Planetare Prozesse

1. Begriffe	2. Ursprung des Sonnensystems	3. Planetarische Prozesse	4. Erdprozesse	5. Meteoriten
6. Unser Mond	7. Fernerkundung	8. Merkur	9. Mars	10. Venus, unser Zwilling
11. Jupiter & Jovianische Monde	12. Saturn, Ringe & Monde	13. Uranus	14. Neptun	15. Pluto, Charon & Kometen

IMPACTING

Einschläge, wie die, die vor etwa 50.000 Jahren den Meteor-Krater in Arizona und vor etwa 210 Millionen Jahren die Manicouagan-Einschlagstruktur in Quebec bildeten, stellen den wichtigsten Prozess der Akkretion (Wachstum) und der Umstrukturierung der Planetenoberfläche dar. Planeten ohne nennenswerte tektonische Überarbeitung, Verwitterung oder Erosion ihrer Oberflächen haben alte Oberflächen, die zahlreiche Einschläge während ihrer frühen Wachstumsphase widerspiegeln. Obwohl die Einschläge in den letzten 4,5 Milliarden Jahren abgenommen haben, ereignen sich diese Ereignisse immer noch regelmäßig, gelegentlich mit genügend Energie, um massive Zerstörungen zu verursachen. Wir werden mehr über dieses Thema erfahren, wenn wir die Mondgeologie und das Massenaussterben auf der Erde behandeln.

Manicouagan-Krater

Meteorkrater

Einschlagskraterketten auf Callisto:

Gipul Catena ist die längste von etwa 12 solcher Ketten auf Callisto, einem der 4 planetengroßen Satelliten des Jupiter. Sie ist 620 Kilometer lang und die größte. Besuchen Sie die Callisto-Seite der NASA für weitere Informationen

Besuchen Sie die Terrestrische Einschlagskrater-Diashow

Zusammengestellt von Christian Koeberl und Virgil L. Sharpton

http://www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/craters/

Weitere Seiten, die man besuchen kann, sind die folgenden:

http://seds.lpl.arizona.edu/nineplanets/nineplanets/callisto.html

http://photojournal.jpl.nasa.gov/catalog/PIA03379

http://www.lpl.arizona.edu/SIC/impact_cratering/intro/

http://observe.arc.nasa.gov/nasa/exhibits/craters/impact_home.html

Comet Shoemaker-Levy Kollision mit Jupiter: http://www.jpl.nasa.gov/sl9/sl9.html

Near-Earth Objects (Ressourcen in der Bibliothek des NASA HQ): http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Asteroiden, Kometen, Meteore und erdnahe Objekte

: http://impact.arc.nasa.gov/index.html

Eugene und Carolyn Shoemaker haben Kapitel 6 unseres Lehrbuchs geschrieben. Als Team haben diese Autoren immens zu unserem Wissen über Einschläge und die Aussichten auf verheerende Kollisionen in der Zukunft beigetragen. Der Komet Shoemaker-Levy, der 1996 auf dem Jupiter einschlug, wurde von den Shoemakers und ihrem Kollegen David Levy entdeckt. (Tragischerweise kam Gene Shoemaker bei einem Autounfall ums Leben und Carolyn Shoemaker wurde verletzt, als sie im Sommer 1997 in Australien an Einschlagstrukturen arbeiteten).

PLANETARISCHE DIFFERENZIERUNG

In Bezug auf die planetarische Entwicklung und geologische Prozesse bedeutet Differenzierung, dass ein homogener Körper heterogen wird. Dies spiegelt oft Veränderungen in den relativen Anteilen der chemischen und mineralogischen Bestandteile von einem Ort zum anderen wider. Die planetarische Differenzierung bezieht sich also auf die Prozesse, die dazu führen, dass ein im Wesentlichen homogener, aus primärem Sonnenmaterial bestehender Akkretionskörper in Schichten mit unterschiedlichen chemischen und/oder physikalischen Eigenschaften aufgespalten wird. Wenn ein Planetenkörper groß genug ist, entwickelt er einen Kern, einen Mantel und eine Kruste, die jeweils weiter unterteilt werden können. Jede Schicht der Erde hat ihre eigene Unterteilung, zum Beispiel: obere, mittlere und untere Kruste.

• Planetare Differenzierung, Windows to the Universe von der U. of Michigan: http://www.windows.ucar.edu/
• Geophysikalische Prozesse bei der Planetendifferenzierung: http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Earth and Space Network page on planetary formation: http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Absolute Astronomie: http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Antworten — Wikipedia: http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

Hinweis: Die Lithosphäre der Erde besteht aus der gesamten Krustenschicht und dem obersten Teil des Erdmantels. Der unmittelbar unter der Lithosphäre liegende Mantel ist der asthenosphärische Mantel, der chemisch und mineralogisch dem lithosphärischen Mantel ähnelt, aber teilweise geschmolzen ist, um eine plastische Schicht zu bilden, über die sich die lithosphärischen Platten bewegen. Der Übergang von der Lithosphäre zur Asthenosphäre ist eine Folge von Prozessen, die über diejenigen hinausgehen, die die Differenzierung in Schichten verursacht haben. Siehe Modul 4 Erde.

Die planetarische Differenzierung ist in erster Linie wärmebedingt, d. h. sie ist Ausdruck der inneren Erhitzung, des Schmelzens und der Entmischung von Komponenten. Dichtere Komponenten sinken zum Zentrum und bilden den Fe-Metall-reichen Kern, während weniger dichtes Material aufsteigt und die Silikatkruste bildet. Druck und Temperatur nehmen mit der Tiefe eines Planetenkörpers zu, so dass Mineralien, die in einer Tiefe stabil sind, in einer anderen Tiefe möglicherweise nicht mehr stabil sind.

Planeten heizen sich bereits in ihren frühen Entwicklungsstadien auf, und der Energiehaushalt des Planeten umfasst mehrere Prozesse:

Impakterwärmung entsteht, wenn ein Bolide (Komet, Asteroid, Meteor) auf einen Körper im Weltraum trifft. Die kinetische Energie des Boliden geht in die Pulverisierung und Verdampfung sowohl des Impaktors als auch eines Teils der Planetenoberfläche. Ein Teil der Energie wird in Schockwellen umgewandelt, die sich auf dem Planeten ausbreiten, der Rest wird in Wärme umgewandelt. Bei einigen großen Einschlägen wird das Gestein sofort geschmolzen. Beweise für Impaktschmelzen sind die auf der Erde gefundenen Tektite und die im Mondboden gefundenen Glasperlen (sie unterscheiden sich chemisch von vulkanischen Gläsern, die ebenfalls im Mondboden gefunden wurden).

	Gezeitenwärme wird durch die leichte innere Verformung gegen Reibungswiderstand erzeugt, wenn ein Planetenkörper um einen anderen kreist. Schwankungen in der Schwerkraft resultieren aus der Veränderung der relativen Positionen der beiden Körper. So sind beispielsweise die Gezeiten auf der Erde eine direkte Reaktion auf die Positionen von Mond und Sonne. Gravitationsstörungen ergeben sich auch aus einer unregelmäßigen Umlaufbahn, bei der der Abstand zwischen den Planetenkörpern nicht konstant ist. Das beste Beispiel für die Gezeitenerwärmung im Sonnensystem ist das Jupitersystem, wo der kleine innere Mond Io aufgrund der starken inneren Erwärmung aktiven Vulkanismus aufweist.
Die Sonnenwärme ist für Oberflächenverwitterung und Erosionsprozesse auf Planeten mit Atmosphäre verantwortlich, verursacht aber auch eine Oberflächenerwärmung auf Planeten mit dünner oder ohne Atmosphäre. Die Menge an Sonnenenergie, die tatsächlich die Oberfläche erreicht, hängt von mehreren Faktoren ab, wie etwa der Dichte und Zusammensetzung der Wolken. Die Oberfläche der Venus erreicht durch die Sonnenerwärmung Temperaturen von etwa 700 Grad Celsius. Dies lässt vermuten, dass der Temperaturgradient unter der Oberfläche aufgrund der hohen Ausgangstemperatur ebenfalls recht hoch ist. Daher kann die Menge an interner Wärme, die an den Weltraum verloren geht, stark von der Oberflächentemperatur beeinflusst werden.
	Radiogene Wärme wird beim Zerfall radioaktiver Isotope erzeugt. Aus Modul 1 wissen wir, dass bei der Nukleosynthese eine Vielzahl von Nukliden entsteht, aus denen der Sonnennebel besteht. Wenn sich Planeten bilden, nehmen sie natürlich vorkommende radioaktive Elemente wie 235U und 40K auf, deren Halbwertszeiten in Milliarden von Jahren gemessen werden. Diese langlebigen Nuklide sind noch immer in der Erde und anderen planetarischen Körpern vorhanden, wenn auch in geringerer Menge als bei der Entstehung des Sonnensystems. Dies ermöglicht eine anhaltende langfristige Erwärmung während der Planetenentwicklung. Radionuklide mit relativ kurzen Halbwertszeiten, die in Tausenden bis Millionen von Jahren gemessen werden, wie z. B. 26Al, sind schon früh in der Planetenentwicklung zerfallen und waren für die anfängliche innere Erwärmung verantwortlich.
	Die innere Erwärmung kann auch durch die Kernbildung verursacht werden, bei der die potentielle Energie der absinkenden dichten Materie in Wärme umgewandelt wird, wenn das Material in eine tiefere Ebene sinkt. Dies wird nicht als bedeutender Faktor angesehen, der das Innere eines Planeten in die Nähe der Schmelze bringt, da das betreffende Material teilweise geschmolzen sein müsste, damit es überhaupt zu einer Entmischung kommt.

Der wichtigste wärmeerzeugende Prozess bei der Planetendifferenzierung ist der radiogene Zerfall. Da Gesteine isolierende Materialien sind, wird die Wärme nur sehr langsam durch Wärmeleitung an die Oberfläche übertragen, wo sie durch Strahlung in den Weltraum abgegeben wird. Aufgrund dieser langsamen Wärmeübertragung werden verschiedene Teile des Planeteninneren so weit aufgeheizt, dass sie teilweise schmelzen. Wenn sich ein Magma bildet und in andere Regionen des Planetenkörpers injiziert wird (normalerweise nach oben in darüber liegende Schichten), wird die Wärme aufgrund der Mobilität des geschmolzenen Materials durch Konvektion übertragen. Flüchtige Elemente und Verbindungen wie Wasser, Kohlendioxid, Schwefel usw. verstärken die Wärmeübertragung durch Konvektion.

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Gesteinsbildende Mineralien

Gesteine bestehen aus Mineralien, von denen die meisten Silikate sind, die durch die Kombination bestimmter Kationen (Mg, Fe, Ca, Na, K usw.) mit SiO2 (Siliziumdioxid) entstehen. Andere Minerale sind einfache Oxide (z. B. Magnetit, Chromit), Halogenide (Salz = Halit, Sylvit), Sulfide (Pyrit, Bleiglanz), Sulfate (Gips), Karbonate (Calcit, Dolomit), Minerale, die aus einem einzigen Element bestehen (Diamant, Graphit) usw. Die weitaus meisten gesteinsbildenden Minerale sind Silikate, die auf (oder in) jedem Planetenkörper vorkommen.

Mineralogie Informationsquelle: http://www.mindat.org/

SiO2 ist ein Oxid, aber wenn sich Si mit O in einer tetraedrischen Anordnung verbindet, gibt es vier O-Atome für jedes Si-Atom. Dies ist der Silikat-Tetraeder, der aufgrund eines Ladungsungleichgewichts mit den zwei zusätzlichen Sauerstoffatomen als komplexes Anion wirkt. Der Sauerstoff wird zu O2- und das Silizium zu Si4+ ionisiert, so dass die Kombination Si + 4O ein Ladungsungleichgewicht von 4 ergibt.

HINWEIS: Stellen Sie sich vor, jedes O-Atom wird von zwei Si-Atomen geteilt, so dass ein dreidimensionales Netz von SiO4-Tetraedern entsteht, die alle wie ein Gerüst miteinander verbunden sind. In diesem Fall gäbe es kein Ladungsungleichgewicht und die Formel wäre SiO2, Quarz.

Jede Seite eines SiO4-Tetraeders ist identisch, so dass er als geometrischer Tetraeder gezeichnet werden kann, um die Strukturen der verschiedenen Silikatmineralien zu vereinfachen.

Beachte die Struktur des SiO4-Moleküls in jedem der folgenden

Olivin, ein silikatisches Mischkristallmineral, hat die Formel (Mg, Fe)2SiO4, was bedeutet, dass Mg- und Fe-Kationen einander im Kristallgitter ersetzen. Die tatsächliche Zusammensetzung von Olivin variiert von einer Endgliedzusammensetzung (Forsterit = Mg2SiO4) zur anderen (Fayalit = Fe2SiO4). Das chemische Gleichgewicht von Kationen (Mg, Fe) und Anionen (SiO4) bewirkt, dass die Struktur von Olivin aus unabhängigen SiO4-Tetraedern besteht, die von Mg und Fe umgeben sind. Olivin wird als ferromagnesisches Mineral (Fe und Mg) bezeichnet und hat eine hohe Schmelztemperatur.

Olivin-Phenokristalle (grüne Kristalle) in basaltischem Lavastrom. Olivinkristalle bildeten sich wahrscheinlich vor dem Ausbruch der Lava. Man beachte die Bläschen, die durch Gasauslösung und Ausdehnung bei der Abkühlung der Lava entstanden sind. Das Bild ist etwa 1×2 cm groß.

Pyroxen besteht aus Mg, Fe und manchmal Ca (zusammen mit anderen Ersatzkationen wie Ti, Na, Al usw.), die sich um einzelne Ketten von SiO4-Tetraedern legen. Pyroxen kommt in vielen verschiedenen Zusammensetzungen vor und trägt je nach den relativen Anteilen von Ca, Mg und Fe verschiedene Namen wie Augit, Enstatit, Hypersthen, Pigeonit usw. Die Silikatketten, die so genannten Polymere, entstehen, wenn zwei der vier O-Atome in jedem SiO4-Tetraeder mit einem anderen Tetraeder geteilt werden. Man beachte, dass jedes andere Tetraeder in der Kette umgekehrt („auf dem Kopf stehend“) ist.

Amphibol ist ein noch komplexeres Mineral. Es wird durch eine Anordnung von SiO4-Ketten gebildet, die nebeneinander angebracht sind, um doppelkettige Silikate zu bilden. Das häufigste Beispiel für Amphibole ist die Hornblende, die oft als „Mülleimer“-Mineral bezeichnet wird, weil im Kristallgitter viele Kationen ausgetauscht werden können. Es ist ein ferromagnesisches Mineral wie Olivin und Pyroxen, enthält jedoch oft reichlich Ca, Na und Al, und es enthält strukturell gebundenes Wasser in Form des Hydroxyl-Ions (OH-). Außerdem ersetzt Al das Si in einigen tetraedrischen Lagen, wodurch ein Ladungsungleichgewicht entsteht, das durch Änderungen der relativen Anteile von Na, Ca usw. ausgeglichen wird.

Der Hornblende-Kristall ist etwa 6 cm lang, eine ungewöhnlich große Größe für ein gewöhnliches gesteinsbildendes Mineral. Er bildete sich wahrscheinlich in einem Pegmatit oder einem anderen fluidreichen spätmagmatischen oder hochgradig metamorphen System (siehe unten). Die dunkle Farbe ist typisch für dieses Mineral.

Eine andere Art von wasserhaltigem Mineral ist Glimmer, der aus buchartigen Schichten zweidimensionaler Blätter von SiO4-Tetraedern besteht. Diese Minerale haben eine Richtung der perfekten Spaltung, wie ein Kartenspiel, wodurch sie in sehr dünne Scheiben gespalten werden können. Häufige Beispiele sind Biotit (der häufig in Gesteinen vorkommt, die Amphibol enthalten), Muskovit, Chlorit und Phlogopit. Wie Amphibol und einige Pyroxene kann auch die Zusammensetzung von Glimmer, insbesondere von Biotit, sehr unterschiedlich sein.

Feldspäte sind Gerüstsilikate, die in fast allen Eruptivgesteinen und in vielen Sedimentgesteinen und metamorphen Gesteinen vorkommen. Sie sind Alumosilikate aus Ca, Na und K und kommen in verschiedenen Zuständen der atomaren Ordnung vor. Ca- und Na-Feldspäte bilden eine Mischkristallreihe namens Plagioklas, die in ihrer Zusammensetzung von Anorthit (CaAl2Si2O8) bis Albit (NaAlSi3O8) reicht. Die Bedeutung dieses Minerals wird im Modul Mond deutlich werden. K-Feldspäte werden nach dem Grad der Ordnung des Kristallgitters eingeteilt. Sanidin ist die am wenigsten geordnete Form von KAlSi3O8, die in silikatischen vulkanischen Gesteinen vorkommt, während die plutonischen K-Feldspäte Orthoklas und Mikroklin einen zunehmenden Ordnungsgrad aufweisen.

Der Plagioklas-Kristall ist etwa 10 cm hoch und ist, wie der oben gezeigte Hornblende-Kristall, wahrscheinlich in einem hydrothermalen oder pegmatitischen System gewachsen. Plagioklas kommt in fast allen Arten von Eruptivgestein vor und ist daher auf der Erde und anderen terrestrischen Planeten allgegenwärtig. Die hellen Regionen des Mondes, die so genannten Highlands, bestehen hauptsächlich aus Anorthosit, einem Gestein, das hauptsächlich aus Ca-reichem Plagioklas besteht. Schau dir den Vollmond an und versuche, die Anordnung von Hochland und Maria zu skizzieren.

Alle Silikatmineralien:Man beachte die Abnahme des Verhältnisses von SiO2 zu Kationen, von unabhängigen Tetraedersilikaten zu Gerüstsilikaten, was auf eine Zunahme des relativen molekularen Anteils von SiO2 im Mineral hinweist. Wie bereits erwähnt, ist das einfachste Gerüstsilikat der Quarz. Das Vorhandensein von Quarz in vielen Gesteinen weist auf die Verfügbarkeit freier SiO2-Moleküle in einem Magma hin, was bedeutet, dass Kationen wie Mg, Fe, Ca, Na usw. bei der Bildung anderer Minerale verbraucht worden sind. Quarz und Olivin kommen in der Natur im Allgemeinen nicht zusammen vor, da Pyroxen eine Zusammensetzung aufweist, die zwischen den beiden liegt.

Betrachten Sie die folgende ausgewogene Reaktion zwischen chemischen Verbindungen: Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 In mineralogischer Hinsicht lautet diese Gleichung: Olivin + Quarz <=> 2 Pyroxene.

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