Vorbereitung für Lehrer

2.9 Anwendungsbeispiel Geologie - Salz
2.9.1 Zur inhaltlichen Vorbereitung für Lehrer
„Anwendungsbeispiel Geologie - Salz“
Bei unseren Experimenten zur:
¾ Dichtebestimmung von Salzlösungen,
¾ zur Wärmetönung beim Lösen von Salz
¾ 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.
1
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
Na
Mg
Ca
K
Sr
Na+
Mg2+
Ca2+
K+
Sr2+
Salzgehalt
g/l
10,47
1,28
0,41
0,38
0,013
Anionen
Chloride
Sulfate
Bromide
Bicarbonate
Borate
ClSO42BHCO3BO33-
18,97
2,65
0,065
0,14
0,027
55,2
7,7
0,2
0,4
0,08
34,4
99,6
Summe
Salzgehalt
%
30,0
3,7
1,2
1,1
0,05
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:
¾ In den Rand- und Mittelmeeren der gemäßigten Breiten der nördlichen und südlichen
Halbkugel ist der Salzgehalt infolge der Süßwasserzufuhr durch Flüsse und
Niederschläge geringer.
¾ 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:
2
Die Beispiele zeigen die Variationsbreite des Salzgehalts:
¾ Ostsee
< 20g/l bis nahezu Süßwasser in den inneren Teilen.
¾ Nordpolarmeer 32g/l
¾ Nordsee
35 – 34 g/l
;
¾ Mittelmeer
bis 39 g/l;
¾ Persischer Golf bis 40 g/l;
¾ Rotes Meer
bis 41 g/l.
¾ 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 SiO44- 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).
3
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
4
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.
¾ In der Erdgeschichte dient es dazu, aus der Kenntnis der Gegenwart zum Verständnis
der Vergangenheit zu gelangen.
¾ 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.
¾ 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..
5
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.
¾ 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.
6
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.
7
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
Kristallisation
durch:
Barrenth
eorie
a)
b)
Bei Erhöhung der
Temperatur oder
Zufuhr von
CO2 .
Rest von
1000 ml
Wasser nach
Verdunstung
Ausgeschie Zusammen
dene
setzung
Salzphase
Löslichkeit
in Wasser
bei 20°C
in g/l
Kalk
CaCO3
0,014
Dolomit
(Mg,Ca)
CO3
0,106
CaSO4yH2
O
CaSO4
2,036
~ 1000 ml
c)
Verdunstung
294 ml
Verdunstung
105 ml
Verdunstung
17 ml
d)
e)
Gips und
Anhydrit
Steinsalz
und
Anhydrit
Edelsalze =
Sylvin,
Carnalit,
Kainit
CaSO4
NaCl
KCl,
MgCl2y
6H2O
358,5
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.
8
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?
¾ Hat sich das Klima verändert?
¾ 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:
¾ Die Salzbildung ist an Klimazonen gebunden.
¾ Das Klima wandert nicht.
Und nun die Konsequenzen daraus:
¾ 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.
¾ Kontinente müssen gewandert sein.
¾ 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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Heute
Salzbildung
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
10
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:
¾ 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),
¾ 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
11
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.
¾ 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.
¾ 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-KernGrenze wird wegen des hohen Temperaturunterschiedes als „Thermische Grenzschicht“
bezeichnet. Sie ist eine Übergangszone mit etwa 200 km Dicke.
≈ 1800 Kelvin
2700 ± 100 Kelvin
4000 ± 200 Kelvin
Thermische
Grenzschicht
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.
12
Ein Protokoll für dieses Szenario in Stichpunkten macht den Ablauf deutlich:
¾ 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.
¾ Dies führt zu Schmelzprozessen in deren Folge sich große, aufgeschmolzene „Blasen“
mit flüssigen Mantelmaterial und einigen 100 km Durchmesser bilden können,
sogenannte Mantle Plumes.
¾ Die Dichte dieser Mantle Plumes gegenüber ihrer festen Umgebung ist niedriger, dies
bewirkt eine Auftriebskraft.
¾ 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).
¾ 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.
13
Abbildung. 6: Der Island Plume. http://www.geophysik.unifrankfurt.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.
14
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.
15
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-FLOORSPREADING" (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.
16
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.
17
Auflösung eines vermeintlichen Widerspruchs.
¾
¾
¾
¾
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:
¾ Die Salzbildung ist an die Klimazonen gebunden.
¾ Das Klima wandert nicht.
¾ 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.
¾ 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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