4 Oberflächen. 4.1 Vulkanismus. 4.2 Plattentektonik

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1 4 Oberflächen 4.1 Vulkanismus Vorkommen: im aktuellen Alter bei allen Planeten Mantel und Kruste überwiegend fest heutiges aktives Vorkommen: Erde, Io, Venus Mars: zuletzt großflächig aktiv vor 500 Mio yr (Olympus Mons noch vor 100 Mio yr) Mond und Merkur: bis vor etwa Mio yr Prinzip: Schmelzpunkt sinkt, wenn Temperatur, Druck oder Zusammensetzung sich ändert Temperatur z. B. durch aufsteigende Wärme durch Konvektion im Mantel (z. B. in Hotspots) Druck z. B. in entspannten Bereichen an Plattengrenzen Schmelztemperatur verschieden für verschiedene Zusammensetzung (z. B. Wasserbeimischung) Solidustemperatur: unterhalb alles fest Liquidustemperatur: oberhalb alles flüssig, dazwischen halb und halb Ausbruch wenn: Kruste dünn genug, sodass ausgedehntes, leichteres Magma aufsteigen kann flüssige Substanzen (H 2 O, O 2 ) bei hohem Duck (große Tiefe) gelöst, bei geringem Druck (geringer Tiefe) ausgasend Explosion Schildvulkane: dünnflüssige, basaltische (basisch, SiO 2 -arm) Lava (bzw. vorher Magma) Schichtvulkane: zähflüssige rhyolitische (sauer, SiO 2 -reich) Lava 4.2 Plattentektonik Vorkommen und Merkmale: Oberflächenmerkmale: Faltengebirge und tiefe Gräben an den Plattenkanten nur auf der Erde nachgewiesene Aktivität Hinweise auf frühere Aktivität bei Mars, eventuell Titan, Europa typische Geschwindigkeit einige cm (aus GPS/Laser-Ranging, VLBA (Radiointerferometrie), Sedimentdicken am yr Meeresboden) Mechanismus: nur Kruste der Erde dünn/weich und mobil genug Vermutung: Wasser in der Lithosphäre als Schmiermittel und zum Aufweichen Motoren: (a) Reibung (an konvektivem Mantel), (b) Druck (durch Hangabtrieb) und (c) Zug (durch mangelnden Auftrieb wegen höherer Dichte 15

2 Einschub Isostasie oder: Warum sinken Berge nicht ein? Vereinfachende Modelle, die Extreme darstellen: Modell 1 (Airy): z. B. Faltengebirge ϱ Astenosphäre > ϱ Lithosphäre Auftrieb Modell 2 (Pratt): z.b. ozeanische vs. kontinentale Kruste 16

3 4.3 Einschlagkrater (a) Wirkung der Atmosphäre: Staudruck p Stau = 1 2 ϱ Atmos v 2 imp (z. B. ϱ Atmos = 1 kg m 3, v imp = 10 km/s 50 MPa kann schnell Druckfestigkeit übersteigen Abbremsen signifikant, wenn Masse verdrängter Luft M imp : m Säule! = Mimp = 4 3 π ϱ imp R 3 imp wobei m Säule = p Boden A, g A = πr 2 imp, F Luftdruck = p Boden A und somit R imp = 3 p Boden 4 g ϱ bzw. allgemeiner R imp = 3 p Boden 4 g ϱ sin θ für einen Einschlagwinkel θ zur Oberfläche. (4.1) (4.2) (b) Kontakt und Kompression Schockwelle beschrieben durch Hugoniotgleichung(en): Massen(dichte)erhaltung: ϱ 0 v = ϱ ( v v p ) Energie(dichte)erhaltung: E E 0 = 1 2 (p + p 0) ( 1 1 ) ϱ 0 ϱ 17

4 Impuls(dichte)erhaltung: p p 0 = ϱ 0 v p v Druck hinter Schockfront: v imp c c niedriges v imp p = v 2 imp, hohes v imp (Überschall) K c s = = ϱ 0 c s... Schallgeschwindigkeit (P-Wellen) K... Kompressionsmodul Phase beendet, wenn Schockwelle Impaktor durchlaufen hat Dekompression auf Rückseite verdampft Projektil typische Zeitskala: τ imp = d imp v imp (Bsp.: d = 1 km, v imp = 10 km/s τ imp = 0,1 s) (c) Aushub und Auswurf Zielmaterial in Bewegung versetzt mit v p < c s Fluss weg vom Einschlagsort, Richtung Oberfläche, wo Druck geringer Phase kann Minuten dauern vergleichbar mit Tsunami nach Seebeben übrig bleibt Übergangskrater : Tiefe 1 Durchmesser, Randhöhe 4 % Durchmesser (aus 5 Beobachtungen und Simulationen) Auswurf entlang Auswurfkegel: 18

5 NR: x(t) = v ej cos θ t y(t) = v ej sin θ t 1 2 g t2 = x(t) tan θ 1 2 g t2 t=const y(t) = x tan θ const Gerade (bzw. Kegel) Fragmente mit v ej > v Flucht können entkommen typische Geschwindigkeit:v ej 100 m, v s ej s V Krater (Volumen des Kraters) E imp d Krater E 1 3 außerdem: E imp ( M imp V imp ) V Krater d Krater d imp dkrater 10 d imp typische Energien: z. B. 30-Meter-Ni-Fe-Meteorid mit 10 km: s E imp J 10 6 t TNT ( 7, 7 M Richter ) (d) Kraterkollaps und -modifikation Gravitation schnell rücktreibend, vor allem solange Material noch in Bewegung Material schwappt zur Kratermitte, dort ggf. Zentralbergbildung bzw. zentrale Ringe Übergang einfacher komplexer Krater bei d Krater 1 g Größen für den Mond: Simpel: d 18 km Zentralberg: bis d 100 km Mittelringbecken: bis d 300 km Zentralberghöhen: h ZB [km] = d 2 [km] typische Zeitskalen: τ dkrater g, also Minuten bis Stunden (e) Impact gardening ( Einschlaggärtnern ) jeder Einschlag gräbt ein bestimmtes Bodenvolumen um Volumenaushubrate: V = Ṅ(R) V Krater (R) dr, [ V ] = Impaktrate: Ṅ = Ṅ 0 ( R R 0 ) ν, [ Ṅ ] = Volumen Zeit Oberfläche Teilchen Zeit Oberfläche Größenintervall Volumenaushub pro Krater: V Krater (R) = V imp γ Ausbeute: γ = Impaktorvolumen: V imp = 4π 3 R3 V = ( ) ν R N 0 γ V imp(r) dr = 4πγN ( ) 4+ν ( ) 4+ν 0 R 0 3(4 + ν) R4 0 Rmax Rmim R 0 R 0 große Einschläge (R max ) dominieren für ν > 4, kleine Einschläge für ν < 4 19

6 typisch: 2, 5 > ν > 3, 5 große Einschläge dominieren Volumenaushub, aber kleinere treten regelmäßiger auf Volumen Tiefenwirkung: [ V] = Zeit Oberfläche = Tiefe Zeit zertrümmertes Gestein: Regolith ( Gesteinsdecke ), 6 12 m Dicke auf dem Mond Material: Gestein aus Kruste (und Mantel), überwiegend Silikate (für erdähnliche Planeten), dazu Glas (aus Schmelze) Brasilian Nuts Effect: große Steine steigen beim Rütteln nach oben aus Kraterzählung Größenverteilung der Impaktoren bestimmbar nach Datierung auch zeitliche Entwicklung ableitbar (e) Risiken für verschiedene Impaktorgrößen: km: Verdunklung durch staubige Atmosphäre; Hunger; km: global Brände durch erhitzte Atmosphäre; chemische Umwandlungen; km: signifikante Mengen Wasser verdampft; Atmosphäre auf > 1000 K; km: Kruste aufgeschmolzen; Leben ausgelöscht; flüchtige Elemente verschwunden; ggf. Bildung eines Mondes aus Fragmenten; aber: selbst ein Impaktor mit R = R könnte die Erde nicht völlig zerstören, sondern würde eher zu einem Massenzuwachs führen 20