2.9 Anwendungsbeispiel Geologie - Salz 2.9.1 Zur inhaltlichen Vorbereitung für Lehrer

„Anwendungsbeispiel Geologie - Salz“ Bei unseren Experimenten zur:

Dichtebestimmung von Salzlösungen, zur Wärmetönung beim Lösen von Salz zur Leitfähigkeit von NaCl-Lösungen

haben wir den Stoff Salz im Labor mit unterschiedlichen physikalischen Methoden untersucht. Dabei haben wir gemerkt dass Salz etwas mit Wasser zu tun hat. Immer haben wir mit wässrigen Lösungen gearbeitet, haben Salz in das Wasser gegeben und das Verhalten der Lösungen beobachtet und gemessen. In unseren Experimenten haben wir natürliche Prozesse nachgestellt.

1. Wir haben Salz in das Wasser gegeben = es in Wasser gelöst 2. Wir haben Salz aus dem Wasser gewonnen = es durch Verdunstung aus dem

Wasser extrahiert. In unserem Alltagsverständnis ein selbstverständlicher Vorgang. Wir wissen wie wir mit Salz umgehen müssen. Unser Körper benötigt 5-7 g Salz täglich für lebensnotwendige Funktionen. Salz wird aber auch in unserer Umwelt um uns herum benötigt und dort in weit größeren Mengen.

• In der Arzneimittelherstellung • In der Mineralwasserindustrie • In der Lebensmittelindustrie • In der chemischen Industrie • Als Streusalz im Winter • u.v.a.m.

Wo kommt das viele Salz her? Diese Frage können uns Geologen beantworten. Salz ist ein mineralischer Rohstoff. Es bildet die Salzgesteine, auch Evaporite genannt. Hier eine Definition: Evaporite, Salzgesteine, chemische Sedimente und Sedimentgesteine, die durch intensive Verdunstung oder gar Eindunstung saliner wässriger Lösungen entstehen. Salinare Lösung kann dabei Meerwasser (Bildung von marinen Evaporiten) oder aber Grundwasser bzw. Porenwasser (Bildung von terrestrischen Evaporiten) sein. (Lexikon der Geowissenschaften 2001) Salze bilden sich also durch Verdunstung salzhaltiger (salinarer) wässriger Lösungen. Wo ist das Wasser dafür und wo kann dies geschehen? Werfen wir einen Blick auf die Verteilung des Wassers auf der Erde:

Die Gesamtmenge des Wassers auf der Erde beträgt etwa 1,4 Mrd. km3. Nur rund 2,4 % dieses Wassers ist Süßwasser, davon sind aber nur etwas mehr als 0,1 % der Nutzung durch den Menschen zugänglich. Der Rest, 97,6% entfällt auf das Salzwasser in den Ozeanen

Wenn wir Salz in größeren Mengen gewinnen wollen können wir also nur Meerwasser verwenden.

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Betrachten wir die Zusammensetzung des Meerwassers. In der Meerwasserlösung befinden sich eine Vielzahl von Kationen und Anionen, sie machen die Salinität, den Salzgehalt, des Wassers aus. Eine Übersicht über die Verteilung der wichtigsten Ionen in g/l und ihrem entsprechenden prozentualen Anteil gibt Tabelle 1. Kationen Salzgehalt

g/l Salzgehalt

% Na Na+ 10,47 30,0 Mg Mg2+ 1,28 3,7 Ca Ca2+ 0,41 1,2 K K+ 0,38 1,1 Sr Sr2+ 0,013 0,05 Anionen Chloride Cl- 18,97 55,2 Sulfate SO42- 2,65 7,7 Bromide B- 0,065 0,2 Bicarbonate HCO3- 0,14 0,4 Borate BO3

3- 0,027 0,08 Summe 34,4 99,6 Tabelle 1: Meerwasser : Kationen- und Anionengehalt von Meerwasser. Angabe in Gramm pro l und in Prozentanteil an der Salinität (Salzgehalt/Salzkonzentration). Die Angaben sind bezogen auf den Durchschnittswert über die Ozeane, also auf eine mittlere Salinität von 34,4 Gramm/kg. (Bearbeitet nach Lexikon der Geowissenschaften 2001) Im Meerwasser sind alle natürlichen chemischen Elemente nachzuweisen. Die Tabelle beschränkt sich aber auf die Angabe von 5 Kationen und 5 Anionen und das hat seinen Grund. Die angegebenen Ionen bestimmen tatsächlich ca. 99% der Salinität des Meerwassers. Hierzu eine Frage: Ist diese durchschnittliche Konzentration in allen Weltmeeren gleich? Und falls nein, welche Konzentrationen treten in den Meeren auf?

Der Oberflächensalzgehalt der küstenfernen Teile der Ozeane liegt zwischen 33 und 37 g Salz pro Liter Meerwasser. Der mittlere Wert für den Salzgehalt liegt statistisch bei 34,4 – 34,7 g/l . Generell nimmt er in Richtung der Pole ab. Der Salzgehalt schwankt auch durch andere Faktoren:

In den Rand- und Mittelmeeren der gemäßigten Breiten der nördlichen und südlichen Halbkugel ist der Salzgehalt infolge der Süßwasserzufuhr durch Flüsse und Niederschläge geringer.

In den Rand- und Mittelmeeren der subtropischen Breiten überwiegt die Verdunstung gegenüber Flusszufuhr und Niederschlag, und der Salzgehalt ist teilweise höher als im offenen Ozean:

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Die Beispiele zeigen die Variationsbreite des Salzgehalts: Ostsee < 20g/l bis nahezu Süßwasser in den inneren Teilen. Nordpolarmeer 32g/l Nordsee 35 – 34 g/l ; Mittelmeer bis 39 g/l; Persischer Golf bis 40 g/l; Rotes Meer bis 41 g/l. Einen Extremfall bildet das Tote Meer mit einem Salzgehalt bis zu 330 g/l

Hierzu 2 neue Fragen: 1. Wie kommt das Salz ins Meer? 2. Hatten die Meere in der Erdgeschichte immer die gleiche Konzentrationen von Salz? Um sie beantworten zu können, müssen wir weit in die Frühphase der Entwicklung der Erde zurückblicken. Die Oberfläche der frühen Erde war nach ihrer Verfestigung vor ca. 4.5 Mrd. Jahren eine Vulkanlandschaft. Brodelnde Vulkane förderten Lava und wie aus Ventilen entwichen die Gase als leichtflüchtige Bestandteile z.B. CO2, CO, HF, HCl, CH4, H2, O2, SO2 und H2S, F2, aber vor allem viel Wasserdampf. Der Wasserdampf sammelte sich in einer gigantischen Wolkendecke, der ersten Atmosphäre, bis die Oberfläche der Erde nach und nach abkühlte und schließlich die Temperaturgrenze von 100°C unterschritt. Nun war eine Temperatur erreicht, bei der das Wasser aus dem dampfförmigen Zustand in den flüssigen Zustand übergehen konnte und es begann heftig zu regnen. Es regnete jahrelang, jahrhundertelang, hundertausende, ja Millionen von Jahren lang. Das Wasser füllte Senken und Mulden auf der Erdoberfläche, floss an den Vulkanhängen ab, breitete sich zwischen den Vulkanen aus, die Ozeane bildeten sich. Was hat das mit unserem Salz zu tun? Das Regenwasser, das erst einmal wenig andere Elemente als Wasserstoff, Sauerstoff und die genannten Gase enthalten haben dürfte, löste die Minerale in den Gesteinen an der Erdoberfläche und setzte ihrer Bestandteile frei. Die Minerale des vulkanischen Gesteins Basalt, das in der Frühzeit der Erde die Erdoberfläche bedeckte, enthalten vor allem die Elemente Natrium, Kalium, Calcium, Eisen, Magnesium und Aluminium als Kationen. Sie sind in den gesteinsbildenden Mineralen mit dem Komplexion SiO4

4- verbunden. Diese Elemente gelangten nun als Kationen nach und nach in das Meerwasser. Die aus den Vulkanschloten eruptierten Gase verbanden sich mit dem kondensierenden Wasserdampf und regneten in die Meere ab, wo sie in Lösung gingen oder sie gelangten aus Spalten und Rissen am Meeresboden direkt in das Meerwasser und bildeten Anionen wie Chlorid, Sulfat, Carbonat u.a.. Aber noch wichtiger für dieses „Einfüllen“ der Bestandteile von Salz in die Meere waren Lösungsprozesse, die sich am Boden der jungen Meere abspielten. Hier kam Wasser mit den heißen und teilweise porösen Gesteinen in Kontakt und laugte sie tiefgründig aus. Bei den höheren Temperaturen war die Lösung der Kationen aus den Mineralien allerdings viel effektiver als auf dem Festland. Langsam wurde so der der Salzgehalt der Meere aufgebaut, die Salinität. Ob die frühesten Meere die gleiche Zusammensetzung hatten wie heute, ist umstritten. Belege für eine Salinität wie sie heute vorliegt, finden sich erst gegen Ende des Proterozoikums vor etwa 1 Mrd. Jahren (siehe geologische Zeittafel Abbildung. 1).

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Am Ende des Proterozoikums (s. die folgende Zeittafel) entstanden die ersten größeren Salzlagerstätten auf der Erde. Erdgeschichtliche Zeittafel. Die Unterteilung in Erdzeitalter basiert für die jüngeren Erdzeitalter auf der Entwicklung der Organismen. Die Altersangaben für die einzelnen Abschnitte wurden mit Methoden der absoluten Altersbestimmung ermittelt.

Abbildung. 1: Die Erdzeitalter. Flyer von Spektrum der Wissenschaft

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Woher wissen Geologen das alles? Vor 1 Mrd. Jahre existierte Leben in Form von Einzellern im Meerwasser, es gab noch keine Menschen, also keine Zeitungen, keine Bücher, keine Computer, also Niemanden der Informationen weitergeben konnte. Und doch gibt es Informationen aus dieser Zeit, Informationen die sich in Gesteinsablagerungen befinden und die werden von Geologen entschlüsselt. Erst einmal beschreiben und untersuchen sie die Gesteine. Dann vergleichen sie ihre Ergebnisse mit denen von Gesteinen, die sich aktuell bilden und versuchen Gemeinsamkeiten zu entdecken. Wenn diese Bildung nicht beobachtet werden kann, versucht man sie im Labor, in Werkstätten oder in Experimenten nachzuvollziehen, bis ein Ergebnis/Produkt herauskommt, mit dem man etwas anfangen kann. In der Annahme, dass geologische Prozesse in der Vergangenheit in vergleichbarer Weise abgelaufen sind wie heute, können Geologen/innen auch lange in der Erdgeschichte zurückliegende Prozesse rekonstruieren. Dieses methodische Vorgehensweise wird als „Prinzip des Aktualismus“ bezeichnet.

In der Erdgeschichte dient es dazu, aus der Kenntnis der Gegenwart zum Verständnis der Vergangenheit zu gelangen.

Es hilft aber nicht nur Vergangenes zu rekonstruieren, es ermöglicht gleichermaßen aus der Kenntnis des Bekannten zum Verständnis des Unbekannten zu gelangen, z.B. bei der Erforschung des Erdinneren.

Es hilft aber auch, aus der Kenntnis der Gegenwart auf die Zukunft zu schließen, also z.B. Vorhersagen für bestimmte geologische Prozesse zu machen.

Wenden wir den Aktualismus auf die Bildung von Salzlagerstätten an. Salzlagerstätten bilden sich im Prinzip nicht anders, als wir es in unserem Experiment 2 zur Dichtebestimmung gemacht haben. Wir haben bei unseren Experimenten Salz in Wasser gelöst, das Wasser verdunstet und einen kristallisierten Rückstand erhalten, Salz.

Und genau das passiert, auch heute, im Meer. Das Meerwasser verdampft und dabei bleibt ein kristallisierter Rückstand übrig, Salz. Wenn wir auf diese Weise unseren täglichen individuellen Bedarf an Salz herstellen würden, wäre es doch sehr aufwendig. Denn jeder von uns müsste täglich 200 cm3 Meerwasser verdampfen, um die ca. 7 g Salz zu erhalten, die wir für unseren menschlichen Stoffwechsel im Durchschnitt benötigen. Allein für die Stadt Bielefeld wären das bei 300.000 Einwohnern 60.000 l pro Tag, das würde schon eine Pipeline direkt zur Nordsee erfordern. Und was würde mit dem Wasserdampf geschehen? Es würde nachher noch mehr regnen, als wir es hier ohnehin schon aushalten müssen. So kann es also nicht laufen. Obwohl es vor einigen hundert Jahren so geschehen ist. Allerdings wurde das Salz zu dieser Zeit nicht bei uns gewonnen, sondern da wo die Sonnenenergie genug Wärme zur Verdunstung des Meerwassers lieferte, z.B. im Bereich des Mittelmeeres. Dann wurde es auf Salzstraßen nach Mitteleuropa transportiert. Wer damals das Monopol auf den Salzhandel hatte, konnte reich und mächtig werden. Das Salz das wir heute verbrauchen, kommt aus Salzlagerstätten in der Erde und wird in Fabriken für uns aufbereitet..

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Wir erinnern uns: Am Ende des Proterozoikums entstanden die ersten Salzlagerstätten. Definition Lagerstätte: „Lagerstätte, natürliche Anhäufung von Rohstoffen (Erze, Industriemineralien, Braunkohle und Steinkohle, Erdöl und Erdgas, Steine-und-Erden-Lagerstätten) in geologischen Körpern in der Erde oder an der Erdoberfläche, die in solcher Menge und/oder Anreicherung technisch erreichbar vorkommen, daß sich ihre Gewinnung wirtschaftlich lohnt“. (Lexikon der Geowissenschaften 2001) Für die Bildung von Salzlagerstätten haben Geologen, mit dem Prinzip des Aktualismus, Modellvorstellungen entwickelt. • Zur Bildung von Salz kommt es in abgeschnürten Meeresbecken unter heißen und

trockenen Klima-Bedingungen. • Notwendige Voraussetzung ist, dass die Verdunstung in diesem Bereich größer ist als der

Niederschlag.

Die Klimakarte der Erde weist hierfür bevorzugte Regionen aus, die Subtropen. Sie befinden sich direkt in den Bereichen des nördlichen und des südlichen Wendekreises. Hier überwiegt die Verdunstung, im Jahresdurchschnitt, den Niederschlag.

Der Geologe Richter-Bernburg (1953) hat ein Modell für die Salzausscheidung entwickelt. Es wird als „Barrentheorie“ bezeichnet. Der Begriff Barre bezeichnet eine untermeerische Schwelle. Durch diese Schwelle wird die Zirkulation des Meerwassers für einen bestimmten Bereich eingeschränkt. Die Verdunstung von Meerwasser verläuft am Besten im flachen Wasser, das von der Sonne gut durchwärmt ist, dies ist der Bereich in Ufernähe. Die Barre trennt das offene Meer gegen eine Lagune ab, damit fördert sie den Zulauf von Salzwasser im Oberstrom. Durch Verdunstung steigt die Dichte des Salzwassers im abgeschnürten Bereich, es sinkt ab. Die Barre verhindert den Rückstrom des Salzes mit dem Unterstrom, da es jetzt eine höhere Dichte hat. Langsam steigt so die Konzentration und die ersten Salze kristallisieren im tieferen Bereich des Beckens aus. (Abbildung. 3) Die folgende Abbildung 2 zeigt die Entwicklung der Salzausscheidung nach dieser Vorstellung.

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Offenes Meer Festland

Abbildung. 2: Barrentheorie. Schema zur Bildung von Salzlagerstätten. Es zeigt die fraktionierte Ausfällung einer Salzabfolge. Bearbeitet nach: Richter, D.; Allgemeine Geologie; Berlin 1992; S. 126 Siehe dazu auch Tabelle 2.

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Entscheidend für die Bildung von Salzablagerungen und die Abfolge der Salze ist die Löslichkeit der Verbindungen (Tabelle 2). Die folgende Tabelle zeigt den Zusammenhang ausgehend von einem Liter Wasser, der langsam verdunstet. Stadium

Barrenth

eorie

Kristallisation durch:

Rest von 1000 ml

Wasser nach Verdunstung

Ausgeschiedene

Salzphase

Zusammensetzung

Löslichkeit in Wasser bei 20°C

in g/l

a) Kalk CaCO3

0,014

b)

Bei Erhöhung der Temperatur oder Zufuhr von

CO2 .

~ 1000 ml

Dolomit (Mg,Ca) CO3

0,106

c) Verdunstung

294 ml

Gips und Anhydrit

CaSO4 H2O CaSO4

2,036

d) Verdunstung

105 ml

Steinsalz und

Anhydrit

CaSO4 NaCl

358,5

e) Verdunstung

17 ml

Edelsalze = Sylvin,

Carnalit, Kainit

KCl, MgCl2 6H2O

343,5 - 542,5

f) Salzton Ton als Überdeckung, der das kristallisierte Salz vor dem Lösen

durch das über der Barre neu einströmende Meerwasser schützt.

Tabelle 2: Ausscheidungsabfolge und Löslichkeit der Salze bezogen auf die „Barrentheorie“. Der Prozess läuft in Becken ab, die von 10 bis zu hundert km2 groß sein können und eine Verbindung zum Meer haben. Da sich aus einer angenommenen Wassersäule von 1000m Höhe nur etwa 15,75 m Salz ausscheiden würden, muss schon eine entsprechende Menge Wasser verdunsten, bis Salzlager mit 450 m Mächtigkeit, wie sie in Norddeutschland, entstanden sind. Genau genommen wäre das eine Säule von 30 km Meerwasser. Der beschriebene Prozess der Salzbildung dauert natürlich einige Million Jahre, vor allem aber läuft er in sich wiederholenden Zyklen ab (siehe Abbildung. 4 ). Dazwischen kann auch einmal eine längere Pause eintreten, bis wieder frisches Meerwasser über die Barre in das Becken einströmt. Der nächste Zyklus der Verdunstung beginnt und mit ihm die nächste Ablagerungsfolge von Salzen. Salzlagerstätten in Deutschland haben eine Ausbreitung von einigen hundert Kilometern in der Länge und in der Breite. Sie befinden sich in einigen hundert Metern Tiefe. Im Bereich des Mittelmeeres und des Persischen Golfes kann man den Prozess der Salzbildung beobachten. Dort wird In Salinen , das sind im Prinzip künstlich angelegte Lagunen, noch heute Salz gewonnen. Wir beziehen unser Salz aus Norddeutschland, allerdings nicht aus Salinen, dazu fehlen hier ja die Bedingungen, sondern aus Bergwerken. Salzlagerstätten liegen z.B. unter Lüneburg, in der Umgebung von Salzgitter, wo sich auch einige Salzbergwerke befinden, aber auch in Thüringen, nicht weit von hier.

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Irgendwann hört die Salzbildung auf. Auf der letzten Salzablagerung werden jetzt „ganz normale“ Sedimente abgelagert. Das sind Sedimente wie Ton, Sand oder Gerölle, also der Verwitterungs- und Abtragungsschutt aus Gebirgen. Sie werden von Flüssen ins Meer verfrachtet und dort Schicht für Schicht übereinander gelagert und verfestigt. Aus den Sedimenten werden Sedimentgesteine (Ablagerungsgesteine), wie z.B. Sandstein oder Tonstein. Was ist passiert?

Hat sich das Klima verändert? Hat eine Katastrophe stattgefunden?

Wir verknüpfen unsere Überlegungen mit einer weiteren Frage: Wie kommen die Salzlagerstätten nach Norddeutschland??? Auch hierauf sollten Geologen eine Antwort geben können. Dazu einige grundsätzliche Feststellungen:

Die Salzbildung ist an Klimazonen gebunden. Das Klima wandert nicht.

Und nun die Konsequenzen daraus:

Wenn wir heute Salz in Regionen finden, in denen es normalerweise nicht entstehen kann, dann muss diese Region ihre Position auf der Erde verändert haben. Sie muss aus dem Bereiche der Wendekreise wegbewegt worden sein.

Kontinente müssen gewandert sein. Damit wäre auch das Ende der Salzausscheidung zu erklären.

Wir wollen das am Beispiel der Salzlagerstätten in Norddeutschland überprüfen. Das Alter dieser Salzablagerungen ist 258-248 Mio. Jahre. Gebildet wurden sie in der erdgeschichtlichen Formation des „Zechstein“, das ist der jüngere Abschnitt des „Perms“ (Abbildung. 1: Die Erdzeitalter). Zu dieser Zeit muss Norddeutschland in einer entsprechenden Klimazone gelegen haben. Wir überprüfen dies auf einer Folge von paläogeographischen Karten, die uns in einer Rekonstruktion die Position von Kontinenten und Meeren in vorgeschichtlicher Zeit zeigen. Wir sehen die Entwicklung der Kontinentbewegungen auf der Erde für die letzten 540 Mio. Jahre, jeweils in Momentaufnahmen im Abstand von 60 Mio. Jahren. (Abbildung. 5). Besonders herausgehoben ist die Konstellation zur Zeit der Salzbildung im Perm und die heutige Position dieser Formationen in den Salzlagerstätten in Norddeutschland, das sind die beiden Aufnahmen ganz unten auf der Abbildung 3.

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Salzbildung

Heute

Abbildung. 3: Die Entwicklung der Konstellation von Kontinenten und Ozeanen in den vergangenen 540 Mio. Jahren. aus : Dynamik der Erde, Sammelband Spektrum der Wissenschaft, Hg. R. Siever; Heidelberg 1987; S. 12

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Tatsächlich lag Norddeutschland also im Perm (Zechstein) weit südlicher als heute. Die Erklärung der Geologen für diese Wanderung ist die Kontinentalverschiebung. Ein moderner Begriff dafür ist Plattentektonik. Ein Konzept mit dem Geologen sehr viele Prozesse auf der Erde erklären. Nach dem Konzept der Plattentektonik ist die Erdoberfläche aufgeteilt in Platten, die an der Erdoberfläche in ständiger Bewegung sind . Die Bewegung wird an den Plattengrenzen deutlich:

Divergente Plattengrenzen liegen vor allem in den Ozeanen, an ihnen werden Platten von einander wegbewegt, die entstehenden Lücken werden durch neu gebildete ozeanische Erdkruste ausgefüllt. Der Ort an dem dies geschieht sind die Mittelozeanischen Rücken (MOR),

An konvergenten Plattengrenzen bewegen sich Platten aufeinander zu, dabei wird Erdkruste „verschluckt“ und wandert wieder in den Erdmantel zurück, in etwa soviel wie an den MOR neu produziert wird. Der Prozess heißt Subduktion.

Die Geschwindigkeit der Plattenbewegung liegt zwischen 1 und 20 cm/Jahr. Diese Zahlen klingen sehr klein, aber auf geologische Zeiträume bezogen sieht das schon anders aus.

1 mm/Jahr = 1 km/Mio. Jahre 1 cm/Jahr = 10 km/Mio. Jahre

Die Erdoberfläche ist aufgeteilt in 7 Großplatten und eine Reihe von Mikroplatten (Abbildung. 4).

Abbildung. 4: Die wichtigsten Platten, ihre Grenzen, Bewegungsrichtungen und Bewegungsgeschwindigkeiten in cm/Jahr. Bahlburg, H. & Breitkreuz, Chr. Grundlagen der Geologie. Stuttgart 1998. S. 156

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Wer oder was bewegt die Platten? Wir wollen uns hier mit einer sehr einfachen Erklärung genügen. Alles beginnt in der Erde an der Mantel-Kern-Grenze, das ist die Grenze zwischen dem Äußeren Erdkern und dem Unteren Erdmantel. Hier treffen ausgeprägte physikalische Gegensätze aufeinander.

Der Äußere Erdkern ist flüssig und besteht aus Fe (Eisen) und Ni (Nickel) mit einer Beimengung von etwa 10% O (Sauerstoff) und S (Schwefel), die ihn im flüssigen Zustand hält. Seine Dichte liegt bei ca. 10 g/cm3 , die angenommene Temperatur bei ca. 4000°K.

Der Untere Erdmantel ist fest und hat eine Zusammensetzung, die dem Basalt ähnelt,

einem vulkanischen Gestein, das auch die Böden unserer Ozeane bildet. Die durchschnittliche Dichte des unteren Erdmantels liegt bei ca. 5,5 g/cm3, seine angenommene Temperatur liegt an der Mantel-Kern-Grenze bei ca. 2700°K.

In der folgenden Abbildung 5 sind die wichtigsten Daten zusammengefasst. Die Mantel-Kern-Grenze wird wegen des hohen Temperaturunterschiedes als „Thermische Grenzschicht“ bezeichnet. Sie ist eine Übergangszone mit etwa 200 km Dicke.

Thermische Grenzschicht

≈ 1800 Kelvin

2700 ± 100 Kelvin

4000 ± 200 Kelvin

4850 ± 200 Kelvin

Abbildung. 5: Aufbau der Erde. Bearbeitet nach: Möller, P. 1986; S. 97. Die Temperaturangaben aus Lanius, K. - Die Erde im Wandel, 1994; S.79f. und Strobach, K. 1991; S. 165. Beim Aufeinandertreffen der beschriebenen Gegensätze entwickelt sich in dieser Übergangszone ein chaotisches Durcheinander. Das feste Material des unteren Mantels schmilzt, das flüsige des äußeren Kerns kristallisiert zu Festkörpern. Bei diesen Prozessen ist für den weiteren Verlauf vor allem das Schmelzen des Mantelmaterials wichtig. Kommt es dabei zur Bildung von größeren Ansammlungen von Schmelze, z.B. mit Durchmessern bis 1000 km dann gewinnen diese, durch den Dichteunterschied zu ihrer festen Umgebung, Auftrieb. Die aufsteigenden Schmelzen werden als „Mantle Plumes“ bezeichnet.

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Ein Protokoll für dieses Szenario in Stichpunkten macht den Ablauf deutlich:

An der Mantel-Kern-Grenze (MKG) herrscht ein Temperaturunterschied zwischen dem Äußeren Kern und dem Unteren Mantel. (Abbildung. 7). Hier trifft der flüssige Äußere Kern mit einem Temperaturunterschied von ca. 1000° K auf den festen Unteren Mantel.

Dies führt zu Schmelzprozessen in deren Folge sich große, aufgeschmolzene „Blasen“ mit flüssigen Mantelmaterial und einigen 100 km Durchmesser bilden können, sogenannte Mantle Plumes.

Die Dichte dieser Mantle Plumes gegenüber ihrer festen Umgebung ist niedriger, dies bewirkt eine Auftriebskraft.

Sie steigen, wenn die Auftriebskraft groß genug ist, um den Widerstand der Umgebung zu überwinden, als schlauchförmige Schmelzströme mit einer Geschwindigkeit von etwa 5 - 10 cm pro Jahr auf. Der Wärmeaustausch mit der weiteren Umgebung ist gering. Der Aufstieg endet, wenn die Dichte mit der Umgebung im Gleichgewicht ist. Das ist zumeist in 670-660 km Tiefe der Fall, an der Grenze zum Oberen Erdmantel. Hier stagniert der Aufstieg, der Mantle Plume kollabiert (Abbildung. 8).

Durch die immer noch deutlich höhere Temperatur gegenüber dem Oberen Erdmantels der hier beginnt, wird dieser aufgeschmolzen und es bilden sich auch hier wieder Plumes, die durch den Oberen Erdmantel bis an die Eroberfläche aufsteigen können.

Abbildung 6 zeigt dies an einem Modell, das für den Island-Plume entwickelt worden ist. Die Animation demonstriert, ausgehend von einer Tiefe in 660 km, den Aufstieg eines dort startenden Plumes. Die Modellbox ist 1500 km×1500 km×660 km groß. Durch einen kreisförmigen Bereich im Modellboden strömt Material mit einer Geschwindigkeit von bis zu 10 cm/a und einer Temperatur, die im Zentrum des Plumes 200°C über der normalen Manteltemperatur von 1300°C liegt, senkrecht in das Modell ein. Der Massenausgleich wird durch hier nicht sichtbare Ausstromzonen an den Rändern des Modellbodens gewährleistet (hier weicht das verdrängte Material aus). In diesem Modell läuft der Aufstieg des Plume von 660 km Tiefe bis an die Erdoberfläche über einen Zeitraum von 5 Mio. a ab, das sind etwa 13 cm/a.

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Abbildung. 6: Der Island Plume. http://www.geophysik.uni-frankfurt.de/geodyn/island/plume1_nm-mov.html. Unter dieser Adresse läuft eine Animation für den Plume. In Island trifft der Plume auf die sehr dünne ozeanische Kruste des Atlantik. Er wölbt sie auf, schmilzt sie auf und tritt an der Erdoberfläche als vulkanische Lava aus. Weitere Beispiele für Plumes unter Ozeanböden sind Hawaii, die Kanarischen Inseln, die Kapverden u.v.a.m. Das spektakulärste Beispiel ist Hawaii. Es bildet eine mehrere tausend Kilometer lange Kette von Vulkanen, die bei der Wanderung der Pazifischen Platte über den Hawaii-Plume (auch als Hot Spot bezeichnet) gebildet worden sind. Man stelle sich eine Kerze vor, über deren Flamme man langsam in gebührendem Abstand ein Blatt Papier schiebt. Punkt für Punkt bilden sich Rußflecke, die sich zu einer Kette verknüpfen.

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Was aber passiert wenn ein Plume unter einem Kontinent ankommt, wo die kontinentale‚ Kruste erheblich mächtiger werden kann, nämlich bis zu 100 km? Die Auftriebskraft des aufsteigenden Plume führt zur weiträumigen Aufwölbung der Kruste, die einen Durchmesser von einigen hundert km erreichen kann. Durch die hohe Temperatur des Plume wird die Kruste von unten aufgeschmolzen, Magma = Gesteinsschmelze bildet sich, die Erdkruste wird dünner.

Abbildung. 7 a): Rifting und Entwicklung eines Mittelozeanischen Rückens: Stadium1. Bearbeitet nach: FU-Berlin, CD-Rom. Die Erde der dynamische Planet, 2003. Die nun dünnere Erdkruste kann der weiteren Aufwölbung immer weniger Widerstand entgegensetzen, sie wird weiter nach oben gedehnt und aufgewölbt. Schließlich wird sie immer schwächer und reisst auf. Es bilden sich Klüfte, Risse und Spalten, die von den aufdringenden magmatischen Schmelzen erweitert und für den weiteren Aufstieg in Richtung Erdoberfläche genutzt werden. Die Aufwölbungen können einige hundert Meter Höhe erreichen. Auf dem Scheitelpunkt an der Erdoberfläche reißt die Oberfläche auseinander, die Schmelzen drängen in die Risse und Spalten nach, es bilden sich Vulkane mit explosivem Charakter. Die zwei getrennten Teile der Kruste gleiten auf dem Gefälle, der Schwerkraft folgend, seitwärts Zentimeter für Zentimeter ab. Eine neue Plattengrenze ist entstanden.

Abbildung. 7 b): Rifting und Entwicklung eines Mittelozeanischen Rückens Stadium 2. Der Riss zwischen den Krustenteilen wird immer größer und tiefer, von den Seiten dringt Meerwasser ein, ein neuer Ozean entsteht. Der Kontinent wird weiter gespalten und die getrennten kontinentalen Krustenteile treiben immer weiter auseinander. Bearbeitet nach: FU-Berlin, CD-Rom. Die Erde der dynamische Planet, 2003.

Abbildung. 7 c): Rifting und Entwicklung eines Mittelozeanischen Rückens Stadium 3. Bearbeitet nach: FU-Berlin, CD-Rom. Die Erde der dynamische Planet, 2003.

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Der Prozess geht weiter, Zentimeter für Zentimeter, der neue Ozean wird immer größer. Beim Atlantik beträgt die Spreizungsrate etwa 4 cm/Jahr.

Abbildung. 7 d): Rifting und Entwicklung eines Mittelozeanischen Rückens Stadium 4. Bearbeitet nach: FU-Berlin, CD-Rom. Die Erde der dynamische Planet, 2003. Jetzt haben wir schon einen „erwachsenen Ozean“ mit einem „Mittelozeanischen Rücken“ (Mid Ocean Rift). Am Rift wird weiter kontinuierlich neue ozeanische Erdkruste produziert. Dies ist das charakteristisches Merkmal der mittelozeanischen Rücken. Sie werden deshalb als KONSTRUKTIVE PLATTENGRENZEN bezeichnet. Der Prozess wird als "SEA-FLOOR-SPREADING" (Ozeanbodenspreizung) bezeichnet. Da die Platten hier auseinander gehen, werden diese Plattengrenzen auch als Divergente Plattengrenzen bezeichnet. Mittelozeanische Rücken/MOR ziehen sich über die ganze Erde auf einer Strecke von ca. 70.000 km. Beispiele sind der Mittelatlantische Rücken (Abbildung. 10), der Indische Rücken, der Pazifische Rücken usw.

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Abbildung. 8: Ozeanbodenkarte des Atlantik mit der charakteristischen Struktur des Mittelatlantischen Rückens. Deutlich ist das Gefälle von den Rücken bis in die Tiefssee zu erkennen, das teilweise von etwa 2 km unter Normal Null (N.N). bei den Rücken bis auf 6000 m unter N.N. in der atlantischen Tiefsee abfällt. Die Karte wurde für den Atlantik aus Echolotmessungen zusammengestellt. Aus: Nicolas, A. Die Ozeanischen Rücken. Berlin 1995.

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Auflösung eines vermeintlichen Widerspruchs.

An Konstruktiven Plattengrenzen wird permanent neue Erdkruste produziert. Die Erde müsste durch diesen Prozess größer werden. Wird sie aber nicht. Also muss an anderen Stellen der Erdkruste Material abgebaut werden. Dass

passiert auch. Dieser Vorgang wird als Subduktion bezeichnet.

Die Bereiche/Zonen an denen das passiert, werden als Subduktionszonen bezeichnet. Subduktionszonen bilden sich, wenn der Druck mit dem Platten auseinandergeschoben werden, zu groß wird und es keinen Raum für das Ausweichen der Platten gibt. Es entsteht ein Riss und ein Teil der Platte schiebt sich unter den anderen. In der Regel ist es der spezifisch schwerere Teil der Platte, z.B. die ozeanische Kruste mit einer Dichte von ca. 2.9 – 3.3 g/cm3, der sich unter die leichtere kontinentale Kruste mit einer Dichte von ∅ 2,67 g/cm3 schiebt. Die Abtauchwinkel liegen zwischen 25 und 70°, dies ist ja nach Konstellation unterschiedlich. Die Abwärtsbewegung wird schon bald durch die Schwerkraft beschleunigt. Man kann sich vorstellen, wie ein nasses Handtuch, das man an eine Tischkante schiebt, schon bald eine eigene Abwärtsbewegung entwickelt, die der Schwerkraft folgt. Auch bei diesem Vorgang entsteht eine neue Plattengrenze. Sie wird als Destruktive Plattengrenze bezeichnet, weil hier Krustenmaterial in der Erde verschwindet, verschluckt wird. Da die Platten hier aufeinander zulaufen, werden diese Plattengrenzen auch als Konvergente Plattengrenzen bezeichnet. Die Bilanz zwischen "SEA-FLOOR-SPREADING" UND SUBDUKTION ist in etwas ausgeglichen.

Abbildung. 9: Schema der Plattentektonik und der Plattengrenzen. Press&Siever, Allgemeine Geologie. 2002

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Zusammenfassung und Wiederholung:

Die Salzbildung ist an die Klimazonen gebunden. Das Klima wandert nicht. Wenn wir heute Salz in Regionen finden, in denen es normalerweise nicht entstehen

kann, müssen die Kontinente gewandert sein. Auch das Ende der Salzausscheidung wäre so zu erklären.

Die Geowissenschaften liefern mit ihren Modellvorstellungen zur Kontinentalverschiebung und zur Plattentektonik Erklärungen für die Existenz von Salzlagerstätten in Norddeutschland.

Wie wird Salz gewonnen? Es gibt im wesentlichen drei Verfahren. Dabei kommt es darauf an, wofür das Salz Verwendung finden soll.

1. Das Salz wird im Bergwerk abgebaut und gemahlen. So kann es für industrielle Zwecke verwendet werden.

2. Durch Eindampfen und Trocknen von gesättigten Solen (Salzlösungen) in flachen Siedepfannen (Sole- oder Sudsalz), erhält man das weiße, feinkörnige Siedesalz, das als Tafelsalz verwendet wird. Dazu werden auch die in Bergwerken gewonnen Salze verwendet.

3. Durch Eindunsten von Meerwasser in Salinen gewinnt man in wärmeren Ländern das Meer-, See- oder Baysalz.

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