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Juli 1981: Tauchexpedition zur Ostpazifischen Schwelle

Wie eine Naht teilt die Ostpazifische Schwelle den Boden des Pazifik in zwei auseinanderdriftende Platten. In 2500 Metern Tiefe fanden Wissenschaftler hier eine exotische Welt: mächtige Schlote, aus denen bis zu 350 Grad heiße Wasserfontänen aufsteigen, und bizarre Organismen, die sich von den heißen Quellen ernähren.
Ein Schwarzer Raucher

Die Ostpazifische Schwelle gehört zur längsten Gebirgskette der Welt: dem 75 000 Kilometer langen Rift-System, das die Erde wie die Naht eines Tennisballs umspannt. Der größte Teil dieses Systems, einschließlich der gesamten Ostpazifischen Schwelle, liegt unter Wasser. Es handelt sich um ein Netz aus mittelozeanischen Rücken, das in der Plattentektonik, die sich in den letzten Jahrzehnten zum Schlüssel unseres geologischen Weltbildes entwickelt hat, eine zentrale Rolle spielt. Jedes Rift ist eine male Zerrüttungszone, an der Platten aus ozeanischer Kruste ständig auseinandergedrückt oder -gezogen werden. An diesen Stellen, wo das Sea-Floor Spreading, die Spreizung des Meeresbodens, seinen Ausgang nimmt, steigt flüssiges Gestein aus dem Erdmantel auf, füllt Klüfte und Spalten und schweißt so an die bereits existierende Meereskruste neue Abschnitte an, die, wie von zwei riesigen Förderbändern bewegt, beständig auseinanderwandern.

Mit der Idee des Sea-Floor Spreading lassen sich eine Fülle geologischer Erscheinungen erklären. Doch einige wichtige Fragen über das Rift-System sind noch immer unbeantwortet. So zeigen Unterwasseraufnahmen und Gesteinsproben Spuren eines jungen Vulkanismus im Bereich der mittelozeanischen Rücken. Anscheinend befindet sich unter der Mittellinie dieser Gebirgsrücken also eine Magmakammer, das heißt ein Reservoir an geschmolzenem Gestein. Handelt es sich dabei um ein dauerhaftes Merkmal solcher Rift-Systeme? Und wenn ja: Wie tief ist die Kammer und wie breit? Welches sind die physikalischen und chemischen Eigenschaften des Magmas? Wieviel Wärme entweicht aus dem Erdinnern, wenn bei Vulkanausbrüchen am Meeresboden neue Kruste entsteht? Die Beantwortung dieser und ähnlicher Fragen könnte uns einen tieferen Einblick in Aufbau und Zusammensetzung der Erdkruste ganz allgemein verschaffen, denn mindestens siebzig Prozent dieser Kruste haben sich an den mittelozeanischen Rücken gebildet.

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Wir hatten zusammen mit einigen Mitarbeitern vor kurzem die Gelegenheit, einen kleinen Ausschnitt aus der Kammregion der Ostpazifischen Schwelle aus nächster Nähe zu erforschen. Dabei ergaben sich wichtige neue Indizien dafür, daß sich unter der Kammlinie tatsächlich eine Magmakammer entlangzieht. Außerdem fanden wir Anzeichen, daß die Krustenbildung auf eine schmale, scharf umrissene Zone direkt über der Magmakammer beschränkt ist. Diese Hinweise stammen aus seismischen, elektrischen, gravimetrischen und magnetischen Messungen sowie aus genauen geologischen Kartierungen, die wir an Schnitten quer zur Kammlinie durchführten. Die dramatischste Entdeckung aber machten wir mit bloßem Auge, als wir mit einem kleinen Unterwasserfahrzeug in mehr als 2500 Meter Tiefe tauchten. An mehreren Stellen entlang des Kammes fanden wir Ansammlungen hydrothermaler Schlote, aus denen heißes, mineralgeschwärztes Wasser hervorschoß, das vom Gestein in der Umgebung der Magmakammer auf mehrere hundert Grad Celsius erhitzt worden war. Wie sich herausstellte, haben diese hydrothermalen Schlote nicht nur einen großen Einfluß auf das geophysikalische Innenleben der Bruchzonen, sondern auch auf das chemische Gleichgewicht der Ozeane. Daneben nähren sie eine ungewöhnliche biologische Lebensgemeinschaft, die in ewiger Nacht haust und von photosynthetischen Energiequellen gänzlich unabhängig ist.

Plattentektonik

Die Plattentektonik beschreibt die Bewegungen der Lithosphäre: der verhältnismäßig starren äußeren Hülle des Erdballs, zu der nicht nur die Erdkruste, sondern auch Teile des darunterliegenden Mantels gehören. Die Lithosphäre untergliedert sich in ein paar Dutzend Platten unterschiedlicher Form und Größe, die auf einem Material schwimmen, das weniger starr ist als sie selbst. Ein mittelozeanischer Rücken bildet die Grenze zwischen zwei, manchmal auch drei Platten, und an dieser Nahtstelle dringt neues Gestein aus dem Erdinnern in die Lithosphäre. Da das Volumen der Erdkugel praktisch konstant ist, kann die Lithosphäre an den mittelozeanischen Rücken nur soviel Material ansetzen, wie sie an anderen Stellen wieder abgibt. Diese anderen Stellen sind die sogenannten Subduktionszonen. Hier taucht eine Platte unter die andere und wird vom Erdmantel wieder verschluckt. Sowohl an den mittelozeanischen Rücken als auch an den Subduktionszonen häufen sich Grabenbrüche, Erdbeben und vulkanische Erscheinungen, doch die geologischen Vorgänge, die sich an beiden Arten von Plattengrenzen abspielen, sind grundverschieden.

Die Idee des Sea-Floor Spreading ist älter als die Theorie der Plattentektonik. Sie geht vor allem auf Harry H. Hess von der Princeton-Universität zurück, der sie in den frühen sechziger Jahren propagierte. In ihrer ursprünglichen Form beschrieb sie die Bildung und Zerstörung von Meeresboden, ohne die Existenz von starren lithosphärischen Platten zu postulieren. Sie fand schon bald ihre Bestätigung, als sich herausstellte, daß periodische Umkehrungen des Erdmagnetfeldes, wie sie in der Vergangenheit immer wieder auftraten, in der ozeanischen Kruste ihre unauslöschliche Spur hinterlassen haben. Für diese Tatsache lieferten F. J. Vine und D. H. Matthews von der Princeton-Universität eine heute allgemein akzeptierte Erklärung. Danach «werden alle ferromagnetischen Minerale im Magma, das an den mittelozeanischen Rücken aufsteigt, in Richtung des Erdmagnetfelds magnetisiert. Sowie sich das Magma abkühlt und erstarrt, sind Richtung und Polarität des Magnetfeldes im Vulkangestein für immer eingefroren. Die Umkehrungen des Erdmagnetfeldes ließen eine Vielzahl von Magnetstreifen entstehen, die parallel zur Mittellinie des Rifts verlaufen. Die ozeanische Kruste gleicht also einem Tonband, auf dem die Geschichte des Erdmagnetfelds, aufgezeichnet ist. Da die Grenze zwischen zwei Streifen jeweils eine Umkehrung des Magnetfeldes anzeigt, und da sielt die einzelnen Umkehrungen unabhängig datieren ließen, kann man aus der Breite der Streifen ablesen, wie schnell der Meeresboden gewandert ist. (Wieso sich das Magnetfeld der Erde in Abständen zwischen 10 000 und einer Million Jahre immer wieder umpolt, bleibt allerdings weiterhin eines der großen Geheimnisse der Geologie.)

Nach der Theorie des Sea-Floor Spreading sollten viele der interessantesten geologischen Erscheinungen auf dem Meeresboden zu finden sein. Die Untersuchung dieser Erscheinungen machte in den vergangenen Jahren dank der Entwicklung spezieller, bemannter lief-Tauchboote beachtliche Fortschritte. Besonders das amerikanische Forschungs-Tauchboot Alvin, das von der Woods Hole Oceanographic Institution unterhalten wird, hat bei der Erforschung des Meeresbodens wertvolle Dienste geleistet. So kann ein Geologe mit Hilfe der Alvin Gesteinsproben sammeln und die genaue Lage einzelner Gesteine dokumentieren. Damit lassen sich heute zum ersten Mal Karten von einzelnen Regionen am Meeresgrund aufnehmen, die ebenso genau sind wie die vom Festland.

Die ersten Untersuchungen mit Hilfe der Alvin, die 1973 begannen, machten deutlich, daß sich Tauchboote am wirksamsten gegen Ende einer Unterwasser- Expedition einsetzen lassen. Die Zeit am Boden ist knapp bemessen (maximal sechs Stunden) und teuer. Man sollte daher zunächst alle Möglichkeiten ausschöpfen, den Meeresboden mit anderen Mitteln wie fernbedienten Kameras oder hochauflösenden Sonar-Geräten zu erkunden, um das Tauchboot dann gezielt an die interessantesten Plätze zu schicken. Wenn man die Alvin auf so sparsame Weise einsetzt, ist sie ein äußerst leistungsfähiges Hilfsmittel bei der Datensammlung unter Wasser.

In den vergangenen sieben Jahren hat man die Alvin dazu benutzt, im Bereich des Mittelatlantischen Rückens die vulkanischen Aktivitätszyklen und die von den Umpolungen des Erdmagnetfelds herrührenden Magnetisierungsmuster zu untersuchen. Ziele der Forschungsfahrten waren außerdem freiliegende Krusten-Querschnitte im Rift-System des Cayman-Grabens in der Nähe von Jamaica. Hydrothermale Schlote und die zugehörigen exotischen Lebensgemeinschaften wurden erstmals 1977 beobachtet, als die Alvin an der Galapagos- Spreizungsachse vor der Küste von Ecuador auf Tauchfahrt ging.

Wir möchten hier die Ergebnisse unserer jüngsten Expedition mit der Alvin vorstellen, die uns zum Kamm der Ostpazifischen Schwelle führte, ungefähr dreitausend Kilometer nordwestlich der Tauchstelle an der Galapagos-Spreizungsachse. Mit Hilfe des Tauchbootes sowie zahlreicher Instrumente, die Schiffe im Schlepptau hinter sich herzogen, maßen wir Dinge wie die Magnetisierung und elektrische Leitfähigkeit des Krustengesteins, die Geschwindigkeit, mit der sich Erdbebenwellen unter der Schwelle fortpflanzen, und schließlich Abweichungen von der normalen Schwerkraft über der Schwelle. All diese Meßgrößen sind empfindliche Indikatoren, aus denen sich Rückschlüsse auf die Beschaffenheit der unter der Schwelle vermuteten Magmakammer ziehen lassen. Bei dieser Unterwasserexpedition stießen wir schließlich auch auf die heißesten Wasserquellen, die jemals im Ozean gefunden wurden.

Vorbereitende Forschungsfahrten

Wir wählten für unsere Untersuchungen eine Tauchstelle aus, die nahe am nördlichen Ende der Ostpazifischeti Schwelle und dicht vor dem Eingang zum Golf von Kalifornien liegt. Die Schwelle selbst setzt sich mitten durch den Golf nach Norden fort und mündet schließlich in den Sankt-Andreas-Graben in Kalifornien. Südlich des Golfes bildet sie einen Teil der Grenze zwischen der Pazifischen Platte und der Rivera-Platte, die ihrerseits zur wesentlich größeren Nordamerika-Platte gehört.

In dem untersuchten Gebiet verbreitert sich das Rift zur Zeit um jährlich ungefähr sechs Zentimeter, also etwa genauso schnell, wie uns Menschen die Fingernägel wachsen. An dieser Stelle dehnt sich der Meeresboden damit fast dreimal so schnell aus wie im Bereich des Mittelatlantischen Rückens. Die höchste bekannte Spreizungsgeschwindigkeit, die in der Nähe der Osterinsel an einer anderen Stelle der Ostpazifischen Schwelle gemessen wurde, ist allerdings noch etwa dreimal so hoch: Sie beträgt 18 Zentimeter pro Jahr. Wir suchten uns diese Stelle aus, weil dort eine typische, durchschnittliche Spreizungsgeschwindigkeit herrschte und auch sonst bereits eine Menge detaillierter Informationen über den Ort vorlagen.

Auf früheren Forschungsfahrten hatten wir schon ein ziemlich genaues Bild vom geologischen Umfeld dieser Spreizungsachse und ihren Dimensionen gewonnen -und zwar durch magnetische und photographische Untersuchungen sowie Schallmessungen, die eine unbemannte Instrumenten-Kapsel (das Deep-Towed Instrument Package) der Scripps Institution of Oceanography durchführte, die im Schlepptau eines Schiffes über den Meeresboden gezogen wurde. Diesen Untersuchungen zufolge war die Spreizungsachse an dieser Stelle möglicherweise nur ein bis zwei Kilometer breit. Wir erstellten Tiefenprofile und geologische Karten von diesem Gebiet und legten die Stellen fest, die wir näher untersuchen wollten. Dabei zeigte sich, daß wir im Mittel mehr als 2600 Meter tief tauchen mußten.

Mit der ersten Phase des umfangreichen Tauchprogramms begannen 1978 französische, amerikanische und mexikanische Forscher unter Leitung von Jean Francheteau vom bretonischen Forschungszentrum für Ozeanographische und Meeresbiologische Studien. Das Zwölf-Mann-Team, das mit dem französischen Tauchboot Cyana zum Meeresgrund vorstieß, konzentrierte sich auf geologische Untersuchungen, bei denen die Männer sehr nahe an die Felsen heranfahren mußten, um mit bloßem Auge das anstehende Gestein und die auffälligen Strukturen entlang des Kammes erkunden zu können. Währenddessen war bereits die Planung für den nächsten Abschnitt des Unternehmens, die geophysikalischen Versuche, die 1979 mit dem größeren und robusteren Tauchboot Alvin beginnen sollten, in vollem Gang.

Die mit der Cyana tauchenden Wissenschaftler fanden heraus, daß die Spreizungsachse in Wirklichkeit aus vier geologischen Zonen besteht. Zone 1, die sich direkt entlang der Mittellinie der Spreizungsachse erstreckt, ist ein ungefähr einen Kilometer breites Gebiet, das aus jungem vulkanischem Gestein besteht. Fast alles neue vulkanische Material, das in der Spreizungszone gebildet wird, scheint sich innerhalb dieses auffallend schmalen Streifens auf den Meeresboden zu ergießen. Die hier gefundenen basaltischen Lavaströme haben meist jene kissenförmige Gestalt, die für Vulkanausbrüche unter Wasser charakteristisch ist, und sind praktisch nicht von Sedimenten bedeckt. Sie zeigen einen frischen, gläsernen Schimmer und haben sich allem Anschein nach kaum unter der Einwirkung des Meerwassers verändert.

Genau am Rand der ganz jungen Vulkanzone setzt die seitliche Beschleunigung der neugebildeten Kruste ein, und diese beginnt nach beiden Seiten auseinanderzudriften. Sie erreicht dabei eine Höchstgeschwindigkeit von drei Zentimetern pro Jahr auf jeder Seite. In dieser Region, die wir als Zone 2 bezeichnen, wird die Kruste gedehnt. Dabei bricht sie an vielen Stellen, so daß kleinere Risse entstehen, die im allgemeinen parallel zum Nord-Ost-Verlauf der Schwelle und senkrecht zur Spreizungsrichtung orientiert sind. Die Rißzone ist auf beiden Seiten der Mittellinie ungefähr eineinhalb bis zwei Kilometer breit.

Außerhalb der Zone 2 wird die Kruste wahrscheinlich weiterhin etwas beschleunigt. Hier, in der Zone 3, beginnen sich größere »normale« Brüche zu bilden, die fast senkrecht abfallen und wie riesige Treppenstufen aussehen. Sie gehen auf plötzliche Vertikalverschiebungen zurück, die in Gesteinen auftreten, die einer starken Zugspannung ausgesetzt sind. Die Verschiebungen entlang der Verwerfungslinie führen zu immer wiederkehrenden Erdbeben mit einer Stärke von bis zu 5,5 auf der nach oben offenen Richterskala. Die Böschungen oder freiliegenden Bruchflächen sind im allgemeinen parallel zur Spreizungsachse ausgerichtet und bis zu siebzig Meterhoch. In etwa zehn Kilometer Entfernung von der Kammlinie der Schwelle, innerhalb der Zone 4, nimmt die Häufigkeit aktiver Brüche dann plötzlich wieder ab. Vermutlich kommt hier also die seitliche Beschleunigung der Kruste zum Erliegen. Von nun an wandert der junge Meeresboden mit konstanter Geschwindigkeit weiter.

Bei den 1978 mit der Cyana durchgeführten Tauchfahrten kamen bereits ungewöhnliche Lavaformationen und Mineralablagerungen zum Vorschein. Dazu zählen erstarrte Lavaseen, die manchmal viele hundert Meter lang und über fünf Meter tief sind, und sich wahrscheinlich bei schnellen Lavaergüssen gebildet haben. Ihre Oberfläche ist an manchen Stellen eingebrochen und bildet trichterförmige Einsturzgruben. An Pfeilern und Basaltwänden an den Rändern der Seen sind Streifen aus abgeschrecktem, glasartigem Basalt zu erkennen, die vielleicht Schwankungen in der Höhe des Lavapegels widerspiegeln. Wahrscheinlich entstanden sie, wenn die Lavaseen seitlich Überflossen oder die Lava durch einen unterirdischen Abfluß in die darunter liegende Magmakammer zurückströmte.

Das hydrothermale Feld

Nahe der Grenze zwischen den Zonen 1 und 2 wurde eine mehrere Meter hohe Hügelkette entdeckt. Wie die Geochemiker in dem zwölfköpfigen Cyana- Team, an ihrer Spitze Roger Hekinian, herausfanden, bestehen die Hügel aus Zink-, Eisen- und Kupfersulfiden mit geringen Beimischungen von Silber. Vermutlich entstanden sie, als heiße wäßrige (hydrothermale) Lösungen aus dem Erdinnern durch den Meeresboden austraten. Drei weitere Indizien sprachen dafür, daß hydrothermale Aktivitäten in diesem Gebiet eine Rolle spielen. 1974 und 1977 hatte man Temperaturanomalien von mehreren Hundertstel Grad Celsius entdeckt und über der Spreizungsachse außerdem ungewöhnlich hohe Konzentrationen an Helium-3 gemessen. Dieses leichte Heliumisotop gilt als verläßlicher Indikator für jedwede hydrothermale Aktivität. Darüberhinaus entdeckten die Wissenschaftler auf einer ihrer Tauchfahrten mit der Cyana riesige Muschelschalen, die denen glichen, die man bei den hydrothermalen Schloten vor Galapagos gefunden hatte. Allerdings enthielt keine einzige Schale lebende Tiere. (Bei diesem Tauchgang war die Cyana zufällig an eine Stelle geraten, die nur wenige hundert Meter von den Schloten entfernt war, die die Alvin ein Jahr später entdecken sollte.)

1979, kurz bevor die Alvin auf der Bildfläche erschien, verschafften wir uns noch schnell einen Überblick über die Mittellinie der Spreizungsachse südwestlich des Cyana-Tauchplatzes, indem wir Photos aufnahmen und das Gebiet grob kartierten. Wir wollten wissen, wie sich die geologischen Verhältnisse längs der Spreizungsachse veränderten, und wir wollten den verlockenden Spuren der hydrothermalen Vorgänge nachgehen. Der Aufwand sollte sich lohnen. Eine Gruppe unter der Leitung von Fred N. Spiess von der Scripps Institution machte das Deep-Townsend Instrument Package startklar, um mit seiner Hilfe topographische und seitliche Schallreflexions-Profile aufzunehmen und so unsere Tiefenkarte nach Südwesten hin zu erweitern und die Mittellinie der Spreizungsachse nachzuzeichnen.

Die Angus, ein robust gebauter Schlitten mit aufgesetzter Kamera und Temperaturfühler, wurde auf den Meeresgrund hinabgelassen und in einer Höhe von wenigen Metern über dem zerklüfteten Vulkanboden in weiten Zickzackkurven (Traversen) quer zur Kammlinie hin und her gezogen. Geführt von Robert D. Ballard von der Woods Hole Oceanographic Institution, stieß die Angus dabei auf mehrere Stellen mit erhöhter Temperatur. Als sie die Daten dem Kontrollschiff an der Wasseroberfläche per Funk übermittelte, zogen die Wissenschaftler an Bord sofort die Kamera herauf und warteten gespannt, bis der Film entwickelt war. Dann ließen sie die Filmrolle hastig durch ihre Hände gleiten, bis sie etwa ein Dutzend Aufnahmen fanden, auf denen eine Ansammlung auf dem Meeresboden hausender Lebewesen zu sehen war, wie man sie schon vor zwei Jahren an der Galapagos-Spreizungsachse entdeckt hatte. Die hydrothermalen Schlote vor Galapagos und die von ihnen abhängigen biologischen Lebensgemeinschaften, waren also, wie es schien, keine einmalige Kuriosität.

Diese Erkenntnis war Anlaß genug, den Ort der geplanten Tauchexpedition nach Südwesten zu verlegen. Außerdem wurde die Forschergruppe durch ein weiteres Dutzend Geologen verstärkt, die aus den Vereinigten Staaten, Frankreich und Mexiko kamen und zu denen auch wir beide gehörten. Zuerst verankerten wir auf dem Meeresboden in Zone 1 mehrere Seismometer, die wir mit Hilfe akustischer Antwortsender und den von ihnen übermittelten Signalen genau innerhalb eines Dreiecks anordneten. Zwei Erkundungs-Tauchfahrten mit der Alvin zeigten, daß sich seismische Messungen und Gravitationsuntersuchungen erfolgreich durchführen ließen. Beim dritten Tauchgang bekamen Jean Francheteau und einer von uns (Luyendyk) dann zum ersten Mal die heiß ersehnten hydrothermalen Schlote zu Gesicht. Es ist schwierig, das merkwürdige Erlebnis einer solchen Tauchfahrt zu beschreiben. Zuerst verbringt man rund zwei Stunden in fast völliger Dunkelheit, während man mehr als 2500 Meter tief auf den Meeresboden hinabsinkt. Drei Leute kauern zusammengepfercht in der Kälte und drangvollen Enge einer druckfesten, kugelförmigen Kammer, deren Durchmesser nur zwei Meter beträgt. Sobald man sich dem Grund nähert, werden die Scheinwerfer eingeschaltet, und das angestrahlte Wasser nimmt eine grünlich trübe Färbung an. Minuten später kommt der Meeresboden in Sicht. Auf ihm angelangt, gibt die Alvin ihre Position an das Kontrollschiff durch und erhält mitgeteilt, in welcher Richtung ein anzusteuemder Zielpunkt liegt. Während sich das Tauchboot im Schneckentempo – mit einer Geschwindigkeit von etwa einem halben Kilometer in der Stunde – über das glitzernde Vulkangestein voranschiebt, spähen die Forscher durch die Bullaugen zehn bis fünfzehn Meter tief in die Dunkelheit.

Ein neues Ökosystem

Auf der besagten Tauchfahrt führten wir in der vulkanischen Zone Schwerkraft-Messungen durch, als wir plötzlich in das hydrothermale Feld gerieten. Die Szenerie hätte aus einem alten Horrorfilm stammen können. Schimmerndes Wasser quoll zwischen basaltischem Gestein in die Höhe. Bis zu dreißig Zentimeter große weiße Muscheln duckten sich zwischen pechschwarze Lavakisssen. Weiße Krabben hasteten blindlings über den Vulkanboden. Am schaurigsten aber wirkten die Büschel aus riesigen, bis zu drei Meter langen Röhrenwürmern. Diese unheimlichen Geschöpfe, in der Zoologie unter dem Namen Vestimentiferan pogonophorans bekannt, schienen in dichten Büscheln rund um die Schlote in zwei bis zwanzig Grad warmem Wasser zu leben. In den hydrothermalen Strömen hin und her wogend, vollführten sie einen wahrhaft gespenstischen Tanz. Ihre leuchtend roten, befiederten Fangarme ragten weit aus den weißen, schützenden Röhren hervor. (Die rote Farbe rührt sowohl bei den Fiederarmen der Röhrenwürmer als auch in den Weichteilen der Muscheln von sauerstoffgesättigtem Hämoglobin im Blut her.) Gelegentlich kletterte eine Krabbe auf den Stengel eines Röhrenwurms -wahrscheinlich, um dessen Fiederarm anzufressen.

Beim nächsten Tauchgang steuerten wir die Alvin direkt zu einem anderen weiter südwestlich gelegenen hydrothermalen Gebiet, das die Angus entdeckt hatte. Der Anblick, der sich hier bot, war noch überwältigender: Aus bis zu zehn Meter hohen und vierzig Zentimeter dicken schornsteinähnlichen Gebilden schossen extrem heiße, durch Sulfid-Minerale pechschwarz gefärbte Flüssigkeiten empor. »Schwarze Raucher« nannten wir diese Schlote. Sie ragten wie Gruppen von Orgelpfeifen aus Erdhügeln heraus, die ganz aus Sulfid-Ablagerungen bestanden.

Unsere ersten Versuche, die Temperatur dieser schwarzen Lösungen zu messen, schlugen fehl. Bis dahin betrug die höchste, je auf dem Meeresboden ermittelte Temperatur 21 Grad Celsius. Sie war nur zwei Monate vorher an der Galapagos-Spreizungsachse gemessen worden. Unser Thermometer war für Temperaturen bis 32 Grad Celsius geeicht. Als wir es in den ersten Schlot hineinsteckten, schoß der Meßfaden sofort über das Ende der Skala hinaus. Doch damit nicht genug: Als wir den Plastikstab, an dem das Thermometer befestigt war, wieder einholten, war er außen angeschmolzen! An die Wasseroberfläche zurückgekehrt, eichten wir das Thermometer in aller Eile neu und wiederholten die Messungen bei weiteren Tauchgängen. Es ergaben sich Temperaturen von mindestens 350 Grad Celsius -ein Wert, den ein anderes Tauchteam, das mit einem auf solche Temperaturen abgestimmten Thermometer ausgerüstet war und daher exakter messen konnte, später bestätigte. Das 350 Grad heiße Wasser kochte nur deshalb nicht, weil in dieser Tiefe ungefähr das 275-fache des normalen Atmosphärendrucks herrscht. Die hydrothermalen Schlote, die wir längs der Kammlinie entdeckten, sind recht verschiedenartig. Nach Nordosten hin sickert das Wasser nur langsam durch die Felsen und ist verhältnismäßig klar und kalt (seine Temperatur liegt unter zwanzig Grad Celsius). Hier fanden wir die dichtestgedrängten biologischen Lebensgemeinschaften. Nach Südwesten hin speien die Schlote dagegen heißeres, mit mineralischen Ausscheidungen beladenes Wasser aus, und die Tiere wahren rundum einen Sicherheitsabstand von einigen Metern. Auch die Strömungsgeschwindigkeit nimmt nach Südwesten hin zu und erreicht in den Schwarzen Rauchern ihren höchsten Wert. Wie die ziemlich gleichmäßige Abstufung nahelegt, folgt die Stärke der vulkanischen und hydrothermalen Aktivität entlang der Kammlinie möglicherweise einem zyklischen Verlauf.

Die jetzt von uns entdeckte biologische Lebensgemeinschaft war, wie sich herausstellte, derjenigen sehr ähnlich, die 1977 an der Galapagos-Spreizungsachse zum Vorschein gekommen war. Zwar fehlte eine bestimmte Art charakteristischer brauner Miesmuscheln, doch ansonsten schienen die hiesigen Seeanemonen, die Würmer aus der Familie der Serpulidae, die Krabben aus der Familie der Galatheidae und aus der Unterordnung Brachyura, sowie die großen Muscheln und riesigen Röhrenwürmer mit ihren Artgenossen vor Galapagos identisch zu sein. Jede Kolonie bedeckte eine etwa dreißig mal hundert Meter große Fläche. Nicht die Wärme der hydrothermalen Lösungen war es, was die Tiere anzog, sondern die reichlich vorhandene Nahrung. In unmittelbarer Nähe der Schlote herrscht nämlich ein hundertmal größeres Angebot an Nährstoffen als in den umliegenden Gewässern.

Robert R. Hessler von der Scripps Institution und J. Frederick Grassle von der Woods Hole Oceanographic Institution und andere haben die Nahrungskette dieses außergewöhnlichen Ökosystems untersucht. Am Anfang stehen chemosynthetische Bakterien, die Schwefelwasserstoff, der aus den Boden-Öffnungen entweicht, zu Schwefel und verschiedenen Sulfaten oxidieren. Die bei der Oxidation freiwerdende Energie verwenden sie, um aus Kohlendioxid und Wasser körpereigene organische Stoffe aufzubauen. Die meisten größeren Organismen ernähren sich von den Bakterien. Sie filtern sie aus dem Wasser heraus oder leben mit ihnen in Symbiose. Manche der Tiere sind Aasfresser oder Räuber. Die Gemeinschaften hängen in keiner Weise von der Photosynthese (also der Sonnenenergie) ab; die Energie, von der sie zehren, stammt allein aus dem I Erdinnern. Die Tatsache, daß solche Lebensgemeinschaften sowohl an der Galapagos-Spreizungsachse als auch rund dreitausend Kilometer entfernt auf dem Kamm der Ostpazifischen Schwelle entdeckt wurden, legt die Vermutung nahe, daß sie möglicherweise weltweit einen großen Teil des Rift-Systems bevölkern. Freilich sind sie stets in ihrer Existenz bedroht, da die Aktivität der hydrothermalen Schlote an die sporadischen Vulkanzyklen gekoppelt ist. Vereinzelte Haufen leerer, gleich großer Muschelschalen sind stumme Zeugen lokaler Massensterben.

Geochemische Folgerungen

Die Entdeckung hydrothermaler Schlote an den beiden Spreizungsachsen im Pazifik hat die alten Theorien über den Chemiehaushalt der Ozeane über den Haufen geworfen. Früher galt die Meinung, daß sich die Stoffmengen, die dem Meer (vorwiegend von den Flüssen) zugeführt und (durch die Ablagerung von Sedimenten sowie durch Tief-Temperatur-Reaktionen zwischen Meerwasser und Meeresboden) entzogen werden, die Waage halten. Als sich deutlicher abzeichnete, wie häufig die einzelnen Minerale sind und welche Tief-Temperatur-Reaktionen denn im Einzelnen zwischen dem Meerwasser und den Sedimenten beziehungsweise Vulkangesteinen ablaufen, ergaben sich bei bestimmten Elementen jedoch Fehlbeträge in der Bilanz. Beispielsweise schwemmen die Flüsse größere Mengen an Magnesium- und Sulfationen in die Ozeane, als diese Basaltverwitterung wieder los werden können. Ebenso sammelt sich auf den Meeresboden scheinbar wesentlich mehr Mangan an, als die Flüsse insgesamt heranschaffen.

Der hydrothermale Meerwasserkreislauf längs der submarinen Rift-Systeme bietet insofern einen Ausweg aus dieser Zwickmühle, als er eine ganz neue Komponente ins Spiel bringt: Austauschvorgänge zwischen flüssigen und festen Stoffen bei hohen Temperaturen. Nach John M. Edmond vom Massachusetts Institute of Technology können sich bei Reaktionen zwischen heißem Meerwasser und Basaltgestein gelöste Sulfate in feste Sulfat- und Sulfidminerale umwandeln. Bei ähnlichen Reaktionen werden dem Meerwasser Magnesium- und Hydroxidionen (OH-) entzogen und in hydrothermale Tone eingebaut. Das heiße Meerwasser wandelt sich bei diesen Reaktionen in eine reduzierende, saure Lösung um, die Calcium-, Silicium-, Mangan-, Eisen-, Lithium- und andere positiv geladene Ionen aus dem Gestein herauslaugt und in die Ozeane spült. Auf diese Weise können hydrothermale Vorgänge den Haushalt für die wichtigsten mineralischen Bestandteile des Meerwassers ausgleichen und außerdem eine Erklärung für die beobachtete Konzentration und Verteilung zahlreicher Nebenbestandteile und Spurenelemente liefern.

Wie Edmond feststellte, vermischen sich die hydrothermalen Lösungen, die an der Galapagos-Schwelle austreten, schon während ihres Aufstiegs durch das Vulkangestein mit dem normalen Meerwasser. Dabei sinkt ihre Temperatur, und es scheiden sich bereits innerhalb der Gesteine Minerale aus. Dagegen deuten die hohen Temperaturen und die chemische Zusammensetzung der Quellen an der Ostpazifischen Schwelle darauf hin, daß sich die dortigen hydrothermalen Lösungen auf ihrem Weg zum Meeresboden nicht merklich mit kaltem Meerwasser vermischen. Diese Lösungen stellen also den wahren hydrothermalen Beitrag zum marinen Chemie- Kreislauf dar. Das Wasser, das aus den Schloten ausströmt, stammt natürlich ursprünglich auch aus dem Meer. Es steigt jedoch bis fast zur Magmakammer ab, bevor es wieder auf den Meeresboden zurückfließt.

Sobald die unverdünnten hydrothermalen Lösungen dann am Meeresboden mit kaltem, alkalischem Meerwasser in Berührung kommen, fallen anscheinend feinkörnige Niederschläge aus Eisen- und Zinksulfid aus, die das emporschießende Wasser schwarz färben. Vorläufige Analysen von Rachel Haymon und Miriam Kästner von der Scripps Institution deuten darauf hin, daß die Bodenerhebungen und die Wände der aus dem Boden herausragenden Schlote hauptsächlich aus Zink-, Eisen- und Kupfersulfid sowie Calcium- und Magnesiumsulfat bestehen. Wie sich die Minerale im einzelnen bilden, mit welcher Geschwindigkeit sie sich ablagern und in welchem Mengenverhältnis Wasser und Gestein an den einzelnen Punkten des Systems stehen, ist heute Gegenstand heißer Debatten unter Geochemikern. Eines steht jedoch außer Zweifel: Die hydrothermalen Systeme werden in allen künftigen Modellen über die Chemie der Ozeane eine zentrale Rolle spielen.

Geophysikalische Experimente

Unser geophysikalisches Forschungsprogramm war in erster Linie darauf ausgerichtet, uns mehr über den Zusammenhang zwischen der vermuteten axialen Magmakammer und den tektonischen, vulkanischen und hydrothermalen Vorgängen auf dem Meeresboden zu verraten. Wir hatten das Glück, unsere Versuche in einem Gebiet anstellen zu können, in dem die hydrothermale Aktivität in vollem Gange war. So zogen wir alle Register der modernen experimentellen Geologie, um die Strukturen unter der Meeresoberfläche zu erforschen. Wir maßen die Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen, die Häufigkeit und Stärke von Erdbeben, Schwerkraftanomalien, die elektrische Leitfähigkeit und die Magnetisierungsrichtung im Gestein. Man kann theoretisch berechnen, wie schnell sich neu gebildetes Krustengestein durch Wärmeleitung abkühlt. Aus der Rechnung ergibt sich der durch Wärmeleitung bedingte Wärmefluß innerhalb der Mittelozeanischen Rücken. Bei der Messung des tatsächlichen Wärmeflusses auf dem Kamm eines solchen Rückens erhält man jedoch Werte, die fast eine Größenordnung unter den theoretisch vorhergesagten liegen. Stimmen die Modelle nicht, oder beschleunigt die Zirkulation des eiskalten Meerwassers innerhalb der heißen, neugebildeten Kruste den Abkühlungsvorgang, indem Wärme durch Konvektion abgeführt wird? Wie tief dringt das Meerwasser in die ozeanische Kruste ein, und wie groß ist das Gebiet, in dem die Zirkulation stattfindet? Welche chemische Zusammensetzung besitzt die in diesen Kreislauf einbezogene Kruste, und welche Minerale scheiden sich ab? Die Antwort auf all diese Fragen hängt entscheidend davon ab, wie tief die Risse und Sprünge in den Gesteinen der Spreizungsachse reichen. Einen Grenzwert erhält man, wenn man die Geschwindigkeit von Erdbebenwellen, die elektrische Leitfähigkeit und die lokalen Schwerkraftanomalien bestimmt.

Die große Diskrepanz zwischen dem im Meeresboden gemessenen Wärmefluß und dem Wert, der sich aus den Modellen über die Abkühlung der Lithosphäre durch Wärmeleitung ergibt, läßt darauf schließen, daß mindestens ein Drittel des Wärmeverlustes an den mittelozeanischen Rücken nicht durch Wärmeleitung, sondern durch die hydrothermale Zirkulation zustande kommt. An der Galapagos-Spreizungsachse, wo man erstmals hydrothermale Aktivität beobachtet hatte, ließ sich der Wärmefluß wegen unklarer Zirkulationsverhältnisse leider nur schwer abschätzen. Die Bedingungen für solche Messungen waren an der Ostpazifischen Schwelle wesentlich günstiger.

Anhand von Film- und Videoaufnahmen von den Schloten, die wir uns sehr genau ansahen, schätzten wir die Fließgeschwindigkeit der austretenden Wasserströme. Bei einer durchschnittlichen Austrittsgeschwindigkeit von zwei oder drei Metern pro Sekunde, sorgt ein einzelner Schlot für einen Wärmefluß von ungefähr sechzig Millionen Kalorien in der Sekunde. Das ist drei- bis sechsmal soviel wie die Wärmemenge, die ein ein Kilometer langer Abschnitt des Mittelozeanischen Rückens mit einer Ausdehnung von dreißig Kilometern nach jeder Seite hin der Theorie zufolge insgesamt abgibt. Mindestens zwölf größere Schlote haben wir im Südwestteil unseres Untersuchungsgebietes gefunden. Der gesamte Wärmeverlust ist daher offensichtlich sehr hoch -so hoch, daß ein solcher Schlot wohl nicht lange tätig sein kann. Wahrscheinlich erlischt er schon nach wenigen Jahren.

Die Schlote scheinen sich in einem schmalen Streifen zu konzentrieren, der sechs Kilometer lang, aber nur wenige hundert Meter breit ist und innerhalb der jüngsten Vulkanzone liegt. In diesem Streifen entdeckten wir an zwölf Stellen eine Temperaturabweichung und versicherten uns durch photographische Aufnahmen, daß sich an diesen Stellen tatsächlich hydrothermale Schlote befanden. Acht davon besuchten und erforschten wir mit der Alvin.

Seismische Messungen

John A. Orcutt und einer von uns (Macdonald) dachten sich ein besonders raffiniertes seismisches Experiment aus, um die Tiefe der Risse und Spalten in den Felsen längs der Kammlinie zu bestimmen. Wir wollten die Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer Wellen in Abhängigkeit von der Tiefe mit hoher Auflösung messen. Zündet man eine Sprengladung an der Wasseroberfläche, dann breiten sich die Explosionswellen kugelförmig aus und werden vor allem von den nächstgelegenen topographischen Oberflächen zurückgeworfen. Von der inneren Struktur der obersten tausend Meter Erdkruste liefern sie nur noch ein ziemlich verwaschenes Bild.

Um diese Schwierigkeiten zu umgehen, mußten wir uns eine Methode einfallen lassen, um sowohl die Quelle als auch den Empfänger der seismischen Schwingungen auf dem Meeresboden anzubringen. Außerdem war es nötig, die Ausbreitungszeiten der Schwingungen auf etwa eine Tausendstel Sekunde genau zu messen. Mit der Alvin ließen sich beide Probleme lösen. Da Sprengstoffexplosionen als seismische Quellen in der Tiefsee wegen des hohen Wasserdrucks praktisch nutzlos sind, befestigten wir an der Alm einen Preßlufthammer, um mit ihm die gewünschten seismischen Schwingungen zu erzeugen. Um die schon früher auf dem Meeresboden verankerten Seismometer zu eichen, fuhren wir mit der Alvin bis auf zwei Meter an jedes einzelne heran und gaben einen Schlag mit dem Preßlufthammer ab; die Erschütterung wurde sowohl von einem Empfänger an Bord der Alvin als auch von den Seismometern aufgezeichnet. Am Ende des Tauchganges machten wir noch einmal kehrt, um jedes Seismometer ein zweites Mal zu eichen.

Bei vier Tauchgängen erstellten wir zwei vollständige refraktionsseismische Profile: ein tausend Meter langes parallel und ein achthundert Meter langes quer zur Kammlinie. Die Analyse der gewonnenen Daten ist zwar noch nicht abgeschlossen, doch läßt sich für die Wellen, die an der Oberfläche der Kammlinie entlangliefen, einfach aus den Laufzeiten die Signale ein vorläufiger Wert für die Ausbreitungsgeschwindigkeit errechnen. Er beträgt 3,3 Kilometer pro Sekunde und liegt damit weit unter dem Laborwert für Basaltgestein bei gleichem Druck (ungefähr 5,5 Kilometer pro Sekunde). Der Grund dafür ist offensichtlich die starke Zerklüftung und Porosität des Gesteins. Zwar lagen auf unserem Weg weder größere Gräben noch Spalten, doch zeigten sich in den Lavakissen zahlreiche Haarrisse und Poren. Bevor wir genauere Angaben über den Grad der Zerklüftung und Porosität machen können, müssen wir abwarten, bis die physikalischen Eigenschaften der Gesteinsproben bestimmt sind und die Ergebnisse der seismischen Analysen über größere Entfernungen hinweg vorliegen. Insbesondere sind wir gespannt darauf, zu erfahren, in welcher Tiefe die Geschwindigkeit der seismischen Wellen über fünf Kilometer pro Sekunde steigt. Das wäre ein Zeichen, daß sich dort die meisten Risse und Spalten geschlossen haben.

Bereits die Ergebnisse eines früheren refraktionsseismischen Experiments hatten darauf hingedeutet, daß sich in zwei bis drei Kilometer Tiefe unter dem hydrothermalen Feld eine Magmakammer befindet. Bei diesem ungenaueren, aber großflächiger angelegten Experiment waren von einem Schiff an der Wasseroberfläche in bis zu sechzig Kilometer Entfernung von den in Dreiecksform auf dem Meeresboden angeordneten Seismometern Sprengladungen gezündet worden. Damals registrierten die Wissenschaftler nur zweitausend Meter unter dem Meeresboden einen Bereich, in dem sich seismische Kompressionswellen langsam ausbreiten- ein Zeichen, daß sich hier teilweise geschmolzenes Gestein angesammelt hatte. An zehn Kilometer von der Mittellinie der Spreizungsachse entfernten Punkten zeigte die Geschwindigkeit seismischer Wellen dagegen Werte, die für Meeresbasalt normal oder sogar eher etwas zu hoch waren. Die Magmakammer scheint also auf eine zwanzig Kilometer breite Zone mit Zentrum unter der Kammlinie des Ostpazifischen Rückens beschränkt zu sein.

Erdbeben und Vulkanismus

Ein zweiter Anhaltspunkt für die Existenz einer solchen Magmakammer ergab sich, als wir die Fortpflanzung von Scherwellen, wie sie bei Erdbeben auftreten, untersuchten. Solche Wellen werden von dem teilweise geschmolzenen Gestein im Innern einer Magmakammer gedämpft. Tatsächlich stellten John A. Orcutt, Ian Reid und William A. Prothero jr. fest, daß Scherwellen, die direkt an der Spreizungsachse entlangliefen, stark geschwächt wurden, solche in zehn Kilometer Entfernung dagegen kaum.

James W. Hawkins von der Scripps Institution hat von der Alvin gesammelte Gesteinsproben analysiert. Auch seine Ergebnisse deuten darauf hin, daß sich unter der Spreizungszone in geringer Tiefe eine schmale Magmakammer entlangzieht. Die Basaltproben, die alle aus einem sechs Kilometer langen Streifen quer zur jungen Vulkanzone stammten, unterschieden sich nicht stark in ihrer Zusammensetzung. Offensichtlich entstammten sie alle ein und demselben Magma, aus dem bei verhältnismäßig niedrigem Druck nacheinander die Minerale Olivin und Plagioklas auskristallisiert waren. Das ist mit der Annahme vereinbar, daß sich die Magmakammer in weniger als sechs Kilometer Tiefe befindet, was heißt, daß auch ihre Decke nur wenige Kilometer dick sein kann. Anscheinend ist diese dünne »Haut« so stark zerklüftet, daß Meerwasser tief genug eindringen kann, um sich auf mindestens 350 Grad aufzuheizen.

Wie weit aber reicht die Wasserzirkulation in die Tiefe? Letzten Sommer kehrten wir noch einmal an die Stätte unseres Wirkens zurück, um als Nachtrag zu unseren seismischen Messungen auf dem Meeresboden winzige Erdbeben in dem hydrothermalen Feld zu erforschen. Sieben Seismometer brachten wir mit Hilfe am Boden festgemachter akustischer Signalbeantworter, die wir zur Markierung der hydrothermalen Schlote zurückgelassen hatten, in Stellung. Falls die hydrothermale Zirkulation eine verräterische seismische Handschrift besäße, könnte es vielleicht gelingen, ihre Tiefe zu bestimmen. Die bisherigen Ergebnisse sind ermutigend. Die Erdbebenherde in diesem Gebiet scheinen ganz dicht unter der Oberfläche zu liegen – in allenfalls zwei bis drei Kilometer Tiefe. Das zeigt einmal mehr, wie dünn die Decke der Magmakammer sein muß. Außerdem wissen wir damit, daß auch die Risse höchstens bis in diese Tiefe reichen.

Unter den registrierten seismischen Vorgängen fielen uns schwache, ganz charakteristische Erschütterungen auf, die man als harmonic tremors bezeichnet. Sie sind ein untrügliches Zeichen für kurz bevorstehende oder zurückliegende Vulkanausbrüche und traten beispielsweise auch im Zusammenhang mit der verheerenden Eruption des Mount St. Helens vor gut einem Jahr auf (siehe »Die Ausbrüche des Mount St. Helens« in Spektrum der Wissenschaft, Mai 1981). Sie wurden kurz vor dem Ausbruch immer häufiger und steigerten sich schließlich zu einem fast ununterbrochenen Zittern. Etwas Ähnliches beobachteten wir auf der Ostpazifischen Schwelle. In dem untersuchten Abschnitt traten bis zu mehrere hundert Erschütterungen pro Stunde auf. Es kann gut sein, daß dort eine vulkanisch aktive Phase gerade ihren Anfang nimmt – oder aber zu Ende geht.

Schwerkraftanomalien

Mit den seismischen Experimenten in engem Zusammenhang standen eine Reihe von Schwerkraft-Messungen, die Spiess und einer von uns (Luyendyk) mit der Alvin durchführten. Schwankungen in der Dichte der Erdkruste, die von der Zerklüftung des Bodens oder einer oberflächennahen Magmakammer herrühren, sollten nicht nur die Geschwindigkeit seismischer Wellen, sondern auch das lokale Gravitationsfeld verändern, Die zu erwartenden Schwerkraftanomalien sind freilich gering und von der Meeresoberfläche aus nur schwer zu messen, da Quelle und Sensor in diesem Fall weit voneinander entfernt sind und Sensoren an Bord eines Schiffes auch eine Menge unechter Beschleunigungssignale registrieren. Auch hier bot die Alvin einen Ausweg. Saß man mit ihr ruhig am Meeresgrund und maß von dort aus die Schwerkraft, so traten störende Beschleunigungen praktisch nicht auf. Wegen der größeren Nähe zur Quelle waren zudem die Signale stärker.

Die Gravitationsmessungen entlang eines sieben Kilometer langen Profils, das sich von Zone 1 bis 3 erstreckte, ergaben eine ausgeprägte negative Schwerkraftabweichung über der jungen vulkanischen Zone. Anscheinend hat die Anomalie ihr Maximum über der zentralen Kammlinie und reicht bis fast an den Rand der Zone 2. Die unterdurchschnittliche Dichte, die in ihr zum Ausdruck kommt, könnte entweder von einer Zerklüftung des Bodens oder einer oberflächennahen Magmakammer verursacht sein. Tatsächlich aber ist, wie der Augenschein zeigt, die Zerklüftung in Zone 2 am größten, während die Schwerkraftabweichung im Zentrum der Zone 1, die nur verhältnismäßig wenige Risse aufweist, ihr Maximum hat. Das läßt den Schluß zu (ohne ihn zu beweisen), daß die Schwerkraftanomalie von einer oberflächennahen Magmakammer herrührt.

Angenommen, die Magmakammer hätte die Form eines horizontalen Zylinders, dessen Achse parallel zur Kammlinie verläuft und mit dem Schwerkraftminimum zusammenfällt. Dann sollte sich das Zentrum des Zylinders etwa tausend Meter unter dem Meeresboden befinden. Nimmt man ferner an, die Kammer sei mit geschmolzenem Basalt gefüllt, so müßte ihre Dichte um 0,21 Gramm pro Kubikzentimeter unter der des umgebenden Gesteins liegen. Daraus würde folgen, daß sich der obere Rand des Zylinders etwa sechshundert Meter unter dem Meeresboden befände. Ginge man andererseits davon aus, daß der Dichteunterschied zwischen Magma und umgebendem Gestein geringer ist, so ergäbe sich ein größerer Magmakörper, der noch dichter an die Oberfläche der Meereskruste heranreichen würde.

Nach den seismischen Ergebnissen ist die Magmakammer jedoch viel größer und tiefer. Geologische Gründe sprechen dafür, daß der permanente Hauptteil der Kammer zwei bis sechs Kilometer unter dem Meeresboden liegt und zwei- bis dreimal so breit wie tief ist. Was in den Schwerkraftdaten zum Ausdruck kommt, dürfte nicht die Hauptkammer selbst, sondern eine kleine, vorübergehende, längliche Kuppe oder Aufwölbung auf dem Scheitel der Hauptkammer sein. Sie könnte den Untergrund der gesamten Zone 1 ausfüllen und mit ihrem Magma die dort entdeckten Lavaströme speisen.

Aus dem Betrag der negativen Schwerkraftabweichung ergibt sich, daß auf jedem Meter der Schwelle eine Masse von neunzig Millionen Kilogramm unter der Kammlinie der Spreizungsachse fehlt. Wenn sich die Kruste an dieser Stelle im isostatischen Gleichgewicht befände (Schwerkraft und Auftrieb sich also die Waage hielten), dann müßte es irgendwo auf dem Meeresgrund einen Masseüberschuß geben, der den Fehlbetrag in der Tiefe ausgleicht. Zone 1 ist eine etwa einen Kilometer breite und rund zwanzig bis dreißig Zentimeter über den Nachbarboden herausgehobene Scholle. Damit an der Kammlinie isostatisches Gleichgewicht herrschen könnte, müßte sie doppelt so hoch sein. Entweder wird das Massendefizit durch andere topographische Besonderheiten in größerer Entfernung von der Kammlinie ausgeglichen, oder die Reibung an den Bruchflächen ist so groß, daß es die Auftriebskräfte nicht schaffen, die zentrale Scholle weiter anzuheben.

Aus den Schwerkraftmessungen läßt sich auch die mittlere Gesteinsdichte bis in hundert Meter Bodentiefe schätzen. Entlang der Kammlinie beträgt sie ungefähr 2,6 Gramm pro Kubikzentimeter, während rund neunzig am Boden aufgelesene Gesteinsproben eine Dichte von 2,9 Gramm pro Kubikzentimeter besaßen. Aus der Differenz ergibt sich ein wahrscheinlicher Porengehalt des Bodens von etwa fünfzehn Prozent.

Elektrische Messungen

Die Poren sind mit Wasser gefüllt. Da Wasser den elektrischen Strom leitet, sollte es sich durch Leitfähigkeitsmessungen im Krustengestein direkt nach- weisen lassen. Leitfähigkeitsmessungen in größeren Tiefen könnten außerdem die Existenz einer Magmakammer anzeigen, da Magma eine wesentlich höhere Leitfähigkeit besitzt als fester Basalt. Für diese Untersuchungen entwickelte Charles S. Cox von der Scripps Institution eine neue Technik zur Durchführung elektrischer Sondierungen. Sie sollten uns weitere Informationen über das Einsickern des Meerwassers in die Kruste, die Tiefe der Risse und Klüfte und die seitliche Ausdehnung der Magmakammer geben. Niemand hatte bisher derartige Messungen auch nur versucht, und ebensowenig war es mit anderen Techniken je gelungen, die Leitfähigkeit der Tiefseekruste auch nur näherungsweise zu bestimmen.

Das von der Scripps Institution betriebene Forschungsschiff Melville zog eine achthundert Meter lange elektrische Antenne dicht über dem Meeresboden hinter sich her. Die Antenne sandte elektrische Signale aus, deren Frequenz so gewählt war, daß sie im Ozean rasch absorbiert wurden, jedoch ein beträchtliches Stück in die Meereskruste eindringen konnten. Auf dem Meeresboden waren in der Nähe der Spreizungsachse drei Empfänger aufgestellt. Da es das erste Mal war, daß wir eine lange, zerbrechliche Antenne über dem Meeresboden entlangführten, mieden wir die unebene Oberfläche der Zone 1 und nahmen die elektrischen Sondierungen lieber im Gebiet zehn bis fünfzehn Kilometer westlich der Kammlinie in 300 000 bis 400 000 Jahre altem Krustengestein vor.

Die Sondierungen reichten bis etwa acht Kilometer unter den Meeresboden. Das erhaltene Leitfähigkeitsmuster läßt darauf schließen, daß die Magmakammer bereits in zehn bis fünfzehn Kilomdter Entfernung von der Kammlinie nicht einmal zweihundert Meter mehr dick ist eine nachdrückliche Bestätigung der seismischen Befunde, die seinerzeit auf eine schmale Magmakammer direkt unter der Kammlinie hingedeutet hatten. Die von der Cyana aus gemachten Beobachtungen lassen interessanterweise erkennen, daß die aktive Verwerfung der Kruste gleichfalls in einer Entfernung von zehn bis zwölf Kilometer zur Kammlinie der Spreizungsachse allmählich nachläßt. Vielleicht bestimmt auf den mittelozeanischen Rücken mit einer mittleren bis hohen Spreizungsgeschwindigkeit die Breite der Magmakammer auch die Breite der Bruchzone. Wie die elektrischen Sondierungen überdies er-gaben, ist die Leitfähigkeit selbst relativ nahe am Meeresboden gering. Anscheinend dringt das Meerwasser höchstens zwei bis vier Kilometer tief in die Kruste ein.

Magnetische Grenzlinien

Für eine andere Serie von Tauchgängen verlagerten wir unseren Untersuchungsort von der Kammlinie etwas in Richtung Nordwesten zu der Stelle, an der sich die letzte größere Umpolung des Erdmagnetfeldes in einer magnetischen Grenzlinie im Meeresboden niedergeschlagen hat. Wir wollten sehen, ob uns der geometrische Verlauf einer solchen Grenzlinie etwas darüber verrät, wie sich neue Meereskruste an einer Spreizungsachse bildet. Denn auch nahezu zwei Jahrzehnte nach der Aufstellung des Vine-Matthews-Modells versteht man noch nicht bis ins Letzte, wie sich die magnetischen Streifen bilden. Es gab eine Zeit, da die Überzeugung vorherrschte, die einheitliche Magnetisierung innerhalb eines Streifens reiche nur bis etwa fünfhundert Meter in die Tiefe. Denn bei Tiefsee-Bohrungen in tiefere Krustenschichten kam ein chaotisches Durcheinander der verschiedensten Polaritäten und Feldstärken zum Vorschein, das mit der regelmäßigen Abfolge von Magnetstreifen, wie man sie von der Meeresoberfläche aus gemessen hatte, nicht mehr die geringste Ähnlichkeit besaß. Auf der Grundlage früherer Messungen mit einem Magnetometer, das an der Schleppleine eines Schiffes über den Boden gezogen wurde, erstellten wir zunächst ein dreidimensionales mathematisches Modell der magnetischen Grenzfläche. Sie war nach diesen Rechnungen bemerkenswert gradlinig und schmal: nicht breiter als 1,4 Kilometer. Freilich hatten wir, um eine konsistente Lösung der mathematischen Gleichungen zu erhalten, die Daten filtern müssen. Daher schien es fraglich, ob die Grenzlinie wirklich so scharf umrissen war. Um das herauszufinden, brachten wir ein empfindliches Magnetometer auf der Alvin an. Mit ihm ließ sich nicht nur das Magnetfeld in den drei Raumrichtungen, sondern auch der vertikale Feldgradient messen: das Ausmaß, in dem sich das Magnetfeld mit der Höhe über dem Meeresboden ändert. An diesem ersten Versuch, eine am Meeresboden gelegene Grenze zwischen zwei Streifen mit umgekehrter Magnetisierungsrichtung aus nächster Nähe zu erforschen, nahmen auch Loren Shure von der Scripps Institution und Stephen P. Miller sowie Tanya M. Atwater von der Universität Santa Barbara teil.

Bei fünf Tauchgängen quer durch den Grenzlinienbereich konnten wir an über 250 Punkten die Magnetisierungsrichtung im anstehenden Basalt eindeutig bestimmen. Das Ergebnis war eindrucksvoll. Auf beiden Seiten hatte das Magnetfeld an jedem gemessenen Punkt die richtige Orientierung, das heißt seine Polarität stimmte mit der Polarität überein, die das Schlepptau-Magnetometer für den jeweiligen Streifen als Ganzen festgestellt hatte. Auf der jüngeren Seite der Grenzlinie war diese Beobachtung nicht allzu sensationell, da hier die neuere Kruste mit positiver Polarität (Kruste, deren Polarität mit der des heutigen Erdmagnetfelds übereinstimmt) eventuell vorhandene ältere Kruste mit negativer Polarität in jedem Fall überlagern sollte. Was uns aber überraschte, war die Tatsache, daß die neue Kruste an keiner Stelle über die Grenzlinie auf die ältere Seite vorgedrungen ist.

Wir stellten mit Hilfe der Alvin fest, daß die direkt am Meeresboden gemessene magnetische Grenzlinie etwa fünfhundert Meter weiter von der Spreizungsachse entfernt verläuft als die Linie, die wir anhand der vom Schlepptau Magnetometer gesammelten Daten berechnet hatten. Der Grund dafür ist, daß das Schlepptau-Magnetomeier die Magnetisierung bis in eine gewisse Tiefe gemessen und über die Tiefe gemittelt hatte; das heißt, es bestimmte die mittlere Lage der Grenzlinie für einen Krustenquerschnitt. Aus der Tatsache, daß die Grenzlinie direkt am Meeresboden fünfhundert Meter weiter von der Spreizungsachse entfernt verläuft als die über eine gewisse Tiefe gemittelte Grenzlinie, kann man schließen, daß sich basaltische Lava aus den Vulkanschloten seitlich über die ältere, negativ polarisierte Kruste ergossen hat.

Die früheren Meßwerte und die jetzt mit der Alvin gewonnenen Daten machen übereinstimmend deutlich, daß sich die Magnetstreifen innerhalb einer sehr schmalen Zone bilden. Wenn man die Streckung der Kruste in der Bruchzone und die endliche Dauer jeder Umkehr des Erdmagnetfelds in Rechnung stellt, dann hat es den Anschein, daß die Zone, in der sich neue Kruste bildet, nur fünfhundert bis tausend Meter breit sein kann. Dieser Wert stimmt hervorragend mit der Breite der Zone 1 an der heutigen Spreizungsachse überein. Nach den mit der Alvin und der Cyana gemachten Beobachtung liegt sie zwischen 400 und 1200 Metern. Damit ist die Zone der Krusten-Neubildung heute genauso scharf umrissen wie vor 700 000 Jahren: In beiden Fällen beschränkt sie sich auf einen nur einen Kilometer breiten Streifen. Wenn man bedenkt, daß sowohl die Pazifische als auch die Nordamerikanische Platte Tausende von Kilometern breit sind, kann man nur staunen, daß die Spreizungsachse an der Nahtstelle zwischen beiden so schmal und stabil ist.

Wie läßt sich dieses Bild aus wohlgeordneten Streifen mit der verworrenen magnetischen Schichtfolge in Einklang bringen, die man in den Bohrkernen aus der Tiefsee beobachtet hat? Bei genauerem Hinsehen stellt sich heraus, daß alle Bohrungen, bei denen man tiefer als fünfhundert Meter in die Meereskruste eingedrungen ist, im Atlantik gemacht wurden, wo sich der Meeresboden sehr viel langsamer ausdehnt als im Pazifik. Wie Wahrscheinlichkeitsrechnungen zeigen, bewirkt eine langsamere Spreizungsgeschwindigkeit, daß die Zone der Krusten-Neubildung wesentlich breiter ist als nur einen Kilometer, was wiederum dazu führt, daß die magnetischen Polaritäten in den einzelnen Krustenabschnitten in der Tat bunt gemischt sein können. In einem Gebiet mit hoher Spreizungsgeschwindigkeit (wie an der Ostpazifischen Schwelle sollten dagegen scharf begrenzte einheitliche Magnetstreifen vorherrschen.

Aus dieser Überlegung folgt, daß sich die Prozesse, die neue Meereskruste im Atlantik entstehen lassen, erheblich von ihren Analoga im Pazifik unterscheiden. Weitere Anstrengungen werden nötig sein, um die komplexen physikalischen und chemischen Vorgänge aufzuklären, die an den Nahtstellen der großen Lithosphärenplatten ablaufen, und sicher werden bemannte Tauchboote weiterhin ihren festen Platz bei solchen Unternehmungen haben. Am meisten befriedigt an dieser Arbeit, daß hier viele sonst getrennte Gebiete innerhalb der Ozeanographie zusammenfließen. Biologen, Geochemiker, Geologen, Geophysiker und Physiker ziehen an einem Strang – erfüllt von dem gemeinsamen Bestreben, unser Verständnis eines der faszinierendsten geologischen Vorgänge zu vertiefen: der Bildung neuer Meereskruste an den mittelozeanischen Rücken.

Dieser Artikel ist enthalten in Spektrum der Wissenschaft Juli 1981

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Aus: Scientific American, Mai 1981