Expedition MARION
Wissenschaft

Wissenschaft: Hintergrund und Methoden

Forschungsziel

Über Probennahme und hochaufgelöste Kartierung soll eine Lücke der Grundlagenforschung geschlossen werden, da ultralangsam spreizende Rückensysteme bisher kaum verstanden und wenig untersucht sind. Weiterhin möchte man durch die Untersuchungen herausfinden, was die Hebung dieses Gebiets  – der Insel Marion – verursacht. Vulkanismus oder Aufstieg des Mantels?

LEBEN UND FORSCHEN AN BORD

Im Interview mit Prof. Dr. Jürgen Koepke und Artur Engelhardt: Der wissenschaftliche Leiter und sein Doktorand beantworten Fragen zur Forschungsarbeit auf einem Schiff.
Weiterhin ist ein Wissenschaftler von der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) zu sehen, der die Messmethoden Gravimeter und Magnetometer erklärt.

BASISWISSEN ZU UNSERER ERDE

  • Aufbau der Erde

    Unsere Erde hat einen Durchmesser von 12742 km. Würde man ein "Kuchenstück" aus der Erde herausschneiden, könnte man die unterschiedlichen Schichten erkennen, die unsere Erde aufbauen.

    Die oberste Schicht ist die Lithosphäre. Diese setzt sich aus der Kruste, also das Festgestein auf Kontinenten und am Ozeanboden, und dem oberen Mantel (lithosphärischer Mantel) zusammen. Die Dicke der Erdkruste schwankt örtlich, ist aber in der Regel zwischen 6 und 40 km dick. Unter der Kruste liegt der obere Erdmantel, der sich bis zu 400 km in die Tiefe erstreckt.

    Unter dem oberen Mantel beginnt die Asthenosphäre, die aus dem unteren Mantel gebildet wird. In diesem Bereich ist das Material duktil. Das heißt es ist nicht spröde und fest, sondern plastisch verformbar. Der untere Mantel erstreckt sich bis in 2900 km Tiefe. Danach folgt, bis zum Mittelpunkt der Erde in 6371 km Tiefe, der Erdkern.

    Lithosphäre und Asthenosphäre bestehen hauptsächlich aus silikatischen Gesteinen und winzigen Mengen an Gesteinsschmelze. Die meisten Schmelzen bilden sich in der Asthenosphäre.

    Schalenbau der Erde mit Diagramm seismischer Wellen Schalenbau der Erde mit Diagramm seismischer Wellen Schalenbau der Erde mit Diagramm seismischer Wellen
    Hier wird gezeigt, wie über seismische Wellen (unteres Diagramm) die unterschiedlichen Schichten unserer Erde identifiziert werden können. Man kann erkennen, dass sich die Geschwindikeiten, mit denen die Wellen sich fortbewegen, von einer Schicht zur nächsten verändern und dass S-Wellen sich nicht durch den Kern weiterbewegen können, was dem flüssigen Zustand des äußeren Kerns geschuldet ist.

     

     

    Schalenbau der Erde Schalenbau der Erde Schalenbau der Erde
    Schematische Zeichnung des Schalenbaus der Erde von Prof. Dr. Wilhelm Johannes (ehemals Uni Hannover). Im linken Teil sind die Bezeichnungen der Erdschichten und ihre Dicke eingezeichnet. Der rechte Teil listet die häufigsten Minerale oder Elemente der entsprechenden Erdschichten, sowie Anngaben über Temperatur und Druck.

    Die unterschiedlichen Schichten der Erde lassen sich über seismische Wellen erkennen. Diese Wellen bewegen sich in den verschiedenen Erdabschnitten unterschiedlich schnell fort. So erkennt man eine Änderung der Geschwindigkeit zwischen Kruste und Mantel, da das Mantelgestein eine höhere Dichte als krustale Gesteine aufweist. Die seismischen Wellen können sich wegen der plastischen Eigenschaften im unteren Mantel, bedingt durch kleine Anteile an Silikatschmelzen, nur langsamer fortbewegen, als im oberen.

    Diese seismischen Wellen haben uns auch gezeigt, dass der Kern der Erde zweigeteilt ist. Der äußere Teil des Kerns ist flüssig, der innere fest.
    Wir wissen, dass der äußere Kern flüssig ist, da sich eine Art der seismischen Wellen (Scherwellen/ S-Wellen) nicht in Flüssigkeit fortbewegt und man das Fehlen dieser S-Wellen im Bereich zwischen 2900 und 5080 km Tiefe beobachten kann, während sie darunter wieder auftauchen. Der innere Kern ist also wieder fest.

    Der Erdkern besteht, anders als Kruste und Mantel, aus Metall. Eisen ist das häufigste Element auf unserer Erde und es ist anzunehmen, dass unser Erdkern aus einem Gemisch von Eisen und Nickel, sowie in geringeren Mengen auch aus anderen Elementen, die gerne Verbindungen mit Eisen eingehen (z.B. Platingruppenelemente), besteht.

  • Plattentektonik

    Die oberste Schicht unserer Erde besteht aus beweglichen Platten. Diese nennt man Kontinentalplatten oder lithosphärische Platten. Sie bewegen sich in unterschiedlicher Richtung und Geschwindigkeit, so gibt es verschiedene Formen der Plattengrenzen:

    • konvergent = hier bewegen sich Platten aufeinander zu.
      Hierbei ist relevant, welches Material sich aufeinander zubewegt:
      • 2 Kontinentale Platten: Man spricht auch von Kontinent-Kontinent-Kollision.
        Im Kollisionsbereich der Platten kommt es zum Auftürmen von Gesteinsmaterial. So bilden sich an diesen konvergenten Plattengrenzen Gebirge (Orogenese), wie z.B. der Himalaya
      • Ozeanische und kontinentale Platte: Man spricht von einer Subduktionszone
        Durch die höhere Dichte der ozeanischen Kruste gegenüber der kontinentalen Kruste, taucht die ozeanische Platte unter die kontinentale ab. Das Gesteinsmaterial der ozeanischen Kruste wird durch Erhöhung von Druck und Temperatur verändert (Metamorphose) und in höheren Tiefen sogar aufgeschmolzen. Auch der Prozess der Veränderung subduzierten Gesteins, kann zur Schmelzbildung führen. Hierdurch bilden sich häufig Vulkane an Subduktionszonen. So hat sich auch der zirkumpazifische Feuerring gebildet.
        In seltenen Fällen wird ozeanische Kruste aber auch auf kontinentale Kruste gehoben (obduziert), in solchen Gebieten findet man Ophiolithe aufgeschlossen: Das sind Fragmente ehemaliger ozeanischer Lithosphäre in kontinentaler Umgebung
    • transforme Plattengrenzen = hier bewegen sich Platten parallel zueinander, in entgegengesetzte Richtungen.
      Das heißt, sie reiben aneinander. Dadurch baut sich Spannung (Scherspannung) auf, die sich ruckartig lösen kann. Durch solche Prozesse werden Erdbeben hervorgerufen.
      Ein Beispiel für eine solche Plattengrenze ist die San-Andreas-Störung in Kalifornien.
    • divergente Plattengrenzen = Platten bewegen sich voneinander weg.
      Bricht Kruste auseinander, spricht man von einem Grabenbruch, der sich bei weiterem Fortschritt zu einem Mittelozeanischen Rücken (MOR) entwickeln kann, an dem die Erdplatten auseinanderdriften. Bsp.: Südwestindischer Rücken

    Ohne die Plattentektonik, wäre unsere Erde also nicht so, wie wir sie kennen.
    Der Grund für die Bewegung der Erdplatten liegt tief im Erdmantel verborgen. Hier herrschen örtliche Unterschiede in der Temperatur vor, die zur Bildung von Konvektionszellen führen können, auch Mantelkonvektion genannt.
    Durch diese Turbulenzen, werden die über dem Mantel liegenden lithosphärischen Platten in Bewegung versetzt. Unter Mittelozeanischen Rücken steigt heißer Erdmantel gegenüber seiner kühleren Umgebung auf (wie in einer Lava-Lampe), was schließlich zur lateralen Bewegung der darüberliegenden Lithosphärenplatten führt (seafloor spreading).

  • Mittelozeanische Rücken
    Schichten der ozeanischen Kruste Schichten der ozeanischen Kruste Schichten der ozeanischen Kruste © J. Koepke
    Schematischer Querschnitt durch die ozeanische Kruste von Prof. Jürgen Koepke. Die oberste Schicht bilden die Pillowbasalte, darunter liegen sogenannte sheeted dykes, welche auch aus Basalt bestehen und als Aufstiegskanäle für basaltische Lava interpretiert werden. Die untere ozeanische Kruste wird durch Gabbros gebildet. Die „Moho“ bildet den Übergang von Kruste zu Mantel. Der Mantel wird aus den Peridotiten gebildet. Dunit ist ein Gestein, das zu über 90 % aus dem Mineral Olivin besteht.

    An Mittelozeanischen Rücken (MOR) bewegen sich Lithosphärenplatten voneinander weg. Dies geschieht an den verschiedenen Orten in unterschiedlichen Geschwindigkeiten. So spreizt der Südwestindische Rücken nur mit einer Geschwindigkeit von etwa 1 cm/Jahr, während der Ostpazifische Rücken mit bis zu 15 cm/Jahr aufspreizt.
    Durch die fehlende Auflast der Platten, beginnt das Mantelgestein beim Aufstieg unter den MOR wegen der Druckentlastung aufzuschmelzen. Die entstehenden Schmelzen steigen dann in Schmelzkanälen bis zum Meeresboden auf.

    Druckentlastung und aufsteigendes Material führen zu einer Hebung der dortigen Gesteinsmassen. Mittelozeanische Rücken bilden somit untermeerische Gebirgszüge. Diese sind auf der ganzen Erdkugel verteilt, hängen alle miteinander zusammen und haben eine Gesamtlänge von 60.000 km.

    Die Mantelschmelzen treten am MOR am Meeresboden aus und bilden dort Basalte. Diese Basalte bauen unsere ozeanische Kruste auf. Mittelozeanische Rücken sind also die Geburtsstätten der ozeanischen Kruste. Die Schmelzen erstarren im Kontakt mit dem kalten Wasser sehr schnell und bilden daher eine Glasschicht aus.
    Basalte, die in diesem Milieu entstehen sind typischerweise kissenförmig und werden deshalb auch Pillow Basalte genannt.

    Auch wenn die Basalte der ozeanischen Kruste aus Mantelschmelze entstanden sind, sind sie kein Spiegel der Zusammensetzung des Mantels. Die Zusammensetzung des oberen Mantels kennen wir durch das Auftreten von Mantelxenolithen. Mantelgestein (Peridotit), das zum Beispiel bei Vulkanausbrüchen als Fremdgestein mitgefördert wurde. Der Unterschied in der Zusammensetzung von Mantel und Kruste kommt daher, dass durch die Druckentlastung nicht alles Mantelmaterial aufgeschmolzen wird. Ein Teil der ursprünglichen Zusammensetzung wird also nicht auf die Schmelze und die Basalte übertragen.

    Ozeanische Kruste wurde mancherorts auf kontinentale Kruste aufgeschoben und angehoben (obduziert). Diese Gesteinsformationen nennt man Ophiolithe und sind eine Möglichkeit den Aufbau ozeanischer Kruste zu studieren, ohne den Aufwand einer Schiffsexpedition betreiben zu müssen. Allerdings ist dieses Material nicht mehr frisch, da es Wind und Wetter ausgesetzt ist.

    Schematische Zeichnung eines Mittelozeanischen Rückens Schematische Zeichnung eines Mittelozeanischen Rückens Schematische Zeichnung eines Mittelozeanischen Rückens
    Aus Press und Siever „Allgemeine Geologie“. Schematische Zeichnung eines MOR. Zu sehen sind die Schichten der ozeanischen Kruste, sowie der darunterliegende Mantel. Darüber hinaus erkennt man die Schmelzbildung im Erdinneren und hydrothermale Flüsse im oberen Krustenbereich.
  • Das Magnetfeld der Erde

    Das Erdmagnetfeld schützt unseren Planeten vor Sonnenwinden. Ohne es, wäre unsere Atmosphäre vermutlich bereits abgetragen worden und die Bedingungen auf der Erde wären lebensfeindlich.

    Unser Magnetfeld hat aber nicht nur diese Schutzfunktion, sondern weist auch weitere bemerkenswerte Eigenschaften auf: dank Kompass können wir mit seiner Hilfe auch navigieren, da sich die Kompassnadel stets entlang der magnetischen Feldlinien ausrichtet. Im Zusammenspiel von Magnetfeld und den bereits erwähnten Sonnenwinden entsteht das Phänomen der Polarlichter (Aurora), die den Himmel in Polnähe bunt färben.

    Doch woher kommt dieses Magnetfeld eigentlich?

    Es entsteht in unserem Erdkern. Dieser besteht zum größten Teil aus Eisen, welches eine gute elektrische Leitfähigkeit aufweist und magnetisch ist.
    Da der äußere Kern flüssig ist, entstehen durch örtliche Hitzeunterschiede im Erdkern und durch den kühleren darüberliegenden Mantel Turbulenzen, sogenannte Konvektionsströme, durch welche die Teilchen in der Schmelze in Bewegung geraten.

    Durch die Bewegung der elektrisch leitfähigen Eisenteilchen baut sich unser Magnetfeld auf.
    Dieser Ursprung für das Erdmagnetfeld wird auch Geodynamo genannt.

UNTERSUCHUNGSMETHODEN UND -OBJEKTE

  • Kartierung

    Gravimetrie

    Ein Gravimeter misst das Erdschwerefeld. Dies geschieht über ein Gewicht an einer Feder, das durch Abweichungen im Erdschwerefeld unterschiedlich stark angezogen wird.

    Verschiedene Gesteine sind unterschiedlich zusammengesetzt und weichen daher in ihrer Dichte voneinander ab. Auf diese Dichteunterschiede reagiert das Gravimeter und gibt so Auskunft darüber, wo ein Wechsel der Gesteinsvorkommen am Ozeanboden vorliegt.

    Nähere Informationen zu Gravimetern finden sich auf den Seiten des BKG und der BGR.

    Bathymetrie

    In der Bathymetrie werden Höhenprofile des Ozeanbodens erstellt. Anders als an Land, ist es durch die Wassermassen nicht möglich, eine optische Vermessung des Untergrundes anzustellen.

    Für die Vermessung des Ozeanbodens wird ein Echolot angewendet. Dieses sendet Schallwellen aus, die am Meeresgrund reflektiert und vom Messgerät wieder detektiert werden. Über die Reaktionszeit zeigt sich, wie der Untergrund beschaffen ist. Gibt es am Boden eine Erhöhung, müssen die Schallwellen einen kürzeren Weg zurücklegen, bis sie refelektiert und detektiert werden.  Bei Gräben ist es umgekehrt.

    Magnetometer

    Ein Magnetometer wird verwendet, um das Erdmagnetfeld zu messen. Es gibt verschiedene Ausführungen dieses Geräts. Da ein  Schiff ein großer magnetischer Körper ist, kann ein Magnetometer nicht auf dem Schiff selbst installiert werden, es muss an einem langen Kabel  durch das Wasser hinter dem Schiff geschleppt werden. Als Faustregel gilt hier: die Länge des Kabels entspricht etwa der dreifachen Länge des Schiffes.

    Einige metallhaltige Minerale, wie sie häufig in der ozeanischen Kruste vorkommen, sind magnetisch. In Bereichen, in denen solche Minerale auftreten, misst man entsprechend einen hohen magnetischen Fluss. Dort wo solche Minerale durch Hydrothermalismus aus dem Gestein gelöst werden, ist der magnetische Fluss geringer.

    Magnetische Minerale richten sich entlang der Feldlinien des Erdmagnetfeldes aus. Über die Ausrichtung der Minerale lässt sich also die Orientierung des Erdmagnetfeldes zu einem bestimmten Zeitpunkt bestimmen.
    Über den Verlauf der Erdgeschichte, kam es mehrfach zu einer Umpolung unseres Magnetfeldes. Die Gründe hierfür konnten jedoch noch nicht geklärt werden.

  • Probennahme

    Tauchroboter MARUM-QUEST

    Der MARUM-QUEST ist ein ferngesteuerter Tauchroboter (remotely operated vehicle - ROV).
    Dieser ist nicht nur mit mehreren HD Kameras ausgestattet, die ausgezeichnete Aufnahmen der Tauchgänge erlauben, er verfügt auch über Greifarme und unterschiedliche Aufsätze für diese, mit denen gezielte Beprobung und auch kleine Bohrungen möglich sind. Der MARUM-QUEST kann bis in Tiefen von 4000 m tauchen.
    Mit dem ROV sollen während der Expedition Tauchgänge in Gebiete gemacht werden, die zuvor über Kartierung als lohnende Beprobungsregionen identifiziert wurden.

    Technische Daten und weiterführende Informationen zum ROV MARUM-QUEST

    Dredges

    Dredge ist auch die englische Bezeichnung für Schleppnetz. Genau so hat man sich diese Methode der Probennahme vorzustellen:

    Ein Drahtkorb mit festem Metallrahmen wird von einer langen Seilwinde zu Wasser gelassen und wie ein Pflug hinter dem Schiff hergezogen. Bei der Bewegung über den Ozeanboden erhofft man sich das Einsammeln lockeren Gesteinsmaterials.

    Ein Metallkorb zur Beprobung Ein Metallkorb zur Beprobung Ein Metallkorb zur Beprobung © Dominik Mock
    Nach der Beprobung wird der Metallkorb wieder an Bord geholt. Immer in der Hoffnung, dass spannende Proben gesammelt wurden.
  • Gesteine

    BASALTE

    Basalte bilden die oberste Schicht der ozeanischen Kruste. Sie sind chemisch ganz ähnlich wie die Gabbros zusammengesetzt, die die nächste Schicht unterhalb der Basalte bilden. Die Gesteine unterscheiden sich jedoch maßgeblich in ihrem Aussehen, da die basaltischen Schmelzen im Kontakt mit dem Meerwasser sehr schnell zu einem glasigen bis mikrokristallinen Zustand abgeschreckt werden, während das Magma, das die Gabbros bildet, weit weg vom Meerwasser langsam auskristallisieren kann, was dann auch zu mm- bis cm-großen Kristallen führt.

    Die Untersuchung von Basalten und vulkanischer Gläser (so schnelle Abkühlung, dass keine Kristallbildung möglich ist), soll Auskunft über die Herkunft der Schmelze geben. Besonders vulkanische Gläser sind in ihrer Zusammensetzung nah an der Ausgangszusammensetzung der Mantelschmelze und somit hervorragende Informationslieferanten.

    Im Vergleich mit beprobten Mantelgesteinen soll herausgefunden werden, ob die krustalen Basalte aus der gleichen Quelle stammen, wie die Peridotite aus dem Mantel.

    Querschnitt Pillowbasalt Querschnitt Pillowbasalt Querschnitt Pillowbasalt © J. Koepke
    Querschnitt durch einen Pillowbasalt, wie er typischerweise am Ozeanboden zu finden ist.          

    GABBROS

    Gabbros sind Gesteine, die aus aufsteigender Mantelschmelze unterirdisch auskristallisieren. Sie bilden die untere ozeanische Kruste und somit den Übergang zwischen Kruste und Mantel.
    Auf den Kontinenten sind solche Gesteine in sogenannten Ophiolithen aufgeschlossen. Größere Vorkommen dieser Art findet man zum Beispiel in den Alpen, im Oman oder auf Zypern.
    Die Untersuchung der Gabbros lässt Rückschlüsse auf die Entstehung und Entwicklung der tiefen ozeanischen Kruste zu. Die Kruste wird an den Mittelozeanischen Rücken gebildet, an denen Erdplatten auseinanderdriften. Ausbildung, Mächtigkeit und Homogenität der Kruste ist maßgeblich von der Geschwindigkeit, mit der die Platten voneinander wegdriften abhängig. So bewegen sich die Platten am Südwestindischen Rücken vergleichsweise langsam voneinander weg (ultra slow-spreading ridge).

    Der Vergleich von Gabbros unterschiedlicher Orte soll Aufschluss darüber geben, welchen Einfluss die Spreizungsgeschwindigkeit auf die Entwicklung der ozeanischen Kruste hat.

    layered Gabbro layered Gabbro layered Gabbro © J. Koepke
    Gabbro im Gelände. Hier sieht man, was an Mittelozeanischen Rücken häufig zu finden ist. Der Gabbro zeigt einen Gradienten von unterschiedlicher Korngröße der Minerale. Dieser Gradient wiederholt sich mit jeder Lage von neuem.

    PERIDOTITE

    Typische Mantelgesteine sind in der Regel als Peridotite ausgebildet. Diese bestehen hauptsächlich nur aus zwei Mineralen: Olivin und Pyroxen. Mantelgestein befindet sich normalerweise unter der Schicht der Gabbros, also etwa 6 km unter dem Meeresboden. Dadruch ist es sehr schwer diese Gesteine zu beproben. Die Untersuchung von Mantelgesteinen ist jedoch enorm wichtig, da diese sehr wertvolle Informationen zur Entstehung der ozeanischen Lithosphäre liefern.

    Eine Möglichkeit zur Beprobung stellen Peridotit-Knollen dar, die bei kontinentalen, explosiven Vulkanausbrüchen als Fremdgestein (Xenolith) mitgefördert werden können.

    Im Falle der Schiffsexpedition zum Südwestindischen Rücken, gehen wir davon aus, dass durch die ultra langsamen Spreizungsbedingungen die Förderung von basaltischen Laven am Meeresboden und gabbroiden Magmen in der unteren Kruste unterbunden wird, so dass Mantelgestein direkt am Meeresboden anzutreffen ist. Das wird uns die Möglichkeit geben, frischen Erdmantel direkt zu beproben, um dadurch Rückschlüsse auf die grundlegende Geodynamik von langsam spreizenden Rückensystem zu ziehen  

    Peridotit Peridotit Peridotit © J. Koepke
    Peridotit im Gelände. Häufig ist Peridotit im frischen Zustand grün gefärbt. Die Verwitterung sorgt hier für die bräunliche Farbe. Die heausstehenden Partikel sind Minerale, die durch die Verwitterung freigelegt werden.
  • Geochemische Untersuchungen

    Über die Bestimmung der Verteilung unterschiedlicher Spurenelemente und Isotope in den beprobten Gesteinen lassen sich Rückschlüsse über den Zeitpunkt der Schmelzextraktion, die Entstehungsgeschichte der Gesteine und deren Herkunft ziehen.

    Diese Informationen sind essentiell wichtig, um zu klären, warum in unserem zu untersuchenden Arbeitsgebiet in der Umgebung des Südwestindischen Rückens ein ozeanisches Plateau zu finden ist.

  • Hydrothermalismus

    Als Hydrothermalismus bezeichnet man Reaktionen von heißem Wasser mit Gestein.

    An Mittelozeanischen Rücken (MOR), an denen Plattengrenzen auseinander spreizen, ist Hydrothermalismus sehr verbreitet. In solch einem geologischen Setting finden sich zahlreiche Risse in den Gesteinsschichten, durch welche das Meerwasser eindringen kann und in der Tiefe erhitzt wird. Durch die geringe Dichte des Wassers, steigt dieses wieder auf. Dabei löst es Minerale aus den Gesteinen, welche durch den Kontakt mit dem kühlen Meerwasser wieder ausfällen. Das an Mineral- und Schwebstoffen angereicherte Wasser tritt dann in Form von Black Smokern wieder aus.
    Die hydrothermalen Ausfällungen führen dann über Wochen und Monate zur Bildung gewaltiger Schlote, um sogenannte Black Smoker.

    Die Untersuchung der Zusammensetzung hydrothermaler Wässer, soll Aufschluss über  die Zusammensetzung der Gesteinsschichten in der Tiefe geben.

Untersuchungen am Meeresgrund live verfolgen

Die Beprobung des Gebiets erfolgt durch das Tauchfahrzeug ROV MARUM-QUEST. Von besonderem Interesse sind Vulkanite, hydrothermale Hügel (mounds) und Spalten (vents) des Rückensystems. Das Tauchfahrzeug ermöglicht einzigartige Bilder von der Arbeit am Meeresgrund, die man hier live im Video sehen kann.

 

 

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