Mittwoch, 31. August 2011

Panorama Zittauer Gebirge vom Mittelweg aus

Ein Gastbeitrag von Werner Schorisch, Zittau.


Und wenn Sie es im Detail betrachten möchten (was Sie unbedingt sollten), dann klicken Sie hier (9704 KB).

Diese Panoramaaufnahme entstand vom Butterhübel aus am Mittelweg zwischen Zittau und Olbersdorf (20. August 2011). Sie ist aus 5 freihändig "geschossenen" normalen Fotos per Computer zusammengesetzt worden und zeigt sehr schön, wie sich abrupt das Zittauer Gebirge mit seinen Fichtenforsten über die leicht ansteigende, landwirtschaftlich genutzte Ebene erhebt. Zu sehen sind von links nach rechts der langgezogene Töpfer (582 m), dann, getrennt durch das Oybiner Tal, der Ameisenberg (581 m) mit seiner leichten Erhebung in der Mitte, und schließlich der Jonsberg (653 m), an dessem Fuß sich das malerische Jonsdorf entlang schlängelt. Alle diese Berge bestehen aus kreidezeitlichem Sandstein (wie man auf der vergrößerten Aufnahme z.T. sehr schön erkennen kann), der sich im "Schatten" der Oberlausitzer Überschiebung bis heute erhalten hat. Weiter folgen die Lausche (793 m) bei Waltersdorf und rechts daneben schließlich noch der Weberberg (711 m). Die Lausche ist übrigens der höchste Berg des Zittauer Gebirges. Über ihn führt die alte (und heute für den Wanderer gottlob nicht mehr existierende) Grenze zu Böhmen. Sie ist ein Zeugnis starker vulkanischer Tätigkeit, die im Tertiär im Zuge des damals aktiven Eger-Grabenbruchs auch unsere Gegend maßgeblich geformt hat - "nachhaltig" würde man heute sagen, wegen des Tourismus...

Und hier noch ein Panorama vom Scharfenstein aus ...

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Planet Mars (4) - Oberfläche des Mars, Albedokarten

Oberfläche des Mars

Der Planet Mars ist durch den Einsatz interplanetarer Raum-sonden mittlerweile in verschiedenen Maßstäben vollständig kartographiert worden. Die zugrundeliegenden Aufnahmen sind in speziellen Archiven erfaßt, zu Landkarten verarbeitet und, was besonders erfreulich ist, für jedermann über das Internet zugänglich. So kann sich auch ein Amateur an topographischen und geologischen Untersuchungen beteiligen, die sonst nur Fachleuten vorbehalten sind. Einen kompletten fotografischer Marsatlas auf der Grundlage der Mars-Global-Surveyor-Aufnahmen findet man  z.B.  unter 

http://www.msss.com/mars_images/moc/moc_atlas

oder bei Google-Mars  unter der URL

http://www.google.com/mars

Es lohnt sich, dort öfters einmal vorbeizuschauen.

Besonders eindrucksvoll sind die perspektivischen Aufnahmen der HRSC-Kamera (High Resolution Stereo Camera) der ESA-Sonde Mars-Express, die einen wahrhaft beeindruckenden Blick auf den roten Planeten ermöglichen. Viele neue Erkenntnisse über den geologischen Istzustand sowie über die geologische Entwicklung des Mars verdankt man gerade diesen Aufnahmen. Insbesondere die daraus mit moderner Computertechnik hergestellten Anaglyphen (das sind zweifarbige Bilder, die mit einer Rot-Blau-Brille die Landschaft dreidimensional zeigen) lassen die Landschaften des Mars auf eine völlig neue Art erleben und vermitteln dabei zugleich Einsichten, die sich aus „platten“ Bildern nur mit Mühe gewinnen lassen. Auf jeden Fall beweisen die Bilder, daß es gerade nicht so ist, daß es sich bei Mars nur (ähnlich wie Dune) um einen kalten, eintönigen Wüstenplaneten handelt, wie man noch in den 60ziger Jahren, also in der Frühzeit der Erforschung des Planeten mit Raumsonden, vermutete. Die Vielfalt der Landschaftsformen, die sich den Kameras von „Mariner“, „Viking Orbiter“, „Mars Global Surveyer“, „Mars Odyssey“ und insbesondere „Mars-Express“ sowie des „Mars Reconnaissance Orbiters“ offenbarten, hat nicht nur viele Fachleute überrascht. Die Bilder wurden auch von der Öffentlichkeit dankbar wahrgenommen und dienten nicht zuletzt als ein wahres Aushängeschild der modernen Astronautik und Planetenforschung. Sie zeigen alles andere als einen toten Planeten, wenn auch die landschaftsformenden Ereignisse, wie wir heute wissen, weit in der Vergangenheit liegen.  Über sie wird im Folgenden zu berichten sein.

Der Mars von der Erde aus - Albedokarten und die Nomenklatur der Marsoberfläche
In der Oppositionszeit läßt sich der Mars von der Erde aus am günstigsten beobachten, da zu dieser Zeit die Entfernungen minimal werden. Nur sind aufgrund der Bahnexzentrizitäten diese Oppositionen nicht alle gleich günstig. In früheren Jahrzehnten waren deshalb die sogenannten Periheloppositionen, wo die Entfernung Erde - Mars bis auf 55.8 Millionen Kilometer schrumpfen kann, für die teleskopische Marsforschung besonders interessant. Sie wurden z.B. zur Erstellung von Albedokarten und zur spektroskopischen Untersuchung ausgewählter Gebiete auf dem Mars genutzt. Auch unter den Amateurastronomen sind sie sehr beliebt, da man dann schon mit verhältnismäßig kleinen Fernrohren Oberflächendetails auf der sonst sehr kleinen orangefarbenen Marsscheibe wahrnehmen kann. Während der besonders günstigen Marsopposition von 2003 gelangen z.B. Amateurastronomen mit relativ bescheidenen Teleskopen unter Verwendung von Webcams und CCD-Kameras Marsaufnahmen, die sich mit den Fotos des Hubble-Teleskopes durchaus messen können…


Marskarte, gezeichnet von Giovanni Schiaparelli nach Beobachtungen im Zeitraum zwischen 1877-1886. Die meisten auf dieser Karte benutzten Bezeichnungen gelten heute noch.

Bereits den ersten Beobachtern, die mit ihren Fernrohren Mars betrachteten, fiel auf, daß bestimmte dunkle Strukturen bestän-dig sind und sich deshalb als feste Markierungen auf der Planetenscheibe eignen. Auf die Idee, alle diese Beobachtungen (die meist in Form von Zeichnungen festgehalten wurden) zu sammeln um daraus so etwas wie eine Marskarte zu entwickeln, kam aber erst 1869 dem englische Astronom RICHARD ANTHONY PROCTOR (1838-1888). Er entwickelte die erste „Landkarte“ in Mercator-Projektion und begründete damit die Topographie des Mars. Seine Arbeiten wurden 1875 von FRANCOIS J.TERBY (1846-1911) fortgesetzt, welcher insbesondere die Marszeichnungen von JOHANN HIERONYMUS SCHRÖTER (1745-1816) einer Neubearbeitung unterzog. Größere Fortschritte brachte aber erst die sehr günstige Perihelopposition von 1877, die der italienische Astronom GIOVANNI SCHIAPARELLI (1835-1910) ausschließlich zur Erarbeitung einer für die damalige Zeit sehr genaue Marskarte nutzte. Er ersetzte dabei auch die Benennungen von PROCTOR (der besonders die Namen von Astronomen in Verbindung mit Begriffen wie „Ozean“, „Kontinent“, „Land“ und „See“ zur Benennung auffälliger Oberflächenschattierungen verwendet hat) durch neue, meist der griechischen Antike entlehnte Begriffe, die bis heute Gültigkeit behalten haben.


Marszeichnungen von Giovanni Schiaparelli aus dem Oppositionsjahr 1877

Wie Beobachter vor ihm, unterscheidet SCHIAPARELLI dunklere Gebiete, die er analog zum Mond unter dem Begriff „Meere“ zusammenfaßt, sowie hellere Strukturen, die er als „Marskontinente“ bezeichnet. Dazu kommen noch die Polkappen, die eine jahreszeitlich bedingte Größenänderung zeigen. Darüber hinaus sind noch die „Marskanäle“ zu erwähnen, die, soweit sie reproduzierbar waren, auch eigenständige Namen erhalten haben.


Bezeichnung
Beschreibung
Beispiele
Terra (Terrae)
Landschaften, Kontinente
Noachis Terra, Terra Cimmeria, Tyrrhena Terra
Planitia (Planitiae)
Tieflandebenen
Elysium Planitia, Acidalia Planitia
Planum (Plana)
Plateaus oder Hochlandebenen
Sinai Planum, Aurorae Planum, Solis Planum
Sinus
Bucht, bogenförmige Struktur
Sinus Meridiani, Aurorae Sinus
Mare (Maria)
Meere, Senken, Becken
Mare Sirenum,   Mare Cimmerium
Mons (Montes)
Berge, Gipfel, Bergketten
Nix Olympica  (Olympus Mons), Phlegra Montes
Patera
Vulkangipfel
Hadriaca Patera,  Uranius Patera, Alba Patera
Tholus
Schildvulkan
Tharsis Tholus, Uranius Tholus
Chasma (Chasmata)
Canyon, Kluft
Candor Chasma,  Ophir Chasma, Chasma Boreale
Vallis (Valles)
Canyon, Kanal
Valles Marineris,  Kasai Valles, Dao Vallis
Fossa (Fossae)
Furche, Graben
Medusa Fossae,  Acheron Fossae
Labyrinthus (Labyrinthi)
Sich schneidende Täler oder Canyons
Noctis Labyrinthus, Ademas Labyrinthus
Mensa
Tafelberg
Ausonia Mensa,  Sacra Mensa, Protonilus Mensae


Ausgewählte Landschaften
Das zuerst bei einer globalen Bestandsaufnahme auffällt, ist die morphologische Zweiteilung der Marsoberfläche, die man als hemisphärische Dichotomie bezeichnet. Der größte Teil der südlichen Hemisphäre sowie Teile der Nordhalbkugel bestehen überwiegend aus Hochlandgebieten (1000 bis 4000 m oberhalb der „Nullhöhe“, welche auf der Erde der Meereshöhe entspricht), die eine auffallend große Dichte von Impaktkratern aufweisen, was bedeutet, daß sie offensichtlich sehr alt sein müssen.  Der größte Teil der Nordhalbkugel liegt dagegen in Nullhöhe oder darunter, mit Ausnahme der eindeutig vulkanischen Gebieten. Dazu gehören die mächtige Tharsis-Aufwölbung mit ihren riesigen Schildvulkanen (Olympus Mons, Höhe ca. 24 km) sowie das kleinere Elysium-Gebiet bei ca. 210° westlicher Länge und 25° nördlicher Breite. Dieser Teil der Marsoberfläche weist im Gegensatz zu den Hochlandgebieten nur eine geringe Dichte von Einschlagkratern auf.  Im Unterschied zu den „Highlands“ handelt es sich hier um jüngeres Material, welches das Ursprüngliche überdeckt oder verdrängt hat. Mars Express konnte 2006 in diesem Gebiet mittels seines MARSIS-Radars eine ganze Anzahl auf der Oberfläche unsichtbarer Einschlagskrater  feststellen, die ein ähnliches Alter aufweisen wie die Hochlandgebiete der südlichen Marshalbkugel.

Südlich des Marsäquators findet man zwei riesige Impaktbecken: Hellas und Argyre. Der Durchmesser des nahezu kreisförmigen Hellas-Beckens beträgt ca. 1800 Kilometer. Mit einer Tiefe von fast 4000 Metern gegenüber der Nullhöhe ist der innere Teil von Hellas - Hellas Planitia - eine der tiefsten Impaktstrukturen die man im Sonnensystem kennt. Argyre ist dagegen nur etwa halb so groß, aber mit einem Durchmesser von ca. 900 Kilometer immer noch eine äußerst imposante Impaktstruktur, die ähnlich wie das Mare Orientale auf dem Mond in einige konzentrische Ringstrukturen zerfällt. 

Die Polgebiete des Mars sind von Eiskappen bedeckt, deren Größe jahreszeitlichen Schwankungen unterworfen ist. Bei günstigen Oppositionen kann man sie bereits in kleinen Fernrohren als auffälliges Oberflächendetail wahrnehmen. Die Nordkappe (Planum Boreum) hat die Gestalt eines breiten Doms, ist ungefähr 1 Kilometer dick und hat einen Durchmesser von rund 650 Kilometern. Ihr höchster Punkt fällt ziemlich genau mit dem Durchstoßungspunkt der Rotationsachse zusammen und überragt das umgebende Land um ca. 3000 Meter.

Die Südkappe (Planum Australe) ist weniger auffällig, da sie kleiner ist (ca. 450 Kilometer Durchmesser, aber rund 3000 Meter dick). Ihr Zentrum fällt interessanterweise nicht mit dem wahren Südpol zusammen.

Tharsis – Land der Riesenvulkane
Eine der wohl eindrucksvollsten Landschaften auf dem Mars ist die Tharsis-Region mit ihren imposanten Schildvulkanen, die alles in den Schatten stellen, was man von der Erde her in dieser Beziehung kennt. Benannt wurde sie nach dem antiken Königreich Tartessos (westlich von Gibraltar gelegen), von der man vermutet, daß sie mit der biblischen Landschaft Tarsis identisch ist. Sie hat einen Durchmesser von ungefähr 5000 Kilometer und erhebt sich im Mittel 10 Kilometer über die nördlichen Ebenen. 

Tharsis stellt eine dramatische Ausbeulung des Mars dar, auf der noch zusätzlich 13 und z.T. überaus gewaltige Schildvulkane aufgesetzt sind.  Auf seiner Nordwestflanke findet man z.B. die drei mächtigen Schilde Ascraeus Mons, Pavonis Mons und Arsia Mons. Nordwestlich davon erhebt sich mit Olympus Mons der mächtigste Vulkan des Sonnensystems: Höhe ca. 24 Kilometer in bezug auf die nördliche Ebene (oder genau 21200 Meter über der Referenzhöhe, wie die Messungen des Orbiter Laser Altimeters (MOLA) des Mars Global Surveyor (MGS) zeigen), 550 Kilometer Basisdurchmesser, wobei dessen Rand überraschenderweise ein z.T. 6000 Meter hoher Steilhang abschließt. Auf dem Gipfel findet man ausgedehnte Calderastrukturen mit einer Ausdehnung von ca. 66 x 83 Kilometer, die aus sieben sich überlappenden kreis¬förmigen und unterschiedlich großen Einbrüchen bestehen. 


Zentralregion des Tharsis-Plateaus mit den wichtigsten topographischen Strukturen

Ein extrem flacher und deshalb auf dem ersten Blick unscheinbarer Schildvulkan ist Alba Patera nordöstlich von Olympus Mons. Er überragt die Umgebung zwar nur um knapp 4 Kilometer und ist auch bei einem Basisdurchmesser zwischen 450 und 1600 Kilometern (je nachdem, in welcher Höhe man die Basis ansetzt) extrem flach (Böschungswinkel zwischen 0.1° bis maximal 2°). Volumenmäßig ist er jedoch der größte Vulkan des Sonnensystems.  

An seinen Flanken findet sich ein kompliziertes System von ringförmigen Brüchen, die darauf hinweisen, daß die Tharsis-Aufwölbung auch nach dem Abklingen der vulkanischen Tätigkeit noch nicht abgeschlossen war. Der Ausfluß der Laven erfolgte während seiner Aktivitätsperioden oft innerhalb von Lavaröhren, die sich radial von der Gipfelcaldera ausgehend über die Flanken des Vulkans erstrecken. Sie sind sehr lang (manche lassen sich bis über eine Länge von 100 km verfolgen) und verhinderten damit ein schnelles Auskühlen und damit Erstarren der Laven.


Plastisch treten die Riesenvulkane auf Tharsis  auf dieser Aufnahme hervor . Quelle NASA

Der wichtigste Unterschied zwischen den Schildvulkanen auf dem Mars und denen auf der Erde ist zweifellos ihre Größe und ihre geringe Hangneigung. Nur die bedeutend geringere Masse des Mars und die offensichtlich größere Krustendicke (man schätzt sie unter Olympus Mons auf ca. 250 km) verhindert, daß derartige Vulkanbauten unter ihrem eigenen Gewicht kollabieren. Dadurch, daß es auf dem Mars im Gegensatz zur Erde keine beweglichen Platten gibt, hatten die Vulkane auch mehr Zeit für ihren Aufbau, bis sie ihre heutige Größe  erreichten. Auf der Erde – und man kann das sehr schön am Beispiel des Hawaii-Archipels beobachten – ist so etwas nicht möglich, da durch die Plattenbewegungen der Kraterschlot nur geologisch kurze Zeit über dem „hot spot“ mit der Magmakammer verbleibt. Die mögliche Aktivitätsdauer wird auf diese Weise durch die Plattendrift effektiv begrenzt. Außerdem waren die Eruptionsraten, d.h. die Menge des bei einem Ausbruch geförderten Materials auf dem Mars bedeutend größer, was sich wahrscheinlich auch durch die geringe Oberflächenschwerkraft erklärt. 

Nächstes Mal: Olympus Mons etc.

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Dienstag, 30. August 2011

Das Heilige Grab bei Johnsdorf in Böhmen

 Aufnahme:  Björn Ehrlich, Zittau-Hörnitz


Also für alle, die sich in unserer Gegend auskennen (Nordböhmen hinter dem Zittauer Gebirge). Wenn man von Ringelshain (Rynoltice) nach und dann durch Johnsdorf  (Janovice v Podještědí ) fährt (am besten mit dem Mountain-Bike) und am Ende des Dorfes kurz vor dem Dorfteich nach rechts in Richtung Wartenberg (Straz pod Ralskem) abbiegt, dann gelangt man zu einer kleinen Sehenswürdigkeit, die, da nicht von der Straße sichtbar, oft nicht beachtet wird. Dabei handelt es sich um das "Heilige Grab". Es ist trotzdem leicht zu finden. Wenn Sie also abgebogen sind, dann achten Sie auf einen Wiesenstreifen, der nach ca. 300 m ortsauswärts an die Straße grenzt. Von dort aus gehen Sie rechts immer am Waldrand entlang (sie müssen dabei einem umgefallenen Baum ausweichen) und nach wenigen Minuten stehen Sie vor dem "Heiligen Grab". 

 Aufnahme:  Björn Ehrlich, Zittau-Hörnitz

Es handelt sich dabei um einen Sandsteinfelsen von nicht gerade überragender Größe, in die ein kleiner Raum sowie eine Anzahl von Nischen eingearbeitet sind. Es wurde einst von einer in Johnsdorf ansässigen Familie mit dem Namen Rudolf geschaffen. In den Nischen standen früher Heiligenfiguren und in dem ausgehauenen Raum soll sogar eine zeitlang ein einsiedlerischer Mönch gehaust haben. Da Johnsdorf keine Kirche hat, wurde dieser Felsen gerne zu christlichen Feiertagen (wie z.B. Ostern) von den Bewohnern der Umgebung besucht. Nach der Vertreibung der deutschsprachigen Böhmen verfiel das Heilige Grab mehr und mehr und geriet in Vergessenheit. Heute erfährt es wieder eine gewisse Renaissance, wie man mit Freude konstatieren kann. Die kleine Kapelle wird wieder gepflegt. Im Sommer findet man in ihrem Inneren oftmals einen Blumenstrauß und die Treppe an der Seite ist zu einem kleinen Kreuzweg ausgestaltet - einfach und primitiv. Aber man sieht den Wunsch, diese Stätte wieder mit Leben zu erfüllen.


Ein nachgestalteter kleiner Kreuzweg mit den Kreuzwegstationen.



Im Innern ein Bild der Slawenapostel Method und Kyrill...


Und an die Felswand wurde folgender lateinischer Spruch eingemeiselt: (ich glaube, er stammt vom heiligen Bernhard von Clairvaux)


Ad gabrielis Ave respondes optima Fiat redde tuum Fiat cum repetemus [Ave dat Bernardus Ave responde optima Salve redde tuum Salve cum repetemus ave]  

(Ich kann mir zwar ungefähr diesen Gruß zusammenreimen, wer jedoch eine exakte Übersetzung kennt, bitte als Kommentar posten)

Auf der gegenüberliegenden Seite kann man noch die in einen kleinen Felsen eingehauenen "Beichtstühle" besichtigen:

 Aufnahme:  Björn Ehrlich, Zittau-Hörnitz
 Aufnahme:  Björn Ehrlich, Zittau-Hörnitz 

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Sonntag, 28. August 2011

Grüne Stinkwanze

Aufnahme:  Werner Schorisch, Zittau

Eine besonders häufige Baumwanze ist die Grüne Stinkwanze (Pelomena prasina). Wenn man sie sich greift, sondert die Wanze ein stinkendes Sekret ab - deshalb ihr Name. Ihre kleinen rundlichen Larven findet ,man im Frühsommer auf Laubbäumen. Oftmals leben mehrere von ihnen zusammen und bilden eine sogenannte Geschwistergemeinschaft.

  Aufnahme:  Werner Schorisch, Zittau


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Pilze - Nadel-Stinkschwindling


Pro Fichtennadel ein Pilz. Und da es in einem Fichtenforst sehr viele abgefallene Fichtennadeln gibt, kommt dieser kleine Pilz - der Nadel-Stinkschwindling (Marasmiellus perforans) oftmals "wie gesät" auf dem Waldboden vor. Von dem ähnlichen Roßhaarschwindling kann man ihn dadurch unterscheiden, in dem man einen Pilz zwischen den Fingern zerreibt und daran riecht. Riecht es nach verfaulten Kohl, dann war der betreffende Pilz ein Nadel-Stinkschwindling, ansonsten nicht. Ihn zu Speisezwecken zu sammeln lohnt sich nicht... (im Unterschied zum Echten Knoblauchschwindling, der ganz intensiv nach Knoblauch riecht und ein hervorragender Gewürzpilz ist!)




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Pilze - Bitterpilz / Gallenröhrling


Wenn man aus der Ferne solch einen Pilz erspäht, kommt erst einmal Freude auf - ein Steinpilz! Der echte Pilzkenner schaut mal kurz hin, und geht weiter. Denn er hat sofort erkannt, daß es sich um einen Bitterpilz (Tylopilus felleus) handelt. Wenn man jedoch nicht sicher ist oder im Pilzesammeln noch unerfahren, dann sollte man den Pilz einfach mal kosten. Schmeckt er mild, ist es ein Steinpilz (oder Düsterer Röhrling), schmeckt er gallebitter, ist es ein Gallenröhrling oder Bitterpilz (es reicht aus, an einer angeschnittenen Fläche zu lecken). Verschiebt man dagegen die Geschmacksprobe erst auf das fertige Pilzgericht, dann kann es zu spät sein und es wird wohl u.U. nichts mit einer Pilzmahlzeit. Da hilft dann nur noch eine Entsorgung auf den Komposthaufen oder in der Biotonne...





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Samstag, 27. August 2011

Planet Mars (3) - Thermische Geschichte

Thermische Geschichte

Jeder Gesteinsplanet, der im Inneren weitgehend ausdifferenziert ist, muß in seiner Entwicklungsgeschichte eine Phase der Aufschmelzung durchgemacht haben. Nur auf diese Weise konnten sich die spezifisch schwereren Metalle (insbesondere Eisen) von den leichteren Silikaten trennen, absinken und schließlich einen Metallkern ausbilden. 

Genauso wie bei der Erde, speist sich der Wärmeinhalt des Mars aus der Wärme, die ursprünglich bei der Akkretion (die wahrscheinlich ~ 5 Millionen Jahre angedauert hat) eingetragen wurde (primordiale Wärme), aus der Wärme, die permanent beim radioaktiven Zerfall freigesetzt wird (in der Marsfrüh-geschichte besonders effektiv, da es damals noch größere Mengen kurzlebiger radioaktiver Isotope gab, die heute quasi ausgestorben sind) sowie Wärme, die bei Entmischungs- und Kristallisationsprozessen entsteht. Ein Wärmeverlust kann dagegen nur durch Abstrahlung in den Weltraum erfolgen. Die Verlustrate hängt dabei entscheidend vom Oberfläche-Volumenverhältnis und dem Wärmefluß durch die Oberfläche ab, der wiederum vom Wärmeleitvermögen der Krustengesteine bestimmt wird.

Modelle, welche die thermische Entwicklung des Mars über seine Geschichte nachzuzeichnen versuchen, müssen eine Vielzahl von teilweise hochgradig hypothetischen Daten auf einen gemeinsamen Nenner bringen. Im Idealfall sollte solch ein Modell in der Lage sein, die bis heute auf dem Mars sichtbaren Spuren dieser Entwicklung sowohl quantitativ als auch qualitativ zu reproduzieren. Zu diesen Spuren gehören (Auswahl):

  • die Existenz eines Fe/Ni-Kerns mit hohem Schwefelanteil in Form von FeS (~15-20%)
  • die Existenz einer mehr basaltisch-gabbroiden Kruste, die durch Erstarrung eines planetenumspannenden Magmaozeans entstanden ist. 
  • der hohe Eisenoxidgehalt in den Mantel- und Oberflächengesteinen des Mars (ein wesentlicher Unterschied zur Erde und zum Mond)
  • die Existenz von „magnetic stripes“ in den sehr alten südlichen Marsprovinzen, die auf einen zeitweise funktionierenden Dynamoeffekt sowie auf eine relativ kurze Phase mit aktiver Plattentektonik hinweisen
  • langandauernder ortsfester Vulkanismus mit temporär durchaus beachtlichen Förderraten, der bis vor geologisch kurzer Zeit angedauert hat (NEUKUM, 2007)
  • die hemisphärische Dichotomie des Mars
  • Strukturen („wrinkle ridges“ ähnlich Merkur), die auf eine globale, durch Abkühlung bedingte Schrumpfung des Mars hinweisen könnten (HOFMANN, LARK, 2002)

Marsentstehung und Bildung eines Magmaozeans
Die Entstehung von Erde und Mars vor ca. 4.56 Milliarden Jahren dürfte sich weitgehend ähnlich abgespielt haben, nur daß Mars in seiner Akkretionsphase nicht soviel Material aus der Umgebung aufsammeln konnte und deshalb relativ klein geblieben ist. Der Energieeintrag, der sich aus der Akkretion von Planetesimalen, aus einer Vielzahl von großen Impakten sowie aus dem Zerfall kurzlebiger radioaktiver Isotope ergab, war dennoch groß genug, um den Protomars soweit aufzuschmelzen, daß es innerhalb von nur 10 bis 15 Millionen Jahren zu einer stofflichen Differen-zierung in Eisenkern, Mantel und Kruste gekommen ist. Dieser Prozeß hat bis heute Spuren in der Isotopenzusammensetzung der Marskruste oder ganz allgemein in den Zerfallsprodukten der an der Aufschmelzung beteiligten radioaktiven Stoffe (ein Beispiel ist der Zerfall (182Hf , 8.9 Ma) → (182W (stabil)) hinterlassen (siehe z.B. Halliday et. al. 2001). Diese Spuren erlauben unter der Verwendung plausibler Zusatzannahmen eine zeitliche Rekonstruktion der Ereignisse. Die Ausgangsdaten in Form von Isotopenverhältnissen stammen dabei aus der radiologischen Analyse diverser, auf der Erde gefundener Marsmeteorite wie z.B. der Shergottite.

Entstehung eines Magmaozeans
Der Ausgangsstoff der inneren Gesteinsplaneten war mit hoher Wahrscheinlichkeit undifferenziertes chondrisches Material, dessen chemische Zusammensetzung etwas mit dem Sonnenabstand variierte und welches vielleicht am besten dem der sogenannten C1-Meteoriten entspricht. Da deren heutige Isotopenzusammensetzung bekannt ist, kann man sie mit denen der Oberflächengesteine von Erde und Mars vergleichen und damit Hinweise auf Entwicklungsprozesse gewinnen. 

Mit dem stetigen Wachstum eines Protoplaneten während seiner Akkretionsphase nimmt dessen gravitative Wirkung auf die Umgebung zu, was den Effekt hat, daß immer mehr Material auf seine Oberfläche fällt. Die kinetische Energie, die dabei eingetragen wird, läßt die Oberflächenschichten aufschmelzen und es entsteht ein sich nach innen ausweitender Magmaozean (d.h. eine Schale flüssigen Gesteins). Zugleich erfolgt auch eine Erwärmung im Inneren des Protoplaneten durch die Energie, die beim Zerfall von relativ kurzlebigen radioaktiven Isotopen freigesetzt wird. Diese beiden Prozesse schufen erst die physikalischen Voraussetzungen für eine stoffliche Differenzierung und damit einhergehend für die Ausbildung einer weitgehend hydrostatischen Schichtung der mineralogisch unterschiedlich zusammengesetzten Schalen bezüglich Druck und Dichte innerhalb des planetaren Körpers.

Die geologischen und geochemischen Auswirkungen der temporären Präsenz eines Magmaozeans sind bis jetzt am besten am Beispiel des Erdmondes untersucht worden. Er erklärt dort die Existenz der hellen anorthositreichen Hochländer sowie einige Anomalien in der stofflichen Zusammensetzung der bei den Apollo-Missionen aufgesammelten Gesteinsproben. Obwohl beim Mars Feldspate (insbesondere Plagioklase) in den Oberflächengesteinen unterrepräsentiert sind (was auf dem ersten Blick gegen die Existenz eines Magmaozeans zu sprechen scheint), läßt sich diese Armut an Feldspaten durchaus auch im Modell eines Magmaozeans erklären. Dabei spielen die Bindung von Kalzium und Aluminium in Granat sowie der wahrscheinlich recht hohe Wassergehalt der Marsmantelgesteine eine Rolle (der Mond ist „staubtrocken“ entstanden, da sich so gut wie alle Wasserspuren während des „Mondimpaktes“ verflüchtigt hatten).

Was die Existenz eines Magmaozeans während der Frühgeschichte des Mars betrifft, ergeben sich einige interessante Fragestellungen:

  • Welche Tiefe erreichte die geschmolzene Gesteinsschicht?
  • War der Magmaozean völlig oder nur partiell aufgeschmolzen?
  • Wie lange dauerte es, bis er auskristallisierte und sich verfestigte?
  • Konnte eine dichte Uratmosphäre als thermischer Isolator die Lebensdauer des Magmaozeans verlängern?
  • Durch welche Prozesse erfolgte eine effektive Stofftrennung, insbesondere die Bildung eines Eisenkerns?
  • Wie ändert sich tiefenabhängig die Konzentration siderophiler („metalliebender“) Elemente im Laufe der Zeit?
  • Welchen Einfluß nahm die partielle Kristallisation auf den radialen chemischen Aufbau des Marsmantels? Kam es zu einer „Umschichtung“ in Form eines „mantle overturns“ mit dem Ergebnis einer weitgehend   hydrostatischen Dichte- und Druckverteilung mit der Tiefe?

Antworten darauf versucht man durch Modellrechnungen zu erhalten, in denen neben Daten über die Marsgesteine auch die Daten eingehen, die man mittels Hochdruckexperimenten in irdischen Laboratorien gewonnen hat. Dazu setzt man bestimmte Minerale Temperaturen und Drücken aus, wie sie in den verschiedenen Tiefen eines Magmaozeans herrschen und ermittelt experimentell Eigenschaften wie Viskosität, Phasen¬grenzen und Diffusionsgeschwindigkeiten einzelner Stoffe durch die Schmelze. Moderne Anlagen decken mittlerweile einen Druckbereich bis ca. 25 GPa und einen Temperaturbereich bis ca. 2800 K ab. 

Welche Tiefe ein Magmaozean  auf dem frühen Mars erreichte,  ist nicht  bekannt. Es  gibt  aber  Hinweise,  daß  er eher eine größere Tiefe besaß und vielleicht sogar bis zur Kern-Mantel-Grenze heran reichte (~1300 km). Die Tiefe ist dabei durchaus ein wichtiger Parameter, da der Druck die Eigenschaften eines Magmas, bei Abkühlung fraktioniert auszukristallisieren, beein¬flußt. In diesem Punkt findet sich auch eine Erklärung dafür, weshalb es auf dem Mars keine feldspatreichen Krustengesteine wie in den Hochländern des Mondes gibt. Plagioklase in Form von Anorthiten (CaAl2Si2O8) enthalten viel Aluminium und Kalzium. Ist ein Magmaozean einige Hundert Kilometer tief, dann reicht er in eine Zone, wo der Druck so groß ist, daß bevorzugt Granate auskristallisieren, die wiederum viel Aluminium und Kalzium binden können, wodurch die Schmelze an diesen Elementen verarmt. Zeugnis von diesem Vorgang ist z.B. der im Vergleich zu irdischen Basalten stark reduzierte Aluminium-Anteil in den Shergottiten (einem Typ von Marsmeteoriten). Geochemisch ist hier das Mengenverhältnis CaO/Al2O3 ausschlaggebend, welches im Fall der Marsmeteorite die Entstehung dieser Gesteine in einem flachen Magmaozean mit nur moderaten Druckverhältnissen an seiner Basis eher ausschließt (Borg, Draper, 2003).

Ausbildung eines Metallkerns
Ob ein Magmaozean vollkommen aufgeschmolzen ist, hängt von dessen Temperatur (und etwas vom Druck) ab. Metalle schmelzen gewöhnlich bei geringeren Temperaturen (Eisen z.B. ~1810 K) als Silikate (Forsterit z.B. ~2160 K), so daß bei partieller Aufschmelzung flüssige Metallphasen mit festen Silikatphasen koexistieren müssen. Dieser Umstand ist Wesentlich für die Zeitdauer der Ausbildung eines Metallkerns bei einem Protoplaneten. Folgende Szenarien sind denkbar:

  • Da Eisen unter hohem Druck früher schmilzt als die meisten Silikate, entstehen zwischen den „Körnern“ Bereiche flüssigen Eisens, die miteinander ein Netzwerk bilden und aufgrund ihrer höheren Dichte Richtung Kern perkolieren. Dieser Vorgang ist prinzipbedingt unvollständig (d.h. es bleibt relativ viel Metall im Mantel zurück) und dauert auch recht lange. Die meisten Modelle zeigen, daß ein Magmaozean viel zu schnell auskühlt und sich verfestigt, bis größere Mengen von Eisen in den Planetenkern abgewandert sind. 
  • Der Magmaozean ist vollständig aufgeschmolzen und in der Schmelze trennen sich die einzelnen Stoffe, so daß u.a. Metalltröpfchen entstehen, die quasi aus der Schmelze ausregnen. Fluiddynamische Rechnungen zeigen, daß die Metalltröpfchen etwa 1 Zentimeter groß sind und mit einer Geschwindigkeit von einigen Dutzend Zentimetern pro Sekunde nach unten sinken. Auf diese Weise kann sich recht schnell ein Metallkern ausbilden.
  • Es gibt noch die Möglichkeit, daß der Magmaozean an seiner Basis auf festes Mantelmaterial angrenzt. In diesem Fall würden sich auf dessen „Oberfläche“ Pfützen aus geschmolzenem Metall ansammeln. Da das flüssige Eisen spezifisch schwerer ist, beginnt es quasi als „Antidiapir“ in Form riesiger, langgezogener Tropfen sich durch die zähen Mantelgesteine hindurchzuarbeiten, bis es den Kernbereich erreicht, der dann nur noch aus einer Metallschmelze besteht.

Welcher dieser Szenarien zutrifft, läßt sich im Prinzip anhand der Konzentration siderophiler Elemente in den Mantel- und Krustengesteinen ermitteln. Als „siderophil“ (= eisenliebend) bezeichnet man Elemente, die bevorzugt als Metall anstatt als Oxid in einer Mischschmelze fraktionieren. Dazu gehören u.a. Au (Gold), Co (Cobalt), Ge (Germanium), Ir (Iridium), Mo (Molybdän), Ni (Nickel), Os (Osmium), P (Phosphor), Pt (Platin) und Re (Rhenium). Die Ausgangskonzentration dieser Elemente ist durch die Analyse primitiver Meteoriten bekannt, so daß man mit ihrer Hilfe den Differentationsgrad eines Gesteins bestimmen kann. Um die Daten aber auch richtig deuten zu können, muß man experimentell unter verschiedenen Temperatur- und Druckregimen untersuchen, wie sich diese Elemente in einer Schmelze zwischen Silikaten und Metallen verteilen. Verschiebt sich dabei das Gleichgewicht in Richtung Metalle, dann werden diese Elemente zusammen mit dem Eisen bei der Kernbildung effektiv aus dem Planetenmantel entfernt und man wird eine starke Verarmung in Bezug auf die Konzentration in primitiven Meteoriten feststellen. Es kann aber auch sein (und bei Ni und Co ist das sogar experimentell bestätigt), daß unter hohem Druck ihre Tendenz abnimmt, in die Metallphase überzuwechseln und sie deshalb mehr in den Silikaten verbleiben. Da die Gleich¬gewichtsbedingungen zwischen Metall- und Silikatphase stark von den oben genannten Szenarien abhängen, erlaubt die Bestimmung des Verarmungsgrades siderophiler Elemente im Zusammenspiel mit Modellrechnungen im Prinzip eine Aussage darüber, welche von diesen Szenarien die heutigen Gegebenheiten am besten widerspiegeln können. Aber wie immer so auch hier, der Teufel liegt bekanntlich im Detail.

Eigenschaften und Wärmetransport
Ein vollständig aufgeschmolzener Magmaozean besitzt eine Viskosität, die größenordnungsmäßig durchaus mit Wasser vergleichbar ist. Der Wärmetransport an die Oberfläche erfolgt durch eine intensive Konvektion, wobei Strömungsgeschwindigkeiten von 3 bis 4 Meter pro Sekunde erreicht werden. Unter diesen Bedingungen ist die Abkühlung so stark, daß die Verfestigung in Form einer fraktionierten Kristallisation sehr schnell, vielleicht schon nach wenigen Hundert oder Tausend Jahren, einsetzt. Diese Abkühlung kann aber durchaus verzögert werden, wenn sich oberhalb des  Magmaozeans aus  den  daraus   freigesetzten  Gasen (insbesondere Wasserdampf und Kohlendioxid) eine dichte und wärmeisolierende Uratmosphäre ausbildet, die quasi wie ein Deckel wirkt. Solch eine isolierende Atmosphäre kann die Auskühlung um einiges hinauszögern, was natürlich Auswirkungen auf den gesamten Verfestigungsprozeß und den damit einhergehenden Zeitskalen hat. 

Erstarren eines Magmaozeans – mantle overturn
Was passiert nun, wenn der Magmaozean zu erstarren beginnt? Diese Frage ist im Detail nur sehr schwer zu beantworten, da Gesteinsschmelzen aus einem Gemenge von Mineralen mit unterschiedlichen Phasendiagrammen bestehen, die bei Abkühlung wiederum unter unterschiedlichen Temperatur- und Druckverhältnissen auskristallisieren. Dabei kann es neben der Phasenumwandlung auch noch zu chemischen (kontinuierliche und diskontinuierliche Reaktionsreihen) und physikalischen Umwandlungen (Hochdruckmodifikationen) kommen, die sich modellmäßig aufgrund ihrer komplexen Interaktion nur schwer darstellen lassen. Der Vorgang der „gravitativen Kristallisations-Differentation“ läßt sich auf der Erde durch die Untersuchung von magmatischen Gesteinen, die aus Magmen verschiedener Bereiche einer Magmakammer stammen, genauer untersuchen. Ein dazu analoger Vorgang fand natürlich auch bei der Erstarrung eines Magmaozeans statt mit durchaus interessanten und auf dem ersten Blick überraschenden Konsequenzen.

Qualitativ stellt sich der Vorgang der Auskristallisation folgendermaßen dar: Sobald die kritische Temperatur einer Phasengrenze fest-flüssig für ein bestimmtes Mineral erreicht wird, beginnt es in der Schmelze auszukristallisieren und, wenn dessen Dichte größer als die der Umgebung ist, nach unten zu sinken und sich dort abzulagern (wobei es noch je nach Ablagerungstiefe zu strukturellen Phasenübergängen kommen kann). Sinkt die Temperatur weiter, folgen die nächsten Minerale und weitere Schichten lagern sich ab.


Dichtefunktion vor und nach einer Mantelumwälzung

Mit jeder Kristallisationsphase ändert sich außerdem die stoffliche Zusammensetzung des Magmas, was wiederum Einfluß auf die Endprodukte der folgenden Kristallisationsphasen hat. Wichtig ist in diesem Zusammenhang, daß die Stratigraphie nicht einem monoton fallenden Dichteprofil folgt, in dem sich die dichteren Gesteine unten und die weniger dichten weiter oben abgelagert haben. Das stratigraphische Profil, das sich bei diesem Vorgang ausbildet, widerspiegelt vielmehr die Reihenfolge, in der die einzelnen Minerale bei sinkender Temperatur aus dem Magma ausgeschieden werden. Und dabei kommt es dazu, daß spezifisch leichtere Schichten unterhalb von spezifisch schwereren Schichten zum liegen kommen, was in einem zähflüssigen Material einer hochgradig instabilen Schichtung entspricht. L.ELKIN-TANTON et.al. (2005) konnte anhand verschiedener Modelle zeigen, daß solch eine instabile Schichtung zu einer sogenannten Mantelumkehr (mantle overturn) führt, bei der sich wieder ein stabiles und weitgehend monoton fallendes Dichteprofil einstellt. Konsequenz davon ist jedoch ein sehr komplizierter petrologischer Aufbau des Marsmantels, der ja aufgrund der eingeschränkten Konvektion wahrscheinlich bis heute noch nicht vollständig homogenisiert ist. Ein Merkmal für dieses Ereignis sind große laterale Variationen in der Zusammensetzung des Mantels, die bis zur Oberfläche reichen und dort mittlerweile auch von den Instrumenten der Sonde Mars Odyssey beobachtet werden konnten.

Simulation eines „mantle overturn“-Ereignisses beim Mars. Die  Schichten unterschiedlicher Dichte sind in verschiedenen Farben dargestellt. Quelle  L.Elkins-Tanton (2005)

Modelle mit Mantelumwälzung sind in der Lage, die trotz fehlender Plattentektonik erstaunlich hohe Diversität unterschiedlicher Oberflächengesteine auf dem Mars zu erklären. Auch ergeben sich daraus Ansatzpunkte zur Erklärung der in den ältesten Krustenteilen konservierten Spuren eines ehemals temporär bestandenen globalen Magnetfeldes und der Gründe, warum der dafür notwendige Dynamoeffekt nur kurze Zeit bestanden hat.

Lithosphärenbildung und „Großes Bombardement“
Ungefähr 700 Millionen Jahre nach der Entstehung der Planeten des Sonnensystems, zu einer Zeit, als sich bereits eine dünne und feste Lithosphärenkruste auf dem Mars ausgebildet hatte und sich erste Anzeichen einer Art von Plattentektonik zeigte, wurden durch Störungen der Riesenplaneten, insbesondere Jupiters, übriggebliebene Planetesimale im Bereich des heutigen Planetoidengürtels so aus ihrer Bahn geworfen, daß sie in das innere Sonnensystem gelangten und dort das relativ kurze Zeitalter des „Letzten Großen Bombardements“ (Late Heavy Bombardment, 4.1-3.8 Ga) einleiteten. Als Ursache vermutet man massive, durch Resonanzen und durch die Wechselwirkung mit der z.T. noch bestehenden, aber bereits weitgehend gasfreien protoplanetaren Scheibe hervorgerufene Bahnänderungen der äußeren Planeten, die quasi chaotischen Charakters waren und schließlich in den heutigen Bahnlagen endeten (Gomes et.al. 2005).

Auf dem Mars ist dieses Zeitalter durch alte, stark von Impakten überformte Landschaften (z.B. das „Südliche Hochland“), dokumentiert. Auch die großen Einschlagbecken wie Argyre Planitia (entstanden vor ca. 3.9 Ga) und Hellas Planitia (entstan¬den vor ca. 4.1–3.9 Ga) stammen aus dieser Zeit. Neuerdings glauben einige Wissenschaftler auch Beweise dafür entdeckt zu haben, daß die große, unter dem Namen Borealis-Becken (Vastitas Borealis) bekannte Struktur (die immerhin einen wesentlichen Teil, d.h ca. 40%, der hemisphärischen Dichotomie des Mars ausmacht), vor ca. 4.5-4.1 Ga auch durch einen Impakt entstanden ist. Damals soll, so zeigen es zumindest detaillierte Computersimulationen, ein ca. 2000 km messender planetarer Körper unter einem Winkel von ~45° mit dem Urmars zusammengestoßen sein (Andrews-Hanna, Zuber, Bannerd, 2008), wobei die riesige, flache und fast kreisrunde Struktur im Gebiet des Marsnordpols entstanden ist. Ob diese Theorie zutrifft, müssen weitere Untersuchungen zeigen. Sie stellt auf jeden Fall eine ernstzunehmende Alternative zu den Theorien dar, die von einer Reduzierung der Lithosphärendicke in diesem Bereich durch konvektive Mantelvorgänge ausgehen. Auf jeden Fall muß solch ein Einschlag massive Auswirkungen auf den Marsmantel und dessen spätere Dynamik gehabt haben, was einige interessante Ansatzpunkte zur Überprüfung dieser Theorie bietet. 

Tharsis-Aufwölbung
Mit einer Gesamtfläche von ungefähr 400 Millionen km² und einer mittleren Höhe von 10 km über dem mittleren Radius des Planeten stellt die vulkanische Tharsis-Aufwölbung eines der imposantesten morphologischen Merkmale des roten Planeten dar. Aus ihr ragen die mächtigsten Schildvulkane des Sonnen¬systems empor, deren Gipfel weitere 2-15 km in den Himmel reichen. Die Größten davon sind Olympus Mons, Alba Patera, Ascraeus Mons, Pavonis Mons, Arsia Mons und Tharsis Tholus.

Genaue Untersuchungen auf der Grundlage von MOLA-Daten (Mars Orbiter Laser Altimeter) der Sonde MGS (Mars Global Surveyor) zeigen, daß es sich bei der Tharsis-Aufwölbung um keine klassische Aufwölbung durch eine vertikale Bewegung der Marskruste handeln kann, sondern daß diese Erhebung hauptsächlich durch die Ablagerung des von den Schildvulkanen im Laufe ihrer Tätigkeitsgeschichte gelieferten Materials entstanden ist (Smith et.al., 2001). Auslöser und Magmaproduzent ist ein riesiger Mantelplume, der sich schon in der Frühzeit des Planeten ausgebildet haben muß, oder, nach neueren Überlegungen, vielleicht sogar durch einen Riesenimpakt quasi induziert wurde (Reese et.al. 2004). Letztere Hypothese wird z.Z. genauer untersucht, da ein klassischer Mantelplume, der beginnend an der Kern-Mantel-Grenze des Mars aufsteigt, wahrscheinlich nicht das Potential besitzt, vulkanische Aktivität bis fast in die Gegenwart hinein (es scheint, daß Olympus Mons noch vor ca. 2 Millionen Jahren aktiv war) aufrecht zu erhalten. Etwas anders sieht es aus, wenn es bei einem Einschlag in der Frühgeschichte des Mars lokal zu einer massiven impaktbedingten Schmelze und anschließend zu einer schnellen Auskristallisation (innerhalb von ~10^3 Jahren) des Magmas gekommen ist. In diesem Fall füllt sich der Impaktkrater mit geschmolzenem Material, wobei der Schmelzgrad des partiell aufgeschmolzenen Magmas mit der Tiefe abnimmt. Aufgrund des Auftriebs wird sich diese Magmablase aber zunehmend abflachen und sich entlang der Planetenoberfläche ausbreiten (isostatischer Ausgleich). Gleichzeitig strömt kühleres Material von unten nach und als Resultat entsteht ein Aufstrom, d.h. ein impaktinduzierter Plume, in dessen oberflächennahem Bereich es durch Druckentlastung zur Magmabildung kommt. Wie Berechnungen zeigen, kann auf diese Weise ein langandauernder, durch Ruhephasen unterbrochener effusiver Vulkanismus aufrechterhalten werden, wobei eine typische Zeitskala für den Aufbau einer Vulkanprovinz mit den Ausmaßen von Tharsis bei ungefähr einer Milliarde Jahre liegt. Das stimmt in etwa mit den geologischen Befunden überein, die ergaben, daß der Aufbau des Tharsis-Plateaus vor ungefähr 3.6 bis 3.2 Ga begann. Innerhalb von ca. 1.5 Ga wurde dabei vulkanisches Material in der Größenordnung von ~3∙10^8 km³ gefördert. Anschließend (d.h. vor 2.5 bis 1.5 Ga) nahm dann aufgrund der durch die Auskühlung des Planeten bedingten zunehmenden Krustenverdickung die vulkanische Aktivität kontinuierlich ab, ohne jedoch jemals ganz zu erlöschen. Man hat beispielsweise durch Impaktkraterstatistiken auf den Aufnahmen der europäischen Sonde Mars-Express nachgewiesen, daß Olympus Mons an seinen Flanken noch vor 2 Millionen Jahren Laven gefördert haben muß (Neukum, 2004). Es kann also durchaus sein, daß sich der Marsvulkanismus gegenwärtig in einer seiner vielen Ruhephasen befindet, welche die Zeiten verstärkter vulkanischer Aktivität von den Zeiten geringer oder ruhender Aktivität trennen. 

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Donnerstag, 25. August 2011

Dunkelbraune Waldrandeule


An Baumsäften saugt im Spätsommer gern die nicht seltene Dunkelbraune Waldrandeule (Blepharita satura).



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Sommerblumen - Hainwachtelweizen


Eine typische Pflanze schattiger Laubwaldränder ist der Hain-Wachtelweizen (Melampyrum nemorosum). Diese einjährige Pflanze mit bläulichen Hochblättern und leuchten gelben Blüten ist ein sogenannter Halbschmarotzer, dessen Wurzeln sich in die Wurzeln benachbarter Gräser bohren um dort ungefragt Nährstoffe abzufassen.



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Mittwoch, 24. August 2011

Kohleule


Bei diesem Eulenfalter handelt es sich um die sehr häufige Kohleule (Mammestra brassicae). Ihre Raupe ist beim Gemüsebauer äußerst unbeliebt, da sie u.a. gerne lange Gänge durch den Grünkohl bohrt... 


Planet Mars (2) - Der Mars als Planet - Innerer Aufbau

Der Mars als Planet

Mars ist in den Oppositionszeiten (die grob gesagt alle zwei Jahre auftreten) ein lohnendes und dankbares Objekt für Amateurastronomen, da man schon mit verhältnismäßig kleinen Fernrohren viele Details – helle und dunkle Flecken sowie die sich mit den Jahreszeiten in ihrer Größe ändernden Polkappen – auf der kleinen orangenen Planetenscheibe erkennen kann. Im Gegensatz zur Venus behindern hier keine Wolken die Sicht auf die Planetenoberfläche. Nur manchmal überdecken riesige Staubschwaden, die das Resultat globaler Staubstürme sind, dessen Antlitz. 

Besonders günstig, um die Oberflächenmerkmale des Mars zu studieren, sind die sogenannten Periheloppositionen, bei denen die Entfernung Erde – Mars bis auf 55.8 Millionen Kilometer schrumpfen kann. Sie wurden in der Zeit vor der Erkundung des Planeten mit Raumsonden intensiv genutzt, um sogenannte Albedokarten anzufertigen. Die Namen, die den verschiedenen darauf erkennbaren Strukturen gegeben wurden, verwendet man übrigens noch heute. 

Mars ist mit einem Poldurchmesser von 6754.6 km und einem Äquatordurchmesser von 6794.4 km bedeutend kleiner als die Erde und ist, wie die Zahlen zeigen, auch ein klein wenig stärker abgeplattet. Seine siderische Rotationsperiode ist mit der Rotationsdauer der Erde durchaus vergleichbar: 24 Stunden 37 Minuten und 22.7 Sekunden. Da die Rotationsachse gegenüber der Bahnebene um 25° geneigt ist, treten auf dem Mars analog zur Erde ausgeprägte Jahreszeiten auf. Sie sind jedoch auf beiden Marshälften unterschiedlich lang, da die Marsbahn eine 5x so große Exzentrizität aufweist als die Erdbahn.

Für einen Umlauf um die Sonne benötigt Mars 1.881 Jahre (=686.93 Tage). Die Entfernung schwankt dabei zwischen 1.38 AU (Perihel) und 1.67 AU (Aphel). Aus diesem Grund erscheint der Durchmesser der Sonnenscheibe am Marshimmel auch nur etwa ein Halb bis ein Drittel mal so groß als von der Erde aus. Entsprechend verhält sich auch die Sonneneinstrahlung im Verlauf eines Marsjahres.

Da sich Mars und Erde unterschiedlich schnell auf ihrer Bahn bewegen, beträgt der zeitliche Abstand zwischen zwei Marsoppositionen – die synodische Umlaufszeit – unter der Annahme von kreisförmigen Planetenbahnen rund 780 Tage. In Wirklichkeit schwankt die Oppositionswiederkehr aufgrund der Bahnexzentrizitäten (insbesondere der Marsbahn, e=0.0934), im Bereich zwischen 764 und 811 Tagen.

Die Masse des Planeten, die sich leicht aus den Bahndaten seiner beiden Kleinmonde ableiten läßt, beträgt 0.1074 Erdmassen oder 6.417∙10^23 kg. Die mittlere Dichte liegt damit bei 3940 kg/m³, was lediglich 72% der mittleren Dichte der Erde entspricht.

Superlative des „Roten Planeten“
Trotzdem die gesamte Marsoberfläche kaum mehr als die Fläche aller irdischen Kontinente zusammengenommen einnimmt, wartet sie mit einigen Superlativen auf.
Sie besitzt

  • die größten Einschlagbecken im Sonnensystem (Hellas und Agyre)
  • die mächtigsten Schildvulkane im Sonnensystem (Tharsis-Aufwölbung mit Olympus Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons und Ascraeus Mons, alle über 15 km hoch)
  • die eindrucksvollsten Canyon-Landschaften, die man sich vorstellen kann (Valles Marineris, rund 4000 km lang, 240 km breit und 7 km tief – man vergleiche mit dem „Grand“ Canyon auf der Erde!)


Vergleich des Olympus Mons mit den höchsten Bildungen auf der Erde. Vor dem Zentralteil des Olympus Mons sind das größte irdische Vulkanmassiv, die Insel Hawaii mit ihrem Sockel im Pazifik, und das Mount-Everest-Massiv im Himalaya abgebildet. Zu beachten ist, daß die vertikale Skala doppelt so groß gewählt wurde wie die horizontale.


Vergleich des Valles Marineris mit dem Grand Canyon in  Arizona (kleine Kerbe in der Mitte), dem größten Canyon der Erde. Zu beachten ist, daß die vertikalen Ausmaße im Vergleich zum horizontalen Maßstab um den Faktor vier überhöht dargestellt sind 

Marsmonde
Mars besitzt zwei kleine Begleiter, die standesgemäß die Namen Phobos („Furcht“) und Deimos („Schrecken“) erhalten haben. Beide sind zwar nicht unbedingt rekordverdächtig, aber in vielerlei Hinsicht durchaus bemerkenswert. Sie werden deshalb im Abschnitt „Satellitensysteme“ noch im Detail vorgestellt.

Innerer Aufbau
Aus Analogiebetrachtungen und Gravitationsfeldmessungen, aus der Analyse von Oberflächenstrukturen sowie aus allgemeinen kosmogonischen Erwägungen folgt, daß auch das Innere des Mars in unterscheidbare Schalen differenziert ist. Über Modellvorstellungen hinaus sind die Informationen darüber aber noch recht vage, da bis heute (2011) keine seismischen Untersuchungen (bis auf die mißglückten Versuche von Viking 2) durchgeführt werden konnten. Es gibt aber durchaus indirekte Hinweise vielfältiger Art, welche dem denkbaren inneren Aufbau gewisse Beschränkungen auferlegt, die natürlich von entsprechenden Modellen reproduziert werden müssen. 

Kern
Daß der Mars eine kernartige Massenkonzentration im Zentrum besitzen muß, zeigt schon sein Trägheitsfaktor von 0.3662 (siehe II/(1.11)), der aus den Bahndaten der zahlreichen künstlichen Marssonden abgeleitet wurde. Dieser Wert steht im Einklang mit der Annahme, daß Mars einen Kern mit einem Radius zwischen 1500 und 1600 km und einer Dichte zwischen 7000 und 7500 kg/m³ besitzt, der hauptsächlich aus Eisen mit einer Beimengung von 15 – 20 Gewichtsprozenten Schwefel (und zwar in Form von Eisensulfid FeS) besteht. Dabei sei darauf hingewiesen, daß die Kerngröße stark vom Schwefelanteil und dem Tempera-turprofil entlang des Marsradius abhängt und ohne seismische Methoden nicht direkt bestimmt werden kann. Aus Messungen des Mars Global Surveyor (MGS) sowie aus dem Fehlen eines globalen magnetischen Dipolfeldes hat man weiterhin geschlossen, daß der ca. 5000 K heiße Kern entweder vollständig aufgeschmolzen ist oder sich ähnlich der Erde in einen festen inneren Kern und einen flüssigen äußeren Kern aufteilt. Letzterer Fall erscheint aber (zumindest z.Z.) eher unwahrscheinlich. 

Mantel
Über dem Marskern schließt sich, wie bei der Erde, der Mantelbereich mit einer Mächtigkeit von rund 1700 km und einer regional unterschiedlich dicken Kruste (zwischen 40 und 80 km) an. Dabei liegt die Dichte der Krustengesteine bei ungefähr 2800 kg/m³. 

Der gemessene Trägheitsfaktor befindet sich innerhalb eines Wertebereichs, der im Prinzip verschiedene mineralogische Zusammensetzungen des Marsmantels zuläßt. Da sich der Mars aber auch im inneren Bereich der protoplanetaren Wolke gebildet hat, wird er sich in den Mengenverhältnissen der einzelnen ihn aufbauenden Stoffe nicht allzusehr von der Erde unterscheiden. Es erscheint aber relativ sicher, daß der Marsmantel aufgrund seiner weniger ausgeprägten Differentation deutlich eisenreicher (in Form von FeO) als der (magnesiumreiche) Erdmantel ist und sich diese Besonderheit bis zur Marskruste durchschlägt. So etwas hat natürlich Auswirkungen auf die vertikale mineralogische Zusammensetzung des Mantels. Genau wie bei der Erde werden auch beim Mars im Mantel Phasengrenzen erwartet, an denen sich die Struktur bestimmter Minerale mehr oder weniger abrupt ändert. Das betrifft z.B. das Olivin, welches ab einer bestimmten Tiefe in β-Spinell und dieses wiederum bei weiterer Druckzunahme in γ-Spinell übergeht. In Abhängigkeit des Temperaturverlaufs kann knapp oberhalb der Kern-Mantel-Grenze u.U. noch ein weiterer Phasenübergang erfolgen, und zwar der Übergang von Spinell in Perowskit ((Mg,Fe)SiO3 ). Sollte das der Fall sein, dann kann man direkt oberhalb des Eisenkerns eine ca. 100 bis 200 km mächtige Perowskit – Magnesiowüstitschicht erwarten (Magnesiowüstit ist bekanntlich eine feste Lösung aus Periklas (MgO) und Wüstit (FeO)).


Schalenaufbau des Mars. Ob der innere Eisen-Nickel-Kern fest oder ein Teil davon aufgeschmolzen ist, kann noch nicht eindeutig gesagt werden, obwohl einige Hinweise eher dafür sprechen. © nach Bertka, Fei

Man hat auf der Erde das Phasenverhalten von verschiedenen, für den Mars angenommenen Mineralzusammensetzungen, mit Hilfe von Hochdruckexperimenten untersucht. Nach deren Ergebnissen hängt die radiale Lage der einzelnen Phasengrenzen nicht nur vom Druckgradienten (der geringer ist als bei der Erde), sondern auch sehr stark von der radialen Temperaturfunktion sowie der Position der Kern-Mantel-Grenze und deren Temperatur ab. Das führt dazu, daß die Phasenübergänge im Mars in größeren Tiefen stattfinden, die Übergangszonen breiter werden und die Diskontinuitäten weniger stark ausgeprägt sind.

Manteldynamik und Lithosphäre
Wie bei der Erde schlägt auch auf dem Mars die Manteldynamik auf die Oberfläche durch und ist somit Antriebsmechanismus für endogene landschaftsformende Prozesse. Sie sind jedoch von völlig anderer Art, als die Großplattentektonik der Erde, die über eine Zeitskala von 10^8 Jahren die Verteilung der Kontinente und Ozeane völlig verändern kann. Die Lithosphäre des Mars ist im Vergleich dazu starr und im Wesentlichen nur vertikalen Bewegungen fähig, wie die Aufwölbungen der beiden großen Vulkanprovinzen Tharsis und Elysiums zeigen. Es ist aber durchaus möglich, daß die gesamte Gesteinshülle wie eine einzige zusammenhängende Platte auf dem plastischen Mantel driftet, wobei die Drift aber auch in der Vergangenheit nicht besonders ausgeprägt gewesen sein kann, da man andernfalls auffällige Verschiebungen von hot spots auf der Oberfläche sowie auch lokale Auffaltungen hätte feststellen müssen. Was jedoch entdeckt wurde, sind magnetische Anomalien außerhalb der jüngeren Vulkanprovinzen mittels des Magnetometers von MGS. Diese streifenartige Magnetisierungsmuster, die nur im Bereich der geologisch ältesten Gebiete auftreten, dokumentieren Umpolungen des ehemals vorhandenen dipolartigen Magnetfeldes während der Zeit, als gesteinsbildendes Material aus Riftbereichen ausgetreten ist und regional neue Marskruste  ausgebildet hat (dieser Prozeß ist dem „ocean floor spreading“ analog). Diese „magnetic stripes“ findet man ausschließlich in den sehr alten südlichen Gefilden des Mars, im Bereich des Terra Sirenum und des Terra Cimmeria. Sie sind ungefähr 160 km breit und knapp 1000 km lang. Im Vergleich zu den entsprechenden Strukturen der basaltischen Gesteine der irdischen ozeanischen Kruste sind sie breiter, was auf eine größere Ausbreitungsrate der neu entstandenen Kruste hindeutet, wenn man davon ausgeht, daß die Umpolungsfrequenz des Marsmagnetfeldes mit dem der Erde vergleichbar war. Diese Art der frühen Krustenbildung kann jedoch nicht lange angehalten haben, da Mars aufgrund seiner geringen Größe relativ schnell ausgekühlt ist. Deshalb kann auch der magnetfelderzeugende Dynamoeffekt nur kurzzeitig in der frühesten Geschichte des Planeten funktioniert haben. Auf jedem Fall ähneln die von MGS beobachteten „stripes“ frappierend den magnetischen Mustern in der ozeanischen Kruste der Erde. Es erscheint deshalb durchaus möglich, daß es vor mehr als 3.5 Ga auf dem Mars eine Entwicklungsphase gegeben hat, wo Plattentektonik aufgetreten ist. Sie ist aber offensichtlich (wahrscheinlich, weil der Planet ziemlich schnell ausgekühlt ist) bereits nach kurzer Zeit wieder erloschen. 

Für die Modellierung der Manteldynamik ist besonders die Existenz zweier unterschiedlich großer vulkanischer Aufwölbungen von Bedeutung, da sie auf die Existenz von lokalen Aufströmungen im Mantel (Plumes) hinweisen. Sie sollten in einem realistischen Konvektionsmodell auf jedem Fall reproduzierbar sein.

Mantelkonvektion
Die Plattentektonik wird auf der Erde bekanntlich durch die Mantelkonvektion angetrieben, die unterhalb der Erdkruste die effektivste Methode für den Wärmetransport darstellt. Beim Mars ist das im Prinzip natürlich nicht anders. Auch hier existieren im Mantel Strömungen, die plastisches Material aus dem Bereich der Kern-Mantel-Grenze aufsteigen lassen, nur das hier die Konvektionszellen nicht so feinteilig sind wie in der Erde, sondern es wahrscheinlich nur wenige Aufströmungen gibt, die in Form von Mantelplumes die Oberfläche deformieren. Numerische Konvektionsmodelle, welche die Wechselwirkung der thermischen Konvektion mit den einzelnen mineralischen Phasengrenzen in Beziehung setzt, können so parametrisiert werden, daß die Anzahl der Aufströmungen und damit auch der Konvektionszellen im Mantel reduziert wird (Harder, Christensen, 1996). Um diesen Mechanismus zu verstehen, muß man sich die Region genauer anschauen, wo sich aus thermischen Instabilitäten Diapire (Mantelplumes) bilden (bei der Erde ist das bekanntlich die D‘‘-Schicht, die beim Mars der Kern-Mantel-Grenze entsprechen würde). Hier spielt die genaue Größe des Kernbereichs eine wichtige Rolle, weil wiederum davon abhängt, wie weit die Schalen mit den einzelnen mineralischen Phasengrenzen vom Kern entfernt sind. So kann z.B. die Phasengrenze γ-Spinell-Perowskit nur dann auftreten, wenn der (flüssige) Marskern nicht allzugroß ist (d.h. Radius < 1450 km), was im Wesentlichen von dessen Fe/S –Verhältnis abhängt. Viele Konvektionsmodelle gehen von einer ca. 100 km mächtigen Perowskit-Magnesiumwüstit-Schicht oberhalb der Kern-Mantel-Grenze aus, obwohl die Existenz dieser Schicht noch weitgehend hypothetisch ist.

Endotherme und exotherme Phasengrenzflächen
Im Gegensatz zum Erdinneren liegen die wesentlichsten Phasengrenzflächen im Mars näher an der Kern-Mantel-Grenze, was natürlich Auswirkungen auf die Manteldynamik hat, da Phasenumwandlungen immer mit der Freisetzung (exotherm) oder dem Verbrauch (endotherm) von latenter Wärme verbunden sind. Mathematisch wird dieser Sachverhalt durch die Steigung dp⁄dT der Phasengrenzkurve im Phasendiagramm (auch Clausius-Clapeyron-Kurve genannt) ausgedrückt. Ist sie größer als 0, dann handelt es sich um einen exothermen Phasenübergang. Andernfalls wird er als endotherm bezeichnet.

Zu den exothermen Phasenübergängen gehört die Transformation von α-Olivin in β-Spinell (Wadsleyit) und dessen Umwandlung in γ-Spinell. Endotherm ist dagegen die Umwandlung von γ-Spinell in eine Mischung von Perowskit und Magnesiowüstit. Wenn es über der Kern-Mantel-Zone des Mars wirklich eine Perowskit-Magnesiowüstit-Schicht geben sollte, dann hätte sie einen maßgeblichen Einfluß auf die Entwicklung von Mantelplumes in diesem Bereich.

Aufströme und Phasengrenzen
Da die Phasengrenzflächen beim Mars relativ nahe an der Kern-Mantel-Grenze liegen, haben sie einen nicht zu vernachlässigenden Einfluß auf Auf- und Abströmungen im Mantel. Man kann sich das am Beispiel der Entwicklung einer thermischen Instabilität an der Kern-Mantel-Grenze, aus der sich einmal ein Mantelplume entwickeln soll, folgendermaßen plausibel machen: 
  • Ein Bereich an der Kern-Mantel-Grenze besitzt eine etwas höhere Temperatur als seine Umgebung (thermische Anomalie) und hat aufgrund der dadurch bedingten Dichteverringerung die Tendenz aufzusteigen (Archimedisches Prinzip).
  • Erreicht der dadurch ausgelöste Aufstrom eine endotherme Phasengrenze (z.B. Perowskit- γ-Spinell), dann entsteht in der Phasengrenzfläche eine Aufwölbung, da in der jetzt relativ zur Umgebung höheren Temperatur der Phasenübergang bereits in geringeren Tiefen einsetzt. Das Material des Plumes (Perowskit) ist nun dichter als das umgebende γ-Spinell, was den Auftrieb behindert. Andererseits führt die bei der Umkristallisation freiwerdende latente Wärme zu einer leichten Erwärmung, was zwar dem Effekt entgegenwirkt, ihn aber nicht aufheben kann.
Als Fazit läßt sich feststellen, daß eine endotherme Phasengrenze in der Nähe der Kern-Mantel-Grenze die Entstehung von Aufströmungen unterdrückt. Das passiert aber auch, wenn ein Plume eine exotherme Phasengrenze durchstößt, da bei diesem Vorgang latente Wärme aufgenommen werden muß und der Plume dadurch leicht abkühlt, was wiederum seine Auftriebskräfte verringert. 

Bei Abströmungen ist der Netto-Effekt ähnlich. Trifft ein kühlerer Abstrom eine kernnahe endotherme Phasen-grenze, so wird er in sie eindringen und die Phasenumwandlung findet erst in einer etwas größeren Tiefe statt. Da jetzt leichteres Material (γ-Spinell) von dichterem (Perowskit) umgeben ist, werden die Abwärtsströmung und damit auch dieser Teil des Konvektionszyklus behindert.

Die Existenz kernnaher Phasengrenzflächen kann also die Mantelkonvektion derartig beeinträchtigen, daß es schließlich nur zu wenigen Aufströmungen, also Mantelplumes, kommt. Modellrechnungen bestätigen diesen Befund, obwohl selbstverständlich auch noch andere Parameter die großräumigen Konvektionsmuster beeinflussen (Breuer, 1998). Harder und Christensen (1996) haben sogar direkt gezeigt, daß Modelle mit kernnahen (insbesondere endothermen) Phasengrenzen u. U. zu einem Konvektionsmuster mit nur einem oder zwei Aufströmungen führen, was im Fall des Mars recht gut die riesige Tharsis-Aufwölbung und die Elysium-Vulkanprovinz reproduzieren kann. 

Mantelplumes und Marsvulkanismus
Die beiden (unterschiedlich) großen Vulkanprovinzen des Mars, Tharsis und Elysium, sind die augenscheinlichsten Zeugen der Manteldynamik des Planeten. Insbesondere die Tharsis-Region (Durchmesser ca. 4500 km) stellt mit ihren riesigen Schildvulkanen eine beträchtliche Aufwölbung dar, die sich im Mittel über 10 km über das mittlere Niveau des Planeten erhebt und sich sogar in den Schweredaten, die durch Doppler-Tracking verschiedener Marsorbiter gewonnen wurden, deutlich widerspiegelt. Die Region ist sehr alt, aber nach neueren Untersuchungen mit Unterbrechungen bis fast zur heutigen Zeit (geologisch gesehen) vulkanisch aktiv. Das ist ein wesentlicher Unterschied zu irdischen Vulkanbauten, die erdgeschichtlich gesehen, nur eine relativ kurze Lebensdauer haben und aufgrund der Plattendrift auf der Erdoberfläche auch nicht (im Gegensatz zu den Marsvulkanen) ortsfest sind (Beispiel Hawaii-Inselkette). Das alles deutet auf eine große Stabilität des „hot spots“ und des dazugehörigen Mantelplumes unter der Tharsis-Aufwölbung hin. 

Beispiel aus einer numerischen Simulation der Mantelkonvektion im Marsinneren, bei der die  Parametrisierung so gewählt wurde, daß sich ein Mantelplume ausbilden kann, der im oberen Bereich (hier weiß dargestellt) durch Druckentlastung Magmen bildet und damit „hot spot“-Vulkanismus induziert.  © WALTER KIEFER (2003)

Bei der Interpretation von Modellrechnungen muß man immer beachten, daß in die Entwicklung von Konvektionsmodellen viele Daten eingehen (z.B. Kerndurchmesser, Temperatur der Kern-Mantel-Grenze, Materialeigenschaften, Raynolds-Zahl etc.), für die es noch keine gesicherten Erkenntnisse gibt. Andererseits lassen sich aber gerade daraus, wenn sich die Ergebnisse mit Beobachtungsdaten vergleichen lassen (z.B. lokale und globale Schwerefeldparameter, Oberflächenmorphologie), sinnvolle Abschätzungen für die noch unbekannten Größen gewinnen und auf diese Weise quasi iterativ neue, bessere Parametrisierungen bei der Modellbildung erreichen.

Hemisphärische Dichotomie
Ein weiteres topographisches Merkmal der Marsoberfläche ist ihre auffällige hemisphärische Dichotomie: Die Südhalbkugel und Teile der Nordhalbkugel bestehen aus alter, dicht mit Impaktkratern bedeckter Kruste, die im Mittel auch ~4 km über dem mittleren Planetenradius liegt. Die nördliche Tiefebene dagegen scheint viel jünger zu sein, wie die deutlich reduzierte Kraterdichte beweist. Es ist durchaus möglich, daß diese Erscheinung bzw. der Fakt, daß auf der Südhalbkugel sehr alte Krustenbereiche bis heute überlebt haben, auch etwas mit den Konvektionsmustern im Marsmantel zu tun hat. Einige Mantelmodelle sind z.B. in der Lage, Strömungsmuster zu reproduzieren, die aus wenigen zylindrischen Plumes sowie aus großflächigen Bereichen, wo Mantelmaterie langsam auf- bzw. absteigt, bestehen. Die globalen Strömungsmuster lassen sich dann beispielsweise durch Kugelfunktionen mit der sphärischen Harmonischen l=1 darstellen (WISE et.al., 1979), wobei die „Aufstiegsbereiche“ mehr mit der nördlichen Halbkugel (geringere Krustenmächtigkeit) und die „Abstiegsbereiche“ mehr mit der südlichen Halbkugel außerhalb der Vulkanprovinzen koinzidieren. Ursache dafür könnten thermische Prozesse sein, die bis in die Zeit der Kernbildung zurückreichen. Neuer-dings wird aber auch verstärkt die Möglichkeit eines Megaimpakts diskutiert, der in der Frühgeschichte des Mars stattgefunden hat und die noch heute sichtbare Dichotomie verursacht haben soll (ANDREWS-HANNA, ZUBER, BANNERD, 2008). Es ist also durchaus möglich, daß dieser Impakt (sollte er wirklich passiert sein) auch einen gewissen Einfluß auf die thermische Entwicklung des Planeten und damit auch auf die Ausbildung der globalen Konvektionsströmungen im Marsmantel genommen hat. 


Dichotomie der Marsoberfläche: Die blau dargestellten Gebiete befinden sich unterhalb und die rötlich dargestellten Gebiete oberhalb des mittleren Niveaus des Planeten.  © NASA

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