Meer [1]

Meer (Weltmeer, Ozean, hierzu die Karte »Meeresströmungen etc.«), die ganze zusammenhängende Wassermasse, die den größten Teil der Erdoberfläche bedeckt. Man teilt dasselbe ein in fünf Ozeane, nämlich: 1) das Südliche Eismeer südlich vom södlichen Polarkreis, 2) das Nördliche Eismeer nördlich vom nördlichen Polarkreis, 3) den Atlantischen Ozean zwischen dem Meridian des Kap der Guten Hoffnung und dem des Kap Horn, 4) den Stillen Ozean zwischen dem Meridian des Kap Horn und dem des Südkaps von Tasmania, 5) den Indischen Ozean zwischen den Meridianen von Tasmania und Kap der Guten Hoffnung. Nach den bisherigen Berechnungen kann das Areal der Meeresfläche zu rund 365,5 Mill. qkm angenommen werden. Da das Gesamtareal der Erdoberfläche nach Bessel etwa 510 Mill. qkm beträgt, so ist das Flächenverhältnis von M. zu Land etwa 2,541. Während die absolut größte Tiefe des Meeres, 9636 m, die absolut größte Höhe des Festlandes, 8840 m, nur um rund 800 m übertrifft, beträgt die mittlere Tiefe des Meeres rund 3500 m, die mittlere Höhe des Festlandes aber nur etwa 700 m. So ungenau die beiden letztern Zahlen auch noch sind, so geben sie doch ein anschauliches Bild für die Gegensätze in den räumlichen Verhältnissen des Meeres und der Kontinente. Dieselben Kräfte, die durch Abschwemmung die Umrisse der höchsten Erhebungen schärfer und rauher gestalten, ebnen die Meerestiefen immer mehr ein und gestalten die Becken des Weltmeeres zu Tiefebenen, aus denen die Kontinente als gewaltige Sockel emporsteigen. Das gesamte Volumen der Meere beträgt 1263 Mill. Kubikkilometer, das der Festländer über dem Meeresspiegel rund 100 Mill., so daß das Verhältnis beider 12: 1 ist. Bei Abtragung der Kontinente in die Meere würde die ganze Erdoberfläche von einem Ozean von etwa 2300 m Tiefe bedeckt werden.

[Die Meerestiefen] wurden erst zum Gegenstand ausgedehnter Forschungen gemacht, als das praktische Bedürfnis sich geltend machte und für Legung transozeanischer Telegraphenleitungen die Untersuchung des Meeresgrundes erforderlich wurde. Über die Tiefenverhältnisse findet man bei den einzelnen Ozeanen Spezielleres angeführt. Die größten Tiefen, die man bis 1903 zuverlässig festgestellt hat, enthält folgende Tabelle:

[Der Meeresboden.] Auf dem Grunde des Meeres bilden sich kontinentale (oder Küsten-) und pelagische (oder Tiefsee-) Ablagerungen. Die erstern bestehen aus den Detritusprodukten der Küsten und den von den Flüssen ins M. geführten Bestandteilen und dehnen sich manchmal bis zu 150 Seemeilen von der Küste aus. Die Tiefseeablagerungen setzen sich aus den Resten kleinster Organismen und aus vulkanischem Detritus zusammen. Sehr weit über alle Meere verbreitet und den Boden des größten Teils des Nordatlantischen Ozeans bedeckend ist der Globigerinenschlamm, der aus den Resten kalkschaliger Foraminiferen (Wurzel süßer) besteht, unter denen die Globigerinen die zahlreichsten sind. Die Foraminiferen leben in der Nähe der Meeresoberfläche in großer Menge, ihre zarten Reste sinken nach dem Absterben äußerst langsam in die Tiefe hinab. Auf dem Wege dahin wird der kohlensaure Kalk durch die Kohlensäure im M. mehr und mehr aufgelöst, so daß in größern Tiefen immer weniger Kalkschlamm zum Niederschlag gelangt und derselbe in Tiefen über 5000 m aufhört, einen wesentlichen Bestandteil des Tiefseeschlammes zu bilden. In größern Tiefen herrschen roter und grauer Ton und vulkanischer Detritus vor, ersterer vermutlich aus unlöslichem Rückstande der organischen Reste und feinstem unorganischen Staub herrührend, letzterer das Produkt von Eruptionen (in der Nähe der Küste oder unterseeisch). Außerdem findet sich auf beschränktern Gebieten des Meeresgrundes Diatomeen- oder Radiolarienschlamm, der aus den Kieselschalen genannter Organismen besteht.

[Das Meerwasser] ist eine Lösung sehr verschiedenartiger Salze in reinem Wasser, der salzig-bittere Geschmack und der eigentümliche Geruch desselben rührt von gelösten Salzen und in Verwesung begriffenen organischen Substanzen her. An chemischen Grundstoffen sind im Meerwasser 32 nachgewiesen worden; die übrigen Elemente sind wahrscheinlich auch darin enthalten, wenn schon in nicht meßbaren Mengen.

Die Hauptbestandteile des Seesalzes bilden Chlornatrium, Chlormagnesium, Bittersalz, Gips und Chlorkalium, die untereinander und zum Gesamtsalzgehalt überall im Weltmeer in merkwürdig gleichbleibendem Mischungsverhältnis angetroffen sind. Die nachfolgende Analyse gilt deshalb für Seewasser jeder Herkunft, einerlei, ob es sich um Ostseewasser oder Nordseewasser oder Ozeanwasser od. dgl. handelt. In je 100 Teilen des Rückstandes einer eingedampften Seewasserprobe sind nämlich enthalten:

Da, wie gesagt, dieser prozentische Anteil der einzelnen Salze an der Gesamtheit der festen Bestandteile oder, wie man sich kurz ausdrückt, an dem »Gesamtsalzgehalt« überall der gleiche ist, genügt diese eine Analyse zur analytischen Beurteilung aller Meerwasserarten. Enthält z. B. eine Meerwasserprobe von 1000 g im ganzen 37 g feste Bestandteile, so entfallen von diesen 37 g des Gesamtsalzgehaltes 37x78,32/100 g = 29 g auf das Kochsalz und in entsprechender Weise auf die übrigen Salze, und wir haben folgende Zusammensetzung der Wasserprobe:

Wechselnd ist natürlich der Betrag des Gesamtsalzgehaltes als solcher; die regionalen und zeitlichen Verschiedenheiten dieser Summe der festen Bestandteile zu ermitteln, ist darum eine der wichtigsten Aufgaben der Meeresforschung. Die Lösung der Aufgabe wird sehr erleichtert infolge des eben erwähnten, stets konstanten Mengverhältnisses der einzelnen Salze. es genügt, die Menge eines Salzes zu bestimmen, und man hat entsprechend obenstehender Analyse auch die Mengen der übrigen. Es ist üblich, den Chlorgehalt des Meerwassers maßanalytisch zu bestimmen, und man erhält mit Hilfe des sehr konstanten Koeffizienten Salzgehalt/Chlorgehalt (1,81) ohne weiteres den Gesamtsalzgehalt. Man kann aber auch das spezifische Gewicht des Seewassers mittels eines Aräometers (s. d.) bestimmen und dasselbe auf eine herkömmliche Temperatur (z. B. 17,5°) reduzieren. Nimmt man das Gewicht eines Liters Süßwasser (1000 g) von 17,5° Temperatur als Einheit, so hat 1 Lit. Seewasser von derselben Temperatur ein Gewicht von 1024–28 g, d. h. sein spezifisches Gewicht ist 1,024–1,028. Neuerdings reduziert man allgemein das spezifische Gewicht des Meerwassers auf 0° unter Vergleich mit dem spezifischen Gewicht des Süßwassers bei 4°.

Der Salzgehalt ist eine Ureigenschaft der Meere. Er wird vermehrt durch Verdunstung und Eisbildung, vermindert durch Niederschläge und Eisschmelze und lokal durch Süßwasserzuflüsse. Infolgedessen ist die horizontale Verteilung des Salzgehalts am Meeresboden sehr gleichmäßig, an der Oberfläche schwankend. Abgesehen von den abgeschlossenen Meeresteilen, findet sich das salzigste Oberflächenwasser in den Gebieten trockner Winde, den Passaten, im Gegensatz zu den Regionen der äquatorialen Regen und der feuchten Monsune; der Salzgehalt nimmt ferner im allgemeinen von den höhern Breiten bis in die Passatzonen und von den Küsten nach der offenen See hin zu. Die geographischen Unterschiede in dem Betrage des Salzgehalts schwanken dabei in den Hochseegebieten nur zwischen etwa 32 und 38 pro Mille; im Mittelmeer und Roten Meer werden stellenweise 40 pro Mille erreicht, während die Ostsee in ihren östlichen Teilen unter 10 pro Mille zeigt (Näheres hierüber s. die einzelnen Meere). Aus der nachstehenden Tabelle sind für einige Meeresgegenden, deren Wasser einen verschiedenen Gesamtsalzgehalt besitzt, die Beziehungen zwischen diesem, dem Chlorgehalt und dem spezifischen Gewicht zahlenmäßig zu ersehen:

An Gasen enthält das Meerwasser Sauerstoff, Stickstoff und Kohlensäure; während aber die atmosphärische Luft 21 Teile Sauerstoff und 79 Teile Stickstoff enthält, finden sich im Seewasser 30–35 Teile Sauerstoff und 70–65 Teile Stickstoff. Dies große Absorptionsvermögen des Meerwassers für Sauerstoff ist von Wichtigkeit für alle die Tiere, die ihren Luftbedarf durch Kiemenatmung decken müssen, wie z. B. die Fische. Normales Ozeanwasser von 35 pro Mille Salzgehalt enthält etwa folgende durchschnittliche Mengen an absorbiertem Sauerstoff und Stickstoff, berechnet auf das Liter, in Kubikzentimeter:

Die quantitativen Bestimmungen der Kohlensäure menge sind sehr schwierig; man kann etwa 40 ccm CO₂ in 1 Lit. Seewasser bei 0° Temperatur als Durchschnittswert annehmen; die Kohlensäure ist immer an die neutralen und sauren Salze des Meerwassers gebunden. Der Gehalt sowohl an Kohlensäure wie an Sauerstoff ist in hohem Grad abhängig von dem niedern Pflanzen- und Tierleben (Plankton) des Meeres.

Gefrierpunkt u. Dichtigkeitsmaximum des Meerwassers weichen von denen des reinen Wassers ab.

Die größte Dichtigkeit des Seewassers von mehr als 2 Proz. Salzgehalt liegt also unter dem Gefrierpunkt. Während daher ein Süßwassersee, sobald er bis zum Grund auf+4° abgekühlt ist, bei einer Lufttemperatur unter Null sehr bald an der Oberfläche gefrieren kann, dauert der vertikale Wasseraustausch des sich abkühlenden Seewassers unter dem Einfluß der Winterkälte so lange fort, bis die ganze Wassermasse auf den tief herabgedrückten Gefrierpunkt abgekühlt ist. Erst dann bildet sich unter Abscheidung des Salzes eine Eisdecke (s. Polareis).

[Meerestemperatur.] Die Meerestemperatur an der Oberfläche folgt der Temperatur der Luft unter beträchtlicher Abstumpfung der Extreme. In den mittlern Breiten beträgt die jährliche Schwankung im Atlantischen Ozean durchschnittlich 5°, in abgeschlossenen Meeresteilen meist viel mehr, z. B. im Skagerrak 17°. Die höchste Meerestemperatur wurde im südlichen Teil des Roten Meeres zu etwa 34,5° beobachtet. Mehr als die Hälfte der gesamten Meeresoberfläche ist im Jahresdurchschnitt über 20° erwärmt. Dabei ist die nördliche Halbkugel in bezug auf die ozeanische Wärmeverteilung in hohem Maße begünstigt; man vgl. die zwei Textkärtchen im Artikel »Atlantischer Ozean« (S. 45).

Fig. 1.

Durch die horizontale Wasserbewegung wird gleichzeitig auch eine vertikale Zirkulation erzeugt. Ein anhaltend gegen das Ufer wehender Wind bewirkt hier eine Aufstauung des (warmen) Wassers, ein anhaltend vom Ufer wegwehender Wind bewirkt ein Wegfließen des Oberflächenwassers und damit ein Nachdrängen von Tiefenwasser, einen sogen. Auftrieb des (kalten) Wassers. So wird eine vertikale Zirkulation eingeleitet mit einer absteigenden Bewegung des Wassers an den Luvküsten und einer aufsteigenden an den Leeküsten. Entschiedene Leeküsten sind in der Passatzone die Westküsten der Kontinente, die Ostküsten dagegen Luvküsten (Fig. 1). Die »kalie Mauer«, jenes Kaltwassergebiet, das die amerikanische Küste von dem warmen Wasser des Golfstroms trennt, rührt nur zum Teil von dem Labradorstrom her, zum Teil ist der Auftrieb an der Leeküste die Ursache.

Im allgemeinen ist die Temperaturabnahme mit der Tiefe in den obern Schichten vergleichsweise sehr bedeutend, dann aber (von rund 800 oder 1000 m ab) äußerst gering, so daß im Durchschnitt für tropische Gewässer die Wärmeverminderung zwischen 0 und 1000 m Tiefe 15–20° beträgt, zwischen 1000 u. 2000 m aber nur 2–4°, und in noch größern Tiefen gar nur 0,5–1° auf je 1000 m. Das nebenstehende Diagramm (Fig. 2) gibt hiervon eine bildliche Anschauung.

Fig. 2.

Die gewaltigen Wassermengen der großen Tiefen sind sehr kalt und auch gleichmäßig temperiert, indem meist nur geringe Unterschiede unter den verschiedenen geographischen Breiten bestehen. Man kann in 1000 m Tiefe auf etwa 3 bis 8° rechnen, am Meeresboden in Tiefen von über 4000 m auf nur 1–2°, in den Polarmeeren stellenweise auch unter 0°. Sehr eigenartig und durch die neuere Tiefseeforschung ganz sicher festgestellt ist aber die Tatsache, daß in den mittlern, der Oberfläche ziemlich nahen Schichten von rund 150–800 m Tiefe fast überall das Wasser der höhern Breiten erheblich wärmer ist als das Wasser der äquatorialen Zonen, wie die nachstehende Tabelle z. B. für den Atlantischen Ozean erkennen läßt:

Die Ursache für diese höchst auffällige Wärmeverteilung ist nicht leicht zu erkennen; wahrscheinlich liegt eine Verbindung von horizontalen und vertikalen Wasserbewegungen großartigen Maßstabes, aber ganz in dem Sinne der oben durch die Fig. 1 gekennzeichneten Anstau- und Auftriebversetzungen vor: unter dem Äquator verursacht ein Aufsteigen, ein Herausquellen kalten Tiefenwassers bis fast an die Oberfläche die abnorm niedrigen Wärmegrade, während in den geographischen Breiten von 30–40° das relativ warme Oberflächenwasser abwärts sinkt. Jedenfalls können die eiskalten Wassermassen der tropischen Tiefsee nicht von Ort und Stelle stammen, und wenn man auch von der Annahme kalter Strömungen mit meßbarer Geschwindigkeit in der Tiefe abzusehen hat, so findet doch ein äußerst langsames Zudrängen polaren Wassers nach dem Äquator hin statt, und überall werden die kältesten Bodentemperaturen da an getroffen, wo in der Tiefe freie Kommunikation mit den Eismeeren vorhanden ist.

Den polaren Ursprung der niedrigen Bodentemperatur beweist auch die Temperaturverteilung in Binnenmeeren, die bis zu einer gewissen Tiefe gegen den offenen Ozean abgesperrt sind. Hier übersteigt die Temperaturerniedrigung in keinem Fall diejenige, die der Tiefenschicht auf der absperrenden Bodenerhebung zukommt. Nur wenn die Winterkälte des Ortes niedriger ist als die Temperatur dieser Schicht, kann die Temperatur noch um diese Differenz erniedrigt werden. Im Mittelmeer, das nur bis etwa 350 m Tiefe mit dem Atlantischen Ozean in Verbindung steht, welcher Tiefe eine Temperatur von 14° zukommt, entspricht die Temperatur in den größten Tiefen 'der Wintertemperatur der Luft (12,8 bis 13,6°). Im Karibischen M. und im Mexikanischen Meerbusen sinkt ebenso die Bodentemperatur nirgends unter 4,4°, entsprechend der Tiefe auf dem absperrenden submarinen Rücken von 1500 m etc.

[Meeresströmungen.] Vgl. beifolgende Karte. Die Strömungen der einzelnen Ozeane sind bei diesen beschrieben. – Man beachte, daß allgemein die Strömungen nach der Richtung, nach der sie hinströmen, bezeichnet werden. Verursacht sind die Strömungen in erster Linie durch die an der Meeresoberfläche vorherrschenden Winde, unter denen die Passate besonders wichtig sind; Temperaturschwankungen, Dichteunterschiede, Verdunstung, Rotation der Erde etc. kommen nur als sekundäre Faktoren in Betracht. In allen Ozeanen beobachtet man eine äquatoriale Strömung in der Richtung von O. nach W., die sich im W., der Konfiguration der Küsten entsprechend, nach N. oder S. weiter verfolgen läßt (Nordatlantischer Ozean: Golfstrom, Südatlantischer Ozean: Brasilischer Strom, Stiller Ozean: Kurosiwo, Indischer Ozean: Agulhasstrom). Die beständig nach dem Äquator zu gerichteten und nach W. abgelenkten Passatwinde treiben die zu Wellen aufgeregte Oberflächenschicht in westlicher Richtung fort, und vermöge der innern Reibung der Flüssigkeit teilt sich dieser Bewegungsimpuls der Tiefe mit. Dies geschieht zwar sehr langsam, allein die einmal erzeugte Bewegung hört auch ebenso langsam wieder auf. Zeitweilige Windänderung beeinflußt nur die oberste Schicht, und die mittlere Windrichtung bestimmt die allgemeine Wasserbewegung in dem betreffenden Meeresgebiet. (Windtheorie von Zöppritz, heute allgemein als richtig anerkannt, zumal sie mit den Erfahrungen der praktischen Seeleute sich vollkommen deckt.) So finden wir im Bereich der Passatwinde die regelmäßigsten Strömungen nach W. gerichtet, im Bereich der vorherrschenden Westwinde schwächere Ostströmungen. Im Bereich der Monsune, also der halbjährlich ihre Richtung wechselnden Winde, beobachtet man alternierende Strömungen. Wo die Strömungen die Küste treffen, verzweigen sie sich, dem Lauf der Küste folgend, und wo zwei einander entgegengerichtete Küstenströme sich treffen, vereinigen sie sich zu einem von der Küste fortfließenden Strom. Der Einfluß der Erdrotation auf die Strömungen äußert sich dabei in einer Ablenkung derselben nach rechts auf der nördlichen, nach links auf der südlichen Halbkugel, sobald die direkte Erregungsursache zurücktritt. In hohen Breiten nimmt der Einfluß der Erdrotation zu, und Strömungen, die das Land zur Rechten (auf der nördlichen Halbkugel) haben, lehnen sich hier an die Küste dicht an, während umgekehrt diejenigen, die das Land zur Linken haben, von demselben abschwenken. – Für das Verständnis mancher Strömungen ist das Prinzip der Kompensation oder Ausgleichung wichtig. Da, wo Wasser weggeführt wird, muß Wasser auch wieder hinzuströmen, um das Niveau zu erhalten, gemäß der Kontinuitätsbedingung, die für eine unelastische und zusammenhängende Masse wie das Wasser gilt. Im Rücken mancher kräftigen, durch Winde bedingten Strömungen beobachtet man Kompensationsströme, die, nicht oder fast nicht durch Winde erklärbar, lediglich »aspiriert« oder angesaugt werden zum Ersatz für das vom Hauptstrom fortgeführte Wasser. Auch die rückläufigen Gegenströmungen in Buchten (sogen. Neerströme) erklären sich hieraus.

In begrenzten Meeresbecken spielen die oben als sekundäre Faktoren bezeichneten Einflüsse eine größere Rolle. Der Unterschied im spezifischen Gewicht erzeugt einen lebhaften Wasseraustausch zwischen dem Ozean und den Binnenmeeren. Über einem Unterstrom dichtern Wassers findet sich dann vielleicht ein entgegengerichteter Oberstrom leichtern Wassers von geringerm Salzgehalt. So fließt das stark verdünnte Ostseewasser an der Oberfläche aus über einem eingehenden salzhaltigern Unterstrom. Beim Mittelmeer dagegen wird ein starker eingehender Oberflächenstrom in der Straße von Gibraltar und ein salzhaltigerer Unterstrom von entgegengesetzter Richtung beobachtet.

Die Geschwindigkeit der Meeresströmungen im offenen Ozean übersteigt nur selten und nur in einigen, eng begrenzten Gebieten 80 Seemeilen in 24 Stunden (1,7 m in der Sekunde), erreicht also nicht die mittlere Geschwindigkeit des Rheins bei Koblenz (1,9 m in der Sekunde). In Meerengen und namentlich da, wo Ebbe und Flut oder große Flüsse mitwirken, sind allerdings vereinzelt Stromgeschwindigkeiten von 145–190 Seemeilen in 24 Stunden (3–4 m in der Sekunde) beobachtet. Die großen äquatorialen Meeresströmungen weisen eine mittlere Geschwindigkeit von 12–24 Seemeilen in 24 Stunden auf.

[Meereswellen.] Die Meereswellen, die vom Wind erregt werden, erlangen im offenen Ozean, wo die Wassertiefe ihre freie Entwickelung nicht hemmt, sehr bedeutende Dimensionen. Die Wellenbewegung teilt sich nach der Theorie und den Experimenten der Gebrüder Weber mit bis in Tiefen vom 350fachen der Wellenhöhe. Eine 10 m hohe Welle (vom höchsten Punkte des Wellenbergs zum niedrigsten Punkte des Wellentals gemessen) würde also in flacherm als 3500 m tiefem Wasser schon durch Reibung am Grund beeinträchtigt werden. Die gewöhnlichen Sturmwellen im offenen Ozean haben eine Höhe von 5–7 m und eine Länge von 70–140 m. Die höchsten Wellen (bis etwa 12 m) sind auf hohen südlichen Breiten im Gebiete der stetigen Westwinde gemessen worden. Die ältern Angaben von Wellenhöhen von 15 m. 20 m und noch mehr sind unrichtig. In der Nordsee sind Höhen von über 4 m nicht gemessen worden. Über die Länge (von Kamm zu Kamm gemessen) gehen die Angaben stark auseinander; unter dem direkten Einfluß eines Orkans erreichen die Wellen eine beträchtliche Steilheit; der Böschungswinkel beträgt 10 bis 15°. Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Wellen ist unabhängig von der Höhe, nimmt aber mit der Wellenlänge zu. Im Passat beläuft sich die Fortpflanzungsgeschwindigkeit auf etwa 7–8 m in der Sekunde; den größten Sturmwellen kommt eine solche von etwa 24 m in der Sekunde zu und ist somit gleich der der schnellsten Eisenbahnzüge.

Am regelmäßigsten bilden sich die Wellen aus, wenn der Wind nicht mehr direkt einwirkt, also in der sich weit fortpflanzenden und lange anhaltenden Wellenbewegung, die man als Dünung bezeichnet. Eine solche Dünung ist im offenen Ozean bei Windstille fast die Regel und macht sich auf außerordentlich weite Entfernungen bemerklich. Im Atlantischen Ozean findet man nicht selten im ganzen Gebiet des Nordostpassats und noch südlich vom Äquator hohe Nordwestdünung, die aus den nördlichen Breiten stammt. Die merkwürdige Erscheinung der Roller an den Inseln des Südatlantischen Ozeans und den Antillen, die auch an der Westküste Afrikas unter der Bezeichnung Kaléma bekannt ist, muß als von den Stürmen in höhern Breiten herrührend erklärt werden. Diese Roller sind hohe Wellenzüge, die, zeitweise auf die Küste zulaufend, eine hohe Brandung erregen, jeden Verkehr der Schiffe mit dem Lande unterbrechen und auf flachem Wasser ankernden Schiffen gefährlich werden.

[Farbe des Meerwassers.] Während das Seewasser, in kleinen Mengen geschöpft, vollkommen klar und farblos erscheint, zeigt es im offenen Ozean eine blaue Farbe. In einzelnen Meeresteilen, besonders solchen von geringer Tiefe und in der Nähe der Küste und Flußmündungen, zeigt sich eine grüne Färbung, wie z. B. in der Ostsee. Hauptursache für die verschiedenen Färbungen ist die verschiedene Menge der im Meerwasser suspendierten kleinen und kleinsten, teils anorganischen, teils organischen Bestandteile, und zwar in folgender Weise. Das Meerwasser reflektiert von den in dasselbe gelangenden Lichtstrahlen vorzugsweise die blauen, während die roten und gelben absorbiert werden. Je ärmer nun an trüben Bestandteilen oder je reiner das Meerwasser ist, desto vollkommener werden die roten und gelben Teile des Lichtstrahls absorbiert und nur die blauen zurückgeworfen: das Wasser erscheint tiefblau. Je reicher an trübenden Bestandteilen aber das Wasser ist, desto eher und desto stärker wird der Lichtstrahl auch in seinen roten und gelben Teilen reflektiert; die reflektierte Farbe setzt sich dann aus Gelb und Blau zusammen, und das Wasser erscheint grün. Man kann daher auch sagen: je durchsichtiger das Wasser, desto blauer ist es. Als trübende Bestandteile kommen in der Hochsee besonders die Mikroorganismen des Plankton (s. d.) in Betracht: wo viel Plankton, da neigt die Farbe zum Grün. Die schmutziggelbe oder braune Farbe an Küsten und vor Flußmündungen rührt her von mechanischen Verunreinigungen und Beimengungen zum Teil der auf flachem Wasser aufgewühlten Meeresbodenbestandteile, zum Teil der durch die Flüsse dem M. zugeführten Massen. Salzgehalt und Temperatur sind nicht ausschlaggebend für die Farbe; auch ist die Meeresfarbe selbstverständlich keine Reflexionserscheinung der blauen Himmelsfarbe.

Zur Messung der Durchsichtigkeit des Meerwassers werden Teller oder Scheiben von weißer Farbe versenkt und dabei beobachtet, bis zu welcher Tiefe dieselben dem Auge sichtbar bleiben. Man fand in dieser Weise in der Ostsee 15 m, in der Nordsee 22 bis 25 m als Grenze der Sichtbarkeit, im Mittelmeer 40–45 m, im Atlantischen Ozean bis zu 60 m. Die Durchsichtigkeit nimmt also wie die Intensität der blauen Farbe zu (vgl. oben). Photographisch präparierte und versenkte Platten ergaben bei Nizza eine Lichtwirkung bis zu 400 m Tiefe, in größerer Entfernung von der Küste, bei der Insel Capri, bis 550 m.

[Das Meerleuchten] ist eine in dunkeln Nächten auf allen Meeren, am schönsten und großartigsten im Tropengebiet auftretende Erscheinung, die in einem phosphoreszierenden Aufleuchten und Glitzern weiter Flächen oder in einem funkenartigen Aufblitzen der Wellen besteht. Dies Leuchten wird durch Seetiere, zum Teil von mikroskopischer Kleinheit (beispielsweise Noctiluca, s. Meerleuchten), hervorgebracht. Die meisten dieser Tiere leben während des Tages in größern Tiefen und kommen erst nach Sonnenuntergang an die Oberfläche, wo ein äußerer Reiz die Leuchterscheinungen hervorruft oder sie doch erhöht, daher die schönsten und großartigsten Erscheinungen bei bewegtem Wasser. In den meisten Fällen leuchten nur einzelne Lichtpunkte auf, besonders im Kielwasser des fahrenden Schiffes. Es kommt aber auch vor, daß die gesamte Meeresoberfläche wie in ein einziges fahles Licht getaucht erscheint, in dem die besonders gereizten Organismen als besonders helle Punkte oder Flächen sich herausheben, so meistens auf den Wellenkämmen. Die Lichtentwickelung ist bei solchen immerhin seltenen Graden des Meerleuchtens so intensiv, daß man ein Buch dabei lesen kann und die Signallaternen der Schiffe in ihrer Sichtbarkeit beeinträchtigt erscheinen. Auch außerhalb der Tropen, soz. B. von der Gegend des Kaps der Guten Hoffnung, sind solche glanzvolle Erscheinungen mehrfach gemeldet. In der Nord- und der Ostsee kommen aber nur mäßige Grade des Meerleuchtens vor, und auch diese vergleichsweise selten.

Über die Eisverhältnisse der Meere s. Eis, S. 474, und Polareis.

[Der mittlere Wasserstand] des Meeres bildet die Grundlage für alle Höhenmessungen auf dem festen Lande. Hierzu gehören jahrelang an Pegeln angestellte Messungen. Es bestehen kleine Unterschiede zwischen dem Mittelwasser der Nordsee, der Ostsee, des Mittelmeeres etc., doch dürften sie nach neuesten Untersuchungen höchstens 10–20 cm ausmachen; sie sind durch Winde, Strömungen, spezifisches Gewicht des Wassers bedingt. Früher nahm man fälschlicherweise für benachbarte Meeresteile viel größere Wasserstandsunterschiede an. In Deutschland gilt das Normal-Null (N. N.), nur 3 mm über dem Nullpunkte des Amsterdamer Pegels gelegen.

[Das Meeresniveau] ist die sehr komplexe Form der Meeresoberfläche, bezogen auf den Erdmittelpunkt. Die einzelnen Teilchen der Meeresoberfläche sind nicht alle gleichweit vom Erdmittelpunkt entfernt. Die Meeresfläche entspricht auch nicht einem abgeplatteten Ellipsoid, was nur bei gleichmäßiger Bedeckung der ganzen Erdkugel durch eine gleichtiefe Wasserschicht der Fall sein könnte. Die Meeresfläche ist vielmehr eine Fläche gleicher Intensität der Schwerkraft, indem sie in jedem Punkte zu der durch ein Lot angezeigten Richtung der Schwere senkrecht stehen muß. Durch die ungleichmäßige Verteilung der Land- und Wassermassen und die verschiedene Dichte von Festland und Ozean erleidet nun das Lot eine Ablenkung von der Vertikalen, wodurch die Senkrechte zur Lotlinie ebenfalls in ihrer Lage gestört wird. Da die Dichte der kontinentalen Gesteinsmassen etwa 2,7 gegenüber der Dichte des Meerwassers von 1,02 beträgt, so muß das Festland eine Anziehung auf das M. ausüben, das M. muß an den Küsten etwas höher stehen als in den landfernen Ozeanteilen. Die hierdurch bedingten Unterschiede in der Schwerkraft deckt man durch Pendelmessungen auf. Die größten Niveauunterschiede dürften nur etwa 150 m betragen; von Depressionen des Meeresniveaus bis zu 1300 oder gar 2000 m, die man früher berechnete, kann keine Rede sein. Der so von der regelmäßigen Gestalt des Ellipsoids nicht unbeträchtlich abweichende Erdkörper ist Geoïd (s. d.) genannt worden.

Über das Pflanzen- und Tierleben des Meeres s. Meeresfauna und Meeresflora.

Das M. liefert zahlreiche Produkte und nährt und beschäftigt ganze Völker. In seiner teils als Wellenschlag, teils als Ebbe und Flut auftretenden Bewegung repräsentiert das M. einen ungeheuern Vorrat an lebendiger Kraft, den man von mehreren Seiten nutzbar zu machen gesucht hat. Vielfach wird an den Küsten durch Verdampfen des Meerwassers Kochsalz und aus der Mutterlauge andre Salze und zuletzt Brom gewonnen. Aus der Asche von Tangen (Kelp, Varech) werden Jod und Kalisalze gewonnen. Andre Tangarten dienen der Küstenbevölkerung als Nahrungsmittel, als Viehfutter und Dünger, und manche sind geschätzte Heilmittel und für die Technik wichtig. Auch der Bernstein und das als Polstermaterial benutzte Seegras verdienen Erwähnung. Die Jagd auf die Waltiere beschäftigt viele Flotten und liefert Fischbein und Tran als hauptsächlichste Produkte. Die Großfischerei versorgt selbst noch das Binnenland mit beliebten Nahrungsmitteln und wird besonders durch den Schellfisch- und Heringsfang nationalökonomisch wichtig. Schildkröten, Krustentiere (Hummern, Langusten, Garneelen), die Mollusken (Austern, Miesmuschel, Kammuschel etc.), die Kopffüßer, Seeigel und Holothurien spielen eine untergeordnetere Rolle. Seehunde liefern Leder, mehrere Seesäugetiere geben eine Art Elfenbein, der Pottwal das Walrat und die Ambra; wichtiger sind die Perlen, die Edelkorallen, Perlmutter und Badeschwämme. Massenhaft am Strand auszulesende Muscheln und hier und da Korallen werden wie Kalkstein gebrannt.

[Literatur.] Maury, Physische Geographie des Meers (deutsch von Böttger, 2. Aufl., Leipz. 1859); Schleiden, Das M. (3. Aufl. von Voges, Braunschw 1886); v. Boguslawski und Krümmel, Handbuch der Ozeanographie (2 Bde., Stuttg. 1884 u. 1887); »Handbuch der Ozeanographie und maritimen Meteorologie«, verfaßt von den Professoren der k. k. Marineakademie (Wien 1883, 2 Bde.); P. Hoffmann Zur Mechanik der Meeresströmungen (Berl. 1884); Thoulet, Océanographie (Par. 1890); Süß, Das Antlitz der Erde, Bd. 2: Das M. (Prag 1888); Natterer, Zur Chemie des Meeres (Wien 1892); Walther, Bionomie des Meeres (Jena 1893) und Allgemeine Meereskunde (Leipz. 1893); Karstens, Eine neue Berechnung der mittlern Tiefe der Ozeane (Kiel 1894); Schott, Weltkarte zur Übersicht der Meeresströmungen (2. Aufl., Berl. 1905) und Ozeanographie der Tiefsee-Expedition (Jena 1902); Supan, Die Bodenformen des Meeres (in »Petermanns Mitteilungen«, Gotha 1899); Ratzel, Das M. als Quelle der Völkergröße (Münch. 1900); Krümmel, Der Ozean (2. Aufl., Leipz. 1902); Schott, Physische Meereskunde (das. 1903); Thoulet, L'océan, ses lois et ses problèmes (Par. 1904); Simmonds, The commercial products of the sea (2. Aufl., Lond. 1883); Viktorin, Die Meeresprodukte (Wien 1906); die fortlaufenden Berichte im »Geographischen Jahrbuch«; »Justus Perthes' See-Atlas« von H. Habenicht (5. Aufl., Gotha 1901); weitere Literatur bei den Artikeln »Meeresfauna« und »Meeresflora«. Über Meeresforschung s. Ozeanographie.

Offenes oder freies M. (mare liberum) heißen im Rechtssinne die Teile des Weltmeeres, die nicht unter der Gebietshoheit eines Staates stehen, wie dies beim Küstengewässer und bis zu einem gewissen Grade bei Baien und Buchten (s. Küstengewässer) der Fall ist, bei Binnenmeeren (s. d.) und Meerengen (s. d.) der Fall sein kann. Das offene M. ist also der Gegensatz zum Eigen- oder Territorialgewässer. Jeder Staat hat das Recht, das ganze offene M. zu Friedens- und Kriegszwecken (also auch als Kriegstheater) unter seiner Flagge zu verwenden und durch Schiffe seiner Flagge verwenden zu lassen. Insbesondere kann er ferner auch Seefischerei ausüben.