aber offenbar verschiedene Düugkraft. So benutzen z. B. nach
Hess von Wichdorff570) die Einwohner von Nimmersatt, Karkelbeck
uud Mellneraggen unweit Memel den an den Küsten der Ostsee vielfach
anzutreffenden Blasentang, Fucus vesiculosus, nicht zum Düngen, wohl
aber bringen sie die hier recht häufige Rotalge Furcellaria fastigiata
(Huds.) Lamour auf ihre Felder. Diese Alge enthält nach Untersuchungen
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556 Nutzbare Materialien am Meeresboden
im chemischen Laboratorium der Geologischen Laudesanstalt in Berlin
im trockenen Zustande 3,4 °/o N.
.Seetange dienen an den Küsten unserer Kontinente gelegentlich
auch als Streumaterial und Viehfutter. Versuche in letzterer Hinsicht
dürften sich auch mit dem Seegras, Zostera marina571), lohnen, nach-
dem K. Uördam 5"2) einen nicht unerheblichen Nährstoffgehalt in dieser
Pflanze festgestellt hat. Diese Pflanze, welche sich nach Mitteilung
desselben Autors auch zur Herstellung von Explosivstoffen vom Typus
der Schießbaiuu wolle eignet, wird im übrigen besonders von den Küsten
der Ostsee und des Adriatischcn Meeres in großem Maßstabe in den
Handel gebracht, um als Roßhaarersatz zum Polstern zu dienen573).
Verschiedene Rotalgen oder Florideen dienen in größerem Maßstabe
zur Gallertbereitung. So werden zu diesem Zwecke in nordwesteuro-
päischen Gewässern Gigartina mamillosa und Chondros crispus gewonnen,
welche beide unter dem Namen r Irländisches Moos" (Carragheeu) be-
kannt sind. Andere liefern das ebenfalls zur Gallertbereitung benutzte
Agar-Agar; so Gracilaria lichenoides (auch Fucus amylaceus genannt)
das Agar von Ceylon, Eucheuma spinosum das Agar von Java und
Madagaskar.
Auch die Aschenbestandteile von Meerespflanzen sucht der Mensch
sich für seine Zwecke dienstbar zu machen. So kommen z. B. für eine
Jodgewinnung von den verschiedenen Seetangen insbesondere Laminaria
und Fucus, daneben aber auch das „Irländische Moos" in Frage. Haupt-
ort dieser Verarbeitung ist Glasgow; außer in Schottland erfolgt sie
auch in Norwegen, in der Normandie, an der russischen Schwarze Meer-
Küste und in Japan. Aber es handelt sich heute wohl überall nur noch
um Kleinbetriebe, die indessen schon frühzeitig auch den Kaligehalt der
Algen mitverwerteten.
Umfangreichere Versuche, aus Seetang Kalisalze zu gewinnen, sind
dann neuerdings besonders außerhalb Deutschlands, welches bei seinen
fossilen Kalischätzen solche Versuche nicht nötig hat, vor allem auch
als Folge des Weltkrieges mit seinem Kampf um die Rohstoffe, so in
den Vereinigten Staaten von Nordamerika, angestellt worden. Indessen
leiden die meisten hierbei erzielten Produkte bei sehr niedrigem Kali-
gehalt an erheblichen Beimengungen von Natronsalzen, Wasser und Kohle
und vertragen einerseits keine erheblichen Frachten, anderseits ist ihre
Weiterverarbeitung auf konzentriertere Kalisalze nicht rentabel574). Be-
sonders mit den an der südkalifornischen Küste in großen Massen vor-
kommenden Rieseutangen Nereocystis luetkeana und Macrocystis pyrifera,
welche auf steinigem Untergrund in 10—40 m Wassertiefe wahre Wiesen
bilden, sind solche Versuche gemacht worden. Gewinnungsanlagen sind
seit 1906 in Betrieb. Stengel und Blätter der zweitgenannten Art ent-
halten nach J. S. BuitD575) im frischen Zustande:
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Produkte des pflanzlichen rknthos
557
K.O
.1 .
1,82 ° 'o
0,03 „
0,19 „
0,10 „
86,91 r
N
P*<>5
H20
Die Verarbeitung geschieht in der Weise, daß man den das Kali und
dtis Jod enthaltenden Wasserauszug der vorher getrockneten und ge-
mahleneu Masse eindampft, wodurch sich die ganzen Gewinnungskosten
natürlich viel zu hoch stellen müssen 576). Da die Trockenmasse des Tanges
bis 30°/o KCl enthält, könnte die Ausbeute an sich nicht unbeträchtlich
werden. Die Schwierigkeiten sind vielmehr vor allem wirtschaftlicher
Art. Einmal sind die Tangerntekosten zu groß (30 M. pro Tonne KCl);
denn Großbetriebe können nicht errichtet werden, da dafür niemals ge-
nügend Tang in erreichbarer Nähe vorhanden ist und die Verfrachtung
des Rohtangs auf weitere Entfernungen sich vou selbst ausschließt; vor
allem können aber auch die Nebenprodukte der Weiterverarbeitung, so
das Jod, wegen zu geringer Nachfrage nicht abgesetzt werden. Und
so wurden nach einer neueren Mitteilung von F. FitiEDENSBURG r'77)
nach zehnjährigen Bemühungen täglich höchstens 1500 t Rohtang ver-
arbeitet, d. h. nur 50 t KCl erzeugt, ein gänzlich bedeutungsloser Bruch-
teil des nordamerikanischen Gesamtbedarfs im Frieden. Wahrscheinlich
würde die direkte Verwendung der getrockneten und gemahlenen Tang-
substanz für Düngezwecke günstiger sein. Nicht unwichtig für die Be-
urteilung der Aussichten dieser nordamerikanischen Kaliproduktion ist
aber schließlich noch die Frage der Ergänzung der Tangbestände aus
sich selbst. Allerdings will man beobachtet haben, daß die allein ge-
wonnenen, bis 100 m Länge erreichenden „Blätter" dieser Riesentange
sich, wenn die Stiele unverletzt blieben, in 40 — 60 Tagen ersetzen ; aber
die bisherigen Ernteverfahren haben sich in dieser Beziehuug als wenig zu-
verlässig erwiesen, indem sie nicht immer die Erhaltung der Stiele in ge-
nügendem Mäße gewährleisteten. So droht dieser Produktion neben den
anderen schon genannten Schwierigkeiten noch die Gefahr des Raubbaus,
und sie steht und fällt mit einer rationellen Bewirtschaftung der vorhandenen
Pflanzenbestände, für welche jedoch bei den amerikanischen Verhältnissen
besonders gute Aussichten nicht angenommen werden können. Die durch
Stürme losgerissenen und an den Strand geworfenen Tangmassen sind
jedenfalls für solche Betriebe viel zu geringfügig und in ihrer Menge
und ihrem Landüugsort viel zu uubeständig, als daß sie ernstlich mit
in Rechnung gezogen werden könnten. — übrigens enthält eine dritte
Tangart dieser Meeresregion, Pelagophycus porra, noch höhere Kali-
meugen, als die beiden oben genannten, tritt aber an Masse gegen jene
durchaus zurück.
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558
Nutzbare Materialien am Meeresboden
Verwendung von Kalkülen (mal:rl) als Düngemittel
Eine gewisse Bedeutung: als Düngemittel besitzen die Anhäufungen
von Kalkalgen (insbesondere Lithothamnium calcareum Pallas), welche
an der Nordküste der Bretagne als „Maörl" oder nMarleu, an der West-
küste Irlands untev der irrigen Bezeichnung „coral sand" in größeren
Massen gewonnen werden. Hierbei wird nicht nur der Gehalt an orga-
nischen Substanzen verwertet, weshalb man den frisch gedredschteu
„macrl vif" dem in Fossilisieruug begriffenen „maerl mort" vorzieht,
sondern auch der Kalkgehalt. Näheres über diese Bildungen ist in dem
Abschnitt über die Schelfablagerungen S. 215, 216 enthalten.
Produkte des tierischen Benthos
Gewinnung der BndeHchwiimnie
Von den niederen Tieren wäre zunächst des in Tiefen von 12 bis
54 m lebenden echten Badeschwammes (Euspongia officinalis L.) zu
gedenken, dessen Gewinnung besonders an der nordafrikanischeu Küste,
von Algier bis nach Ägypten, sowie an den Küsten Istriens und
Dalmatiens geübt wird, aber noch mehr an der syrischen Küste, auf
Cypern und Kreta, im Ägäischen Meere und im Marmara-Meer von
volkswirtschaftlicher Bedeutung ist. Dieser echte Badeschwamm geht
im üandel in der Regel unter der Bezeichnung „Eponge fine". Unter
den sechs vom Handel weiterhin unterschiedenen Varietäten desselben
ist die var. mollissima, der in der Regel becherförmige, schön blaßgelbe,
sogenannte feine Levantiner Schwamm, die am meisten geschätzte; sie
findet sich besonders vor den kleinasiatischen Küsten und wird im
Handel auch wohl „Champignon- genannt. Als „Eponge dure" wird
der in der Adria, im Griechischen Inselmeer uud au der Küste der
Berberei vorkommende Zimokka- Schwamm (Euspongia zimocca) be-
zeichnet, dessen dunkelbrauugelbes Hornskelett härter und fester ist
als das des feinen Badeschwammes.
Außerdem wird noch der Pferdesch warn m des Mittelmeeres (Hippo-
spongia equina 0. Schm.) als Badeschwamm — „Eponge commune" des
Handels — gewonnen. Derselbe ist meist brotförmig und kommt be-
sonders an der afrikanischen Mittclmeerküste vor. Aber auch im Roten
Meer (an der Westküste und an den Küsten der Sinaihalbinsel) und im
Amerikanischen Mittelmeer liefert der Meeresboden diese unentbehrlichen
Dinge. Im letztgenannten Meere wird nur der viel weniger geschätzte
Pferdesch warn m , uud zwar vor allem iu der Umgebung der Bahama-
Iuseln und an der Südküste von Florida, gewonnen.
Pferde- und Badeschwämme werden mit Dredscheu, wie besonders
an der Westküste Kleiuasieus, sonst aber mit meist vierzinkigen Gabeln
von Booten aus losgelöst und heraufgeholt, noch in frischem Zustand
geknetet und. ausgedrückt, später von den zersetzten Weichteilen
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Produkte des tierischen Benthos
559
gereiuigt und durch eine Behandlung mit angesäuertem Wasser ge-
schmeidig gemacht, oft auch — zur Erhöhung ihres Gewichtes (!) —
etwas eingesandet.
Zentralstelle des mittelmeerischen Schwammhandels ist Triest,
dessen Umsatz nach einer älteren Schrift von G. von Eckhel iTS)
im Jahre 1871 über eine Million Gulden an Wert betrug. Neben Triest
beteiligen sich aber auch Smyrna und Marseille am Handel mit Bade-
schwämmen.
Gewinnung der Edelkorallen
Die zu den Alcyouarien gehörige, rote Edelkoralle (Corallinm
rubrum Lam.) wird nach Joh. Walther in Tiefen zwischen 7 und
273 m, auf felsigem Gruud und daher mit Vorliebe an überhängenden
Stellen, gefunden. Ihre Gewinnung geschieht hauptsächlich in Tiefen
zwischeu 80 und 200 m besonders im Mittelmeer zwischen St. Maria
di Leuca und Otrauto, bei Sciacca vor der Südküste Siziliens und an
den Küsten von Algier (namentlich bei Bona und le Calle), im Gebiete
der Liparischeu oder Äolischen Inseln (von wo mäßig ergiebige Bänke
östlich von Vulcano, im Westen von Panaria, im Nordnordwesten von
Lipari und nördlich von Salina durch Erzherzog Ludwig Salvatob
(1894), bezw. A. Bergeat erwähnt wurden), an den Küsten von Corsica
und Sardinien, sowie der Balearen, dann durch die Straße von Gibraltar
hindurch bis südlich zu den Canaren, sowie ferner in der Nähe der
Oapverdischen Inseln St. .Jago (S.- und SW.-Küste :,7S>) und St. Vin-
cent. Aus St. Jago wurden nach amtlichen Berichten im Jahre 1879/80
2914 kg Edelkorallen in einem Gesamtwerte von 16802 portugiesischen
Milreis (l Milr. gleich ca. 4,50 Mk.) ausgeführt. Der Erlös der im Mittel-
tneer besonders von Torre del Greco bei Neapel aus betriebenen Fischerei
auf die durchweg zu Schmuckgegenständen verarbeitete Achse der
genannten Alcyonarie wurde um die Jahrhundertwende auf jährlich
2 Millionen Franks geschätzt. 0. Keller gab iui Jahre 1895 den
Gewinn der Italiener pro Jahr auf 50 000 kg im Werte von über
4,5 Millionen Franken an. Gleichzeitig erbeuteten die spanischen Fischer
etwa 12000 kg. Gute Ware bringt 40 — 70 Franks pro Kilogramm.
Haupthandels- uud Verarbeitungsplätze für die Edelkoralle des Mittel-
meeres sind Neapel, Livorno uud Genua.
Neuerdings hat die japanische Korallenfischerei der des europäischen
Mittelmeeres viel Abbruch getan. An den Küsten des Japanischen
Archipels wird das zuerst von Dana von den Sandwich -Inseln be-
schriebene Oorallium secundum gewouneu, das zwar an Gleichmäßigkeit
der Farbe hinter der Mittel meerform zurücksteht, aber bei bedeutenderer
Größe besonders für Schnitzarbeiten größeren Umfanges geeignet ist.
Bezüglich des Vorkommens der Edelkorallen ist im übrigen eine Arbeit,
von Kishinouye580) einzusehen.
♦
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560
Nutzbare Materialien am Meeresboden
AuKteraMnke und verwandte M nnohelanhllii funken
Eine außerordentliche Bedeutung in verschiedener Hinsicht —
nicht nur für Feinschmecker, sondern auch für Volksernäbrung und
Volkswirtschaft — besitzen die Ansternbänke, deren Erhaltung und
künstlicher Anlage in Europa schon seit langer Zeit von deutscher,
norwegischer und französischer Seite, neuerdings auch in Amerika,
wieder volle Aufmerksamkeit zugewendet wird, nachdem schon die Alten
sich der Kultur der Auster gewidmet hatten, worauf neuerdings be-
sonders der berühmte Naturforscher Karl Ernst von Baer wieder
hingewiesen hat5*41).
Die gewöhnlichen Austern (Ostrea edulis, canariensis usw.) ent-
falten ihre volle Lebenstätigkeit vom Mittelwasserniveau bis hinab zu
30, 35 und mehr m Tiefe. vSie werden an allen europäischen Küsten,
vom südlichen Norwegen, etwa von 65° N. Br. an bis zum Schwarzen
Meere einschl. gesammelt. Besonders bevorzugt sind die vom Golfstrom
berührten Küstenstrecken.
Die gewöhnliche eßbare Auster (Ostrea edulis) kommt freilebend
an der norwegischen Küste bis zum Polarkreis vor, heute aber nur in
verhältnismäßig kleinen Mengen. Vor einem bis zwei Menschenaltern
wurde die Auster dortselbst noch so häufig gefunden, daß man sie in
bedeutenden Mengen nach Rußland, Belgien und anderen Ländern
exportierte. So kam damals ein nicht geringer Teil der sogenannten
Huitres d'Ostende in Wirklichkeit von der Norwegischen Küste. Da
jedoch die Austern auf so nördlichen Breitengraden sich nur langsam
vermehren, wurden weit mehr gefangen, als durch natürliche Vermehrung
wieder ersetzt werden konnten: und so sah man sich, um der nor-
wegischen Volkswirtschaft dieses Aktivum zu erhalten, in den siebziger
Jahren des vorigen Jahrhunderts genötigt, die künstliche Aufziehung
nach französischem Vorbilde zu versuchen. In Frankreich hat man
schon lange das Vorkommen der Austern durch eine Ansammlung des
Laiches an bestimmten Laichplätzen und eine Umpflanzung desselben
an andere Plätze, zum Mästen, reguliert. Auch die norwegische Austern-
kultur arbeitet mit Wechselbetrieb zwischen Laich- und Mastbassin.
Die Bassins sind fast ausnahmslos kleine (im Mittel etwa V « qkm große),
5—10 m tiefe Meerwasserseen im Hintergrunde der Fjorde und durch
eine Barre dermaßen gegen das Fjordwasser abgeschlossen, daß in der
Regel nur ein Kanal von ganz geringer Tiefe einen gewissen Wasser-
wechsel zur Flutzeit erlaubt. Geomorphologisch handelt es sich zweifellos
um Fälle glazialer Übertiefung. Häufig sind in jenen Kanal zur
Stromregulieruug noch künstliche Schleusen eingebaut. Diese „ Polle-
zeigen je nach den (natürlichen oder künstlichen) Kommunikations-
verhältnissen mit dem Wasser der offenen Fjorde und je nach den
Jahreszeiten und Süßwasserzuflüssen sehr interessante und variable hydro-
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Produkte des tierischen Benthos 561
graphische Verhältnisse; insbesondere lassen sie infolge Überschichtung
spezifisch leichteren, salzarmen über schwererem, salzreicheren Wasser
eine sommerliche Wärmeaufspeicherung — nach Art der „Glashauswirkungt
gewisser ungarischer Salzseen — erkennen, die es den Austern schon
früher, ohne Zutun des Menschen, ermöglichten, in den Pollen besser
und reichlicher zu gedeihen, als in den kälteren, offenen Fjorden; für
die Kultur der Austern aber gewähren diese Verhältnisse, wenn nötig,
unter Anwendung künstlicher Regulierung, die Möglichkeit, den Wechsel-
betrieb zwischen Laichbassin und Mastbassin vorzunehmen. Laichpolle,
von denen man naturgemäß weniger braucht als Mastteiche, erfordern
eine um rund 10° höhere Sommertemperatur als Mastpolle. Die ab-
normen Sommertemperaturen gehen in günstigen Fällen bis über 35° C.
hinauf. Die Polle bilden daher sozusagen ein Stück südlicherer Meeres-
gebiete, und man versteht, wenn H. H. Gran in einem der wärmsten
Teiche (Espevik) eine kleine Crustacee, Paracarthia granii G. 0. Sars,
auffand, deren nächste Verwandte von der Guinea-Küste bekannt sind,
während sich in den benachbarten Fjorden niemals ein Individuum dieser
Form gezeigt hat. Weitere Einzelheiten über diese Polle, ihre hydrographi-
schen Verhältnisse und die in denselben betriebene Austernkultur sind einer
zusammenfassenden Arbeit von B. Helland-Hansen582) zu entnehmen,
aus der auch noch über die Sedimente Folgendes nachgetragen sei. In
den oberen Wasserschichten der Polle ist zeitweilig ein reiches Tier- und
Pflanzenleben, sowohl von benthonischen, wie von planktonischen Formen,
zu bemerken. Wenn die Organismen absterben, werden ihre Reste wegen
der Abgeschlossenheit der Teiche nicht aus dem Bassin abgeführt,
sondern sinken zu Boden, wo sie — mit zufälligen Sedimenten
organischen Ursprungs zusammen — eine lockere Schlammschicht bilden,
welche in vielen Fällen recht mächtig ist. In den meisten Pollen deckt
eine solche Schlammschicht den Boden überall, wo die Tiefe mehr als
ein paar Meter beträgt. In dieser Schlammschicht geht eine lebhafte
Schwefelwasserstoffeutwicklung vor sich, welche insofern eine bedeutende
Rolle in der Teichknltur spielt, als das HSS- haltige Bodenwasser beim
Aufsteigen in höhere Regionen, wie es durch verschiedene Umstände
hervorgerufen werden kann, die Austernkulturen in kürzester Zeit zu ver-
nichten vermag. Die tieferen Teile der Polle gehören also in die Kategorie
der „schlecht ventilierten" Meeresteile, und das war der Grund, wes-
halb schon einmal, bei Besprechung der Sedimentationsverhältnisse
des Schwarzen Meeres, in einer Anmerkung 3M) auf dieselben hin-
gewiesen wurde.
Deutschland besitzt, wie ich einer älteren Arbeit von K. Möbius
und einer späteren Darstellung von H. Griesbach583) entnehme,
etwa 50 Bänke — nach den „Amtlichen Berichten 44 584) sollten
es 51 sein — , auf denen Austern gefischt werden, und zwar an der
Andres, Goolofpo des Meeresboden». II. ug
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562
Nutzbare Materialien am Meeresboden
Westküste Schleswig-Holsteins. Dieselben dehnen sich über ein Gebiet
ans, welches 74 km lang and 22 km breit ist. Die kleinste Bank,
Oddende bei Atnrum, ist 275 m lang und 30 m breit, die größte, Jord-
sand bei Sylt, 1850 m lang und im Durchschnitt 1250 m breit. Die
einzelnen Austernbänke sind an die Flanken der das Wattenmeer durch-
ziehenden, 15 — 20 m tiefen, schlickfreien Gezeitenrinnen gebunden und
so orientiert, daß in der Regel auch bei gewöhnlicher Ebbe noch 2 m
Wasser darüber vorhanden ist; und zwar liegen die tiefstgelegcnen
Austernbänke bei Sylt bis zu 8,3 m unter Hochwasser, einzelne Teile
der höchstgelegenen in der Nähe von Föhr dagegen nur 2,7 m unter
Hochwasser, sodaß sie bei Oststurm z. T. sogar trocken laufen. Durch
jene Rinnen laufen Flut- und Ebbestrom mit einer Geschwindigkeit von
4 — 6 Fuß in der Sekunde, also ungefähr ebenso schnell wie der Rhein
bei Bonn, und verhindern den Absatz des den Austern feindlichen
Schlickes. Der Untergrund dieser Rinnen besteht daher ausnahmslos
ans grobem Sand, kleineren und größeren Steinen und Muschelschalen.
Die Austern liegen meist einzeln auf den Bänken, seltener in Klumpen;
oft muß das Schleppnetz mehr als drei Quadratmeter bestreichen, um
ein einziges ausgewachsenes Tier aufzunehmen, sodaß man in diesen,
wie in vielen anderen Fällen kaum von eigentlichen Austern -Bänken
sprechen kann.
Den ergiebigsten und zugleich schmackhaftesten Fang liefern die
Ostseite der Insel Sylt und die Nähe der Inseln Amrum und Föhr.
Wenige und unbedeutende Bänke dagegen befinden sich bei der Insel
Röm, der nördlichen Grenze, und den Inseln Pellworm und Nordstrand,
gegenüber der Stadt Husum, der südlichen Grenze des deutschen
Austerngebietes.
In den benachbarten dänischen Gewässern sind vor allem die seit
1852 befischten Austernbänke und -kulturen des Limfjordes von einiger
Bedeutung. Auf den besten „Bänken" dieses Gebietes finden sich nach
C. G. Joh. Peteksen nur 1 — 2 Austern auf das Quadratmeter Meeres-
boden. Der Austernfang im Linifjord vermag, selbst bei gesteigertem
Verbrauch, den gesamten Bedarf Dänemarks zu decken685). Die
letzten regelmäßig ausgebeuteten Austernbänke der Ostsee befinden
sich an der Insel Läsö im Kattegat und sollen sich von dort gegen
die Insel Anholt hinziehen. Schon im Sund und in den Belten finden
Austern nicht mehr die ihnen zusagenden Bedingungen, noch weniger
aber in der eigentlichen Ostsee. Der Hauptgrund liegt jedenfalls in
dem zu geringen Salzgehalte dieses wenigstens in seinen nördlichen
und östlichen Teilen schon fast zu einem süßen Binnensee gewordenen
Gewässers. Das Minimum des Salzgehaltes, dessen die Auster zum
Leben bedarf, ist etwa 17 pro Mille.
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Produkte des tierischen Benthos 563
Diese Verhältnisse sind früher anders gewesen; denn die „Küchen-
reste" (Kjökkenmöddinger) des frühneolithischen Menschen, die sich in
ungeheuren Anhäufungen längs der Ostküste Jütlands und auf den
dänischen Inseln bis zu den Eingängen der eigentlichen Ostsee hin
finden und von den Prähistorikern mit großem Scharfsinn untersucht
worden sind, zeigen mit Sicherheit, daß wenigstens der ganze sudliche
Teil des Kattegats, in dem die Auster jetzt wegen des zu geringen
Salzgehalts nicht mehr vorkommt, damals viel salzreicher gewesen
sein muß, ein Znstand, welchen wir als durch die Litorina-Senknng be-
dingt in einem früheren Abschnitt bereits kennen gelernt haben.
Während man sich auf deutscher Seite in der Hauptsache auf eine
rationelle Bewirtschaftung der ja nur in bescheidenem Maße vorhandenen
Bänke beschränken muß, — auf moderner biologischer Grundlage fußende
Vorschläge hierzu sind unlängst von A. Hagmeieb 58B) veröffentlicht
worden — gehören die britischen Inseln nicht nur zu den größten
Austernproduzenten, sondern auch -konsumenten. So ist in London die
Auster seit Jahrzehnten Volksnahrung, kamen hier doch schon im
Jahre 1867 rund 800 Millionen Stück auf den Markt. In der Themse-
Bucht werden die Austern in besonderen Austerngärten oder -parks
gezüchtet; von hier gelten diejenigen aus den Zuchtteichen von
.Whitstable und die von Colchester kommenden sogenannten Grtinbärte
als die besten.
In Holland sind die Seeländischen Austern von Vlissingen und
Middelburg besonders geschätzt, in Westfrankreich diejenigen von
Marennes und La Tremblade (beide nördlich der Gironde- Mündung im
Dep. Charente- Interieure gelegen), sowie die Austernbänke der Bucht
von Arcachon berühmt. Die Küsten ,des westlichen Frankreichs besitzen
heute drei Austern-„Artenu, von denen jede bestimmte Tiefen innehält.
Die seichtesten Bänke werden von der im Jahre 1866 durch einen
Zufall augesiedelten portugiesischen Auster, Ostrea angulata, gebildet,
welche sich wegen ihrer Widerstandsfähigkeit gegen den Wechsel der
äußeren Bedingungen auch für die Züchtungsversuche am besten eignet.
Ostrea edulis bildet Bänke* in einer Tiefe von 2—72 m, Ostrea cochlear
bewohnt Tiefen von 45—184 m.
In Italien, wo schon zur Zeit der alten Römer — etwa ein Jahr-
hundert vor Christo — Sergius Orata künstliche Austernzucht im Gebiete
der Phlegräischen Felder bei Bajä ausführte, sind seit altersher -
neben den Austern von Cycicus im (kleinasiatischen) Mysien — be-
sonders die Tarentiner Austern, die^von Brindisi und diejenigen aus dem
Lucriner-See bei Neapel, der allerdings seit dem Ausbruch und der
Aufschüttung des Monte Nuovo im Jahre 1538 verödet ist, besonders
beliebt. Das gilt noch heute von den Austern Tarents und von Brindisi.
Sonst liefert zurzeit vor allem die nördliche Küste des Adriatischen
86*
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564 Nutzbare Materialien am Meeresboden
Meeres den Hauptbedarf Südeuropas, und von hier gelten die Pfahl-
austern des äußersten sehr flachen Winkels der Bucht von Muggia bei
Triest und die Venetianischen Arsenalaustern als die besten Sorten.
Von hervorragender Bedeutung ist die Austernfischerei und -kultur
auch an der ganzen West- und Ostküste der Vereinigten Staaten von
Nordamerika und des südlichen Canada597). Während die Art der
Westküste als Ostrea lurida bezeichnet wird, gewinnt man an der Ost-
küste von Norden nach Süden aufeinander folgend Ostrea borealis (an
der Südostküste von Grönland und im nordöstlichsten Canada), Ostrea
canadensis und schließlich Ostrea virgineana. Der Schwerpunkt der Gewin-
nung liegt an der Ostküste in der Chesapeake-Bai, wo die unerschöpflichen,
natürlichen Bänke 8000 qkm, d. i. eine Fläche gleich der Hälfte des König-
reiches Sachsen, bedecken. In New York sollen jährlich so viel Austern
wie in London verzehrt werden; und der gesamte Jahresbedarf Nord-
amerikas wird auf rund 4 Milliarden Stück geschätzt. Wenn aber der
Austernproduktion an vielen Stellen der Ostküste, von Massachusetts an
bis Virginien, auch noch an der Mississippi-Münduug, durch Anlage von
Zuchtbassins und Austernparks nachgeholfen wird, — wobei zur
Steigerung des Ertrages als Brutfänger große Massen von Schalen der
zu Konserven verarbeiteten Marktaustern, ferner von Steinschlag, ja
von alten Konservenbüchsen nnd anderen Dingen versenkt werden, —
so bedeutet dieses doch, ebenso wie die Grundfischerei auf Austern*
sehr wesentliche Eingriffe in die Kustengestaltung, bezw. die Geologie
des Meeresbodens. — Auch an der mexikanischen Ostküste werden
übrigens neuerdings reiche Austernbänke ausgebeutet.
Endlich werden Austern auch an den Japanischen und Chinesischen
Küsten gewonnen, besonders große bei Taichou; die größte japanische
Bank ist Okayama-ken vor dem südlichen Teile der Hauptinsel Nippon.
Je nach der Lage der natürlichen oder künstlichen Vorkommnisse
bestehen manche Verschiedenheiten in Größe, Dickschaligkeit und
Schmackhaftigkeit der Austern. So werden z. B. die gewöhnlich als
Holsteiner oder Flensburger Austern bezeichneten großen, plumpen,
dickschaligen, in Wirklichkeit von Helgoland, Friesland, Schottland und
selbst Skandinavien stammenden Austern von den dünnschaligen Schles-
wiger oder Husumer Austern an Wohlgeschmack übertroffen. Am
fettesten und schmackhaftesten wird die Auster übrigens bei 20 — 30
pro Mille Salzgehalt, und man findet daher, abgesehen von den mittel-
meerischen, auch an den Küsten des Atlantischen Ozeans und der
Nordsee die beliebtesten Austern an Stellen, wo der Salzgehalt des
Meeres entweder durch einen größeren Fluß, der ins offene Meer geht,
oder durch kleinere Flüsse, die sich in eine Bucht ergießen, etwas
gemildert wird, so die Austern von Ha vre, im Cancale- Busen, bei der
Insel *Re, bei Rochelle, an den Küsten der Grafschaft Kent, im Bereiche
»
Produkte des tierischen Benthos
n«5
des Themse -Wassers, bei Colchester, ferner bei Ostende usw.. Auch
jenseits des Atlantischen Ozeans sucht man sich als Mastplätze für die
aus den Brutbassins entnommenen jungen Austern gerne Flußmündungen,
Häfen, brackige Teiche aus. Daß zwar die Austern selbst in solchem
gemilderteren Wasser sich besser befinden, kaun natürlich nicht be-
hauptet werden.
Die natürlichen Austernvorkommnisse, wie auch die Austcrnkulturen
werden von manchen Tieren ganz erheblich geschädigt, u. a. durch die
Bohrschwämme (Cliona). Obwohl die Austernschalen nur bis zur innersten,
dem Mantel der Muschel anliegenden Lamelle zerfressen werden und
die befallenen Tiere sich auch durch Ausscheidung neuer Schalensubstarfz
zu schützen suchen, gehen sie doch schließlich zugrunde; ob durch eine
Vergiftung oder nur infolge der Zerstörung des schützenden Gehäuses,
ist — nach L. Nick — nicht bekannt. Nach Topsent bekämpfen
übrigens die französischen Austernzüchter diese sogenannte „Pfeffer-
kuchenkrankheit" (la maladie dite du „pain d'epices"), die in der Regel
nur über zwei Jahre alte Individuen befällt, indem sie ihre Parke mit
einem Schutzwall alter leerer Schalen umgeben, welche die Larven der
Bohrschwämme abfangen und dann zuerst zerstört werden; oder sie
tauchen die Austern in Süßwasser, welches die Schwämme abtötet.
Doch sind die Bohrschwämme nicht die einzigsten Feinde der Austern-
bänke und -kulturen. Schon ein großer Teil der Larven und jugend-
lichen Austern fällt Fischen zur Beute; Krebse passen den Augenblick
ab, wo das Tier seine Schale öffnet, um sich an ihrem Fleisch zu laben,
mehrere Schneckenarten der Gattungen Murex und Purpura, ferner das
Wellhorn, Buccinum, bohren sie an und fressen sie aus und, was das
merkwürdigste ist, gewisse Seesterne vermögen die Schalen unter Über-
windung der Muskelkraft des Schließmuskels der Auster mit Hilfe ihrer
Saugfüßchen zu öffnen, um dann ihren Magen auszustülpen und sack-
artig über die Weichteile des Opfers zu legen. Der Schaden, den gerade
diese Seesterne auf den Austernbänken anrichten, kann außerordentliche
Dimensionen annehmen; wird doch berichtet, daß Asterias arenicola
im Jahre 1888 an den Küsten von Connecticut für 631 500 Dollars
Austern vernichtet habe. Nicht selten siedeln sich auch Miesmuscheln
in solchen Mengen auf Austernbänken an, daß diese hierdurch gleichsam
erstickt werden. Doch — und das gilt für die meisten Lebewesen auch
am Meeresgrunde, die ja doch dem überall herrschenden „Kampf ums
Dasein" nicht entzogen sind — „alle diese Feinde haben so lange schon
auf Unkosten der Austern gelebt, wie diese selbst. Wenn sie nicht das
ihrige in dem Vernichtungskriege gegen die Austern getan, wenn nicht
Milliarden von jungen, eben ausgeschlüpften Austern vom Wogenschwalle
erfaßt und erdrückt oder vom Sande und Schlamm erstickt würden, so
würden die Meere längst zu vollgefüllten Austernbassins geworden sein.
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5«6
Nutzbare Materialien am Meeresboden
Den größten, wirklich empfindlichen Schaden haben die Austernbänke
offenbar durch die durch Menschenhände hervorgebrachte Erschöpfung
erlitten und durch die Folgen eines unzweckmäßigen, mit großen Zer-
störungen verbundenen Einsammelns. Wo die Bänke nicht so seicht
liegen, daß man zur Ebbe die Austern mit der Hand „pflücken" kann,
bedient man sich eines Netzes mit einem schweren eisernen Rahmen,
dessen eine am Boden schleppende Kante mit Zähnen, gleich einer
Egge, bewehrt ist44. Durch diese Netze „werden förmlich tiefe Löcher
Fig. 139
Oberes Bild: Mangrove-Austcrn „Bank". Keppel-Bai. Küste von Ostaustralien,
l'nteres Bild: Mangrove mit Baumaustern bewachsen. Endeavour-Aestuarium, Australien.
Nach Saville-Kent, The öreat Barrier Reef of Australia, 1898.
und Furchen in die Bänke gerissen, und der größte Nachteil entsteht
nun, indem diese Vertiefungen in kurzer Zeit mit Schlamm ausgefüllt
werden, welcher nicht nur eine fernere Ansiedelung au dieser Stelle
unmöglich macht, sondern auch die umliegenden, von dem Schleppnetz
verschont gebliebenen Tiere tötet" (H. Simroth). — Ein Teil dieser
Schädigungen kann bei der künstlichen Austeruzueht vermieden oder
doch vermindert werden; indessen ist es nicht Sache unserer Darstellung,
uns noch näher mit der Austernkultur zu befassen588).
Produkte des tierischen Benthos
687
Die sogenannten Baumaustern, Alectryonia crista galli Lin., cal-
car u. a., gehören den Mangrove- Gebieten der tropischen Meeresküsten
an; so kommen sie an den Bahamas, an der Nordküste von Südamerika
bis zur Amazonasmündung, im Golf von Guinea, an der Ostküste von
Madagaskar, an den Küsten Vorder- und Hinterindiens samt Malakka,
an der Südküste von Sumatra und Borneo, auch an der Nordküste
Australiens vor (Fig. 139).
Hier möchten wir auch noch einmal der Ansammlungen der eßbaren
Miesmuschel (Mytilus edulis L.) gedenken, welche zirkumpolar gesellig
lebend sogar bis 90 m Tiefe gefunden wird, vor allem aber in der Ufer-
region auftritt. An vielen Stellen der' zerrissenen, westeuropäischen
Felsenküsten, die von starken Gezeiten bespült werden, kann man zur
Ebbezeit ein schwarzes, 1 — 2 Fuß hohes Band über dem Wasserspiegel
sehen, welches sich aus unzähligen, mit Byssus festgewachsenen Mies-
muscheln zusammensetzt. Wo aber die Gezeiten keinen großen Niveau-
unterschied zeigen, und auch aus anderen örtlichen Ursachen siedeln
sich die Miesmuscheln etwas tiefer an, sodaß sie immer vom Wasser
bedeckt bleiben. Besonders gutes Gedeihen findet Mytilus in den nord-
europäischen Meeren und der Nordsee, um von dieser als euryhalines
Tier auch in die Ostsee hineinzugehen, wo sie allerdings, je mehr das
Wasser sich nach dem Nordosten zu aussüßt, mehr und mehr ver-
kümmert. Überall, wo die Miesmuschel gut gedeiht, benutzt man sie
teils als Köder, teils zur Nahrung und hat an manchen Orten eine
eigene Muschelwirtschaft und -Zucht eingerichtet; letztere erfolgt in der
Begel an Muschelpfählen oder -Bäumen, so z. B. im Limfjord und in der
westlichen Ostsee, bei Kiel und Apenrade. Genauere Nachrichten über
diese geregelte Miesmuschelzucht, die heute freilich — wegen der Aus-
dehnung der Marine-Anlagen — teilweise nur noch historischen Wert
haben, haben Meyer und Möbius in ihrem schönen Werke über die
Fauna der Kieler Bucht gegeben. Vom Limfjord in Jütland berichtet
C. G. Joh. Petersen, daß ein dortselbst eingesetzter Muschelpfahl nach
2V> Jahren im August 1916 42 kg Miesmuscheln trug, von denen 20 kg
erste Qualität für den menschlichen Genuß darstellten. Im Mittelmeer
wird die Miesmuschel seit langer Zeit bei Tarent kultiviert, neben ihrer
Verwandten, der Modiola barbata Lara.
Über die Gewinnnng; der Perlen und der Perlmutter
Auf die Gewinnung der Perlen bei Ceylon wurde schon früher, im
Abschnitt über die Schelfablagerungen, kurz hingewiesen.
Die Muscheln, welche die Perlen erzeugen589), sind vor allem
Margaritifera (Meleagrina, Avicula) margaritifera mit verschiedenen
Varietäten (so persica — im Persischen Golf, erythraeensis — im Roten
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Nutzbare Materialien am Meeresboden
Meer, cumingi — bei den Inseln des südlichen Stillen Ozeans und des
östlichen Polynesien, mazatlanica — an den Küsten von Panama und
Mexiko und im Kalifornischen Meerbusen; ein Teil dieser Varietäten
ist auch wohl als besondere Arten gefaßt worden, wie z. B. Margaritifera
mazatlanica Hanley und Margaritifera vulgaris oder fucata (im Persischen
Golf, Roten Meer, Indischen Ozean, Malayischen Archipel, an den Küsten
von Australien und Neu-Guinea); doch kommen auch noch einige andere
Arten derselben Gattung in Betracht, wenn sie auch nicht eine gleich
wichtige Rolle wie jene beiden spielen.
Die Perlmuscheln leben in geringer Tiefe, etwa um 20 — 40 m,
manchmal aber in noch flacherem Wasser von nur wenigen Metern
Tiefe. Auch andere Meeresmuscheln, bezw. -Mollusken liefern gelegentlich
schöne, im ganzen aber doch nur weniger wertvolle Perlen.
Die Perlen, deren Entstehung auf Umhüllung von Fremdkörpern
— z. B. Sandkörnern, mindestens z. T. aber auch von gewissen Para-
siten — durch den die Perlmutterschicht der Schale abscheidenden
Mantel des Tieres zurückzuführen sein dürfte, liegen nicht immer frei
zwischen den Weichteilen des Mantels und den Klappen des Tieres,
sondern sind häufig mit der Schale verbunden und besitzen auch oft
unregelmäßige, von der Kugelform abweichende Gestalt. Der Wert der
Perlen wird außer durch ihre Form noch durch die Größe, die Farbe,
den Glanz und die sogenannte Klarheit oder das „Wasser" bestimmt.
Wegen ihrer Größe sind die zu allen möglichen Ziergegenständen be-
nutzten, unregelmäßig gestalteten, eckigen Beulen- oder Brockenperlen,
wegen ihrer gleichmäßigen Rundung die mehr direkt zum Schmuck be-
nutzten Stückperlen besonders wertvoll. Wegen ihrer Farbe werden in
Europa und Amerika mehr die weißen, auf Ceylon die rosenfarbenen, im
Orient die ins Gelbliche spielenden Varietäten am meisten geschätzt. Außer
den beiden schon genannten Fomiabarten unterscheidet man noch die auf
einer Seite flachen Kartenperlen und die nicht gut anbohrbaren und
daher nur zur Einfassung von Schmuckgegenständen dienenden Staub-
perlen. Man spricht auch von Zahlperlen, Unzenperlen und Lothperlen
und sortiert die Perlen für den Handel durch 5—10 Siebe mit ver-
schieden großen Durchbohrungen.
Nirgends ist die Perlenfischerei so gewinnbringend wie im tropischen
Indischen Ozean. Hier werden die eigentlichen „^erlenaustern" im Roten
Meer, im Persischen Meerbusen, an der Westküste von Ceylon zwischen
Dutch Bay Poiut und Negombo (etwa zwischen 7 und 8V20 N.), zahl-
reicher weiter im Norden, ferner im Sulu- Archipel, in der Sharks Bai590)
(Westaustralien), sowie bei Kap. Taubert an der Nord Westküste Australiens
etwa unter 19° S. Br. und im Papua-Golf südlich von Neu-Guinea
gefischt. Weitere Fundpunkte liegen au den Japanischen Küsten (Bai
von Agu, Provinz Shima) und bei Omura (Nagasaki-ken).
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Produkte des tierischen Benthos
569
Den Fang der Margaritifera mazatlanica Hanley betreibt man
einerseits im Meerbusen von Kalifornien, wie früher auch im Golf von
Panama bei den Perlas-Inseln , anderseits aber auch im Meerbusen von
Mexiko, sowie an den Küsten Westindiens, hier namentlich in der Um-
gebung der Karaiben-Insel Margarita, der Perlinsel (westlich von Trinidad
vor der Küste von Venezuela gelegen), deren Perlmuschelbänke jetzt
freilich sehr erschöpft sein sollen.
Im Persischen Golf liegen die Hauptfischplätze für Perlenaustern
im südlichen Teile längs der arabischen Küste und zwar vor der
zwischen dem Platze Schardja und der Insel Ser Abu Nair gelegenen
„Großen Perlenbank* nördlich von der Piratenküste gegen W und NW
über die Bahrein-Inseln hinaus bis etwa nach der Insel Abu Ali. An
der gegenüberliegenden persischen Küste werden heute nur Perlen ge-
ringerer Beschaffenheit und in mäßigen Mengen z. B. zwischen Linga und
Ras Nabend gefischt; doch scheint dem nicht immer so gewesen zu sein,
sagt doch ein persisches Sprichwort von der in der Meerenge von Hormus
vor der Persischen Küste gelegenen Insel Hormus: Wenn die Erde
ein Ring wäre, so wäre Hormus der Edelstein darin. Im nordwestlichen
Teil des Golfes dürften die durch die Gewässer des Schatt al Arab zn-
geführten Sinkstoffe das Leben der Perlmuscheln beeinträchtigen. Die
Perlen von den Bahrein-Inseln waren schon bei den chaldäischen und
phönizischen Kaufleuten, die den Transithandel zwischen Indien, Arabien
und den Mittelmeerländern unterhielten, eine gesuchte Ware. Hier
werden jährlich mit bis zu 4000 Booten, von denen jedes mit 4 bis
40 Perlenfischern bemannt ist, für 5 — 6 Millionen Mark Perlen gefischt,
und zwar geschieht die Gewinnung durch Taucher, welche mehr und
mehr mit modernem Tauchgerät ausgerüstet sind. Der Hauptperl markt
befindet sich auf der kleinen Insel Delma. Im Ganzen sollen zeitweise
gegen 30000 Menschen im Persischen Golf mit dem Muschelfang be-
schäftigt gewesen sein und bis zu 80 Millionen Mark jährlichen Gewinn
erzielt haben. Auch Perlmutterschalen hat man neuerdings in größerem
Maßstabe ausgeführt M1).
Andere wichtige und wohl die berühmtesten Perlmuschelbänke über-
haupt liegen in einer mittleren Tiefe von 13 — 18 m an der West- und
Nordwestküste von Ceylon und zwischen dieser Insel und der Küste
von Madura, an der sogenannten Perlküste. Vor der Nord Westküste
der genannten Insel befinden sich die reichen Fanggründe der r Pearl
Fishery Camps", auf denen in günstigen Jahren gegen 50 Millionen
Muscheln eingesammelt werden. Hiervon stehen 7s der britischen Re-
gierung zu. Jedes Jahr werden nur bestimmte Perlbänke und diese
erst wieder nach 6 — 7 Jahren abgesucht. Der jährliche Gewinn beträgt
zwischen 25000 und 200000 Pfund Sterling. 1000 Perlmuscheln werden
mit 20—60 Mk. bewertet, schöne Perlen das Stück mit 600—4000 Mk.
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Ä70
Nutzbare Materialien am Meeresboden
verkauft. Da nur verhältnismäßig wenige Muschelindividuen große und
gute Perlen enthalten, werden oft hunderte vergeblich geöffnet und
damit — vernichtet, ehe man eine brauchbare oder wirklich wertvolle
Perle findet. Es ist klar, daß dieses, trot* der erwähnten Schonzeiten,
einen Raubbau bedeutet, dem aber vielleicht Einhalt getan werden wird,
wenn die Untersuchung der lebeuden Schalen mit dem Röntgen verfahren,
das Dcbois hierfür vorgeschlagen, in weiterem Maße als bisher zur
Anwendung käme. Man hat auch Versuche mit Verpflanzung der
Muschelbrut auf geeignete Plätze gemacht oder solche durch Versenken
von Gesteinsstücken auf sandigen Meeresboden herstellen wollen, —
von 1906—1911 wurden bei Ceylon etwa 10000 Tonnen Steine zu
diesem Zwecke versenkt, — aber bedeutende Erfolge scheinen hierdurch
noch nicht erzielt zu sein. — Die Perlbänke von Ceylon sind nach
historischen Uberlieferungen schon seit über 2000 Jahren bekannt und
scheinen sich in dieser Zeit, wie aus den Beschreibungen und der
durchaus gleichgebliebenen Art der Befischung hervorgeht, kaum ver-
ändert zu haben 592). Und das, obwohl auch Korallen auf einzelnen
••■Teilen reichlich auftreten, denen man doch im allgemeinen eine erheb-
liche sedimentbildende Tätigkeit zuschreibt. Aber von einem Zusammen-
schließen dieser Korallen, zwischen und unter denen der nackte Fels
freiliegt, zu förmlichen Käsen und fernerhin zur Bildung eines ge-
schlossenen Riffes, also von einer Erhöhung der Bänke durch die Tätig-
keit dieser Korallen ist nichts zu bemerken. „Es scheint vielmehr, als
brauchten die Korallen in größerer Tiefe, wenn man so sagen darf,
eine gewisse Ellenbogenfreiheit für ein günstiges Gedeihen, und als
schlössen sie sich erst nahe der Oberfläche, in ihrem Bestreben nach
oben zu wachsen verhindert, infolge seitlicher Ausdehnung dichter" (zu
Riffen) „aneinander .... Man sollte doch meinen, es hätte im« Laufe
der Jahrtausende, nicht allein durch die absterbenden Korallen, sondern
in erster Linie durch die Reste der Perlmuscheln, ein Trümmermaterial
geschaffen werden müssen, das unweigerlich, wenn anch äußerst lang-
sam, eine Erhöhung der Bank hätte bewirken müssen, doch ist davon
nichts zu beobachten. Zwar findet sich an manchen Stellen der Bank,
wo Korallen seltener sind, sandiger Boden, bedeckt und untermischt
mit Schalen toter Muscheln, und man durfte vermuten, wenigstens hier
auf mächtige Lager durch Kalk und Sand verkitteter Fragmente der
Kalkbildner zu stoßen, jedoch auch hier findet man beim Aufwühlen
des Bodens nur lockeren Sand, durch Strömungen zusammengetragen,
und darunter den harten Fels. Betrachtet man die von den Tauchern
heraufgebrachten toten Schalen, so zeigen sie sich in ganz eigentümlicher
Weise zerfressen, wie ausgelaugt, dünner geworden und in allen Stadien
des Zerfalles, ohne daß sich dies etwa allein auf die Tätigkeit bohrender
Würmer und anderer Kalkzerstörer zurückführen ließe. Es erweckt
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Produkte des tierischen Benthos 571
vielmehr den Anschein, als fände in dieser Tiefe ein allmähliches Auf-
lösen der Kalkreste statt, und zwar in stärkerem Maße als die Neu-
bildung statthabe, denn sogar die Oberfläche der nackten Felsen der
Bank zeigt Spuren der Zerstörung und Auflösung. Trotzdem Kalkalgen
vorhanden sind, nicht nur als knollenartige bis faustgroße Ballen, soudern
zu Zeiten auch plattenartig ausgebreitet als Überzug über tote Schalen
und abgestorbene Korallen, ist eine Verkittung dieser Fragmente durch
sie nicht zu beobachten" (A. Voeltzkow). Die Perlbänke Ceylons
bieten demnach ein Beispiel für außerordentliche Konstanz der am
Meeresboden herrschenden Bedingungen durch sehr lange Zeiten, ganz
im Gegensatz zu jenen Verhältnissen, wie wir sie früher von der Tauben-
bank im Golf von Neapel kennen gelernt haben: ein lehrreicher Hinweis
darauf, daß man das eine wie das andere — auch für geologische Nutz-
anwendungen — nicht verallgemeinern darf.
Neuerdings wird, hauptsächlich durch Japaner, auch im Gebiete der
Philippinen, auf Perlmuschelbänken, die sich von Mindanao bis nach
Borneo hinüberzuziehen scheinen, mit gutem Erfolg auf Perlen ge-
fischt598). Die hier vorkommende Perlmuschel ist die Goldlippenperl- •
auster oder Suluperlmuschel ; die meisten Muschellager werden dort ge-
funden, wo der Boden aus feinem Sand besteht, der mit kurzen See-
gräsern bewachsen ist. Die jährliche Ausbeute ist 300—400 t an
Perlmusehelsehalen, sowie eine erhebliche Anzahl schöner Perlen. Der
Wert der Perlschalen beträgt bis zu 200000 Dollar, der der Perlen
etwa Va Million Dollar. Die Perlen sollen zwar zum größten Teil klein
sein; doch ist der Prozentsatz der großen, wertvollen Perlen größer als
auf den australischen und niederländisch -indischen Bänken und groß
genug, um die Fischerei lohnend zu gestalten. Auch dürfte bei der
ungeheueren Ausdehnung der Perlmuschelbänke im Gebiete der Phi-
lippinen eine Erschöpfung, wie sie den Betrieben von Ceylon immer
mehr droht, vorerst nicht zu befürchten sein.
Außer den Perlen werden auch die Schalen der Perlmuscheln bezw.
ihre inneren Teile, die Perlmutter, vielfach verwendet, zur Verfertigung
von Knöpfen, Messergriffschalen und im Kunstgewerbe. Die schlechteren
Stücke sollen in Asien sogar wie Dachziegel benutzt werden. Aus den
Schloßteilen der Perlmuschel schneidet man den wie Labradorstein
schillernden sogenannten Pfauenstein. Auch die marinen Schnecken
Turbo, Cassis, Haliotis b9i), Strombus, sowie der Nautilus liefern neben
Perlen noch Perlmutter, die aber sehr verschiedenartig und -wertig ist,
von fast reinem Weiß bis Grau mit schönem Silberglanz, gelber Tönung,
rot, blau, grün usw..
Gewisse Sorten von Perlmutter, wie die von Makassar, Bombay,
Sydney, Manilla, Panama, Tahiti werden bevorzugt. Die Mehrzahl der
Perlschalen von den Philippinen wird noch ausgeführt; doch hat sich
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I
572 Nutzbare Materialien am Meeresboden
auch hier schon die Industrie ihrer Verarbeitung angenommen, um
Knöpfe daraus zu fabrizieren. Perlmutterschalen bilden auch einen be-
deutenden Prozentsatz der Ausfuhr Arabiens; sie wurden — bis zum
Kriege — von den Dampfern des Österreichisch-ungarischen Lloyds in
ganzen Ladungen nach Triest verschifft oder in schönsten Stücken nach
Jaffa und Jerusalem gebracht, woselbst sich ein ansehnlicher Iudustrie-
zweig zur Erzeugung von Perlmuttergcgenständen gebildet hat.
Benatzung: von Muschelanhäufangen zum Kalkbrennen
An Küsten, deren Strandflächen gelegentlich große Mengen an-
gespülter Muschelschalon tragen, werden diese, falls das Hinterland
keinen Kalk zu liefern vermag, zum Kalkbreuuen und damit zur Mörtel-
fabrikation benutzt, so z. B. in Holland. Von Island wird solches
speziell von den Schalen der Miesmuschel (Mytilus) berichtet. Auch an
den deutschen Küsten der Nordsee hat dieses früher in großem Maß-
stabe stattgefunden, wie K. Möbius 1871 geschildert hat: „Ein großer
Theil des Kalkes, den man im westlichen Theile von Schleswig-Holstein
zum Bauen verwendet, wird aus Muschelschalen gebrannt, welche bei
Ebbe auf trockenliegenden Stellen des Wattenmeeres in Böte oder
Wagen eingeschaufelt werden. Nach amtlichen Ermittlungen erhielten
die Kalköfen dieser Provinz im Jahre 1865 36440 Tonnen Schalen.
Rechnet man im Durchschnitt auf jede Tonne nur 5000 Muscheln, was
sicherlich nicht zu viel ist, so findet man, daß das Wattenmeer in einem
Jahre über 182 Millionen Muscheln in die Kalköfen lieferte." Die Haupt-
masse dieser Muscheln bildete die Herzmuschel, Cardium edule, daneben
waren auch Tellina baltica, Mya arenaria, Mytilus edulis und Scrobi-
cularia piperata vorhanden. — In der kalkarmen Gegend von Ningpo
in der ostchinesischen Provinz Tsche-kiang werden die Schalen der
herausgelöst in Salzwasser aufbewahrten Austern sorgfältig aufgehoben
und zum Kalkbrennen verkauft. Gleiches gilt auch von der Tridacna
elongata Lam. in der Gegend von Suez, wo sie äußerst gemein ist.
Benutzung- von MatM-helanhlfufuntren nnd muschelreicher Schlamme
als DHngrem Ittel
Muschelanhäufungen an Stränden werden vielfach zum „Mergeln-
der Felder benutzt, so z. B. in Holland und England. Auch an der
deutschen Nordseeküste ist solches wohl früher geschehen, wie ebenfalls
K. Möbius 1871 berichtet hat. Bei Büsum an der Westküste von
Holstein wurden im Jahre 1866 auf den dortigen Watten (den trocken
laufenden Platten des Meeresgrundes) 8000 Tonnen Miesmuscheln, d. i.
mehr als 30 Millionen Stück eingesammelt uud als Dünger auf die
Felder gebracht.
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Gewinnung natürlichen Meersalzes; Seesalinen oder Salzgärten
573
Muschelreicher Schlamm, der aus den Überresten gewaltiger Mengen
ebenfalls von Pfahl- oder Miesmuscheln (Mytilus), aber auch Austern
und anderen Schaltieren besteht, wird Zeitungsnachrichten zufolge wegen
seines beachtenswerten Gehaltes an Kalk, Kali und Phosphaten neben
der großen Menge organischer Stoffe zu Dungezwecken auch an den
Küsten der Prinz Eduard-Insel im St. Lorenz-Golf gewonnen, und zwar
durch Baggermaschinen, die im Sommer auf großen Flößen, bei winter-
licher Vereisung der Buchten aber direkt auf dem Eise aufgestellt
werden. Die Mächtigkeit des Schlammes soll bis 8 m betragen.
Benutzung schwefeleisenreicher Lagunen- und Buchten-
sedimente zu Heilzwecken
Über die Benutzung schwefeleisenreicher Lagunensedimente der
südrussischen Limane und aus Buchten der östlichen Ostseeküste zu
Heilzwecken ist früher bereits berichtet worden5'5). Da der Schlamm
des Chadshibey-Limans angeblich Radium und Thorium enthält, mag
die therapeutische Wirkung der damit ausgeführten Schlammbäder und
-Packungen ähnlich wie bei den Wildbädern auch mit auf radioaktiven
Erscheinungen beruhen.
Gewinnung natürlichen Meersalzes (Rassol usw.); Seesalinen
oder Salzgärten
Die Gewinnung des Meersalzes wird von den verschiedensten
Völkern, schon auf primitivster Stufe, insbesondere an solchen Meeres-
küsten geübt, wo das Klima eine lange Trockenheit aufweist. Manchen
Küstenbewohnern wird der Gewinn des rein durch natürliche Prozesse
aus dem Meerwasser ausgesonderten Salzes sehr leicht gemacht. In
hohen Breiten, z. B. an den Küsten Sibiriens, erzeugt der Frost beim
Gefrieren des Meerwassers Salzausblühungen auf den Meereisschollen;
sie werden als „Rassol" (Lake oder Sole) von den sibirischen Elfenbein-
sammlern, welche im Frühjahr vom Festland nach den Neusibirischen
Inseln hinüberfahren, zu Speisezwecken verwendet. Aber ungleich
wichtiger als diese Salzausblühungen auf Meereis ist die Ausscheidung
des Salzes durch Verdunsten des Lösungsmittels. An Steilküsten, und
zwar nicht etwa nur in niederen Breiten, wie auf der Kapverdeschen
Insel Brava, sondern ausnahmsweise auch nordwärts bis Norwegen
kommt es vor, daß bei bewegter See Meerwasser in Nischen des Felsens
spritzt, verdampft und reines Salz zurückläßt. Besonders reichlich ge-
schieht das an zwei Punkten des Felsenufers der Sinaihalbinsel, bei
Ras-om-Haye und bei Ras-Abu-Mohammed. Hier lassen sich aus dem
vom überschäumenden Meerwasser hinterlassenen Niederschlage die Koch-
salzwürfel aus den anderen das Meersalz verunreinigenden Salzen leicht
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574
Nutzbare Materialien am Meeresboden
aaslesen. Dieses Salz soll für die Fischeinsalzereien vorzüglich sein
und wird nach Tor und Suez verhandelt. Auf die übrigen, bei den
Strandablagerungen (S. 194 — 197) geschilderten natürlichen Vorkommnisse
von Strandsalzen braucht hier nicht abermals eingegangen zu werden.
Viel verbreiteter noch als diese ist die Gewinnung des Meeres-
salzes in sogenannten Salzgärten oder Seesalinen (franz. = marais
salants, span. = marinhas) 59B). Die Teilnehmer der „Sibogaw-Expedition
berichten davon, wie die Eingeborenen der Insel Saleyer die für sie so
wichtige Salzernte mit Festen feiern, und das mag auch an anderen
entlegenen Küsten der Fall sein. Für den Europäer am nächsten liegend
ist solche Gewinnung des Salzes an den Küsten des Mittelmeeres. „Sie697)
geschieht heute, wie schon im Altertum598) in den Salinen oder Salz-
gärten, die man fast an allen Flachküsten und Lagunen des Mittel-
meeres findet. Es sind flache, von niedrigen Erddämmen umgebene
Becken, in die man im Frühjahr das Meerwasser hineinläßt, das dann
während des heißen, regenlosen Sommers verdunstet; das ausgeschiedene
Salz wird im Herbst geerntet nnd in großen, weißen Haufen aufge-
schichtet, die man an manchen Orten, wie z. B. im Delta des Hermos
am Golf von Smyrna, lange vorher erblickt, ehe man des niedrigen Ufers
selbst ansichtig wird. Der Bedarf der Mittelmeervölker an Salz wird
ganz überwiegend auf diese Weise aus den unerschöpflichen Vorräten
des Meeres gedeckt, und im Altertum führten uralte Handelswege, Salz-
straßen, wie die Via Salaria Roms, von den Mittelmeerkttsten in die
Binnenländer zum Vertrieb dieses gesuchten Handelsartikels." — Eine
ansprechende Schilderung von den dalmatinischen Salinen hat unlängst
Adolf Steuer599) gegeben: ,,Noeh zur Zeit Karls VI. lagen vor den
Toren Triests an Stelle der heutigen nüchternen Neustadt idyllische
Salzgärten; erst 1829 wurden die Salinen von Muggia, Zaule und Servola
anfgelassen. Das Flächenausmaß der heute noch bestehenden beträgt
883 ha, wovon 255 ha auf Capodistria, 628 auf Pirano entfallen. Unter
den dalmatinischen Salinen sind die auf der Insel Pago gelegenen die
bekanntesten. Mittels Schleusen wird das Seewasser zur Flutzeit zu-
nächst in lange, von Erddämmen flankierte Kanäle geleitet. Eigenartige
Windmühlenpumpen befördern es sodann in die Kristallisationsbeete
(„Cavedini"), die wieder in größere und kleinere, von schmalen, niedrigen
Dämmen umrahmte, viereckige Felder zerfallen. Ihr Boden ist glattr
gestampfte Tonerde. Nur in den Ecken der einzelnen Felder sind
größere, mit rötlicher Mutterlauge gefüllte, tiefere Gruben zu bemerken.
Ein Triester Chemiker, Vierthaler, konnte in 100 Teilen der Mutter-
lauge von Capodistria nachweisen: MgSO* 6,2919, MgCl2 15,2026,
KCl 1,6385, NaBr 1,7021, NaCl 16,7931. Wir können uns die Saline
als eine Sortiermaschine vorstellen, die dreierlei zu leisten hat. Von
dem zugeführten Meerwasser scheidet sie das Wasser aus, das unter
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Gewinnung natürlichen Meeraake«; Seesalinen oder Salzgärten 575
den sengenden Sonnenstrahlen, an manchen Orten wohl auch zeitweilig
anter freundlicher Mithilfe der Bora, in den flachen Beeten rasch ver-
dunstet. Die im Wasser gelösten Salze schlagen sich sukzessive nieder,
das Salz „blüht" in den Beeten, wie die Salzarbeiter zu sagen pflegen.
Zunächst scheidet sich Chlornatrium aus, später kristallisiert ein Gemenge
von Chlornatrium und Magnesiumsulfat aus, zuletzt Chlorkalium, Chlor-
magnesiutn und andere Salze, so Jod- und Bromkalium. Die Meeres-
wogen haben aber auch organische Substauz (Tierreste) eingebracht, die
sich am Grunde der Gräben und Wasserreservoirs ansammelt, die Ton-
erde pechschwarz färbt und ihr ein teerartiges Aussehen verleiht. L. Cah,
der die Salinen von Pago untersuchte, ist der Ansicht, eine solche An-
sammlung von organischen Substanzen könne dazu führen, daß sich aus
ihnen innerhalb längerer Zeiträume Petroleum bildet. Tatsächlich sind
ja die vom Meerwasser eingeschwemmten mikroskopischen Organismen
(Plankton) reich an fetten Ölen, die bei Druckdestillation Petroleum er-
geben, und damit wäre auch das nicht seltene Zusammenvorkommen
von Erdöl und Steinsalz (Kaspisee) erklärt. Bedeutsam ist die Be-
obachtung, daß jedenfalls die Hauptmasse der kleinen Seetiere nur als
Leichen in die Saline gelangt; mit ihnen wird der Boden der Salinen-
gräben gewissermaßen gedüngt, so daß sich in ihnon ein neues, anderes,
dem hohen Salzgehalt angepaßtes Pflanzen- und Tierleben entwickeln
kann." Es ist hier nicht der Ort, in diesem Zusammenhange auf das Leben
dieser Salinen näher einzugehen, obwohl hier sehr interessante biologische
Probleme vorliegen, welche dem Paläobiologen und Paläogeographen aus-
gezeichnete aktuelle Vorwürfe bei der Deutung fossiler Salzsedimente und
der begleitenden Gesteine bieten. — Die istrianischen Salinen allein sollen
jährlich 5l/t Millionen Kronen abwerfen. — Unbegrenzte Möglichkeiten
für die Gewinnung von Meeressalzen bestehen vor dem Südausgange
des Roten Meeres am Golf von Aden. Das zeigen die Nachrichten über
die Salzgärten in der Nähe dieser Stadt, welche mit einer mittleren
Jahrestemperatur von 27,3° C. und Maximaltemperaturen von 46—48° C.
bei den britischen Offizieren als der „Punschkessel des Teufels" verrufen
ist. „Ein 200 ha großes Salinenareal liefert dort jährlich 100000 t Meer-
salz, also der Hektar 500 t, während die leistungsfähigsten Salzgärten
Südfrankreichs nur 60 t pro ha und Jahr produzieren. Freilich arbeiten
die Aden Salt Works unter den denkbar günstigsten Verhältnissen. Die
Meeresflut füllt selbst die riesigen Verdunstungsbecken .... Wohl
noch nie hat ein Regenguß die Ernte vernichtet" (Niemann). — Über
die Meersalzgewinnung auf der Insel Ibiza, einer der beiden Pityusen,
entnehme ich der Darstellung von H. Praesent 60°), daß sie nächst der
von Cädiz und Torrevieja die bedeutendste in Spanien ist. Die ge-
wonnenen Mengen werden fast gänzlich nach dem Auslande exportiert.
Die Seesalinen, die der Sociedad Salinera Espafiola gehören, hegen in
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57 H
Nutzbare Materialien am Meeresboden
I
dem Südzipfel der Insel und weisen mustergültige Anlagen auf; zum
kleineren Teile befinden sie sich auch auf der kleineren Sehwesteriusel
Formentera. Nach der Revista minera 1907 betrug die Produktion 1905:
70000 t, 1906: 75000 t, nach Perez-Cabrero 1907/08 (ein Jahr!) sogar
97000 t. — Dem Salinenbetrieb äußerst günstig sind Küstenbeschaffen-
heit und Klima auch auf den Kapverdeschen Inseln; das bezeugt die
von von Burohman auf 60000 t jährlich geschätzte Ausbeute. Im
übrigen sind nach Fr. Müller die Seesalinen ebenso über die Welt
verbreitet, wie der Genuß des Salzes überhaupt. Man kann einen ganzen
Gürtel verfolgen, wenn man von der Ostküste Nordamerikas überschreitet
zu Mexiko, Mittelamerika, zu der Inselflur des karibischen Meeres und
Südamerika. Auch rund um den Stillen Ozean lagern sie sich von Süd-
amerika bis San Franzisco, von Japan bis China; sie finden sich auf
den Sundainseln und um Australien; in größtem Maßstabe an den Küsten
Südasiens. Afrika weist Salzgärten auf im Osten, auch auf Madagaskar,
im Westen selbst in der feuchten Ecke des Guinea-Golfes auf St. Thome;
weiter ziehen sich Salinen bis Marokko. Im Mittelmeer finden sie sich
an zahlreichen Stellen, ebenso — trotz des geringeren Salzgehaltes —
am Nordufer des Schwarzen Meeres, wo jedoch in manchen vom Meere
mehr oder minder abgesperrten Limanen auch natürliche Salzanreiche-
rungen auftreten, die eine besondere Salzindustrie601) aufkommen ließen.
Im westlichen Europa endlich finden sich an den Küsten des
Atlantischen Ozeans die weltberühmten portugiesischen und die nicht
so bedeutungsvollen Salinen Westfrankreichs, die trotz Ungunst der
Verhältnisse auch heute noch eine große Quantität Seesalz produzieren.
Innerhalb dieses weltumspannenden Gürtels der Salinen gibt es jedoch
manche tropischen Küstenstrecken, die derselben trotz der doch günstig
wirkenden, hohen Temperatur entbehren, da das Salz hier bei bestimmten
Feuehtigkeitsgraden der Luft zu zerfließen beginnt, selbst, wenn man
es mittels Feuersudes gewonnen hat.
Zum Schlüsse sei einer sehr eigenartigen Salzgewinnung gedacht,
welche nach G. Forchhammer 527) lange Zeit an der Westküste der
Cimbrischen Halbinsel geübt worden ist, und zwar auf Grund des reich-
lichen Vorkommens von mit Meerwasser vollgesaugten „Meertorfes".
„So groß ist die Menge dieses unterseeischen Torfes, daß man noch im
vorigen Jahrhundert" (NB. 18. Jahrhundert!) „an der Westküste von
Schleswig eine uralte Salzfabrikation betrieb, welche schon von Saxo
erwähnt wird und welche darin bestand, daß man den aus dem Meere
geholten Torf, ohne ihn zu waschen, trocknete, zu Asche verbrannte,
die Asche auslaugte und diese Salzlösung durch Verbrennung einer
neuen Portion Seetorf eindampfte, welcher dann wieder in seiner Asche
Salz für die nächste Kochung lieferte usw.".
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Küsten seifen — Bernstein- und Kopalgewinnnng 577
Benützung jugendlich verkitteter Strandsedimente zu
Bauzwecken
An tropischen Küsten geht vielfach eine rasche Verkittung von
Strandsanden durch kohlensauren Kalk vor sich, wie das früher ge-
schildert worden ist, und solche jugendlichen litoralen Gesteine werden
nicht selten an Ort und Stelle als Baumaterial benutzt, wie z. B. von
der Insel Ascension berichtet wird. Auch gewisse oolithische Gesteine
von Florida und sandige Bildungen der Bermudas, die beide sehr jugend-
licher Entstehung, deren Komponenten aber anscheinend mehr oder
weniger durch den Wind umgelagert sind, könnteu in diesem Zusammen-
hange genannt werden.
Küstenseifen
Nicht selten hat die Aufbereitung durch Küstenströmungen und
Brandungswelle — manchmal zwar nur in Fortführung vorheriger
flu via ti ler Auslese — gewisse nutzbare Mineralien in Küstensanden so
angereichert, daß diese als „ Küstenseifen u abbaufähig wurden. Solches
ist von uns in einem früheren Abschnitte (S. 83, 84) u. a. von Magnet-
eisensanden der Ostküste Canadas, von Cbromeisenerzsanden an der
Küste von Britisch - Xordborneo und von Goldsanden der Küsten Ost-
australiens, sowie Portugals bekannt gemacht worden. Daß marine
Aufbereitung auch bei der Entstehung der Diamantlagerstätten von
Deutsch-Südwestafrika mitgewirkt hat, wird von verschiedenen gut unter-
richteten Forschern angenommen.
»
Bernstein- und Kopalgewinnung
Nur von lokaler Bedeutung endlich ist die Gewinuung des Bern-
steins, dessen älteste, bis jetzt bekannte, aber auch schon sekundäre
Lagerstätte, die unteroligozäne „blaue Erde" — in Wirklichkeit ein
feinkörniger, graugrüner Glaukonitsand — an den Küsten des Ost-
preußischen Samlandes unter dem Spiegel der Ostsee ausstreicht, sodaß
hier eine Aufbereitung durch das Ostseewasser stattfindet. Während
<lie Hauptgewinnung dieses Produktes alttertiärer Coniferen zurzeit im
Tief- und Tagebau der Grube „Anna" an der Westküste des Samlandes
bei Palm nicken erfolgt, werden doch auch heute noch nach heftigen
Stürmen mit Erfolg die Strandflächen der benachbarten Küsten danach
abgesucht, wobei die Erfahrung zeigt, daß der Bernstein vor allem in
den Tangmassen zu finden ist. Diese Tangmasseu werden denn auch
nicht selten vom Boot aus heraufgeholt und nach dem edlen Material
durchsucht. Die frühere Baggerei nach Bernstein an besonders günstigen
Stellen (alten Litoralablagerungen der Ostsee) im jetzigen Kurischen
Haff wird dagegen nicht mehr betrieben. Übrigens ist der Bernstein
Andre e, Geologie de« Meeresboden«. II. 37
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Ö78
Nutzbare Materialien am Meeresboden
durch Zerstörung seiner unteroligozänen, vielleicht ursprünglich bis nach
Pommern reichenden Lagerstätte in die verschiedensten jüngeren Gre-
steinsbildungen hineingelangt und insbesondere während der diluvialen
Vereisung durch das Eis selbst bezw. durch nach Nordwesten abfließende
Schmelzwässer bis in das Gebiet der Nordsee verfrachtet, woselbst er
ebenfalls in den Strandsedimenten nicht allzuselten ist.
Ähnlich widerstandsfähig wie der Bernstein ist der verwandte,
rezente bis subfossile Kopal von Ostafrika und Madagaskar, der sich
hier in manchen Flüssen uud im Litoral stellenweise anhäuft602). Er
ist das Harz von Leguminosen, und zwar des Trachylobium Mosambicense
(und einiger anderer Arten, Tr. Horuemannianum und verrucosum), eines
Baumes, der noch jetzt an der Küste von 3° S. -Br. bis Mosambik
wächst, und enthält wie der Bernstein Einschlüsse von Blättern und
Insekten. Andere Kopale findet man an der Küste von Westafrika, wo
sie wahrscheinlich von Guibourtia copalifera stammen. Nicht unwahr-
scheinlich ist, daß sich hier oder dort vor der ostafrikanischen Küste
eine rezent« „blaue Erde" bildet, da hier ja an verschiedenen Punkten
auch die Bedingungen für die Bildung von Glaukonit gegeben sind.
Der Handel mit Bernstein, den schon Aristoteles als ein ur-
sprünglich flüssiges Baumharz erkannt hat, ist uralt und ging z. T. wohl
anf dem Land-, z. T. aber auch auf dem Seewege vor sich. „Er bietet
uns", sagt Alexander von Humboldt, „in seiner ehemaligen Aus-
dehnung für die Geschichte der Weltanschauung ein merkwürdiges
Beispiel von dem Einflüsse dar, den die Liebe zu einem einzigen fernen
Erzeugnisse auf die Eröffnung eines inneren Völkerverkehrs und auf
die Kenntnis großer Länderstrecken haben kann. Derselbe setzte zuerst
die Küsten des nördlichen Ozeans in Verbindung mit dem Adriatischen
Meerbusen uud dem Pontus".
Schlußwort
Schließen wir nun noch die schon S. 493 erwähnte gelegentliche Stein-
gewinnung — das „Steinzangen" — von den Steingründen der südlichen
Ostsee, vom Wasser bedeckten Produkten der diluvialen Eiszeit, an, eine
Gewinnung, welche bei der Steinarmut des benachbarten Tieflandes wohl
lohnen kann, aber nur iu gewissem Abstände von der Küste stattfinden
darf, da straudnaher Gesteinsschutt Küstenschutz ist, und erwähnen wir
den nicht seltenen Gebrauch tropischer Steinkorallen und Korallenkalke
als Baumaterial, zur Mörtelbereitung oder als Ballast, wie man ihn dann
später in europäischen Häfen antrifft, so ist so ziemlich Alles erschöpft,
was der Meeresboden von den Geologen angehenden Produkten an nutz-
baren Stoffen herzugeben in der Lage ist.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
(Wo die Originalliteratur nicht eingesehen werden konnte, ist in Klammern stets die
Stelle angegeben, ans welcher geschöpft wurde.)
1) Orth, über einige Aufgaben der wissenschaftlichen Meereskunde. Annalen der
Hydrographie nnd maritimen Meteorologie. 8. 1875.* 8. 126—133. — Ders.
Beiträge zur Meereskunde. 1. Ober einige Aufgaben betreffend die Kartographie
des Meeresbodens und die Benutzung der Seekarten. Ibidem S. 302—309.
Ein eingehendes Programm zur Erforschung des Meeresbodens sowohl in physi-
kalischer und biologischer, wie auch geographischer und geologischer Hinsicht
haben auch L. DE Folln & L. Pürier entworfen in „Notice sur les Fonds de
la Mer". Memoires de la Soc. des Sc. physiques et naturelles de Bordeaux t II
(2. ser.), 3e cahier. 8. 1—37. Bordeaux 1878.
2) J. ThoüLET. Atlas bathymätrique et lithologique des cötes de France, 22 feuilles
de grand-aigle. 1 : 10O0O0. Paris 1899—1902.
3) W. Wolff. Über die Notwendigkeit einer geologischen Aufnahme der Nord-
und Ostsee. Denkschr. zur Vers. d. Direktoren der geologischen Landesaostalten
d. deutsch. Bundesstaaten. Eisenacb, 22. Sept. 1905 (vergl. auch Zeitschr. f. prakt
Geol. 14. 1906, 8. 162—163).
4) J. R. LORENZ. Physikalische Verhältnisse und Verteilung der Organismen im
Quarnerischen Golfe. Wien 1863, S. 32 (zit. nach Penck).
5) A. DELES8E. Lithologie des mers de France et des mers principales du globe
Paris, E. Lacroix, 1871. 479 8. Text, 136 8. Tabellen, 4 Tafeln. 8. 808f.
6) 6. A. Lebour. On the deposits now forming in British seas. The Geol. Maga-
zine. N. S. Dec. II. Vol. I. 1874, 8. 476—477.
7) J. Renaud. Sur les sondages executes dans le Pas-de-Calais en 1890. Comptes
Rendus des Seances de l'Acad. d. Sc. 112. 1891, S. 898-900. — Lea recentes
explorations sous-marines du Pas de Calais. C. R. des Seances de la Societe
de Geographie. Paris 1891, S. 121—125.
8) Paul Lemoine. La geologie du fond des mers (Manche et Atiantique Nord).
Annales de Geographie t. XXI, 1912, S. 385—392. (Hier auch die besonders be-
züglich des Kanals sehr reiche, aber auch zerstreute Literatur.)
9) H. DouviLLE. Sur la tronee de la Manche. Bull. Soc. Geol. de France, 4« ser.
III. 1903, 8. 652—653.
10) Notes on Rockall Island and Bank, with an Account of the Petrology of Rockall,
and of its Winds, Currents etc.; with Reports on the Ornithology, the Inverte-
brate Fauna of the Bank, and on its Previous History. Trans. R. Irish Aeademy
▼ol. XXXI. Part. III. Dublin 1897, 8. 39—98. PI. XI-XIV. (J. W. Judd.
On the Petrology of Rockall: S. 48-58. Plate XII. — Gr. A. J. Cole. On
Rock Specimens on the Bank : S. 58—62.)
11) Lady R- WorkmaN Mc Robert. Note on a nepheline-syenite boulder dredged
from the Atlantic. The Geol. Mag. N. 8. Dec. V. Vol. IX, 1912, 8. 1--4.
37«
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580
Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
12) Die hier angegebenen Daten sind den Listen der „Michael Sars"-Expedition direkt
entnommen, mit denen weder die Angaben von Lady Mc ROBERT noch die von
Lemoine völlig übereinstimmen!
18) L. PERYlNglERE. Sur la nature du plateau sons-marin de Rochebonne (Charente-
Inferieure). Bull. Soc. Geol. de France, 4. «jr., t. X, 1910, S. 28 - 29.
14) Vergl. Elisee RECLUS. Nouvelle Geographie universelle. La terre et les hommes.
t. II. La France. Paris 1877, S. HL
• 15) BLEICHER. Sur les de bris vegetaux et les roches des sondagea de la campagne
du Caudan dans le golfe de Gascogue (aout 1895). Comptes Rendns des Seantes
de l'Ac. d. Sc. Paris, 122. 1896, S 758—755. — Recherche« sur les debris vege-
taux et les roches. Resultats Scientifiques de la Campagne du „Caudan" dans
le Golfe de Gascogne — Aoüt-Septembre 1895. Fase. III. Annales de l'Uni-
versite de Lyon. Paris 1896, S. 701—709.
16) Sehr. d. Ges. z. Beförd. d. ges. Naturwissensch. zu Marburg. XIII, 7. 1914, S. 411.
17) P. TERMIER. L'AÜantide. Bull, de l'Inst. Occanogr. Monaco. No. 25«. 1U13. —
Vergl. auch 0. WlLCKENS. Atlantis. Geolog. Rundschau IV. 1913, S. 441 -443.
18) P. TERMlER. Sur une Uchylyte du fond de l'Atlantique nord. Comptes Rendo«
des Seances de l'Ac. d. Sc. Paris 128. 1899, S. 849-851, 1256—1258.
19) J. THOL'LET. Notes de lithologie sous-marine. Annales de l'Inst. Occanogr.
T. V. fasc. 10. Paris 1913, 14 S.
20) K. AndrEE. Über stetige und unterbrochene Meeressediment&tion , ihre Ur-
sachen, sowie über deren Bedeutung für die Stratigraphie. Neues Jahrb. f.
Min. usw. Beil. Bd. 25. 1908, S. 366— 421. Hier auch die weitere Literatur,
soweit sie im Folgenden nicht zitiert ist. — Weilü 0. BASCHIN („Die Ero-
sion und ihre untere Grenze." Petermanns Geograph. Mitt. 65. 1919, S. 11 und
„Erosion und Erosionsbasis". Zeitschr. „Die Naturwissenschaften" 7. 1919,
S. 678—680) neuerdings die tiefste Stelle des Meeresbodens als unterste
Erosiousbasis bezeichnet, so hat er insofern gewiß nicht unrecht,
als die Gezeitenströmungen lokal bis in die Tiefsee hinein von
Wirksamkeit sind und in den größten Tiefen der Ozeane die Kalk-
auflösung allerdings einen nicht zu vernachlässigenden Erosionsfaktor
darstellt. Indessen hat diese Überlegung lediglich theoretische Be-
deutung, da trotz alledem die weitaus überwiegenden Flächen des
Meeresbodens der Aufschüttung unterliegen.
21) SiAU. De 1'action des vagues a de grandes profondeurs. Annales de chiinie
et de pbysique. 3* ser., 2. 1841, S. 118 — 120.
22) Sitzber. K. Ak. Wissensch. Berlin, Math. Phys. Kl., 1888, S. 647 — 663, 1889.
S 761-780, 1890, S. 853-872; — Verh. Phys. Ges. zu Berlin. 8. 1889,8.61-76.
23) Otto Raschln. Die Entstehung wellenähnlicher Oberfläohenformen. Zeitsehr.
d. Ges. f. Erdkunde zu Berlin fU. 1899 (1900), S. 408 - 424.
24) O. Krümmel. Die Tiefseelotungen des SiemensVhen Dampfers „Faraday" im
Nordatlantischen Ozean. Annalen d. Hydrogr. & marit. Meteorol. 11. 18**,
S. 5—8, Taf. 1, bes. S. 6.
25) Proc. Roy. Soc London. »4. 1882, S. 15; vergl. auch W. W. KlDDLE in Nature
18. 1875, S. 108. (Zitiert nach KkL.MMEL.)
26) B. N. Peach. Report on Rock Speciuieus dredged by the „Michael Sars" in
1910, by H. M. S. „Triton" in 1882, and by H. M. S. „Knight-Errant" in 1880.
Proc. of the Roy. Soc. of Edinburgh 32. 1913, S. 262-291. PI. I-IX, 1 Karte.
27) T. MELLARD ReaDE. Tidal Action as an Agent of Geolngical Change. The
London, Edinburgh, and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science.
5. ser., vol. 25. 1888, S. 338—343.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
581
28) Bei Quebec setzt der 7lf2 Stunden herrschende und bis zu 4V2 Knoten
anwachsende Ebbestrom am stärksten an der Südküste, der Flut-
strom dagegen an der Nordküste des St. Lorenz-Stromes entlang,
. beide werden also nach rechts ans Land gedrängt. (U. S. Hydro-
graphie Office. Sailing Directions for tbe Golf and River St. Lawrence. Nr. 100.
2nd ed. 8°. 413 S. Washington 1897. Vergl. 0. KRÜMMEL in Petermanns
Geogr. Mitt. 44. 1898. Lit. ber. Nr. 615, S. 149.)
29) K. ANDREE. Über Sedimentbildung am Meeresboden. Geologische Rundschau.
III. 1912, S. 324— 338. VII. 1916/17, S. 128- 170, 249— 301, 329 - 337. VIII.
1917, S. 36— 44, 45 - 79. — Diese zusammenfassende Besprechung mit
ihrem ausführlichen Literaturverzeichnis wird den Leser auch überall
dort sicher zu den literarischen Quellen führen, wo in der vor-
liegenden Darstellung wegen Raummangels nur der Autor auge-
geben wurde.
30) A. Delehsk. Lithulogie des mers de France et des niers principales du globe.
Paris, E. Lacroix. 1871, 479 S. Text, 136 S. Tabellen, 4 Tafeln.
31) J. MURRAY & A. F. RENARD. Deep-Sea Deposits. In „Report on the Scientific
Results of tbc Voyage of H. M. S. „Challenger" during the years 1873-1876".
London 1891, 525 8., 29 Tafeln, 48 Karten und 22 Diagramme. — Ein aua-
gezeichnetes Referat hierüber gab K. FuTTERER im Neuen Jahrbuch für Mine-
ralogie usw. 1893, II, S. 281—320.
32) Joh. WALTHER. Einleitung in die Geologie als historische Wissenschaft. III. Teil.
Lithogenesis der Gegenwart. Jena 1893/94, S. 533— 1008 des ganzen Werkes. —
Dieses Buch ist in seiner Verarbeitung der bis dahin erschienenen
Literatur und seiner Anführung zahlloser Einzelheiten auch heute
noch unentbehrlich als Nachschlagewerk für einen großen Teil der
uns hier interessierenden Fragen, wenn sich auch manche Probleme
im Laufe der seitdem verflossenen 25 Jahre verschoben haben.
Es sei daher auf dieses Werk um so mehr verwiesen, da es selbst-
verständlich nicht in der Absicht des Verf.'s vorliegender Dar-
stellung liegen konnte, in dieser alle die zahllosen Einzelheiten
aus der älteren Literatur und deui eigenen großen Beobachtungs-
schatz jenes Autors wiederzugeben, was vielmehr mit Absicht nur
in beschränkter Auswahl geschehen ist.
33) J. Murray & E. Philippi. Die Grundproben der ..Deutschen Tiefsec-Expedition".
X. Bd. d. Wissensch. Ergebn. d. „Deutschen Tiefsee- Expedition 1898—1899" auf
dem Dampfer „Valdivia", S. 77-206, Tafel XVI- XXII, nebst 2 Karten.
Jena 1908.
84) E. PHILIPPI. Die Grundproben der Deutschen Südpolar-Expedition 1901 — 1903.
„Deutsche Sudpolar- Expedition", Bd. II, Heft 6. Berlin 1910, S. 411—616,
Taf. XXXI-XXXIII.
35) J. Murray & G. V. Lee. The Depth and Marine Deposits of the Pacific.
Mem. Museum of Comp. Zoology at Harvard College. 88. I. Cambridge, U. S.
A. 1909, 169 S., 5 pl., 3 maps.
36) Die neueste, wohl erschöpfende Darstellung über dieses Thema verdanken wir
O. Krümmel im I. Bande seines Handbuches der Ozeanographie. Stuttgart,
J. Engelhorn 1907, besonders S. 215-218. Bezüglich der dort über das
Vorkommen von Gold im Meerwasser geäußerten Bedenken mag
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582
Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
hier hinzugefügt sein, daß Lassar-Cohn, der durch seine populär-
wissenschaftlichen chemischen Bücher bekannte Köcigsberger
Autor, unlängst (Enthalt das Meerwasser Gold? Norddeutsche Allgemeine
Zeitung vom 14. VIII. iui8) zu dem Resultat gekommen ist, daß Fon
einem wirklichen Beweis des Vorhandenseins von Gold im Meerwasser
bisher keine Rede sein könne, es vielmehr wahrscheinlich sei, daß
bei allen bisherigen Untersuchungen die gefundene (roldmenge aus
den bei den Analysen benutzten Reagentien stammte.
37) Nach ytuQ'x; — festländisch.
88) K. Andrke. Die Diagenese der Sedimente, ihre Beziehung zur Sedimentbildung
und Sedimentpetrographie. Geologische Rundschau. 2. 1911, S.fil-74, 117— 130.
39) Joh. WALTHER. Die Korallenriffe der Sinaihalbinsel. XIV. Bd. der Abb. d.
math.-pbys. Cl. d. Kgl. Sachs. Ges. d. YViss. Nr. X. Leipzig 1888. — Die ge-
steinsbildenden Kalkalgen des Golfes von Neapel und die Entstehung struktur-
loser Kalke. Zeitschr. d. Deutsch, geolog. Ges. 87. 1885, S. 329—357.
40) J. Thoulet. Precis d'analyse des fonds sous-marins actuels et anciens. Paris
1907, 220 S.
41) A. a. 0. (Anm. 34) S. 418—424. Hier auch die sehr beachtenswerte Diskussion
der THOULETsehen Siebmethode. — Ob der neuestens durch SVEN ODEN
(On the size of the particles in deep-se* deposits. Proc, of the Royal Soc. of
Edinburgh. Session 1915— IG, vol. XXXVI, S. 219—236. Plates I— III. 1918)
von bodenkundlichen Untersuchungen her auf die Tiefseesedimeute
übertragenen Methode, bei welcher das Gewicht der in bestimmten
Zeitintervallen aus der zu untersuchenden, in Suspension gebrachten
Meeresbodenprobe zur Sedimentation gelangenden Niederschlags-
mengen notiert, zu Kurven zusammengestellt und daraus die Verteilung
der einzelnen Korngrößen errechnet wird, von praktischer Bedeutung
für die Meeresbodenproben-Untersuchung werden wird, dürfte einst-
weilen, so exakt die Methode auch aussieht, doch noch als unwahrschein-
lich gelten können. Jedenfalls erlauben die bisherigen Resultate noch
keine Gesetzmäßigkeiten aufzustellen, und weitere Untersuchungen
müssen erst lehren, was für eine Bewandtnis es z. B. mit dein auffälligen
Mangel an sehr feinen Teilchen in den Ablagerungen der größten
Tiefen hat, die Oden gefunden haben will. Vor allem aber muß
verlangt werden, daß nicht nur die Korngrößen .als solche fest-
gestellt werden und das Ganze in hochwissouschaftlichem, exaktem
mathematischem Gewände erscheint, sondern gleichzeitig kommt
es auch auf die Art der Komponenten, ihre Form usw. an. Und
so gilt vorerst für die OüENsche Arbeit Ähnliches, wie es Philippi
über Thoulets Siebniethode ausgesprochen hat. — Schließlich
wäre aber auch gerade bezüglich der ODENschcn Methode zu lie-
denken, daß infolge der Veränderungen in der Zusammenlagerung
der Teilchen und bei späterer Diagenese wohl keine Bodenprobe
zweimal in der gleichen Weise sich sedimeutieren dürfte, wodurch
der Wert der anscheinenden Exaktheit der Methode sehr herab-
gemindert werden muß.
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
588
42) Vergl. a.a.O. (Anm. 32) S. 112— 123: „Die Fauna der Flacbsee", in welchem
Abschnitt verschiedene Zonengliederungen für europäische und tropische Meere
gegeben werden. — Eine kurze Übersicht, wohl insbesondere für die französisch-
englischen Küsten, gab auch L. W. CotJJ-X Les depots marins. Paris 1908,
8. 34-36.
43) Wenn R. Wedekjnd in seinen «Grundlagen und Methoden der
Biostratigraphie" (1916, S. 41), die doch für den Gebrauch des mit
dem Aktualitätsprinzip arbeitenden Paläogeographeu bestimmt sind,
unter Anführung ganz bestimmter Tiefenzahlen eine Zonen-
gliederung gegeben hat, ohne dabei den Ort, für welchen sie auf-
gestellt ist, anzuführen, so kann dieses den nicht schon orientierten
Anfänger irreführende Verfahren, das die Schwierigkeit der herr-
schenden aktuellen Verhältnisse vollkommen vernachlässigt, nicht
scharf genug zurückgewiesen werden.
44) 0. KrCmmel. Handbuch der Ozeanographie. Bd. 11, S. 103 -132.
45) M. P. Rudzki. Physik der Erde. Leipzig, Chr. H. Tauchnita 1911, 8.342—350.
46) D. D. Gaillard. Wave action, 8. 128. (Zitiert nach Krümmel.) — Zahlreiche
Beispiele über besondere Kraftäußerungen der Klippenbrandnng hat auch
Ph. Forchheimer (Hydraulik. Leipzig u. Berlin, B. O. Teubner,. 1914, 8. 879
bis 384) gesammelt.
47) G. Schott. Über die Dimensionen der Meereswellen. Ferd. von Richthofen-
Festschrift. Berlin, D. Reimer 1893, S. 235-263. (8. 202/3 über das „Drei-
ge8chwellu.)
48) A. Beyer. Untersuchungen über Unilagerungen an der Nordseeküste, im be-
sonderen an und auf der Insel 8ylt. Erlanger Inauguraldissertation. Halle a. S.
11101, 8. 26—27.
49) S. PassaROE. Physiologische Morphologie. Mitt. d. Geograph. Ges. in Hamburg
26. Heft II, 8. 195—198 (63-66 des Sep.).
50) Dabei darf aber nicht verschwiegen werden, daß verschiedene der
Beispiele, welche von Richthofen aus der geologischen Vorzeit
in dieser Weise deuten wollte, eine andere Deutung — Einebnung
durch festländische Denudationskräfte, häufig verknüpft mit Ver-
senkung — verlangen und daß es für manchen Epigonen sowohl
unter den Geomorphologen wie unter den eigentlichen Geologen besser
gewesen wäre, die Deutungen des Meisters nicht zu schematisch zn
kopieren. Denn dort, wo tatsächlich echte Brandungswirkungen aus
der Vorzeit beglaubigt sind, handelt es sich doch neben den ursäch-
lichen positiven Niveauverschiebungen durchaus nur um unter-
geordnete Begleit- und Nebenerscheinungen, während in vielen
anderen Fällen die Natur der solchen alten Denudationsflächen
auflagernden Sedimente sowohl diesen selbst, wie ihrer Auflagerungs-
fläche eine kontinentale Entstehung zuweist (z. B. Rotliegendes
auf der permischen Abtragungsfläche im Variskischen Gebirge
Deutschlands).
51) G. W. von Zahn. Die zerstörende Arbeit des Meeres an Steilküsten nach Be-
obachtungen in der Bretagne und Norinandie in den Jahren 1907 und 1908.
Mitt. d. Gegr. Ges. Hamburg 24. 1909, 8. 193 - 284, 16 Tafeln.
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584 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
52) Emil WKRTH. Die Bedingungen zur Bildung einer Brandungskeble. Zeitschr.
der Ges. f. Erdkunde zu Berlin. 1911, S. 35—41, 5 Abb. im Text.
53) R. GRADMANN in „Die algerische Küste in ihrer Bedeutung für die Küsten*
morpkologie." Petermanns Geograph. Mitt. 88, 1917, S. 142.
54) Joh. Walther. Eiuleitung . . . . S. 600. — Vergl. hierzu u. a. auch Karl
PetterssEN. Skuringsfaenomener i det unvaerende strandbelte. Tromsö Museums
Aarsbefter II, Tromsö 1879, S. 65—97 (in deutscher Übersetzung von R. Lehmann:
Scheuerungserscheinungen in der gegenwärtigen Littoralzone. Zeitschr. f. d. ges.
Naturwissensch. 68. Berlin 1880, S. 247—279); E. GEINITZ. Reeente Riesen-
topfbildungen im Gescbiebemergel der Ostseeküste. Zentralbl. für Mineralogie
etc. 190:), S. 414-416, l Abb.; G. PlaTANIa. Lerosione marina all'lsola di
Aci Trezza. Memorie della Ciasse di Scienze della R. Accademia degli Zelanti.
3a Serie, Vol. V., 1905-06, S. 35-43, Taf. I-IV.
55) Vergl. über Brandungswirkungen auf Gotland auch bei G. LiNDSTROM. Om
jättegrytor bildade af hafvet vid Hoburg p& Gotland. Geologiska Föreningens
1 Stockholm Förhandlingar III. 1876/77, S. 336- 338. Taf. 13.
56) G. Hartmann. Der Einfluss des Treibeises auf die Bodengestalt der Polargebiete.
Wissensch. Veröffentl. d. Ver. f. Erdkunde zu Leipzig. I. 1891, S. 173—286,
2 Karten. Leider ist der Autor bei Verarbeitung der gesammelten
Daten, welche vielfach von geologisch nicht genügend geschulten
Beobachtern stammen, nicht immer mit der nötigen Kritik ver-
fahren, so daß vielfach die Wirkuogen diluvialen Gletschereises
für solche von Treibeis ausgegeben worden sind.
57) J. Thoulet. Sur une mode d'erosion des Roches par l'action combiuee de la mer
et de la gelee. Comptes Rendus des Seances de l'Academie des Sciences, Paris.
108. 1886, S. 1193.
58) G. Braun. Entwicklungsgeschichtliche Studien an europäischen Flachlands-
küsten and ihren Dünen. Veröffentlichungen des Instituts für Meereskunde nnd
des Geographischen Instituts an der Universität in Berlin. Heft 15. Berlin,
E. S. Mittler & Sohn, 1911.
59) W. Koert. Meeresstudien und ihre Bedeutung für den Geologen. Naturwissen-
schaft!. Wocbenschr. N. F. 3 (19). 1904, S. 481-488, 5 Textfiguren.
60) Das spezifische Gewicht klar durchsichtigen Bernsteins schwankt zwischen 1,050
und 1,096. Bei den undurchsichtigen Stücken, welche zahllose kleinste Hohl-
räume enthalten, gebt das spez. Gewicht selbst unter 1 herunter.
61) Mit der Bedeutung dieser Vorkommnisse für die Geologie beschäftigt sich eine
im Druck befindliche Arbeit von Jon. WeigelT: „Geologie und Nordseefauna".
62) W. Deecke. Einige Beobachtungen am Sandstrande. Central bl. für Mineralogie
etc. 1906, S. 7^1-727, 6 Textfiguren.
63) H. PoToxiE. Leb rage rolle und Seebälle. Naturwissenschaft!. Wocbenschr. N. F. 5.
1906, S. 241-247. — Ders. in Abb. Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt N. F.
55. III. Berlin 1912, S. 268, 269.
64) E. ZEDERRAUER. „Seeknödel" -ähnliche Ballenbildung durch C'ladophora Cornea
Kütz. Verb. d. K. K. Zool.-bot»u. Ges. in Wien 52. 1902, S. 155-159.
65) Ad. Steuer. Biologisches Skizzenbuch für die Adria. Leipzig und Berlin 1910,
S. 21—23. — Ad. Andree in 60. und 61. Jahresber. Naturhist. Ges. Hannover
1912, S. 63.
66) ALFH. JENTZSCH (in P. GERHARDT und Gen., Handbuch des Deutschen Dünen-
baues. Berlin 1900. S. 99 — 102, § 45: „Meertorf, Meermarsch und versunkene
Wälder") ist der Ansicht, daü die weite Verbreitung des Meertorfes
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen 585
überhaupt auf die Nieder- und Zusammenpressung durch darüber hin-
weggegangene Wanderdünen zurückzuführen sei. In der Tat wird man
dem, wo es sich um stark verdichtete Torfe von der beschriebenen Be-
schaffenheit handelt, zustimmen müssen ; und das Phänomen der von
wandernden Küstendünen überschrittenen Flachküste mit ihren Moor-,
Schlick- und niedergepreßten Waldbildungen bildet in der Tat eine
geographisch zusammengehörige Einheit von Erscheinungen. Doch
darf diese Erkenntnis nicht dazu verleiten, nun überall, wo Meertorfe
auftreten, die Niederpressung durch eine Wanderdüne als alleinige
Ursache des Auftretens derselbeu unter dem Meeresniveau anzu-
sehen; vielmehr tritt in vielen Fällen tatsächlich ei*e positive
Niveauveränderung hinzu, die ja auch alleiu zu erklären vermag,
wenn z. B. der Boden der Nordsee in größereu Tiefen austeilende
Torfe geliefert hat.
67) Clement REm. Suhmerged forest». Cambridge, Universitär Press 1913, 129 8.,
1 Tafel.
68) L. CaYEUX. Les tourbes immergees' de la cote Bretonne daus la region de
Plougasnou-Primel (Finisttre). Bull, de la Soc. Geol. de France 4" ser. VI.
1906, S. 142—147. —'Andere französische Vorkommnisse sind geschildert von
E. OaDECEaC. Des foreta submergees de Belle-Isle, France. Bull, de l'Institut
Oceanographique, Monaco 1916, Nr. 321.
69) H. Potonie. Die rezenten Kaustobiolithe und ihre Lagerstätten III. In Abh.
Kgl. Prcuß. Geol. Landesaustalt. N. F. 55, III. Berlin 1912, S. 216 -222. —
Um die weite Verbreitung untergetauchter Wälder darzutun, mag noch auf eine
Darstellung eines australischen Vorkommens hingewiesen sein: R. Etheridge,
jr., Prof. David & I. YV. Grimshaw. On the occurrence of a submerged forest
with remains of the dugong at Sbea's Creek, near Sydney. Jouru. and Proc.
of the Roy. Soc. N. S. Wales. Vol. XXX (Zit. nach Proc. of the Linnean Soc.
of New South Wales for 1905, XXX, S. 383).
70) H. WINTER. Torfgerölle und Torfdolomite. „Glückauf- 58. 1917, S. 129—136,
Tafel I.
71) Eine eingeheudere Darstellung dieses Gegenstandes findet sieh ebenfalls bei
H. PoTONIK (vorletzte Anmerkung), S. 250-273.
72) H. Pmui'PSEN. Das Treibsei der Nordsee. Naturwissenschaft!. Wochenschrift
N. F. 1* (30). 1915, S. 570—573.
73) E. PH1L1PP1. Sedimente der Gegenwart. Vorlesungen von Dr. phil. E. PHILIPPI f,
Jena 1912 (bearbeitet von 0. Marschall), S. 67-100.
74) Tu. OTTO. Der Darß und Zingst. Ein Beitrag zur Entwicklungsgeschichte der
Vorpommerschen Küste. XIII. Jahresbericht d. Geograph. Ges. zu Greifswald
1911—1912 (Greifswald 1913), S. 237-485, Tafel 16—20.
75) G. Forchhammer. Geoguostische Studien am Meeresufer. Neues Jahrbuch f.
Mineralogie etc. 1841, S. 1-38, Tafel 3.
76) A. PHILIPPSON. Über die Typen der Küstenformen, insbesondere der Schwemm-
landsküsten. Ferd. von Richthofen-Festschrift. Berlin 1893, S. 1-40. - Über
Küstenversetzung vergleiche auch : H. R. PaLMER. Observations on the motions
of shingle beaches. Phil. Trans. R. Soc. London 1834. 2, S. 567—576; R. Bkeon.
Galets et sables du Pas-de Calais. Cumptes Rendus de l'Ac. d. Sc. Paris, 144.
* 1907, S. 759- 76Ö; J. Thoci.ET. Sur la marche des sables le long des rivages.
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586
Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
Ibidem, S. 988-940; W. A. OBBUTSCHEW (Zur Frage über die Bewegung der
gröberen Ablagerungen längs der Küsten [ russisch]). Izw. d. Tomsk-Technol.
Inst. 1909, Bd. XIV, 12 S, Tafel. (Deutsches Referat in Geol. Centralblatt
Bd. 12, Nr. 1243).
77) 0. Krümmel. Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, Stuttgart, J. Engelhorn
1911, S. 125-128.
78) AL. ToRxynsT. über die Wanderung von Blöcken und Sand am ostpreußiscben
Ostseestrand. Schrift, d. Phys. Ökonom. Ges., Königsberg 1909, S. 79—88,
Tafel 1, 2.
79) J. Thol'LKT. Memoire« de lithologie marine. 3. De la progresBion et la distri-
bution des sediments marins le long des cotes. Ann. de l'Inst. Oceanogr. 8, 7,
S. 15—27. Paris 1912.
80) R. BECKMANN in Schriften d. Physikalisch-Ökonomischen Gesellschaft *u Königs-
berg i. Pr. bi. 1913, S. 128 — 144: „Die Sandwanderungen an der samländischen
Küste*'. — Ders. Strömungen an der Süd- und Ostküste des baltischen Meerea.
Forschungen zur Deutschen Landes- und Volkskunde 22. Heft I. Stuttgart 1919.
81) Alfh. Jentzsch. Geologie der Dünen, S. 44—46, in P. Gerhardt und Genossen,
Handbuch des Deutschen Dünenbaues, Berlin, Paul Parey 1900.
82) N. Sokolow. Über die Entstehung der Limane Südrußlands. Memoire« du
Comite Geologique vol. X. 4. St. Petersburg 1895.
83) W. Krüger. Meer und Küste bei Wangeroog und die Kräfte, die auf ihre Ge-
staltung einwirken. Zeitschr. f. Bauwesen 1911. 22 S., 6 Tafeln.
84) Harm Poppen. Die Sandbänke an der Küste der Deutschen Bucht der Nordsee,
Annalen der Hydrographie usw. 40. 1912, S. 273-302, 352—364, 406- 420,
Tafel 15—17.
85) A. Penck. Morphologie der Erdoberfläche. 2. Stuttgart 1894, S. 495.
86) A. Beyer. Untersuchungen über Umlageningen an der Nordseeküste, im be-
sonderen an und auf der Insel Sylt. Erlanger Inauguraldissertation. Hailea. S.
1901,67 8., 0 Tafeln. - Über ähnliche Erscheinungen vergl. auch HENRY Hubert.
La »barre* au Dahomey. Annales de Geographie 17. 1908, S. 97—104, PI. VI, VII.
87) G. Haoen. Handbuch der Wasserbaukunst III. 1. Berlin 1878 ff, S. 97 ff, 110,
111 (zitiert nach Otto).
88) Vergl. Fig. 4 auf S. 16 in F. SolüKR. Geologie der Dünen in „Dünenbuch",
Stuttgart, Ferd. Enke, 1910.
89) Alfred Jentzsch. Geologie der Dünen S. 42 in P. Gerhardt und Genossen,
Handbuch des Deutschen Dünenbaues, Berlin, Paul Parey 1900.
90) F. W. Paul Lehmann. Das Küstengebiet Hinterpommerns. Zeitschr. d. Ges.
für Erdkunde zu Berlin 1». Berlin 1884, S. 332—404, bes. S. 390—392.
»i) Nach Passahge ruft die Brandung auf dem Meeresboden bestimmte
Veränderungen hervor, die nach des Autors, hier in Textfigur 28
wiedergegebener Abbildung ungefähr einer Abformung der Wellen
auf dem Meeresgrunde gleichkämen. Schon Otto hat aber mit
Recht darauf hingewiesen, daß der Beweis hierfür bisher nicht
erbracht ist und, wie hier noch auseinanderzusetzen sein wird,
gewisse Beobachtungen sogar gegen eine solche schematische Auf-
fassung sprechen.
92) J. W. Retgers. Uber die mineralogische und chemische Zusammensetzung der
Dünensande Hollands und über die Wichtigkeit von Fluß- uud Meeressand\unter-
suchungen im allgemeinen. Neues Jahrb. für Mineralogie etc. 1895. 1. S. 16—74.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
587
93) E. ARTINI. Intorno alla cotnpoak-ione mineralogica di due sabbie del litorale
Adriatico. Rend. R. Ist. Lombardo di sc. e 1. Milano 1896. ser. 2. Bd. 29,
S. 800-804.
9J) 1. CHELUS81. Contribucioni alla psammografia dei litorali italiani. I. Boll. Soc.
Geol. Ital. 80. fasc. 1-2. Roma 1911, S. 183—202. — Alcuni sabbie marine
del litorale ligure. Ibidem 81. 1912, S. 243—258. — Studio petrografico di
alcuni sabbie marine del litorale ionico di quel.lo tirrenico da Reggio Calabria
a Napoli. Ibidem, S. 258—275.
95) K. Keilhack. Granatsand-Dünen auf Ceylon. Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 67.
1915, S. 47-56, Taf. 3—8.
96) Jon. WalTUER & P. Sc-HlRLlTZ. Studien zur Geologie des Golfes von Neapel.
Ibidem 38. 1886, S! 315.
97) W. Deeckk, Über den Magneteisen sand der Insel Rüden. Mitt. Naturw. Ver.
f. Neu Vorpommern 1888, S. 140—148.
98) G. C. MACKENZIE. The magnetic iron sands of Natashkwan, County of Saguenay,
Province of Quebec. Canada Department of Mines, Mines Braach No. 145.
Ottawa 1912.
99) BurkaRT. Über das Vorkommen des titanhaltigen Magneteisensandes. Berg-
geist 16. No. 27—30. (Zitiert nach Neues Jahrb. f. Mineralogie etc. 1871,
S. 421-425).
100) Auriferous beachmining in Australia. Eng. Min. Journ. LX. 1895, S. 491 ;2.
(Zitiert nach Stelzner-Bergeat. Die Erzlagerstätten. Leipig 1904-06, S. 1279).
101) Paul ChqffaT. Rapports de geologie economique. I. Sur les sables auriferes,
marins, d'Adica et sur d'autres depots auriferes de la cöte occidentale de la
peninsule de Setubal. Comraunicacöes do Servico Geologito de Portugal, t. IX.
1912/13, S. 5—26.
102) 6. Jahresber. d. Freiberger geol. Gesellschaft 1913, S. 12—89.
103) W. DEECKE. Über Foraminiferen. (Paläontologische Betrachtungen VI.) Neues
Jahrb. f. Min. etc. 1914. II, S. 21-43 (S. 33).
104) G. Berexi>t. Geologie des Kuriscben Haffes und seiner Umgebung, zugleich
als Erläuterung zu Sectiou 2, 3 und 4 der geologischen Karte von Preußen.
Königsberg 1869, S. 21—27.
105) Alb. Zweck. Die Bildung des Triebsandes auf der Kurisiben und der Frischen
Nehrung. Beilage zum 24. Jahresbericht der Königl. Oberrealschule auf der
Burg. Königsberg i. Pr., Ostern 1903, 38 S., 5 Tafeln. — Al. Torn^UIST.
Geologie von Ostpreußen. Berlin 1910, S. 210-212.
106) K. Soecknick. Triebsand-Studien. Schrift, d. Physikal. Ökonom. Ges. Königsberg
45. 1904. S- 37-48.
107) Daß hier oder da die Wohnröhren solcher Tiere der entweichenden
Luft den Weg weisen mögen, kann selbstverständlich nicht be-
stritten werden.
108) A. G. Höobom. Zur Deutung der Scolithus-Sandsteine und „Pipe-Rocks". Bull,
of the Geol. Institution of Upsala XIII. 1915, S. 45 -60.
109) Denn daß die in Wirklichkeit so häufige (!) Erscheinung „bis jetzt
der Aufmerksamkeit der Geologen entgangen1* sei (Hoobom a.a.O. S. 56),
trifft in keiner Weise zu.
110) A. a. 0. (Anm. 62).
111) Vergl. WniTHNEY & DesoR. Proc. Boston Soc. Nat. Hist. 1850, S. 200 und
Silliman's American Journal of Science 1850, b, X, S. 135. (Zit. nach dem
Referat im Neuen Jahrb. für Miueralogie etc. 1852, S. 110) „Desor sah am
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
Oberen See, wenn durch heftigen Wind die Wellen über ihren ge-
wöhnlichen Bereich an die sandige Küste getrieben wurden und
sich wieder zurückzogen, verschiedene Eindrücke sich bilden,
einige groß und flach, andere schmal und tief (wie man sie an
der Seeküste den im Sand wohnenden Würmern zuschreibt), noch
andere tief und von einem kreisförmigen glatten Rande umgeben.
Alle rührten von Luftblasen her, welche die Wellen im Fortrollen
über den Strand gebildet hatten. Begräbt sich eine solche Blase
in dem Sand, so daß sie unter demselben zerplatzen muß, so
hinterläßt sie eine tiefe und enge Höhle. Löst sie sich erst durch
wiederholtes Zerplatzen auf, so entsteht um die Höhle ein kleiner
und glatter Rand; sie ist ein Krater in Miniatur. Bleibt und
platzt die Blase aber an der Oberfläche, so bildet sie nur eine
breite, flache Vertiefung. Diese Eindrücke bilden sich am voll-
kommensten bei sehr schwachem Fallen des Strandes aus, indem
hier der Sand am losesten übereinander liegt. Diese Formen ge-
nügen in fast allen Fällen zur Erklärung der gewöhnlich sogen,
fossilen Regen-Tropfen". — Man erkennt, es sind im Wesentlichen
die Beobachtungen, wie sie Högbom gemacht hat und wie sie
überall am Sandstrande leicht wiederholt werden können, wo immer
nur eine Brandung aufläuft, und so wird die Erscheinung auch
z. B. am Xehrungs- Strande des Kurischen Haffs nicht vermißt,
wo die Organismen, welche man am Ostseestrande als Veranlasser
etwa in Verdacht haben könnte, ja durchaus fehlen!
112) Nach frdl. Angabe des Herrn Dr. Herold vom Zoologischen Institute
der Universität Greifswald. Der „Sand- oder Strand flohkrebs" findet
sich auch noch an der Samländischen Ostseeküste.
113) H. PüTONlfc. Eine im Ögelsee (Prov. Brandenburg) plötzlich neu entstandene
Insel. Jahrb. Kgl. Preuß. Geol. Laudesanst. für 191 1. XXXII. I, S. 187-218,
14 Fig.
114) Z. B. Principles of Geology, 10. Aufl., London 18(57, S. 383—335: „Small
cavities, often corresponding in size to those produced by rain,
are also caused by air-bubbles rising up through sand or mud;
but these differ in eharacter from rain-prints, being usually deeper
than they are wide, and having their sides steeper. These, indeed,
are ocrasionally vertical or overarehing, the opening at the top
being narrower than the pit below. In their mode, also of inter-
ference they are unlike raiu-prints".
115) A. a. 0. (Anm. 62).
116) K. ANDRLK. über Kegeltextur iu Sauden und Sandsteinen mit besonderer Be-
rücksichtigung der Sandsteiukegel des oberen l'nterdevon der Umgegend von
Marburg. Sitzungsber. d. Gesellscb. zur Beförderung d. ges. Naturwissenschaften
zu Marburg. 1912, S. 49-55. — Über Sand- und Sandsteinkegel und ihre Be-
deutung als Littoralgebilde. Geologische Rundschau 8. 1912, S. 537—543,
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Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
589
Tafel 7. — Ibidem 4. 1913, S. 597. — Über Sandsteinkegel im Potsdam-Sand-
stein des östlichen Canada. Schrift, d. Gesellsch. zur Beförderung d. ges. Natur-
wissenschaften zu Marburg XIII. 7. 1914, S. 409—466, Taf. I— VI.
117) N. GlRSCHNER. Dertönende Sand bei Kolberg. Petarm. Geogr. Mitt. 1859, S. 119.
G. Berendt. über „klingenden Sand". Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 85. 1883,
S. 864—866.
H. C. Bolton & A. JlXIEN. Musical sand, its wide distribution and properties.
Proc. of the American Assoc. for the Advancement of Science 88. 18K4, S. 1-6
(des Sep.) und A. Julien & H. C. Bolton. Notice on the raicroscopical exa-
mination of a ßeries of ocean, lake, river and desert sands. Ibidem, S. 6-8
(des Sep.).
C. CaRUS- Wilson. Musical sands. Read before the Bournemuuth Soc of Natural
Science, published in November 1888. — Ders. Musical sands at Studland Bay.
The Bouruemouth Graphic. 4"1 June 1904, S. 357. (Zit. nach P. Daums).
118) P. Darms. Tönender Sand. Schrift, d. Naturforsch. Ges. in Danzig 12. 1910,
S. 82—73, 2 Fig. im Text.
H9) In diesem Zusammenhange mag auf die vom Verf. gelegentlich
(Peterm. Geograph. Mitt. 59. 1913, S. 247) angeführte Beobachtung
von A. Bergeat hingewiesen sein, daß Vesuvlaven, welche am
Strande von Neapel zeitweise vom Meerwasser benetzt, zeitweise
aber getrocknet und von der Insolation erwärmt werden, bald die
intensiv rote Farbe der wasserarmen oder -freien Eisenoxydver-
bindungeu annehmen.
120) L. Meyn. Riffsteinbildung im Kleinen an der Deutschen Nordseeküste. Zeitschr.
deutsch, geol. Ges. 8. 1856, S. 119—126.
121) JoilN C. Brannkr. The Stone Reefs of Brazil, their geological and geographica!
relations, with a chapter on the Coral Reefs. Bull, of the Harv. Coli. Mus. of
Comparative Zoology 44 (7, Geol. Ser). 1904, 285 S., 99 plates. — Stone reefs
on the Northeast Coast of Brazil. Bull, of the Geol. Soc. of America 16. 1905,
8. 1—12, Pls. I— II. — Vergl. auch Gerald A. Waring. Reef Formations
of the Northeast Coast of Brazil. The American Journal of Sc. 4. ser., vol. 87.
1914, S. 3G7--390, PI. IX.
122) Vergl. Darwins Reise-Tagebuch. Herausgegeben von A. Kirchhoff. Bibliothek
der Gesauitliteratur des In- und Auslandes No. 714 — 722. Halle a. S., Otto
Hendel. S. 525. — CH. Darwin. On a remarkable bar of sandstone of Pernam-
buco on the coast of Brazil. The Loudon, Edinburgh, and Dublin Philosophical
Magazine and Journal of Science. XIX. 1841, S. 257 — 261.
123) W. von SEIDLITZ. Die Nehrung von St. Maura (Leukas). Verh. d. Ges. deutsch.
Naturforscher & Ärzte 88. 1911, S. 388—393.
124) K. WEULE. Zum Problem der Sedimentbildung. Annalen der Hydrographie 24.
1896, S. 402-413.
125) ALFR. Rt'HL. Beiträge zur Kenntnis der morphologischen Wirksamkeit der
Meeresströmungen. Veröffentl. Instit. f. Meereskunde u. Geogr. Inst. Berlin
Heft 8, 1<J06.
126) Z. B. C Förch. Die Fällung feiner Toutrübungen in Salzlösungen. Annalen
der' Hydrographie und maritimen Meteorologie 40. 1912, S. 23-30.
127) G. Bodländer. Versuche über Suspensionen. Neues Jahrbuch für Mineralogie
etc. 180». 2. S. 147-168. — Nachr. v. d. Kgl. Ges. d. Wiss. Göttingen. 1803,
No. 7, S. 267-276.
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590
Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
128) Hauen. Über die Fluth- und Bodenverhältnisse des Preußischen Jadegebietet.
Monatsber. d. kgl. preuß. Akad. d. Wiss. Berlin. 1856, S. 839 - 353.
129) J. Murray & R. Irvine. On Silica and tbe Siliceous Remains of Organums
in Modern Seas. Pruc. of tbe Royal Soc. of Edinburgh 18. 1890/91, S. 229 — 250.
130) 0. KRÜMMEL. Über Erosion durch Gezeitenstrüme. Petermanns Geogr. Mitt.35,
1889, S. 1^0— 138, Tafel 10. — Über die Umformung der Küsten durch die
Meeresströmungen. Mitt. Geogr. Ges. Hamburg 1889/90, S. 221.
131) Vergl. hierzu auch W. KrCüer. Meer und Küste bei Wangeroog und die
Kräfte, die auf ihre Gestaltung einwirken. Zeitschrift für Bauwesen 1911,
22 8., 6 Tafeln.
132) C. Wesenbekg-Lund. Umformungen des Erdbodens. Beziehungen zwischen
Damroerde, Marsch, Wiesenland und Schlamm. Prometheus 16. 1905, S. 561 bis
566, 577—582.
133) F. Schucht. Beitrag zur Geologie der Wesermarschen. Zeitschr. f. Natur-
wissenseb. 76. 1903 (1904), S. 1—80, 1 Tafel.
134) F. Schucht. Das Wasser nnd seine Sedimente im Flutgebiete der Elbe. Jahrb.
kgl. preuß. Geol. Landesanst. f. 1904. 25, S. 431-465.
135) Nach Br. DOSS (über die Natur nnd Zusammensetzung des in mioeänen Tonen
des Gouvernements Samara auftretenden Schwefeleisens. Neues Jahrb. f. Min. etc.
Beil. Bd. 83. 1912, S. 662—713) ist es zweifellos, daß in vielen Fällen, wo
von Einfach-Schwefcleisen in Schlamm die Rede ist — das gilt auch
für die Mehrzahl der im Text weiterhin zu erwähnenden Fälle — nicht
wasserfreies Schwefeleisen, welches durch den Sauerstoff der Luft
in kurzer Zeit nicht verändert wird, vorliegt, sondern kolloides,
wasserhaltiges Schwefeleisen (Eisensulfidhydrat). Von Sedimenten,
die uns hier besonders interessieren, erwähnt Doss die schwarzen
Schlamme der südrussischen Limane, des Asow'scheu, Schwarzen
und Mittelländischen Meeres, der Ostseebuchten der Insel Ösel,
gewisse Tone der Ufer Schottlands und den Blauschlick der
heutigen Meere.
136) L. Rhumbler. Eisenkiesablagerungen im verwesenden Weichkörper von
Foraminiferen, die sogenannten Keimkugeln Max Schultxe's u. A. Vorl. Mitth.,
Nachr. von der Kgl. Ges. d. Wiss. und der Georg-Augusts-ünivereität zu
Göttingen 1892, S. 419—428. — Vergl. auch Zeitschr. f. wissensch. Zoologie 57.
1894, S. 573, 574 Anm. 1, 578 Anm. 2, Taf. 22, Fig. 42.
137) Br. Doss. Über den Limanscblamm des südlichen Rußlands sowie analoge
Bildungen in den Ostseeprovinzen etc. Korrespondenzbl. Nat. Ver. Riga 43.
1900, S. 3-32, 212—231. — Hier auch die übrige Literatur.
138) Botanische Zeitung 45. 1887, Nr. 31—87.
139) N. Sokolow. über die Entstehung der Limane Südrußlands. Mem. du Comite
geologique. X. 4. 1895, S. 59-102, 1 Karte.
140) Adolph Goebel. Der heilsame Meeresschlamm an den Küsten der Insel Oeael.
Archiv f. d. Naturk. Liv-, Ehst- und Kurlands. 1. Ser., Bd. 1. 1854, 8. 113 bis
238 (Dorpater Dissertation).
141) Br. Doss. Das Vorkommen von freiem Schwefel in Sapropelen. Centralbl. für
Mineralogie etc. 1913, S. 490—495.
142) Br. Doss in Anm. 135 und „Melnikowit, ein neues Eisenbisulfid, und seine Be-
deutung für die Genesis der Kieslagerstätten". Zeitschr. f. prakt. Geol. 90.
1912, S. 453-483, 2 Texttafeln.
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Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
591
143) Vergl. A. BkRGEat in ders. Zeitschr. 22. 1914, S. 239.
144) Ibidem, 8. 247 - 249. •
145) L. Sl'DKY. L'Etang de Tb au. Essai de Monographie Oceanographique. Annales
de L'Institut Oceanugraphique. T. 1. fasc. 10. Monaco 1910, 208S., 1 Karte 1 : 25000.
146) Dieser von Bueusing eingeführte, zutreffende Ausdruck fllr den
Teil eines Flusses, worin die Gezeiten (aestus) merklich sind, also
für das Astuarium in seiner ursprünglichen Bedeutung, besagt
demnach mehr als das, was man heute unter einem Astuarium
(= trichterförmige Flußmündung) zu verstehen pflegt.
147) Besonders eigenartige Verhältnisse zeigt infolge der enorm hohen
Gezeiten der Fundy-Bai, auf welche wir noch mehrfach hinzuweisen
haben werden, der St. John -Fluß bei St. John (N. B., Canada),
dessen unweit der Küste gelegener Fall bei steigender Flut ver-
schwindet, um beim Höchststände derselben zum „ Wende Wasser-
fall** („Reversiug fall") zu werden.
148) 0. KRÜMMEL. Handbuch der Ozeanographie Bd. II, S. 203, 287 (299)— 304.
149) M. P. Rudzki. Physik der Erde. Leipzig, Chr. Herrn. Tauchnitz 1911, S.424— 427.
150) G. H. Credner. Die Deltas. Ergänzungsheft Nr. 56 zu Petermanns Geograph.
Mitt. Gotha 1878.
151) Fr. Frech in Zeitschr. Deutsch, geolog. Ges. 68. 1916, S. 89/90.
152) S. GENTHE. Der Persische Meerbusen. Inauguraldissertation. Marburg 1896, 8. 62.
163) R. A. DaLY. Marine currents and river deflection. Science, 18. 1901, S. 952— 954.
154) 0. KRÜMMEL. Petermanns Geogr. Mitt. 1901, Lit ber. No. 848, 8. 206.
155) J. Thoulet. Memoires de lithologie marine. Ann. de l'Institut Oceanogr. T. 8.
Fasc. 7, 1912.
156) J. W. Judd. Second report on a seriea of specimens of the deposits of the Nile
delta. Proc. Royal 80c. of London. 61. 1897, 8. 32—40.
157) Chambermn & Salisbcry. Geology Vol. I, 8. 191.
158) Edg. DACyuE. Grundlagen und Methoden der Paliogeographie. Jena 1915, 8. 198.
159) K. AXDREE. Wesen, Ursachen und Arten der Schichtung. Geologische Rund-
schau. 6. 1916, S. 359 ff.
160) Als Beispiele hierfür könnten einige pliocäne Delten von der
Mittelmeerküste Südfrankreichs und Liguriens genannt werden,
worüber ZU vergleichen Wäre: E. Desor. Les deltas torrentiels. Lettre
a M. Daubree (Nice, 14. II. 1880). Comptes Rendus de l'Ac. d. Sc. Paris 1880,
8. 324—327. — CoLLot. Sur le delta pliocene du Rhone ä Saint-Gilles (Gard).
Ibidem S. 548—549.
161) Bezüglich des Sumpfgases, welches im alten Weserdelta südlich
der Jade in nicht unbeträchtlicher Menge dem Untergrunde ent-
strömt (H. SCHOTTE. Sumpfgasanlagen im alten Weserdelta. Abb. d. Naturw.
Ver. Bremen. XXIII. 1914, 8. 195—224), habe ich den Eindruck ge-
wonnen, daß es tieferen Schichten des Untergrundes entstammt und
infolge der tektonischen Eigenart desselben so besonders lokalisiert
erscheint.
162) E. W. HlLOARD. On the geology of the delta and the mud-lumps of the passes
of the Mississippi. -The Americ. Journ. of Sc. 1871. I, S. 238 - 246,356- 364,
425—435.
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592 * Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
163) E. W. Shaw. Gas from mud Inmps at the mouths of the Mississippi. U. 8.
Geol. Survey Bull. 541 A, 1913, S. 12-15.
164) E. W. Shaw. The mud himps at the mouths of the Mississippi. V. S. Geol.
Survey. Prof. Paper 85 B, 8. 11-27, Taf. 1—3. Washington 1913.
165) F. W. Pall Lehmann. Strand Verschiebungen im Mündungsgebiet der Donau.
Petermanns Geogr. Mitt. 1916, S. 62.
166) E. RCBEL. „Ökologische Pflanzengeographie'4 in Handwörterbuch der Natur-
wissenschaften 4. 1!H3, S. 870/71.
167) T. W. Vaiohan. The geologic work of mangrnves in Southern Florida.
Sinithsonian Mise. Collection, Vol. 52 (Reihe 4, Vol. 5), Puhl. Nr. 1877. 1910,
S. 461-464, Taf. 46-52.
168) Monatsber. d. Deutsch. Geol. Ges. 63. 1911, S. 382.
169) Verhandl. d. 19. Deutsch. Geographentages zu Straßbnrg i. EU. 1914 (Berlin
1915), S. 50-52.
170) N. S. Shaler. The geologic history of harbours. 13th Annual Report oft the
U. S. Geol. Survey for 1891/92. Part II (Washington 1893), S. 99—209, Plates
XXI1-XLV.
171) ChaRLEb Barrois. Sur les phenomi'nes littoraux actuels du Morbihan. Annale«
de la Soc. Geol. du Nord. 24. 1896, S. 182-226, PI. IV, V.
172) P. Ascherson. Die geographische Verbreitung der Seegräser. G. Neumayer's
Anleitung zu Wissenschaft!. Beobachtungen auf Reisen. II. 1888, 8. 191—212.
173) H. Potonik in „Die rezenten Kaustobiolithe und ihre Lagerstätten1'. II. Abh.
d. Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. N. F. Heft 65, II. Berlin 1911, S. 185—190:
„Gezeiteuzone der Meeresküsten".
174) L. BöTTGER. Geschichtliche Darstellung unserer Kenntnisse und Meinungen von
den Korallenbauten. Inauguraldissertation. Leipzig 1890, 64 S. — 8. GUNTHER.
Die Korallenbauten als Objekt wissenschaftlicher Forschung in der Zeit vor
Darwin. Sitsungsber. Bayer. Ak. d. Wiss. Math. Phys. Kl. 1910, 14. Abh , 42 S.,
Textf. — R. Langenreck. Die Theorien über die Entstehung der Koralleninseln
und Korallenriffe und ihre Bedeutung für geophysische Fragen. Leipzig,
W. Engelmann 1890, 190 S. — Die neueren Forschungen über die Korallenriffe.
Geographische Zeitsehr. 3. 1897, S. 514 529, 566 - 581, 634 - 643. - Der gegen-
wärtige Stand der Korallenrifffrage. Ibidem 1907, 8.24—44, 92—111.
175) London 1839. 2. Aufl. 1874. 3. Aufl. (von JüM>) 1890.
176) Jon. WaLTHER. Die Adamsbriicke und die Korallenriffe der Palkstrafle. Er-
gäuzungsheft Nr. 102 zu Petermanns Geogr. Mitt. Gotha 1891, S. 28.
177) C. KELLER. Das Leben des Meeres. Leipzig 1895, S. 285.
178) T. W. VaI'ghan. The Recent Madreporaria of Southern Florida. Department
of Marine Biology of the Carnegie Institution of Washington. Annual Report
1910. Year Book Nr. 9, S. 135-144, PI. 1. - The Madreporaria and Marine
Bortom Deposits of Southern Florida. Ibidem 1911. Year Hook Nr. 10, S. 137
bis 156, PI. 4—6.
179) Joh. Walther. Die Korallenriffe der Siuaihalbineel. Geologische und biolo-
gische Beobachtungen. Abh. math.-phys. Cl. Kgl. Sächs. Ges. der Wiss. 14.
Nr. 10. Leipzig 1888, S. 437- 506, Taf. 1—8, 1 Karte.
180) L. R. Cary. The Alcyonaria as a Factor in Reef Limestone Formation. Proc.
of the National Aoademy of Scieucra 1. 1915, S. 285—289. — CARY Stellte
auf den Riffen der Tortugas Untersuchungen darüber an, in welchem
Betrage die Kalkkörperchen der Alcyonarien. am Aufbau der Riffe
teilnehmen. Nach seinen Wägungen enthalten die Gattungen
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
593
Briaream, Eünecia, Plexaura, Pseudoplexaura, Plexaurella, Gorgonia,
und Xiphigorgia im Durchschnitt 27,40°/o Kalknadeteubstanz. 1 acre
(= 4046,7 qm) Riffläche enthält nach seinen Zählungen inner-
halb der lebenden Individuen 5,28 tons Kalknadeln. Hieraus läßt
sich zusammen mit der Feststellung, daß jährlich etwa V& aller
Kolonien durch Brandung, durch Überwachsung mit anderen Or-
ganismen (Milleporiden, Bryozoen) und durch Erstickung im Schlamm
vernichtet werden, berechnen, wieviel die Alcyonarien an der Bil-
dung der Riffsedimente mitarbeiten. Übrigens geht das Wachstum
der Formen so rasch, daß der jährliche Verlust von l/6 der ge-
samten vorhandenen Individuen stetig ausgeglichen werden dürfte.
181) Daß Jugendformen von Korallen durch stark wuchernde Kalkalgen
abgetötet werden können, wie das z. B. Ch. Gravier (8ur )e rdle des
Algues calcaires dang les recifs de coraux. Association fran^aise pour l'avance-
ment des sciences. 88. session (Lille 1909). Rtaumes des Travaux S. 181 und
Compte Rendu, Notes et Memoires S. 702—703, Paris 1910) für Siderastraea
radians bei St. Thome (Golf von Guinea) festgestellt hat, kann nicht
als Stütze für diese Ansicht gelten, zumal in diesem Beispiele
häufige Schlammüberschüttungen an und für sich schon für das
Korallenwachstum ungünstige Bedingungen schaffen.
182) M. A. HOWE. The building of „coral" reefs. gcience. New Series. 85. 1912,
8. 837—842. — Vergl. auch Fred. Chapman & Douglas Mawbon. On the Im-
porUnce of Halimeda as a Reef-fonning Organism; with a Desciption of the
Halimeda-Limestones of the New Hebrides. The Quart. Journ. of the Geol. 8oc.
of London. 62. 1906, 8. 702— 71 1. Taf. 49-51.
183) Daß die Beschränkung der riffbauenden Korallen auf diese geringen
Tiefen eine einfache Folge der „Symbiose" mit lichtbedürftigen
Algen sei, wie Z. B. FERD. VON RiCHTHOFEN (Das Meer und die Kunde
vom Meer. Rede, Berliu 1904, 8. 80) meinte, und wie es gelegent-
lich auch in geologischen Darstellungen, wie z. B. bei Frech, zu
lesen ist, läßt sich in dieser Schärfe keineswegs behaupten. Zwar
ist das Zusammen vorkommen beider Organismengruppen wohl viel-
fach erwiesen, die Korallen sind aber durchaus nicht auf die Er-
nährung durch solche in ihren Geweben lebende Algen angewiesen.
Allerdings ist gerade das tierische Tropenplankton ärmer, als man
früher wohl angenommen hat und als speziell von J. Murray in
seiner Riffbildungstheorie verwertet wurde. Immerhin fehlen an-
scheinend systematische quantitative Arbeiten, die sowohl in
den verschiedenen Phasen von Ebbe und Flut, als auch ebenso
zur Trages- wie zur Nachtzeit auszuführen wären. Wenn nun auch
Stanley Gardiner bei seinen in dieser Richtung unternommenen
ersten orientierenden Untersuchungen im allgemeinen reichlicher
die Reste grüner Algen, als tierische Reste, von denen er im übrigen
eine große Zahl der verschiedensten Planktonformen einschließlich
Andre*, Geologie de* Meeresboden«. II. 3g
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594 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
vieler pelagisch lebender Larven feststellen konnte, die Magen-
hohlräume, der Korallen erfüllen sah und auch Sauerstoffentwick-
lung durch solche von Algen grttn gefärbten Korallenkolonien
feststellen konnte, so ist damit noch keineswegs der Beweis gegeben,
daß Symbiose mit lichtbedürftigen Algen für die Riffbauer unter
den Korallen unerläßlich sei. Denn grüne Algen als Nahrung im
Magenhohlraum und symbiontisch im Gewebe lebende Algen sind
doch etwas Grundverschiedenes, und wie solche Symbiose mit ein-
zelligen Algen auch bei Aktinien, Hydroiden und Schwämmen häufig
vorkommt, so fehlt sie anderseits doch auch vielen Korallen; zudem
aber dringt nach Ch. Gravier, der im übrigen einer der Haupt-
verfechter jener Idee ist, das für die Algen wirksame Licht nur bis
etwa 36 m unter den Wasserspiegel ein, also nicht so tief, wie manche
Riffkorallen gut zu gedeihen vermögen. Neuere Biologen, so vor allem
S. Hickson, auch Gravier und L. Nick, wollten aber auch den
lebhaft gefärbten Farbstoffen der Korallen, die das Entzücken so
vieler Naturforscher erregt haben, die Fähigkeit zuschreiben, ähnlich
dem Blattgrün der Pflanzen, anorganische Stoffe zu assimilieren,
wie dies von Bohn schon für das Rot der kosmopolitisch lebenden
Pnrpurrose (Actinia equina L.) vermutet wurde, welche CO* assimi-
liere und 0 abgebe.' Und so mag die Verwendung solcher im
Sonnenlicht gebildeten Assimilate den Riffkorallen als willkommene
Nahrungszugabe dienen; aber diesem Vorgang ausschließliche Be-
deutung für die Beschränkung der Riffkorallen auf geringe Tiefen
und damit für das Korallenriffproblem überhaupt einzuräumen,
schießt, vorderhand wenigstens, noch Weit über das Ziel hinaus
und ist bei dem heutigen Stand der Forschung nicht berech-
tigt. Vielmehr wird die eigentliche Ursache der Beschränkung der
Riffkorallen auf die genannten geringen Tiefen noch gefunden
werden müssen, da auch die Temperaturverhältnisse nicht aus-
schlaggebend sein dürften ; reichen doch die für die Riffkorallen
optimalen Temperaturen tiefer hinab, als der Lebensbezirk der-
selben sich erstreckt. (Vergl. zu dem vorher Gesagten vor allem: J. STANLEY
Ga.koi.ner. The Curat Reefs of Funafuti, Rotuma and Fiji tögetber with tone
Notes on the Structure and Formation of Coral Reefs in general. Proceediogs
of the Cambridge Philosophical Soc. vol. IX. 1898, 8. 417—503, vor allem S.479:
„The Food of Corals". — Ch. Gkaviek. Sur quelques traits de la Biologie de»
Recifs Coralliens. Bull, de la Soc. Philomatique de Pari«. 9 nie Serie. X.
1918, S. 144-162. - L. Nick in Brehms Tierleben. 4. Aufl., Bd. 1. 1918,
S. 156, 169?)
184) Nach CH. GRAVIER {Sur la biologie des Madreporaires du genre Siderastraea
Blainville. Coniptes Rendas Hebdomadaires des seances et memoire« de la So-
rgte de Biologie. 60. 1908. I. (Paris) 8. 1081/2) leben bei Bella Vista im
Norden der kleinen portugiesischen Insel San Thomö im Golf von
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen 595
Guinea -Siderastraea radians Pallas und siderea Ellis & Solander
ständigen Schlammüberschüttungen ausgesetzt, sind aber deutlich
verkümmert gegenüber den Formen des klaren Wassers in West-
indien usw..
185) L. JoUBlN. Carte des bancs et recifs de Curaux (Madrepores). Ann. de lln-
8titnt Oceanogr. 4 (2). 1912, 7 S., 5 Karten.
186) A. a. 0. Anm. 73, 8. 92.
187) Bannwarth. Biologische Riffuntersuchungen im Golf von Suez. Abb. Sencken-
berg. Natarf. Ges. XXXVI. 1914, 8. 43-50. (Mit Kurven der tiefsten Ebben
1905—1913.)
188) L. Plate. Das Korallenriff von Galle (Fauna Ceylanica II). Jenaische Zeitechr.
f. Naturwissensch. 54. 1916, S. 1-12, Taf. 1-6.
189) Monatsber. d. deutsch, geol. Ges. 58. 1901, 8. 9.
190) Die Gewohnheit der Holothurien sich gelegentlich ihres ganzen
Verdauungstraktus zu entledigen, um ihn zu regenerieren, ist wahr-
scheinlich eine Anpassung an die gewiß nicht immer leicht ver-
dauliche Korallensandnahrung.
191) W. M. Davis & G. Braun. Grundsüge der Physiogeographie. Leiprig u. Berlin
1911, 8. 306 ff.
192) A. Wichmann. Over de soogenaande atollen van den Oost-Indischen Archipel.
Koninklijke Akademie van Wctenschappen te Amsterdam 1912, S. 641-654.
193) J. Murray. On the Structure and Oritfn of Coral Reefs and Islands. Proc.
Royal Soc. of Edinburgh. 10. 1880, S. 505—518.
194) F. Wood-Jonfs. Corals and Atolls. London 1910. — The building of Atoll».
Zoologischer Anseiger 85. 1910, 8. 399—404.
195) Das haben auch die neueren Experimente A. G. Mayers (Proc.
National Ac. of Sc. 2. 1916, 8. 28 ff.) auf den Tortugas ergeben. Denn
. hiernach würden zur Auflösung einer der ungefähren Tiefe der
Lagunen entsprechenden Schicht von 40 m Mächtigkeit durch
Lagunenwasser mehr als 20 Millionen Jahre erforderlich sein.
Viel intensiver zerstören Regenwasser und Organismen (Algen,
gewisse Schwämme, Echinodermen, Holothurien und Würmer) den
Korallenkalk, und diese Agentien mögen die Entstehung mancher
Lagunen hinter Strandriffen, aber auch nur solcher zustande gebracht
haben.
196) J. D. Dana. Points in the Geologtcal History of the Islands Maui and Oahu
The Am. Journ. of Sc. (3. ser.) vol. 87. 1889, 8.81 — 103. Plates III— IV.
197) The Atoll of Funafuti: Borings into a Coral Reef and the Results, being the
Report of the Coral Reef Committee of the Royal Society. London 1904. 1 Bd.
Text (XIV u. 420 S.), 1 Bd. Tafeln. Herausgegeben von T. G. BoNNEY.
198) W. J. 80LLA8. The age of the earth and other geological studies. London 1908:
4. Funafuti: The study of a coral atoll, S. 86—120. 5. Funafuti: A Sequei,
5. 121 — 132.
199) Wenn z. B. Bannwarth (Anm. 187) neuerdings behauptet, dali
im Golf von Suez lediglich durch abnorm tiefe Ebben, indem die-
selben die Korallen ausgedehnter Riff-Flächen abtöten, während
die am Außenrande auch dann noch von der Brandung benetzten
38*
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
Tierstöcke am Leben blieben, Atolle entständen, so kann hierzu
nur gesagt werden, daß diese „Atolle4* sich doch eben recht weit
von dem entfernen, was man sich gewöhnt hat, unter diesem Aus-
druck zu verstehen.
200) A. VoELTZKOW. über Coccolitben and Rhabdolithen nebst Bemerkungen über
den Aufbau und die Entstehung der Aldabra-Inseln. Abb. Senckenberg. Natur-
forsch. Oes. 2«. Heft 4. Frankfurt a. M. 1901, S. 467-537 — Forschungen über
Korallenriffe. Geographischer Anseiger 1907, Heft 1, 2.
201) GUPPY. The Cocos Keeling Islands. The Scottish Geogr. Mag. V. 1889, S.281
(457). (Zit. nach Penck.)
202) C. Ph. 8LU1TER. Einiges über die Entstehung der Korallenriffe in der Javasee
und Branntweinsbai, und über nene Korallenbildung bei Krakatan. Natuurknndig
Tijdschrift voor Nederlandsch Indie. 49. Batavia-Noordwijk 1889, S. 360-380.
4 Tafeln.
203) A. Ortmann. Die Korallriffe von Dar-es-Salaam und Umgegend. Zoolog. Jabrb.
6. 1892, S. 631-670, Taf. 29.
204) Man könnte dieselben mit Al. Süpan als „tiefe Korallenriffe"
gegenüber den „seichten" bezeichnen, deren Mächtigkeit geringer
ist, als der Abstand vom Meeresspiegel bis zur unteren Grenze
der Lebensfähigkeit der riffbauenden Korallen beträgt. Eine Unter-
scheidung beider ist nur bei gehobenen Riffen oder durch Bohrungen
möglich. — Das nicht zu bezweifelnde gleichzeitige und Neben-
einander-Vorkommen von „tiefen" und „seichten Korallenriffen*4 in
der Jetztzeit ist ein genügender Beweis dafür, daß mit der Eiszeit
zusammenhängende eustatische Bewegungen des Meeresspiegels
nicht von ausschlaggebender Bedeutung für die Riffbildungen der
Jetztzeit gewesen sein können. R. A. Daly (zuerst in: „Pleistocene
glaciation and the coral reef problem". The Am. Journ. of Sc. 4th Ser., vol. XXX.
1910, 8. 297 —308, ferner in „Problems of the Pacific Islands. Ibidem vol. XLI.
1916, S. 153-168. Vergl. auch Fb. Ed. Süess. R. A. Dai.vb Theorie der
Koralleninseln. Naturwissensch. Wochenschr. N. F. XVI. 1917, S. 563 -566)
meinte nämlich, wegen des gewaltigen Verbrauchs von Wasser zur
Bildung der diluvialen Inlandeiskalotten habe der Meeresspiegel in
der Diluvialzeit tiefer gelegen als heute, und viele tropische Inseln
seien zu submarinen Bänken abradiert worden, um dann während
des Abschmelzens jener Eismassen und des daraus sich ergebenden
Wiederansteigens des Meeresniveaus mit Korallen überzogen zu
werden, die infolge dieser positiven Niveauschwankung Barrier-Riff-
und Atoll-Formen bildeten. Es ist aber unmöglich, auf diesem
anscheinend spielenden Wege die Bewegungen des Festen aus dem
Problem der Korallenriffbildung auszuscheiden. (Hierzu vergl. auch
J. W. G. The glacial theory of coral reefs. Nature vol. XCVII. 27. IV. 1916,
S. 191.) Auch W. M. DAVIS (The origin of coral reefs. Proc. of the Nat
Ac. of Sc Vol. I. 1915, S. 146—152 und an verschiedenen anderen Orten) hat
sich übrigens neuerdings rückhaltslos auf Darwins Seite gestellt
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Benntxte Literatur nebst Bemerkungen
597
und im Besonderen die Beziehung der Barrier-Biff- und Atoll-
Entstehnng zur Eiszeit, wie Daly sie konstruierte, abgelehnt,
bezw. nur als mögliche, aber unwesentliche Erweiterung der
DABWiNscben Theorie erklärt. Desgleichen zeigte unlängst G. A.
F. MOLENGBAAFF in einer lesenswerten Arbeit (The Coral reef problem
and Isostasy. Koninklijke Akademie van Wetenschappen te Amsterdam, Pro-
ceedings vol. XIX, 3. 610 — 627, worin auch auf weitere neuere diesbezügliche
Arbeiten von Daly, Davis usw. aufmerksam gemacht wird), auf deren im
übrigen stark hypothetischen Inhalt wir an dieser Stelle nicht
eingehen können, die Mannigfaltigkeit der Ursachen, welche unter
Vergrößernng des Abstandes des Meeresspiegels vom Meeresboden
zur Bildung von Barrier-Riffen und Atollen führen können. Aber
trotz dieser Mannigfaltigkeit in den Begleitumständen bleibt doch
Darwins Grundgedanke zu Recht bestehen, wenn auch spätere
Einzeluntersuchungen gezeigt haben, daß manche Gebiete, für
die derselbe in Verallgemeinerung seiner Ansicht eine Senkung
des Meeresbodens Über größere Flächen hin angenommen hatte,
sich viel komplizierter verhalten, indem z. B. Hebungen und
Senkungen nahe beieinander vorkommen, so daß man etwa an eine
in statu nascendi befindliche Faltenbildung oder aber an epiro-
genetische Schaukelbewegungen denken köunte. Es wird daher
neben der Aufsuchung von gehobenen Riffkalken auf den Inseln
und an den Küsten der tropischen Meere eine für die Geo-
tektonik wichtige Aufgabe der nächsten Zukunft sein, auch die
Daten über „ertrunkene" Riffkorallen oder Riffkalke zu sammeln,
wobei es indessen schwierig sein kann, festzustellen, ob es sich
nicht um verschleppte Stücke handelt. Molengraaff selbst
führt ein Beispiel eines solchen ertrunkenen Korallenriffes aus
der Ceram-See an, auf das wir später zurückkommen. Auch
verweisen wir hier noch einmal auf .das früher über die Chagos-
Bank Gesagte.
205) A. G. Högbom. Über Dolomitbildung und dolomitische Kalkorganismen. Neues
Jahrb. f. Mineralogie etc. 1894. I, 8. 262-274.
206) Vergl. Anm. 176.
207) Joh. Felix. Studien über tertiäre und quartäre Korallen- und Riffkalke aus
Ägypten nnd der Sinaihalbinsel. Zeitschr. d. deutsch, geol. Ges. 56. 1904,
S. 168 -206. i4. Der Umwandlungsproxeß der Riffkalke).
208) William Hill. On the Minute Structure of some Coral-Limestone* from Bar-
Udos. The Quart. Journal of the Geol. Soc. London, 47. 1891, S. 243-248,
Plate IX.
209) Vergl. Edm. Mojsisovics von Mojsvär. Die Dolomitriffe von Südtirol und
Venetien. Wien 1879, S. 498.
210) Saville-Kent. The Great Barrier Reef of Australia; its producta and potentia-
lities. London 1893.
211) A VOELTZKOW. Forschungen .... 1907 (Anm. 200).
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598
Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
212) E. Werth. Lebende und jungfossile Korallenriffe in Ost-Afrika. Zeitschr. d.
Ges. f. Erdk. Berlin. XXXVI. 1901, S. 115—144.
213) G. LlNCK. Uber die Entstehung der Dolomite. Mouatsber. d. Deutsch. Geolog.
Ges. 61. 1909, S. 230-241 (auch separat, Jena 1909, 14 8.).
214) Kurt Schmidt. Über Mischsalze von Kalzium -Magnesium- Karbonat. Inaug.
Disseit, Jena 1913. — K. Spanqenberg. Die künstliche Darstellung des
Dolomits. Inaug. Dissen., Jena 1913 (auch Zeitschr. f. Kristallographie 52).
215) W. Meioen. Neuere Arbeiten über die Entstehung des Dolomits. Geologische
Rundschau I. 1910, S. 121—126. — H. Leitmeier. Der heutige Stand der
Dolomitfrage. Tschermaks Mineral, u. petrogr. Mitt. N. F., Bd. SS. 1915,
S. 532-547.
216) E. Philippi. Ober Dolomitbilduug und chemische Abscheidung von Kalk in
heutigen Meeren. Neues Jahrb. f. Mineralogie etc., Festband 1907, S. 397-445.
217) 0. Bütschm. Untersuchungen über organische Kalkgebilde, nebst Bemerkungen
über orgauische Kieselgebilde, insbesondere über das spezifische Gewicht in
Beziehung zu der Struktur, die chemische Zusammensetzung und Anderes. Abh.
d. Kgl. Ges. d. Wiss. zu Güttingen. Math.-Phys. Kl. N. F. 6, Nr. 3. 177 S.,
4 Tafeln. Berlin 1908.
218) F. W. Clabke & W. C. WheELER. The inorganic constituents of Alcyonaria.
Proc. of the Nat. Academy of Sc Vol. I. 1915, S. 552—556.
219) E. W. Skeats. The Chemical Composition of Limestones from Upraised Coral
Islands, with Notes on their Microscopical Structures. Bull, of the Mus. of
Comparative Zoology, Harvard, Cambridge, 42. 1903, S. 53—126.
220) Diese Hüchstsumme von MgC03 stimmt auffällig tiberein mit der-
jenigen, welche A. Schwager in einer von Joh. Walther in dem
Korallendolomit des Vorberges vom G. Hammäm Müsa, Sinaihalb-
insel, gesammelten Tridacna-Schale gefunden hat. Diese Schale
enthielt 96,18 Teile Carbonat mit 66,6 °/0 CaC08 und 43,4 °/o MgCOs
gegenüber 80,07 Teilen Carbonat mit 60% CaC03 und 40% MgCOs
in dem umgebenden Riffgestein.
221) C. G. Cui.us. The Chemical and M ineralogical Changes which take place in
Coral Rorksas illustrated by Specimens from the Boring at Funafuti. (Gloacester)
1899, 4« S.
222) C. KLEMENT. Sur l'origine.de la dolomie dans les formations scdimentaires.
Bull, de la Soc. Beige de Geologie, de Palcontologie et d'Hydrologie. t. ».
1895, Memoires, S. 3-23.
223) C. ELSCHNER. Corallogene Phosphat-Inseln Austral-Oceaniens und ihre Produkte.
Lübeck 1913. 120 S. mit zahlreichen Tafeln. Vergl. auch Paul Hambrccb.
Entstehung, Bildung und Lagerung des Phosphat« auf Nauru. Zeitschr. d. Ges.
für Erdkunde zu Berlin. 1912. S. 671—681 und A. Wichmann. On phosphorite
of the isle of Ajawi. Koninklijke Akademie van Wetenschappen te Amsterdam.
XVIII. 1915. S. 214-220.
224) Frau A. Weber - van Bosse. Ein Jabr an Bord I. M. S. Siboga. (Deutsch
nach der II. Aufl.) Leipzig, W. Engelmann, 1905, S. 341, 342.
225) The Geol. Magazine Dec. 5, Vol. 8. 1911, Taf. 20, Fig. 2, S. 434, 435.
226) U. St Geol. Survey Bull. 84. Wash. 1892, S. 153.
227) Florida State Geol. Survey. 2. Annual Report 1908/9, S. 230.
228) Vergl. z. B. Euo. Dubois. Sur quelque echelle s'aecomplit le pkenomi-iie du
transport atmospberique de sei marin. Arch. Mus. Teyler. 8e*r. II. t. X, S. 461
-471. Haarlem 1907. (Zitiert nach Geologisch. Zentralblatt 9, No. 3506).
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
599
229) Vergl. über den Pelagosit meine Bemerkungen a. a. O. (Anm. 29), 8. 277.
Anm. 5. — Die seitdem erschienene Arbeit von 0. Gönner, über Pelagosit
von der Insel Busi und einiger benachbarter Inseln und Scoglien. Denkschr.
Kais. Ak. d. Wiss. Wien. Math, naturw. Kl. 92. 11*16, S. 289—294, in welcher
. auch die Literatur z. T. angegeben ist, hat nichts wesentlich Neues gebracht.
230) E. Kalkowsky. Oolith und Stromatolith im norddeutschen Bunteandstein.
Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 150. 1908, S. 68—125, Tafel 4—11. (Bes. S. 72).
231) UieOoTdesind,,zentrogeneSphaerolithettimSinnevonB.PoPOFF,1903.
232) Die Angabe VOn H. ROSENBUSCH (Mikroskopische Physiographie der
Mineralien und Gesteine. 4. Aufl. I. 2. Stuttgart 1905, S. 129), daß die VOn
ihm untersuchten rezenten Oolithe von den Korallenriffen von
Bahama, von Ain Musa und vom Meeresstrand bei Suez, vom Wadi
Deheese am Sinai und von Key West, Florida, aus „Ktypeit" be-
ständen, ist dahin zu ergänzen, daß der Ktypei't Lacboix* nach
den übereinstimmenden Feststellungen von Bütschli, Llnck n. A.
nichts anderes als Aragonit ist.
233) Vergl. die letze Darstellung dieses Autors iu „Das Gesetz der WUstenbildnng
in Gegenwart und Vorzeit", 2. Aufl. Leipig 1912, S. 283—285, Fig. 145.
234) Th. W. VauohaN. A contribution to the geologic history of the Floridian
Plateau. (Papers from the Tortugas Laboratory of the Carnegie Institution of
Washington, Vol. 4). Carnegie Institution of Washington Publication Nr. 133.
Washington 1910, 8. 99—185, Taf. 1 — 15. — Ders. Preliminary remarks on
the geology of the Bahamas, with special reference to the origin of the Bahaman
and Floridian oolites. (Papers from the Marine Biological Laboratory at
Tortugas). Carnegie Institution of Washington Publication Nr. 182. Washington
1914, S. 47—54.
235) G. Harold Drew. The action of some denitrifying bacteria in tropical and
temperate seas, and tbe bacteria) precipitation of calcium carbonate in the sea.
Journal of tbe Marine Biological Association, Plymouth, England. 9. 1911,
S. 142 — 155. — Ders. Report of preliminary investigations on the marin«
denitrifying bacteria, made at Port Royal, Jamaica, and at Tortugas during
May and Jnne 1911. Department of Marine Biology. Carnegie Institution of
Washington. Year Book 10, 1911, S. 136-141. — Ders. Report on investi-
gations on marine bacteria carried on at Andros Island, Bahamas, British West
Indies, in May 1912. Department of Marine Biology. Carnegie Institution of
Washington Annual Report of the Director, 1912, S. 136—144. — Ders. On
the precipitation of calcium carbonate iu the sea by marine bacteria, and on
the action of denitrifying bacteria in tropical and temperate seas. (Papers from
the Marine Biological Laboratory at Tortugas). Carnegie Institution of Washing-
ton Publikation Nr. 182. Washington 1914, S. 7-45, 2 maps, 4 Fig.
236) Samuel SaNFOrd in Florida State Geol. Survey, 2. Annual Report 1908/09,
S. 211-222.
237) A. RoTHPLETZ & V. SlMONELLl. Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 42. 1890, S. 682 - 687.
238) Schon das läßt unter Umständen interessante Schlüsse zu, wenn nämlich Or-
ganismen sonst nicht erkennbar sind! (vergl. A. RoTHPLETZ. Compte Rendu de
la XI: e Session du Congris Geologique International [Stockholm 1910], Bd. I.
1912, S. 533).
239) G. LlNOK. Die Bildung der Oolithe und Rogensteine. Neues Jahrb. für
Mineralogie etc. Beil. Bd. XVI. 1903, S. 495-518. — Neueres über weitere
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600 Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
experimentelle Untersuchungen ist enthalten in der Dissertation eines Schülers
von LlNCK: Johannes FEINE. Beitrage zur Kenntnis der Abscheidungen des kohlen-
sauren Kalkes au» meenv asserähnlichen Lösungen. Inauguraldissertation. Jena 1913.
2*0) Daß faulende, stickstoffhaltige Substanzen die Ausscheidung von
CaCOs bewirken, haben gleichzeitig und unabhängig von Steinmann,
dessen Arbeiten noch zu zitieren sein werden, schon J. Murray &
R. IRVINE (On coral reefs and other carbonate of lime formations in modern
seas. Proc. Roy. Soc. of Edinb. 17. 1889, S. 79 — 109) nachgewiesen.
241) G. LlNCK. Über die Bildung der Oolithe und Rogensteine. Jenaische Zeitschrift
für Naturwissenschaft 45. 1909, S. 267—278, Taf. 24. 25.
242) Sveriges Geologiska Undersükning. Ser. Ca, No. 10. Stockholm 1913, S. 35.
248) H. H. GRAN in MuRRAY-HJORT. The Depths of the Ocean. London 1912, Kap. VI.
244) W. SalomoN. Über die Bildung dichter Kalke. Geologische Rundschau fr.
1915, S. 478—480.
246) Das reichliche Auftreten denitrifizierender Bakterien in der durch-
wärmten tropischen Flachsee entzieht dem Meerwasser einen er-
beblichen Teil seiner Pflanzennährstoffe und erklärt wahrscheinlich
die Armut der tropischen Meere an Plankton und Algenwachstum
im Verhältnis zu den kälteren Meeren. Die Ergebnisse Drews
bilden daher eine Bestätigung einer älteren Hypothese von Brandt,
welche H. H. Gran (a. a. O., S. 369/370) indessen nicht als stich-
, haltig anerkennen wollte.
246) Über die Entstehung dieses Gipses aus dem verwendeten Meer-
wasser ist sich Drew selbst nicht klar geworden. Leider erfährt
man nicht, in welcher Form die Proben an Fr. E. Wright zur
weiteren Untersuchung versandt wurden. Im Hinblick auf die
Geschichte des berüchtigten „Bathybius" (vergl. S. 20) kann
man daher nur sagen, daß diese Gipsneubildung einer dringenden
Nachprüfung bedarf. Sollten aber Kontrolluntcrsuchungen die tat-
sächliche Gleichzeitigkeit der Entstehung von Gips mit der Aus-
fällung von CaC03 auf bakteriellem Wege erweisen, so wäre da-
mit vielleicht eine Erklärung gefunden für den auffallenden, über
14 %> betragenden Ca S04- Gehalt der von der „Valdiviau von der
Agulhas-Bank geförderten Phosphoritknollen.
247) R. E. Liesegang. Geologische Diffusionen. Dresden & Leipsig 1913, 8. 157 ff.
248) J. H. Arms Sheldon. Concretions from the Champlain Clays of the Connecticut
Valley. Boston 1900.
249) G. Steinmann. Über Schalen- und Kalksteinbildung. Ber. d. Naturforsch. Ges.
zu Freiburg i. Br. 4. 1889, S. 288—293. - Ders. Über die Bildungsweise des
dunklen Pigments bei den Mollusken nebst Bemerkungen über die Entstehung
von Kalkkarbonat. Ibidem 11. 1899, S. 40—46.
250) W. Biedermann. Untersuchungen über Bau und Entstehung der Mollusken-
schalen. Jenaische Zeitschrift f. Naturwissenschaft 86. 1901, S. 1-164, Taf . I
bis VI. — Ders. Über die Bedeutung von Krystallisationsprosessen bei der
Bildung der Skelette wirbelloser Tiere, namentlich der Molluskenschalen. Zeitschr.
f. allgem. Physiologie I. 1902, S. 154—208, Taf. 8-6.
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Benotete Literatur nebst Bemerkungen 601
261) A. RoTHPLETZ. Über die Bildung der Oolithe. Botanisches Centraiblatt 1892,
8. 265—268. — Der s. On the forraation of oolite. American Geologist X,
S. 279-282.
252) Daß auch diese Ooide aus Aragooit bestehen, haben seitdem
Rothpletz selbst und andere mehrfach festgestellt (vergl. Geolog.
Rundschau 6. 1915, 8. 89/90).
253) A. RoTHPLETZ. Oolithische und pisolitbische Kalke aus Dentsch-Ostafrika 4.
und Anhang zu W. Bornhardt. Zur Oberflächengestaltung und Geologie
Deutscb-Ostafrikas. Berlin, D. Reimer. 1900, 8. 483-485.
264) L. Cayeux. Les Algues calcaires du groupe des Girvanella et la fonnation des
oolithes. Comptes Rendus de l'Ac. d. Sc. Paris 150. 1910, 8. 359—362.
255) Eine vermittelnde Anschauung vertritt O. M. Reis, welcher (in seinem
ausführlichen Referate über Kalkowsky im Neuen Jahrb. f. Mineralogie etc. 1908.
II. s. — 133-137 — ) ein Wachstum der Ooide „als unter gleich-
zeitiger, z. T. etwas bewegterer, feinkörnigere Sedimente absetzender,
z. T. sehr langsam treibender, eine schlammig - muddelige Trübe
zum Niederschlag bringender Sedimentation stattfindend annimmt"
und von Ooiden spricht, „die sich als runde Körperchen in der
muddeligen Trübe über dem Roden beinahe suspendiert fortbewegen
und in dieser wandernden sehr verdünnten Schlammtrübe sich
vergrößern mögen, von einer gewissen Größe an" aber
„zu Boden sinken". — Verhältnisse, wie sie Reis für die Bildung
der Ooide angenommen hat, sind nicht unbekannt; milchig getrübtes
Wasser verrät dem Seefahrer in der Südsee wohl verborgene Riffe,
und Schon E. B. HUNT (On the origin, growth, sub8tructure and chrono-
logy of the Florida Reef. The Americ. Journal of 8c. 2. Ser. vol. 85. 1868,
8. 197-210) hat das „Weißwasser" der Florida-Bänke in Sturmzeiten
anschaulich gesclüldert.
266) H. Schade. Zur Entstehung der Harnsteine und ähnlicher konzentrisch ge-
schichteter Steine organischen und anorganischen Ursprungs. Zeitschr. f. Chemie
und Industrie der Kolloide. 4. 1909, S. 175—180, 261—266. — Vergl. aueb
E. Dittler. über die Kolloidnatur des Erbsensteins. Ibidem, 8. 277.
257) Geognostische Jahreshefte 22. 1909, 8. 232.
258) E. WiTTICH. Die Salzlager am Ojo de Liebre an der Westküste von Nieder-
Kalifornien. Centralbl. f. Mineralogie etc. 1916, 8. 25-32.
269) E. WiTTICH. Über Meeresachwankungen an der Küste von Kalifornien. Monatsber.
d. deutsch, geol. Ges. 64. 1912, 8. 505—51*2.
260) Nach K. von Fritsch, zitiert bei KRÜMMEL, Handbuch 1. 1907, 8. 164.
261) K. Martin. Vorläufiger Bericht über eine Reise nach Niederländisch West-
Indien. Tijdschrift van het Nederl. Aardrijksknndig Genootscbap te Amsterdam.
1885, 8. 84, 100 des Sep.
262) Ed. Suess. Das Antlitz der Erde. 2. 1888, 8. 404.
263) Morphologie ..... Bd. 2, 8. 476.
264) Veränderungen hauptsächlich dieser Art beschrieb z. B. neuerdings auch J. FRED.
HUNTER. Erosion and Sedimentation in Chesapeake Bay around the mouth of
Choptank River. U. S. Geol. Survey Prof. Paper 90— B. 15 8., 1 Taf. (III).
Wash. 1914.
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602 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
265) 6. Schott. Oceanographie und maritime Meteorologie. Wissenschaftliche Er-
gebnisse der Deutschen Tiefsee- Expedition. I. Jena 1902, S. 102, Anm. 1.
266) Vergl. auch K. ANDRKE. Über stetige und unterbrochene Meeressedimentation,
ihre Ursachen, sowie Uber deren Bedeutung für die Stratigraphie. Neues Jahrb.
f. Mineralogie etc. Beil. Bd. 25. 1908, S. 366—421.
267) J. Y. BUCHANAN. On Oceanic Shoals discovered in the S. S. „Dacia" in October
188». Proc. of the Royal Soc. of Edinburgh 18. 1886, S. 428—443, Taf. 12.
268) Geogr. Journ. 28. 1906, S. 331 (zitiert nach Krümmel, Handbuch 2, S. 285).
269) M. Webkr. Die niederländische „Siboga"-Expedition zur Untersuchung der
marinen Fauna und Flora des Indischen Archipels und einige ihrer Resultate.
Petermanns Geographische Mitteilungen 4«. 1900. 8. 187.
270) B. HellaND-HaNSEN in Murray-Hjort. The Depths of the Ocean. London
1912, S. 272.
271) O. Krümmel. Der Ozean. 2. Aufl. 1902, 8. 101 ff.
272) R. Lang ESBECK. Die Tiefenverhältnisse und die Bodenbeschaffenheit des mittleren
Teils des Ostatlantischen Ozeans. In Festschrift zum 350jährigen Jubiläum de«
Protestantischen Gymnasiums zu Straßburg i. E. 1888. S. 175 — 194, Tal. II.
(Bes. S. 193).
273) G. Hellmann. Über die Herkunft der Staubfälle im „Dnnkelmeer". Sitz. her.
Kgl. Preuß. Ak. d. Wiss. Berlin 1913, S. 272—282. — Vergl. auch VAX den
Bkokck. Les poussitres africaines. Lea pluies de sang et )a mer des tenebres.
Bull, de la Soc. beige de Geologie, 16. 1902, S. 538—540. — A. Taquin. Les
pluies de sable aux Canaries. Ibidem 8. 540 — 541. (Diskussion: S. 541 — 542.)
274) Segelbandbuch für den Atlantischen Ozean. Herausgegeben von der Deutseben
Seewarte. H. Aufl. Hamburg 1910, 8. 128 ff.
275) Daß diese Feststellungen für das Buntsandstein-Problem von größter
Bedeutung sind, kann hier nur nebenbei erwähnt werden.
276) G. HELLMANN & W. MEINARDU9. Der große Staubfall vom 9.— 12. März 1901.
Abh. K. Meteorol. Inst. Berlin 2, No. 1. — Vergl. auch Valentin. Der Staub-
fall vom 9. bis 12. März 1901. Sitzungsber. d. K. Akad. d. Wiss. zu Wien, Math,
nat. Cl. Bd. III. IIa. Mai 1902. 50 S., 3 Tafeln; W. Koppen. Der Staubfall vom
0. bis 12. März 1901 und die Mechanik der atmosphärischen Wirbel. Annalen
der Hydrographie und maritimen Meteorologie 31. 1903. S. 45— 48, Taf. I ;
E. Hkkrmann. Die Staubfälle vom 19. bis 23. Februar 1903 Uber dem Nord-
atlantischen Ozean, Großbritannien und Mitteleuropa. Ibidem S. 425 —438, 475
bis 483, Taf. 20. — Über einen Sandsturm im östlichen Mittelmeer vergl. z. B.
ibidem 41. 1913. S. 544-545; über „Sandstürme im Golf von Suez" von M. Präger
ibidem 81. 1903. S. 22—23; über sauderfüllte Luft im Persischen Meerbusen
ibidem 89. 1011. S. 102.
277) Nach Krümmel. Mehr davon bei Euo. F. Piccard. Beiträge zur physischen
Geographie des Finnischen Meerbusens. Inauguraldissertation. Kiel 1003.
278) J. Thoui.kt. Sur le mode de formation des hancs de Terre-Neuve. Comptes
Rendus Paris 108. 1886, S. 104. — Considerations sur la strueture et
la genise des bancs de Terre-Neuve. Bull, de la Soc. de Geogr. 2e trimestre.
1889, S. 1—39, Karte.
279) E. PHILIPP!. Eisberge und Inlandeis in der Antarktis. Stille's Geologische
Charakterbilder, Heft 1. Berlin, Gebrüder Bornträger 1910.
280) E. Phimppi. Die Schuttführung der Eisberge und des Inlandeises. „Deutsche
Südpolar-Expedition 1901—1908". 2. Geographie und Geologie, S. 619—627.
281) E. Philippi. Über recente Facettengeschiebe von antarktischen Eisbergen.
Centralbl. f. Mineralogie etc. 1904, 8. 737—738.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen 603
282) H. B. Bioklow. The shoal-water deposits of the Bermuda Banks. Proc. of the
Americ. Ac. of Art« and Sciences. 40. 1905, S. 559—592.
283) H. W. Nichols. Nodules from the Cballenger and Argus Banks in the Atlantic
Ocean. Field Columbian Museum Puhl. No. III. Geol. Serie«. Vol. 8. No. 3.
Chicago 1906, S. 40-50, PI. 25-27.
284) E.PHIL1PPI. Betrachtungen überozeanische Inseln. Naturwissenschaft!. Wocbenschr.
N. F. «- 1907, S. 385—390.
285) Jon. Walther. Die gesteinsbildenden Kalkalgen des Golfes von Neapel und
die Entstehung structurloser Kalke. Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 87. 1885,
8. 229 - 357. — Die Sedimente der Taubenbank im Golfe von Neapel. Aus dem
Anhang zu Abb. Kgl. Preuß. Ak. d. Wiss. Berlin 1910. 49 S., 2 Tafeln.
286) Joh. WaLTHER. Die geographische Verbreitung der Foraminiferen auf der Secca
di Benda Palumma im Golfe von Neapel. Mitth. a. d. Zoologischen Station zu
Neapel, VIII. 2. Heft 1888, S. 377—384, Tafel 20, 21.
287) Vergl. auch W. H. DaLL. Deep Sea MoHusca and the Conditions under which
tbey exist. Proc. of the Biological Soc. of Washington. Vol. V. Washington
18D0, 8. 10-11. (Zit. nach A. C. Johansen).
288) Mme Paul Lehoink. Reparation et mode de vie du Maerl (Lithothamnium
calcareum) aux environs de Concarneau (Finistt-re). Ann. de l'Inst. Oceanograph.
I. 3. 1910, 29 S., 1 Tafel.
289) M. Foslie. Die Lithothamnien des Adriatischen Meeres und Marokkos. Wissensch.
Meeresuntersueh. N. F. VII., Abt. Helgoland, Heftl. 1905, S. 1-44, Taf.I— III.
200) N. Andrussow. Die fossilen Bryozoenriffe der Halbinseln Kertsch und Taman.
1 — 3. Kiew 1909 — 1912. Bes. S. 124 — 127: „Recente Analoga der riffartigen
Bryozoenbauten."
291) K. Möbius. Über Austern- und Miesmuschelzucht und die Hebung derselben an
den norddeutschen Küsten. Berlin, Wiegandt & Hempel 1870. — Das Thier-
leben am Boden der deutschen Ost- und Nordsee. Vircbow-v. Holtzendorffs
Sammlung gemeinverständlicher wissenschaftl. Vorträge. Heft 122. Berlin 1871.
— Zahlreiche neuere Arbeiten „Sur les gisements de Mollusques comestibles des
ciites de France" von J. Guerin-Ganivet und L. Joubin sind im Bull, de l'Inst
Oceanograph. de Monaco No. 89, 105, 115, 116, 131, 185, 136, 139, 141, 154,
155, 170, 178 und an anderen dort zitierten Stellen erschienen. Eine Übersicht
über diesen Gegenstand ist enthalten in L. Jouiux. La carte des mollusques
comestibles des cötes de France. Annales de Geographie XVII. 1908, 8. 197 bis
204, 1 Karte (Tafel XII). — Über die Perlbänke vergl. man n. a. W. A. BERDMAN.
. Report on the pearl oyster fisheries of Ceylon. London 1903 und 1906.
292) Hierzu vergl. übrigens auch: J. Y. Buchakan*. On the Occurrence of Sulphur
in Marine Muds and Nodales, and its bearing on their Mode of Formation. Proc.
of the Royal Soc. of Edinburgh XVII. 1890 — 91, S. 17-39. — Mit dieser
Arbeit können wir uns indessen, soweit sie das Auftreten von Mangan-
hydroxyden mit dein Leben des marinen Benthos in Beziehung zu
setzen sucht, ebenso wenig befreunden, wie R. Irvine & J. Gibson
(Manganese Deposits in Marine Muds. Ibidem, S. 54-69).
293) C. W. GCMHEL. Geologisch-mineralogische Untersuchung der Meeresgrundproben
aus der Nordsee. In „Die Ergebnisse der Untersuchungsfahrt S. M. Knbt.
„Drache" in der Nordsee in den Sommern 1881, 1882 und 1884". Berlin 1886, S. 38.
294) J. H. H. Pirie. Deep-sea deposits of the South Atlantic Ocean and Weddell
Sea. The Scottish Geographical Magazine 21. 1905, S. 413-417, 1 farbige
Sedimentkarte 1 : 14000000.
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604 Benutzte Literstar nebst Bemerkungen
295) J. H. H. Pirie. Scottish National Antarctic Expedition 1902-1904: Deep-8ea
Deposits. Trans. Roy. Soo. Edinburgh. 49. Part. III.— (No. 10), 8. 645— 686,
1 Karte. Edinburgh 1913.
296) H. Arctowski & A. F. KENARD. 1) Lea Sediments marins de l'Expjdition de
la „Belgica". Bull. Soc. Beige de Geologie, de Paläontologie et d'Hydrologie.
Bruxelles. T. 15. 1901, S. 420—422. — 2) Notice preliminaire sur les Sediments
marins recueillis par l'Expedition de la „Belgica". Mem. cour. et au t res Mem.
publies par l'Acad. Roy. de Belg. T. 61, No. 2. 1902, 8. 1 — HO, l Karte.
297) L. SCHMEIXK. I. Om Sovandets faste Bestauddele. II. Om Havbundens Aflej-
ringer. Den Norske Nordbavs-Expedition^ 1676- 1878. IX. Cbemi, S. 1—71.
Christiania 1882. Mit 2 Karten.
298) O. B. BeQGlLD. Havbundens Aflejringer. Den Danske Ingolf-Expedition 1895 bis
1896. I. 3. Kopenhagen 1899, 86 8 , 7 Karten, 1 Tabelle.
299) J. Mt'RRAY. The depths and deposits of tbe ocean. In J. MtRRAY & J. Hjort.
The Depths of the Ocean. A general account of tbe modern science of oceano-
graphy based largely on the scientific researches of the Norwegian steamer
Michael Sars in the North Atlantic. London 1912, S. 180-209, Map 4.
300) Max Weber. Die niederländische „Siboga"-Expedition zur Untersuchung der
marinen Fauna und Flora des Indischen Archipels und einige ihrer Resultate.
Petermanns Geo?r. Mitteil. 4«. 1900, S. 182—191. — Ders. Siboga-Expeditie.
I: Introduction et descriptiou de l'Expedition. Leiden 1902, S. 37, 81, 130—134.
— Liste des stations .... du „Siboga" 16 8. (mit Angabe der Boden-
beschaffenheit).
301) O. H. BöGOILD. Meeresgrundproben der Siboga- Expedition. Siboga - Expedition
LXV. 50 8., 1 Taf., 1 Karte. Leiden 1916.
302) K. ANDRER. Über Vorkommen and Herkunft des Schwerspates sm heutigen
Meeresboden. Centralblatt für Mineralogie etc. 1918, 8. 157—165.
308) E. J. Jones. On some nodular stones obtained by trawling off Colombo in 675
fatbom« of water. Journal of the Asiatic Soc. of Bengal, Vol. LVI. Calcutta
1887, 8. 209—212, Plate II. — Examination öf Nodular Stones obtained by
trawling off Colombo. Records of the Geol. Survey of India. 1888. 21, 8. 35—37.
804) G. Forchhammkk. Om Sövandets Bestauddele og deres Fordeling i Havet.
Universit&tsprogramm, Kopenhagen 1859, S. 14. — Ders. On the Composition
of Sea-water in the different parts of the Ocean. Philos. Transactions 155.
London 1865, S. 218.
805) Franz Eilkard Schulze & Hans Thierfelder. Über Baryumaulfat in Meerea-
tieren (Xenophyopbora F. E. Sch.). 8iU. ber. d. Ges. Naturforsch. Freunde au
Berlin 1905, 8. 2 — 4. — Franz Eilhard Schulze. Die Xenophyophoren, *eine
besondere Gruppe der Rhizopoden. Wissensch. Ergebn. d. Deutschen Tiefsee-
Expedition auf dem Dampfer „Valdivia" 1898 — 99. Bd. XI. 1. Jena, G. Fischer
1905. — Ders. Die Xenophyophoren der Siboga-Expedition. Siboga-Expeditie.
Monogr. IV bis. Leiden, E. J. Brill 1906. — Ders. Die Xenophyophoren der
amerikanischen Albatroß- Expedition 1904/05. Sita. ber. d. Ges. Naturforsch.
Freunde zu Berlin 1906. No. 8, S. 205—229, 1 Tafel. — Ders. Xenophyopbora.
Zoolog. Anzeiger 89. 1912, S. 38—43.
306) ALEXANDER Schepotiepk. Untersuchungen über niedere Organismen. II. Die
Xenophyophoren des Indischen Ozeans. (W. Spengel's) Zoolog. Jahrbücher 82.
1912, 8. 245-286, Tafel XV, XVI.
807) J. V. 8amojlofp in Bull, de l'Acad. Imp. des 8c. de St. Petersbourg. VI. Sir.
t. IV. 1910, 8. 857—880, 1 Tafel. - Ders. Über Barynmsulfat in Organis-
men (russisch). Ibidem, t. V. 1911, 8. 475-477.
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
605
308) Br. D098 im Neuen Jahrb. f. Mineralogie etc. 1912. I. — 417. -
809) J, W. BaiLEY. Od the origin of greensand, and its formation in the oceans of
the pre8ent epoch. The American Journal of Science. Ser. 2. vol. 22. 1856,
8. 880-284. - Proc. Boaton Soc. Nat. Hist. vol. 5, 8. 364—368.
310) L. F. von PouRTALES. Der Boden de» Golfstroms und der atlantischen Küste
Nordamerikas. Petermanns Geogr. Mitt. 16. 1870, S. 393—398, Tafel 20.
311) W. A. Caspari. ContributionB to the chemistry of submarine glauconite. Proc.
Roy. Soc. Edinburgh. 80. 1910, 8. 864—873.
312) C. W. VON GüMBEL. Über die Natur und Bildungsweise des Glaukonits. Sitz.-
ber. k. bayr. Ak. Wiss. 16. 1886, Math. Phys. Cl. 3, S., 417-44», 1 Tafel.
318) L. W. CoLLET & G. W. Lee. Recherches sur la glauconie. Proc. Roy. Soc.
Edinburgh 26. 1906, S. 238—278, 12 Tafeln, 1 Karte. — Vergl. auch derselben:
Sur la compositum chimique de la glauconie. Comptes Rendus Ac. Sc. Paris
142. 1906, S. 999— 1001.
314) Es bliebe zu untersuchen, ob z. B. Vorkommnisse, wie die gelben,
roten und braunroten Steinkernbildungen von Foraminiferen, welche
C. G. KHKENBERG (Über den Grünsand und seine Erläuterung des organischen
Lebens. Abh. K. Ak. Wiss. Berlin 1855, S. 129, 130, 174, Tafel 7. Berlin 1856)
aus der Kreide Alabamas beschrieben hat, diesem zweiten Stadium
der Glaukonitbildung entsprechen oder ob sie das Produkt nach-
träglicher Verwitterung sind.
315) G. Schott. Geographie des Atlantischen Ozeans. Hamburg 1912, S. 98.
316) - C. W. von GüMBEL. A. a. 0. (Anm. 312), S. 429 und in „Die mineralogisch-geo-
logische Beschaffenheit der. auf der Forschungsreise S. M. S. „Gazelle" ge-
sammelten Meeresgrnndablagerungen". „Die Forschungsreise S. M. S. „Gazelle"
in den Jahren 1874 bis 76". II. Physik und Chemie. Berlin .1888, S. 82.
317) L. CayeuX. Contribution a l'etude micrographique des terrains sedimentaires.
Lille 1897.
318) L. W. Collet. Les Depots Marius. Paris 1908, 325 S.
319) C. G. Ehrenberg. Beitrag zur Kenntnis der unterseeischen Agulhas-Bank an
der Südtipitze Afrikas als eines sich kundgebenden grünsandigen Polythalamien-
Kalkfelsens. Monatsber. Ak. Wiss. Berlin 1863, S. 379—394.
320) Al. Agassiz. Tbree Cruises of the United States Coast and Geodetic Survey
Steamer „Blake" in the Gulf of Mexico, in the Caribbean Sea, and along the
Atlantic Coast of the United States, from 1877 to 1880. Ball, of the Mus. of
Compar. Zool. at Harvard College in Cambridge, Mass , U. S. A. Vol. U, 15. 1888.
821) L. W. CoLLET. Lee concretions phospbatees de 1' Agathas- Bank (Cape of Good
Hope). Avec une note Bur la glauconie qu'elles contieunent, par G. W. Lee.
Proc Roy. Soc. Edinburgh. 25, 1905, S. 862- 893, 4 Tafeln.
322) R. Irvine & W. S. Anderson. On the Action of Metallic (and other) Salts on
Carbonate of Lime. Proc. Roy. Soc. Edinburgh. 18. 1892, S. 52-64.
328) J. Lomas. On deposits dredged by Prof. Herdman in the Indian Ocean. Rep.
Brit. Assoc. for 1902. 72. Vers., S. 644-646, 1903.
824) Rogers and Schwarz. Notes on the recent Limestones on parts of the South
and West Coasts of Cape Colouy. Trans. S. Afric. Pbil. Soc. 1900, S. 427.
(Zitiert nach MüRRAY & PMLIPFt a. a. O. [Anm. 33], S. 187).
825) J. Murray. Report on the specimens of bottom deposits. Reports on the resulta
of dredging by the U. S. Coast Survey Steamer „Blake"
No. XXVII. Bull, of the Mus. of Compar. Zool. at Harvard College, Cambridge,
Mass., U. S. A., Vol. 12. 1885, S. 37—61. — R. E. Peake. On the survey by
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606 Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
the S. 8 „Britannia" of the cable route between Bermuda, Turk's Islands, and
Jamaica. With desrriptions by J. Murray of the marine deposits brought bome.
Proc. Roy. Soc. Edinburgh. 22. 1900, S. 409 —429, 1 farbige Sedimentkarte.
326) S. F. Sll\RW>ES. On some rocke and other dredgings from the Qulf Stream. Am.
Joarn. Sc. 3. ser. vol. 1. 1871, S. 168—171.
327) Im Original findet sich bei dieser Analyse eine andere Summe an-
gegeben, was hier im Einklang mit Al. Agarsiz (Anm. 320) be-
richtigt sei. <
328) J. Y. Buchanan. On the compositum of some deep-sea deposits from the
Mediterranean. Proc. Roy. Soc. Edinburgh. Vol. 18. 1892, S. 131—188.
329) J. Thoulet. Sur la Constitution du sol sous- marin. Comptes Rendus Ac. 8c.
Paris 185. 1902, S. 215—216.
330) O. B. BoootLD. The deposits of the seabottom. Report on the Danish Oceano-
graphical Expeditions 1908—1910 to the Mediterranean and adjacent seas. Vol. 1.
1913, No. 3, 8. 257—269, 1 Karte (PI. 20).
331) K. Natterkr. Chemische Untersuchungen im östlichen Hittelmeer. 1., 3. & 4.
Reise S. M. Schiffes „Pola" in den Jahren 1890—93. Ber. d. Comm. f. Er-
forschung d. östl. Mittelmeeres No. 3, 7 nnd 11. Denkschr. K. Ak. Wiss.Wien 59.
1892, S. 83-104, 1 Karte, S. 105-120, 1 Karte. -80. 1893, S. 49-82, 1 Karte.
— 61. 1894. S. 23—64, 1 Karte. — K. NaTTERER. Chemisch-Geologische Tief-
seeforschung: Expeditionen der Schiffe „Pola" und „TauniB" in das östliche
Mittelmeer, Marmara-Meer und Rote Meer. Geogr. Zeitschr. 5- 1899, S. 190 bis
209, 252—260. i
332) Tu. Fuchs. Kritische Bemerkungen zu Dr. Natterer's „Chemisch -Geologischen
Tiefseeforschungen". Mitt. Geogr. Ges. Wien. 48. 1900, S. 110—119.
833) Jan DE Windt & F. BERWERTH. Untersuchungen von Grundproben des östlichen
Mittelmeeres.gesammeltaufder l.,3.nnd4. Reise von S. M. S. „Pola" in den Jahren
1890. 1892 nnd 1893 (Ber. d. Komm, für ozeanogr. Forsch. No. 24). Denkschr.
Kais. Ak. Wiss. Wien. 74. 1902, 10 S.
334) W. C. WlLLlAMsoN. On some of the microscopical objects found in the mnd of
the Levant and other deposits. Mem. Lit. and. Phil. Soc, Manchester, 8. 1847,
8. 1—128.
335) Th. Fuchs, liber einige von der Österreichischen Tiefsee - Expedition S. M.
Schiffes „Pola" in bedeutenden Tiefen gedredschte Cylindrites-Shnliche Körper
und deren Verwandtschaft mit Gyrolithes (Ber. d. Comm. für Erforschung des
östl. Mittelmeeres No. 10). Denkschr. Kais. Ak. Wiss. Wien. Math. Naturw.
Cl. «1. 1894, S. 11—22, Tafel 1—3.
836) Ähnlich schlechte „Ventilationsverhältnisse" wie das Schwarze
Meer zeigen nach B. HELLAND HANSEN (in Internationale Revue der
gesamten Hydrobiologie und Hydrographie Bd. I. 1908, S. 553 — 573 und in
Mukkay-Hjort, )The depths of the ocean. London 1912, 8.257) nicht nur
manche norwegische Fjorde, welche durch submarine Schwellen
gegen den Ozean abgesperrt sind — »threshold fjords" — ,
sondern in kleineren Verhältnissen auch die ebendort ge-
legenen Austern - Polle , über deren eigenartige Verhältnisse
auch in der Naturwissensch. Wochenschr. N. F. VIII. 1909, S. 830
bis 831 (Carl H. Gail) oder in einer Arbeit des Verf.s (ihidem
N. F. XI. 1912, S. 245-246) und im letzten Abschnitt dieses Buches,
S. 560—561, nachgelesen werden mag. Ein schleimiger, an or-
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
607
gauischen Stoffen reicher, bakterienhaltiger und Ho S- entwickelnder
Schlamm bedeckt den Boden. Das sind Verhältnisse, wie sie auch
für manche „fossile Schwarze Meere" zu berücksichtigen wären.
387) Th. Fuchs. Über die Natur der sarmatischen Stufe und deren Analoga in der
Jetztzeit und in den früheren geologischen Epochen. Sitz.ber. K. Ak. d.
Wissensch. Wien 75. 1877, S. 321—339.
338) N. Andrussow. Einige Resultate der Tiefseeuntersuchungen im Schwarzen
Meere. Mitt. d. K. K. Geograph. Oes. in Wien 3G (N. F. 26). 1893, S. 373
bis 393. — Ders. La mer noire. Guide des Excursions du VII. Congreg
Geologique International. St. Petersbourg 1897, No. 29, 13 S.
389) J. Murray. On the deposits of the Black Sea. The Scott. Geogr. Mag. 16.
1900, S. 673—702, 2 Tafeln.
340) A. PhlLIPPSON (Bosporus und Hellespont Hettners Geographische Zeitschr.
IV. 1898, S. 16—2«) hat die Bedeutung gerade dieser Funde abzu-
schwächen gesucht, indem er meinte, daß jene Schalen auch durch
den oberpliozänen Abfluß des Pontus oder in der Jetztzeit durch
Meeresströmungen, vielleicht auch in als Schiffsballast dienendem
Pliozänsande dorthin verschleppt worden sein könnten. Schon
N. ANDRUSSOW (Kritische Bemerkungen über die Entstehungshypothesen des
Bosporus und der Dardanellen. Sitzungsber. d. Naturforscherges. bei der Uni-
versität Jurjew (Durpat), 18. 1900, S. 378f.) hat sich gegen diese Erklä-
rungsversuche gewendet und R. HÖRNES (Die Bildung des Bosporus und
der Dardanellen. Sitzungsber. Kaiserl. Akad. d. Wissensch. Wien. Math, naturw.
Kl. Bd. CXVIII. 1909, S. 693-758) sich ihm angeschlossen. Die Erklärung
durch Ballast Verschleppung mnß schon im Hinblick auf die gleichen
Funde am Boden des Schwarzen Meeres abgelehnt werden. Absolut
strittig ist ferner die Möglichkeit der Verschleppung durch einen eventu-
ellen oberpliozänen Abfluß des Pontus. Schließlich ist aber auch
die Einschleppuug durch jetzige Meeresströmungen aus dem Pontus
in das Marmara-Meer unmöglich, da diese Strömung gegenwärtig
in der Tiefe des Bosporus aus dem Marmara-Meer ins Schwarze
Meer geht, und für den Transport der Schalen nur diese Unter-
strömung in Betracht kommen könnte. „Diese Unterströmung
briogt aus dem Bosporus in die Nähe seiner Mündung ins Schwarze
Meer abgerollte mediterrane Conehylien und kleine Steine, es ist „
also gegenwärtig wohl eine Einschleppuug solcher Dinge aus dem
Marmara-Meer in das Schwarze Meer, aber nicht umgekehrt möglich**
(Hörn es). — Zur Frage dieses Vorkommens vergl. auch W. Penck
(GrundzUge der Geologie des Bosporus. Veröffentl. d. Inst. f. Meereskunde.
N. F. A. Heft 4. Berlin 1919, bes. S. 68, Anm. 1).
341) John Mii-NE. Suboceanic changes. The Geographical Journal 10. 1897, S. 129
bis 146, 259 - 285.
342) F. X. SchaFFKR. Über subaquatische Rutschungen. Centraiblatt für Mineralogie
etc. 1916, S. 22-24.
343) ARN. Heim, über rezente und fossile subaquatische Rutschungen und deren
lithologiscbe Bedeutung. Neues Jahrb. f. Mineralogie etc. 1908. 2. S. 136 bis
157, Taf. 13.
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608 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
344) Ein Teil der in Frage kommenden Literatur hierüber kann einer
Arbeit von F. F. HAHN (Untermeerische Gleitung bei Trenton Falle [Nord-
amerika] und ihr Verhältnis zu ähnlichen Storungsbildern. Neues Jahrb. f.
Mineralogie etc. Beil. Bd. 86. 1912, S. 1—41, Tafel 1—3) entnommen werden,
mit welchem Hinweis indessen keineswegs völlige Zustimmung zn
allen dort geäußerten Ansichten gegeben werden soll.
345) J. Thoulet. Sur les fragments de pierre ponce des fonds oceauiques. Comptes
Rendns Ac. 8c. Paris t. 184. 1902, S. 728—729.
346) H. Lohmann. Untersuchungen über das Pflanzen- und Tierleben der Hoehsee
im Atlantischen Ozean während der Ausreise der „Deutschland". Sitz. ber. d.
• Ges. naturforschend. Freunde. Berlin 1912, S. 23—54, Tafel I.
347) H. Lohmann. Über die Beziehungen zwischen den pelagischen Ablagerungen
und dem Plankton des Meeres. Internat. Revue der ges. Hydrobiologie & Hydro-
graphie I. 1908, S. 309-323, 1 Tafel.
348) 0. BOtsCHLI. Chemische Natur der Skelettsubatanz des Podactinelins und der
Acantharia überhaupt. „Deutsche Südpolarexpedition 1901—1903". 9. Zoologie. 1.
Heft 4. 3. Abb. Berlin, G. Reimer 1907. — Vergl. auch Neues Jahrb. f.
Mineralogie etc. Beil.bd. 87. 1913, S. 346, 368, Anm. 1.
349) Wo. Ostwald. Zur Theorie des Planktons. Biologisches Centralblatt 2«. 1902,
S. 596-605, 609—638.
350) Ergebn. d. Plankton-Exped. d. Humboldt-Stiftong. I. A. Kiel 1892. 2. Anhang
zu Kap. IX, 8. 1-33, Taf. 8.
351) Des Vergleiches halber ist es von Interesse zu erfahren, daß
G. Schott (Anm. 265, S. 165) für die „säkulare44 Verschiebung
des antarktischen Tiefseewassers im Nordatlantischen Ozean als
obere Grenze der Geschwindigkeit 0,7 mm in der Sekunde berechnen
konnte, Während C. FÖRCH (Eine Bemerkung zur Geschwindigkeit der
Tiefseeströmungen. Annalen der Hydrographie usw. 82. 1904, S. 172 — 173)
für den Indischen Ozean als untere Greaze nur 0,1 mm in der
Sekunde fand.
352) W. KCKENTHAL. Die marine Tierwelt des arktischen und antarktiseben Gebietes
in ihren gegenseitigen Beziehungen. Veröffentl. d. Inst. f. Meereskunde u. d.
Geograph. Inst. Berlin, Heft 11, 1907 enthält eine eingehende Diskussion der
nicht eindeutig gelüsten Frage der Bipolaritat.
353) H. Lohmann. Die Coccolithophoriden, eine Monographie der Coccolithen bildenden
Flagellaten, zugleich ein Beitrag zur Kenntnis des Mittelmeerauftriebs. Archiv
für Protistenkunde I. 1902, S. 89-165, Taf. IV— VI.
354) J. Schiller. Der derzeitige Sfend unserer Kenntnis der Coccolithophoriden.
„Die Naturwissenschaften", 4. 1916, 8. 277—283, 10 Textfiguren.
855) Neues Jahrb. f. Mineralogie etc. 1870, S. 753 — 767. — „Das Ausland" 48.
1870, S. 763/4.
356) H. Lohmann. Untersuchungen über die Tier- und Pflanzenwelt, sowie über die
Bodensedimente des Nordatlantischen Ozeans zwischen dem 38. und 50. Grade
nördlicher Breite. Sitz.ber. Kgl. Preuß. Ak. Wissensch. Pbys. Math. Cl. 1903.
XXVI, S. 560 - 583, 1 Taf.
857) Vergl. Anm. 298.
358) F. Fouyufi & Michel Lew. Sur les roches recueillies dans les sondages operes
par le Talisman. Comptes Rendus Ac. Sc. Paris t. 102. 1886, S. 793-795.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
609
859) Vergl. Anm. 299 und B. N. PeaCH in Proc. Roy. Soc. Edinb. 82. 1913, S. 262
bis 291, Taf. I-IX, 1 Karte.
360) J. Gebbinq. Chemische Untersuchungen von Meeresboden-, Meerwasser- und Luft-
proben der Deutschen Südpolarexpedition. „Deutsche Südpolarexpedition 1901
bis 1903", VII. Heft II, S. 77—234, 1909.
361) Wenn Konbad Nattereh die Ansicht geäußert hat, daß Spuren
von Petroleum, die er im Tiefenschlamm des untermeerischen Ab-
falles der Küsten von Syrien und Palästina, sowie am Ausgange
des Golfes von Suez feststellen zu können glaubte, sich in eben
diesen Schlammen gebildet hätten, so ist dieses offenbar ein Irrtum.
Das öl dieser Vorkommnisse entstammt vielmehr sehr wahrscheinlich
älteren Petroleumlagerstätten, wie sie seither in diesen Gebieten
mehrfach festgestellt werden konnten.
862) „Deutsche Südpolarexpedition 1901— 1903". VII. 1912, Heft III, S. 266.
363) E. PHILIPFI. Über organische Ablagerungen am Grunde der Tiefsee. Natur-
wissenschaft!. Wochenschr. N. F. Bd. III. 1904, 8. 381—382.
364) J. Murray & R. E. Peake. On recent contribntions to our knowledge of the
floor of the North Atlantic Ocean. The Royal Geogr. Soc. London. Extra
Publication 1904.
865) R. E. Peake. On the results of a deep-sea sounding expedition in the North
Atlantic during the summ er of 1899. "With notes on the temperat ure Observation*
and deptbs, and a description of the deep-sea deposits in tbis area by J. MuBRAT.
Roy. Geogr. 8oc. Suppl. Pape». London 1901.
866) J. Murray & R. Irvink. On the manganese oxides and manganese nodulea in
marine deposits. Trans. Roy. Soc. Edinburgh. Vol. 87. 1895, S. 721—742,
10 Textfiguren.
867) J. Murray. On the depth and marine deposita of the Indian Ocean, with de-
scriptions of the depasit samples collected by Mr. J. Stanley Gardiner in 1905.
(Percy Staden Trost Expedition). Trans. Linn. Soc Ser. 2, Zool. Vol. XIII,
1909, S. 355-396, Plates 22—24.
G. Schott. Geographie des Atlantischen Ozeans. Hamburg 1912.
869) P. F. KendaLL. On the cause of the bathymetric limit of Pteropod Oose. Rep.
66 th Meeting Brit. Ass. Adv. Sc. 1896, 8. 789-791.
370) Vergl. Tfl. Fuchs, über Pteropoden- und Globigerinenschlamm in Lagunen von
Korelleninseln. Verh. k. k. geol. Rcicbsanstalt 1905, S. 169—172.
371) J. B. Harrison & A. I. Juke8-Browne. Notes on the chemical composition of
some oceanic deposits. Quart Journ. Geol. Soc. London. 51. 1895, 8. 313 —328.
372) W. A. CaspaRI. The composition and cbaracter of oceanic red clay. Proc. Roy.
Soc. Edinb. 80. 1910, S. 183—201.
373) F. W. Clarke. The composition of the red clay. The Journal of Geology, 15
(Chicago 1907), S. 783-789. - Desgleichen in Proc. Roy. Soc. Edinb, 27.
1907, 8. 167—171.
374) F. W. Clarke. The composition of terrigenous deposits. Ibidem, S. 269—270.
375) F. W. Clarke & G. Steiger. The relative abundance of several metallic elements.
Journ. of the Washington Ac. of Sc. 4. 1914, 8. 58—62.
376) Vergl. bei MüRRAY & LEE (Anm. 35), 8. 9/10.
377) Freiherr von REICHENBACH. Die meteorischen Kügelchen des Capitain Callum.
J. C. Poggendorff's Annalen der Physik und Chemie. 4. Reihe. 16 (106). 1859,
S. 476-490.
Andre«, Geologie de« Meeresboden». II. 39
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610 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
378) 8T. MEUN1EB & G. TissaNDIER. Presence de spherulea magn&iqoes, analoguea
a oeux des poussii-res atmospheriques, dans des rocbes appartenant aax ancienne»
periodes geologiques. Comptes Rendus Ac. Sc. Paris t. 86, 1878, S. 450 —453.
379) J. M. FLINT. A contribution to the oceanography of tbe Pacific. Boll. U. St.
National Museum No. 55. Washington 1905.
380) Vergl. bei Murray & Lee (Anm. 35), Appendix A.
381) J. Y. Buch AN an. On the composition of oceanic and littoral manganese nodules.
Trans. Roy. Soc. Edinb. 86. II. No. 17, 1891, S. 459—483, 1 Tafel, 1 Karte.
382) A. H. CHURCH. Manganese in the sea. Min. Mag. Vol. I. 1876, S. 50-53.
883) C. W. Gümbel. Die am Grunde des Meeres vorkommenden Manganknollen.
8itz.ber. k. bayer. Ak. Wissensch. Math.-pbys. Cl. 1878, 2, S. 189-209. -
Vergl. auch Anm. 316, S. 101—104.
384) Vergl. Anm. 31, S. 373, Anm. 1 und J. Murray & R. Irvine. On the manganese
oxicfes and manganese nodules in marine deposits. Trans, of the Royal Soc. of
Edinburgh vol. 87. 1895, 8. 721—742, 10 Textfiguren.
385) J. MuRRAY. On marine deposits in the Indian, Southern and Antarctic Oceans.
Scott. Geogr. Mag. 5. 1889, S. 405—436, 12 Abb. — The Gcol. Mag. (Dec. 3}
vol. 6. 1889, 8. 514—517, Fig. 1-0.
386) C. R. Eastman. 8barks' teeth and cetacean bones from the red clay of the-
tropical Pacific. Mem. of the Mus. of Compar. Zool. at Harvard Coli. Vol. XXVI.
No. 4. 1903, S. 177—191, PI. I-III.
387) C. R. Eastman. Sharks* teeth and cetacean bones. Rep. on the Scientif. Result»
of the Exped. to the eastern tropic. Pacific by the U. S. Fish. Comm. Steamer
„Albatross" from Oct 1904 to March 1905. VII. Bull, of the Mus,, of Comp.
Zool. at Harvard College. Vol. L. No. 4. 1906, 8. 75—98, PI. I, I A, II, III.
388) F. SaLMoJRaqhi. Di alcuni saggi di fondo dei nostri mari. Bend. R. Ist.
Lombardo di Sc. e Lett. (2) XLII. Milano 1909, 8. 698-719, 1 tav.
889) E. Haecrel. Plankton-Studien. Jena, G. Fischer, 1890, S. 81.
390) G. Karsten. Das Phytoplankton des antarktischen Meeres. Wissensch. Ergebn.
d. Deutsch. Tiefsee-Expedition auf dem Dampfer „Valdivia" 1898—1899, Bd. II, 2.
136 S., 19 Tafeln. Jena, G. Fischer 1905.
891) Literatur und kritischer Überblick bei O. K ROMMEL, Handbuch ... II, S. 512—514.
392) E. von DrygaLSKI. Grönland - Expedition der Gesellschaft für Erdkunde zu
Berlin 1891—1893, Bd. 1. Berlin 1897, 8. 387—404: „Die Bildung der Eisberge".
Vergl. auch Krümmel, Handbuch, Bd. I, S. 519—521.
393) J. P. Koch & A. Wegener. Zeitschr. d. Ges. für Erdkunde zu Berlin. 1914,
S. 4 ff. Ich beziehe mich ferner auf einen Brief des Letztgenannten von»
10. II. 1919.
394) M. E. Engell. Über die Entstehung der Eisberge. Zeitschr. f. Gletscherkunde.
5. 1910/11, S. 123-132.
395) Aus Kochs Tagebuch vom 28. IX. 1912: „ Springflut ;
es scheint, als ob die Gezeiten nun kräftiger auf die Bildung
der Eisberge wirken. Bei Niedrigwasser öffnen sich oben die
Spalten, und Brocken von Eis stürzen herunter und füllen sie an.
Wenn die Hochflut kommt und die Spalten wieder schließen will,
wirken die niedergestürzten Massen wie Keile; statt die Spalten
oben zu schließen, sprengt die Hochflut den Eisberg von unten ab".
396) Hierzu vergl. auch L. Mecking in Veröffentl. d. Inst. f. Meereskunde Berlin,.
Heft 7, 1906, S. 10.
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Benutete Literatur nebst Bemerkungen 611
397) W. Brennecke. Neuere Beobachtungen aus dem Treibeisgebiet bei der Neufund-
land-Bank. Annalen der Hydrographie u. maritimen Meteorologie, 41. 1913,
8. 607—613.
398) O. Baschin. Das Treibeis der Neufundlandbank und seine Gefahr für die Schiffahrt.
Naturwissenschaftl. Wochenschrift N. F. XI (XXVII). 1912, S. 353—357.
399) Vergl. z. B. P. C. Sutherland. On the geological and glacial phenomena of
the coasts of Davis' Strait and Baffin's Bay. The Quart. Journ. of the Geol.
8oc. IX. 1853, 8. 296—312. — John MlLNE. Ice and ice-work in Newfound-
land. The Geol. Mag. Dec. 2, vol. III. 1876, 8. 303—308, 403 — 110. —
Ch. Lyell. Principles of Geology. 10. Aufl. London 1867. I, S. 379—386.
400) A. Penck. Morphologie der Erdoberflache. II, 8. 512—516: „Wirkung des
Meereiaes".
401) E. von DrygaLSKI. Die Antarktis und ihre Vereisung. Sitz. ber. d. Bayerischen
Akademie der Wissenschaften. Math. phys. Klasse. 1919, 8. 1—42.
402) Eine recht interessante Untersuchung über diese Gesetzmäßigkeiten ist in
J. A. Udden. Mechanical composition of clastic Sediments. Bull, of the Geol.
Soc. of America 25. 1914, 8. 655—744 zu vergleichen.
403) ü. Gagel. Die mittelatlantischen Yulkaninseln. Handb. d. Region. Geologie.
4. Heft (Bd. VII. 10). 1910, S. 12.
404) Joh. Walther. Geschichte der Erde und des Lebens. Leipzig 1908, 8. 506.
405) E. Philippi t. Die Schuttführung der Eisberge und des Inlandeises. „Deutsche
Südpolar-Expedition 1901-1903", Bd. II. Geographie und Geologie. 8. «19
bis 627, 6 Textabb.
406) K. Fricker. Die Entstehung und Verbreitung des Antarktischen Treibeises.
Leipzig 1893. (Vergl. auch dess. „Ursprung und Verbreitung des antarktischen
Treibeises", I. Teil. Inaugural Dissertation. Leipzig 1892, 112 8., 1 Südpular-
karte 1 : 40 Millionen).
407) Vergl. E. Philippi. Über das „Schelfeis" der Antarktis. Zeitschr. f. Gletscher-
kunde 4. 1910, S. 146-150.
408) G. von Helmersen. Studien über die Wanderblöcke und die Diluvialgebilde
Rußlands. Mem. de l'Acad. des Sc. de St Petersbourg (7), XIV, No. 7. 1869,
137 S., 10 Tafeln und (7) XXX, No. 5. 1882, 56 S., 7 Tafeln. — Graf von
Keyserling. Sur l'envahissement du golfe de Reval par les glaces flottantes.
Bull, de la Soc. Geol. de France (2). XXVII. 1870, S. 223- 224.
409) O. Krümmel, Handbuch .... Bd II, S. 500.
410) E. von Drygalski. Die Vereisung von Meeresräumen, ibre Möglichkeiten, Ent-
wicklung und Wirkung. Verh. d. Schweiz. Naturforsch. Ges., 93. Jahresvers.
Basel 1910, Bd. I, 8. 102—117.
411) Edv. Bay. Drivisens Transport af Grus, Ler og Sten längs Grönlands Oestkyst,
samt dens og Istidens Indflydelse paa Havbunden eamme Steds. Meddelelser
om Grönland. Hefte 19. Kopenhagen 1896, S. 177—187. (Französ. Zusammen-
fassung: S. 266/267). — Vergl. auch P. Eberlin. Stensens Transport af Ler,
Grus og Sten. Ibidem Hefte 9. 1889, 8. 264—270. (Französ. Zusammen-
fassung: 8. 392—396).
412) Stellenweise dürfte aber auch der Gegenstrom kalten, polaren
Wassers in der gleichen Weise wirken, welcher über die Schwelle
in den tiefsten Kerben gleichsam wie über ein Wehr hinüberströmt.
413) F. H. Tizard. Remarks on the 8oundings and Temperatures obtained in the
Faeoe Channel during the 8ummer of 1882. Proc, Roy. Soc. London, XXXV.
1883, 8. 208.
89*
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612 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
414) Daß diese Annahme bei der großen Höhe der inneren Teile des
Antarktischen Kontinentes nicht mehr streng aufrecht erhalten
werden kann, hat unlängst erst E. von Dbygalski (Die Antarktis
und ihre Vereisung. Sitzungsber. d. bayerisch. Akad. d. Wissensch., Math.physik.
Klasse, 1919, S. 36) wieder betont.
415) 0. KRÜMMEL. Handbuch .... Bd. II, 8 433—438, 650. — Ders. Flaschen-
posten, treibende Wracks und andere Triftkörper in ihrer Bedeutung für die Ent-
hüllung der Meeresströmungen. „Meereskunde" II, 7. Berlin 1908.
416) C. OCH8KNIU8. Eine schwimmende Insel im Atlantischen Ozean. Petermanns
Geogr. Mitt. 88. 1893, S. 44.
417) W. B. Hemsley. On the dispersal of plant« hy oceanic currents and birds.
Challenger-Report. Botany. Vol. I, Part III. 1884, Appendix S. 277—313,
Taf. LXIV, LXV. — Vergl. auch ibidem Vol. 1. lntroduction 1885, S. 42— 48.
418) Gr. Kraus. Treibhölzer. Die zweite Deutsche Nord polarfahrt in den Jahren
1869 und 1870 unter Führung des Kapitän Karl KolDEWEY. II. Bd. Leipzig,
F. A. BrockhauB 1874, 8. 97-132. — FreüRIK InovaRSON. Om Drifveden i
Norra lshafvet. Kongl. Svenska Vetenskaps-Akademiens Handlingar. 87, No. 1.
Stockholm 1903, 84 S. — Eine kurze Zusammenstellung über Treibhölzer und
* die darauf bezügliche Literatur gab auch H. PoTONIE in „Die rezenten Kausto-
biolithe und ihre Lagerstätten", Bd. III. Abh. Kgl. Preufi. Geolog. Landes-
anstalt N. F. 55. III. Berlin 1912, S. 257 - 266.
419) 0. KRÜMMEL. Die nordatlantische Sargasso - See. Petermanns Geogr. Mitt. 87
18»1, 8. 129—141. Tafel 10.
420) F. "VON RlCHTHOKEN. Führer für Forschungsreisende. Berlin 1886, 8. 423-424.
421) F. BORGES SN. The species of Sargassum, found along the coasts of the Danish
West Indies with remark upon the floating form of the Sargasso Sea (Minde-
skrift for Japetns Steenstrup), 4°, 20 8., 8 Fig. Kopenhagen 1914. (Zit. nach
dem Folgenden).
422) Jakob Früh. Zur Kenntnis der Sargassosee. Petermanns Geograph. Mitt. 60
1914. I, 8. 196 - 197.
423) 0. WinüE in „Dansk Botanisk Tidsskrift", Bd. XXXIV. (Zit. nach Peterm.
Geogr. Mitt. «0. 1914. II, 8. 121).
424) K. MÖBIUS in seinem Bericht Uber „Mollusken, Würmer, Echinodermen und
Cölenteraten" in „Die aweite deutsche Nordpolarfahrt4', Bd. 2. Leipzig 1874,
8. 252.
425) Fr. Heincke. Die Mollusken Helgolands. Wissensch. Mccresuntersuch., heraun-
gegeb. von d. Komm, zur wissenschaftl. Untersuch, der Deutschen Meere in Kiel
und der Biolog. Anstalt auf Helgoland. N. F. I. 1894, S. 140-141.
426) R. Vallrntin. Some Remarks on the Dispersal of Marine Animals by means
of Seaweeds. The Ann. and Mag. of Nat. Hist. VI. Ser., vol. 16. 1895,
8. 418-423.
427) Die Frage der Kalkausf'dllungen am Boden der heutigen Tiefsee ist eingehend
von E. Philippi erörtert worden. (Über Dolomitbildung und chemische Ab-
scheiduug von Kalk in heutigen Meeren. Neues Jahrb. f. Mineralogie etc.
Festband 1907, S. 397-445).
428) H. Loh mann. Neue Untersuchungen über die Verteilung des Planktons im Ozean.
Sitz.ber. d. Ges. naturforschender Freunde, Berlin 1916, S. 73—126, 1 Tabelle
u. Tafel I, II.
429) H. Lohmann. Die Bildung von Tiefseeablagerungeu durch Auftrieborganismen
di-r Hochsee (Vortragsreferat). Verh. d. Naturwissensch. Ver. zu Hamburg.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen 613
3. Folge. XXV. 1917 (Hamburg 1918), S. XXIX— XXXI. - Brie« Mitt. von
H. Lohmann an den Verf. vom. 28. XI. 1918.
430) Hierzu vergl. auch J. Murray & R. IRVINE. On Silica and Siliceous Kemains
of Organisms in Modern Seas. Proc. of tlie Royal Soc. of Edinburgh, XVIII.
1890- 91, S. 229—250.
431) 0. KRÜMMEL. Handbuch .... Bd. I, S. 323.
432) ALEXANDER WOE1KOW. Der Salzgehalt der Meere und seine Ursachen. Peter-
manns Geogr. Mitt. 1912. I, S 5-8, 75-7Ü.
433) J. Partsch. Kepballenia und Itbaka. Petermanns Geogr. Mitt., Ergänamogs-
heft 98. 1890, S. 19.
434) H. Praesent. Bau und Boden der Balearischen Inseln. XIII. Jahresber. d.
Geograph. Ges. zn Greifswald f. 1911-1912. Greifswald 1913, S. «9.
435) Auflösung- durch das Ostseewasser hat zuerst C. Grewingk (Über
unterseeische Auswaschungen ostbaltischer Dolomite. Sitz.ber. d Naturforscher-
Ges. bei der Universität Dorpat. 6. 1881 11884], S. 83-87) aus der Narva'
sehen Bucht der Nordküste Estlands im Finnischen Meerbusen an
Silurgeschieben und an mehreren Punkten im innersten Winkel
des Rigasehen Meerbusens an wohl anstehenden devonischen Dolo-
miten festgestellt. AL. TORNQUIST (Am Grunde der Ostsee angeiöstc Geschiebe.
Schrift d. Physik.-Ökonom. Ges. Königsberg i. Pr. 51. 1910, S. 23-30, Taf. III, IV)
beschrieb die gleiche Erscheinung von Untersilurgeschieben des
„Scharfen Grundes" nördlich von Cranz, 40 km von der Küste des
ostpreußischen Samlands aus 20 m Tiefe, einer offenbar aus Ge-
schiebemergel bestehenden Untiefe. Hier wie dort werden die
betreffenden Stellen von den Fischern ängstlich gemieden, da die
durch die Anlösung zackig zerfressenen Gesteinsstücke die Netze
zerreißen. Bemerkenswert ist die von beiden Autoren mitgeteilte
Kruste von Limonit, welche die angelösten Gesteine, zumal dicht
oberhalb der Linie, bis zu welcher sie aus dem Untergrund in das
Seewasser hineinreichten, zeigten (siehe die Textfiguren 129 und 130
auf S. 402, 403). Immerhin darf nicht verschwiegen werden, daß es
dem Verf. der vorliegenden Darstellung durchaus nicht bewiesen er-
scheint, daß das Ostseewasser in seiner heutigen Zusammensetzung
die Anlösung jener Geschiebe bewirkt habe. Vielmehr ging die An-
lösung offenbar der Limonitausscheidnng voraus; und es ist sehr
wohl möglich, daß sie ein Vorgang jenes längst vergangenen Ab-
schnittes der Postglazialzeit war, in welchem die Ostsee ein gegen
den Ozean abgeschlossenes Süßwasserbecken (Ancylus-See) dar-
stellte. In diesem Falle würden jene Anlösungen mit den z. T.
durchaus ähnlichen Erscheinungen zusammengehören, welche Edg.
DACQUE(Über die Entstehung eigentümlicher Löcher im Eozänkalk des Fajum,
Ägypten. Geologische Rundschau 6. 1915, S. 193-201, Tafel VIU) unlängst
aus dem Fajfun beschrieben hat, unter Hinweis auch auf ein
kanadisches Vorkommnis aus dem Huron-See, welch' letzteres
wiederum den Vorkommnissen der Ostsee ja bezüglich der paläo-
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$14 Benutrte Literatur nebst Bemerkungen
geographischen Umstände nächstverwandt ist. Ferner hat E. M.
KlNDLE (Limestone Solution on the bottom of Lake Ontario. The American
Journal of. Sc. 4. ser., vol. 89. 1915, 8. 651-656, 3 Textfig.) durchaus
identische Erscheinungen aus einem der anderen großen kanadischen
Seen, dem Ontario-Scc, beschrieben.
486) G. Linck. Die Bildung der Oolithe und Rogensteine. Neues Jahrb. f. Minera-
logie etc. Beil. Bd. XVI. 1903, S. 495—513.
437) J. Tnoui.KT. De la solubilite de quelques substances dans l'eau de mer. Compte«
Bend us Ac. Sc. Paris t 110. 1890, S. 652—654.
438) Nach den (bei Murbay-Hjort 1912, S. 178 und Kkümmki., Handbuch I, S. 319
zitierten) von Anderson mit natürlichem und von E. Cohen und
H. Raken mit künstlichem Meerwasser ausgeführten Sättigungs-
versuchen würde sich kohlensaurer Kalk nahezu in der Menge auch
im Meere vorfinden, wie er sich als neutraler kohlensaurer Kalk in
kohlensäurefreiem Meerwasser lösen würde. Verschiebungen des
Gleichgewichtes in der einen oder anderen Richtung müssen daher
entweder Ausscheidung oder Lösung von CaCOa bewirken.
489) J. Thoulkt. L'ocean. Paris 1904, S. 152. — Etnde de fonds marine provenant
du voisinage des Acores et de la portion Orientale de l'Atlantique nord. Resultats
des campagnes scientifiques accomplies sur son yacht par Albert I., Prince Sou-
verain de Monaco, Fase. XIX, 1901, S. 17.
440) J. Thoulkt. Experiences sur la Sedimentation. Annales des Mines. Ser. 8,
T. 19. 1891, S. 1-35.
441) Damit würde durchaus Ubereinstimmen, wenn Fridtjof Nansen
(Das Bodenwasser und die Abkühlung des Meeres. Internationale Revue d. ges.
Hydrobiologie und Hydrographie 5. 1912, S. 1—42) bemerkt, daß das kalte
Bodenwasser im nördlichen Atlantischen Ozean im Wesentlichen
nicht durch Einströmen von Bodenwasser aus den Meeren der süd-
lichen Halbkugel entstehen könne, da das Tiefenwasser derselben
nach den Beobachtungen des „Gauss" 1903 und des „Planet"4 1906/07
nach von Drygalski und Brenneoke in größeren Tiefen als 3000 m
einen viel niedrigeren Salzgehalt — zwischen 34,69 °/oo und 34,74 %»
— und Temperaturen zwischen 0° C. und 2° C. aufweist, gegen-
über 34,90 oder 34,92 °/oo (in der östl. Mulde bisweilen noch etwas
mehr) und 2,4° C. oder mehr im Nordatlantischen Ozean.
442) Auch höhere Tiere unterliegen vielfach solchem Massentod infolge
schroffen Temperaturwechsels des Meerwassers. Wie J. Murray
(Od the annual ränge of temperature in the surface waters of the ocean, and its
relation to other oceanographical phenomena. The GeographicalJournal vol. XU.
August 1898, S. 113—134. l Karte) ausgeführt hat, beobachtete schon
Verrill im Anfang der achtziger Jahre des vorigen Jahrhunderts
im Gebiete des kontinentalen Randes des Golfstromes gegeuüber
der Küste der Neuenglandstaaten einen außerordentlichen Wechsel
in der Fauna des Meeres, als offenbare Folge der heftigen Tem-
peraturschwankungen. 1884 fand der Kommandant Tanner des
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Benutxte Literatur nebst Bemerkungen
615
„Albatross" zahlreiche Leichen von Oktopoden an der Meeresober-
fläche treiben. Noch auffälliger war der Massentod des sogen.
„tile-Fischesu (J. Murray), des Lopholatilns chamaeleonticeps, der
zuerst 1879 beobachtet wurde. Im März und April 1882 durch-
querten die Dampfer, welche Philadelphia, Boston und New- York
anliefen, auf eine Strecke von 100 km ein Gebiet, in welchem das
Meer mit toten Fischen dieser Art angefüllt war, ohne daß sich
zunächst irgend eine Ursache für dieses große Fischsterben — wie
Krankheit, Parasiten, submarine vulkanische Eruptionen, Entwick-
lung giftiger Gase (über letztere beide Erscheinungen vergl. in
Bd. I) — gefunden hätte, bis Professor W. Libbey jr. 1892 auf
das plötzliche Einbrechen kalter Wassermassen des Labrador-Stromes
hinweisen konnte. Man hat damals geschätzt, daß sich am Boden
des Meeres im Gebiete zwischen Cape May und Nantucket ein Lager
von Leichen dieser Fische und anderer Organismen von 1,80 m
Dicke gebildet haben müsse. Hier wäre auch auf die Lokalisierung
der Bildung von Phosphatkonkretionen auf solche Strecken des
Meeresbodens zurückzuverweisen, die unter Gebieten mit starkem
Temperaturwechsel des Wassers gelegen sind, wie nicht nur die
soeben behandelten Strecken vor der Ostküste von Nordamerika,
sondern ebenso das Gebiet der Agulhas-Bank, der Ostküsten von
Australien und Japan. — Bei dieser Gelegenheit sei noch auf einige
andere Fälle von Massensterben höherer Meerestiere hingewiesen.
Wie C. WlMAN (Über die paläontologische Bedeutung des Massensterbens
unter den Tieren. Paläontologische Zeitschrift I. 1913, S. 153) angibt, fand
PORSILD (Meddelelser om Grönland, 25. Kjöbenbavn 1902, S. 219) den Boden
in ruhigen Buchten des Hafens bei Disko von Lodden („Angmaset"
der Grönländer, capelan der Engländer; Mallotus villosus Müller)
dicht bedeckt, eine Folge des physiologischen Massentodes, dem
dieser Fisch jährlich nach der Fortpflanzung ausgesetzt ist. J. Hjort
(in Hi'bray- Hjort — Anm. 270 — s. 707) möchte übrigens auch den
Massentod dieses Fisches, der in der Barents-See regelmäßig mit
starken Temperaturschwankungen parallel geht, eben auf solche
zurückführen. Mallotus villosus findet sich nun reichlich als Wachs-
tumszentrum der als „Mariekor" bekannten Konkretionen des spät-
glazialen Eismeertones in Grönland und Norwegen; und so ist es gar
nicht ein so sehr großer Sprung zur Erklärung mancher noch älterer
Vorkommnisse von gehäuftem Auftreten von Fossilien, deren Ver-
nichtung durch biologische Ursachen oder Katastrophen verschie-
denster Art ins Auge zu fassen wäre. Welcher Geologe wird z. B.
bei Erwähnung des oben zitierten Massentodes von Oktopoden nicht
sofort an die „Belemnitenscblachtfelder" des schwäbischen Lias
gedacht haben! Allerdings wird es, wenn es schon dem Biologen
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616 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
nicht immer gelingt, in aktuellen Fällen sofort die Ursache solcher
großen Sterben festzustellen (vergl. z. B. bei H. Lohmann in Sitaungsber.
<i. Gesellschaft naturforsch. Freunde, Berlin 11)12, S. 82 — 33 über Ma&sentod von
Seenadeln [Nerophis] im Gebiete kühlen Wassers nördlich der Acoren im Mai 1911),
dem Geologen nur unter Berücksichtigung aller Bildungsbedingungen
der betreffenden Sedimentgesteine beschieden sein, zu wahrscheinlich
richtigen Resultaten zu gelangen. Als Musterbeispiel einer der-
artigen Untersuchung darf auf Joh. Walthers Darstellung über
die Fauna der Solnhofener Plattenkalke (Festschrift für Emst Haeckel.
Jena, G. Fischer, 1904) hingewiesen werden.
443) 0. Krümmel. Handbuch .... I, S. 301, 317.
. 444) E. Koken. Neues Jahrb. f. Mineralogie etc. Festband 1907, S. 534—535.
445) E. H. L. Schwarz. The rocks of Tristan d'Acunha, brought back by H. M. S.
Odin, 1904, with their bearing on the question of the permanence of ocean basins.
Trans, of the South African Philosophical Society XVI. 1905, S. 9—51.
446) In Mitrra y-Philii'PI (Anm. 33] S. 170, Anm. 1.
447) A. Renard. Peridotit von der St. Paul's Insel im Atlantischen Ozean. Neues
Jahrb f. Miueralogie etc. 1879, S. 390—394. — üescription lithologiqoe des
recifs de Saint- Faul. Annales de la Societc beige de Microscopie 1882, S. 1 — 53.
448) Vergl. K. Andrer. Ober die Bedingungen der Gebirgsbildung. Berlin, Gebr.
Borntraeger, 1914, 8. 8«— 90.
449) FR. Heim. Bericht über die Grundproben (der Deutschen Antarktischen Ex-
pedition). Zeitschr. d. Ge's. f. Erdkunde in Berlin 1912, S. 90— 94.
450) K. Andree. Wesen, Ursachen und Arten der Schichtung. Geologische Rund-
schau VI. 1916, S. 351— 397.
451) E. Pnir.iPPl. Über das Problem der Schichtung und über Schichtbildung am
Boden der heutigen Meere. Zeitschr. deutsch, geol. Ges. «0. 1908, S. 346—377,
und in „Die Grundproben der Deutschen Südpolar- Expedition 1901 — 1903"
(Anm. 34), S. 591—599.
462) Vergl. in A. J. Malmgrex. Über das Vorkommen thierischen Lebens in groAer
Meerestiefe. Zeitschr. f. wissenschaftl. Zoologie 20. 1870, S. 460.
453) J. Thoclet. Echantillons d'eanx et de fonds provenant des campagnes de la
Princesse- Alice (1901). Resultats des Campagnes Scientifiques .... Monaco.
Fase. XXII. 1902, S. 61. — Analyse des. fonds rcYoltcs pendant la campagne
de 1902. Ibidem, Fase. XXIX. 1905, S. 45, 47, 61, 63.
454) Die Forschungsreise S. M. S. „Planet". Annalen der Hydrographie etc. M. 1906,
S. 145-147, 220 - 227, 259- 265. 305 313, 353—365, 409—414, 505 - 510,
556 — 562.
455) Vergl. J. Thoilet. L'ocean. Paris 1904. S. 99.
456) J. Thuclet. Etüde de fonds marin» .... Resultats .... Fase. XIX. 1901, S 9.
457) Ob es sich in diesem Sediment um ein mit dem antarktischen Diatomeen-
schlamm identisches oder vergleichbares Sediment handelt, wird die
genauere Beschreibung der „Michael Sarsu- Grundproben zu erweisen
haben. Auch Rote Tone und Blauschlicke, welche Lohmann
(Anm. 356) auf dem Kabeldampfer rvon Podbielski" 1902 in dem
Gebiete lotete, wo das kalte Labradorwasser mit dem warmen Golf-
stromwasser zusammentrifft und wahrscheinlich ein unausgesetztes,
massenhaftes Absterben der Planktonten erfolgt, enthielten an ein-
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
617
zelnen Stellen so zahlreiche Skelette der in den nordischen und
arktischen Küstengebieten häufig vorkommenden Diatomee Coscino-
discus radiatus Ehrenb., „daß jedes mikroskopische Präparat des
Schlammes zahlreiche Exemplare enthält".
458) Ob die viermal vom „Michael Sars" im Nordatlantischen Ozean ge-
fundene Überlagerung von Blauschlick durch „Diatomeenschlamm tt
ebenfalls hierherzustellen ist, wird, zumal selbst die Lotpunkte noch
nicht bekannt gemacht sind, erst noch abzuwarten sein.
459) Außer im „GausBu-Werk (Anm. 34) vergl. auch.E. Philippi f. Andeutungen von
postglazialen Klimaschwankungen in der Südpolar- Region. In „Die Verände-
rungen des Klimas seit dem Maximum der letzten Eiszeit". Herausgegeben vom
11. Internationalen Geologenkongreß. Stockholm 1910, 8.457—459.
460) J. G. Andeesson. On the Geology of Graham Land. Bull, of the Geol. In-
stitution of Upsala. VII. (1904-05). 1900, S. 19—71. Taf. I-VI.
461) Vergl. das vom 11. Internationalen Geologenkougreß zu Stockholm
1910 herausgegebene Werk: „Die Veränderungen des Klimas seit dem
Maximum der letzten Eiszeit" mit zusammenfassender Übersicht von G. Andersbon ;
ferner „Die Klimaveränderungen in Deutschland seit der letzten Einzeit" in
Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 62. 1910, S. 99-304.
462) G. Anderssos. Die Veränderungen des Klimas seit dem Maximum der letzten
Eiszeit. Congr. Geol. Intern. Compte Rendu de la XI: e Session. Stockholm
1912. Fase. I. S. »71—377. — Zu dem Resultat, daß der gegenwärtigen
Epoche in der Postglazialzeit eine Epoche mit noch trockenerem
und wärmerem Klima vorausging, kam seither auch L. S. Berg
auf Grund seiner Untersuchungen in Rußland und Zentralasien.
Vergl. Geologisches Zentralblatt XVII, Nr. 1493.
463) Ad. S. Jensen und Paiti. Härder. Post-glaoial changes of dimate in aretie
regions as revealed by investigations on marine doposits. Im „Internationalen
Klimawerk" (Anm. 4Ö1), S. M99-407.
464) Übrigens liegt, wie mir E. von Drygalski im Laufe eines dies-
bezüglichen Briefwechsels unter dem 4. II. 1917 mitteilte, auch die
Möglichkeit vor, daß Phillppis „abnorme Kalkschichtung" unter
der antarktischen Packeiskante auf Inland- und Schelfeisbewegungen
und damit zusammenhängende Meeresströmungen zurückgeht, deren
Ursachen weiterhin festzustellen wären. Falls man aber annehmen
wollte, daß Vorstoß und Rückzug des Eises in der Autarktis
wesentlich auf Temperaturschwankungen zurückgehen, würde mit
Phdlippis Schluß auf ein Wärmeoptimum in der Postglazialzeit
auch die Art des Eisrückzuges, wie E. VON Drygalski denselben
am Gauss-Berge an den Moränen feststellen konnte, wohl überein-
stimmen. Dieser Rückzug erfolgte nämlich am Ende der Eiszeit
zunächst schnell, um dann zu stocken, in der Jetztzeit aber sehr
verlangsamt wieder einzusetzen; also waren die Bedingungen, unter
denen der Rückzug des Eises vor sich ging, in der Postglazialzeit
einmal günstiger als vorher und nachher. Näheres hierüber ist in einer
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618 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
umfangreicheren Monographie des zuletzt genannten Autors über das
antarktische Eis zu erwarten.
465) J. Murray und R. Ibvinr. On coral reefs and otber carbonate of lime forma-
tions in modern seas. Proc. Roy. Soc. Edinb. 17. 1889 (90), S. 79—109.
466) G. Bihchok. Die Gestalt der Erde und der Meeresfläche und die Erosion des
Meeresbodens. Bonn, Adolph Marcus. 1867, S. 14.
467) H. Lohmann. (Plankton-Ablagerungen am Boden der Tiefsee.) Schrift. Natur-
wissenscb. Ver. f. Schleswig-Holstein XIV. 1909. Sitzungsber. S. 399—402.
468) Briefl. Mitteilung von H. Lohmann an den Verf. vom 28. XI. 1918.
469) H. Lohmann. Die Bildung von Tiefseeablagerungen durch Auftrieborganismen
der Hocbsee. (Vortragsreferat.) Verh. d. Naturwisaensch. Ver. zu Hamburg.
3. Folge XXV. 1917 (Hamburg 19J8), S. XX1X-XXXI.
470) Vergl. hierzu auch meine Andeutungen von 1908 (K. Andbee. Über stetige
und unterbrochene Meeressedimentation etc. Neues Jahrb. f. Mineralogie etc.
Beil. Bd. 25. 1908, S. 418) und J. F. Blake. On aggregate deposits, and their
relations to zones. Geol. Mag. Dec. IV. vol. V. 1898, S. 481—488.
471) Fr. Wähnkr. Zur heteropischen Differenzierung des alpinen Lias. Verh. k. k.
geol. Reichsanstalt. 1886. Nr. 7 und 8.
472) C. Diener. Fauna of the Tropites- limestone of Byans. Palaeont. Indien.
Ser. XV. 5. Nr. 1.
473) Al. Agassiz (Anm. 320), vol. 14, S. 276.
474) Vergl. Anm. 325. Report etc. Nr. XXVII.
475) G. Braun. Über marine Sedimente und ihre Benutzung zur Zeitbestimmung. „Meeres-
künde", Sammlung volkstümlicher Vorträge, Heft 79. Berlin,-E. S. Mittler. 1913.
476) G. de Geer. Geoohronologie der letzten 12000 Jahre. Geologische Rundschan.
III. 1912, S. 457-471. — A Geochronology of the last 12000 years. Compte
Rendn de la XI. Zession du Congri-s Geologique International. Stockholm 1910.
Bd. I, S. 241-253. PI. 1,2. 1912.
477) Von zusammenfassender Literatur seien hier zunächst genannt:
J. Jolv. Radioactivity and Geology. An aecount of the influence of radio-
active energy on terrestrial history. London, Arcbibald Constable & Co. 1909.
287 S., Plates I— VI. — Franz Ed. Suehs. Verschiedene Theorien über die
Beziehungen der Radioaktivität zu geologischen Vorgängen. Mitt. d. Geolog.
Gesellscb. in Wien 5. 1912,8.87—105. — E. Ebleb. Berylliumgruppe (Radium).
Handwörterbuch d. Naturwissenschaften 1. 1912, S. 982—996.
478) A. Gockel. Die Radioaktivität von Gesteinen. Jahrbuch d. Radioaktivität und
Elektronik. 7. Leipzig 1910, S. 487—527.
479) Vergl. A. S. Eye & D. Mc Intohh. The Amount of Radium present in Typical
Rocks in the immediate Neighbourhood of Montreal. The London, Edinburgh,
and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science 6. Ser., 14. 1907.
8. 231—237.
480) J. Joi.y. On the Radium -Content of Deep -Sea 8ediment«. Pjidem 16. 1908.
8. 190—197.
481) J. Joi.y. The Radioactivity of Terrestrial Surface Materials. Ibidem 24. 1912,
8. 694—705.
482) Daß die kosmischen Partikeln keine wesentlichen Mengen zuführen,
ergibt sich nach Joly aus dein geringen Gehalt der aus dem Roten
Ton der „Challengeru-Station 241 (35° 41' N., 157° 42' O., 4206 m)
ausgezogenen magnetischen Partikeln, welche nur 0,6 X 10~12 g Ra
enthielten.
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Beiratet« Literatur nebst Bemerkungen
619 .
483) Neuerdings hat J. LAUB (Ober einige Beobachtungen der Luftelektrizität
und Radioaktivität auf dem Atlantiseben und Großen Ozean. I. Bestimmung des
Emanationsgehaltes im Ozeanwasser. Meteorologische Zeitschr. 81. 1914, S. 146
bis 147) einen nicht unerheblich höheren Emanationsgehalt im Wasser
des Atlantischen als in dem des Pazifischen Ozeans festgestellt.
484) E. Eblkr. Über die Adsorption radioaktiver Stoffe durch kolloidale Kieselsäure.
Verh. d. Ges. Deutsch. Naturforsch, und Ärzte. 83. Vers. zu Karlsruhe 1911.
II. 1. S. 192-194.
485) Hierzu vergL außer Fb. Ed. Sukss (Anm. 477) besonders Joh. Koeniosbebgeb.
Berechnungen des Erdalters auf physikalischer Grundlage. B. Bestimmung des
Alters der Erde aus radioaktiven Vorgängen. Geologische Rundschau 1. 1910.
S. 245 -249.
486) Die diesem Buche beigegebene farbige Karte: „Verbreitung der
rezenten Meeressedimente und des Treibeises" ist hauptsächlich,
aber nicht ausschließlich auf Grund folgender Darstellungen ge-
zeichnet worden:
1. Atlantischer und Indischer Ozean: J. Murray und E. Piumppi. Die
Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition". Deutsche Tiefsee-Expedition.
1898—1899. Bd. X. Karte 1. 2.
2. Pazifischer Ozean: J. Murray und G. V. Lee. The depth and marine
deposits of the Pacific. Mem. Mus. of Comp. Zoology at Harvard College 88. 1.
Cambridge, U. S. A. 1909. Karte II.
3. Die Treibeisgrenzen auf der nördlichen Halbkugel, welche auf
den genannten Karten fehlen, sind für den Atlantischen Ozean ent-
nommen aus Sydow-Waonebs Methodischem Schulatlas, Gotha, J. Perthes
1917, Tafel 8 (mittl. Treibeisgrenze) und aus Ah. Si'i'AN, Grundzüge der physi-
schen Erdkunde. Leipzig, Veit & Co. 1916, Taf. XIV (äußerste Treibeisgrenze).
Im Pazifischen Ozean war die Linienführung, wie ein Vergleich
der beiden letztgenannten Darstellungen ergibt, noch bis vor kurzem
recht unsicher, was durch die geringere Erforschung dieser Meeres-
teile zur Genüge erklärt wird; hier ist die Kurve, welche Hr. Schulz
(Die Strömungen und die Temperaturverhältnisse des Stillen Ozeans nördlich von
40° n. Br. einschließlich des Bering -Meeres. Annalen der Hydrographie und
Maritimen Meteorologie. 89. 1911, S. 177-190, 242-264, Tafel 15 und 17-19)
für Monat März entworfen hat, als äußerste Treibeisgrenze ge-
nommen worden.
487) Die insbesondere auf dem Werk von Murray und Phtlippi 1908
beruhende Darstellung VOU ALBIN ONKEN (Die biogenen Ablagerungen
des Atlantischen Ozeans. Prometheus, 28. 1917, S. 167 — 171, 182—184, mit 7 Abb.)
ist nicht frei von Fehlern und schiefen Auffassungen, berücksichtigt
zudem auch nur einen Teil der Literatur.
488) R. Hartmeyer. Die westindischen Korallenriffe und ihr Tierleben. „Meeres-
kunde". 11. 2. Berlin 1909.
489) Neuerdings hat CH. GRAVIER (Sur les Madreporaires de l'Afrique occideu-
tale. Compte Rendu de la 38° session [Lille 1909] de l'Assoc. franc,. pour l'avance-
ment des Sciences. Notes et Mcmoires. Paris 1910. S. 705—708) darauf auf-
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• 620
Benutzt« Literatur nebst Bemerkungen
merksam gemacht, daß untergeordnete Riffe an der Mündung des
Gambia, an der Küste von Sierra Leone und Gabun, sowie um die
beiden portugiesischen Inseln San Thome und Ile du Prince (Ilha
do Principe) vorkommen.
490) 0. B. Bößoii.D. Mewojres sur les Sediments sonB-marins. Duc d'Orleans. Croiaiere
Oceanographique acrompli a bord de )a „Belgica" dans )a mer du Grönland 1905.
Bruxelles. 1907. 16 S.r 1 Karte.
491) Fb. Nansen. The batbymetrical features of the North Polar Seas, witb a dis-
cussion of the continental shelves etc. The Norwegian North Polar Expedition
1893—1896. Scientific Results, vol. 4. Christiania 1904. S. 214 — 224.
492) 0. B. Büotiii.n. On the bottom deposits of the North Polar Sea. The Norwegian
North Polar Expedition 1893-1896. Scientific Results, vol. V. 1906, S. 1— 52.
Appendix I. 0. N. Heidenbeich & Cn. J. .T. Fox. Analyses of the bottom
deposits. S. 53—57. App. II. Hans Kiaeb. Thalomophora of the bottom
deposits and the mud from the ice surface. S. 58 — 62.
493) J. Thoulet. Etüde lithologique de fonds recueillis dans les parages de la Nou-
velle-Zemble. Campagne arctique de Mgr le Duc d'Orleans ä bord de la „Bel-
gica" de 1907. 4°, 28 S., 1 Liste der Lotungen und 1 Karte. Brüssel 1910.
494) A. L. W. E. vax dek Veen. Barents-Zee. Jets over zeezand en grondstroomsn^pn.
Tijdschrift van het Kon. Nederlandsch Aardrijksknndig üenootschap. 2. 8er.,
Teil XXX. -1913, S. 207-211. 1 Kärtchen im Text.
495) E. von Pbyo albki. Grönland -Expedition der Gesellschaft für Erdkunde zu
Berlin. 1891-1893. Bd. I, Berlin 1897, S. 430-443: „Die Eissedimente".
49G) Sten dk Gkek. Hafsvattnets slamhalt inom Spetsbergens Isfjord ur geografisk
synpunkt. „Ymer", Tidskrift utgifven af Svenska Sällskapet fSr Antropologi
och Geografi, 1913, S. 148-157.
497) E. Geinitz. Die Endmoränen Deutschlands. Archiv des Vereins der Freunde
der Naturgeschichte in Mecklenburg. 72. 1918, S. 103-150, Tafel 1-9.
498) Segelbandbuch für die Ostsee. 1. Abt., 3. Aufl., Berlin 1906, S. 84-111: „Die
Eisverhältnisse des Ostseegebietes". — Vergl. Edi.un». Om isbildningen i bahret
Förhandlingar vid de Skandinaviska Naturforskarnes nionde Möte i Stockholm
fr&n den 8. tili den 15. Juli 1863. Stockholm 1865, S. 74-89 (Zit. nach
Ackebmann).
499) H. Mtnthe. Till fragen om submarin« geologiska undersökningar i örtersjön-
Nordsjön. Geol. Foren. Förhandl. 29. Stockholm 1907, 8. 109—127.
500) Denn aucb die Methode, welche seinerzeit N. Andkussow (Ober
eine Methode zur Bestimmung der Geschwindigkeit der Sedimentablagernng auf
dem Meeresboden. [Russisch!) IzvSstija Imperatorskago russkago Geografiöeska^o
Obsfestva — Mitt. d. Kaiserl. Russisch. Geograph. Ges. St. Petersburg. XXIX. 1893.
s. 437-440. l Tafel) angegeben hat, — mit Hilfe eines Regenmesser-
ähnlichen Apparates — dürfte an den vielen praktischen Schwierig-
keiten scheitern. — Einen kurzen deutschen Auszug dieser nur in
russischer Sprache erschienenen Mitteilung verdanke ich der Liebens-
würdigkeit des stud. phil. P. Kraft.
501) O. Kbümmei.. Die Deutschen Meere im Rahmen der internationalen Meeres-
forschung. Vorträge. Veröffentl. d. Inst. f. Meereskunde und d. Geogr. Inst a.
d. Universität Berlin. lieft 6, 1904, 36 S., 3 Karten. - Der»., Handbuch...,
Bd. I. S. 109-111.
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Benatzte Literatur nebst Bemerkungen 621
602) Recht übersichtliche Karten der Nordsee im Maßstäbe 1 : 5000 000 mit Einzeicbnung
der Bänke, sowie Stein-, Ries-, Sand-, Schlick- und Riffgründe sind in „Wissen-
schaftliche Meeresuntersuchungen". N. F. II. Bd., Kiel und Leipzig 1897,
Tafel IV — XVIII enthalten und dienen dort als Unterlage biogeographischer
Eintragungen.
503) A. J. Jukes-Bbowne in Conteroporary Review 1893, S. 704 (Zitiert nach
Krümmel).
604) O. Krümmel. Ober Erosion durch Gezeitenströme. Petermanns Geogr. Mitt. 85.
1889, S. 129-138.
505) E. Geinitz. Die geographischen Veränderungen des südwestlichen Ostseegebietes
seit der quartären Abschmelzperiode. Petermanns Geogr. Mitt. 48. 1904, S. 25
bis 28, 77 -81, Tafel 3.
506) H. Spethmann. Tiefenkarte der Beltsee. Petermanns Geogr. Mitt. 57. 1911,
Bd. II, S. 246 -251, Karte Tafel 29.
507) E. Büchtino. Die Bodenformen der Ostsee. Inauguraldissertation, Jena 1918,
91 S., 5 Kärtchen und Profile auf 4 Tafeln.
508) Diese Tiefe wird neuerdings um 50 m tiefer angesetzt!
509) H. Hausen. Über die Entwicklung der Oberflächenformen in den russischen
Ostseeländern und den angrenzenden Gouvernements in der Quartärzeit. Fennia.
84. Nr. 3. Helsingfors 1913/14 (zit. nach E. Büchtino).
510) Th. Rbinbold. Untersuchung des Borkum-Riffgrundes. 6. Bericht der Kommission
der wissenschaftlichen Untersuchung der deutschen Meere in Kiel für die Jahre
1887—1889. Berlin 1889, S. 189—190, 1 Skizze. — Nack dieser Mitteilung bildet
vegetationsloses, bewegliches Geröll, nicht anstehender Fels diesen „Riffgruod".
511) Joh. Rrinke. Algenflora der westlichen Ostsee deutschen Antheils. Eine
systematisch - pflanzengeographiscbe Studie. 6. Bericht der Kommission der
wissenschaftl. Untersuchung der deutschen Meere in Kiel für 1887—89. Berlin
1889, S. III-XI und 1 — 101. Mit Vegetationskarte der westlichen Ostsee
1:600000.
512) Freiherr von Löwenstern. Adler-Grund. Annalen der Hydrographie und mari-
timen Meteorologie 4. 1876, 8. 461—462, 1 Tafel.
613) Über die im Sommer 1879 zur Wegräumung des Adler -Grundes ausgeführten
Arbeiten (nach einem Bericht des Kgl. Wasserbauinspektors Weinreich im
Januar 1880). Ibidem 8, 1880, S. 286 -292.
614) Deimlinq. Die Neuvermessung des Adlergrundes. Marine- Rundschau 12, 1901,
8. 905—917, 4 Skizzen. — Vergl. auch Benoit, Der Adlergrnnd. „Himmel und
Erde44 14, 1902, S. 193—200.
515) W. Dekcke. Die Oderbank, N. von Swinemünde. IX. Jahresber. d. Geogr. Ges.
Greifswald f. 1903—05. Greifswald 1905, S. 201-213, 1 Tafel.
616) W. Deecke. Ein Versuch, die Bänke der Ostsee vor der pommersehen Küste
geologisch zu erklären. Neues Jahrb. f. Mineralogie usw. Beilage Bd. 20, 1905,
S. 445-465, Tafel VIII.
617) Hierzu vergl. jedoch W. Otto im 13. Jahresber. d. Geogr. Ges. Greifswald
f. 1911-12. Greif8wald 1913, S. 291-295.
518) Dunston. The eastern extension of the Midland coalfield and the exploration at
Soutbcar. Trans, inst min. eng. XII. 1896/7, S. 515 (zitiert nach A. Dannen-
berg).
619) H. PniLiPPSES. Untergegangene Wälder in der Nordsee. Naturwissenschaftl.
Wochenschr. N. F. 11, 1912, S. 699—700. — Ders., Über das Alter der ver-
sunkenen Wälder und Moore an den Küsten der Nordsee. Ibidem N. F. 15,
1916, 8. 9-10.
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622 Benatzte Literatur nebst Bemerkungen
520) F. Wahnsmuaffr. Die Oberflächengestaltung des Norddeutschen Flachlande«.
3. Auflage. Stuttgart 1909, S. 372-387 : „Die Veränderungen im Küstengebiete".
521) Yergl. das Referat und die Schlußfolgerungen von 6. Braun, Die neuzeitliehe
Senkung der Nordseeküste. Petermanns Geogr. Mitt. 57, 1911, II, S. 21/22.
522) Prestel. Der Boden der ostfriesischeu Halbinsel. Emden 1870 (zitiert nach
F. Wahnschakke).
523) P. Temcu. Rolsteenen van de Doggersbank. Vortrag. Handelingen van het
XV. Nederlandsch Natuur- en Geneeskundig Congres, gehouden te Amsterdam, *
op 8.— 10. IV. 1915, S. 525-530.
524) H. Wn it ehe ad and H. H. Goodciiii.d. Some Notes on „Moorlog", a Peaty
Deposit from the Dogger Bank in the North Sea. (With Report on the Plant-
Romains by Clement Reid und Mbs. Reid.) With map and illustrations.
Essex Naturalist pts I und II. Vol. XVI (April-July 1909), S. 51.
525) J. W. Statheb. Shelly clay dredged from the Dogger Bank. The Quart. Journ.
of the Geol. Soc. London 68, 1912, S. 324—327.
526) Henr. Mi1 nt he. Den Svenska Hydrografiska Expeditionen Är 1877 nnder Ledning
af F. L. Ekman, Afd. III. Kongl. Svenska Vetenskaps-Akademiens Handlingar.
Bandet 27, Nr. 2. Stockholm 1894, 35 8., 1 Karte.
527) G. Fobchhammrr. Über die veränderte Wasserhöhe an den dänischen Kästen.
(Aus dem Dänischen in „Nordisk Universitets-Tidskrift". 2, 1. Kopenhagen 1856.)
Zeitschr. f. allgemeine Erdkunde der Gesellschaft für Erdkunde Berlin, N. F. 1,
1856, 8. 473—490.
528) Edvabd Erdmann. Fynd af torf pft Kattegats botten. Geologiska Föreningena
1 Stockholm Förhandlingar, SO, 1908, S. 221—231, 5 Textabbildungen.
529) G. Andersson. Hvarifr&n härstamma de p& Kattegats botten antraffade torf-
blocken? Ibidem 87, 1915, S. 555 -566, 5 Abb.
530) W. Deeoke. Geologie von Pommern. Berlin 1907, S. 226—228. — Ders., Ent-
wicklungsgang und Gestalt der Ostsee. Geogr. Zeitschr. 16, 1910, S. 186 — 206.
531) W. Dekckk. Vineta. 10. Jahresber. der Geogr. Ges. Greifswald, 1907, S. 43-60,
2 Tafeln und 1 Skizze.
532) K. Möbius. Die wirbellosen Thierc der Ostsee. Jahresber. der Commission zur
wissenschaftlichen Untersuchung der deutseben Meere in Kiel, 1871, IV. A.
583) K. Möbius. Das Thierleben am Boden der deutschen Ost- und Nordsee. R. Virchow-
Fr. v. Holtzendorffs Sammlung gemeinverständlicher wissenschaftlicher Vorträge,
VI. Serie, Heft 122. Berlin, 1871.
534) Einen guten Überblick über die Ergebnisse der älteren Arbeiten
Ober die Lebewelt der Ostsee gab C. Ackermann in seinen im
Übrigen vielfach Überholten „Beiträgen zur Physischen Geographie der
Ostsee". 399 S., 1 Tiefenkarte, 5 lithographierte Tafeln. Hamburg 1883.
535) Reibisoh. Die Bodenfauna von Nord- und Ostsee. Verb. d. Deutsch. Zool. Ges.
auf d. 24. Jahresvers, zu Freiburg i. Br., 1914, S. 221—235.
536) C. G. Joh. Petersen und J. Chr. L. Lrvinsen. Trawlings in the Skager Rack
and the Northern Cattegat in 1897 and 98. From the Danish Biological Station,
IX, 1899 (Kopenhagen, 1900), 56 S.
537) C. G. Joh. Petersen. Valuation of the Sea. II. The animal communities of the
sea-bottom and their importance for marine zoogeography. Ibidem XXI, 1913
(Kopenhagen. 1914), 67 8., 6 Tafeln, 3 Karten, 1 Anhang.
538) Leider haben Versuche der „Michael Sars "-Expedition in der Tiefsee
mit diesen PETERSENschen Bodensammlern keine günstigen Resultate
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
«25
ergeben ; doch werden weitere Modifikationen der Apparatur gewiß
auch hier bessere Resultate zeitigen.
539) C. G. Jon. Petersen. The Sea Bottom and its production of Fish-food. A Sur-
vey of the work done in connection vrith valuation of the Danish waters from
1883—1917. Report of the Danish Biological Station to the Board of Agri-
culture. Kopenhagen, 1918, 62 S., 10 Tafeln, 1 Karte,
540) C. G. Jon. Petersen. Om Baendeltangens (Zostera marina) Aar«- Production
i de danske Farvande. Mindeskrift for Japetus Steenstrup. I. Del, IX, S. 1
bis 20, 1914.
641) P. Boysen Jensen. Studies concerning the organio matter of the Sea Bottom.
Report of the Danish Biological Station, XXII, 1914 (Kopenhagen, 1915),
8. 1—15.
542) C. G. Jon. Petersen- and P. Boysen Jensen. Valuation of the Sea. I. Animal
Life of the Sea- Bottom, its food and quantity (Quantitative studies). From th»
Danish Biological Station, XX, 1911, 81 S., 6 Tabellen, 3 Karten, 6 Tafeln.
543) Siehe die Karte in der Darstellung von Petersen von 1918. —
Der Versuch, auch im nordöstlichen Atlantischen Ozean und im
Norwegischen Nordmeer bis hin nach Spitzbergen einzelne Lebens-
gemeinschaften zu unterscheiden, welche z. T. mit denen der
dänischen Gewässer identisch sind (vergl. C. G. Joh. Petersen. Notes
to Charts I and II. Appeudix to Report of the Danish Biological Station, XXI.
1914 (Kopenhagen, 1915), ist besonders für die tieferen Gewässer nichts
anderes als ein Hinweis darauf, daß auch in diesen Gebieten
ähnliche Resultate erhalten werden könnten, wenn in Zukunft
darauf hingearbeitet wird. Heute ist das Meiste noch Vermutung.
544) T. H. Behrens. Über die Untersuchung der Grundproben. In „Die Expedition
zur physikalisch-chemischen und biologischen Untersuchung der Ostsee im Sommer
1871 auf S. M. Avisodampfer Pommerauia". Jahresbericht der Commission zur
wissenschaftlichen Untersuchung der deutschen Meere in Kiel für das Jahr 1871.
I. Jahrgang, 1878, S. 57—63.
545) Orth. Beitrage zur Meereskunde. 2. Die Zusammensetzung der in den Jahren.
1873 und 1874 in der Ostsee und in der Nordsee von einigen Vermessungs-
schiffen der Kaiserlichen Marine aufgenommenen Meeresgrund proben. Annalen
der Hydrographie und maritimen Meteorologie. III. 1875, S. 310, 2 Tabellen
auf S. 304/305, 1 Tafel mit;.2 Kartenskizzen.
546) Die jetzt Prof. Dr. H. Stremme gehörigen Proben sind erst vor
kurzem dem Verf. zu eventueller weiterer Bearbeitung, die ge-
legentlich ausgeführt werden soll, übergeben worden.
547) W. von Gümbei.. Geologisch-mineralogische Untersuchung der Meeresgrundproben
aus der Nordsee. Die Ergebnisse der Untersuchungsfahrten S. M. S. Knbt. „Drache"
in der Nordsee in den Sommern 1881, 1882 und 1884. S. 23—47. Berlin, E. S.
Mittler, 1886.
548) Det videnskabelige Udbytte af Kanonbaaden „Hauchs" Togter i de Danske
Have indenfor Skagen i aarene 1883—86. Kopenhagen 1893, 8.57— 59: K.Röedam.
Kemiske Undereögelser af nogle Bundpröver fra Danske Farvande. — S. 433
bis 437: C. G. Joh. Petersen. General results: The Bottom Deposits.
649) E. Küpper». Physikalische und mineralogisch geologische Untersuchung von
Bodenproben aus Nord- und Ostsee. Wissenschaft!. Meeresuntersuchungen, her-
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624 Benutzte Literatur nebet Bemerkungen
aasgegeben von der Kommission zur Untersuchung der deutschen Meere in Kiel
und der Biologischen Anstalt auf Helgoland. Abteilung Kiel. Neue Folge
Bd. 10. 1906. 8. 3-11. Mit 2 Karten im Text
550) H. 8pethmann. Studien über die Bodenxusammensetzung der baltischen Depres-
sion vom Kattegat bis zur Insel Gotland. Ibidem, Bd. 12. Kiel 1910. S. 303
bis 314. 1 Karte.
651) C. A i*stein. Bodenuntersuchungen in Ost- und Nordsee. Sitznngsber. d. Ges.
naturforschender Freunde. Berlin 1916. S. 355—376. Tafel XIII, XIV.
552) Lasard. Mittheilungen über Veränderungen des Meeresbodens der Nordsee.
Zeitschr. d. Deutsch. Qeol. Oes. 40. 1888. S. 190.
553) H. Spkthmann. Fossile Sunde und Strömungsrinnen im Küstengebiet Vor-
pom merus. Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde. Berlin 1913. 8. 214-218.
554) Proc. Royal Soc. Edinburgh, 22. 1900. 8. 409—129.
555) J. Murkay. On the depth and marine deposits of the Indian Ocean, with des-
criptions of the deposit-samples collected by Mr. J. Stanley Gardiner in 1905.
(Percy Sladen Trust Expedition). Trans. Linn. 8oc. Ser. 2. Zoology, vol. XI IL
1909. S. 355-396. Tafeln 22—24.
556) G. Schott. Geographie des Persischen Golfes und seiner Randgebiete. Mitt. d.
Geograph. Ges. in Hamburg. Bd. XXXI. 1918. 8. 1—110. 11 Ansichtstafeln,
2 Karten auf 2 Tafeln und 14 Textfiguren.
557) G. Schott. Ozeanographie und Klimatologie des Persischen Golfes and de«
Golfes von Oman. Beilage zu den Annalen der Hydrographie und maritimen
Meteorologie. 1918. 46 S., 7 Tafeln.
558) Segelhandbuch für den Persischen Golf. Reichsmarineamt, Berlin 1907. S. 166, 169.
559) Z. B. v. d. B. Außergewöhnlich hohe Luft- und Wassertemperaturen im Roten
Meer und im Persischen Golf. Annalen der Hydrographie und maritimen Meteoro-
logie 89. 1911. S. 101-104.
560) 8. Gknthr. Der Persische Meerbusen. Inauguraldissertatiun, Marburg 1896.
561) Vergl. s. B. C. Croshj.and. Desert and water gardens of the Red Sea. Cam-
bridge 1913. S. 145. Profil 12. — So auch die Deutung eines der besten Kenner
der Geologie dieser Erdgegend, M. Bi.anckenhorn.
562) Jon. Ei.mkrt. Die Sunda-Expedition des Vereins für Statistik zu Frankfurt am
Main. Bd. II. Kapitel: „Austrasien und die Entwicklungsgeschichte der indo-
australischen Inselwelt vom Tertiär bis zur Gegenwart". S. 13—16 (des Sep.).
563) J. Wanner. Einige geologische Ergebnisse einer im Jahre 1909 ausgeführten
Reise durch den östlichen Teil des indoaustralischen Archipels. Central bl. f.
Mineralogie etc. 1910. S. 146.
564) Siboga-Expeditie I. Max Weber. Introduction et 'deacription de Texpedition.
1902. S. 80. — Ibidem LXV. O. B. Böggild. Meeresgrund proben der Siboga-
Expedition. 1916. S. 43. 44. — Vergl. auch G. A. F. Molengraafp in „The
Coral reef problem and Isostasy". Koninklijke Akademie van Wetenschappen te
Amsterdam, Proceedings Vol. XIX. 1916. S. 623, 624.
565) Segelhand buch für den Stillen Ozean. Deutsche Seewarte. Hamburg 1897. S. 5 — 6.
566) Zum Vergleich mögen hier die älteren Arealzahlen von J. Murray
von 1891 (in der von Ai.. Slpan in Peterm. Geogr. Mitt. 88. 1892. Lit, ber.
No. 1164. S. 189—190 in das metrische Maß verwandelten Form) mit denen
0. Krümmels von 1907 zusammengestellt sein, wobei noch zu be-
merken wäre, daß die ersteren auf 346,2, die letzteren aber auf
361,3 Millionen qkm sich beziehen:
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Benutet« Literatur nebst Bemerkungen 625
J. MüllRAY 18'Jl 1 0. KlU MMKl. 1«J07
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567) Das Kärtchen (Tafel VII) „Verbreitung der SchwammfischereigTünde,
des Vorkommens der Edelkorallen, Bankaustern, Baumaustern und
Meeresperlmuscheln, sowie der Hauptgewinnungsstätten der Perlen"
ist im Wesentlichen auf Grund folgender Quellen entworfen:
1. W. Marshall: Atlas der Tierverbreitung (Bergbaus* Physikalischer Atlas,
Abt. VI). Nr. VIII (des ganzen Atlas Nr. 59), Kärtchen VI und S. 9 des be-
gleitenden Textes. Gotha, Justus Perthes, 1887. — 2. Kärtchen: „Verbreitung
wichtiger niederer Tiere" in „Brehms Tierleben", 4. Auflage, 1918. — 3. Brief-
liche Mitteilungen und Manuskriptkarte von E. Vanhökken f, dem Verf. für
Zwecke dieses Buches im Februar 1917 sur Verfügung gestellt. — 4. Beiüglich
der Verbreitung der Edelkorallen vor allem: Kisuinouyk in Journal of the
Imperial Fisberies Bureau, vol. XIV, 1. Tokyo, 1904.
568) Einige wichtige Angaben des Folgenden entnahm ich, soweit nicht
die betreffende Quelle noch besonders angegeben ist, außer den in
der vorhergehenden Anmerkung angeführten Stellen folgenden Dar-
stellungen: „Amtliche Berichte über die Internationale Fischerei- Ausstellung
zu Berlin 1880". 5 Theile in einem Bande. Berlin, 1881. — Max Eckert,
Kapitel „Wirtschaftsgeographie" in L. von Wiese's Wirtschaft und Recht der
Gegenwart. Bd. II, S. 448-508. Tübingen, 1912. — Abschnitt 6: „Das Tbier-
leben des Meeres" in W. Haackk und W. Kuhxert. Das Thierleben der Erde.
Bd. III. Berlin, M. Oldenbourg.
■569) Hier mag auf eine ansprechende Schilderung hingewiesen werden,
welche auch den Einfluß des Menschen auf das Meer und seine
Bildungen berücksichtigt: Ernst Fischer f. Der Mensch als geologischer
Faktor. Zeitschr. d. deutsch, geol. Ges. 67, 1915, S. 106-148. Der Verfasser
schildert, wie durch Ziehen von Deichen 268 Quadratmeilen des
Meeresbodens der Küste von Holland zugefügt wurden, wie Ufer-
bauten und Strandbefestigungen (Helgoland!) der Zerstörung durch
das Meer erfolgreich Einhalt tun, auch wie untergehende Schiffe
in beträchtlichem Maße die Masse des Sedimentmateriales am
Andre«, Geologie de« Meeresboden», lt. ,ft
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626 Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
Meeresboden vermehren helfen. Nicht minder geschieht dieses
dnrch Überbordwerfen organischer Abfälle aller Art, durch die
immensen Mengen von Kohlenaschen und -schlacken auf den
Routen der transozeanischen Dampferlinien und durch das Aus-
laden von Ballast. Wird schon hierdurch beim Sammeln von
Küstengeröllen eine große Vorsicht nötig — eine lange für vul-
kanischer Herkunft gehaltene, schaumige Schlacke der Nordsee-
küsten erwies sich z. B. schließlich als das Produkt eines an der
britischen Ostküste gelegenen Hochofenwerkes — so gilt das mehr
und mehr auch für die Sedimente des offenen Meeres, aus welchen
die Dredschen gar nicht so selten die verschiedensten Abfall-
produkte menschlicher Tätigkeit wieder zutage förderten. Nehmen
wir hinzu, daß der Schiffsverkehr manche Tierformen in die ent-
ferntesten Winkel des Weltmeeres verschlagen kann, daß durch
die Grabung von Kanülen, wie bei Suez und Panama, zwei ge-
trennte Faunengebiete in Austausch geraten können, daß wohl
ungeheure Massen von Erde und Böden aus solchen Kanälen —
wie beim Bau des Nordostseekanals vor der Kieler Föhrde — am
Meeresboden aufgeschüttet werden, wodurch sich nicht nur die
Tiefenverhätnisse, sondern auch die Verbreitung des pflanzlichen
und tierischen Benthos und damit vielleicht das Gleichgewicht im
biologischen Meereshaushalt verschieben können (J. Reinke 1896),
so zeigt es sich in der Tat, daß hier durch den Eingriff des Menschen
Veränderungen angebahnt wurden und werden, an denen die Wissen-
schaft nicht achtlos vorbeigehen darf. — In diesem Zusammenhange
wäre auch noch einmal auf die im Interesse der Schiffahrt aus-
geführte, künstliche Hinwegräumung von Untiefen, wie des Adler-
grundes in der Ostsee (vergl. S. 494), und auf das Versenken von
Steinen (S. 570) oder leeren Muschelschalen (S. 564, 565) an be-
stimmten Orten und zu bestimmten praktischen Zwecken hinzuweisen.
570) Jahrb. kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt f. 1915. XXXVI, I, S. 543.
571) V. H. Owtexpeu>. Ün tue Ecology and Distribution of the Grass- Wrack (Zoster*
marina) in DanUh Waten». Report of the Danish Biologital Station. XVI, 1908.
572) K. Rokdam. Kemisk Undersögelse af Baendeltangen fra Danske Farvande. Den
kgl. Veterinaer- og Landbohöjskoles Aarskrift, 1917, S. 109 — 145.
573) M. ('. G. Lehmann. Der entdeckte Nutzen des SeeKrases zum Fullen der Küssen
und Polster. Kopenhagen bei Schnbothe, 1814 (Dänisch, ibidem 1812).
574) Zeitschr. Kali. VI, 1912, S. 280/281.
575) J. S. Bi'K». The economic value of Pacific <oast kelps. California Univeraity
Exper. Station 1915. Bull. 248.
576) CheinikerZeituug 8», 1915, 8. 478/9.
577) F. Friedensburo. Kalivorkommen und Kaligewinnungsversuche in den Ver-
einigten Staaten von Nordamerika. „Glückauf (Berg- und Hüttenmännische Zeit-
schrift). 58, 1917, 19.- 23. Heft, bes. S. 461-466: rKaligewinnung aus Meeres-
tang (Kelp)u.
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Benutzte Literatur nebst Bemerkungen
62.7
578) Gkobg von Eckhel. Der Badeschwamm in Rücksicht auf die Art seiner Ge-
winnung, die geographische Verbreitung und locale Variation. Triest (im Selbst-
verlage des Verf.«) 1873, 42 S , 1 Karte, 2 Tafeln.
579) R. Gkekff. Über die Corallenfischerei an der Küste der Capverdischen Insel
S. Thiago. Zoologischer Anzeiger 1882, Nr. 121, 2 S.
580) Kibhinouyk in Journal of the Imperial Fisberies Bureau. Vol. XIV, 1. Tokyo
1904 (Zit. nach frdl. Mitt. von E. Vanuöeeen t).
581) Eine eingehendere Darstellung . von H. Simboth über die Kunst Austern tu kulti-
vieren findet sich in Brehms Tierleben. 4. Aufl , Bd. I, 1918, 8. 524 - 533.
582) B. Hki.i.and H AN8ES. Die Austornbassi ns in Norwegen. Internationale Revue
der gesamten Hydrobiologie und Hydrographie. Bd. I, 1908/0'J (Leipzig), S. 558
bis 573.
583) K. Möbiuh. Über die Austern- und Miesmuschelzucht und die Hebung derselben
an den norddeutschen Küsten. Bericht a. d. H. Minister f. d. landwirtschaftl.
Angelegenheiten. Berlin, Wiegandt und Hempel 1870 — K. Möbius. Die Auster
und die Austern Wirtschaft. Mit 1 Karte und 9 Holzschnitten. Berlin 1877. —
K. Möbius. Über die Tiere der schleswig-holsteinischen Austernb&nke, ihre
physikalischen und biologischen Lebensverhältnisse. Sitz.-Ber. d. k. preuß Akad.
d. Wissensch, zu Berlin. VIII, 1893, S. 67 92. — H. G Kirsbach. Die Anster
und die Austeruwirtschaft mit besonderer Rücksicht auf die Auster der Schleswig-
• holsteinischen Nordseeküste. „Kosmos- VII. Jalirg (Bd. XIII), 188H, S. 449-463.
Tafel IV, V. — Heyking. Königlich Preußische Austerubänke, ihre Bewirt-
schaftung und Nutzung. Mitt. d. Deutschen Seefischerei- Vereins. 29, 1913, S. 201
bis 205, 5 Abb.
584) Amtliche Berichte über die Internationale Fischerei-Ausstellung zu Berlin. 1880.
5 Theile in einem Bande. Berlin 1881. Theil II (M. Lindemann). 8. 25/26.
585) Das Aussehen einer typischen dänischen Austernbank hat H. Bleovad be-
schrieben (l Dykkcrdragt. Naturens Vaerksted, 3' Hefte, 191 6, 8. 65—77). —
Über die dänische Austernkultur vergl. auch C. G Joh. Petebsen. First and
secoud Report on the Oysters and Oyster Fisberies in the Lim Fjord. Report
on the Danish Biological Station. XV und XVII. Kopenhagen 1008; ferner
C. G. Joh. Petersen in „The sea-bottom and its produetion of fish-food".
Ibidem. Kopenhagen 1918, 8. 56 - 60.
586) A. Haomeikk. Über die Fortpflanzung der Anster und die fiskalischen Austern-
bänke. Wissenschaft]. Meeresuntersuch., N. F. Bd. XI, Abt. Helgoland, S. 219
bis 248, 2 Textabb., Tafel XXII. Kiel und Leipzig 1916. — Hier auch noch
weitere Literatur zu dieser Frage.
587) Vergl. z. B. W. II. Brooks. The oyster. Baltimore 1905.
588) Die Vernichtung der Austernschädlinge, insbesondere des Buccinum (Wellhorn,
whelk der Engländer) im Limfjord behandelt C G. Jon. Petersen. Sume ex-
periments on the possibility of combating the harmful animals of the fisberies,
especially the whelks in the Limfjord. Report of the Danish Biological Station.
XIX. Kopenhagen 1911.
589) M. Lühe. Über die Entstehung der Perlen. Schrift Physik.-ökonom. Ges. XLV,
S. 79-82. Königsberg i. Pr. 1904. — J. Meiheniikimbk. Neuere Untersuchungen
über die Biologie der Perlmuscheln und die ßilduug der Perlen. Naturwissen-
schaft Wochenschr. N. F. XI (XXVII), 1912, S. 123—124. - E. Kokschelt.
Pcrleu und Perlenbildung. Handwörterb. der Naturwissensch. VII, 1912, 8. 574
bis 586. — Ders. Perlen. Altes und Neues über ihre Struktur, Herkunft und
* Verwertung. Fortschritte der Naturwissenschaft). Forschung 7, 1913, S. III - 190.
40*
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628 Benatzte Literatur Debet Bemerkungen
590) Nach Hartmeyer, der diese Bank besuchte, liegt die Perlbank der
Sharks-Bai sehr flach and hat groben Sandgrund, auf welchem die
Perlmuscheln schon mit der Hand vom Boote aus erreicht werden
konnten. Doch sollen dieselben nur wenig Perlen liefern und
hauptsächlich der Perlmutter wegen gesammelt werden (nach frdl.
briefl. Mitt. von E. VanhÖFFEN vom 5. III. 1917).
691) Vergl. auch die neuesten Mitteilungen über Perlenfang und Perlenhandel im
Persischen Golf von G. Schott in Mitt. d. Geographischen Gesellschaft in
Hamburg, Bd. XXXI, 1918, S. 72—74.
592) A. Voeltsskow. Forschungen über Korallenriffe. Geographischer Anzeiger 1907,
Heft 2.
593) Anonymus. Die Perlenfischerei und Industrie auf den Philippinen • Inseln
Zeitschr. „Der neue Orient", Bd. 2, 1918, Nr. 11/12, S. 564—565.
594) Charles Lincoln Edwards. The Abalones of California. Ann. Rep. Smiths
Inst. Washington for 1913 (1914), S. 429—438, 10 Tafeln.
595) Außer der früher mitgeteilten Literatur (be*. Doss) vergl. noch Abel. Die Soo!
und Schlammbäder in den Limanen bei Odessa. 15. öffentl. Sitz, der balneo-
logischen Gesellschaft 1893 (Ref. in Schmidts Jahrb. d. ges. Medicin. Bd Stt
1894, S. 101). - A. Hunnius. Die Seebäder Hapsals. Reval 1853. - Hot*
mayer. Daa Bad Arensburg auf der Insel Oesel. Arensburg 1880. — Fritz
M. Behr. Zur Kenntnis der bal neologischen Verhältnisse Kurlands. Zeiuchr.
f. Balneologie, Klimatologie und Kurort-Hygiene 10, 1917/18, Nr. 9/10, S. 55-66
596) Die umfangreiche Literatur über diesen Gegenstand ist in folgenden
Darstellungen zu finden: Fürer, Salzbergbau und Salinenkunde. Braunich*«?
1900. — 0. von BufiCHMAN. Das Sab, dessen Vorkoni men und Verwertons:
in sämtlichen Staaten der Erde. Bd. I, 1909. Bd. II, 1906. Leiptif
W. Engelmann. — L. Maillard. L'industrie des salines cötieres. Bull, de Tin*
Oi eanogr. Nr. 100, 1907. — Müller. Die Salzgärten des Meeresufers. Dis«rt.
Leipzig 1910. — W. Niemann. Die Salzvorräte der Sahara. Ihre Natur und
Verwertung. Dissert. Leipzig 1914.
597) Alkr. Philippson. Das Mittelmeergebiet. 3. Aufl. Leipzig, 1914, S. 61— «2
598) Schon phönizische und punische Fischer benutzten die Produkte
mehr oder weniger natürlicher Salzgärten zum Konservieren ihrer
Beute. Die bereits von Pllnius erwähnten Salinen von Pelnsium
wurden die Vorläufer der modernen Betriebe von El Meks ond
Baltim, die gegenwärtig Ägypten mit Seesalz versorgen.
599) Apolk Steter. Biologisches Skizzenbuch für die Adria. Leipzig 1910, S. 32ß
600) H. Puaesent im VIII. Jabresber. d. Geograph. Ges. Greifswald für 1911/1-
Greifswald 1913, S. 95.
601) Sohostak, Ober die Salzindustrie am Kujalnik-Liman. Mem. d. Od«s»*r
Statistischen Com. Bd. I, 1865 (Zit. nach N. Sokolow 1895).
602) Joh. Waltheh. Einleitung usw. S. 862.
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Verzeichnis der Textfiguren
Fig. 1 (S. 32). Strandbrandung an steilem Felsstrand. Kap Kulten bei Heisingborg.
Südscbweden. Phot. Dr. Hans Spethmann.
Fig. 2 (8. »4). Flachstrand von Sylt mit auflaufender Brandung. Aus der Penck-
Serie des Verlages Dr. F. Stoedtner, Berlin.
Fig. 3 (S. 36). Mehrfache Brandung auf flachem Sandstrand. Skagen, Nordspitac von
Jütland. Phot. Dr. Hans Spethmann.
Fig. 4 (S. 37). Mehrfache Brandung auf überschwemmtem Strand, am Boden derSoog-
strom. Nach 0. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 113, Fig. 22.
Fig. 5 (S. 38). Vollständig ausgebildete Brandung. Nach S. Passarge, Physiologische
Morphologie, S. 64 (196), Abb. 39.
Fig. 6 (S. 39). Brandnngsabrasiun am 1 8 tri sehen Scoglio Gronghera. Nach G. Gotzinger
aus Stilles Geologischen Charakterbildern, 5. Heft, 1911, Tafel 2.
Fig. 7 (S. 40). Schematisches Profil der Abrasionsküste nach F. von Richthofen aus
0. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 130, Fig. 35.
Fig. 8 (S. 40). Brandungshohlkehle im Felsufer der Riviera nach 8tevenson aus
0. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 129, Fig. 34.
Fig. 9 (S. 40). Strandprofil am Tonufer nach Stevenson aus 0. Krümmel, Handbuch
der Ozeanographie, Bd. II, S. 124, Fig. 31.
Fig. 10 (S. 40). Rest eines gehobenen Korallenriffes mit Brandungshohlkehle auf
Abrasionsfläche. Strand von Daressalam, Deutsch-Ostafrika. Phot. C. Uhlig. Aus
der PENCK-Serie des Verlages Dr. F. Stoedtner, Berlin.
Fig. 11 (S. 41). Brandungshobikehlen- und Pilzfelsenbildang ans karbonischen Kon-
glomeraten am Hopewell -Kap bei Moncton, Neu - Braunschweig, Canada. Nach
einer käuflichen Abbildung.
Fig. 12 (8. 42). Brandungshohlkehlen-, Pfeiler- und Pilzfelsenbildang aus obersilurischen
Kalken in der Brandungszone der Insel Gotland, Ostsee. Nach einer käuflichen
Abbildung.
Fig. 13 (8. 43). Perce-Rock, ein aus steil aufgerichtetem, fossilführendem Unterdevon
bestehender, 87 m hoher, bei Ebbe trockenen Fußes zu erreichender Felsen mit
einem 1845 eingestürzten und einem zweiten, noch erhaltenen Brandungstor.
Quebec, Canada. Andree phot. 1913.
Fig. 14 (S. 43). Steilküste von Helgoland mit Brandungstoren und vorgelagerter
Abrasionsterrasse bei Ebbe. Nach einer käuflichen Abbildung.
Fig. 15 (S. 44). Durch das Spritzwasser der Brandung angelöste Kalkfelsen der Insel
Capri, die wie mit Säure abergossen aussehen. Andkee phot. 1898.
Fig. 16 (S. 45). Küsten karren auf dem Scoglio Rovera bei Parenzo, Adria. Nach
G. Götxikger aus Stilles Geologischen Charakterbildern, 5. Heft, 1911, Tafel 3a.
Fig. 17 (S. 46). Kalkstein von der Felsküste Dalmatiens, durch eineu Bohrschwamm
(Vioa oder Cliona celata Grant) angebohrt und innerlich zermürbt. */■. d«r
natürlichen Größe. Nach 0*kab Schmidt aus C. Keller, Das Leben des
Meeres, 1895, S. 258 Fig. 77.
630
Verzeichnis der Textfigoren
Fig. 18 (S. 46). Lithodomus litbophagus, die „Meerdattel", in Kalkstein eingebohrt.
Küste der Adria bei Triest. Etwa '/» der nat. Größe. Original in der Allgemein-
geologischen Sammlung des Geologisch - paläontologischen Institcita und der Bern-
ateinsammlung der Albertus-Universität zu Königsberg i. Pr.)
Fig. 19 (S. 47). Scheraatische Darstellung der Besiedelung der Felsküste der Normandie
und Bretagne mit pflanzlichem und tierischem Bentbos nach 6. W. von Zahn aus
Thilo K Ri mbach in Zoolog. Anzeiger, 49, 1917, S. 122, Fig. 5.
Fig. 20 fS. 48). Echinometra subangularis, eingebohrt in den Sandstein des Pernambuco-
„Riffau. Küste von Brasilien. Nach J. C. Bbannkb in Bull. Mus. Comp. Zool.
Vol. XLIV, Tafel 50.
Fig. 21 (S. 48). Seeigelbohrlöcher in TrachytblÖcken. 300 m nordwestlich Pedras Pretas
Point bei Pernambuco, Brasilien. Nach J. C. Bbannkb in Bull. Mus. Comp. Zool.
Vol. XLIV, 1904, Tafel 73.
Fig. 22 (S. 49). BlockBtrand von Lohme auf der Insel Rügen (Ostsee). Nach F. Wahh-
kchaffk aus Stilles Geologischen Charakterbildern, 2. Heft, 1910, Tafel 5.
Fig. 23 (S. 50). Tangbewachsung in den Felswatten der Fundybai auf pflanzenführenden
Oberkarbongesteinen. Duck Cove bei 8t John, Neu Brannschweig, Canada. Andkkk
phot 1913.
Fig. 24 (S. 51). Laminarien (auf dem Strande von Helgoland ausgebreitet), aufsitzend
auf z. T. durch Bohrmuscheln angebohrten Geschieben, die dem Meeresgrund ent-
stammen und nur infolge der Bewachsung mit Tangen transportiert werden
konnten. Aus H. Potonie, Entstehung der Steinkohle, 5. Aufl., Berlin 1910,
S. 145, Fig. 51.
Fig. 25 (S. 52). Vorstrand mit Strandwall aus Kieseln unterhalb des Geachiebemer^el-
kliffs bei Brüsterort an der Küste des Samlandes, Ostpreußen. Nach einem Negativ
im Besitze des Geologisch -paläontologischen Instituts und der Bernsteinsammlung
der Albertus-Universität zu Königsberg i. Pr.
Fig. 26 (S. 53). Strandprofil am Geschiebeufer der Schaabe auf Rüge n nach A. Philippson
aus O. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd, II, S. 123, Fig. 30.
Fig. 27 (S. 54). Strandprofil an der Schaabe auf Rügen nach A. Philippson aus
0. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 123, Fig. 29.
Fi*. 28 (S. 54). Schematische Darstellung des Verhältnisses von Strandbrandung und
Strandwall nach S. Passaroe, Physiologische Morphologie, S. 65 (197), Abb. 40.
Fig. 29 (8. 55). Sandig-steiniger Strandwall bei Grand Grive, Gaspe-Bucht, Quebec,
Canada. Andree phot. 1913.
Fig. 30 (S. 56). Sehr regelmäßig gestaltete Gerölle verschiedenster kristalliner Gesteine
und Sandsteine (bezw. Quarzite) vom Ostseestrande (Sommerstrandwall) der Kurischen
Nehrung bei Nidden. Etwa der nat. Größe.
Fig. 31 (S. 59). Tang- Strandtrift auf Helgoland. Nach Photographie von P. Kuckitck
aus II Potonib, Entstehung der Steinkohle, 5. Auflage, Berliu 1910, S. 127, Fig. 41.
Fig. 32 (8. 60). Untermeerisiber Wald bei Ebbe. Dove- Point, Küste von Cheshire.
Nach Cl. Reid, Submerged forest«, Titelbild.
Fig. 33 (S. 61). Submarines Torflager am Ostseestrande in Mecklenburg. Nach Eugen
Geinitz aus H. Potonik, Entstehung der Steinkohle, 5. Aufl., Berlin 1910, S. 188,
Fig. 72.
Fig. 34 (8. 62) Treibholzlager als Str*ndtrift auf der Amsterdam Insel. Nach Photo-
. graphie von A. G. Natiiorrt aus H. Potonir, Entstehuug der Steinkohle, 5. Aufl.,
Berlin 1910, S. 126, Fig. 40.
Fig. 35 (8 63). Schematiche Darstellung der Lagerung von Strandhäcksel. Nach
H. Potonib in Abb. d Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt, 56, III, 8. 253, Fig. 49.
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Verzeichnis der Textfiguren
H31
Fig. 36 (S. 69). Brandung and Strandvertriftung nach 0. Krümmel, Handbuch der
Oieanographie, Bd. II, 8. 126, Fig. 32.
Fig. 37 (S. 71). Mit Blafseutang bewachsenes Geröll von vulkanischem Gestein, welches
infolge dieser Bewachsung leichter und weiter transportiert werden konnte, als bei
seiner Größe sonst möglich gewesen wäre. Vom Sandstrande der Mercury-Bai,
Nordinsel von Neuseeland. Nach E. J. Dunk, Pkbblbs, Melbourne 1911, Tafel 60.
Fig. 38 (8. 75). Querschnitt durch das flache Küstenwasser der Ostsee 400 m westlich
der Lebamündung in Hinterpommern (nach Messungen von Gäi»tke am 16. Min
und 15. April 1883) aus Fb. Soloeb im „Dünenbuch44, Stuttgart, Ferd. Enke, 1910,
8. 16, Fig. 4.
Fig. 39 (S. 92). Reaente Regentropfeneindrücke auf feinsandigem, rötlichem Ton in
nat. Größe. Strand der Chicnecto - Bucht bei Joggins Mine. Fundy-Bai, Nen-
Braunschweig, Canada. Andbee leg. 1913.
Fig. 40 (S. 93). Aufsicht von oben auf ein System aolischer Wellenfurchen mit kon-
zentrisch gebauten „Sandkegeln" am Sandstrande des Dans, Vorpommern. Nach
W. Dee« kk in Centralbl. f. Mineralogie nsw. 1906, S. 722, Fig. 1.
Fig. 41 (S. 93). „Sandkegel" am Sandstnnde des Dans, Vorpommern, durch Wind-
erosion freigelegt. Nach W. Deecke in Centnlbl. f. Mineralogie usw. 1906, S. 728,
Fig. 2, 3.
Fig. 42 (S. 99). Muschelroiches, jungverkittetes Strandaediment. Nat Größe. Lido bei
Venedig. Al. Tornqüist leg. (Original in der Allgemein-geologischen Sammlung
des Geologiscb-pal&ontologischen Institutes und der Bernsteinsammlung der Albertus-
Universität au Königsberg i. Pr.)
Fig. 43 (S. 100). Knollenförmige, von Wurmröhren zusammengehaltene Massen von
8traod8ediment. Strand eine Meile nördlich von Bahia Formosa, Küste von
Brasilien. Nach J. C. Branneb in Bull. Mus. Comp. Zool. vol. XL1V, 1904, Tafel 25.
Fig. 44 (8. 101). Jugendliche Sedimentverkittung kalkigen Strandsedimentes durch
Bildung faseriger Kalkrinden um Muschelschalen- und dergl. - Bruchstücke (rezente
„Mumienbildung"). Etwa •/» Größe. S.-W.-Strand der Insel Ascension. (Das
von der „Deutschen Südpolar-Expedition" 1903 gesammelte Stück befindet sieb in
der Allgemein -geologischen Sammlung des Geologisch- paläontologischen Instituts
und der Bernsteinsammlung der Albertus-Univeroität zu Königsberg i. Pr.)
Fig. 45 (S. 104). Ringelwürmer (Aronicola) und Sandklaffmuscheln (Mya arenaria) im
aandigen Wattenmeerboden der Elbmündung bei Neuwerk. Nach einem Aus-
stellungsobjekt des Berliner Museums für Meereskunde mit gütiger Erlaubnis der
Direktion desselben.
Fig. 46 (S. 117). Profil durch eine Sprungwelle (Bore) nach Comov aus 0. Krümmel,
Handbuch der Ozeanographie, Bd. II, S. 303, Fig. 88.
Fig. 47 (S. 118). Bore im Petitcodiac-Fluß bei Moncton am Nordende der Fundy-Bai,
Neu-Braunschweig, Canada, flußabwärts gesehen. Nach einer käuflieben farbigen
Abbildung.
Fig. 48 (8. 130). Vier Mangrovefrüchte und junge Mangroven in verschiedenen Alten-
stadien. 7» nat. Größe. Nach Tu. W. Vaughan in Smithsonian Mise. Coli,
vol. 52, S. 462, Fig. 79, 80.
Fig. 49 (8. 131). Mangrove, Pigeon Key, Florida. Nach Th. W. Vaughan in Smith-
sonian Mise. Coli. vol. 52, Tafel XLIX, Fig. 1.
Fig. 50 (S. 132). Mangrove- Vegetation bei New Cut, Ostnfer der Biscayne-Bai, gegen-
über Miami, Florida. Nach Tu. W. Vaughan in Smithsonian Mise. Coli. vol. 52,
Tafel XL VIII, Fig. 2.
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(i:{2
Verzeichnis der Textfiguren
Fig. 51 (8. 136). Madreporenriff, hauptsächlich aus ästigen Formen zusammengesetzt.
Port Denison. Großes Barrier-Riff, Ostaustralien. Nach W. Savillb-Kent, The
great barrier reef of Anstralia. 1893, Tafel IX.
Fig. 52 (S. 137). Isoliertes Wachstum knolliger, massiger Korallenformen. Thnrsday-
Island. Großes Barrier-Riff, Ostaustralien. Nach W. Saville-Kent, The great
barrier reef of Anstralia, 1893.
Fig. 53 (S. 138). Riff der Palm-Insel mit Alryonarien und (untergetauchten) Seeigeln.
Großes Barrier-Riff, Australien. Nach W. Saville-Kent, The great barrier reef
of Anstralia, 1893, Tafel XXVIII.
Fig. 54 (8. 139). Außenriff mit Tridacna-Schale. Großes Barrier-Riff, Australien. Nacb
W. 8aville-Kent, The great barrier reef of Australia, 1893.
Fig. 55 (8. 143). Strandriff, hauptsächlich aus ästigen Riffkorallen zusammengesetzt,
bei Ebbe. Apia, Samoa. Nach einer freundlichst nur Verfügung gestellten Auf-
nahme von Prof. A. Krämer, Stuttgart.
Fig. 56 (S. 145). Fünf Stücke rezenten Trümmerkorallenfelsens. Großes Barrier-Riff,
Australien. Nach W. Saville-Kent, The great barrier reef of Australia, 1893.
Fig. 57 (S. 146). Kliff ans gehobenem Korallenkalk mit z. T. dnreh Tropfsteinbildungen
ausgefüllten Höhlungen. Zu beachten ist auch die Brandungshohlkehle. Unfero
der Landungsstelle Alofi auf Niue, einer Südsee-Insel östlich des Tonga-Archipels.
Nach Ai.. Agassiz, The Corel Reefs of the Tropical Pacific. Mem. of the Mus.
of Comparative Zoology at Harvard College, Mass., Vol. XXVIII, 1903, Tafel 110.
Fig. 58 (8. 149). Ansicht einer von Saum- und Wallriffen umgebenen hohen Insel.
Nach J. Dana aus Em. Kayser, Lehrb. d. Allgem. Geologie, 4. Aufl., Stuttgart
1912, S. 541, Fig. 413.
Fig. 59 (S. 150). Profil durch die Ostküste des Ras Muhämmed, Südspitze der Sinai-
halbinsel, mit ihren verschiedenaltrigen, z. T. gehobenen, z. T. gesenkten Korallen-
riffüberzügen. Nach Joh. Walthkr, Die Korallenriffe der 8inaihalbinsel. Abh.
d. math.-phys. Cl. d. Kgl. Sächs. Ges. d. Wissenschaften XIV, Nr. X, 1888,
S. 465, Fig. 20.
Fig. 60 (S. 151). Ansicht eines Atolls (Pfingstinsel in der Paumotu - Gruppe, Südsee)
nach Ch. Darwin ans Em. Kayser, Lehrb. d. Allgem. Geologie, 4. Aufl., Stutt-
gart 1912, S. 542, Fig. 414.
Fig. 61 (S. 152). Schema znr Erläuterung der DARWiNschen Theorie von der Um-
wandlung eines Küstenriffes in ein Wallriff und schließlich in ein Atoll infolge
positiver Niveauschwankung (Versenknng einer Insel).
Fig. 62 (S. 156). Kärtchen des Funafuti-Atolls in der Ellice-Gruppe nach J. Stanley
Gardiner in Proc. of the Cambridge Philos. Soc. vol. IX, 1898, S. 421, Fig. 1.
(Die im Original in englischen Faden angegebenen Tiefen sind in Meter um-
gerechnet.)
Fig. 63 (S. 158). Durch Sturmbrandung auf den Strand geworfene und abgerollte
Korallenstöcke, bezw. Riffmassen. Fransenriff, Port Denison, Australien. Nach
W. SavillkKent, The great barrier reef of Australia, 1893.
Fig. 64 (S. 163). Querschliff durch eine Riffkoralle bei starker Vergrößerung nach
M. Ooilvie aus C. G. Collis, The chemical and mineralogical changes which take
place in coral-rocks as illustrated by speeimens from the boring at Funafuti.
1899, S. 29, Fig. 2.
Fig. 65 (S. 171). Querschliff durch sogenannten „Korallensand" aus ca. 9 m Tiefe der
Funafuti- Bohrung nach C. G. Colli» usw. S. 32, Fig. 3.
Fig. 66 (8. 173). Dünnschliff durch Riffkalk ans ca.-21 m Tiefe der Funafuti-Bohrung
nach C. G. Cullis usw. S. 34, Fig. 5.
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Verzeichnis der Textfignren
633
Fig. 67 (8. 173). Dünnschliff durch Riffkalk aua oa. 24 m (im Original steht 80 „feeta,
was irrtümlich sein dürfte, da aas dieser Tiefe Korallensand vorliegt; vergl. Er-
läuterung zu Fig. 65) Tiefe der Funafuti - Bohrung nach C. G. Cullis usw. 8. 36,
Fig. 7.
Fig. 68 (S. 174). Dünnschliff durch Riffkalk aus ca. 30 m Tiefe der Funafuti-Bobrung
nach C G. Culi.is usw. S. 37, Fig. 8.
Fig. 69 (8. 174). Dünnschliff durch einen Kalkstein aus ca.. 49 m Tiefe der Funafuti -
Bohrung nach C G. Cüllis usw. S. 38, Fig. 9.
Fig. 70 (8. 174). Dünnschliff durch einen porösen Kalk aus ca. 189 m Tiefe der Funa-
futi-Bohrung nach C. G. Cullis usw. 8. 40, Fig. 11.
Fig. 71 (S. 174). Dünnschliff durch einen bereits stark dolomitisierten Riffkalk aus
195 m Tiefe der Funafuti -Bohrung nach C. G. Cullis usw. S. 42, F*ig. 12.
Fig. 72 (8. 175). Dünnschliff durch einen stark dolomitisierten Riffkalk aus den tiefsten
Teilen (ca. 213 m Tiefe) der Funafuti-Bobrung nach C. G. Culu« usw. 8. 45, Fig. 14.
Fig. 73 (8. 177). Bei Springebbe trocken liegende Litbothamnium-Bank bei Haingsisi
vor dem Westende von Timor, Niederländisch-Indien. Nach einer Aufnahme von
H. F. Nikrstrahz aus Ann. du Jardin botanique de Buitenzorg, 2me Serie, vol. II,
Tafel XIX.
Fig. 74 (S. 178). Serpulit-„ Atolle" in den Bermudas nach R. A. Bullen in The Geol.
Magazine, Dec. 5, vol. 8, 1911, Tafel XX, Fig. 2.
Fig. 75 (S. 179). Vennetus-Kalk von der Küste des Mittelländischen Meeres. */i Dftl-
Größe. Spitze des Karmel bei Haifa, Syrien. Coli. Blanckenhorn.
Fig. 76 (8. 182). Rezentes Oolithlager mit napfförmigen bis langgestreckten Wellen-
furchen bei tiefer Ebbe am Strande von Suez. Jon. Waltheb phot. Naoh
Joh. Walther, Das Gesetz der Wüstenbildnng in Gegenwart und Vorzeit, 2. Aufl.,
Leipzig 1912, S. 283, Fig. 145.
Fig. 77 (8. 198). Hohe Aufbauten einer Dampferanlegestelle bei Joggins Mine am
Ufer der mit hohem Gezeitenhub versehenen Fundy-Bai, Neu-Braunschweig, Canada.
Andres phot. 1913.
Fig. 78 (S. 202). Verbreitung der Staubfälle im Atlantischen Ozean nach der Dar-
stellung der Deutschen 8eewarte aus G. Schott, Geographie des Atlantischen
Ozeans, 1912, 8. 280, Fig. 75.
Fig. 79 (8. 212). Bryozoensediment. Taubenbank im Golf von Neapel. Wenig ver-
größert. Coli. Joh. Walther.
Fig. 80 (S. 213). Kalkalgensediment. Taubenbank im Golf von Neapel. Wenig ver-
größert. Coli. Joh. Walther.
Fig. 81 (S. 222). Koprolitbenscblick (wohl eine Abart des Blauschlickes) aus 214 m
Tiefe vor der Kongo-Mündung. „Valdivia"-Station 68. Vergrößerung 18 mal. Nach
Murray und Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee -Expedition",
Tafel V (XX), Fig. 2.
Fig. 82 (S. 241). Glaukonitischer Steinkern einer bentb'onischen Foraminifere, Trun-
catulina refulgens. Stark vergrößert. Nach Murray und Renard, Deep sea
deposits, Tafel XXV, Fig. 5.
Fig. 83 (8. 243). Grünsand, entkalkt, aus 146 m Tiefe vor der Afrikanischen Küste bei
Kap Bojador. „Valdivia"-8tation 28. Vergrößerung 18 mal. Nach Murray und
Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee -Expedition, Tafel IV (XIX),
Fig. 1.
Fig. 84 (S. 247). Verbreitung der glaukonitreichen Sedimente (Grünsande und Grün-
schlicke) nach L. W. Collet und G. W. Lee, Recherches sur la Glauconie, 1906,
Tafel.
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634
Verzeichnis der Textfiguren
Fig. 85 (8. 248). Grüner 8chlick, »ehr reich an Scbwammnadeln. Aua 105 m Tiefe
von der Agulhas-Bank vor Südafrika. „Valdivia"-Station 97. Vergrößerung 18 mal.
Aua Murray und Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition",
Tafel III (XVIII), Fig. 2.
Fig. 86 (S. 249). Grün- oder Glaukonitsand, entkalkt. Aus 818 m Tiefe von der
Agulhas-Bank vor Südafrika. „Valdivia"-Statton 113. Vergrößerung 18 mal. Ans
Murray und Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee- Expedition*,
Tafel IV (XIX), Fig. 2.
Fig. 87 (S. 253). Zusammengesetzte Phospboritknolle von der Agulhas-Bank vor dem
Kap der guten Hoffnung. Aus 318 m Tiefe. „Valdivia" -Station 113. 7t nat. Größe.
Aus Murray und Phimppi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition",
Tafel Vlfc(XXII). F'g- 1.
Fig. 88 (8. 254). Phosphoritischer Steinkern eines irregulären Seeigels, zerbrochen.
„Valdivia"- Station 113. Nat. Große. Ans Murray und Phimppi, Die Grund-
proben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VII (XXII), Fig. 5.
Fig. 89 (S. 256). Phosphoritknolle, einen Zahn von Carcharodon umschließend. Nat
Größe. „Valdivia" -Station 104. Aus Murray und Philippi, Die Grundproben der
„Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VII (XXII), Fig. 3.
Fig. 90 (S. 276). Menge und Zusammensetzung des Planktons aus 0— 200 m Tiefe im
Atlantischen Ozean in der Langserstreckung von 60° nördl. Breite bis zu 40°
südl. Breit« nach H. Loumann in Sitx.-Ber. d. Ges. Naturforsch. Freunde, Berlin
1912, Tafel I, Kurve 1.
Fig. 91 (S. 278). Globigerina bulloides d'Orb., eine planktonische Foraminifere mit
Schwebestacheln. Sehr stark vergrößert. Nach Murray und Renard, Deep sea
deposits, S. 260, Fig. 23.
Fig. 92 (S. 279). Zwei Rhabdolithen- bildende Coccolithophoriden des Planktons, der
Gattung Discosphaera (D. Tbomsoni Ostenfeld; — links — (Vergrößerung ca. 1250)
und Rhabdosphaera (Rh. claviger G. Murray und Blackmak) — rechts —
(Vergrößerung ca. 300) angehörig. Nach Murray und Rena BD, Deep sea deposits,
S. 268, Fig. 20 und 21.
Fig. 93 (8. 281). Tropisch-atlantischer Globigerinenschlamm ans 4990 m Tiefe. „Val-
divia"-Station 45. Vergrößerung 18. Aus. Murray und Philippi, Die Grund-
probeu der „Deutschen Tiefsee-Expedition, Tafel I (XVI), Fig. 2.
Fig. 94 (S. 282). Tropisch-indischer Globigerinenschlamm aus 2524 m Tiefe. „Valdivia"-
Station 222. Vergrößerung 18. Aus Mubray und Phimppi, Die Grnndproben der
„Deutschen Tiefsee-Expedition". Tafel I (XVI), Fig. 1.
Fig. 95 (S. 283). Globigerinenschlamm der südlichen gemäßigten Zone des Indischen
Ozeans aus 3434 m Tiefe. „Valdivia"-Station 162. Vergrößerung 18. Aus Murray
und Phimppi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel II
(XVII), Fig. 1.
Fig. 96 (S. 284). Globigerinenschlamm aus der Randzone des Antarktischen Packeises
aus 3548 m Tiefe. „Valdivia" -Station 154. Vergrößerung 18. Aus Murray und
Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel II (XVII),
Fig. 2.
Fig. 97 (S. 285). Eine Coccolithen-bildende Coccolitbophoride des Planktons (Coccolitho-
phora pelagira [Wallich] Loumann). Vergrößerung ca. 1000. Nach Murray und
Rena BD, Deep sea deposits, S. 257, Fig. 19.
Fig. 98 (S. 286). Eine Coccolitbophoride des roittelmeerischen Oberflächenplanktons und
einzelne Coccolithen nach H. Lohmann, Die Coccolithophoriden, 1902. a) nach
Tafel 4, Fig. 2; b) nach Tafel 5, Fig. 52 und 64; c) nach Tafel 5, Fig. 58 a, c;
d) nach Tafel 5, Fig. 51.
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Verzeichnis der Textfiguren
63",
Fig. 99 (S. 291). Radiolarien (Nasselaria und Spumellaria) und vereinzelte Silico-
flagellaten (Dictyochen) aus entkalktem Globigerinenscblamm aus 5071 m Tiefe des
Tropisch-indischen Ozeans. Vergrößerung ca. 285. „Valdivia" -Station 237. Ans
Mubbay und Philippi, Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee -Expedition",
Tafel VI (XXI), Fig. 1.
Fig. 100 (8. 295). Aufrecht im Globigerinenschlamm stehende Glazialgeschiebe mit
Manganhydroxydringen oberhalb der Linie, bis zu welcher die Geschiebe im
Sediment steckten. Aus 1797 m Tiefe des Nordatlantischen Ozeans südwestlich
von Irland. „Michael Sarsa-Station 95. Nach Murbay und Hjobt, The depths
of the ocean, S. 207, Fig. 149.
Fig. 101 (S. 308). Kurven der Durchschnitte der Prozentgehalte an Ca CO, der Globi-
gerinenschlamme des Atlantischen Ozeans (Grundproben des „Challenger", der
„Gazelle", der „Valdivia", des „Gauss", der „Minia" (partim), sowie der „Bri-
tannia" (partim)).
Fig. 102 (S. 316). Pteropodenschlamm aus der Nachbarschaft von Groß -Nicobar im
nördlichen Indischen Ozean aus 2U6 m Tiefe. „Valdiviau-Station 208. Ver-
größerung 18. Aus Mubbay und Philippi, Die Grundproben der „Deutschen
Tiefsee-Expedition", Tafel V (XX), Fig. 1.
Fig. 103 (8. 323). In „Abrollung" begriffener Bimsstein (von hypersthenandesitiscber
Zusammensetzung) vom Ausbruch des Krakatau, im Juli 1884 von H. Gbabowhki
bei der Insel Bawean nördlich von Java aus den Gewässern des Austratasiatischen
Mittelmeeres aufgefischt. Nat. Größe. (Original in der Allgemein -geologischen
Sammlung des Geologisch-paläontologischen Institutes und der Bernsteinsammlung
der Albertus- Universität zu Königsberg i. Pr.)
Fig. 104 (S. 324). Durch gegenseitige Abnutzung während des Schwimmens in Bims-
steinfeldern abgerollter liparitischer Bimsstein vom Boden des Nordpazifischen
Ozeans aus 3749 m Tiefe. »/u nat. Größe. Aus Globigerinenschlamm der „Chal-
lengeru Station 246. Nach Mubbay und Renabd, Deep sea deposits, Tafel I, Fig. 1.
Fig. 105 (S. 330). Eisenmeteoritenkögelchen aus Rotem Ton des Süd pazifischen Ozeans
aus 4298 m Tiefe. „Challenger" -Station 276. Vergrößerung 90. Aus Mckbay und
Rena bd. Deep sea deposits, Tafel XXIII, Fig. 4.
Fig. 106 (S. 331). Meteoritische Chondre von etwa 1 mm Durchmesser aus Globigerinen-
schlamm des SUdatlantischen Ozeans aus 3639 m Tiefe. „Challenger" -Station 338.
Vergrößerung 87. Aus Mubbay und Renakd, Deep sea deposits, Tafel XXIII,
Fig. 11.
Fig. 107 (S. 332). Mehrfach verzwillingter Kristall von Phillipsit aus Rotem Ton des
8iidpaxifi8chen Ozeans aus 4298 m Tiefe. „Challenger" -Station 276. Stark ver-
größert Aus Mubbay und Rknabd, Deep sea deposits, S. 402, Fig. 36,
Fig. 108 (S. 333). Phillipsitkristalle [aus Rotem Ton des Südpazifischen Ozeans aus
4298 m Tiefe, z. T. die Zentren kleiner Mangankonkretionen bildend. „Challenger" -
Station 276. Vergrößerung ca. 31. Aus Mubbay und Renakd, Deep sea deposits,
Tafel XXII, Fig. 4.
Fig. 109 (8. 339). Mangankrusten vom Flachseeboden der schottischen Gewässer nach
Mubbay und Ibvine in Transact. Roy. Soc. Edinburgh, 37, 1895. Stark ver-
kleinert.
Fig. 110 (S. 341). Manganknolle aus Rotem Ton des Nordpazifischen Ozeans aus 5303 m
Tiefe. „Cballenger"-Station 248. Schwach verkleinert. Aus Mubbay und Renabd,
Deep sea deposits, Tafel II, Fig. 1.
Fig. 111 (S. 341). Scheibenförmige Manganknolle mit verschiedener Ober- und Unter-
seite aus Radiolarienschlamm des Zentral pazifischen Ozeans ans 5029 m Tiefe.
636
Verzeichnis der Textfiguren
Wenig verkleinert. „Chal)enger"-Station 274. An» Murray und Renard, Deep
sea deposits, Tafel IV, Fig. 2.
Fig. 112 (S. 842). Quer durchschnittene Manganknolle aus Rotem Ton des Kord-
pazifischen Ozeans aus 5303 m Tiefe. „Challenger" -Station 248. Wenig verkleinert.
Aus Murray und Renabd, Deep sea deposits, Tafel II, Fig. 4.
Fig. 113 (8. 342). Carcbarodonzahn in Manganknolle aus Rotem Ton des Süd pazifischen
Ozeans aas 4362 m Tiefe. Nat. Größe. „Challenger" -Station 281. Aus Murbay
und Renard, Deep sea deposits, Tafel IV, Fig. 5.
Fig. 114 (S. 343). Manganknolle, durchschnitten, um den inneren Bau (Diffueions-
bänderung und dendritisches Wachstum) zu zeigen. Wenig verkleinert. Ans
Rotem Ton des südöstlichsten Indischen Ozeans westlich von Tasmanien aus 4755 m
Tiefe. „Challengeru-Station 160. Aus Mi kray und Renard, Deep sea deposits,
Tafel II, Fig. 3 a.
Fig. 115 (S. 349). Größter, von der „Challenger"- Expedition erbeuteter Zahn von
Carcharodon megalodon, nur im Schmelz erhalten, aus Rotem Ton des Süd-
pazifischen Ozeans aus 4362 m Tiefe. Etwa nat Größe. „Challengeru-8tation 281.
Aus Murray und Renard, Deep sea deposits, Tafel 5, Fig. 1.
Fig. 116 (S. 349). Derselbe Zahn, wie die vorhergehende Abbildung, von der Seite
gesehen. Aus Murray und Rknari», Deep sea deposits, Tafel V, Fig. la.
Fig. 117 (S. 351). Felsen- oder Paukenbein und Bulla tympanica eines Zahnwales
(Mcsoplodon cf. layardi), außen mit Mangansubstanz teilweise bedeckt, aus Rotem
Ton des Südpazifischen Ozeans aus 4270 m Tiefe. Nat. Größe. „Challenger"-
Station 286. Aus Murbay und Rknard, Deep sea deposits, Tafel VIII, Fig. 1.
Fig. 118 (S. 351). Bulla tympanica von Mesoplodon? in einer durchschnittenen Mangan-
knolle aus Rotem Ton des Indischen Ozeans westlich von Tasmanien aus 4755 m
Tiefe. Nat. Größe. „Challenger" -Station 160. Aus Murray und Renard, Deep
sea deposits, Tafel VIII, Fig. 11.
Fig. 119 (S. 356). Radiolarienscblamm mit Nadeln von Kieselschwämmen anB 8184 m
Tiefe des Westpazifischen Ozeans. „Challenger" -Station 225. Vergrößerung ca. 85.
Aus Mubray und Renard, Deep *ea deposits, Tafel XV, Fig. 3.
Fig. 120 (S. 357). Radiolarienschlamm aus 5303 m Tiefe des zentralen Pazifischen
Ozeans. „Challenger" -Station 268. Vergrößerung ca. 85. Aus Murray und
Ren ard, Deep sea deposits, Tafel XV, Fig. 4.
Fig. 121 (S. 363). Diatomeenschlamm von der antarktischen Eisgrenze aus 4036 m
Tiefe. „Valdivia"-Station 140. Vergrößerung ca. 285. Ans Murray und Philippi,
Die Grundproben der „Deutschen Tiefsee-Expedition", Tafel VI (XXI), Fig. 2.
Fig. 122 (8. 371). 36 m hoher, gewalzter Eisberg, in der Stonnbngt an der Nordost-
küste Grönlands etwa unter 76* 45' nördl. Br. in ca. 160 m Tiefe festgekommen.
Alkb. Weoener phot. Juni 1907. (Nach Koch und Wegener, Danmark-Eks-
peditionen til Grönlands Nordostkyst 1906—1908. Bind VI, Nr. 1. (Meddelelaer
om Grönland, XLVI.) Kopenhagen 1911, S. 20, Fig. 10, deren Klischee die
„Commissionen for Ledelsen af geologiske og geographiske Underaogelser i Grönland"
in Kopenhagen freundlichst zur Verfügung stellte.)
Fig. 123 (S. 372). Senkrechte Wand eines etwa 40 m hohen Eisberges mit deutlicher
Firnschichtung und Schmelzwasserkanälen, eingefroren im Meereis der Posadowsky-
Bucht, Antarktis. E. Philippi phot. XI, 1902. Nach E. Philippi aus Stilles
Geologischen Charakterbildern, 1. Heft, 1910, Tafel 3.
Fig. 124 (S. 373). Schwimmende Eisberge im Umanakfjord bei der Kolonie Umanak,
Nordwestgrönland. Arnold Heim phot. 17. VIII. 1909. Nach Arnold Hbtm
aus Stilles Geologischen Charakterbildern, 6. Heft, 1911, Tafel 2.
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I
Verzeichnis der Textfiguren 637
Fig. 125 (S. 375). Auf Grand geratener, in der Mitte geborstener und in Meere« ein-
gefrorener, tafelförmiger Eisberg. Posadowsky -Bucht, Antarktis. £. Philippi
phot IV. 1902. Nach E. Philippi aus Stilles Geologischen Charakterbildern,
1. Heft, 1910, Tafel 4.
Fig. 126 (S. 894). Granitgeröll mit aufgewachsenem Blasentang, Fucus vesiculosus Lin.,
welcher mit seinen Auftrieborganen das Gewicht des Steines teilweise kompensierte
und durch. Vergrößerung der Oberfläche den Transport desselben wesentlich er-
leichterte. Nordstrand des Samlandes bei Brüsterort, Ostpreußen. Ca. V, der nat.
Größe. (Original in der Allgemein • geologischen Sammlung des Geologisch-
paläontologischen Institutes und der Bernateinsammlung der Albertus- Universität
zu Königsberg i. Pr.)
Fig. 127 (S. 397). Entwurf einer Dichteverbreitungskarte von Pontosphaera Huxleyi
Lohmanu auf Grund der Isoplanktenkurven im Atlantischen Ozean. Nach
H. Lohmann in Sitz.-Ber. d. Ges. Naturforsch. Freunde, Berlin 1916, S. 110, Fig. 8.
Fig. 128 (S. 401). Küstenkarren auf Brioni majore, Adria. Nach G. Götzinger aus
Stilles Geologischen Charakterbildern, 5. Heft. 1911, Tafel 3 b.
Fig. 129 (S. 402). Angelöstes Geschiebe vom „Scharfen Grund" in der Ostsee bei Cranz.
Seitenansicht. '/« nat Größe. Original in der Allgemein-geologischen Sammlung
des Geologisch - paläontologischen Institutes und der Bernsteinsammlung der
Albertus- Universität zu Königsberg i. Pr.
Fig. 130 (S. 403). Das gleiche Stück, wie in der vorigen Abbildung, aber von oben
gesehen, um die Anlösung zu zeigen. */4 nat. Grüße.
Fig. 131 (S. 411). Kurven der Durchschnitte der Prozentgehalte an CaCOg der Boten
Tone des Atlantischen Ozeans (Grundproben de» „Challenger", der „Gazelle", der
„Valdivia", des „Gauss" und der „Britannia" [partim]).
Fig. 132 (S. 421). Umrißkarte des Atlantischen Ozeans mit Angabe der durch Kreuze
bezeichneten Fundorte von Tiefseesanden. Nach E. Philippi aus K. Andres, Über
die Bedingungen der Gebirgsbildung, 1914, S. 87, Fig. 14.
Fig. 133 (S. 484). Kärtchen der Nordsee mit der Doggerbank nebst früherer Küstenlinie
und den hypothetischen Verlängerungen der nord westdeutschen und südostenglischen
Flüsse während der Postglazialzeit. Nach Cl. Reid, Submerged Forests, S.40, Fig. 4.
Fig. 134 (S. 516\ Bodenverhältnisse des Skagerraks, Kattegats und der westlichen
Ostsee nach C. G. Joh. Petersen in Report from the Danish Biological Station XXI,
1913. (Kopenhagen 1914). Karte Nr. 2.
Fig. 135 (S. 519). '/« 1m Fläche der Echinocardium-Filiformis-Gemeinschaft vom Boden
des Kattegat aus 20—22 m Tiefe. Nach C. G. Jou. Petersen, Tbe sea-bottom
and its production of fish-food. Report of the Danish Biological Station to the
Board of Agriculture. Copenhagen 1918. Plate IV.
Fig. 136 (S. 522). Vio <lm Fläche einer „Epifauna" von Mytilus edulis auf der Macoma
baltica-Gemeinscbaft aus dem Nyborg Fjord, Großer Belt, 2 m Tiefe. Nach C. G.
Jon. Petersen, The sea-bottom and its production of fish-food. Report of the
Danish Biological Station to the Board of Agriculture. Copenhagen 1918. Plate X.
Fig. 137 (S. 548). Kärtchen des tropischen Teiles des Pazifischen Ozeans in flächen-
treuer Projektion nach dem MoLLWEiDEscheu Entwurf mit Einzeichnung der Ver-
breitung der Korallenriffbildungen nach Beruhaus' Physikalischem Atlas und der
Trennungslinie zwischen den hohen und den niedrigen Inseln nach J. Dana. Ans
dem Segelhandbuch der Deutschen Seewarte für den Stillen Ozean. Hamburg,
1897, S. 5, Fig. 1.
Fig. 138 (S. 549). In Zerstörung begriffenes, mit Palmen bestandenes Inselchen aus
gehobenem Korallenkalk ringsum mit Brandungshohlkehlen. Südsee. (Licbtbilder-
verlag Theodor Benzinger.)
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638
Verzeichnis der Tafeln und Karten
Fig. 13*9 (S. 566). Oberes Bild: Maugrove-Austern-^Bank". Keppel-Bai. Küste von
Ostaustralien. Unteres Bild: Mangrove mit Baamaostern bew'achsen. Endeavour-
Aestuarium. Australien. Nach SAVii.i.K-Kent, Tbe Great Barrier Reef of An-
stralia. 1893.
Verzeichnis der Tafeln und Karten
«
Tafel I. Unsymmetrische Wellenforchen am Strande bei Grado, Adriatisches Meer.
Nach G. Götzisokb aas Stilles Geologischen Charakterbildern, 5. Heft, 1911,
Tafel 1.
Tafel II. Profile durch die strandnahe Flachsee mit ihren Sandriffen vor dem Zingst
in Vorpommern in den Jahren 1907 — 11 nach den Peilungen des Kgl. Wasserbau-
amts Stralsund -West aus Tn. Otto im XIII. Jahresbericht d. Geogr. Ges. Greifswald
1911/12. Tafel 20.
Tafel III. Oben: Eine große Seeschildkröte, Chelone viridis Schneid, (rayaas Latr.),
durch die Dünen vom Eierlegen zum Meere zurückkehrend und dabei eine breite,
dem „Mittelgeleise einer Zahnradbahn" vergleichbare Kriechfurche erzeugend. Insel
Europa, Kanal von Mosambique. Alfred Voeltzkow phot. Nach einem Licht-
bild des Berliner Museums für Meereskunde.
Unten: Eine verendete Schildkröte der gleichen Art dient einer Schar von Ein-
siedlerkrebsen, deren frische Kriechspuren zu erkennen Bind, als Nahrung. Alfred
Voeltzkow phot. Nach einem Lichtbild des Berliner Museums für Meereskunde,
Tafel IV. Schaare (Sandriffe) am Boden der küstennahen Flachse« und Brandung aas
der Vogelschau. Strand der westlichen Ostsee. Nach einer Ballonaufnahme von
Alfk. Wf.qeneb in Marbnrg (Lahn) aus 200—300 m Höhe.
Tafel V. Schwimmender, tafelförmiger Eisberg. Posadowsky- Bucht, Antarktis.
E. Phii.ippi phot. X. 1902. Nach E. PniLiPri aus Stilles Geologischen Charakter-
bildern, 1. Heft, 1910, Tafel 2.
Tafel VI. Schuttführende Wand eines Eisberges mit zahlreichen, z. T. herausgeschmolsenen
Gesthieben. Posadowsky-Bucht, Antarktis. E. Phii.ippi phot. XI. K)02. Nach
E. Philipp! in Stilles Geologischen Charakterbildern, 1. Heft, 1910, Tafel 6.
Tafel VII. Verbreitung der Schwammfischereigründe, des Vorkommens der Edelkorallen,
Bankaustern, Baumanstern und Meeresperlmuscheln, sowie der Hauptgewinnungs-
stütten der Perlen.
Karte: Verbreitung der rezenten Meeressedimente und des Treibeises nach J. Muhbay,
E. Piiilippi u. A. (Näheres über die Quellen siehe in Anm. 486.)
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Sach-, Orts- und Autoren-Register
(Das Register besieht sich auch auf das Verzeichnis der benutzten Literatur nebst
Bemerkungen auf S. 579—628.)
A.
Abra-Geineinschaft 520, 521
— alba 520
— nitida 519
— prismatica 521
Abrasion 39, 54, 583
Abrasionsfläche 39, 40, 43, 543
Abrasionsküste 40
Abrasionsplatte 39, 40, 43, 67
Abrasionsplattfonn 39, -10, 43, 67
Abrasionsprodukte 102
Abrasionsterrasse 39, 40, 43, 67, 376
Abrasionsterrasse in Eisbergen 376
Abrolhos (Atlantischer Ozean) 147, 466
Abrolhos (Australien) 538
Abschleifungen durch Treibeis 52, 474
Absolute Zeitrechnung 458, 459
Abu Ali 569
Abyssische Ablagerungen 27
Acnntharia 237, 277, 356
Acapulco 221
Achlya 146
Ackermann, C. 74, 497, 498, 622
Actinia equina 594
Actinien 514, 594
Artinocyclus 364
Actinomtna 353
Aden, Golf von 537, 575
Aden Salt Works 575
Adlergrund 205, 491, 498—495, 498, 501,
Adour 115
St. Adresse 486
Adria 45. 46, 72, 85, 123, 214, 215, 217,
317, 401, 402, 556, 558, 563, 564, 578
Adsorption von Sahen 20, 169, 254, 326,
464
Aegäisches Meer 262, 264, 558
Aegiringranit 9
Aegirinquarttinguait 9
Aegypten 558, 628
Aeolische Inseln 559
— Komponenten 263, 391, 392
— Strandbildungen 64, 93, 151
— Wellenfurchen 93
Aequatorialgegenstrom 551
Aequatorialstrom, Nördlicher 885
— 8üd lieber 386
Aermelkanal 7, 18, 54, 74, 82, 199, 403,
481, 482, 485
Aestuare 19, 100, 103, 112, 114—120,260,
591
Aetzsuturen 452
Afrika 40, 8i, 131, 141, 142, 201—203,
240, 248, 292, 293
Afrikanische Nordküste 558
Afrikanische Ostküste 13], 140, 148, 221,
244, 310, 316, 324, 341, 383,387,388,
537, 538, 578
Afrikanische Strome 292, 385
Afrikanische Westküste 210, 243, 292, 387
427, 442, 467, 578
Afrikanische Wüste 322
Afrikanisch-arabische Wüstentafel 203
Agar Agar 556
Agassiz, AI. 17, 130, 143, 144, 146, 153,
155, 162, 169, 176, 178, 183, 204, 218,
219, 250, 258—260, 273, 300, 312, 829,
336, 340, 343, 350, 385, 456, 605, 606,
618
Agassiz, L. 130, 131, 147, 385
Agersö Sund 488, 489
Agglutinierende Foraminiferen 235,267,291,
315, 321, 322, 356, 362
Agglutinierende Radiolarien 364
410
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€40
Sach-, Orts- and Autoren-Register
Aga, Bai von 568
Agulhas-Bank 15, 16, 179, 242, 244, 246,
248—250, 253, 255, 310, 383, 384, 424,
465, 467, 538, 600
Agulhas-Strom 16, 384
Ain Musa 599
Akantharien siehe Acantharia
Akanthosphaera clavata 357
Aktinien siehe Actinica
Alabama 605
Aland 509
Alands-Archipel 481. 491
Becken 509
— -See 499, 510
— Tief 491
Alangorsuak- Halbinsel 476
Alaska 368, 369
„Albatros*" 20, 21, 319, 332, 336, 337,
340, 343, 348, 350, 852, 461, 462, 615
Alcyonarien 138, 139, 167, 209, 210, 315,
559, 592, 593
Aldabra-Insel 287, 538
Alderncy 8
Alectryonia calcar 567
— crista galli 567
AleutenBogen 340, 368
Alexandrien 265
„Alfhild" 510, 524, 529
Algen 29, 60, 105, 142, 146, 158, 168, 192,
193, 195, 393, 493, 514, 593, 594
Algen, Blaugrtine 105, 514
Algen, Bohrende 193
Algenkugeln 60
Algier 261, 332, 558, 559
Algerische Küste 261
Algonkium 9
Alithophorinae 287
Allen 114
Allochthone Komponenten 22, 23, 169
Allochthon-klastische Komponente 169
Alluvium 105, 121
Almagmndet 492
Alofi 146
Alsenbelt 493
Aisenste in 497
Altaiden, Transatlantische 11
Amazonas 116. 117, 204, 240, 358, 385,
388, 467, 567
Ambon 546
Ameland 504
Amerika s. Nordamerika und Südamerika
Amerika, Arktisches 63
Amerikanisches Hittelmeer 162, 227, 257 —
260, 317, 353, 536, 537, 558
Amerikanische Westküste 141, 547
Amiranten 538
Amphidetoü 514
Amphilepis norvegica 521
— Pecten-Oemeinschaft 521
Ampbipoden 522
Amphiura chiajei 520
— elegans 521
— filiformis 515, 519, 520, 523
Amrum 480, 504, 562
Amsterdam insel 62
Anachis 196
Analyse der Grundproben 20
Ancylus fluviatilis 489
— -See 489. 490, 613
— -Zeit 489, 490, 496, 501, 510
Andamanen 538
Anderson, W. S. 255, 605, 614
Andersson, I. G. 440, 441, 511, 617, 622
Andesit 239, 334
Andesit-Bimsstein 334
Andree, Ad. 584
Andree, K. 12, 20, 21, 24, 44, 45, 50,
56, 92, 94, 95, 198, 421, 430, 580, 581,
582. 588, 589, 591, 601, 604, 606, 616,
618
Andrews, C. W. 160, 165, 169
Andros Island 189
Andrussow.N. 107, 216,267—271,603,
607, 620
Acgmaaet 615
Anholt 487, 562
Ankergrund 1, 82, 135,
Anneliden 88, 108, 133, 207, 268, 287,
299
Anomia 164, 441
— ephippium 441, 509
i Anorganische Kalkbildung 185, 395
Anorganischer Fällungskalk 185
— Übersättigungskalk 185
Antarktische Eisberge 32, 224
Antarktische Vereisung 221
Antarktischer Glazialton 20
— Kontinent 366, 377, 386, 438, 440, 612
— Ozean 340, 360, 372, 375, 379, 382,
383, 386, 399, 408-410, 414, 434, 438,
469
Antarktischer Schelf 206, 374
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8ach-, Ort«- and Autoren -Register
641
Antarktisches Inlandeis 225
— Packeis 284, 360, 363, 365, 378, 386,
409, 410, 425, 486, 439, 448, 457
— Tiefenwasser 410, 413, 414, 416, 454,
455
— Treibeis 284, 360, 363, 365, 386, 409,
410, 425, 436, 439, 448, 457
Antbocyrtiuni 356, 857
Anthoioen s. Korallen
Anthozoen, Skelettlose 265
Antigua 37
Antillen 37, 260, 316, 380, 388, 466, 468
Antillen, Kleine 260, 466
Antillen, Große 260, 466
Antillen- Vulkane 258, 325
Antipassat 325
Antrim, Grafschaft 8, 9, 294
Apenrade 567
Apia 143
Aporrhais 514, 519
— pes pelicani 519
Appendicularien 269, 289, 398
Apstein, C. 408, 524, 527, 528, 530 bis
536, «24
Arabien 90, 572
Arabisch Afrikanische Wüsteutafel 203
. Arabische Ostküste 569
Arabischer Golf 221, 899, 538, 539
Arabische See 221, 399
Arabische Wüstengebiete 540
Arafura-See 227
Aragonit 163-175, 181, 209, 315, 405, 601
Aragonit-Skelette 209, 315, 405
Aragonit Zone 172
Arakan 462
Arcachon 563
Arctowski, H. 225, 365, 604
Arenicola 48, 104, 514, 520
— marina 104, 520
Arensburg 110, 111
Argentinisches Becken 353, 468
Argile roage 318—354
Argonauta argo 167
Argus-Bank 208, 209, 260
Arides Klima 447
Aristoteles 578
Arkona 501
Arkona- Becken 491
Arktisches Mittelmeer 123, 177, 224, 862,
382, 471—479, 490
Arktisches Zentralbecken 225
Andre«, Geologie de* MeerMbodeni. II.
Artesischer Grundwasserstrom 488
: Artini, E. 82, 587
i Aru 231
; Isar 497, 498
1 Ascension 85, 101, 816, 386, 419, 468, 577
AscheD, Vulkanische 140, 204, 214, 230,
233, 258, 293, 338, 431
Ascherson, P. 134, 592
Ascidien 237, 268
| Ascopbyllnni nodosum 389, 391
Asiatische Flüsse 117, 121
Aeow sches Meer 72, 107, 216, 270, 590
Astarte 383, 474, 520
— borealis 383
— semisulcata 383
Asterias 514, 515, 520, 522, 565
I — arenicola 565
— glacialis 514
— rubens 514, 515, 520, 522
Asterolampra 269
; Asterompbalus 364
Astraea 136, 139, 141, 144, 159, 547
Astrorhizidae 321, 356
Atacama Graben 272
Atlanta 258, 314, 317
Atlantischer Osean 9, 21, 67, 83, 142, 202,
241, 246, 257, 275, 276, 281, 283,291,
294 -296, 301, 304-309, 316, 319, 340,
353, 867, 359, 378, 389, 392, 396—400,
403, 407, 408, 410, 411, 413, 414, 420,
421, 426, 427, 434, 436, 449, 452, 4H5 bis
469, 471, 553, 554, 619
Atlantisches Tal 471
Atolle 148—153, 178, 179, 538, 546. 596
Atollon 162
Anerochse 508
: Aufbereitung am Meeresboden 3, 83
Auflösung durch das Meerwasser 4, 89,
45, 57, 196, 209, 280, 364, 866, 385,
387, 401-419, 509, 530, 613
Aufsteigen von Luftblasen in Strandsanden
87—91, 588
Auftrieb wasser, Kaltes 142
Augitandesit 322, 334
Augitsande 213
Aurelia 269
Ausgleichsströmungen 17, 18. 200,266, 270
Aufienbarren 19, 115
Austern 113, 164, 217, 508,510,514,523,
560-567, 572, 573, 627
! Austern, Fossile 525
41
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Sach-, Orts- und Autoren-Register
Austern, Portugiesische 563
Austernbänke 217, 560—567
Austernepifauna 523
Austernpürten 563 — 565
Austern parks 563—565
Ansternschädlinge 627
Austernsucht, Künstliche 560 —567
Australischer Archipel 542—546
Australasiatisches Mittelmeer 153, 177,
227-238, 323, 415 - 418, 542-546
Auitralbucht 352, 539
Australbucht, Große 539
Australien 84, 142, 145, 201, 242, 244, 248,
250, 322, 328, 349, 352, 353, 392, 538,
547, 550, 568
Australische Nordküste 567
— Ostküste 566
Australisches Barrier-Riff 136—140, 144,
149, 158, 317
— Wallriff 136-140; 144, 149, 158, 317,
552
Australische Westküste 568
Austrasisches Festland 544
Auswürflinge, Vulkanische 140, 204, 214,
230, 272, 358, 431
Autochthone Komponenten 22, 23, 123, 185,
197
Avicennia nitida 129
— officinalis 130, 131
— tomentosa 129
Avicula 567
Axinus flexuosus 519
Axoren 11, 179, 200, 288, 316, 388, 389,
398, 399, 431, 468, 616
B.
Babel-Mandeb 541
Bach mann 'sehe Schlammröhren 432
Bacterium calcis 188, 189
— hydrosolfuricum ponticum 268
Badeschwämme 558, 559
Bänderton 165, 458
Bänderung des Golfstroms 414
Bänke, Submarine 15, 17, 18, 34, 74, 115,
154, 197, 199, 200, 207, 484
Bär 508
Baer, Karl Ernst von 18, 19, 560
Baer'sches Gesetz 18, 19, 115
Bären-Insel 273
Baffinsbai 204, 383, 474, 476—478
Bahama-Inseln 16, 17, 23, 37, 140, 147,
153, 183, 187, 189, 207, 288, 389, 466,
558, 567, 599
Bahia Formosa 100
Bahrein-Insel 541, 569
Bai von Agu 568
Batavia 162
— - Laig 95
Bailey, J. W. 241, 281, 368, 605
Bailie Lot 432
Bajae 563
Bakterien 107, 108-111, 114, 184, 187 bis
190, 194, 237, 245, 266, 268, 312, 347,
364, 399, 600, 607
— Denitrifizierende 187, 600
Balaenoptera antaretica 351
— rostrata 351
Balanoglossus 48, 146
Baianus 45, 47, 508, 521, 522, 526
— balanoides 47
— eren a tu 8 47
Balearen 559
Balearen- Becken 261
Balfonr-Kuppe 552
Bali 544, 546
Bali-See 545
Baijen 103, 506
Balkanhalbinsel 266
Ballast 578, 607
j Baltim 626, 628
! Baltische Lebensgemeinschaft 520
i Baltischer Eisstrom 480
Baltisches Tal 487
Baltische Tafelinseln 509
Baltischmssischer-Schild 502
Baltrum 504
Banda 544
Banda-Inseln 545, 546
Banda-See 227, 230, 231, 311, 358, 354,
415—417, 545, 546
Bank- Austern 625
Bank-Kalke 260, 287, 430, 450
Bank-Sedimente 206, 260, 287, 430, 450
Bann warth 142, 595
Bare 117—119
Barents-See 204, 472, 615
barre 117, 119
Barreil 122
Barren vor Flüssen 116, 118, 119
Barren, 8ubmarine 116—119, 374
barrier beach 53
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Sach-, Orts- und Autoreu- Register
643
Barrier-Riffe 136, 144, 149-155,178,466,
538, 542, 547
Barrier-Riff, Grußes Australisches 136, 144
Barrois, Ch. 133, 592
Barytknolleu 234 - 238
Baryum im Meerwasser 235
— in Tiefseesedimenten 238
Basalt 10, 11, 239, 334, 335, 392
Basalt-Bimsstein 334
Basalt- Formation, Nordatlautiscbe 10
Basalt-Lapilli 335
Basalt- Plateau, Submarines 10
Baschin, 0. 14, 580, 611
Batanta-Insel 545
Batavia 162
Bathybius 20, 600
Batjan-Iosel 545
Batum 267
Bauerman 183
Baa maustern 566, 567, 625
Baumkorallen 547
Baasteine 183
Bawean 323
Bay, Edv. 383, 470, 611
„Beagle" 428
Beaumont, El. de 120
Behr, Fritz, M. 628
Behrens, T. H. 523, 529, 530, 533,
623
Beira 65
Belemniten 525
Belemnitenschlachtfelder 615
„Belgica" 225, 364, 365, 470, 472
Belle Ile 10, 215
Bella Vista 594
Belte 562
Belt, Großer 487-489, 521, 522
Belt, Kleiner 487
Beltsee 488 - 490, 493, 497, 513, 520, 529,
531, 532
Bemmelen, van 106
Benetzungswarme 534, 535
Bengalen, Golf von 221, 292, 386, 399,
462, 538, 539
Benguela-Strom 141
Benthos 22, 47, 114, 135, 139, 141, 224,
228, 256, 259, 275, 289, 340, 396,409,
410, 419, 518, 531, 555-572
Benthos, Pflanzliches 555 — 558
- Sessiles 256, 259, 340
— Tierisches 558-572
Benthogene Gesteine 169, 177, 206, 260,
400, 430
— Kalke 260
— Komponenten 22, 47, 114, 135, 139,289,
290
— Riffsubstanz 169
— Sedimente 169, 177, 206, 260, 400,
430
Benthonische Foraminiferen siehe Fora-
miniferen, Benthonische
i
: Benthos, Sessiles 256, 259, 340
Berbera 537
Berberei 558
Berendt, G. 85, 86, 95, 587, 589
Beresan-Liman 73
Berg, L. S. 617
Bergbau unterhalb des Meeresbodens 7
Bergeat, Alfr. 114, 559, 589, 591
Bergstürze, Submarine 272
Beringemeer 374
Bermudas-Inseln 84, 130, 135, 139, 153,
163, 176, 178, 179, 207, 208, 816, 466,
468, 577
Bernstein 57, 58, 70, 98, 250, 577, 578, 584
— Formation 98
grübe „Anna" 70
— •Küste 57, 58
Berryraan 28l
Berwerth, Fr. 262, 263, 606
Beyer, A. 35, 75, 586
Biarritz 10
Biber 508
Bibra, von 403
Biedermann, W. 191, 600
Bigelow, H. B. 207, 208, 603
Biloculina 225, 226, 436, 441
— laevis 226
Biloculma-Schlick = Biloculina-Ton 225,
226, 436, 441, 469
Bimsstein 64, 144, 171, 204, 209, 221, 23 9,
264, 275, 293, 320, 322 - 324, 334
341-343, 346, 348, 387, 392, 403, 464,
551
i Bimssteinfelder, Schwimmende 324
; Bimsstein, Schwimmender 323, 324
Binnen barren 19, 115
Biogene Komponenten 22, 23, 57-64
Biologisches Gleichgewicht 3, 523, 626
Biologische Station Kopenhagen 515
Bipolaritat 283, 552
Birnentange 389
41*
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644
Sach-, Orts- und Autoren -Register
Biscaya, Golf von 11, 37, 295, 452
Biscaya-Schelf 10
Biscayne-Bucht 132
Bischof, G. 449, 618
Bismarck-Archipel 323
Bison prrscus 508
Bitbynia 525
Bivalven 46, 47, 48, 51, 57, 98, 101, 164,
167, 168, 181, 217, 220, 269, 290. 315,
383, 391, 393, 470, 474, 496, 509, 619, j
522, 530
Bjerrum, Niels 232, 234, 311
Bjurö, Kap 491
black water 362
Blake, J. F. 618
„Blake" 258, 350, 379, 455, 456, 536
Blake-Plateau 17
Blanche Bay 171
Blanckenhorn, M. 179, 180, 183, 624
Blauco, Kap 202, 293
Blasentange 47, 71, 389, 394
Blaub&nder im Gletschereis 371
Blaue Balje 506
Blaue Erde 70, 250
Blaukoralle 167
Blaue Schlamme 207
Blauschlick 26, 27, 112, 218-238, 257,
269, 273, 292, 301, 315, 319, 328, 353,
354, 361, 368, 386, 426, 431, 434, 435,
442, 443, 446, 450, 461, 462, 470, 471, j
518, 544, 545, 548 - 550,590,616,617, j
625
Blegekridt 231
Blegvad, Fl. 627
Bleicher 10, 580
Blekinge 502
Blockhalde 44, 49
Blocklager 49, 52
Blockpackungen 493
Blockreihen 378
Blockstrand 49, 50, 52, 214, 378, 543
Blockstrand, Gehobener 543
Blockwalle 49, 50, 52, 378
blue mud 207, 219 - 238
Blutregen 203
Bodeuaufschürfungen durch Eisberge 374
Bodenformen der Nordsee 482—487
— der Ostsee 487-502
Bodenoberfläche, Innere 535
Bodensammler 515, 622, 623
Bodenschichten in Delten 324
Bodenwasser 229
Bodenzeolithe 338
Bodländer, G. 102, 589
Böen 35
Boeggild, O. B 225- 234 , 261-263,
353, 354, 378, 379,415 - 417,431,436,
446, 469—472, 542- 545, 604, 606, 620,
624
Boehm, G. 143
Börgesen, F. 391, 612
Böschungsbewegungen, Submarine 127, 272,
273
Böttger, L. 592
Bohrende Algen 193
Bohrende Organismen 39, 46, 47, 51, 138,
139, 146, 178, 193, 208, 506, 527, 569
Bohrmuscheln 46, 47, 51 146, 178, 208, 506
Bohrschwämme 39, 46, 146, 527, 565
Bohrungen am Meeresboden 495, 496
Bohrungen auf Fuuafuti 155-160
— in Korallenriffen 155-160
Bohn 594
Bojador, Kap 202, 243, 293
Bolivina textilarioides 284
Bolton, A. C. 96, 97, 589
Bombay 571
Bona 559
Bora 575
Bore 117-119
Borkum 504, 505
Borkum-Riffgrund 199, 493
Bornemann 83
Borneo 84, 134, 542, 567, 571, 577
Borceo-Bank 545, 546
Bornholm 54, 56, 94, 95, 491, 492, 494,
498, 501, 610, 511, 529, 531, 536
Bornholm-Tiefe 531
Bosmina maritima 633
Bosmina-Schtamm 533
Bosporus 17, 266, 267, 271,272,457, 607
Bos primigenius 508
Botallack-Grube 7
Bottenwiek 491, 497
Bottniscber Meerbusen 490—492, 497, 512
bottomset beds 124
boue bleue 219
boue calcaire 257
boue corallienne 257
boue rouge 240-241
boue verte 241
Boulogne 486
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Such-, Orts- und Autoren -Register
645
Boussingault 347
Bouvet-Insel 240, 359, 360, 366, 468
Bouvier 168
Bracbiopoden 17, 164, 167, 168, 259, 340,
410
Brackwasser 134, 216, 270, 457
Brackwasser- Fauna 457
Brada 519
Brandt 277, 535, 600
Brandung 13—16, 31-44, 48—53, 74-80,
89, 117- 119, 188, 137, 141, 146, 148,
155, 180, 182, 198, 212, 370, 383, 384,
401, 402, 426, 428
Brandung im offenen Oiean 141
Brandungsböhlen 39
Brandungsboblkehle 39-44, 48, 146, 549
Brandungskurven 402
Brandungsplatte 39, 198
Brandungsschotter 48-53, 198
Brandnngsterrasse 198
Brandungstore 39, 43
Brandungswirkungen 13—16,89, 148,155,
180, 182, 583, 584
Branner, J. C. 48, 99, 100, 123, 589
Brasilianisches Becken 319, 353, 422, 468
Brasilien 48, 99, 100, 116, 123, 132, 147,
148, 240, 244, 466
Braun, G. 30, 53, 54, 58, 65 - 68, 71, 75,
119, 124, 149, 458, 459, 584,595,618,
622
Braunalgen 514, 517 •
Brauneisen 281, 282, 233, 311, 344
Brauneisenkonkretionen 231
Brauner Ton 225, 226
Brauns, R. 325
Brava 578
„Brave Westwinde" 886
Brazier 326, 355
Brecher 38
Brechersone 79
Brede Brae 371
„Breite Vierzehn" 484
Brennecke, W. 366, 376, 611, 614
Breun, R. 585
Brest 11, 432
Bretagne 47, 58, 61, 138, 215
Breton, Kap 10
Breusing 591
Briarenm 593
Brindisi 563
Brioni majore 401
1 Brisbane 84
Bri88opsis-Chiajei-Gemeiniyhaft.520
— lyrifera 514, 515, 520, 521
— -Sarsii-Gemeinschaft 521
Bristol, Golf von 486
Bristol-Kanal 83
„Britannia" 258, 303-308, 411, 412, 586
; Britannia-Kuppe 552
broad fourteens 484
Bronn, H. G. 91
Bronze-Artefakte am Ostseeboden 512
Brook e, Lt 368
I Brooks, W. H. 627
' Broussilowsky 107, 268
Brown, Rob. 360
Bruce 365
Bruchschill 393, 526, 527
Brückmann, R. 70, 586
Brüsterort 52, 71, 395, 500
Bryozoen 164, 167, 207—210, 212, 214 bis
. 217, 224, 290, 315, 391, 396, 410, 470,
514, 525, 593
— bänke 215
— rasen 212
: — riffe 216
— Sedimente 212, 215—217
Buccinnm 514, 565, 627
Buch, Leopold von 183
Bucbanan, I. Y. 199, 200, 223, 261,
388, 347, 602, 603. 606, 610
Buchten 103, 115, 199
Büchting, Elisabeth 488, 489, 491,
492, 497, 500, 501, 509, 621*
Büsum 572
Bütscbli, O. 167, 168, 191, 209, 299,
598, 599, 608
Bng Liman 73, 110
bulbs of percussion 295
Bnlimina 528
Bulla 64, 267
— Lajonkaireana 267
Bulla tynipanica von Walen 351
Bullen, R. A. 178, 179
Bunsen 107
Buntsandstein 8, 94, 485
Burd, J. S. 556, 626
Burkart 83, 587
Buru 546
Buschman, 0. von 576, 628
Busen von Bengalen 221, 292, 386, 399, 462
Buton 228, 546
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646 Sach-, Orts- und
(.
Cädiz 575
cadoules 114
Calais 7, 485
calcareous mud 257
— pebbles 208
Cakioconus 287
Calcispongien 167, 168, 342
Caldt 163—175, 181, 188, 251, 315, 358,
359, 395
Calicbe 195, 196
Californien 8. Kalifornien
Callao 358
le Calle 559
Calvados 74
Calyptrosphaera 285
Cambrium 54, 88, 90. 94, 287
Canada 50, 55, 83, 91, 92, 117, 118, 198,
564, 577, 613, 614
Canadische Ostküste 50, 55, 83, 91, 92
117, 118, 198, 564, 577
— Seen 490
— Westküste 564
Canaren, Canarische Inseln s. Kanaren
Cancale, Bai von 486, 564
Candeina nitida 284, 314
Canis lupus 508
Cantabriscbes Gebirge 11
Cap s. Kap
Cape May 615
— Romano 179
— Sable 179
capelan 615
Capo d'Istria 574
Capri 44, 261, 402
Capverden, Capverdische Inseln s. Kap-
verden
Carbonatgesteine 211
Carbonformation 10, 41, 50, 63
Carcharias 349, 350
Carcharodon 256, 342, 349, 350, 352, 455
— lancifonniß 350
— megalodon 349, 350
— Rondeletii 256, 455
Carcinns maenas 514
Cardiiden 217, 268, 270, 393, 403
Cardium 490, 514
Cardium edule 217, 393, 403, 496, 509,
513, 520, 522, 572
Cardium fasciatum 268
Carinaria 314, 317
Autoren-Register
Carmen, Insel 196
Carolina 61, 250, 349, 350, 456
Carpocanium 356
Carposphaera Waltheri 356
Carragbeen 556
Carus-Wilson, C. 95-97
Cary, L. R. 592
Carysfort Reef 259
Caspari, \V. A. 242, 243, 245, 299, 326,
336, 337, 605, 609
Caasis 571
Caator fiber 508
„Caudan" 10
Cavedini 574
Cave- sandstone 424
Cavolinia 314, 317
Cavoliniden 277, 314, 317
Cayeux 54
Cayeux, L. 193, 246, 585, 601, 605
Cayman-Yukatan-Becken 258
Ceara 100, 466
Celebes 544 - 546
- 43ee 227. 230, 353, 354, 415-417, 544,
545
Cemetery 483
Cenospbaera 357, 359
- com pacta 357
- mellifica 357
Cephalopoden- Kiefer 315, 321, 474
- Reste 23, 315, 321
- -ScbȊbel 315, 321, 474
Cerani 230, 310, 416, 544, 546
- -See 543, 597
Ceriautbus 264, 265, 268
- vestitus 268
Cerigo 264
| Cerithium pusillum 268
Cervus Browni 50«
- elaphus 508
- megaceros 508
j Cecate«n 314 , 348-352, 362
Cette 112- 114
Ceylon 82, 143, 217, 234, 236, 255, 292,
310, 556, 567-571
- Perlbänke 217
Chadshibey-Liman 109, 465, 573
Chaetoceras 269, 277, 362, 364, 630
- radiculum 364
Cbaetoderma nitidulum 519
Chaetopoden 514
Chagos-Archipel 538, 539
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Sach-, Ort«- und
Cbagos-Bank 150, 507
„Challenger" 19—21, 135, 145, 206, 208,
216, 220, 221, 22», 227 - 229, 231, 285,
239, 240, 243, 249, 250, 254, 257, 273,
274, 277, 281, 289, 292, 294, 296, 299
bis 302, 304 - 308, 310, 312, 315, 318 bis
322, 326, 328, 332, 333, 335—338, 840
bis 346, 349—351, 354—358, 360—363,
367, 386, 395, 404, 405, 411, 412,416,
416, 420, 424, 428, 431,432, 434, 443,
445, 446, 456, 457, 461, 462, 464, 465,
542—546, 553, 618
Challenger-Bank 207-209, 260
Chamberlin 591
Chamisso, Ad. von 135, 395
Champ des Vaches 10
Champion, G. C. 507
Chapeiroes 147
Chapman, Fred. 176, 593
Cbarente-infcrieure, Depu 563
Chatham-Insel 130, 248, 550, 551
chattermarks 295
Chelussi, J. 82, 587
Chemische Neubildangen 13, 533
Chersogene Komponente 22, 23, 218, 225,
228, 274, 275, 416, 450
Cherson 73
Chesapeake-Bai 564
Cheshire, Küste von 60
Chicnecto-Bucht 92
Chilenische Küste 194, 250
China 146, 552, 564, 572, 576
China-See 227, 399
Chinesisches, Meer 547
Cbloritschiefer 10
Choffat, P. 84, 587
Chokir-Bank 144
Chondrite 830, 331
Chondros crispus 556
Chor 121
Chorda filum 393
Christiania- Fjord 453, 521
— -Gebiet 480
Christinas Island 538, 539, 543
Cbromeisenera 84
Sande 577
Chrysomonadina loricata 285—289
Chrysophrys aurata 215
Chun, C. 290
Church, A. H. 343, 610
Cidaris metularia 139
Autoren-Register 647
Cimbriscbe Halbinsel 75, 576
j Cirripedier 167, 340
, „Cittä di Milano" 395
| Cladocora 214, 403
— caespitosa 214
| Cladophora Cornea 60
Clarence-Fluß 84
j Clarke, F. W. 167, 327, 328, 338, 345,
598, 609
clay-banks 508
clay -Channels 515
elay-plains 515
Clessinia 270
Clio 258, 314, 317, 318
— au8tralis 317
— pyramidalis 314
— subulata 317
Cliona 39, 46, 565
Cliona celata 39, 46
Clyde-Fluß 338, 339
Coal pit 503
Coats-Land 225
Coccolithen 23, 210, 231, 262, 277, 287,
297, 321, 356, 362, 387, 453,470, 471,
528
Coccolithen-Gestein 231
Coccolithen-Kalke 287
Coccolithen-Schlamme 285—289, 452, 453,
459, 462
Coccolithophora leptopora 277, 286
— pelagica 285, 286
Coccolithophoriden 220,221, 249, 252,269,
276, 277, 279, 285-289, 309, 315, 396
398, 411, 413, 453
Coccolithophorinae 286
Cocconeis 532
Coccosphaera 286, 288
Cocos-Insel 324, 359, 392
Cocos-Keeling-AtoU 154, 539
Cod, Kap 11, 389
Codonella ventricosa 269
Cölenteraten 168
Coeloria sinensis 143
Cohen, E. 614
Colbart-Bank 7, 485
Colchester 563, 565
Cole, G. A. I. 8, 10, 296, 579
Cöllet L. W. 242, 245-247, 250-255,
583, 605
Collot 591
I Colombo 234
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-
648 S«*-, Orts- und
Colorado 117, 240, 553
Columbus 390
Comacchio, Lagunen von 216
Combretaceen 129
Comorin, Kap 82, 316
Comoy 117, 119
concretions phosphatees 250—256
Coniferen-Pollen 269
Connecticut 83, 565
Conventer See 505
Copepoden 269, 399
coprolithic mud 223
Coquirabo 194
Coralline Algen 208
Corallium rubrum 559
— secundum 559
coral sand 558
coral sauds and muds 207, 257
Corax 349
Corbula gibba 519
cordon littoral, cordone littorale 53
Corethron 364
Cornish, Vaughan 88, 71
Cornwall 7
Coronillera, Kap 2
Corophium grossipes 104
Coreika 559
Cosoinodisceen 269, 277, 357, 363, 364, 530,
532
Coscinodiscus 269, 277, 357, 363, 364, 617
— radiatus 617
— rex 357
Couesnon 118
Coutbouy 377
Crangon vulgaris 514
Cran« 54, 61, 86, 402, 403, 511, 533, 613
Credner, R. 119—124, 126, 128, 591
Crenshaw 114
Creseia 314
Crom er 484
Crook H, 296
Crossland, C. 624
Croxet-Inseln 293, 362, 366, 387, 437
Crustaceen 48, 87, 108, 141, 16-1, 181, 209,
211, 214, 215, 287, 290, 405, 513, 515,
518, 519, 521, 530, 561, 565
C.tenophoren 267
Cuba 248, 260
Cullis, C. Q. 147, 163, 169, 171-175,
598
Curacao 176, 196
Tutoren Register
Cutcb 194
Cuxbaven 98
Cyanophyceen 276
Cycicua 563
„Cyclops" 539
Cyclostoma elegans 214
Cyiindrites 265
Cymbalopora 317
- bulloides 284
Cypern 558
Cyphaatraea ihalcidica 137
Cypraea 139
Cyprina 441, 51Ö, 514, 519
— ialandica 441, 510, 519
Cythere dictyon 285
D.
„Dacia" 261
Dada- Bank 200
Dacque, Edgar 591, 613
Dactylioaolen 364
DämmerungBerscheinungen nacb Vulkan-
ausbrüchen 325
Dänische Inseln 489, 511, 517, 529, 562,
563
Dänische Küsten 95
Dänische Meere 515
Dagerort 499
Dago 499, 502, 531
Dahms, P. 94, 95, 97, 589
Dahomey 586
Dali, W. H. 179, 603
Dalmatien 46, 325, 558, 574
Dalmatinische Felsküste 46
Daly, R. A. 591, 596, 597 *
Dammer-lnsel 546
Dammriffe 148-153
Damour, A. A. 215
Dampier-Straße 545
Dana, J. 84, 187, 138, 149, 153—163,
165, 183, 547, 548, 559, 595
Danien 164, 231
Danxig 92, 95, 97
Danaiger Bucht 491, 531, 536
Danziger Tief 498
Daphniden 538
Dardanellen 17, 266, 267
Dareasalam 40, 64, 65, 83, 99, 143, 144,
162
Dargmoor 505
Darss 66, 67, 71, 77, 90, 92, 93, 95
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Sach-, Orts- and Autoren-Register
649
Daraser Schwelle 491
Darwin, Ch. 100, 104, 135, 138, 144,
149, 151, 153 -163, 379,428,589,596,
597
Dattolo di pietra 46
Daubree, A. 331
David 158, 159, 169, 176, 585
Davies, William 508
Davis, W. M. 149, 595, 596
Davis-Straase 383, 474
Deal 486
Deckschichten in Deltas 124.
De ecke, W. 58, 83, 85, 89, 90, 92—94,
107, 584, 587, 621, 622
Deiche 625
Deimling 494, 621
Delesae, A. 7, 8, 20, 24, 579, 581
Delma 569
Delphine 320, 342, 348, 351
Delphinus delphis 351
Deltas 119-129, 272, 591
Delta-Schichtung 124
Delta-Sedimente 112, 121 — 124
Delta-Seen 120, 123
Deltas, Submarine 205
Dendrophyllia 547
Denitrifi zierende Bakterien 187, 600
Dentalium 311
Desmarestia aculeata 58
Desor, E. 89, 587, 591
Detritogene Kalkablagerungen 257
- Riffkalke 169
- Sedimente 169, 206, 257
Deutsche Autarktische Expedition s. u.
„Deutschland**
Deutsche Bucht der Nordsee 480
Deutsche Südpolar-Expedition s. u. „Gauss"
Deutsche Tiefsee-Expedition 8. u. „ Valdivia"
„Deutschland" 397
Deutsch Ostafrika 40, 83
Devon 43, 94, 312, 509, 613
Diabas 10
Diagenese 23, 24, 148, 163-170, 190, 194,
195, 212, 213, 220,271,332 -348,358,
359, 524, 582
Diagonalschichtung 64, 66, 98, 124, 153,
183
Diamantsande 577
Diamond Point 118
Diatomeen 23, 104, 106, 107, 111, 202,
223, 225, 258, 262,267 - 269, 271,276,
289, 290, 315, 321, 356, 357, 360—368,
386, 399, 470 -473, 496, 510, 514, 530,
532, 533, 617
Diatomeenflora der hohen Südbreiten 362
—366
Diatomeen-Kieskerne 107
Diatomeenschlamm 20, 26—28, 240, 277,
356, 358, 360—368, 381, 386, 387, 434,
435, 437—439, 447, 448, 451, 457, 468,
469, 539, 540, 552, 554.616, 617, 625
diatom ooze 360—368, 437 — 139
! Dictyocha 269, 363, 364
Dictyomitra caltanisettae 356, 357
Didacna 270
I Diego Suarez 538
j Diener, C. 455, 618
Dieppe 486
Dieulafait 347
Diffusionsb&nderung 259, 335
Diluviale Säugetiere 7, 483
Diluviale Wirbeltiere 7, 483, 508
Dilnvialgeschiebe s. Geschiebe
Diluvinm 4, 6, 8, 9, 82, 98, 105, 206, 211,
295, 329, 373, 376, 379,381-383,425,
436—438, 440, 441, 454, 456 - 459, 470,
480, 481, 493, 495, 504, 508, 525, 526,
529, 542—544, 578, 584
Dinklage, L. E. 202
Diodon 146
Discosphaera 279, 286
— Thomsoni 279
Disko 476, 615
Disko-Bai 441, 615
Diskordante Schichtung 430
Dittler, E. 601
Dittmar 403, 419
Dixon, A. 197
I Djuba MUndung 537
! Dnjepr-Liman 73, 108
Doggerbank 7, 483, 484, 506-509
Dog's Bay 85
1 Dolinen, Ertrunkene 6
Doliolen 398, 399
Dollard- Husen 106, 505
[ Dolomit 23. 63, 165-176, 208-211, 215,
231, 266, 298, 358, 457
Dolomitbildung 23, 63, 1 65 - 176, 208 - 21 1,
215, 266, 298
Dolomitisrhe Kalke 457
Dolomitisierung der Riffkalke 165—176
Dolomitisierungsione im Meere 170
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«50
Snch , Orts- und Autoren Register
Dolomitkoukretionen 281
Dolomitione auf Fuuafuti 172
Donau-Delta 267
Donau Mündungen 107, I2M
Don-Mündung 107
Doreadospyris antilope 357
Dordogne 118
Dornbaach 498
Dorsetshire 96
Do98, Br. 107, 108, 110-112. 237, 238,
5y0, 605, 628
Donville, H. 8, 570
Duve Point 60
Dover 7, 485
„Drache" 221, 524, 527
Dräsche, R. von 147
Dredschen 20
DreigeBchwell 588
Dreiasensia 269 -271
— polyroorpha 270
— rostriformiB 270, 271
— Tschaudae 270
Drew, G. H. 188, 187—190, 288, 599, 600
Dreyer 857, 858
Drumlins 498, 499
Drygalski, E. von 870, 871, 874, 882,
426, 474-476, 479, 610-612, 614, 617,
620
Dnbois, Eug. 570, 598
Duck Cove 50
Dünen 87, 58, 54, 61, 64, 67, 78, 74, 77,
88, 85, 92, 188, 158, 155, 182, 188,
195, 196, 495, 496, 507, 511, 585
Dünenküsten 37, 53, 54, 585
Dunensande 496, 504
Düngemittel 58, 176,215,555,558,572,573
Düngung mit Tangen 5*
Dünkirchen 486
Dünung 32—84, 37, 69, 70
Dunkelmeer 201—208, 447
Dunston 503, 621
Dutch Kay Point 568
E.
East London 37
Eastman, C. R. 350, 351, 610
Ebberinne 115
Ebbestrom 19, 74, 103, 114, 115, 581
Eberlin, P. 611
Ebler, E. 461, 464, 618, 619
Ebro 121
Kchiniden s. Seeigel
Echinocardium cordatum 519, 520
— flavescens 521
— • Filiformis- Gemeinschaft 519—521
Echinodermen 17, 48, 139, 164, 167, 16«,
181, 207, 212, 215, 221, 222, 259, 299,
818, 321, 356, 456, 523, 530, 532
— - Faaes 222, 316
Echinometra subangnlaris 48
Echinus 212, 514
Eikernforder Bucht 488
Eckert, Max 625
von Eikhel, G. 559, 627
Edelhirsch 508
Edelkorallen 559, 625
Edelsteinküstenseife 82
! „Ediu 548, 549
Ed 1 und 620
! Edrisi 201
Edwards, Charles Lincoln 628
„Egede, Hans" 378
„Egeria" 832, 349
Egmond am Zee 88
Ehrenberg, C. G. 104, 202, 281, 287,
332, 605
Eichelwürmer 146
Eigg, Insel 95
Einfaihschwefeleisen 106, 107, 269
Einsiedlerkrebse 92, 181 -
Eisberebänke 373
Eisberge 23, 32, 206, 224, 225, 296, 865,
366, 369—883, 425, 436, 440, 610
-, Antarktische 82, 374, 380
— , Gestrandete 375, 376
-, Gewälzte 371-373, 376, 377, 380
— , Höhe der 374
Tafelförmige 206, 224, 366,372,374,375
— , Tiefgang der 374
Eisenbakterien 312
Eisencarbonat 232
Eisenhydroxyde 98, 265, 471
Eisenhydroxyd als Bindemittel von Strand-
sanden 98
Eisenkonkretionen 471
Eisenmeteoritenkügelchen 830
I Eisenoxyde 240
Eisenspat- Konkretionen 281, 232
Eiserne Küste 37, 75
Eisfjord 479
Eisfuß der polaren Küsten 49, 882
Eisfuß von Eisbergen 376
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Sach-, Orts- und Autoren-Register
651
Eismeer, Nördliches, s.ArktischesMittelmeer
EiBmeertoi), Spätglazialer 615
Eispressungen 382
Eisscbmelzwasserstrome 223, 366, 367, 386,
409, 436
Etsseln 86
Eisstausee 498
Eistransport 9, 10, 49, 424, 436, 469
Eiszeit 4, 6, 8—10, 205, 294 —296, 329,
381, 383, 441, 452, 456—458, 487,
489, 495, 517, 578, 597
Ekman, F. L. 524
Elbe 19, 103-106, 480
Elbert, Joh. 543, 544, 624
Elephantengrund 489
Elepbas meridionalis 508
— primigenius 508
Elfenbeinküste 431
Elisabeth -Insel 547
Ellesmere-Land 177
Ellice-Inseln 155—160, 823, 547
Elschner, C 176, 598
El Meks 628
Eluvium, Submarines 319
Emden 104, 505, 527
Emmerling 534
Ems 19, 199
Endeavour- Aestuarium 566
Enderbury 135
Endmoränen 497—500
En gell, M. E. 370, 610
England 8, 54, 61, 71, 480, 504
Englische Küsten 8, 54, 61, 71, 95, 504
Englische Ostküste 54, 95
Englische Südküste 8, 71
Enstatit 428
Entada gigalobium 389
Entenmuscheln 178
Entosolenia 268
Enteromorpba intestinalis 60
Entympanium musicantum 356
Eozän 8, 10, 160, 350
Epidot 82
Epifaunen 521-523
Epilophische Ablagerungen 27, 361
Epitbemia 532
Epouge commune 558
— dure 558
— fine 558
Equus caballus 508
Erdbeben 5, 272, 428
! Erdgas 112
Erdmann, Ed. 511, 622
! Erdöl s. Petroleum
! Erdrotation 18, 115, 121, 125
Ergußgesteine 288
! Erhärtung der Sedimente 57, 84, 98—101,
153, 163—176, \m, 199, 577
. Erosion durch Eis 6
— durch Pflanzen 146, 147, 401
j — durch Strömungen 18, 19
! - durch Tiere 45-48, 145-147, 570, 595
Erosionsbasis, Unterste 580
| Ertrunkene Flußmündungen 73, 108, 270
I Ertrunkene Korallenriffe, bezw. Riffkorallen
150, 151, 171-176, 542—544
Eruptionen, Submarine 238, 239, 322 - 325,
464
Eruptivgesteine 460, 461
— , Basische 346
Erzgebirgische Faltung 502
Esbjerg 520
Eschara 212, 214
i — foliacea 212
! Espevik 561
| Estland 111, 613
Estlftndischer Glint 502
Etberidge, R. jr. 585
Ethmodiscus rex 357
Eucampia 364
Eucbeuma spinosum 556
Eunecia 593
Euodia 364
Eupelagische Ablagerungen oder Sedimente
27, 28, 207, 238, 257, 274 - 368, 435,
437, 448, 451-45=3, 460—464, 468,
537-540, 554
Euphyllia 159
| Euphrat 120
Europa, Insel 30
| Europäische Küsten 5, 560
1 Europäisches Mittelmeer 17, 41, 60, 64,
85, 112—114, 179, 180, 203, 227, 257,
261—266, 286, 317, 359, 558, 559, 567,
574
Europäisches Nordmeer 225—227, 273, 296,
431, 436, 441, 457, 469—471, 482, 623
I Euryhaline Tiere 216, 267, 520, 567
Eurytherme Tiere 216, 267, 284 , 513
Euspongia officinalis 558
— zimocca 558
Eve, A. S. 460, 463, 618
652 Sach-, Orts- um
Ewald, R. 85
Exkremente 104, 1 II, 289, 299, 530
Experimente in der Wellenrione 34
F
Fäkal ballen 289, 299
Fällungskalk, Anorganischer 185
— , Physiologischer 185
Färöer 10, 15, 63, 227, 24«. 293, 467, 470
Färöer • Rinne 483
Fäulnisbakterien 184
Fahrwasser- Rinnen, Anordnung der 19
Fair Island 482
Fais 161
Fajüm 613
Falklandsinseln 250
Fan^o 211, 214, 261
Farö 499
Farquhar- Inseln 538
Farschangut 267
Faxe 164
Faxettengeschiehe 206, 295, 456
Fsziesänderuug 214
Faxiesfossilien 519
Fecamp 486
Fehmarn -Belt 488, 536
Feilaka 540
Feldeis 373, 375
Feldspat 82, 182, 222
Felix, Joh. 164, 597
Felsboden 384, 474, 570
Felsenbein von Walen 351
Felsgerüst des Meeresbodens 6—12, 199, 200
Felsküsten 39—53, 198, 567
Felsstrand 32, 39—48, 52, 134
Felswatten 50, 134
Fennoskandia 479
Fernando Noronha 85, 466
Festländische Pflanzenreste 218, 228, 260
Fettausscheidung des Planktons 277, 299
Fettsubstanzen im Globigerinentcblamm
299, 300
Feuersalpen 398
Feuerstein 53, 56, 71, 82, 506, 529
Feuersteiu-Lanxeospitze 509
Fidschi -Becken 352
Fidschi -Inseln 161, 169, 240, 316, 322,
547, 550, 552
Finckk, A. E. 140
fine washings 224, 292, 464
Finist. re 61
Autoren-Register
Finisterre 58
Finnischer Meerbusen 205, 312, 490—492,
497, 502, 512, 613
Finnische Schären 6, 44, 491, 497
Finnland 490, 499
Fischer, Ernst 625
Fischer, Paul 348
Fischerbank, Große 483, 486
— , Kleine 486, 506
Fischreste 23, 141, 146, 211, 214. 222,
255, 287, 290, 314, 321, 342, 356, 393,
405, 423, 514, 565
Fischsterben, Große 615
Fischxähne 290, 321, 342, 356, 423
Finme, Golf von 6
Fjorde 49, 372, 373, 383
Fjorde Grünlands 49, 372, 373, 474—47»
Fjorde Norwegens 383, 560, 561, 606
Flachküste 30, 53, 198
Flachmeere 383
Flachsee 5, 6, 15, 16, 28, 74 - 80, 177, 383
Flacbseeablagernngen 15, 28-217, 405,550
Flachseeriffe 153, 160- 162, 287
Flach Strand 34, 35, 53
Fladengrund 483
Flagellaten 285—289
Flandrische Küste 61, 485
Flaschenposten 482
Flechtenerosion an Kalkküeten 401
Fleckenriffe 160-162
Flint, I. M. 312 -332, 358, 610
j Flores 544, 546
! Flores-Se« 545
Florida 16, 17, 72, 129—132, 179, 188,
184, 187, 189,259, 466, 467, 559, 577,599
Florida, Kap 259
Florida-Keys 140
, Florida-Riffe 130, 259, 601
j Florida-Straße 17, 250
| Florida-Strom 16, 17, 250, 259, 385, 389
Florideen 176, 213, 556
Flugsand am Strande 37, 53, 54, 61, 64
Flußbarren 123
Flnßdetrituu 105, 140
Flußeis 382
Flußgesch welle 116-119
Flußgrundeis 377
Flußmündungen 19, 72, 73, 100, 105, 129,
132, 134, 140, 591
— , Ertrunkene 73, 108, 270
I -. Verschleppte 116
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Sach-, Ort»- und Autoren-Register
653
Flufl- Schichtung 124
Flnßtöler, Submarine 487—490
Flußtrübe 105, 140, 292, 472, 540
FluBtra 509
Flutbrandung 117-119
Fiatgehöls 129—132
Flutgrenze in Ästuaren 116
Flutrinne 19, 115
Fintstrom 19, 73, 74, 103, 115, 581
Flysch 265
Föhnwinde 373
Föbr 562
Föhrden 514
Folin, L. de 10, 579
Folkestone 7
Foraminiferen 84, 85, 98, 106, 140, 155,
157, 159, 164, 181, 182,207-209,213,
214, 220, 221, 225, 226, 229, 233—235,
239, 240, 243, 249, 251, 252, 257, 268,
262, 265, 267, 268, 277, 278, 282—284,
289, 291, 309, 311,313,315, 321, 356,
356, 362, 387, 396, 410, 411, 437, 451,
466, 471, 478, 474, 528, 532
— , Agglutinierende 235, 267, 291, 315,
321, 356, 362
— , Benthoniscbe 84, 85, 207—209, 213,
214, 220, 221, 225, 226, 243, 257, 267,
289, 3 ! 5, 32 1 , 355, 456, 47 1 , 4 73, 474, 528
— , Pelagische 209, 220, 221, 239, 240,
243, 249, 257, 277, 278, 282-284, 315$,
321, 355, 356, 862, 5187, 396, 411, 437,
451, 456, 528
— , Planktonische 209, 220, 221, 239, 240,
243, 249, 257, 277, 278, 282—284, 313,
321, 355, 356, 362, 387, 396,411, 437,
451, 456, 528
Foraminiferensande 84, 85
Foraminiferensandstein 157
Foraminiferenschlamme, Benthogene 528
Foraminiferensteinkerne 241— 243,245,251,
605
Förch, C. 589, 608
Forchhammer, G. 66, 98, 112, 205, 235,
611, 576, 585, 604, 622
Forchheimer, Ph. 583
foreset beds in Deltas 124
Forest beds 508
Formentera 576
Fortpflanzung, Ungeschlechtliche, der
Korallen 139
Foslie, M. 603
Fosse centrale 8
Fossilisierung 148, 163—176
Fouque, F. 294, 608
j Fowey- Felsen 16
i Fragilaria 863, 364, 532
„Framu 471
j St. Francisco 83
Fransenriffe 148—153
Franz Josephsland 375, 441, 474
Französische Küsten 5, 20, 72, 459, 560,
563, 575, 576
Französische Südküste 575, 591
Französische Westküste 563, 576
Frech, Fr. 591, 593
I Frederikshavn 59
j Freundsihaftslnseln 547, 551
Fricker, K. 381, 611
Friedensburg, F. 557, 626
„Friedhof14 483
Friedrichstadt 5U4
Friesische Küsten 19
; Friesland 564
| Frio, Kap 466
, Frische Nehrung 70, 72, 87, 95, 511
Fritsch, K. von 85, 601
Früh, J. 61, 391, 612
Fucaceen 58, 133, 134, 389
Fuchs, Th. 262-265, 267, 315, 606,607,
609
Fucoideen 58, 133, 134, 389
Fucus 47, 58, 133, 134, 235, 389, 390,
393, 394, 532, 555, 556
— Bänke 390
I — amylaceus 556
— serratus 47, 134, 393
— vesiculosus 47, 235, 389, 394, 555
Funafuti -Atoll 140, 147, 155—160, 169,
171-176, 462
Fundy-Bai 18, 30, 50, 91, 92, 117, 118,
134, 198, 199, 486, 591
FUnen 536
Fungia 136, 159, 547
Furcellaria fastigiata 555
Füre* 628
Futterer, K. 219, 581
G.
Gabbro 296
Gabun 467, 620
Gadeceau, E. 585
Gädtke 75-77
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654
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Gaeta 85
Gagel, C. 611
Gail, Carl H. 606
Gaillard, D. D. 33, 583
Gaimard 146
Galäpagos 218, 221, 358, 385, 54", 550
Galaxea 159
Galeus 349
Galle, Korallenriff von 143
Galway 85
Gambia-Mündung 203, 620
Gammarus 90, 519, 522
Ganges- Delta 122, 124
Ganges-Münduog 115, 118, 120
Garbseider Bach 86
Gardiner, J. 8tanley 143, 156, 158,
164, 176, 200, 317, 318, 539, 593, 594
Garonne 118
Gasauftreibung 5
GascogDe 66
Gasentwicklung aus Deltasedimenten
124—128
Gaspe- Bucht 55
— Halbinsel 197
Gartropoden 164, 167, 315, 356, 519
„Gaußu 21, 24, 27, 85, 101,221,223,225,
246, 282, 283, 288, 290, 293, 296-299,
301, 302, 304 -308, 313, 319 - 322,
326, 331, 338, 361, 362, 364—366, 369,
379, 380, 386, 387, 392, 393, 405, 407,
409-412, 420, 422, 424, 425, 431—436,
437 - 439, 442—445, 458, 524, 534,
539, 614
Gauß-Berg 617
„Gazelle" 24, 246, 250, 299, 302, 304 - 308,
338, 411, 412, 419, 422, 426, 432
Gazellehafen 392
Gazert, H. 300
Gebbing, J. 20, 169, 298, 300, 302, 309,
326, 338, 367, 418, 609
Gebel Hammäm Müsa 598
Gebirgsküsten 44
Gebroken Eilanden 231, 232
Geer, Gerard de 458, 459, 489« 498,
499, 618
Geer, Sten de 479, 620
Gebne, H. 132
Gehobene Riffe 149, 150, 164, 165,169—171 |
Gebörknochen 320, 342, 350 - 352
Geikie, James 6
Geinitz, Eugen 61, 480, 488, 500, 505, !
584, 620, 621
Gekritzte Geschiebe 225, 379, 440, 456
Gelberdegebiete 240
Gelber Fluß 240, 552
Gelbes Meer 240, 552
Gellerbaken 511
| Geuthe, 8.540, 541, 591, 624
Genua 261. 559
Geologische Zeiten 5
Georgia 17, 250
Geosynkliualen 417
Geosyuklinal-Sedimente 264
Gephyreen 146
Geraldton 538
Geriille 3, 54, 56, 60, 63, 64, 71, 101, 214,
324, 384, 394, 607, 626
— von Bimsstein 324
Molluskenschalen 384
Geröllstrand 214
Geröllstrandwall 101
Geschiebe 4, 10, 18, 82, 204—206, 211, 613
Gescbiebemergel 4, 18, 49, 52, 53, 55, 82,
83, 86, 91, 98, 204, 295, 402, 497, 607, 613
I Geschiebewanderang an Küsten 115
Gettysburg-Bank 15, 200
Gezeiten 30, 41, 42, 50, 52, 81, 86,
114-119, 197—200, 508,630,591,610
Gezeitenbänke 199
I Gezeitenbarren 115, 199
Gezeitenflüsse 119
Gezeiten kanäle 120, 141
Gezeitenkolke 18, 199
Gezeitenrinnen 18, 562
Gczeitenspalten 371
Gezeitenschraubungen 371
Gezeitenströme 7, 18, 60, 52, 71, 73, 74,
114-119, 141, 148, 164, 178, 197—200,
208, 279, 366, 371, 383, 386,401, 409,
450, 456, 457, 483, 485, 486, 490, 493,
52», 531, 540, 562, 580
Gezeitenstrom -Messungen Uber tiefem
Wasser 200
Gezeitenwald 129-132
Gezeitenzoue 134, 164, 179
Gewinnung der Grundproben 20, 432, 433
Gibraltar, Straße von 559
Gibraltarstrom 17
Gibson, D. 345, 603
Gigartina mamillosa 556
Gilbert- Inseln 547
8. Giovanni in Pelago 214
GipfelhöhenkonsUnzdermudlumps 125, 126
Gips 194-197, 238, 600
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Sach-, Orte- und Autoren-Register
655
Gipsdünen 196
Girl 107 '
Gironde 74, 563
Girschner, N. 95, 589
Girvanella 193
Glasgow 338, 556
Glaukonit 23, 202, 219, 221, 228-231,
233, 235, 239, 241-256, 263, 309, 310,
423, 426, 446, 451, 465, 527, 546, 550, 605
Glaukonit- Analysen 242
Glaukonitisierung 222
Glaukonitsande s. Grünsande
Glaukonitsand der Kreide 7
Glaukonitische Sedimente 4, 27, 28,
241—256, 455, 467, 577, 578
Glaukonitsandstein 506
Glaukuuitsteinkerne 241—243, 245
Glawnitz 76
Glazialerosion 377
Glaziales Ausräumungsgebiet 491, 492
Glaziales Aufschiittungsgebiet 491
Glaziales Zungeubecken 498
Glaziale Übertiefung 560
Glazialforraen, Negative 491
— , Positive 491
Glazialgeschiebe 4, 10, 18, 82, 204—206,
225, 273, 294 -296, 328, 329, 348, 366,
376, 377, 379, 381, 452, 456, 483, 500,
503, 510
Glasialmarine Sedimente 20, 27, 218,
222 - 225, 239, 312, 361, 366, 378, 386,
438, 439, 448, 457, 469, 473, 540
Glazialrelikte 513
Glazialsande, Nordeuropäiscbe 527
Gleichgewicht, Biologisches 3
Gletschereis, Eigenschaften 374
Gletscher Grönlands 370—375
Gletschermilch 223, 475, 479
Gletscherschlamm 165
Gletscherschrammen 9, 18
Glimmer 82
Glimmerschiefer 10
Globicepbalus 351
Globigerinen 23, 168, 226, 227, 235, 241,
257, 277, 279, 317, 337, 887, 398, 406,
407, 409, 411, 437, 528, 550
Globigerina aequilateralis 283
bulloides 221, 278, 283, 471
— conglobata 282, 283
— cretacea 283
— digitata 282, 283
Globigerina dubia 282, 283
— Dutertrei 283, 284, 362, 437
— inflata 283
— paehyderma 283, 284, 362, 487, 471
— rubra 282, 283
— sactulifera 281-283
Globigerina ooze 281—313
Globigerinen-Kalk 299
Globigerinenschlamm 20, 25—28, 200, 201,
204, 218, 220, 223, 226, 228—231, 233,
246, 258, 259, 261, 277, 281-313, 315,
319, 324, 330, 331, 339, 340, 345,
352 - 354, 358, 368, 385,386,392,396,
403, 405, 407, 409—411,414,416,422,
423, 425, 426, 428, 431, 483 - 439,
441—443, 445—448, 451^53, 466,
458, 461, 462, 464,467,468—470,518,
537-540, 545, 549—552, 564, 625
Globigerinenschlamm, Phosphoritisierter
252
Glowe 512
Glycera 519
Gneis* 10, 492
Gockel, A. 86
I Godbavn 476
Goebel, Adolph 110, 590
Gönner, O. 599
Götzinger, G. 39, 46, 401
| Goifurfehendu 318
Gold brasse 215
Goldenes Tor 199
Gold im Kustensand 88, 84, 577
Gold im Heerwasser 266, 581, 582
Goldlippenperlauster 571
Goldaaode 577
Goldseifen 84, 577
Goldwäscherei 84
Golf du Lion 112-114
Golf von Aden 537, 575
Bengalen 221, 292, 386, 399, 462,
538, 539
Biscaya 11, 37, 295, 452
Bristol 486
Fiume 6
Guinea 385, 567, 576, 593, 595
Kalifornien 117, 196, 240, 568,569
Mexiko 260, 265, 569
Neapel 3, 83, 86, 211—215, 261,
432, 571
Panama 547, 551, 569
Smyrna 574
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65»;
Sach-, Ort«- und Autoren-Register
Golf von Suez U2, 181
Golfkraut 890
Golfstrom 18, 63, 204, 205, 215, 350, 368,
376, 384, 385, 389, 398, 414, 437, 455,
456, 466, 474, 480, 560, 614—616
Gomontia 147
Goniastraea 143, 159
— seychellensis 143
Goniolithon strictum 140
Goodchild, H. H. 506, 622
Gorgonia 593
Gorgoniden 467, 547, 593
Gotenburg 511
Gotland 42, 45, 491, 493, 499, 502, 510,
513, 529, 534, 584
Gotlandbänke 492
Gotlandtief 491, 531
Gotska Sandü 499
Grabowski, H. 323
Grabau, Am. W. 122
Grabenbrüche 542
Gracilaria lichenoides 556
Gradmaun, R. 44, 402, 584
Gräben, Tiefsee- 548
Gräber, Submarine 505
Gräsd 509
Grahamland 225, 469
Gran, H. H. 187, 561, 600
Granat 82, 83, 95, 182
Granatsande 82, &}, 95
Gran Canaria 183, 199, 427
Grande 26
Grand Greve 55, 197
Grancllare 236
Granellen 2 ȟ
Granit 8, 10, 492
Granitische Ganggesteine 9
Grauitzerort 501
GrauuHt 10
Graptolithen 287, 288
Grauer Schlick 26
Grauer Ton 225, 226, 457, 469—471,528,
549, 550
Gravier, Ch. 593, 594, 819
Greeff, R. 627
green mud 24 1 - 256
green sand 241 — 256
Greifswald 90, 107, 511
Greifswalder Oie 500
Greiner 345
Grewingk, C. 312, 509, 613
Griechischer Archipel 264, 558
Griesbach, H. 561, 627
Grimshaw, J W. 585
Gris Nez, Kap 7
Grönland 49, 63, 225, 293, 370—373,
377—379, 389, 437, 441, 467, 470, 474,
479, 564, 615
Grünlandsee 360
Grönländisches Inlandeis 470, 474—479
Grönsund 488
Große Perlenbank 569
Großkaibungen 371
Groß- Nicobar 223
Groß Tjuters 205
Grube „Anna" 577
Grünalgen 168
Grünsande 27, 28, 218, 241—256, 451,
455, 462, 550, 625
Grünsand der Kreide 7
Grüner Schlick, Grünschlick 27, 28, 218,
241-256, 328, 446, 451, 455, 550, 625
Grundeis, Fluviatiles 377
— , Marines 382, 481, 517
Grundfische 393, 526
Grundmoräne 4, 18, 49, 52, 53, 55, 82, 83,
204, 224, 366, 370, 374, 379, 380, 506
Grundnetzfischerei 244
Grundproben. Allgemeines über 20
Grundproben-Gewinnung 20, 432, 433
Grundproben-Kartcn 21
Grundideen 15, 244
GruudstrOmuugen 494, 526
Grundwasser, Marines 261, 263, 33", 435
Grundwasserquellen am Strande 85
Grundwasserspiegel 87
Grundwasser.Submarin austretendes 272,488
Guam 169
Guano 176, 197
Guardafui, Kap 203
Guatemala 325
Guayanas 240
Gümbel, W. von 24, 221, 242, 243, 245,
246, 287, 298 -300, 322, 338, 344, 347,
419, 524, 527, 528, 603, 605, 610, 623
Günther, A. 349
Günther, 8. 592
Gürich, G. 83
Guerin-Ganivet, J. 603
Guibourtia copalifera 578
Gniuea, Golf von 385, 567, 576, 593, 595
Guinea- Küste 37, 116, 567
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Sach-, Orte- und Autoren-Register
657
Guinea- Strom 886
Guldborgaund 488
Gulliver 30
Gun Cay 16
Guppy 138, 153, 155, 162, 596
Guten Hoffnung, Kap der 250, 252, 253
Gyrolilhen 265
H.
Haacke, W. 625
Haan, de 61
Haeckel, E. 235, 357, 358, 610
Haecker, V. 364
Hafen 133
Hagen, Q. 34, 74, 75, 80, 81, 108,586,58
Hague, J. D. 197
Haffe 74
Hagmeier, A. 563, 627
Hahn, F. F. 273, 608
Haifa 179, 180
Haifische 181
Haifischiähne 320, 342, 348—350. 352,
358, -455, 456
Haingsisi 30, 177, 341
Haioing 117
Haken 72—74, 100
Halimeda 140, 159, 160, 168, 176
— Kalke 176
— opuntia 140, 168
— Sand 160, 176
Haliotis 571
Halligan, G. 160
Halmaheira 544
Halmaheira-Meer 230, 231, 233, 545
Halmyrogene Komponente 20, 23, 180—
447
— Sedimente 180—197
Halobios 22
Halopappus 287
Halustasen 396
Halskov 488
Hambantota 82
Hamburg 106
Hambruch, Paul 598
Handlot 199
Hangtschou 117
„Hans Egede" 373
Haploops- Gemeinschaft 521
— tubicola 521
Happisburgh 508
Härder, Paul 441, 617
Harmattan 203, 392
Andres, Geologie des Meert»bodeni. II.
Harris, C. D. 179
Harrison, J. B. 325, 609
Harter Grund 11 - 13, 18, 199, 200, 456, 541
Hartmann, G. 52, 584
Hartmeyer, R. 619, 628
Haßhagen 107
Haswell 265
Hastigerina pelagica 284
Hatteras, Kap 248
„Hauch" 524
Hauptnratrom 488
Hausen, H. 492, 499, 621
Ha vre 486, 564
havstock 53
Hawaii - Inseln 160, 317, 332, 384, 547
head of the passes 122
Heard- Insel 293, 387
Hebriden 6, 9, 10, 246, 294
Hebungen 160, 170, 195, 225, 256, 490
— , Rasche 170, 195
Hebungsgebiete 160, 195
Heidenreicb, O. N. 620
Heijst 103
Heiligendamm 54, 6", 505
Heilprio 161
Heilsame Meeresschlamme 108 — 111
Heilwirkung der Limanschlamme 108
; Heim, Arnold 273, 373, 607
Heim, Fritz 429, 616
Heincke,Fr.215,398,512, 525—527, 612
Heia 72, 78
Helder 19
St Helena 431
Helgoland 43, 51, 56, 58, 59, 134, 480,
485, 512, 525-527, 530, 564, 625
Helgolander Rinne 526, 527
1 Heliodiscus 359
Heliopora 139, 157, 159, 167
! - coerulea 157, 167
Heliopora -Riff 157, 159
Heliosphaera 359
Heliotropismus 147
Heiland 374
Heiland- Hansen, B. 200.561,602,606,
627
Helligdomen 498
: Hellmann, G. 202, 203, 602
Helmersen, G. von 205, 382, 611
Heimholte, H. von 13
! Helmholtz'sche Wellenfläche 14
Heisingborg 32
42
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fin8
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Hemiaulus 269
Hemipelagische Sedimente 26, 27, 217—273,
282. 831, 467. 468. 538. 546. 550. fi25
Hemipristis 349, 359
Hemsley, W. B. 389, 612
Hensen, V. 391
Herbivore Schnecken 5L4
Herdman, W. A. 693
Heringsdorf 95.
Hennit- Krabben ül4
Herrn os 574
Hernösand 191
Herold 588
Herrmann, E. 6112
Herzmuscheln 217, 512
Hess von Wichdorff 555
Heteropoden 23, 284^ 313j 8Ü 321
Heyking 621
Hickson, S. 591
Hiddenso' 498
Hilgard, E. W. 125, 127, 591
Hill, William 164, 591
Himanthalia lorea 41
Hinterindien 130, 462, 538^ 561
Hinterpommern 75—77, 511
Hippolyte securifrons 515
Hippospongia equina 55fl
Hjeltnaren 592
Hjort, J. 226^ 2951 iMi ^ ^
Hoangbo 240. 552
Hoborgbank 4^ 492, 499, 502^ 530
Hoburgen- Klint 45
Hochland, Insel 295
Hochsee- Inseln 31
— Tiere 64
Hochstetter, F. von 83
Hochstrand 65
Högbom, A. G. 88—90, 163. 165. 166.
168. 169. 298. 2l>9, 587, 588, 51LZ
Höhinngen in Riffen 145—147, IM
Hörnes, R. 6ÜI
Hoff, K. E. A. von 2ÖÜ
Hohe Inseln 547, 548.
Holländische Küste 57, 66, 88, 103, 106,
504. 507, 563, 572. 625
Holosiderite 330, 332
Holothurien 146! 26L 287, 410, 595
Holstbank 491
Holstein 325
Holsteinische Ostseeküste 511
Holzgerölle 63^ 64
Holtmayer 628
Homothermie in Mittelmeeren 416, 541
Honfleur 7_4
Hongkong 227
Hoofden ihi
Hooker, J. 360
Hopewell, Kap 41
Hormus 569
— , Straße von 54Q, 569
Horn, E. 273, 549.
Horn, Kap 468
Hornblende 221, 414.
Hornblendeandesit 329
Home 294, 312
Hornkorallen 4(17
Hornspongien 235
Horste, Tektonische 542
Howe, H. A. 140, 593
Hubert, Henry 586
Hudson 360
Hudson- Bai 204, 499
— Furche 291
Hübbe 193
Hufvudskär 192
Hugli 117, 118
Huinbermündung 5118.
Humboldt, AI. von 390, 518.
Humus aus Seegräsern 59
Hunde Islands 474
llundertfadenlinie 246.
Hunnius, A. 628
Hunt 83
— , A. R. 15, 80
— , E. B. fiül
Hunter, J. Fred. 601
Hurds Deep 8
Huron-See 613
Hurrioane- Bänke L51
Husum 562, 564
Hyaena spelaea äüü
Hyalea 258, 314.
Hydra Lot 432
Hydrobia 10JL 270, 27_L 496^ 509, 529
— caspia 270, 211
— ulvae 50^ 529.
— ventrosa 529
Hydrocorallinen 139
Hydroidpolypen 209, 340, 39L 594
Hydrophora 152
Hydrozoen 168, 176^ 456
Hygroskopizität S*)^ 524, 534—536
Sach-, Orts- und Autoren-Register
659
Hyperoodon 351
— rostratus 351
Hyperstbenandesit 323
Hypersthengneiß 422
L
Iberische Halbinsel 58, 461
Ibiza 525
Idothea 522
Tie de Bas 215
— du Prince 020.
— d'Yeu 111
Ilha do Principe Ö2Ü
I mm ermann, F. Mi
Indien 292, 316, 455
Indische Deltaflüsse 121
Indische Küste 82
Indischer 0«an 21, 103, 150, 160, 221,
223. 248, 257. 282. 283, 287, 290, 291,
296. 301. 313. 316, 319, 321, 322, 332.
334. 340. 349—352, 357, 869, 368, 38«,
392, 399. 407, 408. 420. 426. 436. 451.
454, 458, 46 1 , 469, 537 — 554, 568, 608, 6 1 9
„Ingolf" 226, 293, 878, 470, 548.
Ingvarson, Fr. 012
Inlandeis, Antarktisches 206, 223, 225,
372. -113
— , Grönländisches 370—873
— , Nordeuropäisches 4Hfi
Innenmoränen 206, 380
Inselbildung 5, 9_L 12J, 125-128, 130.
135. 376. 378. 546
— durch Eisberge 376, 318
Inselbögen, Ostasiatische 548.
Inselbrücken 316.
Insel kränze, Vulkanische 204
Inseln, Ostfriesische 13
— , Ozeanische 41, 220, 323_, 387, =120
— , Schwimmende 204, 388, 389
— , Tropische 141
— , Vulkanische IM, 152, 204, 238, 244,
387, 420
Insolation 143.
Interkontinentale Mittelmeere 228
„Investigator" 234
Irischer Riesenhirsch 508
Irische See 255
Irland 8 -10. 61, 216. 294. 389. 462.463. 558
Irländischer Schelf 296
Irländisches Moos 550
Iroise, Plateau der 432
Irrawaddy- Mündung 115, 120
I Irvine, R. 103, 193, 255, 274, 312, 339,
347. 448, 590, 000, 003. 605. 609. 610,
613. 618
Ischia 83
ishafsmergel 510
Island 10j 63, 226, 293, 378, 37», 382-
441, 467. 470. 512
| — Färöer- Rücken 227, 462
I Isocardia cor 515
Isoplankten 391
,' Istrien 39, 214, 558, 515
Italien 563
Itivdliarsuk- Eisstrom 476, 478
J.
Jade, Jadebusen 19, 103, 106, 480, 505, 521
Jaffa 512
St. Jago 559.
Jagorlyk 13
Jahresschichtung 458
Jakobshavn 4Z5
Jamaika 325
Jangtse 116, III
Jan Mayen 226, 379, 42Ü
Janthina 64, 314
Japan 130, 139, 248, 250, 368, 646, 550,
559, 564, 570
—Graben 212
Jasmund 53, 5ÜI
Jasmnnder Bodden 512
Java 83, 199, 323, 332, 542, 546, 556
Javasee 144, 100, 545, 5J6
Jegunow, M. 107, 114.
Jensen, Ad. S. 441, 611
— , P. Boysen 517, 518, 623
Jentzsch, Alfr. 504, 505, 584, 5fifi
Jerusalem 512
i Jervis Island 191
j Jesso 368
Jodgewinnung aus Algen 60, 555—557
Joggins Mine 92, 1118
Johanseu, A. C. 383
St. John 50, nill
Fluß 591
i J ohnson IIA
Joly, J. 460, 461, 464, 465, 618
Jones, E. J. 234, Olli.
Jonische Inseln 104
I Jordsand 562
i „Joshua Bates14 332
42*
660
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Joubin, L. 141, 142, 546, 595, 603.
Joan Fernandez 332, Mü
Judd, T W 9, 347, 579, 591
Jütland 36, 37, 69, 66, 72, 480, 603, 520,
563. 562
Juist 504
Jukes-Browne, A. J. 325, 609, 621
Julien, A. 96, 97, 5811
„Jupiter" S25
Jupiter Inlet 259
Jura 8, 485
— des Boulonnaia I
— , Oberer 503.
8t. Just 2
K
Kabel 8, 11, 15, 19, 244, 267, 272, 281,
451. 452. 52S
Kabelbrüche 222
Kabellegen 244. 267. 281
Kabelreparaturen 11, 451, 452, 525
Kabel, Transatlantisches 8, Ii
Kabelverletsungen 15.
Kabeljaue 15
Kadetrinne 488
Kadsnra 83
Känozoikum 9
Kagoshima IM
„Kaiser Friedrich III" 4M
Kaiser Wilhelm Ii-Land 365
Kalben der Oletscher 370—373
Kalbungen L, 2^, iL Or5ße 370, 321
— auf dem Lande 320
— von unten 370, 374
Kalema 32
Kali- Adsorption 24Ü
Kalifeldspat 244, 3_Lfl
Kalifornien 195, 15)6, 243, 329, 336, 350
Kalifornischer Golf 117, 196, 240
Kalifornische Küste 248, fjfjO, 55fi
Kalifornischer Meerbusen 117, 196. 240,
568. 562
Kaligewinnung aus Seetang 555 — 557
Kaliglimmer 2A1
Kalisalze IM
Kalkablagerungen, Detritogene 21111
Kalkalgen 17, 23, 136, 138—140, 154, 157,
167. 176—178, 196. 207—209.211—216.
25», 260. 525. 558. 593
Kalkal^enlager 13, 142, 176-178
Kalkalgenriffe 176—178
Kalkalgensedimente 176—178, 213.
Kalkauflösung 39, 45, 113, 219, 228, 23Q,
30 1 , 3 1 4 , 40 1 —4 1 9. 435, 438, 450, 530, 6 1 3
! Kalkdetritus 137
Kalkflorideen 116
Kalkgehalt der Tiefseesedimente 27.
395—419
1 Kalkhaltige Tiefseeachlamme 22
Kalkkonkretionen 23, 99, 231, ölft
Kalkkrusten 264
KalkkUsten 82
Kalkowsky, E. 186, 599
Kalksand 27, 84, 85, 137, 153, 209, 211,
215. 218. 257, 287. 292
Kalksandstein 99, 123.
Kalkschichtung, Abnorme 439-446, 611
— , Normale 483—439, 442, 444.
j Kalkschlick 27, 28, 135, 218, 220, 228,
230. 257—266, 462, 532
Kalkscbw&mme 167. 168, 842
Kalkaiphoneen 126.
Kalkspat 163-175. 181. 188. 251. 315.
358, 359. 31)5
— , Autigener 5135
i —-Zone 122
' Kalkstein 44—46, 184—194, 222
Kalksteinbildung 184—194
Kalkutta [17, 122
Kalmar 481
Kalmarsund 492, 499
Kamerun-Küste 132
Kam es 495
Kamm-Muscheln 164
Kamtschatka 368.
Kanal 7, 18, 54, 74, 82, 199, 403, 481,
482. 485
Kanäle, Künstliche 626
Kanalriffe 149-153
Kanal von Mozambique 532
Kanaren, Kanarische Inseln 15, 85, 199,
316. 389, 468, 559.
Kaolin 326
Kap Agulhas 4M
— Blanco 202, 293
— Bjurö 491
— . Bojador 202, 243, 293
— Breton 10
— Cod l_L 389
— Comorin 82, 326
— Coromllera 2i
— der Outen Hoffnung 250, 252, 253.
Sach-, Orts- und Autoren-Register
661
Kap Florida 252
— Frio 4M
— Gri8 Nez 2
— Ouardafui 203
— Hatteras 248
— Horn 460
— Kullen 32
— La" Hague 215
Kapland 24-1, 250, 252» 2M
Kapmulde 312. 353, 407, 422, 423, 425,
433. 443. 408
Kap Palmas 292, 385, 386
— Santa« heff 4M
Kapstadt 206
Kap Verde 203, 248
Kapverden, Kapverdische Inaein 196. 201,
316. 447. 468. 559. 5IÜ
Kapverdische Mulde 353, 468
Karajak-Eisstrom, Kleiner 314
— -Fjord 314
— Fjord, Kleiner 475—478
— -Nunatak 475
Kara-See 412
Karbon 10, 41, 50. 03
Karibische Inseln 2B0, äfi9
KaribischeB Becken 218» 258» 353» 531
— Meer 516
Kariscbe Pforte 472—474
Karkelbeck 555
Karmel 179, 180
Karolinen 547, 552.
Karren an Kalkkiisten 39» 45
Karru-Formation 424.
Karaten, G. 363, 364, filü
Kurst-Küsten 402
Karstlandschaft, Submarine 6
Kaspisches Meer, Kaspisee 267, 270. 271,
.*» 7 ."'
Kattegat 487, 490, 511» 513—516, 519 —
521. 530. 534. 562, 563
Kattwiik 88
Keeling Atoll 135, 538.
Kei 544
Kei-Graben 54fi
Kei-Inseln 231, 233, 234» 237, 446, 457,
546
Keilhack, K. 82, 581
Keil-Inseln 540
Keller, C. 46, 137, 559, 502
Kendall, P. F. 315, 600
Kent, Grafschaft äül
j Kent, W. Saville 136—139, 145i 16J»
566, 501
Kephallenia 402.
Keppel- Bai 566
Kergaelen 293» 362, 365, 366, 387, 392,
437
Kermadec-Graben 352
| — -Inaein 317
| Kerry, Grafschaft 8
Kertsch, Halbinsel 216
| — -Strafte 216
Kesselbrüche 218
Kesselstein von Dampfern 347
Key-Inseln 17, 132, 140, 179, L83.
Keyserling, Graf von 382, 611
Key- West 259, 509
! — West-Oolithe 103
Kiaer, Hans 020
Kiddle 500
1 Kiefern-Pollenkörner 532
1 Kiel 325» 510» 513» 561
Kieler Bucht 488» 512» 561
— Föhrde 510, 536, 020
— Hafen 510
Kielkond LLL
Kiese, Kieslager 18» 26. 52, 55, 56, 65, 60
Kies- (Schwefelkies-) Lagerstätten 111
Kieselhaltige Tiefseeschlamme 21
Kieselorganismen 220, 290—292, 354—3 58
360 - 368. 470—473
| Kieselplankton iüü
Kieselsäure, Kolloidale 305
Kieselschiefer 358.
Kieselschwämme 236» 290» 342, 350
Kieselspongien 236» 290» 342, 350
Kiesstrand 30
St. Kilda 200
Kimbrische Halbinsel 75» 516
! Kinburn 7Ü
Kindle, E. M. 614
1 Kishinonye 559, 625
: Kiushin 130
1 Kjellmann, R. III
j Kjökkenmöddinger 563
, Klassifikation der Sedimente 21—28
Klastische Komponenten 22, 23
Kleiboden 81, 105
' Kleinasien 123, 266, 558» 501
i Klement, C. 175. 5118
Kliff 3Ä4J^4j^5J^531 64, 66»681I2
I Klima, Arides HZ
662
Sach , Orts- and Autoren-Register
Klima- Änderungen 43(i, 437, 439—442, 444,
617
Klimatische Beeinflussung der Sedimen-
tation 446 - 448
Klingender Sand 94—98 ■
„Klint" 510^ 524, 52Ü
Klippenbrandnng 32j 33, 533
Knick 105
Knigbt, L B. 125
Knochenfische IM
Knochenreste 124
Koch, L P. 370, 371, BIO
Königsberg L Pr. 505
Koenigsberger, Job. ßJil
Köppen, W. 6Ü2
Koert, W. 56, 64^ 99, 214, 525, 584
Kogia BAI
— breviceps 351
Kohlenbecken, Paralische 62, 123
Kohlendioxyd im Meerwasser U)2, 224,
404-419
— , Vulkanisches 417
Koken, E. 417, 616
Kolberg 81^ 95, 5ÜÜ
Kolke, Submarine 488, 489
Kolloidaler Ton 211
Komponenten der Sedimente 22— 24, 55
bis 6=1
— des Untergrundes 4
— , Vulkanische 238—240
Konglomerat ltH, 123
Kongo 117, 204, 222, 388, 427^ 461
Mündung 222
Konkordaute Schichtungen 430 — 446
Konkretionen 13, 23, 99, 1H), 181, »188,
191, 199, 230—238, 250, 264, 271, 273^
810. 395, 471, 533, 615
— , Phosphoritische 250
Konservierung der Grundproben 20
Konsistenz der Bodenablagerungen 102
Konstanz des Meeresbodens 2 — 5
Kontinentalböschungen 9, 204, 211
Kontinentale Inseln 541
Kontinentale Mineralien 22Jj 223, 239, 296,
320, 392. 420. 422. 425. 426. 442
Kontinentale Sedimente 083
— Sedimentkomponenten 28
Kopal 64, 578
Kopenhagen 515
Koprogene Substanz 530
Koprolithenschlick 222
Korallen 17, 23j 181, 208, 2UU, 214, 290,
310, 315, 340 , 396. 410. 570, 593
Korallenbecken 352, 445.
Koralleninseln 84, 206
Korallenkalk 40, 146, 147^ 150, 160, 463,
57H
— , Gehobener^ 146, 147^ 149, 150, 164,
165, 169—171, 542, 548, 549, 5111
-, Gesenkter 150, 151, 171-176, 542
Korallenmeer 550
Korallenriffe 84, 1*4— 176, 207, 221, 237,
257. 287. 317. 318, 4*0. 448, 463, 46U,
467, 537. 538. 541—544, 546—549
Korallenriffe, Seichte 596
— , Tiefe 596
Knrallenriffkalk, Gehobener 40, 146, 147,
149, 150, 164, 165, 169—171, 542, 548,
591
| — , Gesenkter 150, 151, 171—176, 542
Korallenriffkalke, Mächtige 16Q
Korallensande 26, 27, B4, 101, 146. 151.
152, 171, 176, 183. 218. 450. 541, 546,
62ä
Korallenschlicke 26, 27, 135, 152, 218,
228. 257, 450, 538. 545, 546, 625
Koralleu, Tiefsee- 11
Korallinen-Zone 29
Korngröße der Sedimente 54— 56, 297, 298,
378. 425
Korngröfientrennnng 634, 5n2
Koromandelküste 31
Korsör 488
Korund 82
Korschclt, E. 621
Kosmogene Komponente 22^ 23, 329—332,
01H
Krabben 131
Kraemer, A. 143.
Kräuselmarken s. Wellenfurcben
! Krakatau 64, 323—325, 388
Krant 98, 191
Kraus, Gr. 6_12
I Krause, P. G. 500
I Krebse 48, 87, 108, 141, 164, 18^ 209,
211, 214, 215, 287. 290, 405, 513.515.
518, 519, 521, 530, 561, 565
: Kreide 7^ 8, 10, 39, 53^ 55, 65^ 250, 281,
287, 402. 485, 501, 529, 605
Kreide, Obere 8, 53, 65
- Grünsand 7, 250
Kreislauf der Meerwassersalze 130
Sach-, Orts- und Autoren-Register
663
Kreta 264, 550
KreuzBchicbtung 64, 180
Kriechspuren 91, 92
Krim 267, 212
Krithe producta 205
Kristalline Schiefer 221, 239, 268, 273, I
294, 420, 423. 421
Krokodile 124
Krüger, W. 586, 500
Krümmel, O. 11, 15. 18-20. 22. 26-28.
30, 31, 33, 37, 40, 63, 68-70, 75, 80j
84, 102j 103, 115, 117, 119, 132, 135,
180, 183, 187. 197, 199. 201—203.205.
218, 219, 257. 262. 274. 275. 278. 280. '
313, 319. 388, 352, 361, 368, 385, 386,
390. 391, 399, 406, 418, 424, 436, 445, j
471. 482. 485, 486, 490. 498, 553, 554.
580, 581, 583. 586, 590, 591, 602, 610,
611—613, 616, 620, 621, 624, 625
Krustenriffe 181
Krustensteine 264, 266, 299, 395
Kryokonit 331, 370, 374, 474, 476, 477
Ktypeit ölül
Kuckuck, P. 58, 59.
Küchenreste, Steinzeitliche 563
Kükenthal, W. 608
Küppers, E. 524, 527, 534—536, 623
Küsten Kuropas 5
— Frankreichs 5, 134
— Norddeutschlands 54, 65, ZU
— , Subtropische 240
—.Tropische 129-132, 240
Küstenbänke M
Küsteneis 52, 206, 376
Küstenhaken 72, 73, 112
Küstenhörner 72, 73, 1 l'2
Küstenkarren 39, 45, 401
Küstenmoore 133, 134
Küstenriffe 140—153, 538, 542, 541
Küstensande 82—101, 101
Küstenschutt 54, 56
Küstenseifen 577
Küstenstrom 68, 70—82, 303
Küstenversetzung 56, 68—80, 82, 121, 383.
585
Küstenwall 53—68, 73, 102
Kuhnert, W. 625
Kajalnik-Liman 109, 110
Kullen, Kap 32
Knnkur 00
Kurilen 340. äfiO
Kurische Nehrung 5JL 61, 70, 72, 85—87,
94, 95, 504, 511, 629, 588
Kurisches Haff 577, 508.
Kurland 492, 5O0
Kurländisch-littauische Endmoräne '498
Kurrenfischerei 493
Kuweit 540, 511
L.
Laaland 488, 180
Labrador 52, 310
Labradorstrom 205, 206, 368, 375, 398,
615. 610
Lacroiz 500
La Cbaume 58
Ladronen 160
Läsö 410, 502
— Rinne 487
Lagena 268
Laguna del Ojo de Liebre 195, 100
Laguneularia racemosa 120
Lagunen 74, 112—114, 129, 134. 141, 148,
154. 155. 159, 162, 163. 165, 195, W,
318. 505
Laguneninseln 547
Lagunenkanäle 141
Lagunenschlamm 166, 160
Lagunensedimente 317. 513
Lagune von Thau 112-114. 219, 220
La Hague, Kap 215
Laig, Bai von 05
Lakkadiven 500
Lamellibranchiaten s. Bivalven
Laminaria 47, 51_, 58, 378, 556
Lamiuarien-Zone 20
Lamna 349, 350, 455
— obliqua 340
Landbrücke zwischen Frankreich und Eng-
land 405
— — Madagaskar und Indien 538
Landferne Tiefseeablagerungen 21
Landmollusken, Verschwemmte 124, 211
,')27
Landnahe Ablagerungen 26 — 217
Landpflanzen, Verschwemmte 23, 210
Landschnecken, Verechwemmte 124, 214,
522
Lands End 1
Landsort 492, 400
Landsorter Tief 49T, 531
Landverlust 20
6K4
Sach-, Orts- and Autoren- Register
Landwirbeltiere, Diluviale 508
Langeland 488, 489, 532
Langelandsbelt 532
Langen beck, R. Ufi, 144, 145, 154, 158
bis 161, 176, 179, 692, 6Ü2
Langendamm 511
Langenese 509
Langeoog 504
La Palma 421
Laplata-Mündung 4M
Lapparent, de öfl
La&ard 525, 624
Lasaulx, A. von fi
Lassar-Cohn 582
Laterit 8ü
Lateritgebiete 132, 203, 240, 441
Laub, L filft
Laufspnren 92
Laufverlegung von Flüssen 120
Lava, fiasaltische LI
Leba 51 1
Lebalauf, Submariner 500.
Leba-HUndung 75-77
Lebedintaeff 268, 211
Lebour, G. A. 7, 8, 512
Leda pernnla 515
Lee, G. W. 21, 242, 245—247, 254, 257,
312. 313. 332, 339, 347, 352. 359. 368.
461. 546, 550. 553. 581. 605, 609, filfl
Leguminosen 518
Lehmann, P.W. Paul 76, 128. 586, ,ju2
Lehmann, M. C. G. 626
Leitha-Kalk 164
Leitmeier, IL 598
Lemberg'sche Reaktion 170, 218 .
Lemoine, Paul 8, 10, 519.
— , Mmc Paul 215, 603.
Lennier, G. 480
Lea Granges 58.
Leuchtturme 32, 33
Leukas 191
Levantiner Schwamm 558
Levinsen, J. Chr. L. 622
Leydoldt 164
Lias 8, 393, 455, 615
Libau äüii
Libbey, W. jr. 615
Libysch-arabische Wüstentafel 511
Lido 60, 99
Lidi 72, 13
Liesegang, R. Ed. 19L. 194, 348, 6M
Lietzow 512
Ligurien 591
Ligurischer Golf 261
Liimfjord s. Limfjord
Lima 212. 521
— loscombii 521
Limacina 314, 311
Limane 72, 73, 107—110, 267, 270, 573^
576, 590
Limanschlamm 107—110, 219. 465
Limburgit 834, 315
Limfjord 66, 112, 520, 562, 567, 621
Limnaeen 512.
Limonit 312, 613
Linck, G. 165, 176, 185, 18& 194. 403.
404. 598. 599. 600, 614
Lincolnshire 503
Lindemann, H. 621
Lindström, G. 584
Linga 569
Lipari 403, 559
Li pansche Inseln 559
Liparit-Bimsstein 324, 334, H36, 403
Lissabon 84
Lithüderma äiiä
Lithodomus lithophagus 46
Lithophyllum 140, 212, 215
— Antillarum 140
— daedaleum L4Ü
— expansum 212
Lithothamnium 30, 60, 136, 140, 144, 151
bis 159, 164, 166, 167, 177, 178, 20B,
209, 212, 215, 216, 267, 341
— ealeareum 215, 216, 558
— fruticuloauin 215.
— glatiale 111
— racemus 212
— ramosissimum 164
— ramulosum 212
Lithothamnien-Banke 80, 140, 177, 178,
215. 213
— -Lager 30, 140, 177, 178, 215, 216
— -Sandsteine 151
--Zone 158
Litoralablagerungen 26-217, 238. 331.
420. 554. 625
Litorale Lebensgemeinschaft 393
Litoraltorf 60
Litorina 105, 411
— -Fauna 490, 496, 522
— litorea 441, 490, 522
Sach-, Ort«- und Autoren-Register
665
Litorina obtusata 502
— rudis 5Ü2
— -Senkung 495, 496, 500, 505, 563
— -Zeit 490, 510, 511 "
Lituolidae ■}2lA 35ü
Liukiu-Graben ft-*»
— -Rücken 542
Livomo 55!)
Ljamtschioa-Bucht SS
Loango Expedition 37
Lobianco, 8. 214
Lobophyllum 159
Loch Fyne 338, 332
— Goil aaa
— Long 332
— Strivan 338, 339
Lodden 615
Löss 203
Lössgebiete 240, 447, 552
Lösung s. Auflösung
Löwenstern, Freiherr von 494, 621
Lobmann, IL 102, 275, 285—289, 299,
368, 396—398, 407, 414, 43^ 434, 452,
453, 45' >. 608, 612, 613, 616, 618
Lohme 49
Loligo 181
Lolland 532
Lomas, J. 255, tiO">
Lombok 544, 546
London 563
— -Ton 350
Long Island 22
Lopholatilus chamaeleonticeps 315
Lorenz, L R. 519
St. Lorenz-Golf 83, 197, 513
St Lorenz-Strom 19, 20h, 389. 581
Loretz 101
Loslos, Insel 231, 232
Lotbiet 129.
Lotröhren 2Ü
Lotlisten 12, 129
Lotungsdichte 422
Louis-Philipp-Land 177
Louth, Grafschaft 2
Loyalty-Archipel 161, 543
Lucas, F. R. 451, 152
Santa Lucia 325
Lncipara-Inseln 228, 544. 515
Lucrintr See 563
Lübecker Bucht 89, 488
Lühe, M. 621
Lulea im
Lumachellen 521
Luvküsten 142
Lozon 44, 147
Lychnocanium sigmopodium 356.
Lyell, Ch. 80. 91, 127, 280, ßll
Lyonsia arenosa 383
I
M.
Mackenzie, G. C. bhl
Mackenzie-Flnfi 123
Macoma baltica 513, 520, 522
— calcarea 520
— -Gemeinschaft 520, 522, 523
Maorocystis pyrifera 389, 556
Mactra »Uiptica 521
— triangula 2M
Madagaskar 116, 134, 221, 244, 353, 424,
431, 445. 637 539, 556, 567, 576, 578
Madeira 20!), 379, 451
Madracis asperula 208
— billana 208
Madras 31
Madrepora 136, 143, 152
— multiformis 143
Madreporaria 168, 541
Madreporenriff 136
Madura 199, 546, 562
Mäander, Submarine 482
Maeaudrina 136, 139, 141
Mächtigkeit der Sedimente 12, 16, 121 bis
123^ 129, 160, 162, 178^ 449—453
Mähren 502
maerl 215, 216, 558
— mort 215
— vif 215
Ma^ensteine 323
Magneteisen 65, 82, 95, 182, 243, 322, 330,
511
Magneteisensande 83^ 95, 577
Magnetische Elemente 152
Maibolt 126
Maillard, L. 628
Maine ÖS
Mujo 544
Majolika 202
Makassar 546. 571
— -Strasse 545
Malaiischer Archipel 130, 200, 568
Malakka 562
Maiden Island IUI
<>is«
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Malediven 135, 144, 317, 31H. 353, 538
Mallorta 4M
Mallotus villosus 615
Malmgren, A. J. ülii
Malta 29«, 349, 350, 45Ü
Mammut 508
Manchester-by-tbe-Sea 96
Manchester, Mass. 96
manganese nodules 338 — 352
Manganhydroxyde 265, 235
Manganknollen s. Mangankonkretionen
Mangankonkretionen 23, 200, 221. 231.
232. 208. 310— 312, 322, 330, 334, 336,
337, 338-352, 358. 462
Manganoxyde 199, 250, 4M
Manganüberzüge 263, 272, ÜJÜ 312, 339,
351, 352
Mango IM
Mangrove 120, 121, 129—132, 150,566,507
— -Auslern 566. 5K?
Marais salants 514
Marburg (Lahn) 94.
Ma renn es 563
Margarita-Iusel 5M
Margaritifera cumingi 568
— erythraeensis 5ÜI
— fucata 56H
— margaritifera 5fi7
— mazatlanica 568, 569
— persica 5ü2
— vulgaris 568
Santa Maria 325, 3111
St Maria di Leuca 559
Marianen 357 , 541
— -Graben 359. 55t
St. Marie, Insel 538
Marindins Lump 125
Marine Seifen *4
Marines Grundwasser 261, 203, 337, 435
Maringlaziale Sedimente s. Glazialmarine
Sedimente
marin bas 574
Marion*Inselu 216
Markasit L12
Marie 215, 55h
Mariekor 6 1 5
Marmara-Meer 17, 268, 27_L \>ht*i MI
Marmor 264, 213.
Marokko hlil
Marquesas 162, 552
Marschboden 8T, 105, 106, 134
Marschen 505
Marscherde 105, IM
Marseille 559.
Marshall, W. 625
Marshallinseln 135, 140, 144, 547, 552
Martin, K. 196, Ml
Martinique 323.
Mar Törv M
mascaret Iii
Maskarenen 352, 538
Massachusetts 564
Massengesteine 273, 420.
Massensterben 112, 127, 255, 300, 368,
398, 415, 561, 575, 614-616
Maasensterben von Plankton 368, 398, 415.
61«
Massentod, Physiologischer 615
| Mastigophoren 285
' Mauritius 538, 539
: - -Mulde 326, 462
! Manry 332
; Mawson, Douglas 176. 593
I Mayer, A. G. 51 >5
; Mayo, Grafschaft 8
| Mc Intosh, D. 618
1 Mc Robert, Lady R. Workmau ULMS
Mecking, L. 610.
Mecklenburg 54, 61, 61
Mecklenburger Bucht 188
Meerbälle 60.
1 Meerdattel 46
1 Meereis 369, 373, 375—377, 381, 382, 513
Meerengen 7, 18, 115, 197. 19J>
Meeresschildkröten 92
, Meeresstraften 7, 18, 115, 197, IM
Meeresströmungen 7, 15 — 19, 23, 50, 52,
68, 70 - 82. 114—119, 121, 279, 309,
365, 376. 384—391, 406, 455, 547, MI
Meeresströmungen, Kalte 541
Mecrhalde 198
Meerknödel Qü
1 Meersalsgewinnung 573—576
Meertorfe 60 - 62, 134, 504, 576. 584
: Meerwasser, Zusammensetzung 22, 461
— , Radiumjrehalt 461
i Meerwassereis 472,
I Meerwassersalze 180, 326
— , Kreislauf der 180
j Meigen, W. 5M
Meigen'sche Reaktion 170, 183, 209, 315
I Meinardus, \V. GM
Sach , OrU- und Autoren-Register
♦W7
Meisenheimer, J. 622
Meleagrina margaritifera 5üi
Mellneraggen 555
Melnikowit 112, 211
Melnikowitgel 211
Melobesia III
Melosineen 430, 532
Membranipora 216, äÄl
— lapidosa 21fi
— reticulum 916
Meinel 89, 536, 555
Mensch, Paläolithischer 483.
Mentawi-Insein .Uli
Mercury-Bay U
Mergelschlick 22Z
Meraey-Mündung 115
Mesoceua 2fi9
Mesoplodon 351
— cf. Layardi 351
Mesopotamien 511
Mesopotamische Flüsse 54Q
Metamorphe Gesteine ö
Meteoritenkügelchen 23, 829—332, 358
Metia 161, 1£5
Meunier, St. 332, EID
Mexikanische OBiküste 564
Mexikanisches Becken 2r>8
Mexiko 5ßü
Mexiko, Golf von 260, 265, 569
Meyer 5fi2
Meyn, L. 65, 95, 98, 589
Miami 132
— -Oolith 183.
„Michael Sars" 9, 10, 200, 226, 279, 294,
295, 312, 368. 434. 435. 445, 452, 456.
466. 616, 617, Ü22
Michel-LJevy 294, ÜD8.
Micromelania caspia 270, 271
Microspira desalfnricans 111
Middelburg 563
Middendorff 481
Miesmuschel 4J, 4J^ 59, 94, 217, 513.
514, 565, 567. 513.
MiesmuschelcQcht 5ÖI
Mikrofauna 105, 514, 522
Miliolinen 528
Miliolinenkalkstein 8
Millepora 139, 159, 178, 208, 593
Milleporiden-Riffe 139
Miller, Hugh 25
Millport 310
Milne, L 272, 607, (ül
Mimikry 139
Mimosaceen 38!t
Mindanao 544, 545, 511
Minen-Bai AM
Mineralquellen, Sabmarine 34 7
Mineral-Sande 82—84, 21 1
Minerogene Komponente 22^ 23
„Minia" 303-308
Minia-Kuppen 294.
Miniaturatolle 178
Miozaen 34JL 504
Misdroy 5Ü0
Misool 310, 545
Mississippi 119—128, 260, 265
— -Delta 119—128, 2ßQ
— Mündung 260, 564.
— -Schlick 235
M itscherlich 534
Mittelatlantische Sohwelle 316, 42U 422.
426, 427. AM
Mittelbank 491, 492, 499, 502, 5M
Mittelländisches Meer s. Mittelmeer, Eu-
ropäisches
Mittelmeer 216, 268, 453, 457, 5Ü1
— , Amerikanisches 227 , 251—260. 317,
536, 537. 558
— , Arktisches 123, 17L. 224, 362, 382,
471-479, 490
— , Australasiatisches 153, 177. 227 — 238.
323, 415 - 418. 542—546
— , Europäisches oder Romanisches 17, 41, .
60^ 64, 85, 112-114. 179. 180. 203.
227, 257, 261— 26G, 286, 317, 359, 558,
559, 567, 574
Mittel meere 42, 218, 220, 225, 264, 395, 541
— , Interkontinentale 228
— 2. Ordnung 2M
Mittelschichten in Deltas 124
Mizen Head 294
Modde 219.
Moder 201
Modiola 267, 208, 272, 509, 52J_, 5Ü1
— barbata 5ßl
— margin ata 267
— modiolus 521
— phaaeolina 268
Modiola-Epifauna 521, 522
— -Schlamm 268, 212
Möbius, K. 140, 383, 393, 512, 513, 531,
567, 572, 603, 612, 622. 621
668
Snch-, Orts- nad Autoren-Register
Moen 498
Mörtelfabrikation 572, 518
Mojsisovics, E. von 147, 165, 591
Molengraaff, ö. A. F. 597, 624
Mollusken 17, 8£, 98, 100, 114, 124, 139,
155, 168, 195, 207, 208, 215,222,255,
259,290, 383, 384, 393, 410, 512, 518,543
— , Pelagische oder Planktonische 284, 313,
317. 451
— , Subfossile II
Molukken-Passage 544
Monaco, Fürst von 431
Monadinen 216
Moncton, N. B. 41, 117, 118
Monodacna pontica 2111
Monsun 194, 203, 383
Montacuta 509
Monte Argentario. 12
— Nuovo 5fi&
Mont Pele 323
moorlog 506, 508
Moorpflanzen 507.
Morbihan 133
Mosambik 65, 316, 537, 5IM
— -Straße 221
Moschenitze 6
Moseley 218
M ossel Bay 25J.
Mount Egmont 83
— St. Michel 4M
Mozambiqne 65, 316, 537. 518
. — -Straße 221
Mud 201
mud 201j 219.
Mudd 530— 533, 535, 536
mud-holes 2111
mud lumpe 124—128
— Springs 125.
Müller, Fr. 576, fi28
Mündungsbanren 116, H8, 119, 124—128
Mündungstrichter 19, 100, 103, U2, 114.
bis 119
Mündnngsverscblüsse 73, IM
Muggia 564. 514
Muir-Gletscher 369
Mull 296
Mumienbildung 191
Muntbe. IL 48L 489. 498. 409. 510. 524.
532. 533, 620. 622
Murex 565
Murman-Sef 481
Murray, J. 20, 21, 24, 25, 30, 103, 142.
153 -155, 193* 206, 218. 219, 222. 226,
239, 240, 243 -246, 248 - 251. 254 - 257,
259. 261-263. 267, 271. 274, 277, 280.
2H1, 290, 295, 2'Jti. 299, 312-314. 316,
318, 322. 324. 325, 328, 329, 331—334,
338—341, 347—354, 356 —359, 363, 367
—369, 381.383.385 -387, 392. 395. 396.
399. 407, 409. 410. 418, 419, 424, 425,
435. 436, 446. 448, 452, 453, 455, 456.
459. 461, 465, 466, 469, 536. 537, 545,
546, 550. 553, 581. 590. 593. 595, 600,
604. 605. 607. 609,610,613-615,618,
619, 624, 625
Muscheln 46, 47, 48t 51. 57. 98, 101. 164.
168, 181, 217, 220. 269, 290, 315, 383,
391. 393, 470, 474, 496, 509, 619, 522,
536
— , Bohrende 46, 47, 51
Muschelanhäufnngen 560—567, 512
Muschelbänke 270
Muschelbreccien 98, 99, lül
Muschelfresser 383, 393
Muschelgrus 526
Muschelkalk 485
Muschelsande 84. 85. 101, 213
Musenditn-Halbinsel 5411
musical sand 94 — 98
Mya 15, 48, 104, 303, 393, 490, 520, 522,
512
— arenaria 48, 104, 490, 520, 512
— truucata 15, 303, 393
— -Fauna 490
Myriozoum truncatum 214
Mysien 563.
Mysis 514
Mytilus 47, 48, 59, 94, 182, 216, 393. 441.
509, 565, 512
— edulis 47, 48, 59, 94, 393, 441, 513*
522, 567, 512
— minimus 216
Mytilus-Kolonien 182
Nagasaki-ken 568
Nansen, Fr. 225 - 227, 296, 431, 436,
437. 442. 471-473. 487. 614. 620.
Nantucket 615.
Napfschnecke 45, 41
Narva'sche Bucht 613
Nashorn, Wollhaariges 508
Sach-, Orts- und Autoren-Register
669
Nassa incrassata 52fi
Nasselaria 291, 357, 359
Natal 424
Nathorst, A. G. 62» 99
Natterer, K. 262, 264, 286, 606» 609
Naumann 83
Nautilus 64, 521
Nazareth-Bank 538
The Naze 440
Neapel 3, 88» 85, 211-214, 215, 261. 482,
569. 563. 589
— , Golf von H, 83, 85, 211—215, 261» 432,
an
Nebel 201» 203
-, Trockene 203
Nebenmeere 17, 41, 217j 469-537, 540-
546, 552
Negative Strandverschiebungen 122. 128.
159. 161, 195
Negombo 508
Nehrungen 72—74, 100, 101, 108, 505
Nektogene Komponente 22, 23
Nekton 22
Nemertinen 519
Neogen 201
Neolithikum 503
Nephelinsyenit 10
Nephrops norvegicus 515
Nephthys 51a.
Neptunea Mi
Nereis 522
Nereocystis luetkeana 550
Neritina 27^ 211
„Nero" 312, 332, 353
Nerophis 610
Neu- Amsterdam 381
Neubildungen am Meeresboden 4, 23
— , Chemische 13, 533
Neubildung von Geateinen 3
Neubraunschweig 50» 92» 198
Neubritannien 171. HflJ
Neue Hebriden 145, ITC, 540, 547» 550
Neuengland 90
Neuenglandschelf 273, 450
Neufandland 52» 431
Neufundlandbank 15, 201» 205» 206, 294,
319, 329, 375 - 377, 398, 456, 467. 548
Neu-Guinea 179, 231, 232, 446, 457» 542,
Ö45 — 547, .r>tiH
Neukaledunien 240, 547, äüü
Neukuhren 86
Neumayr, M. 428
Neuschottland 236, 431
Neuseeland 71, 83» 130» 546, 547j 550
Neusibirische Inseln 5Z3
Neustadt 325
Neustädter Bucht 530
Neu-Südwales 84
Neuwerk 104
Newcastle 84» 48Ü
! New Cut 1Ü2
I New Jersey 61» 25Q
Newnham III
\ New Orleans 122» 125
New Plymouth 83
New red sandstone 8
New York 2JH» 250, 504
Nezö-Sandstein 54, 55
! Nicbols, IL W. 208, 602
Nick, L. 565, 594
, Nickel im Meerwasser 2M
I Nidden 50
Niederdeutsches Becken 480, 501, 502
Niederländische Küste 57, 66, 88, 103, 100
Niederländiscb-Indien HI
Niedrige Inseln 541
„Niedrige Inseln" 547» 548
Niemann, W. 575, 028
Nierstrasz, IL F. III
Niger 115» 120, 292, 401
Nikobaren 223, 292, 316, 538» 539
Nil 121, 122. 268. 265
Nil-Delta 205
Nimmersatt 555
I Ningpo 572
: Nippon 504
1 Niue 146» 161, 109
| Niveauunterschiede II
| Niveauverschiebungen 122, 128, 129» 149,
150. 153—163, 195. 225, 226, 256, 384.
426 - 429. 436. 437, 439. 440. 442—446,
473. 509. 542 - 544. 583, 590
- , Negative 122, 128, 159, 160, 161, 170,
195. 225. 256. 426—429, 436, 4M
— , Positive 9, 16, 129, 135» 149-151, 153
— 163, 210, 256, 270» 384, 426-429,
486, 505, 510, 511, 585
Nizza Ml
Noctiluca 209
nodulea de mangan*-se 338—352
— jaunes 251
— phosphatea 250—266
670
Sach-, Orts- und Autoren -Register
Nöggerath 83
Noel 4M
Nördlicher ÄquatorialHtrum 385
Nördliches Eismeer 123. 177, 224, »62,
382, 471—479, 4M
Nordafrikanische Mulde 353, 4M
Nordamerika 63, 84, 89, 90, 96, 117, 250,
379, 490, 556
— , Atlantische Käst« 8<L U7, 250, 379,
564, 526
— , Arktische Küste fiü
— , Pazifische Küste 84, 117, 564
Nordamerikanisches Becken 353, 4 RH
Nordasiatisches Kontinentalplateau 421
Nordatlantische Basaltformation lü
Nordatlantiscber Oiean 9, 11, IS, 281, 288.
294 -296. 301. 319. 322. 368. 379. 381,
385. 390. 398-400. 403. 407. 410. 414.
434, 441, 442, 445, 451 - 45H, 459, 467,
468, 564, 567. 608, 614, 617, 623
Norddeutsche Küsten 54, üä
Norddeutschland 47H
Nordenskjöld, Otto 331, 4M
Norderney 5Ü4
Nord friesische Inseln 504
Nordmeer, Europäisches «der Norwegisches
225—227, 273, 296, 43L 436, 44L, 457,
469—471, 482, Ü23
Nordmeer-Expedition, Norwegische 2211
Nordostseekanal 626.
Nordperd 501
'Nordpolargebiet 224.
Nordquarken 41Ü
Nordsee 3, 7, 15, 18, 19, 34, 35, 57—60,
ß:L 6L 74, 98, 101, 103—107, 201, 215,
317, 383. 393. 479—487, 503-509, 512
—514, 520, 521^ 523— 530, 532, 534—
536, 564, 567, 572, 578.585, 621.626
Nordseeschelf 15, 483- 486, 493
Nordseewatten 18, 103-107
Nordsibirischer Schelf 2U4
Nordstrand 562
Norfolk 5Ü8
Norfolk Insel 317, 552
Norite 83
Normale Parallelschicbtung 430
— Schichtung der Tiefsee 4M
Normandie 47, 54, 55, 556
Norrland 4M
Norwegen 47, 226, 389, 437, 470, 474, 48JL
4S2, 55Ü, 5Ü0, 573. «06, 615
Norwegischer Eisstrom 480, 483
Norwegische Fjorde 383, 560, 561, fiÖÜ
I Norwegische Küsten 47, 889. 530
— Rinne 22L 482, 486, 487, 491, 528, 532
Norwegisches Gebirge 221
! Norwegisches Nordmeer 225—227, 273, 296,
436, 441. 457. 469-471. 518. 528. 623
Nosy Braha 538
„Novara" 83
Nowaja Semlja 375, 389, 472, 474, 481
Nucula *sulcata 515
— tenuis 51H
Nnlliporen 100, 158, 166j 176, 208, 215, 2UI
Nummaliniden 385
• Nummulitengesteine 8, 10
NunaUkker 380.
Nyborg-Fjord 522
O.
Oahu 155
Oberer See 89, 588
Obermoranen 206
Obi Major 545
j Obrutschew, W. A. 5M
Ochsenius, C. 388, 612
Ocypoda 146
! Oddende 562
. Oden, Sven 582
Oderhank 493, 495, 496, 500, 5_0_L
j Oderbucht 495, 426
Oderbaff, Postglaziales 496
Oderlauf, Submariner 500. 501
Odessa 267
Öland 41)9, 501, 502, 510, 52Ä
Olands Südragrond ■IM
ÖBel 110, 111, 499, 590
offshore bar 53
Ogilvie, M. 163
Ojo de Liebre 125
Okayama-ken 564
Oktokorallen 167, IM
Oktopoden 615
Oligotherme Tiere 262
Oligoz&n 98. 197. 250. 512
Olivin 428
Olivinfels 422
Olivingabbro 9
Olivinsand 83
Ombi-majo 544
Omüsund 488, 489
Omura 5fifi
Sach-, Orts- and Autoren-Register
671
Onken, Albin 619
Onoba striata 509
i
Ontariu 94
OnUrio-See 614.
Ooidbeutel 12Q
Ooide 23, 1 BD — 1 04
Oolith-&hnlichei Gestein Sä
Oolithe 22, 23, 180—194, 347, '^2i 447,
577. 599. 601
— , Subfossile lßÜ
Üolithsande 181 - 183
Oostersohelde 115
ooze 219
Opalakelette 356, 35Z
Ophioglypha albida 519, 52Ü
— Sarsi 515, 52J
— texturata nlü
Opbiopholis aculeata 514, ä21
Optait in
Ophiuriden 267, 268, 410, 514, 5JH
Orbiceila 159
Orbital bewegung 31^ 33
Orbulina universa 281-283, ili
Oregon «3, 84
Oregon- Küste 33
Organische Kalkbildung 184, 191—193
— Substanz in Sedimenten 20, 212
Organogene Komponenten 22, 23
Orientierung bei Nebel 1
Orinoco 240, 385, 4ÜI
Orkney-Inseln 482
Orleans, Hersog von 470, 412
Orne IIB.
Orth ^ 2, 4J 5, 481, 524, 527, 579, 523 J
Orthoklas 254, 310
Ortmann, A. 65, 143, 144, 161, ,162, 596
Ostafrikanische Küsten 13_L 140, 148, 22[,
244 , 310. 316, 324. 341. 383. 387, 388.
537, 538. 528.
Ostchinesische Meere 240
Ostende 565
Ostenfeld, C. H, 626
Osterinael 340
Osterschwelle 551
Ostfriesische Inseln 57, III
Ostfriesische Küste 74
Ostgrönlandstrom 315
Ostindien 455
Ostpreußen 50, 52, 64, 394
Ostracoden 220, 268, 285, 290, 315, 32h :
356
Oetrea an gu lata 563
— borealis 564
— canariensis 560
— cocblear 563
— edulis 393, 560, 563
— lurida 5Jü
— virgineana 5ft4
Ostreobiom 142
Ostroumov 216, 211
Ostsee 3, 30, 35, 4^ 49, 50, 55, 56, 59,
60, 67, 70, 72—75, 77^ 81, 83, 85
bis 87, 89, 95, 97, 103, 201, 204, 205,
250. 312. 325. 376. 383, 399, 402. 403.
417, 453, 479 482, 487-502. 609—
524. 528 -536, 555, 562, 563, 567, 577^
588. 613
— -Kalk 509
Ostseeprovinzen 101
Ostwald, Wolfgang 277, liOfi
Otolithen 209, 222, 290, 315, 356, 405
Otranto 559.
Otschakow 73
Otto, Th. 66, 67, 69, 71, 76-80, 585.
586, 621
Ozean, Antarktischer 340, 360, 372, 375,
379. 382. 383. 386, 399, 408—410, 414,
434, 438
—.Atlantischer 9, 21, 67, 83, 142, 202^
241. 246. 257. 275. 276, 281,283,291.
294—296, 301, 304 - 309, 316, 319. 140,
353, 357. 359, 378. 389, 392, 39*5 — 400,
403, 407, 408, 410, 411, 413, 414, 420,
421. 426. 427, 434. 436. 449, 452, 165
bis 469, 471, 553, 554, 619
— , Indischer 21, 103, 150, 160, 22L 223,
248, 257, 282. 283, 287, 290, 291, 296.
301, 318, 316, 319. 321, 322. 332, 334,
340. 349—352, 357, 359, 368, 388, 322,
399. 407. 408. 420. 426, 436. 451, 454.
458. 461. 469, 537—554, 568, 608, 610
— , Pazifischer oder Stiller 2J_, 196, 218,
242. 248, 257, 272, 273. 301,310, 312,
313. 316. 318. 319. 321. 324, 329, 330.
332. 333. 335. 340—342, 348—352, 356
bis 359. 365, 368. 374, 395, 399, 408, 434.
436. 445, 451, 454, 456, 545 —554, 568,
BIO
Ozeanische Inseln 41, 220, 323, 387, 420
Oxydation am Meeresboden 221*
Oxyrhina 349, 350
— crassa 350
«72
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Oxyrbina bastilis 349, 550
— trigonodon 349
Oxyrurus 311
p.
Packeis 224, 284, 360, »65, 375, 386, 409,
436. 440, 412
Packeiskante 223
Päase des Mississippi Delta IJ9, 120, 125
bis 128
Pago 525
Paläozoikum 9
Palästina 609
Palagonit 239, 322, 334 - 338, 342. 551
— -Tuff 335, 33fi
Palau-Inseln 84, 547' .
Paleozaen 102 '
Palermo 395
Palk-8traße 82, 162, 176, 231
Palma, Bucht von -103
Palmas, Kap 292, 385, 3gfi
Palmer, IL R. 68, 505
Palmnicken 70, 51i>
Palninickener Bank öÜÜ
Paludestrina stagnalis 509
Palndina vivipara 526
Panama 242, 568, 511
-,Golf von 547, 551, 5öS
— -Kanal Ü2ü
Pauaria 552
Pandalua borealis 515
Pansch, Adolf 393.
Pantopelta icosapsis 3 ■">('>
Papua-Golf 568
Pari 4Ü7
Paracarthia granii 561
Paralische Kohlenbecken und -flöze62, 123
Parenzo 45
Partsch, L 402, 613
Passarge, S. 38, 54, 80, 583, 58Ö *
Passate 70, 142, 2111 - 203, 322, 825, 392.
441
Passatstaub 201—203, 322, 441
Passe ä TOutre 125
Passes des Mississippi-Delta 1 19, 120, 125
bis 128
Patagonien 332, 35Q
Patella 45, 41
- vulgata 47
patch reefs 161
Paukenbein von Walen 551
Paulcke, W. lü2
St Pauls-Felsen w-a**
Paumotus 144, 151, 165, 169, 176, 317,
359, 547, 552
Pazifische Koralleninseln 183, 191
— Küste Nordamerikas 84, Iii
Pazifischer Ozean 21, 196, 218, 242, 248,
257. 272, 273. 301, 310, 312, 313,316,
318, Hl 9. 321, 324, 329. 330. 332. 338.
335,340—342,348—352. 356 - 359. 365.
308, 374, 395, 391», 40«, 434^ 436, 445,
451, 454, 456, 545 - 554 , 619
Peach, B. N. 9, 18, 294— 296, 312, 580.
609
Peake, K. E. 258, 310^ 407, 451-453,
459, 605, 6119
Pearl Fishery Camps 569
Pechuel-Lösche 31
Pecten 212, 441
— islaudiius 441
— septemradiatus 521
— vi treu s 521
Pectunculus pilosus 403
Pedras PretA« Point 48
Peine, Job. üüU
Pelagische Ablagerungen 26
— Riffe 161
Pelagit 343
Pelagopbycus porra 557
Pelagosit 180, 599
Pell worin 5Ji2
Pelusium 628
Penck, Albr. 74, 103, 115^ llöj 119,
1 20, 149. 161, 162, 198, 19», 219, 377,
45h, 586, tili
- , W. 6JE
Pennatula phosphorea 515
Pennatuliden 5 1 9
Pentlandstrafie 482
Peree-Rock 43
Perez-Cabrero 516
Peressips 72, 73, 101
Pergens 2H>
Peridineen 269, 276, 289
Perier, L. 519
Perlas-Inseln 569
Perlen 217, ?>HT-fi79
Perlenaustern 568, 625
Perlenbänke 217, 625, 628
Perlenfischern 541, 625
Perlewitz 548
Sach-, Orts- and Autoren- Register
673
Perl-Insel tm
— -Küste 569
Perlmuscheln 540, 625
Perlmutter 567—572
Pernambuco 48, IM
— Riff 4fi
Perechke 107
Persischer Golf oder Meerbasen 121, 203,
540, 541, 567 - 560, Ü2ö
Peru-Strom 141, ^ 541
Per vinquiere, L. 10, 580
PeUloconchus 1 73
— nigricans Hfl
Petersen, C. G. Joh. 515—524. 580. 562.
567. 622. 623. 621
Petitcodiac-Flufl UL U£
Petrijew 1111
Petroleum [12, 300, 575, 609
Petterssen, K. 5S4
Pettersson 223, 365, 386
Pettersson'sche Eisscbmelzstrüme 223. 365,
367, 386, 409, 43«
Pfahlaustern 564
Pfahlmuscheln 567, 513.
Pfefferkuchenkrankheit der Austern 565
Pferdeschwamm 558.
Pfingstinsel 151
Pflansen, Benthoniscbe 275. 517, 5J_tl
— .Pelagische 267—269, 275^ 285 - 289,
360 —368, 470—473
— , Planktonische 267—269, 275, 285-289,
360—368, 470-473
— als Transport Vermittler 393 — 395
— als Triftkörper 3üä
Pflanzenreste 58—64, 123, 12£, 204, 218,
228, 260. 267—269, 275, 286—289,
360- 368, 388, 393. - 395, 470—473. 496,
517, älü
— , Festländische 218, 228, 260, 300, 388,
Phaeocystis 27Ji
Phaeodarien 277, 357, 364.
Philipp, IL am
Philippi, E. 21, 24, 25, 27, 98, 141, 165,
169. 170. 206, '207, 209—211, 218, 220,
222, 224 226, 243—246, 24»* — 251, 254
bis 256, 260—262, 290, 296, 300, 302,
303. 314, 316. 347, 348. 359. 361, 863,
365. 366. 369. 375. 379—381, 383,
bis 387. 392. 396. 405. 407, 409, 410.
414, 416, 420—422, 424, 427^ 428, 431
Andrer. Geologie de« Meeresboden*. II.
bis 446, 454—456, 458, 459, 466, 469,
472, 524, 534. 537 . 540. 581. 582. 585.
598. 602, 603, ÜO'J, 611, 612, 61»',, 617,
610
Philippinen 227, 248, 357, 545, 546, 511
— -Bucht Ü52
— -Graben 273, 549, 550
Philippsen, IL 64, 509, 585, 321
Philippson, A. 53, 54, 68, 585, 607,
628
Phillipsit 312, 332-338. 358, 465
J PhlegrMische Felder 563
Phoca 393
Phocaena communis 2111
Pholas crispata 51 1
— parva üM
Phoronis 265
— australis 265
phosphatic concretions 250 — 256
Phosphatschichten von Carolina 3511
Phosphor llü
Phosphorit 4, 176^ 243, 250 - 256, 259.310.
350. 451. 455
Phosphoritknollen oder - konkretionen 4,
250- 256. 259, 310, 350, 451, 455, 467,
600, 615
Physeteriden 351
Physiologischer Flllungskalk iftft— ifti
— Cbersättigungskalk lBfi
Phytoflagellaten 210
Phytoplankton 276, 285 - 289. :162 - 366
Piccard, Eng. F. 602
| Pigeon Key 1Ü1
I pilae marinae 6il
1 Pillau 81, 505
Pilz, R. 84
Pilze L4£
Pilzfelsenbildung 4Jj 42
Pilzkorallen 541
Pinguine 392, 393
Pinna IM
Pinus silvestris-Pollen 5Ü2
Pipe-rocks r>H7
Pipettaria fusaria 356
1 Pirano 574
Piratenküste 541, 569
! Pirie, J. H. iL 224, 225, 312, 365, 469,
603, 604
Pisidium 496
Pitcairn-Insel 547
i Pityusen 575
43
674
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Plagioklas 254
Plaka 101
„Planet" 431* 549, 614
Planktogene Komponente 22, 23, 25, 112
Plankton 22, 25, 112. 127. 140, 142, 183,
207, 226, 227, 255, 257, 26», 274—280,
282—291 , 362- 366 . 368 , 385 - 387,
396—400, 405, 408, 411* 413, 415. 417,
419, 453, 404, 530, 515
Plankton, Kalkschaliges -28«
— , Kieselschaliges 356- 358, 362—366
— , Nyktipelagisches 312
— , Tropisches 593
— -Expedition 390, 391, 326
Planktonfresser 4Ü7_
Planorbis 525
Plantagenet-Grund 498, 500, 501
Platania, G. 584
Plate, L. 143, 595
Platen 103.
Platin in Küstensanden SÜ
Plattfische 20^ 393
Plesiosaurier 393.
Plenrosigma 532.
Plexaura 593
Plexanrella 593
Plinias fi2ä
Plioxaen 84* 270, 349, 350^ 352, 454, 456,
508, 543, 591, fiül
Plougasnou-Primel 61
Pluvialperiode 437
Plymouth 8
Po 121—123, 211
— Mündung 212
Pocillopora 136, 158
„Podbielski, von" 288^ 414, 434* 616
Point Concepcion 329, 336
-- Hashi 537
„Pola" 214, 262, 264* 265
Polare Vereisung 454, 455
Polargebiete 49* 52
Polle 560, 561* 606
Pollenkörner von Kiefern 532
Polychaeten 522
Polynesien 568
Polytrema 157* 159
„Pommerania" 523
Pommern 511, 528
Pommerscbe Endmoräne äüü
— Küste 58, 06, 69, 70, 92, 9H, 95, 116,
492, 502
Pontosphaera 277, 285, 286* [i97* 453
— Hnxleyi 277, 286^ 396, 392
Pontus 216, 218, 263, 266—272, 578* 802
Popoff, B. 599
Poppen, Harm 5BÜ
Porcupine-Bank 8, 9, 296.
Porenkorallen 547
Porites 84, ^6, 188, 140*» 142— 145, 157*
542
; — lutea 143
— -Riff 157* 159
( Pororoca 112
I Porsild 615
Port Denison 136, 158
Portland 7, 485
Portlandia arctica 452
Porto Rico 140
— Seguro LüÜ
Port Tewfik 132
Portugal 84, 246, 250^ 522
Portugiesische Austern 563
— Küste 223
Posadowsky-Bucbt 325
„Poseidon" Mi -Raa
Posidonia oceanica 60
Positive Niveau- oder Strandverschiebungen
128, 129, 149-151, 153-163
Possession Bay 332
Postglarial 440, 441, 456—459, 496, 505*
510, 511, 513, 613, 612
Posthörnchen 64
Potamogetonaceen 512
; Poti 262
Potonie, IL 51, 58—63, 91, 111* 126*
127, 134, 506, 584. 585. 588, 592. 612
Potsdam-Sandstein 94
Potwal äüil
Pourtali s, L. F. von 241* 250, 259» fiflk
— -Plateau 17, 269, 264
! Poxxuoli 83, fiä
. Präcambriutn 492
! Praehistorica, Submarine 511, 512
! Praesent, iL 403, 575* 613, 628.
! Prager, H. 602
! Preil 82
Prerow 77* 511
— -Bank 498^ 512
Prestel 104, 505, 527* 622
Priele 69* IM
i Prinx Eduard-Inseln 216, 293, 387, 573
Probstei 511
. Sach-, Ort«- und Autoren-Register
«75
Proetel 80
Prorer Wiek 500
Protozoen 235
Providencia-Riff 538
Psainmobia faeroeensis 521
Psammocora 159
Pseudoplankton 23
PBeudoplexaura 523
Psilomelan 342
Pteropoden 28, 207, 209^ 210, 22^ 26^
261, 262, 265, 277, 284. 80». 312. 314.
821. 862. 896. 399, 405. 456.
Pteropodenschlamm 26—28, 229, 257, 258,
261. 284, 313—318,4^4^468, 537,
539. 552. 554, 625
pteropod ooze 318 — 318
Pterotrachea 31S
Pümpgrund 52ü
Puget-Sund 83
Pullen, Kapitän 539.
Pullenia 281—283, Sil
— obliqnilocnlata 281-283
Pulvinulina 281—284, 362
— canariensia 284, 362
— crasaa 2H4
— Menardii 281, 282, 284.
— Mirhelioiana 281, 283, 2ü4
— tumida 28^ 283
„Punschkessel des Teufels" 515
Purpura 565
Purpurrose 594.
Pygmäen-Fauna 391
Pyreuäen Ii
Pyrit 106, 111—114, 237, 243, 268. 211
Pyritschiefer III
Pyrolusit 232, 3_U
Q-
Qnarnero '-314
Quarz 57^ 82, 182, 201. 219. 231.246.249.
254. 263. 298. 322, 527, 550
Quebec 19, 43^ 55^ 5BJ
Quellen, Submarine 6, 98, 237, 272, 488 i
de Quervain 475
Qnervainsbafen 415
Quoy Ltfi
R.
Raben, E. 399.
Rabbit Key Uli
Radak-Archipel 335
Radioaktivität 460-464
radiolarian ooie 354 — 360
Radiolarien 23, 285, 258, 262, 277, 284,
290, 291, 315, 321, 354—358, 362, H04,
399. 470, 472. 53fl
— -Schlamm 26 -28, 280, 291, 321, 382,
352. 354—360, 395, Ä 451, 46L 462,
539, 551, 554, 625
Radium-Anreicherung der Eupelagischen
Sedimente 460—464
Radium-Gehalt des Meerwassers 4Ü1
— in Meeressedimenten 460 — 464, 573
Raken, IL 6_L4
Randmeere 218, 4ü2
Rangifer tarandus äüö
Rann von Catch IM
Ras-Abu-Mohammed 513
Ras Mubammed 15.Ü
Ras Musendim 540
Ras Nabend 5üü
Ras om Haye 513
Rasftol 573
Rani IM
raz de maree 117—119
Reade, T. Meilard 18, fißQ
Reclus, Kl. 120, 5fiü
red clay 318—354
— mud 240, 24J
Reefkoll-Bank 414.
Regenfälle IHj^ 143, 4M
— , Ozeanische 400
— , Tropische 4O0
Regentropfeneindrücke 9^ 92, 588
Re, Insel 5H4
Reibisch 622
Reichenbach, Freiherr von 332, 609
Reid, Cl. ÖOj 61, 484, 504, 506, 507, 509
• 585, 622.
Reid, Mrs 622
Rein IM
Reinbold. Th. Ö2i
Reinke, Job. 493, 512, 62L, 626
Reinisch 4»?
Reis, O. M. 194, 255, 273, ßül
Reliktenfauna 261
Renard, A. F. 2^ 24, 25, 30, 207, 218,
225, 289. 240. 245, 255. 257. 280. 281.
290, 296. 313. 322. 324. 325, 329, 331
bis 334. 338. 340. 841, 347. 349, 351,
354. 356. 357, 365, 367, 386. 395. 418,
419, 427, 446, 581, 604, tilü
43*
67«
Sach-, Orts- and Autoren-Register
Renaud, J. 512
Rentier üÖ8
Reophaz nodalosa 281
residual clay 312
Retgers, J. W. 82, 586
Rennion 53M
Reval 497
Reversing fall 591
Rbabdammina abyssorum 411
— -Ton 226, 471
Rhabdolithen 279, 287, 2&fi
Rhabdosphaera 279, 2M1L 288.
— claviger 279, 28Ä
Rhein-Mündung 115
— -Hündung, Alte 4M
Rhinoceros tichorhinas 508
Rhizophora 129—132
— Mangle 129, IM
— mncronata 130, IUI
Rhizophoretum mncronatae 130
Rbizopoden 167, 168
Rbizosolenia 269, 276, 364
Rhode Island 83
Rhone 12^ 123
— -Delta 123
Rhumbler, L. 107, 590.
Richwond-Flufi 84
Richthofen, F. von 18, 38, 40. 83. 147,
391, 583. 593. 612
Riemeotaug 41
Riesenhirsch, Irischer äÜS
Riesentange 3M>, .">5ti, 551
Rieseutüpfe 44
Riffe 13, 74, 103, 135-176, 139
— , Ertrunkeue 150, 15_1, 171 — 176, 542
— , Gehobene 40, 146, 147, 149, 150, 164,
165. 169-171, 537, 54'J, 548, 54», 597
Riffbewohner ^4, 136—140
Riffdetiitus 132, 145—147
Riffebenen 141, 158
Riff- Fauna 251
Riff- Flora 251
Riffgrund 199
Riffhöhlen 145-147, lüä
Riffkalke 24, 287j 400, 430, 4511
—.Mächtige 160
Riffkorallen 136-189, 166, 207, 810,450,
593, 524
Riffplattform 151
Riffrand 158
Riffsteinbildung 98
Rigaer Meerbusen 312, 401. 498, 500, 512,
Rimini 85
Rindenbildungen auf Kalksteinen lüü
Ringinseln s. Atolle
Ringitseln 2. Ordnung lü2
Ringkjöbiog 520
Rio de la Plata 25Ü
Rio Grande-Rücken 3lGi ^
Rippenquallen 269
Riscoll-Bank 414
Rissoa 105, 490, 509, 514
— inconspicua 522
— membranacea 490, 509.
— octona 514 •
— striata 502
Riu Kiu-Graben 273, 549. 550
Rücken 549
Riviera 4ü
Rixhüft 72, 73, 502, 511
Rocas-Inselchen 4üß
Rochebonne, Plateau von Lü
Rochelle 5Ü4
Rochen 181, 3113.
Rockall- Bank 9, lfi
— -Felsen 9, 10
Rockallit 9
Rodewald 534, 535
Rodrignez 543
Röhrenwürmer 17, 23, 100, 114, 139, 167j
176. 178—180, 208—210, 259,260, 264,
315, 391. 456. 508, 525. 526
Röm 504, 5Ü2
Rönne Bank 205» 49L 493, 498, 501
Rördatn, K. 617, 524. 530, 556, 628. 626.
Rogers 256, 605
Roller 36, 38
Rollerzone 38
Rollhölzer G4
Roraancbe-Tiefe 319, 420, 422, 426 — »28,
442
Romanisches Mittelmeer 17, 41, 00, 64, 85,
112-114. 179. 180. 203, 227. 257. 261
bis 266, 286, 317, 359, 558, 559, 567,
514
Rosalina 268
Rosenbusch, H. 384, 599
Ross, J. Cl. 360
Rossbreiten 288, 413
Ross-Insel 440
Rossitten 504
Sach-, Orte- und Autoren- Register
B77
Koteigen 167. 514, 517. 555. 556, 558
Rotalia Beccari 528.
Rotaliden üäü
Rot erdegebiete 240
Roter Schlick siehe Rotschlick
— Tiefseeton 20, 2^ 26-28, 230. 246, 275.
280, 293, 300—302, 318—354, 368, 385,
H92. 396, 405 - 408. 410, 411. 413-^115,
422, 423. 431. 433-486. 438. 439, 443,
445, 451, 464 - 457. 461. 462. 46^ 537.
539. 544, 54H-ä5I, 554, 61», 618. Ü25
Rote Sedimente 203.
Rotes Meer 65, 135» 145, 162, 181, 184,
194, 203. 227, 317, 399, 541. 542, 55H,
567, 56H, 515
Rote Meere 240, 553
Rothpietz, A. 183, 186, 192—194, 599,
fiül
Rot liegendes 583
Rotschlick 26^ 27^ 218, 240, 241. 244, 447.
450, 467, 552, 625
Rotti 546
Rottum 10
RotzikUll 1X1
Roujoux, IL de 432
Roundstone Bay 216
Rovigno 2X1
Rüden 495, 496. 528
Rudolph 323
Rudzki, M. P. 3^ 117» 583, 5ftl
Rubel, E. 129j 502
Rügen 49, 50^ 53—55, 71» 72, 82, 41*1^ 4^8,
500. 501. 510. 512, Ü2Ü
RiigenwaldermQnde 85
Röhl, A. 102» 589
Rundhöckerlaodschaft, Untergetauchte 6,
373, 483, 492, 423
Russisches Neogen 261
Russische Tafel 419.
Rutsch ungen 51
, Submarine 127, 272, 273, 550
Ryrkmündnng 5X1
S.
Saaler Bodden 51 1
Sabellaria alveolata 520
sable corallien 251
Sables d'Olonne 66
sable vert 241—256
Sägetang 41
Säugetiere, Diluviale 7, 483, 508
Sagas-Bank 401
Sagasig 1 22
Sagitta 269
Sahara 203, 293, 441
Sal, Insel 106
Salawatti-Insel 545.
Saleyer 228, 514.
Salina 550
Salisbury 501
Salmojraghi, F. 359, 395, 610
Salomo-Inseln, Salonionen 323^ 546, 541
Salomon, W. 187^ 000
Sal paussei ka 400
Salpen 398, 390
Salthammer Odde 54
Salzausblühungen auf Meereis 51Ü
Salzgärten 197, 447, 573-576, 628
Salzgehaltsschwankungen 512
Salzgehaltsunterschiede 11
[ Salzgewinnung 108^ 196» 197, 573—576
Salzpelit 10Ü
Salzsee, Großer 102
{ Salzstraßen 514
I Sambesi-Delta 124
8amland 50, 52 - 54, 56—58, 61, 65, 70,
71, 86, 91, 95, 98, 197, 250, 812, 382,
394, 497. 500, 502. 511. 513. 529, 577,
588
Samoa-Inseln 143, 350
Samojloff, L V. 236, 237, 604,
Samsö-Belt 487, 521
Sand 2, 1^15^1^52,55,56,66, 80-101,
104, 197. 200, 520
— der Maas 521
— des Rheins 521
Sandabsatz in der Flachsee 80—82
Sandbänke 70, 74—81, 118. 121. 201
Sandflohkrebs 588
Sandhaken 72, ZS
I Sandig-tonige Tiefsee-Ablagerungen 429
| Sandkegel 92-94
Sand-Key 250
Sandklaffmuschel 104.
Sandkrabben 14ü
Sandlager 52» 55
Sandriffe 34» 65, 74-80. 108
Sandstein 48
| Sandsteinkegel 94» 588, 589
' Sandstrand 36, 588
Sandstrandfauna 51
Sandtransport in der Flachsee 80—82
678
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Sandwatten IM
Sandwich-Inseln 153, 333, i6-^ 547,
Sandwurm 104
Sanford, Samuel 592
San Francisco 83, 513
San Francisco-Bucht 199 ,
Sangi ">44
Sanidinsand 83, 213
Sangego 211
Sansibar 533
San Thome 320
Sapline 143
„Sapogorets" 2fifi
Saprolegnien 146.
Sapropelite III, 112, 134
Sardinien 3, 559.
Sargassokrant 23, 389—391, 393, 4ü2
8argasso-Meer 389—391, 4Üfi
Sargasaum bacciferum 389., 391
— filipendula 391
— hystrix 391
— ilicifolium 389
— latifolium äMÖ
— natans 3111
— übtuaatum iMi
— vulgare 389, 391
Saritscheff, Kap lüü
Sarkau 504
Sarroatischer Tegel 231
Sartorius von Walterabausen 334
Sassnitz 80, 501
Sauerstoff im Meerwasser 224, 300, 400—415
Saumriffe 148—153, 178, 587, 543
Savannah U
S axo 576
Saxonische Brüche äül
Saya da Malha-Bänke 200, 538
Scammons Lagoon 195
Scarns 143
Sceletonemen 222
Schaan* 53, 54, 22
Schaare 74—80, lfiö
Schade, IL 194, ßill
Schärenlandschaft 6, 491, 492, 497, ifiö
— , Finnische 4, 6, 49_L 491
— . Mittelscbwedische 498
— , Stockholmer 491, 492
Schaffer, Fr. X. 273, 802
Schalengrus 214, 393
Schalensande 20"
Schardja 539
Scharfer Grund 50, 312, 402. 403. 533. 613
Scbarbörn 19
| Schatt-al Arab 120, 121^ 540, 50Ü
Scheduan 194
Scheide 115
Schelf 6, 7, 11, 18, 197—217, 238, 240,
374, 471. 422
— , Antarktischer 206, 324
— , NordBibirischer 471, 422
— , Südamerikanischer 243
Schelfablagerungen 18, 26, 112, 135, 177.
197 - 217,431,467,538.542.545.546, 567
Schelfbünke 2fifi
Schelfeis 382
Schelffurchen 8, 2p_L 488, 487—490
8chelf Sedimente 18, 26, 112, 135, 177, 192 bis
217, 431
Schellfisch 393
Schemal Ml
8chepotieff, AI. 286, 237^ 604
Schichtoberflächen 13
Schichtung 3, 64, 66, 98, 124. 153, 183.
226. 228. 229, 273, 313, 420. 429—446,
458. 423
— , Abnorme 439—446, 452
— , Normale 439_
— , überzählige 213
— , ünterzählige 223
— in der Flachsee 429, 430.
— in der Tiefaee 431—446
Schiermonnikoog lü
Schiffer-Insel 54Z
Schildkröten 124, 135
Schilfinsel, Schwimmende 204.
Scbilfturf 535.
Schiller, J. 287, fiüfi
Schirlitz, P. 83. 261. 531
Schirmriffe 142
Schlagkegel 295
Schlamm 2, 11^ 14, 20, 219
Schlämmethode 24, 534
Schlamm fresser 299, 513
Schlammröhren, Bachroannsche 432
Schlammsprudel 125, 123
Schlammstrand 134
Schlammvulkane 125, 126, 432
Schlangensterne 267, 268, 410, 514, 519
| Scbleimünde 483
Schleppnetzfischerei 493, 5M, "08, 532
I Schleswig-holsteinische Nordaeeküste 74,
504. 562. 572. 523
Sach-, Orts- und Autoren-Register
♦i 7 9
Schlicke 26, 1Ü1--112, 129— 135, 212
Sohl ick fressende Tiere 221
Schlickkrebs IM
Schlicksande Lüü
Schlicktone 105
Schlickwatten Uli.
Schliff-Zone 4Z
Schmale Heide 12
Schmelck, L. 225, 226, 431, 436, 441,
469, 471. 478, fiüi
Schinelzwasserströme 866, 886, 409, 4M
8cbmidt, K. 175,. 598
— , Oskar 46
Schnecken 47, 107, 168, 18L 208, 214, 290,
396. 514. 525. 565.
— , Carnivora 565
— , Herbivore 514, 525
Schnelligkeit der Sedimentation 449 - 463
Schönheydebank 497*
Schollen 393
Schoner. 458, 492, 302, 510, 329
Schorre 3Ü
Scböstak 628
Schott, G. 15, 16, 85. 199. 200. 202. 244T
318. 352, 366, 368, 408, 410, m, 46^
47t, 493, 540, 541^ 548, 553, 583, 602,
603, 608. 609. 624, 62h
Schotter 18
Schottland 6, 9, 10, 15, 18, 96, 294, 2^5,
»10. 339. 437, 327, 556, 564. 5üü
Schrägschichtung 66, 67, 124, 147, 480, 481
Schrammangen durch Eisberge oder Treib-
eis 52, 374, 376, 378
Schratten Ü12
Schrei bereit 33Ö.
Schreibkreide TT, 82, 185^ 281, 606, 529
Schröder van der Kolk 527
Schacht, F. 105, 106, 5ilü
Schübeier, F. C. 389 ^
Schütte, IL ä9_l
Schuttschichten in Deltas 124
Schulpe Oat 19
Schnitze, Max 85
8chnltz-Orund 489
Schulz, Br. 619
Schulze, Franz Eilhard 235—237, 604.
Schutthalden 49
Schwager, A. 344, 598
Schwämme siehe Spongien
Schwammfischereigründe 625
Schwammnadeln 209,235, 256, 358—362, 426
Schwarz, E. iL L. 236, 424, 428, 605. 616
Schwarze Linie der Korallenskelette UW, 113
Schwarzes Meer 17^ 72, 107—111, 216,
218. 263, 266-272, 457, 468. 536, 561,
590. 606. ßfll
Schwarze Meere. Fossile 607
„Schwarzes Wasser" 362
Schwarzort hl
Schwebefortsätze des Planktons 277-279
Schweden 6, 32, 165, 468, 480, 492, 499
Schwedische 8chärenlandschaft 6, 491, 492,
4iW
! Schwefel, Freier — in Sedimenten 114
! Schwefelbakterien 108—111, 114, 231
8chwefeleiBen 23, 28, 105—114, 218, 219,
221, 229. 231—233, 246, 269, 573,
390
' — , Wasserhaltiges 390
Schwefeleisenreiche Schlicke 28, 105 — 114,
229. 513
Schwefelkies 221, 231, 233, 245, 533
: Schwefelkieskonkretionen 231, 238
{ Schwefel kreislaaf 113
I Schwefelwasserstoff 201^ 219, 266, 269,
317. 518, 531, öüi
Schweinfurth 194
I Schwelle, Mittclatlantische 316
| Schwellen, Submarine 666
i Schwermetallanreicberung in Mangan-
knollen 346—348
I Schwerspatkonkretionen 234 — 238
: Schwimmende Inseln 204. ,-wn, 889
Sciacca 569
Seiattaroni 211
Scilly-Jnseln 41
Scoglio Oronghera 39
— Rover» 45
Scolttbus-Röbren 87-91
Scoresby, W. 36Ü
Scoresby-Sund »TO
! „8cotiau 224, 226^ 864, 365, 461
Scrobicularia alba 260
— piperata 496, 512
Scyphospbaera 285
Sebastian Vizcaino 196
; Secca della Gajola 212
j Secca di Benda Palummo 211 — 214
Sedimentationsverhinderung 12—19, 260,
280. 295. 384. 456. 452
j 8edimentationsverlang9amnng384. 451. 456.
431
660
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Sedimentgesteine 21, 23, 24, 28
8eebälle ßü
Seegatten IM
Seegras 5^ 60, 133— 1 »5, 144, 181, 214,
517, 532, 555, 550
Seegraa-Schlicke IM
Seegras- Wiesen 132 — 1JU
Seehunde 302. 323
Seebundsmist 393
Seeigel 47, 48, 107, 138, 139, 141. 146,
171, 207, 209, 210, 220, 241, 243. 254,
282, 289, 315. 391), 470. 514. 515, 526, 528.
- , Bohrende 47, 48, Uli
—»Reguläre LÜH
Seeigelstaebeln 107, 171, 243, 282, 289, 315.
8eekarten 1-3, 12, 18, 142, 544
Seeknödel 60
Seeland 164, 482
Seen 33. 34
Seenadeln tüli
Seepocken 45^ 41
Seepocke, Gekerbte 11
- , Gemeine 41
8eesalinen 197, 513-516
Seesalze 194—197, 573 -57«
Seesterne 1H9, 141, 214, 215j 565.
Seesand L5_
Seetang 181, 555—557
Seevögel 314
Seewolf 303
Seezunge 393
Seichtwasserablagerungen 26, 177. 204,
231. 384
Seichtwasserbrandung 33^38.
Seichtwassersedimente 26, 177, 204, 231, 384
Seidlitz, Vf. von 101, 5üh
Seifen, Marine 84
Seine *U7, 118
Seine- Hank 15, 199, 209— 21 1. 260, 379, 45Ü
Seine-Bucht Z4.
„Selanik" 211
Setnon 141
Semper 84, 138, 153
Senarmont, de IUI
Senegambien 202, 203, 248
Senkungen 9, 16, 135, 149—151, 153—163,
210, 486. 505, 510, 511
— , Jugendliche 9, 210.
— , Prähistorische 506
Senkungsgebiete 135
Senon 65, 506
Sepia officinalis 64
Sepienschulpe 23.
Ser Abu Nair 569
Sergius Orata 563
Seriatopora 159
| Sermiarsut-Gletscher 476
; Serroilik-Eisstrom 426
! Serpentin 84, 428
| Serpula 23, 100, 114, 167, 176, 178—180,
208—210. 259, 260, 204, 316, 508,
525, 526
Serpula- Kalke IIS
Serpula-Riffe 178—180, 208
serpuline-reefs 208
Serpnlit-BAtolleu 178, 119
Servola 514
Sessiles ßenthos 256, 259, 340
Sethodiscus phacoides 356
Severn HZ
Seychellen 200, 359, 538, 532
Shaler, N. S. 133. 592.
8harks-Bai 568, 628
1 Sharples, S. P. 269, 606
I Shaw, E. W. 125-129. 522
Sheldon, J. Di. Arms 191, 600
«hell Sands 2111 *
Shetland-Inseln 467, 482, 521
Shima 568
Siau 580
Sibirien* 63, 84, 513
Sibirische Nordkiiste 63
Sibirischer Schelf 225, 411
Sibirische Ströme 472
— Treibhölzer 389.
„Siboga" 177, 227 -234. 310. 811, 353,
354, 415. 417, 542 - 546. 514
Siboga Rücken 545
i Siderastraea 159
! — 'radians 593, 595
— siileres .i95
Sideromelan 334, 335
Sidney-Herbert-Snnd 440
Sidorenko 107, 110
Siebmethode 24
; Sierra Leone 3)0, 620
I Silberberg, L. 109
Silberkule 483
Silicoflagcllaten 291
Silliman 108
silt 210
Silur 42, 45, 165, 294, 493, 502, 510, 529, 613.
Sach-, Orts- und Autoren-Register
681
Silverpit 483
Simonelli, V. 183, 529
Simrisbamn öfi
Simroth, H. 566, 622
Sinai-Halbinsel 44, 13L 138, 145, 160, 558,
573, 598, im
Singapore 324
Singender Strand 06
Binging beach 96
sioging Band 94 — 98
Sing» 509
Sinkgeschwindigkeit ron rianktonsehalen
277, 278
Sinter in Riffkalken 147, 163, ]M
Siphoneen 176, 192
Siphonosphaera patinaria 357
— social is 352
Sipnnculiden 146
Sizilien 262, 559
Skagen 36, 66, 72, 511
8kagerrak 417, 467, 489, 490, 503, 513,
515, 516, 518, 521. 530, 531—533
Skandinavien 90, 564
Skandinavische Diluvialsande 521
Skeats, E. W. 169—171, 175, 598
Skelett der Riffkorallen 163
Skelettsammler 398, 399
Skye 296
slab 219
Slelmorlie-Bank 339
Sluiter 144, 162, 59fi
Smäland 502
Small Point 90
Smyrna 559
— , Golf von 524
8myth 12
Soecknick, K. 86, 581
Sog, Sogstrom 35—37, 67, 68, 75, 79, 201^
383, 531
Sokolow, N. 73, 110, 270, 586, 590
Sokotra 310
Solger, Fr. 75, 95, 580
Sollas, W. J. 160, 176, 595
Solnhofener Plattenkalke 616
Somaliküste 142, 203, 353, 531
Sombrerit 126
8ombrero-Key 176, 259
Sommerstrandwall 56, 64, 65, 88
Sonneratia acida 130
— caseolaris Iii!
sonorous sand 94 — 98
Soog, Soogstrom 35-37, 67, 68, 75. 79,
201, 383, 531
: Sorrent 83
Souffriere 328, 325
Sonth-East-Bay 424.
Spätglazial 615
Spätterti&r 454 - 45fi
Spaltalgen 192, 193
Spaltenfrost 134
■ Spangenberg, K. 598
! Spanische Küate 74, 85, 246, 250, 278, 525
Spatangiden 519, 521
8patangD8 purpureus 521
Spethmann, IL 32, 488, 489, 524, 528,
529, 533. 634. 621. 624
Spezifisches Gewicht der Komponenten
57, 53
Sphaeroidina dehiscens 281, 282, 284.
1 Sphaerolithe, Zentrogene 599
Sphaerolithform der Ooide 186, 190, 194, 599
. Spiekeroog hÜA
Spinell 82
Spirillum desulfuricans LH
; Spirula 23, 64, 65
| Spitzbergen 63, 177, 226, 375, 389, 431,
441, 469, 470, 474, 479. 623
Spitzer Ort 512
Spondylus 212
Spongien 167, 168, 235, 258, 342, 358,
362, 456, 558, 559, 594
Spongien nadeln 241, 262, 290, 31ä, 321,
470. 472—474, 528^ 530, 532
Spongodiscus florealis 356
Sporaden, Zentralpolynesische 107
Sprengungen am Meeresboden 12
Springebbe 30, 177, 485
Springfluten 30, 196, 010
8pritzwasser 44, 45, 47, 180, 401, 402
Spritzzone 44, 45, 47, 180, 401, 4112
Sprockhols 04
Sprogo 500
Sprungwelle 117—119
Spumellaria 291, 857^ 359, 302
; Staaltief 488
! St. Adresse 480 *
j Stather, J. W. 508, 622
' Statland 482
Staub, Atmosphärischer 201—203, 205,
225, 263. 293. 333. 392. 442
Staubfälle 201-203. 205. 263. 293. 331.
392, 442
682
Sach-, Orts- und Autoren-Register
Staubnebel 203, 511
Staubstürme 20L 540, all
Stanbtransport 201—20;}
Staub, Vulkanischer 211
Stauseeablagerungen 497, 49H
Stauströme 528
Stauungswellen 38
Stauzeit U15
Steenrön 421
Steiger, G. 327, 328, ßüü
Steilküsten 30, 32, 33, 35. - 53
Steinfischerei 423.
Steingrün<le 48^ 493, 494, 498, 518
Steinkerne 107, 173, 252, 254, 262, 265,
269, 309, 310, 337. 455, 5 ÜÜ5
— , Phosphoritische 252, 251
Steinkohlen 273, 523
Steinkohlenformation 10, 41, 50. 63.
Steinkorallen L3fi
Steinkrusten 264, 268, 451
8teinmann, G. 191, 193, ÜQÜ
Steinmeteoriten 330
Steinpackungen 205, 497
Steinriffe Brasiliens 99^ 116, 123.
Stein aal b IM
Steinzangen 57 K
8teinzeit 509, 5ü3
Steinzeitfunde, Submarine 5JJ
Steinzeitlicbe Küchenreste 5K:t
8telzwurzetu 129, 1Ü1
steng&rde 53
Stenogyra decollata 211
„Stephan" 548, 542
Sterakoralle 137. 547
Steuer, Adolf 574, 584, Ü28
Stevenson 33, 40
Stille, iL 501
Stiller Ozean 21, 196, 218, 242, 248, 257,
272, 273, 301, 310, 312, 313, 316. 318.
319. 321, 324, 329, 330, 332, 333, 335.
340 - 342. 348—352. 356—359, 365, 368,
374. 395. 399. 408, 434. 436. 445. 451,
454, 450, 545— 554, 568, 612
Stirnabsätze in Deltas 121
St. Jago 559.
St. Just I
St. Kilda 29ü
St. Lorenz-Golf 83, 197, 513
— Strom 19, 205, 389, 581
St. Maria di Leuca 559
St. Maura 121
Stockholm 499, 531
Stockholmer Schären 421
Stoffwechsel im Meere 329.
Stollergrund 493, 42Z
Stolpe-Bank 498, 499, 500, 502
Stormbugt 311
Stor 0 115:
Storström 4HH .
Straminke, Forst ZI
Strund 29—197, 238
Strandablagerungen 26, 80—197, 4ÜL 512
Strandbarre 115
Strandbildungen, Äoliscbe 61
Strandbrandung 32—38
Strandflohkrebs 588
Strandgehölz 129—132
Stiandgerölle 121
Strandhftcksel 63, 61
Strandmoor 133.
Strandriffe 143^ 148—153, 160—162, 466,
537, 538, 541, 542, 525
Strandsalze 22. 23. 95. 1 08. 1 94-197. 447. 511
Strandsande 82—101, 197, 2M
Strandsedimente 26, 30-197, 250, 4JH, 518
Strandseifen 84
Strand terra ssten 543
— , Versunkene 513
Strandtorf üü
Strandtrift 62—64
Straudverscbiebnngen siehe Niveauver-
schiebungen
Strandvertriftung 56, 67—80, 585
Strandwall 34^ 52—69, 75, 76^ 78, 86, 87^
99, IIS, 148, IM, 382, 543
Strandwälle, Freie 53
— , Gehobene 543
Strandwallebene 6_g
Strand wellen 38, 51
Stratigraphie des Meeresbodens 449 — 458
Strelasund 5ÜÜ
Streusand 25
Strielki 12
Strömuugen 15—19, 23, 81, 256, 521
Strombus 511
Stromlose Gebiete 288, 387, 326
Stromstil leu 288, 387, 326
Stromversetzungen 125
Strontiumsulfatskelette 237. 277. 356
Strudellörher 41
Strukturelle Verandeningen in Riffmasisen
163—176
Sach-, Orts- und Autoren- Register
683
Strutt, R. J. 462
Studland-Bucbt 116
Stürmer 117—119
Sturmbrandung 37, 6111
Sturmfluten 214, 485, 505
Sturmstrandwall 64, 65, 68, 88, 157, 158
Sturmwellen 20^ 208, 525
Sturzseen 15, 2W
Styliola 258, 314.
Stylodictya heliospira 351
Styluphora 152
Suakin 266
Su bayrische Gesteinszerstörungen il
Subantarktischer Ozean 218
Subfossile Fauna 17, 269, 270, 451
— Molluskenschalen 17, 269. 210
Submarin austretendes Grundwasser 272,
488
Submarine Bänke 1^ 17^ 1^ 34, 74, 115.
154. 197. 199. 200. 207. 484
— Barren 17, 314
vor Fjorden 314.
— Bergstürze 212
— Böschungsbewegungen 127, 272, 213
— Deltas 205.
Submarines Eluvium 319
8ubmarine Eruptionen 238, 232. 322-325,
464
— Furchen 8, 201, 427, 502
— Kuppen 153, 322, 427—429
— Mineralquellen 347
— Moräne 420
— Piks 153, 322, 427— 429
— Quellen 6, 98, 237, 272, 347, 4üö
— Rücken 416, 437, 445
— Rutschungen 212
— Schwellen 468, 541
— Talfurchen 8, 201, 421
— Vulkane 211. 4T7, 423, 424.
— Vulkanausbrüche 27 2, 273, 275, 322=1325
Subtropische Küsten 240
Subtropischer Wüstengürtel 322
Sudan 203.
8udry, L. 112-114, 229, 591
Südafrika 248, 424
Südamerika 117, 202, 240, 244, 358, 422
Südamerikanische Flüsse LLI
— Nordküste 561
— Ostküste 466, 461
Südamerikanischer Schelf 2411
Südamerikanische Westküste 358, 541
Südatlantischer Ozean 246, 296, 301, 322,
391. 358, 396, 408, 420, 426, 434. 4M
Südatlantische Schwelle 468.
Süderquarken 4111
SUderwatt Üfi
Südgeorgien 4ft0
Südlicher Äquatorialstrom 386
Südmadagaskar-Rücken 326, 445
Südpolar - Expedition, Deutsche siehe
„Gauss"
Südrußland 72, 73, 107—110
Südsee 135, 146^ 176^ 546—549
Südviktoria-Land LH
Südwestafrika, Diamantlagerstätten 577
Suess, Ed. 164, 621
— , Franz Ed. 596, 618
Süfiwasserquellen am Meeresboden 6, 28_
Süßwasserschnecken in Meeresablagerungen
214.
Suez 23, 137, 142, 181—183, 190, 193, 541,
572, 574, 595, 599. 602
— - Kanal 626
Sulfobakterien 26&
Sulu-Archipel 568
— • Inseln 54 5
— - Perlmuschel 57 1
Sulusee 221
Sumatra 239, 388, 399, 539, 542, 546, 561
Sutnba 544, 546
Sumhava 543, 544, 546
Sumpferz H47
Sumpfgas 521
Sund bei Kopenhagen 205, 533, 562
Sunda-Inseln 248, 352, 538, 539, 548, 526
— - Straße 323
Supan, AI. 128, 596, 624
Suspensionen im Meerwasser LQ1— 103, 274,
412
Sutherland, P. C. 474, 611
8venska Björn 422
— Hügarne 422
Swinemündung 5011
Sworbe 429
Sidney 242, 571
Syenit 213
Sylt ^35^3^,60,^,65,66,75, 480,
504, 562
8ymbiose 265, 593, 594
Synapta 26Ü
Syndesmya alba 217, 5211
Synedra 277, 363, 364
684
Saeh-, Orte- und Autoren-Register
Syngnatbns 2fiä
Syraeospbaera 28h
8yracosphaerinae 285
Syrien 179, 180, 265, 602
Syrische Küste 265, 558, 602
Syaygien IIS
T.
Tachylyt LL
Tafelinseln, Baltische 502
Tahiti »32, 333, 511
Taichou 564
„Talisman" 224
Talitras 4h
— saltator (locusta) 20
Taman, Halbinsel 2111
Tamatave 537
Tange 45, 47, 50, 51, 58-60, 65, 71, 98,
132—134, 214, 34T, 389—391, 474,
555 — 557, 521
Tang Saprokoll 58
— - Straudtrift 58, 52
— Wiesen 132-134, 3ÖÜ
Tanner 614
Tapes 393, 420
— decussata 420
— pullastra 303
Taqnin, A. 602
Tarabaca 323
Taranaki i±i
Tarent 563, 561
Tarr, R. 8. 52, 205
Taschenkrebse 201
Tasmanien 353, 546, 550, 551
Tanbenbank 3, 211—214, 432, 511
Teall, J. J. IL 322
Tektonische Bewegungen 420
— Erscheinungen 5
Tektonischer Bau 2
Telegraphenkabel s. Kabel
Teilina baltica 496, 513, 520, 512
— fabula 520
Temperaturschwankungen 512, 614, tili
Temperaturunterschiede 11
Tenerife 122
Terceira 312
Terebellides stroemi 512
Terek 121
Termier, P. 11, 580
Terpios 140
Terrigene Ablagerungen 26, 21
— Komponenten 22, 23, 218, 214
Terschelling 5Ü4
Tertiär 10, 164, 342, 348, 349, 352, 402,
4fiB— lfifi
Tesch, P. 506, 622
Teven, Bucht von 58
Texel 484
Textularia 528
— variabilis 528
Textularidae 321
Texturelle Veränderungen von Riffmassen
163-165
Thallassiothrix 277, Ml
Tbau, Lagune von 112—114, 219, 222
Thecosphaera Zitteli 351
Themse 483, 505
— - Bucht äfiä
— • Hündung 484, 485
Thierfelder, Hans 236, 604
St. Thuine" 576, 593, 5114
Thomson, "Wyville 281, 318
Thomson-Lote 423
„Thor" 261
Thorium io Meeres Sedimenten 4Hö, 573
Thoulet, J. 5, 12, 24, 25, 62, 68, 112,
121, 205, 206, 261, 272, 275, 277, 279,
302, 324. 346, 377, 403 -406, 431, 432.
459, 472, 473, 579, 580, 582, 584, 585.
586. 591. 602. 606. 608. 614. 616. 620
Thracia meridionalis 441)
threshold fjords 606
Thursday-Island 131
Tiber 120
Tiefeugesteine 221, 239, 423, 422
Tiefenströme 16
Tiefenwasser, Kaltes 142, 608, 014
1 Tiefe Rinne 481
I Tiefs 18, 103
Tiefsee 5, 274, 431-446
— , Zirknmpolare 411
— - Ablagerungen oder -Sedimente 20, 21j
25, 26, 97-1— «ftft
— • Expeditionen 20
— - Fische 290, 326
Gräben 273, 548
— - Korallen 17, 29, 259
, Zone der 22
— - Löß 263
— - Sande 322, 392, 419—429, 445
— - Ton, Roter 20, 26—28, 230, 275, 868,
385. 396, 405—408, ijO, 411, 413- 415,
Sach-, Orts- and Autoren-Register
685
422, 433 — 136, 438, 439, 443, 445, 451,
454—457, 461, 462, 465, 461
Tigersandstein 342
Tigris L2Ü
tile-Fisch 615
Tillamook-Leuchttunn 33
Timor 177, 231, 311, 543, 544, 546
— - See 532
Tintinnoiden 2ti!t, 2hÜ
Tissandier, Q. 332, filO
Titaneisen 83, 320, 336
Titaneisensande 83
Tizard, F. IL 15, 384, fill
Tocantina 132
Tönender Sand 94— 98
Ton 12, 32Ü
Tondüten 22
Toneisenstein 232
Tonga Archipel 144, 146, 161. 162
— - Graben 352, 543
Tongatabu 135
Ton, Grauer 225
— , Kolloidaler 274, 322
— - Rollen 22
— , Roter Tiefsee- — s. Tiefsee-Ton, Roter
Topsent 565
topset beds in Deltas 124
Tor 511
Torell 431
Torf in Delten 123, 128
— - Dolomite 63
— - Gerölle 60—63, 134, 561
— Lager aus Tangen 58, 133, IM
Lager, Submarine 504—509, 511
— - 8chlicke 133, 131
Tornquist, AI. 68, 99, 312, 403, 533,
586, 587, 613.
Torre del Greco 83, 552
Torre Gaveta 85
Torres-Straße 141, 221
Torrevieja 515
Torrön 502
Tortugas 162, 592, 595
Toskanische Küste 22
Trachylobium Hornemannianum 578
— mosambicense 578
— verrucosum 528
Trachyt 48, 336
Transatlantische Altaiden Ii
Transportvorgänge 22, 23, 55, 65, 70-:
204—206, 224, 290, 328, 329, 369— i
Transport durch Organismen 51, 392—395
Treibeis 369-383. 148
„Travailleur" U, 223
Trave-Mündung, Alte 188
Travertin 123
Treibeis 11, 49. 52. 204, 227, 273, 294,
296, 329, 366. 369-383, 425, 436, 448,
468. 472, 480, 494, 584
Treibeisgrenze 296, 329, 366, 376, 612
Treibholz 62- 64, 123, 133. 204, 389. 426
Treibholllager 62—64
Treibsei 62—64
Trelleborg 536
La Tremblade 563
Trepang 116
Tretomphalus bulloides 281
Trias 8, 455
Tricbechus rosmarus .">uh
Trichodesmium 276
Tridacna 84. 139, 528
j — elongata 522
Triebsand am Heeresufer 85—87
Triest 46, 564, 572, 514
Triftkörper 62— 65, 378.387-391. 393—395
-, Pflanzliche 378, 388 -391. 398 -395
— , Vulkanogene 387, BBh
Tptxofiia 35
Trinidad 325, 467, üfi9
; Triptera 258.
j Tristan da Cunha 216, 296, 316, 424, 431
Trochus 12, 526
— cinerarius 526
— zizyphinus 526
i Trockenrisse 91, 92, 268
Tropen 63, 64, 70, 101, 129—132, 135,
141, 186, 188, 204, 240, 251
Tropfsteine 146, 16H, 166
Trophon breviatum 268
j Trophonia plumosa 521
Tropische Inseln 111
— Küsten 70, 101, 129—132, 141, 240,
576, 512
— Meere üllü
I Trümmerkorallenfels 115
I Tsche-kiang, Provinz 512
| Tschudi, von 3112
Tsientang-Uiang 117, 118
Tsunamis 222
Tuamotu-lnseln 512
Tubicolen 514.
Tukang-Besi-Inseln S44
6H6
Sach-, Ort»- und Autoren-Register
Tunikaten 21)0, 315, 34fl
Tunis 332
Turbo SU
Turks-Inseln Iii
Turnialin 82
Turner, W. 350.
Turpey 324
Turritella terebra 5111
„Tuscarora" 248, 319.
Tuul 61, hihi
Tyrrhenisches Meer 85, 2ül
ü.
Uadi Deheese 181
Udden, L A. fill
Udsire 481
Übergangston 225^ 226, 436, 441, Mfi
ÜbergußSchichtang 145-147, 4M
Übersättigungskalk, Anorganischer 185.
— , Physiologischer 185, ,18(3
Uferzerstörungen LLß
Uhlig, C. 4Ü
UmanakFjord 37Ü
— , Kolonie 323
Umbilicosphaera 2M
undertow 35
Ungeschlechtliche Fortpflanzung der
Kurallen IM
Unterbrochene Meeressedimentation 12—19,
109, 20Ü
Untermeerischer Torf 60—63
— Wald «0, 61
Unterströmungen 17, 365, QU 7, 611
Untersuchung der Grundproben 20, 534 bin
586. 582
Untiefen 3, 142, 3Zfi
Upanga-Riff 143
Uranium im Roten Ton 465
Urstromtäler aüil
Ursus 508
Usedum 95, 496, 528
Ustica 395
Utah 1Ü2
Uvea 543
Uvigerina 22_L 282, 528
— pygmaea 221, 528
— tennistriata 2ü2
Uvigerinenschlamm 221. 528
V.
Väddö 5DÜ
„Valdivia" 15, 18, 2^ 27, 199, 209, 210,
220—223, 239, 240, 243, 246, 248—256,
261. 281—284, 290, 292, 301, 303—308,
310. 312. 314—316, 319-321, 331, 340,
345, 354. 358—363, 3J3A 36JL 379, 381,
383, 385-387, 392, 395, 390, 405, 407. bis
409, 411, 412, 420, 422, 424, 432, 435,
438, 457, 466, 537. 539. 554, Üilü
Valencia 85
Valentin 802
Vallentin, R. 393, 612
Valvata 525
i Valonia aegagropila 611
Valparaiso, Hafen 2
Vanadium 237
Vancouver 329, 3i;k
— -Insel 5ä2
van der Veen, A. L. W. E. 474, fi2ü
j Vanhöffen, E. 476, 479, 625, 628
! Variskisches Gebirge 583
Varne-Bank 7, 485
j vase a diatomees 300 - 3(38
I — ä globigerines 281 -■ »13
| — i pteropodes 313-318
— ä radiolaires 354 — 358
vases tourbeuses 133, IM
Vassel, Kapit&n 131
i, Vaterit 1_75, 188
( Vaughan, Th. W. 130—132, 187, 155,
18 t. 188—190, 193, 288, 592, 599
Vavau 513
( Vendee 58
Venedig 60. 99. 122. 564
Venezuela 5ü9
Venus gallina 521)
— -Gemeinschaft 520—522
, Tiefliegende 521
Veränderungen des Fahrwassers 2 — 5
Verben aoeen 129.
Verlegungen der Erdkruste 543
Verde, Kap 203, 248
Vereinigte Staaten, Ostküste 37, 241, 248,
4)37
— — , Westküste 248
Verfestigung der Riff kalke 164
Verhinderung der Sedimentation 7.
Verkittung von Strandsanden 57. 84. 98 bis
101, IM
| Verkrantung, Rezente 98
Sach-, Orts- and Autoren-Register
687
Verlandnng durch Mangrove 121
— int Jadebusen 103
Vennetus 179, 180
— -Kalk 179, 180
— nigricans Hfl
Verrill 215, 456, 614
Verschleppte Flußmündungen 116
„Versunkener Wald" von Cranz 61
Vertiefung von Meeresstraßen I
Vervey 103
Verwesungsfällungskalk 185.
Vesuv 214, 325, 589.
Via salaria 514
Vierthaler 514
Villanueva del Grao B5_
St. Vincent 328, 325, 55fl
Vineta-Sage all
Vioa 39, 46, 522
Virginien ftfti
Virgularia mirabilis 519
Vizcaino-Bucht 105
Vlissingen 563.
Voeltzkow, A. 160, 161, 164, 287, 571,
596, 591
Voluta 440
Vorderindien 37, 194, 316, 538, 561
Vordüne 92
Vorpommern 66, 12
Vorstrand 37, 48—53, 15
Volcano 55fl
Vulkanausbrüche, Submarine 21 1, 272, 275,
292, 318. 334. 545
Vulkane, Submarine 417, 423, 424
— , Tätige 140, 238
Vulkaninseln, Ozeanische 387, 420
Vulkanische Aschen 140, 204, 214, 230.
233, 258, 293. 338. 431
— Asrhenfälle 230, 431
— Ausbauchungen lfifl
— Auswürflinge 140, 204, 214, 230, 272,
358. 431
— Erscheinungen 5, 2
— Eruptionen 322—325, 615
Vulkanisches Glas 22L 233, 246, 298,
322. 325, 334. 341. 551
Vulkanische Inseln 151, 152, 204, 238, 244,
387, 420.
— Inselkrinze 204
— Komponenten 85, 204j 211, 226, 238,
274, 293, 334—838, 35A 387, 420, 450
— Piks 153, 151
I Vulkanische Saude 27, 238 —240, 450, Ü25
— Schlicke 26,27, 218, 228, 229, 288—240,
257, 450, 470. 544, 545, 625
1 Vulkanischer Staub 215
i - Tuff 340
Vulkanogene Triftkörper 382
W.
Wacbstumsgesobwindigkeit der Riff-
korallen 136—138
Wadi Deheese 599
Wähner, Fr. 465, 618
Wälder, Untermeerische 504, 511
Wahai 310
Wahnschaffe, Fei. 49, 505, 622
Waigatsch-Insel 58
Waigeu 545
Waldinseln, Schwimmende 204, 322
Wale 320, 342, 348-352, 362
Walfisch (Insel) 500
Walfischaas 314.
Walfischriicken 293, 297, 316, 421 -423,
426, 468
Wallriffe 148-155, 466, 542. 546, 542
Wallriff,Großes Australische« 136—140,317
Walroß 383, 393, 508
Walther, Joh. 21, 24, 29, 30, 44, 65,
82, 83,135, 137, 138, 145. 147, 150,
161^ 162, 164, 176, 180—183, 187, 194.
211 -215, 219. 261. 377, 392, 432, 558,
559, 581, 582, 584, 587. 592, 598, 603,
611, 616, 628
Wanderdünen 86, 94, 585
Wangeroog 19, 81, 504, 506
Wanner, Joh. 543, 024
Wnring, Gerald A. 580
Warnemünde, Hafen von 505
Wattenmeer 3, 18, 98, 103-107, 133, 506.
562, 522
Wattenschlicke 98, 103-107. 112. 119,219
Wealden 2
Weber, M. 200, 227, 602, 604, 024
Weber-van Bosse, Frau A. 140, 177,
508
Weddell-Meer 312, 365
Wedekind, R. 583
Wegener, Alfr. 370, 371, 610.
Weichselmündung 12
Weigelt, Joh. 584
Weihnachtainsel 160, 161, 169, 359, 5H8,
539, 543
688 Sach-, Orts- unc
♦
Weinberg, M. 162
Weinreich 621
Weiße Mergel 201
Weißes Meer 44^ 487
Weißwasser 207, 6Ü1
Wellen :tl-3rt
— dynamoineter 33
— fläche, Helmholtzsche 11
— furchen 13- 15, 34, 68, 93, 97, 1H1,
182
— — , Äolische 23
— — , Einseitige LI
— — , Symmetrische U
Wellenhöhen 15, 33
— periode 35, 36
— rhythmus 35, 36
— rinne 31
— Wirkungen 13—16
Wellhorn 565, 622
Wendekreis, Südlicher 282
Wendewasserfall äiLL
Wenduyne 61
Werigo lül
Werner 465
Werth, E. 40, 131, 165, 584, 528 .
Wesenberg-Lund, C. 104, 5M
Weser 19, LQ6
Weserdelta 521
Wesermarschen 165.
WesermUndung 105, 106, 480, 565
Westafrikanische Küste 222
— Mulde 468
— s Becken 221
Westantarktis 440
Westernheide 115
Westeuropa '215
Westfriesische Inseln 504
Weutgrönland 370, 372, 315.
— ström 375, 378
Westindien 148, 15», 176, 187, 207, 389,
303, 466, 467, 562
Westpreußen 511
Westwindtrift Lll
Westwinde, Brave 386
Wetter 516
Wenle, K. 102, 582
Wheeler, W. C. 167, 528
— , W. IL 74, 115
whelk 621
Whitehead, IL 506, 622
white marls 201
Autoren-Register
Whitbney 581
Whitstable 563 ■
Wichmann, A. 153, 595, 528
Widersee 32
Widhalm 267 .
Wietk 511
Wiek bei Arensburg 1 10, 111
— , Bottnische 421
I Wiesenkalk 426
I Wiesen, Submarine 511
Wiik am Zee 88
| Wikkens, O. 580
Wildpferd 568
„Willem Barents" Hl
Williamson, W. C. 262, 666
Wilson, C. Carus 586
Wiman, C. 509, 615.
Wind 23, 33, 37, 55, 70, 71. 83. 155, 180.
301. 392. 421
Winde als Transportmittel 23, 155, 391,
392, 424
— , Auflandige 31
! Windausblasung am Strande 55
Windwellen 33
Windt, Jan de 262, 263, (M
| Winge, 0. 391, 612
I Winogradsky 108, 312
Winter, IL 62, 585
Winterstrandwall 64, 65, 68
Wittekliff 485
Wittenberg 502
Wittich, E. 195, 196, 661
Wittow 428
Wladiwostok 81
Woeikow, A. 400, 613
Woliuröhren, Tierische 181, 587, 588
Wohnröhren von Einsiedlerkrebsen 181
— — Würmern 588
Wolf 568
' Wollenden, R. N. 2Q0
Wolff, W. 481, 506, 510. 512
! Wollin 426
Wood-Jones, V. 154, 155, 525
I worm-rock 11H
! Wright, Fred. E. 188, 189, 666
j Würmer 48, 87, 98, 100. 201, 207, 216.
264, 310, 336, 396, 410, 519, 530
Wurmröhren 100, 810
Wüstengürtel, Subtropische 322
Wüstenklima 182, 194, 125
I Wüstenstanb 261
•, Orts- und Autoren-Register — Berichtig
iingen
«89
Wüstenstiirme 183, 201
Wyville Thomson-Rücken 15, 18, 34, 246,
379, 384 , 467
X.
Xanthellen in Korallenpolypen 140
Xanthidien 269
Xenophya 235
Xenophyophoren 235 — 237
Xiphigorgia 593
Yangtse-kiang 116, 117, 240, 552
Yeddo 83
Yoldia arctica 452, 490
— Fauna 452
— -Meer 510
— -Zeit 490, 513
Yorkshire Kohlenbecken 503
Z.
Zahn, O. W. von 39, 41, 4h, 47, 583
Zahnwale 351
Zaule 574
Zederbauer, E. 584
I Zeitrechnung, Absolute 458, 465
Zelinsky 268
Zeolithe 332-338, 355, 359
Zersetzung am Meeresboden 275
Zerstörungen am Meeresboden 3, 4
Zielinsky 107
Zimokka-Schwamm 558
Zingst 66, 71, 77, 511
Zinnerzgruben von St. Just 7
Ziphius cavirostris 351
Zippora membranacea 509
Zirphaea crispata 441
Zoologische Station Neapel 211
— — Rovigno 214
Zoophosphorit 255
Zostera 59, 60, 133, 134, 514, 522, 530,
532, 656
— marina 60, 517, 656
Zuider-See 505
Zululand 37
Zungenbecken, Glaziales 498
Zuwachsriff 65
Zweck, Alb. 86, 587
Berichtigungen
S. 35. Der Sogstrom heißt in Ostpreußen wohl „die Sucht".
S. 139. Zeile 11/12 von oben sind folgende Worte zu streichen: „daneben aber die noch
näher ins Auge zu fassenden, Kalk-absondernden Nulliporen".
S. 363. Fig. 121, Unterschrift Zeile 4 lies Coscinodiscus anstatt Coscinodiscuo.
S. 436. Zeile 15 von oben lies hervorrufen anstatt hervorrufen.
S. 593. Zeile 23 von oben, Anm. 182, lies Description anstatt Desciption.
Andre«, Geologie de«
II
44
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Verlag von Gebrüder Borntraeger in Berlin W35
Geologische Charakterbilder.
Begründet von Dr. H. Stille, o. ö. Prof. an der Universität Göttingen.
Herausgegeben von Dr. K. Andree, a. ö. Prof. an der Universität
Königsberg i. Pr.
Bereits erschienen sind: . Vorzugspreise:
Heft i : Eisberge und Inlandeis in der Antarktis. K Philippi-Jeua. 5 M. 40 Pf.
Heft 2: Grofle erratische Blocke im norddeutschen Flachlande. F. Wahnschaffe-
Berlin. 5 M. 40 Pf.
Heft H: Das KarstphSnomen. A. Grund- Frag. 7 M. 20 Pf.
Heft 4: Morphologie des Alpes Francalses. V Fascicule: Chaines subalpines.
W. Kilian et P. Reboul-Grenoble. 7 M. 80 Pf.
Heft 5: Morphologische Bilder von der nördlichen Adria und von Istrien.
G. Gützinger- Wien. 5 M. 40 Pf.
Heft 6: Nordwest-Grönlands Gneisgebirge. Arn. Heim-Zürich. 5 M. 40 Pf.
Heft 7: West-Grönlands Basalt- und Sedimentgebirge. Arn. Heim Zürich.
7 M. 20 Pf.
Heft 8: Der Odenwald bei Heidelberg und sein Abbruch zur Rheinebene. W. Spitz
und VV. Salomon-Heidelberg. 5 M. 40 Pf.
Heft 0: Die karnisohe Hauptkette der Südalpen. G. Geyer- Wien. 5 M. 40 Pf.
Heft 10: Karrenbildung in den Schweizer Alpen. Arn. Heim und P. Arbenz-Zürich.
6 M. 50 Pf.
*Heft 11: Sandstone Pinnacles. N. H. Darton- Washington. 5 M. 40 Pf.
Heft 12: Silica and Urne Deposition. N. H. Darton-Washington. 5 M. 40 Pf.
Heft 13: Die kaledonlschen Deckengebiete Schwedisch-Lapplands. W. v. Seidlitz-
StraÖburg i. E. 0 II. 50 Pf.
Heft 14: Der Nordrand der Schwäbischen Alb. R. Lang-Tübingen. 6 M. 50 Pf.
Heft 15: Morphologie des Alpes francaises. Ilr Fascicule: Maasifs cristalli ns de
la zone delphino-savoisienne. W. Kilian et P. Keboul-G renoble.
9 M. 60 Pf.
Heft lß: Lavafelder des Kilauea, Hawaii. Arn. Heim-Zürich. 8 M. 40 Pf.
Heft 17: Die Trockengebiete Algeriens. 8. Passarge-Hnmburg. 7 M. 80 Pf.
Heft 18: Junge fluviatlle Aufschüttungen in den nördlichen argentinischen Anden.
H. Keidel-Buenos Aires. 5 M. 70 Pf.
Heft 19: Die Endmoränen im norddeutschen Flaohlande. F. Wahnachaffe Berlin.
8 M. 40 Pf.
Heft 20. Vulkanisch« Erscheinungen der nordwestafrikanischen Inseln. C. Gagel-
Berlin. 9 M. 50 Pf.
Heft 21: BUfiersohnee In den argentinischen Anden. H. Keidel-Buenos Aires.
ü M. 50 Pf.
Heft 22: Erdbebenwirkungen. C. Gagel- Berlin. 8 M.
Ausführliche Verlagsverzeichnisse kostenfrei
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Audree, Geologie des Meeresbodens. Bd. II
Taf. III
Eine große Seeschildkröte, Chelone viridis Schneid, (mydas Latr.\ durch die Dünen vom
Eierlegen zum Meere zurückkehrend und dabei eine breite, dem „Mittelgeleise einer
Zahnradbahn" vergleichbare Kriechfurche erzeugend.
Eine verendete Schildkröte der gleichen Art dient eim-r Schar von Einsiedlerkrebsen,
deren frische Kriechspuren zu erkennen sind, als Nahrung. Insel Europa. Kanal von
Mozambique.
ALFS. Voki.T7.kow phot. Nach zwei Lichtbildern des Berliner Museums für Meereskunde
Verlag von Gebrüder Borutraeger in Leipzig
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Verbreitung der Schwammfischereigründe, des
Vorkommens der Edelkorallen, Bankaustern,
Baumaustern und Meeresperlmuscheln, sowie
der Hauptgewinnungsstätten der Perlen.
(Das Kärtchen ist im Wesentlichen auf Grund folgender Quellen
entworfen :
1. W. Marshallt Atlas der Tierverbreitung (Berghaus' Physikalischer
Atlas, Abt. VI.) Nr. VIII (des ganzen Atlas Nr. 59), Kärtchen VI
und p. 9 des begleitenden Textes. Gotha, Justus Perthes, 1887.
2. Kärtchen: „Verbreitung wichtiger niederer Tiere" in „Brehms
Tierleben-, 4. Aufl., 1918.
3. Manuskriptkarte von E. Vanhöffen f» dem Verf. für Zwecke
dieses Buches im Februar 1917 zur Verfügung gestellt.
4. bezüglich der Verbreitung der Edelkorallen vor allem : Kiihinouye
in Journal of the Imperial Fisheries Bureau, vol. XIV, 1. Tokyo,
1904.)
Legende:
i ; ;; = Schwammfischereigründe (Spongia officinalis und
Hippospongia equina)
35SK = Edelkorallen (Corallium rubrum und secundum)
IUI = Bankaustern (Ostrea edulis und Verwandte)
V&M _ Baumaustern (Alectryonia crista galli)
=^ = Meeresperlmuscheln (Margaritifera margaritifera
und Verwandte)
h = Hauptgewinnungsstätten der Perlen
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Andrea, Geologie. d.Meeresdodpxs £dJf T<U\ tW
/flaue LvtA Inst Jkntm Vertag von. Geinidar ßomlraeger trz l*u>ri<t
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-
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