entwicklung der Planeten und ihrer Monde im Sonnensystem

Universität Augsburg
Fakultät für Angewandte Informatik
Institut für Geographie
Atmosphärenentstehung und Klimaentwicklung der Planeten und ihrer
Monde im Sonnensystem
Hauptseminar Klimavariabilität (Wintersemester 12/13)
Leitung: Dr. Andreas Philipp
Heinle, Matthias Josef Benedikt
Matrikelnummer: 1155029
Lehramt vertieft, fünftes Semester
Fächerverbindung: Geographie, Physik und Förderung von Kindern mit besonderem
Förderbedarf
eMail-Adresse: [email protected]
Abgabetermin: 04.12.2012
Inhaltsverzeichnis
Abbildungsverzeichnis .................................................................................................. IV
Tabellenverzeichnis ....................................................................................................... V
1
Die Suche nach Leben ............................................................................................. 1
2
Entstehung von Sonnen und Planeten...................................................................... 2
3
2.1
Entstehung unseres Sonnensystems ............................................................... 2
2.2
Entstehung der Sonne ..................................................................................... 5
2.3
Entstehung der Planeten.................................................................................. 8
2.3.1
Vergleich der Inneren mit den äußeren Planeten .......................................... 9
2.3.2
Die Gasriesen ............................................................................................ 10
2.3.3
Die Eisriesen.............................................................................................. 11
2.3.4
Die inneren Planeten im Vergleich ............................................................. 11
Atmosphären ......................................................................................................... 13
3.1
Druck ............................................................................................................. 14
3.2
Thermische Struktur....................................................................................... 14
3.3
Bildung von Atmosphären .............................................................................. 17
3.3.1
Bildung primärer Atmosphären ................................................................... 17
3.3.2
Bildung sekundärer Atmosphären .............................................................. 18
3.3.3
Akkrektions-Hypothese und Vulkanismus ................................................... 20
3.4
4
Einfluss der Sonne ......................................................................................... 21
Zusammensetzung der Atmosphären ..................................................................... 22
4.1
Die Merkuratmosphäre .................................................................................. 22
4.2
Die Venusatmosphäre ................................................................................... 23
4.3
Die Erdatmosphäre ........................................................................................ 24
4.4
Die Marsatmosphäre...................................................................................... 25
4.5
Atmosphärenvergleich der Inneren Planeten .................................................. 26
4.6
Die Jupiteratmosphäre ................................................................................... 27
4.7
Die Saturnatmosphäre ................................................................................... 28
4.8
Die Uranusatmosphäre .................................................................................. 28
4.9
Die Neptunatmosphäre .................................................................................. 29
II
5
6
4.10
Die Titanatmosphäre...................................................................................... 29
4.11
Die vermutete Tritonatmosphäre .................................................................... 30
4.12
Atmosphärenvergleich der äußeren Planeten................................................. 30
Klimatische Entwicklungen ..................................................................................... 31
5.1
Das Klima der Venus ..................................................................................... 31
5.2
Das Klima der Erde........................................................................................ 32
5.3
Das Klima des Mars ....................................................................................... 33
5.4
Vergleich: Venus – Erde – Mars ..................................................................... 34
Fazit....................................................................................................................... 34
Literaturverzeichnis ....................................................................................................... 37
III
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Spiralnebel NGC 4736 ................................................................................ 3
Abbildung 2: Nebular-Hypothese ..................................................................................... 5
Abbildung 3: Vom Urnebel zur Sonne .............................................................................. 7
Abbildung 4: Temperaturbedingte Raumbereiche .......................................................... 10
Abbildung 5: Spektra der einfallenden und reflektierten Strahlung ................................. 16
Abbildung 6: Vertikale Temperaturverteilungen ............................................................. 17
Abbildung 7: Temperaturverlauf in der Venusatmosphäre.............................................. 32
Abbildung 8: Schwankungen der Marsbahn ................................................................... 34
Abbildung 9: Habitable Zone ......................................................................................... 36
IV
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Relative Proportionen ..................................................................................... 8
Tabelle 2: Die inneren Planeten im Überblick ................................................................ 12
Tabelle 3: Mengenmäßige Verteilung von Atmosphärenbestandteilen ........................... 24
Tabelle 4: Bestandteile der irdischen Troposphäre ........................................................ 25
Tabelle 5: Eigenschaften der Atmosphäre ..................................................................... 27
V
1 Die Suche nach Leben
Genauso alt wie die Menschheit ist sicherlich die Frage, ob wir alleine sind oder es noch
anderes intelligentes Leben irgendwo dort draußen gibt. Frühe Kulturen nahmen vielfach
die
Existenz
von
Göttern
und
ähnlich
übernatürlichen
Wesen
jenseits
der
Himmelsscheibe an. Geschuldet war dies mitunter auch ihrem mangelnden Wissen über
den Aufbau des Sonnensystems und der geltenden Himmelsmechanik. Zwar konnten die
meisten Hochkulturen der Antike bereits anhand von Regelmäßigkeiten im Verlauf der
Gestirne und Sterne, Jahreszeiten und Himmelsrichtungen erkennen, sowie die Bahnen
einzelner Planeten isolieren, doch fehlte ihnen nach wie vor das Verständnis, ihre
Beobachtungen richtig zu deuten. Bemerkenswert ist dabei, dass sowohl Griechen, als
auch Römer selbst weit entfernte Planeten, wie Saturn, mit einfachsten Hilfsmitteln und
dem bloßen Auge ausmachen konnten.
Während im Laufe der Zeit, bedingt durch immer neue technische Methoden,
Entdeckungen
und
Erkenntnisse,
langsam
das
geozentrische
Weltbild
dem
Heliozentrischen wich, verschwand auch zunehmend der Glaube an göttliche und
göttergleiche Wesen außerhalb unseres beschränkten Horizonts. Heute werden diese
Gedanken nur noch von Verschwörungstheoretikern, Science-Fiction Autoren und
Hollywood, wie im 2011 erschienen Film „Thor“, aufrecht gehalten. Die Masse der
Menschen ist zwar sicherlich davon überzeugt, dass es bei den vielen Milliarden Sternen
und
den
auch
dementsprechend
vermuteten
Planeten
außerhalb
unseres
Sonnensystems noch weiteres Leben, möglicherweise sogar intelligentes Lebens wie wir
es meinen zu kennen, gibt, doch konnte auch die Wissenschaft bisher keine fundierten
Ergebnisse hierfür liefern.
Noch immer sind wir, trotz enormer technischer Verbesserungen und wissenschaftlicher
Erkenntnisse seit dem Beginn der Raumfahrt und der damit verbundenen intensiven
Untersuchung des Weltraums, weit davon entfernt eine abschließende Antwort auf die
eingangs erwähnte Frage, ob wir alleine sind, zu finden. Helfen würde uns dabei, wenn
wir in unserem Sinne, „bewohnbare“ Planeten finden könnten. Doch wie lassen sich
diese von anderen unterscheiden und welche Faktoren müssen bei ihrer Entstehung
bzw. der Bildung ihrer Atmosphäre bestanden haben.
Indem wir also die Entstehung der Planeten und Monde in unserem Sonnensystem,
sowie ihrer Atmosphäre und ihrer klimatischen Entwicklung versuchen besser zu
verstehen, können wir hieraus eventuell auch nützliche Rückschlüsse über die (Lebens-)
Bedingungen auf anderen Planeten erhalten.
1
2 Entstehung von Sonnen und Planeten
Ein Grundproblem bei dem Versuch die Ursprünge und Entwicklung unseres
Sonnensystems zu erklären ist die Entstehung von Sonnen und Planten an sich zu
begreifen und in allgemeingültigen Theorien zu fassen. Zwar werden immer neue
Theorien entwickelt und bereits bestehende weiter entwickelt, doch konnte sich bislang
keiner dieser Ansätze sich komplett durchsetzen. Auch zwingen ständig neu
hinzukommende Beobachtungen und Messungen die bisherigen Erkenntnisse zu
verwerfen oder zu modifizieren.
Besonders gewichtig sind hierbei zwei Schwierigkeiten. Erstens, wir können nur ein
Sonnensystem wirklich beobachten und untersuchen, weshalb wir nicht mit absoluter
Sicherheit sagen können, ob es nur „eine“ mögliche Weise gibt, wie es entstanden sein
kann. Um dies zu belegen würden wir weitere, ähnliche Sonnensysteme benötigen. Die
zweite Schwierigkeit ist, dass wir schlicht nur das vermeintliche Endprodukt der
Entstehung beobachten können und daraus uns beides, die Entwicklung und den
Urzustand, erschließen müssen (Taylor 1992).
Somit muss ein großer Umfang an beobachteten Daten von einer zufrieden stellenden
Theorie erklärt werden und gleichzeitig muss die Theorie gegenüber den Prinzipien der
Dynamik und der modernen Physik valide sein (Whipple 1981).
2.1 Entstehung unseres Sonnensystems
Eine der am weitest verbreiteten und am stärksten favorisierten Theorien ist die des
Sonnennebels. Hierbei wird vermutet, dass unserem Sonnensystem eine Wolke aus
Gasen aller Art zu Grunde lag, welche sich aufgrund von Rotationsprozessen und
gravitativen Phänomenen abflachte und zu Klumpen formte – unsere Sonne und
Planeten.
Als Anschauungsobjekt für diese Theorie kann der auf der Seite 3 abgebildete
Spiralnebel NGC 4736 dienen, welcher in Whipples Werk, Obriting the Sun, zu finden ist.
Ähnlich wie der abgebildete Nebel könnte auch unser Sonnensystem vor Urzeiten
ausgesehen habe. Ein dichtes und bereits aus sich selbst strahlendes Zentrum, wobei
die Strahlung sowohl eine Folge der durch Gravitation frei werdenden Energie sein
könnte, als sich auch auf einen Protostern zurückführen ließe. Des Weiteren sind noch
durch die Drehung des Gesamtsystems verformte Ausläufer zu erkennen, welche vom
Zentrum ausgehend dünner werden uns sich spiralförmig um dieses winden und so dem
System seine Bezeichnung zuweisen. Diese Ausläufer selbst werden dabei Seitenarme
genannt. Nicht nur innerhalb des gesamten System ist ein Dichteungleichgewicht,
welches im Zentrum sein Maximum hat und zum Rand hin abnimmt, erkennbar, sondern
auch innerhalb der Seitenarme sind Gebiete vermeintlich größerer Dichte und Gebiete
mit vermeintlich geringerer Dichte auszumachen.
2
Abbildung 1: Der Spiralnebel NGC 4736 (Whipple 1981)
Begründet liegt dieser Schluss auf eine gemeinsame, parallele Entstehung von Sonne
und Planeten, wie F. L. Whipple in seinem Werk aufführt, in folgenden Punkten. Zwar
konnte das Alter der Sonne, der anderen Planeten und der Asteroiden bisher nicht
ebenso akkurat bestimmt werden, wie jenes der Erde und des Mondes, doch lassen die
bisherigen Messergebnisse vermuten, dass zumindest die Sonnensatelliten ungefähr
gleich alt sind. Zudem bewegen sich letztere fast alle in der gleichen Richtung um die
Sonne. Ähnliche Bewegungsabläufe lassen sich auch bei den Trabanten um die
jeweiligen Himmelskörper beobachten. Hinzu kommt, dass sechs der neun Planeten das
3
gleiche Phänomen bei der Rotation um die eigene Achse aufweisen, wie auch die Sonne.
Dies zumindest lässt einen gemeinsamen, initialen Rotationsursprung vermuten. Als
großer Kritikpunkt kann hierbei jedoch angesehen werden, dass diese Theorie keine
Erklärung für das offensichtliche Drehmoment des Sonnesystems im Verhältnis zwischen
Sonne und den großen Planeten liefert (Whipple 1981).
Dies war auch der Grund warum man zwischenzeitlich auch andere Theorien mit
Nachdruck verfolgte.
Trotz dieser Unklarheit ist man in jüngster Zeit wieder zu der bislang am längsten
aufrecht erhaltenen Theorie zurückgekehrt, welche ursprünglich von Pierre Simon
Laplace (1749 – 1827) präsentiert wurde und welche Ähnlichkeiten zu den Gedanken von
Immanuel Kant (1724 - 1804) aufweist. Der Nebelhypothese wird also ein rotierender und
sich dadurch abflachender Nebel diffusen Materials zu Grunde gelegt, welcher sich
langsam abkühlte und dabei verband. In der Folge der Bewegung formten sich einzelne
Ringe von Materie heraus, welche dann zu den Planeten unseres Sonnensystems
kondensierten (Whipple 1981).
P. R. Laplace und I. Kant wiederum verdanken ihre Erkenntnisse René Descartes (1596
– 1650) Gedanken, welcher als Erster aufzeigte, dass das Sonnensystem anhand
einfacher Regeln erklärt werden kann, auch wenn Sir Issac Newton weite Teile seiner
Theorie widerlegen konnte (Taylor 1992).
Zusammengefasst kann man also sagen, dass Laplace zu allererst einen Nebel aus Gas,
Eis und Staub annahm, welcher sich aufgrund von Rotation und Gravitation abflachte.
Aus diesem scheibenförmigen Gebilde, ähnlich dem an der ersten Stelle der
nachfolgenden Graphik, bildeten sich dann schrittweise, ebenfalls der Graphik
entnehmbar, Bereiche mit Materieballungen und Bereiche ohne Materie heraus. Die
Bereiche mit Materie verdichteten sich dabei immer weiter, so dass der materiefreie
Raum zwischen ihnen immer größer wurde. Im Lauf der Zeit ließen sich dann, wie auch
in Abbildung 3 der Graphik, erste Planetenbahnen und die Vorstufe der Protosonne
ausmachen. Dieser fortlaufende Prozess verfeinerte das Erscheinungsbild des
Sonnensystems, wie in auch den Abbildungen 4 und 5 der Graphik, immer mehr, bis sich
schlussendlich die heute anzutreffende Situation einstellte – Abbildung 6. Auf dieser sind
dabei die Umlaufbahnen der vier inneren Planeten, sowie der beiden Gasriesen und auch
jene der beiden Eisriesen, sowie die Sonne im Zentrum, verzeichnet.
4
Abbildung 2: Die Nebular Hypothese von Laplace (Whipple 1981)
2.2 Entstehung der Sonne
Anstatt
die
Entstehung
der
Sonne
im
Einzelnen
zu
betrachten,
soll
der
Entstehungsprozess von Sonnen im Allgemeinen geklärt werden. Obwohl dazu bereits
durch die vorgestellte Sonnennebeltheorie ein Erklärungsansatz geliefert wurde, bereitet
die Formation der Sonne der Astrophysik noch immer einige Probleme.
Unter die ungeklärten Fragen der Sternengeburt fällt auch die Frage nach deren Größe.
Das obere Limit scheint relativ unbekannt zu sein, da mitunter auch überschwere Sterne
zu beobachten sind, welche mehr ganze Sternenhaufen zu sein scheinen, als einzelne
Sterne. Welche Faktoren beschränken also das Wachstum der Sterne mal abgesehen
von dem anstoßenden Stück, welches aus dem Nebel heraus brach und sich
verklumpte? Große, massereiche Sterne scheinen speziell in großen Materiewolken in
den Spiralarmen der Galaxien vorzukommen. Diese Wolken sind wärmer (>20K) als die
Materiewolken (<10K), in welchen Sternen mit der Masse unserer Sonne entstehen. Die
meisten Sterne haben jedoch zwischen 10% und 200% der Sonnenmasse, was
zumindest auf fundamental ähnliche Entstehungsprozesse hinzudeuten scheint (Taylor
1992).
Die Aussagen von S. R. Taylor werden weitestgehend von G. Briggs und F. Taylor
unterstützt, welche zudem vermerken, dass sich Sterne zumeist zu mehreren bilden,
wenn nur ein Gebiet mit genügend verdichteter Materie entstanden ist, so dass die
Anziehungskraft zwischen den Partikeln größer wird als der innere Druck des Gases. Als
Ursache weisen sie spontane Reaktionen oder auch Fremdeinflüsse, wie etwa den
Ausbruch einer Supernova aus. Die Folge dessen ist, dass die Materie zusammenstürzt
und sich Fragmente bilden, die Vorstufen von Einzel- oder auch Mehrfachsystemen
(Briggs, Taylor 1984).
5
Die Folge dessen wären also mehr oder weniger dicht beieinander liegende
Sternennebel.
Die beiden gehen mit ihrer Theorie jedoch noch weiter und geben an, dass der Prozess
des Sich-Verdichtens zu Turbulenzen führt, welche wiederum verantwortlich sind für den
Drehimpuls jeden einzelnen Systems. Die Folgen davon wiederum sind, dass diese
Systeme in Rotation versetzt werden und sich die bereits eingangs behandelten
Sonnennebelscheibe herausbilden, in deren Kern sich wiederum aufgrund der hohen
Verdichtung und der durch Reibung entstehenden Hitze eine Protosonne herausbildet
(Briggs, Taylor 1984).
Aufgrund der Massenträgheit schwerer Teilchen werden speziell leichtere Gase in das
Zentrum dieses Sternennebels gesogen, während sie im direkten Umfeld des Sternes
abnehmen.
Die Entstehung dieser neuen Sterne findet also in einer späten Phase der
Fragmentierung statt und ist auf Galaxienhaufen, Galaxien und Sternenhaufen
anwendbar. Als Konsequenz des späteren Kollapses dieses Ursternes bildet sich im
besonderen Maße Hitze durch die frei werdende Gravitationsenergie, bis schließlich ein
Übergangsstadium erreicht wird, in welchem der Stern auch noch eine weitere
Energiequelle zu nutzen beginnt, die der Kernfusion. Daher strahlen Sterne in ihrer
Anfangsphase auch um ein vielfaches heller als ältere Sterne mit der gleichen Masse.
Dieser Prozess hält nur einige Millionen Jahre an, bevor dann der Stern einen
ausgeglichenen Zustand erreicht hat. Von da an strahlt er nur noch soviel Energie ab, wie
in seinem Kern durch nukleare Prozesse entsteht (Lewis 1995).
Der Ablauf dieses Entstehungsprozesses soll durch die nachfolgende Graphik nochmals
verdeutlicht werden. Hierbei sind im Anfangsstadium (a) einzelne kleine Materiewolken
auszumachen, welche sich schließlich zu einer Großen formen. Durch Anziehungskräfte
– verdeutlicht an den dicken Pfeilen – und den Drehimpuls, formt sich daraus schließlich
in Abbildung (b) ein sich abflachender Sonnennebel mit einer Protosonne im Zentrum,
welche aufgrund der Gravitationsenergie zu strahlen beginnt (kleine, schwarze Striche).
In Abbildung (c) haben dieser Sonnennebel und die damit verbundene Protosonne ihren
Übergangszustand erreicht. Die einsetzende Kernfusion und die bereits beschriebene
Gravitationsenergie wirken zusammen und sorgen so für eine enorme Ausstrahlung des
Sternes (lange, schwarze Pfeile). Das letzte Stadium dieses Entstehungsprozesses wird
durch Abbildung (d) verdeutlicht. Der Stern hat einen stabilen Zustand angenommen und
emittiert aufgrund fehlenden Masseanreicherung nur noch die durch die Verschmelzung
von Atomen frei werdende Energie.
6
Abbildung 3: Vom Urnebel zur Sonne (Taylor 1992)
Die prinzipiellen, Energie frei setzenden, nuklearen, Reaktionen in einem Pop II Stern,
wie unsere Sonne einer ist, schließt die Fusion von Wasserstoff zu Helium in der ProtonProton-Kette ein. Dabei verschmelzen zuallererst zwei Protonen zu Deuterium, schwerem
Wasserstoff, wobei durch den Massendefekt Energie in Form von Wärme v e und
Strahlung e+ entsteht. In einem weiteren Schritt verbinden sich dann der schwere
3
Wasserstoff und ein weiteres Proton zu leichtem Helium ( He). Außerdem wird auch
hierbei wieder Energie (y) frei. Aus den Resultaten von zwei dieser Prozesse kann sich
dann durch die Fusion der beiden leichten Heliumatome ein normales Heliumatom bilden,
wobei abermals Energie freigesetzt wird und zusätzlich dazu noch zwei Protonen
ausgestoßen werde, welche den Prozess von neuem Anstoßen können.
I)
2(p + p  ²D + e+ + νe)
II)
2(²D + p  ³He + γ)
III)
³He + ³He  4He + 2p + 2γ
Net:
4p  4He + 2e+ 2 νe (Lewis 1995).
Die Folgen, welche sich für uns, die anderen Planeten und die Sonne selbst hieraus
ergeben sollen, unter 3.3, besprochen werden.
7
2.3 Entstehung der Planeten
Wie auch die Sonne so entstanden auch die Planeten wohl aus dem Planetaren Nebel,
oder auch Sonnennebel.
Diese sind Objekte deren Dynamik sich nicht ohne die Einwirkung von Gravitation
erklären lassen. Die Form und Struktur dieser Planetaren Nebel, genauso wie ihre
evolutionären Variationen, welche sich in einer für kosmische Maßstäbe kurzen Zeit
abspielt – einige zehn- oder hunderttausend Jahre – sind an erster Stelle durch das
simultane Zusammenspiel innerer Kräfte bestimmt: Gasdruck, Strahlungsdruck und
Kräfte elektromagnetischen Ursprungs (Gurzadyan 1997).
Zwar wird dieser Planetennebel (Sonnennebel) in der Regel als rein aus Gasen
bestehende Wolke angesehen, doch ist dem nicht ganz so.
Der
ursprüngliche
Haufen
des
vorzeitlichen
Sonnennebels
war
von
der
Zusammensetzung her unserer heutigen Sonne ziemlich ähnlich. Bei niedrigen
Temperaturen bestand der Nebel aus Staubteilchen verbunden mit Gasphasen aus
Wasserstoff und Helium. Die Staubteilchen bestanden dabei vorrangig aus zwei
unterschiedlichen Materieklassen. Zum einen waren dies Eise, welche die gefrorenen
Hybride von Sauerstoff, Kohlenstoff, Stickstoff und Chlor, sowie Neon und Argon
repräsentierten und zum anderen waren es Gesteine, welche die relativ unflüssigen
metallischen und oxidierten Komponenten enthielten (Ringwood 1979).
Bisherige Messungen, Berechnungsmodelle und Schätzungen haben eine ungefähre
Masseverteilung dieser drei Materiegruppen ergeben, welche in der nun folgenden
Tabelle verdeutlicht werden soll. Hierbei ist es wichtig zu wissen, dass die Sonne noch
immer ca. 99,86 % Prozent der gesamten Masse unseres Sonnensystems enthält
(Wielen 1988).
Tabelle 1: Relative Proportionen (nach dem Gewicht) von Gasen, Eisen und Felsen
im vorzeitlichen Sonnennebel (Eigene Tabelle nach: Ringwood 1979)
wt.-%
Gruppe I (Gase)
H, He
Gruppe II (Eise)
C, N, O,
98,0
b
Ne, S, Ar, Cl (als Hybride, mit
1,5
Ausnahme von Ne und Ar)
Gruppe III (Gestein)
Na, Mg, Al, Si, Ca, Fe, Ni (als Oxide)
Aufgrund der gewaltigen Masse der Sonne
0,5
gegenüber dem übrigen Sonnensystem
wirken sich selbst kleinste Abweichungen in ihrer Zusammensetzung für die Planeten
enorm aus. So bewirkte die unter 2.2 angesprochene Fragmentierung der leichten und
schweren Teilchen, wegen der auf sie wirkenden Gravitation durch die Protosonne und
8
ihre jeweiligen Massenträgheitsmomente, zwar nur eine geringfügige Zunahme der
Wasserstoff- und Heliumkonzentration innerhalb der Sonne, doch für die Planeten,
speziell für die vier Inneren, wirkte sich diese Unterschiede ungleich stärker aus.
2.3.1
Vergleich der Inneren mit den äußeren Planeten
Deshalb kann man auch grob zwei Gruppen von Planeten unterteilen, jene der inneren
und gesteinsartigen Objekte, zu welchen Merkur, Venus, Erde, Mars und der zwischen
Mars und Jupiter liegende Asteroidengürtel zählen, und jene der äußeren und
gasförmigen Objekte. Hierzu gehören Jupiter, Saturn, Uranus, Neptun und auch Pluto,
wobei sich diese Gruppe wiederum unterteilen lässt in die wirklich gasförmigen Planeten
Jupiter und Saturn, sowie aufgrund höherer Dichten wahrscheinlich weitestgehend festen
Planeten Uranus und Neptun. Pluto ließ sich bisher noch zu keiner dieser beiden
Untergruppen zuordnen (Briggs, Taylor 1984).
Die inneren Planeten oder auch terrestrischen Planeten besitzen höhere Dichten –
zwischen 4,0 und 5,5 Gramm pro Kubikzentimeter – im Vergleich zu den äußeren
Planeten (Ringwood 1979).
Zudem erhält man einen ausgeprägten Dichteabfall von Merkur bis hin zu Mars. Als
Grund für diesen Dichtegradient sieht man eine systematische Variation in der Menge
Eisen, welche im Planetenkern enthalten ist. Von Jupiter ausgehend nach außen kehrt
sich dieser Dichteabfall jedoch um. Den Grund hier sieht man in der Abnahme der
Wasserstoff- und Heliumkonzentration mit zunehmender Entfernung zur Sonne. So
scheinen Jupiter und Saturn zu 80 bzw. 70 Prozent aus Wasserstoff und Helium zu
bestehen, während Uranus und Neptun nur noch zwischen 15 und 10 Prozent dieser
Gase aufweisen können. Ihre Hauptbestandteile scheinen dagegen Ammoniak und
Methan zu sein, also größere Moleküle aus Wasserstoff, Sauerstoff und Kohlenstoff
(Briggs, Taylor 1984).
Diese Unterschiede werden neben der eingangs beschriebenen Massenträgheit auch auf
die später einsetzende Strahlung der Sonne und einem damit verbundenen radial
ausgehenden Temperaturgradienten zurückgeführt. Verdeutlicht wird dies durch die
nachgestellte Graphik, welche im Zentrum die Protosonne und um diese herum drei,
durch Temperatur bedingte, Bereiche unterschiedlicher Kondensationsstufen aufzeigt.
Die Protosonne ist dabei im innersten Bereich (nahezu komplett weiß) zu finden und wird
durch einen gepunkteten Kreis und mehrere davon ausgehende Striche symbolisiert.
Darum herum befindet sich ein hellgrauer Bereich mit einigen dunklen Punkten, in
welchem die Temperaturen sehr hoch sind und daher nur Stoffe mit einem hohen
Schmelz- und Siedepunkt vorkommen. An diesen Bereich schließt sich ein etwas
dunklerer Bereich an, in welchem die Bedingungen eine Zwischenstufe einnehmen. Ganz
außen ist dann das Gebiet mit sehr niedrigen Temperaturen. Außerdem unterstreicht
diese Graphik den Vorgang der Abplattung, veranschaulicht durch die weißen Pfeile,
welche zur horizontalen Achse der Abbildung zeigen. Im linken unteren Eck ist zudem
9
eine farblich unterlegte Temperaturskala zu finden, welcher man die ungefähren
Temperaturenwerte der einzelnen Raumbereiche entnehmen kann.
Abbildung 4: Fraktionierung der Materie aufgrund unterschiedlicher Temperaturen
in den Raumbereichen (Ringwood 1979)
Im Bereich der terrestrischen Planeten waren die Temperaturen scheinbar zu warm, als
dass sich mehr als kleine Mengen Eis anlagern konnten. Die Staubteilchen, welche sich
stattdessen zu Planetoiden und dann zu Planeten formten, setzten sich daher
hauptsächlich aus Gesteinen zusammen. Bei den äußeren Planeten waren die
Temperaturen dagegen so niedrig, dass sie eine totale Kondensation von beiden
Komponenten, Gesteinen und gefrorener Materie, erlaubten, so dass die Planetenkerne
in dieser Region viel größer wurden als bei den inneren Planeten. Speziell Uranus und
Neptun scheinen sich auf diese Weise gebildet zu haben. In Anbetracht der
Zusammensetzung von Jupiter und Saturn greift man diese Theorie ebenfalls auf,
erweitert sie jedoch um einen Zusatz. So scheinen die Planetenkerne dieser beiden
Planeten so groß geworden zu sein, dass sie ein Ungleichgewicht in der Gravitation
bewirkten und große Mengen von Wasserstoff und Helium, ähnlich wie die Sonne, zu
sich zogen und an sich banden (Ringwood 1979).
2.3.2
Die Gasriesen
Zudem müssen Jupiter und Saturn in ihrer Frühphase ein viel größeres Volumen
eingenommen haben, da sie damals viel wärmer waren und somit der Druck in ihrem
Inneren, wie auch der Gasdruck, viel höher war. Theoretische Modelle geben diesen
Planeten sogar den Charakter kleiner Sterne und versuchen ihre zukünftige Entwicklung
auch anhand von für Sterne erstellten Verfahren zu berechnen (Briggs, Taylor 1984).
10
An diesem Punkt könnte man eine logische Verknüpfung der unter 2.2 vorgestellten und
ebenfalls von Briggs G. und Taylor F. vertretenen Theorie zur Bildung von Einzel- und
Mehrsonnensystemen bilden.
Da vom Prinzip her die Entstehung dieser beiden Planeten jedoch ähnlich der der Sonne
verlief und auch hier die von außen einstürzenden Gasmassen eine enorme Erwärmung
bewirkten, ist der entscheidende und limitierende Faktor, welcher verhinderte, dass diese
Planeten nicht zu Sonnen wurden, dass in planetaren Objekten die für das Einsetzen der
Kernfusion nötigen Temperaturen nicht erreicht werden. Zwar nahm die Kontraktion der
Planeten anfangs rasch zu, was wiederum zu einer enormen Ausstrahlung und Helligkeit
aufgrund der bereits behandelten Energiegewinnung führte, doch die zunehmende
Masse und damit verbunden auch Dichte und Druck im Inneren verlangsamten
schließlich den Kontraktionsprozess. Mit Überschreiten dieses Zenits wurde fortan mehr
Energie in den Weltraum abgegeben, als durch die Gravitation frei wurde. In diesem
Endstadium der Kontraktion, in welchem sich Jupiter und Saturn derzeit augenscheinlich
befinden, kühlen die Planeten langsam ab (Briggs, Taylor 1984).
2.3.3
Die Eisriesen
Uranus und Neptun sind fast identische Zwillinge, die in den äußeren Regionen unseres
Sonnensystems zu finden sind. Ihr Zwillingscharakter ist insofern verblüffend, als dass
beide, mit lediglich einer Abweichung von fünf Prozent, den vierfachen Erddurchmesser
haben. Präzise Ergebnisse liegen jedoch nicht vor, da das Ringsystem des Uranus eine
genaue Bestimmung seiner Größe erschwert. Während Uranus jedoch der Größere von
beiden
Planeten
ist,
besitzt
Neptun
deutlich
mehr
Masse.
Das
ungefähre
Massenverhältnis beträgt dabei 17,3 zu 14,5, wobei diesem Vergleich die Masse der
Erde zu Grunde liegt. Zwar haben beide Planeten Atmosphären ähnlich wie Jupiter und
Saturn, doch deren Ausmaße dürften bei weitem geringer sein, als jene der Gasriesen
(Whipple 1981).
Dies ist insofern interessant, als dass Uranus, zwischen Saturn und Neptun gelegen
somit Eigenarten beider Planeten aufweist. Vom Gesamterscheinungsbild ist er zwar
mehr mit Neptun verwandt, wofür auch seine, relativ zu Saturn und Jupiter, hohe Dichte
spricht, doch durch sein Ringsystem und die deutlich geringere Dichte als Neptun besitzt
er auch Ähnlichkeiten mit Saturn. Dies führt zur Annahme, dass Neptun, aufgrund seiner
Randlage, Masse sowohl aus der Region zwischen sich und Uranus, als auch aus den
äußeren Regionen des Sonnensystems, zu sich ziehen konnte, während Uranus mit
Saturn und Neptun um die Masse zwischen sich und Ihnen konkurrieren musste, was
letztendlich der Grund ist weshalb er weniger von dieser an sich binden konnte.
2.3.4
Die inneren Planeten im Vergleich
Nun soll noch einmal auf die vier inneren Planeten eingegangen werden, welche sich
speziell durch ihre hohe Dichte, aber auch durch ihre relative Nähe zueinander und zur
Sonne, auszeichnen und daher vermutlich ähnliche Entstehungsgeschichten aufweisen
11
können. Zuerst jedoch soll eine tabellarische Gegenüberstellung der wichtigsten Fakten
erfolgen, um ihre bereits markanten Unterschiede und Gemeinsamkeiten aufzuzeigen.
Tabelle 2: Übersicht über die innere Planeten (Eigene Tabelle nach: Herrman 2003)
Merkur
Venus
Erde
Mars
Äquatordurchmesser (km)
4878
12‘102
12,756
6794
Masse (Erde = 1)
0,056
0,8
1
0,107
Mittlere Dichte (g/cm³)
5,43
5,25
5,52
3,93
0,39
0,7
1
1,52
Umlaufzeit um die Sonne (Tage)
87,97
225
365,25
687
Eigenrotation (Tage)
58,6
243
1
24,02
N2 (78%)
CO2
Mittlere Entfernung des Planeten von
6
der Sonne (in AE) (= 149,598*10 km)
(retrograd)
Hauptbestandteile der Atmosphäre
-
CO2
(95%)
(95%)
Anzahl der bekannten Monde
-
-
1
2
Bahnneigung (gegen Ekliptik in Grad)
7
3
23,5°
23°59
Interessant ist hierbei, dass Merkur, Venus und Erde annähernd gleichen Dichten haben,
sich jedoch nur Venus und Erde im Umfang ähnlich sind. Zudem könnte man allein bei
der Betrachtung von Äquatordurchmesser, Masse und mittlerer Dichte
von Merkur,
Venus und Erde annehmen, dass Mars nochmals größer und schwerer sein müsste, von
seiner Dichte einmal ganz abgesehen. Vergleicht man die beiden erstgenannten
Eigenschaften des Mars auch mit seinem anderen direkten Nachbar, Jupiter, so stellt
man fest, dass er eine Anomalie bildet. Eigentümlich ist ebenfalls, dass Erde und Mars
eine annährend gleiche Achsenneigung besitzen. Auch die Venus kann in gewisser
Weise als Anomalie bezeichnet werden, da sie als einziger der vier Planeten sich im
Uhrzeigersinn um ihre eigene Achse dreht.
Das entscheidende Merkmal aller vier Inneren Planeten ist jedoch ihre feste
Oberflächenkruste, über welcher, mit Ausnahme von Merkur, eine gasförmige
Atmosphäre liegt (Wielen 1988).
12
3 Atmosphären
Allen Planeten, bis auf Merkur und Pluto, ist eine Atmosphäre zu Eigen, während die
meisten Monde, ebenso wie Merkur und Pluto, zu klein sind um über einen längeren
Zeitraum – in geologische Maßstäben – eine Atmosphäre festhalten zu können. Eine
Ausnahme ist hierbei Titan, der größte aller Saturnmonde. In der Vergangenheit wurden
die Atmosphären der einzelnen Planeten sehr sorgfältig mit verschiedenen Methoden
und Instrumenten analysiert, da atmosphärische Prozesse Rückschlüsse für die
Bestimmung von Oberflächenverhältnisse und –Prozesse liefern. Zudem lassen sich
Atmosphären auch aus weiten Entfernungen beobachten, da viele, mit großer Häufigkeit
in den Atmosphären vorkommende Gase bestimmte Lichtwellen absorbieren und andere
Lichtwellen dafür emittieren. Das Spektrum des emittierten Lichts im Vergleich zum
eintreffenden Licht erlaubt nicht nur die chemische Zusammensetzungen, sondern auch
Temperaturen und Häufigkeitsverteilungen zu bestimmen. Dabei ist zu beobachten, dass
die Zusammensetzung der einzelnen Planetossphären sehr unterschiedlich ist, wobei
jedoch die Atmosphären der großen Planeten seit ihrer Bildung nahezu unverändert
blieben, auch wenn sich der thermische Zustand hier, wie auch bei den anderen
Planeten, im Laufe der Zeit verändert hat (Briggs, Taylor 1984).
Im Allgemeinen versteht man unter einer Atmosphäre eine Gashülle, welche einen
Himmelskörper umgibt. Zwischen den einzelnen Atmosphären der unterschiedlichen
Sonnensatelliten treten jedoch enorme Unterschiede hinsichtlich ihres Aufbaus und
chemischer Zusammensetzung auf, auch ihr Übergang zum interplanetaren Raum ist
nicht scharf abgegrenzt, da die Teilchendichte mit zunehmender Entfernung zum
Himmelkörper abnimmt und schließlich die Werte des Weltraums erreicht (Schultz 1993).
Dies ist auch der Grund, warum die Existenz einer Atmosphäre bei Merkur mehr als
strittig ist und bislang auch noch nicht ganz geklärt scheint. Hierauf soll jedoch später
eingegangen werden.
Ebenso wie die Abgrenzung nach außen hin, ist auch die Abgrenzung nach innen hin,
also der Übergang von der Atmosphäre zur Planetenoberfläche, nicht immer leicht zu
bestimmen. Dies ist für die terrestrischen Planeten mit ihrer weitestgehend festen
Oberfläche leichter, als für die Gas- und Eisriesen, da hier mitunter keine wirklich feste
Oberfläche vorliegt. Je nach Sichtweise lassen sich ausgehend von diesen Punkten zwei
bzw. drei Atmosphärentypen ausmachen. Zum Einen besteht eine Einteilung der
Atmosphären anhand ihrer Entstehungsgeschichte in die primären und sekundären
Atmosphären, welche durch die Planetenbildung bzw. die Ausgasung der Protoplaneten
entstanden sind, zum Anderen könnte man jedoch die Einteilung auch anhand der
Gemeinsamkeiten des heutigen Zustands vornehmen. In diesem Fall würden wir
Atmosphären mit genau definierten Übergängen von extrem dünnen Atmosphären und
auch von Atmosphären ohne klare Übergänge unterscheiden (Schultz 1993).
13
In dieser Abhandlung wollen wir uns auf die erste der beiden Möglichkeiten verständigen,
doch bevor dies intensiviert wird, soll zunächst noch auf den Aufbau der Atmosphären
und ihre Entwicklung eingegangen werden.
3.1 Druck
Zunächst soll daher der Druck innerhalb der Atmosphären behandelt werden, welchen
die Atome und Moleküle aufgrund der Gravitationskraft des Himmelskörpers erzeugen.
Dabei
ist
es wichtig
zu verstehen,
dass die
Gravitationskräfte,
welche
die
atmosphärischen Bestandteile an den Himmelskörper binden, nach außen hin insofern
abnehmen, als dass die Fliehkraft, oder auch Zentrifugalkraft, diese mit zunehmendem
Abstand zu kompensieren beginnt. Die einzelnen Teilchen üben also dabei durch die auf
sie wirkenden Anziehungskräfte eine Kraft auf die weiter innen liegenden Teilchen aus.
Daher wird der Atmosphärendruck durch das Gewicht der darüber liegenden Gassäule
erzeugt. Da jedoch in einer Atmosphäre ständig Energietransporte stattfinden und sich
diese Gashülle zumeist mit einem, relativ gesehen, schnell rotierenden Körper bewegt,
finden enorme vertikale und horizontale Luftmassenverschiebungen statt, welche zum
Einen das Gleichgewicht einstellen, andererseits dieses auch verschieben. Die
barometrische Höhenformel beschreibt daher wie sich der Druck in Abhängigkeit des
beschriebenen Gleichgewichts verändert (Schultz 1993).
p = po*e-M*g*h/NA*k*T (Halliday et al. 2009).
Wobei p der sich ergebende Druck in Anbetracht des Oberflächendrucks po und der
Avogado-Konstanten
NA,
sowie
der
molaren
Masse
M,
der
vorherrschenden
Gravitationskraft g und der absoluten Temperatur T, sowie der Boltzmann-Konstanten k
ist. Da diese Formel von T abhängt, ist sie jedoch nur unter vereinfachten bzw.
idealisierten Bedingungen gültig.
Um dies zu umgehen verwendet man mitunter auch die so genannte Skalenhöhe H des
Drucks, welche für die Atmosphäre eines Planeten eine charakteristische Größe ist. Sie
gibt an ab welcher Höhe der Druck auf
das 1/e (=36,8%) des normalen
Oberflächendrucks abgefallen ist.
H = NA*k*T/M*g (Halliday et al. 2009).
Hierdurch kommt es zu einer Vereinfachung der ursprünglichen Gleichung zu
p = po*e-h/H (Halliday et al. 2009).
3.2 Thermische Struktur
Aufgrund der Temperaturabhängigkeit der Skalenhöhe korreliert auch der Druckgradient
mit dieser, weshalb es zu folgender Eigenart kommt: Bei vergleichsweise hohen
Temperaturen sind die Skalenhöhe hoch und der exponentielle Druckabfall hingegen
klein, während dies bei niedrigen Temperaturen genau umgekehrt ist (Schultz 1993).
14
Bestimmt wird die Temperaturschichtung in den verschiedenen Höhenstufen der
Atmosphäre durch unterschiedliche Faktoren. Einer davon ist die Sonne bzw. die von ihr
emittierte und von den atmosphärischen Bestandteilen bzw. der Oberfläche des
Himmelskörpers absorbierten Strahlung. Der damit indirekt verbundene Faktor ist somit
die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre und auch der Oberfläche. Dies führt
zu einer mehr oder weniger starken Aufnahme der einfallenden Strahlungsenergie und
einer damit einhergehenden Erwärmung der Oberfläche bzw. Atmosphärenschichten.
Daher sind charakteristische Änderungen der thermischen Energie innerhalb der
Atmosphäre im Abstand von der Oberfläche zu beobachten. Letzten Endes führen diese
Änderungen zur Abgrenzung verschiedener Atmosphärenstufen, welche jeweils von
einem Temperaturmaximum zu einem Temperaturminimum, oder in umgekehrter Weise,
reichen. Eine allgemeine Unterteilung sieht die Stufungen in Troposphäre, Stratosphäre,
Mesosphäre
und
Thermosphäre,
sowie
den
Übergangsbereichen
Tropopause,
Stratopause, Mesopause und Thermopause vor, wobei diese je nach Eigenarten der
jeweiligen Atmosphären stärker oder schwächer ausgeprägt sind.
Wie angesprochen hängt es von der chemischen Zusammensetzung der Atmosphäre/der
Oberfläche ab, inwiefern das einfallende Licht von dieser absorbiert bzw. wieder
reflektiert oder sogar wieder ausgestrahlt wird. Als Beispiel hierfür soll die nachfolgende
Abbildung verwendet werden, in welcher sowohl Sonne (6000 Kelvin) als auch Erde (300
Kelvin) zunächst als Schwarze Körper betrachtet werden und für diese Idealkurven ihrer
Ausstrahlung eingezeichnet wurden. Es werden
jedoch auch die tatsächliche
Sonneneinstrahlung auf die Erdatmosphäre und Erdoberfläche (fein schraffiert), sowie
das von der Erde wieder ausgestrahlte Licht (grob schraffiert) berücksichtigt. Dabei gibt
die y-Achse eine willkürliche Energieeinteilung wieder, während die x-Achse die
Wellenlängen der Strahlung von ein zehntel bis hundert Mykrometer aufzeigt. Zudem ist
die x-Achse logarithmisiert (Schultz 1993).
15
Abbildung 5:Spektrum der einfallenden Sonnenstrahlung unter Berücksichtigung
des Anteils, welcher die Erdoberfläche erreicht, und jenes Anteils, welcher wieder
emittiert wird. (Schultz 1993)
Einen Überblick über die Temperaturen der Höhenstufen von Venus, Erde und Mars
liefert die Abbildung 6. Auf dem linken Achsenabschnitt findet man dabei die
Höhenangabe in Kilometer, während man auf dem unteren Achsenabschnitt die
Temperatur in Kelvin ablesen kann. Aufgrund der schwarz-weiß Darstellung, sind die
Temperaturverläufe der einzelnen Planeten in unterschiedlichen Dicken aufgetragen und
zusätzlich dazu durch die gängigen Symbole für die jeweiligen Planeten markiert.
Markant an den Verläufen sind die starken Schwankungen auf der Erde. Für den Mars
sind diese nur schwer ersichtlich, was aber wahrscheinlich auch auf die allgemein
geringe Dichte der Marsatmosphäre zurück zu führen ist. Im Falle der Venus ist eine
zumeist starke und fast kontinuierliche Temperaturabnahme erkennbar, welche sich erst
in den äußersten Schichten der Atmosphäre wieder umkehrt, dort wo das Sonnenlicht
direkt einstrahlt.
16
Abbildung 6: Vertikale Temperaturverteilungen in den Atmosphären von Mars, Erde
und Venus (Schultz 1993)
3.3 Bildung von Atmosphären
Wie bereits in der Einführung dieses Kapitels erwähnt lassen sich die Atmosphären je
nach Beschaffenheit und Eigenart, aber auch in Abhängigkeit von ihrer Ausprägung und
Abgrenzung und Entwicklung in zwei bzw. drei Gruppen untergliedern. Für diese
Abhandlung soll nun eine Unterteilung der Atmosphären der Himmelskörper und damit
verbunden eine separate Betrachtung in jene der primären und jene der sekundären
Atmosphären erfolgen.
3.3.1
Bildung primärer Atmosphären
Zunächst muss erwähnt werden, dass man als Planeten mit primären Atmosphären
lediglich die großen Planeten ansieht, da ihre Atmosphären während ihrer Entstehung
entstanden sind und sich seitdem kaum weiterentwickelt haben (Briggs, Taylor 1984).
Die Giganten unseres Sonnensystems formten sich, wie schon beschrieben, bei
Temperaturen die es ihnen erlaubten gefrorene Bestandteile der Materiewolke in ihren
Kern aufzunehmen. Hierdurch reicherten sie sich derartig viel Masse an, dass sie groß
und schwer genug wurden um selbst leichteste Bestandteile, also jegliche Art von Gas
des ursprünglichen Sonnennebels festzuhalten und zu sich zu ziehen. Sie konnten also
alle flüchtigen Elemente aufgrund der Gravitation ihrer Kerne in ihren Atmosphären
halten, ganz im Gegensatz zu den Planeten mit sekundären Atmosphären, also den vier
inneren
Planeten,
auf
welche
später
noch
eingegangen
werden
soll.
Ihre
Zusammensetzung sollte also der in Tabelle 1, Kapitel 2.3, vorgestellten ursprünglichen
Materieverteilung im Planetaren Nebel, aus welchem sich das Sonnensystem formte,
17
sehr stark ähneln. Daher bestehen ihre Atmosphären auch weitestgehend aus
Wasserstoff (90%) und Helium (10%), während sich andere Komponenten nur in
kleinsten Mengen nachweisen lassen. Die häufigsten dieser Elemente sind Methan CH4
(0,1%) und Ammoniak NH3 (0,02%) (Bibring et al. 1995).
Diese Aussage scheint auf den ersten Blick verwunderlich, wird doch in 2.3.1 aufgeführt,
dass zwar Jupiter und Saturn zu 80% bzw. 70% aus Wasserstoff und Helium bestehen,
Uranus und Neptun ihre Atmosphären jedoch lediglich zu 15% oder sogar nur 10% aus
diesen Stoffen zusammensetzen, dafür aber als Hauptbestandteile Methan und
Ammoniak enthalten.
In einer späteren Gegenüberstellung und ausführlichen Betrachtung soll dieser Punkt
daher noch einmal beleuchtet werden.
Angemerkt werden soll an dieser Stelle nur schon einmal, dass die Atmosphären der
großen Planeten – also Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun – sich in Struktur und
Zusammensetzung ähnlicher sind als die der terrestrischen Planeten. Dies liegt auch in
der geringen solaren Korpuskularstrahlung, oder auch Teilchenstrahlung (also Strahlung
mit Teilchencharakter) begründet, welche so gering ist, dass sie kaum Auswirkungen auf
die atmosphärischen Strukturen und chemischen Zusammensetzungen hat (Schultz
1993).
Auch muss darauf hingewiesen werden, dass das Konzept der primären und sekundären
Atmosphären nur eine Theorie ist, welche mitunter nützlich für die Erklärung der
großräumigen Auswirkungen auf die Evolution der planetaren Atmosphären ist, wir
jedoch diese Theorie mit Vorsicht genießen müssen, da auch unser gesamtes Wissen
über den derzeitigen Zustand der vier äußeren Planeten es uns nicht mit Sicherheit
erlaubt die Zusammensetzung des ursprünglichen Sonnennebels, aus welchem sie
entstanden sind, zu bestimmen (Bibring et al. 1995).
Im Weiteren soll nun der zweite Typus von Atmosphären behandelt werden.
3.3.2
Bildung sekundärer Atmosphären
Wie auch die vier großen Planeten und wahrscheinlich auch deren Trabante, sowie die
Asteroiden, Pluto und Planetoiden, so haben sich auch die vier inneren Planeten, oder
auch terrestrischen Planeten genannt, vor ca. 4,6 Milliarden Jahren innerhalb dieser
großen Scheibe aus Gas und Staub gebildet, die wir bisher als Solaren Nebel, oder auch
als Sonnenebel, bezeichnet haben. Durch Zusammenstöße und Zusammenballungen
bildeten sich zunächst, wie schon beschrieben, größere Formationen, aus welchen
schließlich die vier terrestrischen Planeten wurden. Es wird nun davon ausgegangen,
dass die Staubkörner und Planetesimalien, also größere Gebilde, welche die Kerne der
Planeten bildeten, geringe Mengen an flüchtigen Verbindungen enthielte. Als sich Teile
der Planeten durch die Zusammenstöße und den in ihrem Inneren herrschenden Druck
aufheizten, wurden die flüchtigen Stoffe, die Gase, welche zunächst in den Mineralien
lagerten, frei und wurden an die Atmosphäre abgegeben. Ein Beispiel bildet hierbei
18
Wasser, welches möglicherweise ursprünglich als Hydrat-Wasser in Serpentin und
anderen Mineralien gebunden war. Stickstoff- und Kohlenstoffmoleküle könnten sich aus
Stickstoff- und Kohlenstoffatomen zusammengesetzt haben, welche wiederum als
chemische Komponenten z. B. in Substanzen von nichtbiologischen organischen
Verbindungen vorkamen, die auch in Meteoriten zu finden sind. In Folge der Hitze und
den damit ebenfalls verbundenen Reaktionen formten sich so aus diesen Gasen
stickstoff- und kohlenstoffhaltige Verbindungen, weshalb diese Theorie auch als
„Akkretions“-Hypothese bezeichnet wird. Eine andere mögliche Theorie wäre, dass die
Materie, aus welcher sich die Planeten bildeten, zunächst frei von flüchtigen
Verbindungen war und erst durch die zunehmende Gravitation Gase und gashaltige
Materie aus dem Sonnennebel angezogen wurden so wie es auch bei der Sonne und
den großen vier war. Zudem ist es ebenfalls denkbar, dass durch die Gravitation ein Teil
des, von der Sonne emittierten, Sonnenwindes eingefangen wurde. Auch der teilweise
Transport über Kometen und Asteroiden ist denkbar. Je nach Ausrichtung des
Grundgedanken bezeichnet man diese Theorien daher entweder als „Solarnebel“-,
„Sonnenwind“- oder auch als „Kometen-Asteroiden“-Hypothese. Für die zweite
Hypothese spricht auch die Merkuratmosphäre, zu welcher wir jedoch erst später
kommen werden. Kleine Mengen an Gasen könnten zudem auch durch den Zerfall von
radioaktiven Isotopen entstanden sein. Um die Entstehungstheorien der Atmosphären
von Merkur, Venus, Erde und Mars durch diese vier Hypothesen zu überprüfen ist es
möglich den Gehalt an Uredelgasen in den jeweiligen Atmosphären zu betrachten. Als
Uredelgase bezeichnet man in der Regel jene Edelgase, welche sich nicht durch den
radioaktiven Zerfall von Isotopen gebildet haben konnten und nur schwer in Gesteinen
anlagern können, jedoch ebenfalls nur schwer, über die oberen Schichten der
Atmosphäre, in den Weltraum entweichen. Zu diesen zählen Argon, Neon und Krypton.
Da die Merkuratmosphäre aufgrund ihrer geringen Dichte kaum Rückschlüsse auf ihre
Zusammensetzung erlaubt, werden im Folgenden nur die drei anderen planetaren
Atmosphären betrachtet. Die Anteile von Neon, Argon und Krypton ist bei diesen allen in
etwa gleich, doch unterscheiden sie sich dabei von der Sonne, was wiederum der
Annahme widerspricht, dass die Edelgase, wie alle anderen Bestandteile gleichmäßig in
dem Solarnebel vorkamen. Die Verknüpfung von Solarnebel- und Sonnenwindhypothese
scheint daher nicht plausibel. Anders sieht es da bei der Verknüpfung der „Akkrektions“Hypothese und der Sonnenwind-Hypothese aus. Für letztere spricht, dass trotz der vielen
auf Merkur, dem Mond und anderen Trabanten zu beobachtenden Krater und einer
annähernd gleich großen Wahrscheinlichkeit für Venus und Erde von Asteroiden und
Kometen getroffen zu werden, die relativen Mengen dieser Gase auf beiden Planeten
gleich groß sein sollte. Die tatsächlich festgestellte Menge an Ur-Argon ist jedoch auf der
Venus um den Faktor 70 größer als auf der Erde und um den Faktor 140 größer
gegenüber dem Mars. Wie diese Unterschiede letzten Endes zu erklären sind, ist noch
nicht ganz klar. Die verhältnismäßig gleiche Verteilung von Argon, Neon und Krypton auf
allen drei Planeten lässt jedoch vermuten, dass sich die Edelgase zu einem Zeitpunkt an
19
den planetenbildenden Staub anlagerten, als an allen drei Orten im Urnebel ähnliche
Bedingungen herrschten. Insgesamt spricht jedoch die „Akkrektions“-Hypothese stärker
für die heute zu beobachtenden Edelgasverteilungen, als die drei anderen Hypothesen
(Pollack 1983).
3.3.3
Akkrektions-Hypothese und Vulkanismus
Geochemische Überlegungen kommen ebenfalls mit großer Überzeugung zu dem
Schluss, dass eine primitive Atmosphäre während den frühen Phasen der Erdbildung
wohl entwichen wäre, und somit die derzeitige Atmosphäre sekundären Ursprungs ist.
Sie ist demnach wohl über geologische Zeiträume hinweg durch die Ausgasung des
Mantels und in Verbindung mit
Magmatismus entstanden.
Zumindest
weisen
Magmabasalte und Ultramafics, in welchen Wasser und Stickstoff-Moleküle gebunden
sind, darauf hin, dass flüchtige Stoffe vorübergehend in gleichem Umfang in dem
Erdmantel gespeichert werden, wie in der Atmosphäre und Hydrosphäre sind. Demnach
hätte kurz nach der Bildung der Erde und bevor sich die aktuelle Atmosphäre und
Hydrosphäre hätten bilden können, die Anteile flüchtiger Stoffe – hauptsächlich H2O, CO2
und N2 -, welche in der Erde eingeschlossen waren, viel größer gewesen sein müssen
(Ringwood 1979).
Die einzelnen Ausgasungsprozesse sollen an dieser Stelle nicht weiter erläutert werden,
lediglich auf den Vulkanismus, in dessen Folge es zum Entweichen von Gasen kommt,
soll an dieser Stelle noch eingegangen werden.
Der Vulkanismus zählt mit zu den geologischen Aktivitäten und trägt in dieser Hinsicht
dazu bei, das Erscheinungsbild der Oberflächen zu verändern. Hierbei dringen heiße
Gesteinsschmelzen und Gase durch Risse in der Erdkruste nach oben und während das
flüssige Gestein die Oberfläche bedeckt und überformt, entweichen die in und mit dem
Magma transportierten Gase. Dass Vulkane keine Seltenheit sind und nicht nur bei uns
auf der Erde vorkommen zeigen die anderen Planeten und Monde in unserem
Sonnensystem. Im Falle der Venus, dem wohl besten Beispiel für Ausgasungen in Folge
von Vulkanismus, verwehrte eine dauerhafte und dicke Wolkenschicht lange den Blick
auf ihre Oberfläche. Erst durch Radio- und Mikrowellenmessungen gelang es hinter das
Geheimnis der dichten Wolken zu kommen und für deren Besteh an erster Stelle die
Vulkane zu ermitteln. Nicht nur dass die Wolkenschicht extrem dick ist, sie schwebt auch
in 50 bis 70 Kilometer Höhe und bestehen aus konzentrierter Schwefelsäure, sowie
vermutlich elementarem Schwefel, beides Indizien für starke vulkanische Aktivitäten.
Gerade Schwankungen der Schwefelkonzentration in den oberen Schichten der
Venusatmosphäre sprechen dabei für einen starken, noch aktiven und periodisch
erfolgenden Vulkanismus (Prinn 1988).
Auch der Mars scheint während seiner gesamten Lebensdauer vulkanisch aktiv gewesen
zu sein. Belegt wird dies unter anderem durch gewaltige Schildvulkane, welche bis zu 26
Kilometer über die Planetenoberfläche aufragen. Hierbei scheint es, dass die
Marsentwicklung durch lange und mitunter starke vulkanische Aktivitäten geprägt wurde,
20
weshalb eine eventuelle Atmosphäre bereits in einer sehr frühen Phase als UrAtmosphäre entstand und während gleichzeitig eine Ausgasung aus dem Inneren des
Planeten durch vulkanischen Aktivitäten erfolgte. Dementsprechend muss beim Mars ein
über Jahrmilliarden andauernder Vulkanismus angenommen werden, welcher jedoch die
beiden Hemisphären unterschiedlich stark formte (Carr 1988).
Der Himmelskörper mit der wohl stärksten vulkanischen Aktivität im Sonnensystem
scheint jedoch Io, der größte reguläre Mond – er kreist auf einer fast perfekten Bahn um
seinen Trabanten - des Jupiters, zu sein. Nachdem durch Raumsonden auf seiner
Oberfläche vulkanische Aktivitäten nachgewiesen wurden kam man zu dem Schluss,
dass die thermische Entwicklung eines Planetenkörpers und die Ausbildung von
Vulkanismus durch gemeinsame Faktoren, wie die in der Akkretionsphase durch die
Gravitation frei werdende potentielle Energie und durch den Zerfall kurzlebiger und
langlebiger radioaktiver Isotope entstehende Wärmestrahlung, bedingt sein kann
(Johnson 1988).
Zwar scheint die Venus hinsichtlich der Stärke des Vulkanismus und der Intensität der
Schwefelsäure eine Ausnahme darzustellen – in Kapitel 4 werden die Atmosphären der
einzelnen Himmelskörper noch einmal gesondert betrachtet und verglichen – doch ist sie
gerade deshalb ein gutes Beispiel für die Akkrektions-Hypothese.
3.4 Einfluss der Sonne
Die solaren elektromagnetischen UV- und Röntgenstrahlungen, sowie Strahlung
energiereicher Teilchen, verursachen eine Ionisierung der äußersten Bestandteile der
Atmosphären. Dort verursachen sie Plasmakomponenten, welche gleichzusetzen sind
mit Ionosphärenschichten.
Beispielsweise sind sie dermaßen leitend, dass jeder Planet in der oberen Atmosphäre
umschlossen ist von sphärischen Leiterschleifen, wobei in Folge dynamischer Prozesse,
sei es durch die Bewegung der Atmosphäre selbst in Form von Wind oder sei es
aufgrund der relativen Bewegung des Sonnenwindes zu den ionisierten Leiterschleifen,
diese elektrische Teilchen zwischen ihren Enden transportiert werden (Bibring 1995).
Zudem wurde schon um 1900 die These geäußert, dass ständig den Weltraum
durchfliegenden Plasmawolken, welche unter anderem verantwortlich sind für die
auffälligen Nordlichter und magnetischen Stürme, ihren Ursprung in der Sonne haben. Ab
1932 erkannte man in deren Auftreten einen Zyklus, welcher in etwa der Rotation der
Sonne um ihre eigene Achse, also eine Dauer von 27 Tagen aufwies. Ludwig Biermann
wies im Folgenden die Existenz dieser Teilchen indirekt durch ihre ablenkende Wirkung
auf Kometenschweife nach. Bevor diese Sonnenwinde dann erstmals von den
Messinstrumenten von Raumsonden direkt gemessen wurden, entwickelten 1958
Forscher schließlich eine Theorie nach welcher aufgrund eines hohen Gasdrucks in der
21
Sonnenkorona die verschiedensten Teilchen in den Weltraum strömen (Engelhardt
1984).
4 Zusammensetzung der Atmosphären
Nun sollen die in den bisherigen Kapiteln bereits teilweise angesprochenen Atmosphären
und ihre Zusammensetzung explizit für jeden einzelnen Planeten und Trabanten erläutert
werden. Hierbei wird die Reihenfolge der Himmelskörper wie folgt gewählt: innere
Planten vor Äußeren und Planeten vor Monden. Zudem werden am Ende einer jeden in
den Kapiteln 3.2.1 und 3.2.2 besprochenen Einheiten Vergleiche zwischen diesen
gezogen um bereits angeschnittene Gemeinsamkeiten noch einmal vertieft zu betrachten
und um weitere Gemeinsamkeiten sowie markante Unterschiede herauszuarbeiten und
zu visualisieren.
4.1 Die Merkuratmosphäre
Das der Merkur ein schwaches Magnetfeld von ca. 0,005 Gauß besitzt und dieses ein
ebenso polarisiertes und zu der Drehachse symmetrisch ausgerichtetes Dipolfeld ist, wie
bei der Erde, konnte die Raumsonde M-10 unzweifelhaft nachweisen. Die Existenz einer
Gashülle konnte jedoch mit Bestimmtheit ausgeschlossen werden (Engelhardt 1984).
Darüber ob der Merkur nun eine wie auch immer geartete Gashülle und somit
Atmosphäre besitzt ist jedoch unter Wissenschaftlern umstritten. Auch ihre vermeintliche
Entstehungsgeschichte ist unsicher. Auf einige andere Theorien soll daher nun ebenfalls
eingegangen werden.
Die Autoren Murray B. C. und Harland D. M. verweisen auf eine extrem dünne
Heliumschicht (Harland 2001, Murray 1988).
Diese wird daher auch nicht als Atmosphäre sondern bereits als Exosphäre bezeichnet
und hat ihre Ursprünge durch fortwährende Ausgasungsprozesse in Folge des Zerfalls
radioaktiver Stoffe (Harland 2001).
Eine andere Überlegung wäre, dass das zwischen 0,0035 und 0,007 Gauß – der
Mittelwert liegt bei annähernd 0,005 Gauß – starke Magnetfeld, welches zwar fast ein
hundertstel schwächer ist als jenes der Erde, aber immer noch um ein vielfaches stärker
ist, als das von Venus und Mars, eventuell von der Sonne durch Sonnenwinde
ausgeblasene Heliumkerne festhält (Murray 1988).
Da im Falle des Merkurs nicht nur die ermittelten Daten unterschiedlich bewertet werden,
sondern auch die möglichen Erklärungsansätze kaum gemeinsame Nenner haben, liegt
es also im Auge des Betrachters, sich sein eigenes Bild zu formen.
22
4.2 Die Venusatmosphäre
Obwohl die Venus lange als nicht identischer Zwilling der Erde beschrieben wurde, ist
ihre Atmosphären doch nicht jener der Erde vergleichbar. Zudem ist die Venus
unwesentlich kleiner und besitzt bei nur 95% des Erdradius 15% weniger Volumen, sowie
fast 20% weniger Masse. Dies erklärt auch den leichten Unterschied in der Dichte, auf
welchen später noch einmal kurz eingegangen werden soll. Allein der beträchtliche Anteil
an Kohlenstoffdioxid in der Venusatmosphäre erlaubt einen Eindruck von ihrer
Andersartigkeit. So wäre es notwendig alles in Carbonatgesteinen gebundenes CO2 auf
der Erde herauszulösen, um eine ähnliche Menge in der Atmosphäre zu besitzen. Würde
man jedoch die CO2 Menge in der Venusatmosphäre auf das Erdniveau senken, so
würde sie immer noch einen um den Faktor drei höheren Oberflächendruck besitzen
(Harland 2001).
Derzeit läge dieser Wert jedoch um den Faktor 91 über dem des Luftdrucks auf der
Erdoberfläche. Schon früh stand zudem fest, dass in der Venusatmosphäre überwiegend
Kohlenstoffdioxid und, in deutlich geringerem Mengen dazu, Kohlenstoffmonoxid die
Venusatmosphäre
ausmachen.
Außerdem
war
sicher,
dass
Salzsäure
und
Schwefelsäure in ebenfalls relativ großen Konzentrationen vorhanden sein mussten.
Auch Wasserdampf konnte früh und präzise nachgewiesen werden, während andere
Stoffe, wie Stickstoff, Argon und Helium, sowie Sauerstoff, deutlich schwerer
nachzuweisen waren. Zwar können die enormen Temperaturen von ungefähr 500°C
sowie die hohen Schwefelkonzentrationen die Trockenheit der Oberfläche, sowie auch
der Atmosphäre erklären, sie vermögen es jedoch nicht zu erklären, warum auf der
Venus relativ gesehen wenig Wasser vorkommt. Vermutet wird, dass eine fehlende
Sperrschicht, ähnlich der Tropopause, der Grund dafür war, warum sich in den ersten 30
Millionen Jahren annährend 90% des auf 3 Bar geschätzten Wasserdampfs in
Wasserstoff und Sauerstoff aufspalteten und in den Weltraum verflüchtigten. Über die
letzten zehn Prozent konnten jedoch alle bisherigen Theorien und Messungen nur
bedingt Auskunft geben. Bei der soeben vorgestellten Theorie stützt man sich auf die
Messungen der Pioneer-Raumsonden, welche ermittelten, dass bei etwa 145 km über
dem Venusgrund eine mögliche Tropopause, sowie auch die unteren Grenzen der
Ionosphäre und Exosphäre zusammenfallen, während diese Schichten bei der Erde
getrennt von einander bei etwa 100, 300 und 550 Kilometer liegen und somit ein
Ionisieren der obersten Schichten weitestgehend vermeiden (Stanek 1980).
Die nun folgende Tabelle soll nun die mengenmäßige Verteilung der einzelnen
Atmosphärenbestandteile
verwendeten
Literatur
erklären.
die
Berücksichtigt
Einheit
Atmosphäre
werden
muss,
verwendet
dass
wurde,
in
der
für
die
Gegenüberstellung jedoch eine Umrechnung des Drucks in Bar vorgenommen wurde.
Halliday D., Resnick R. und Walker J. sehen dabei in ihrem Werk eine Umrechnung der
Einheit Atmosphäre in Bar die Weise vor:
23
1 atm = 760 mm Hga = 1,013*105 Pa = 0,1013 MPa und 0,1 MPa = 1000 mbar = 1 bar.
Somit wäre eine Atmosphäre mit einer Abweichung von 1,3 Prozent genau ein Bar
(Halliday, et al 2009).
Tabelle
3:
Vergleich
der
mengenmäßigen
Verteilung
von
Atmosphärenbestandteilen von Venus und Erde (Eigene Tabelle nach: Stanek
1980)
Atmosphärenbestandteile
Venus (bar)
Erde (bar)
Kohlendioxid
88
0,0003
Stickstoff
0,9 – 2,7
0,78
Wasserdampf
0,1 – 0,4
0 – 0,07
Helium
0,023
0,00000005
Schwefeldioxid
0,022
Spuren
Argon
0,0018 – 0,018
0,009
Sauerstoff
0,0055
0,21
Neon
0,00055 – 0,023
0,0000002
Total
91
1
Aus dieser Gegenüberstellung kann man zwar nicht die in 3.3.2 beschriebene Korrelation
von Venus- und Erdatmosphäre bei Argon, Neon und Helium entnehmen, doch macht sie
bereits deutlich, dass die Venusatmosphäre um ein vielfaches, genauer gesagt um den
Faktor 91, dichter ist als die Erdatmosphäre, sowie, dass die prozentualen Verteilungen
sich stark unterscheiden.
4.3 Die Erdatmosphäre
Was die soeben vorgestellte Tabelle genauso wenig wie jede, für die einzelnen Planeten
verallgemeinerte Tabelle, über die Atmosphärenbestandteile nicht oder nur ungenügend
aufzeigen
kann,
sind
lokale
und
zeitliche
Schwankungen
der
einzelnen
Gaskonzentrationen. Dies wird in Tabelle drei gerade im Hinblick auf Wasserdampf und
Stickstoff deutlich. Sie geben somit nur Auskunft über Mittelwerte oder Schätzungen nicht
jedoch über Schwankungen und deren Hintergründe. Veranschaulicht werden kann dies
an dem Wasserdampfgehalt der Erdatmosphäre. Als Mittelwert lässt sich aus Tabelle
0,035 Bar bestimmen, was einem prozentualen Bestandteil von 3,5 entspricht.
Während jedoch in den beiden kältesten Gebieten der Erde, Sibirien und der Antarktis, im
Winter nahezu kein Wasserdampf und wenn überhaupt in den Größenordnungen 1/1*10
24
6
nachgewiesen wurde, erreicht diese Konzentration unter tropischen Monsunbedingungen
jedoch Werte von annährend 4%.
Würde man die in der Erdatmosphäre befindlichen Gase nach ihrer Menge/Konzentration
hin reihen, so erhielten wir ungefähr folgende Reihung.
Tabelle 4: Bestandteile der Troposphäre der Erde (Eigene Tabelle nach: Lewis
1995)
Atmosphärenbestandteile
Prozentuale Verteilung
Rang
N2 (Stickstoff)
78,1%
1
O2 (Sauerstoff)
20,9%
2
40
Ar (Argon-Isotop)
0,934%
3
H2O (Wasserdampf)
0–4%
4
CO2 (Kohlenstoffdioxid)
0,02 – 0,04%
5
Interessant dabei ist, dass, obwohl Stickstoff mit fast 80% immerhin knapp 4/5 der
Erdatmosphäre ausmacht, es kein derart die Atmosphäre dominierendes Gas, wie auf
der Venus das Kohlenstoffdioxid, gibt. Zwar sind auch Wasserdampf und Stickstoff auf
der Venus mit unter den am Häufigsten vorkommenden Bestandteilen, doch ihr Anteil ist
gegenüber dem von Kohlenstoffdioxid fast ebenso gering, wie jener von CO 2 auf der
Erde.
4.4 Die Marsatmosphäre
Betrachten wir jedoch nun den Mars bzw. die Marsatmosphäre, so fällt auf, dass auch
hier der Anteil an Kohlenstoffdioxid gegenüber den anderen Gasen, ähnlich wie auf der
Venus, einen enorm großen Anteil einnimmt. Im Gegensatz zu den Atmosphären von
Venus und Erde, ist jene des Mars relativ gesehen dünn und unterliegt zudem
jahreszeitlichen Schwankungen von bis zu 30%. Dies liegt in den tiefen Temperaturen
auf dem Mars begründet. Das CO2 friert aufgrund dieser in den kalten Monaten an den
Polen aus und sorgt so für einen Druckabfall. Einen weiteren Druckgradienten konnten
die Raumsonden Viking 1 und 2 zwischen der Tag- und Nachtseite ermitteln. Aus diesen
beiden schloss man daher auf starke Bewegungen innerhalb der Atmosphäre. Zu den
weiteren klimatischen Eigenheiten und Auswirkungen wollen wir jedoch erst später
kommen. Markant ist, dass der Kohlenstoffdioxidgehalt sich in Abhängigkeit von der
Höhe verändert. So nimmt er auf den ersten 100 Kilometern um die Hälfte ab. Diese
Lücke in der Verteilung füllt Stickstoff aus, wodurch seine Konzentration mit der Höhe
zunimmt. Man vermutet die geringe Fluchtgeschwindigkeit des Mars als Ursache für die
im Vergleich zur Erde übermäßige starke Konzentration des Stickstoff-Isotops
25
15
N
gegenüber seinen leichteren Verwandten. Neben einer stärker als auf der Erde
schwankenden
Ozonschicht,
lassen
sich
zudem
in
der
Atmosphären
auch
photochemische Reaktionen nachweisen, welche, wie auch auf der Erde, für die Bildung
von Stickoxiden verantwortlich sind und welche wiederum für das Wachstum von
Pflanzen und Tieren als Dünger wichtig sind. Wie auch schon auf der Venus und dem
Merkur, so wird auch hier angenommen, dass sich die Atmosphäre des Mars im Laufe
seiner Entstehungsgeschichte veränderte. Zugrunde legt man dabei den Umstand, dass
das Verhältnis von leichten zu schweren Atomen weitestgehend konstant ist, es sich
jedoch während der Bildung des Planeten zu den heutigen Werten verschoben hat. So
hätte
die
Marsatmosphäre
in
ihrer
Frühphase
allein
aufgrund
des
bereits
angesprochenen Verhältnisses der Stickstoff-Isotope zueinander um den Faktor 200
höher liegen können als heute. Der Zeitraum der dichtesten Atmosphäre wird in die Zeit
der
höchsten
vulkanischen
Aktivität
geschoben.
Ihre
Zusammensetzug
war
wahrscheinlich durch Methan und Ammoniak gekennzeichnet, die photochemischen
Ausgangsstoffe für das heutige CO2 und N2. Der abgespaltene Wasserstoff verflüchtigte
sich wohl ebenso, wie auch die leichten Stickstoff-Isotope
4.5 Atmosphärenvergleich der Inneren Planeten
Als Abschluss der Einheit der inneren bzw. terrestrischen Planeten soll es noch einmal
einen kurzen Überblick und Vergleich aller vier Atmosphären bzw. Exosphären geben,
sowie die sie beeinflussenden Eigenschaften und Eigenarten der Planeten.
Angefangen werden soll dabei bei den jeweiligen Anziehungskräften, welche mit g
gekennzeichnet sind und die Gravitationskraft des jeweiligen Planeten angeben.
Bemerkenswert an diesem Vergleich der Planeten untereinander ist, dass Mars und
Merkur eine annähernd gleich starke Gravitationskraft haben, sie sich im der Druck ihrer
Atmosphären um den Faktor 1012 jedoch von einander unterscheiden. Nicht ganz so
stark, aber ebenso auffällig, ist auch der vergleichsweise nur unwesentliche Unterschied
zwischen der Erdbeschleunigung der Erde und der Venus, die Abweichung beträgt knapp
zehn Prozent, und der gleichzeitig auftretende Druckunterschied in der Atmosphäre von
90 Bar. Erklären ließe sich dieser möglicherweise auch durch die, zweieinhalb Mal,
höheren Temperaturen auf der Venus, als auf der Erde. Diese Annahme wäre jedoch
übertragen auf die Fälle von Merkur und Mars nicht schlüssig und kann somit keine
eindeutige Erklärung sein. Noch einmal deutlich macht Tabelle fünf, dass sich Mars und
Venus in der Zusammensetzung ihrer Atmosphären ähnlicher sind, als Erde und Venus
bzw. Erde und Mars. Gleichzeitig zeigt das Auftreten der weniger häufigen Bestandteile
zumindest gewisse Ähnlichkeiten von Mars- und Erdatmosphäre auf, die gegenüber der
Venusatmosphäre gänzlich fehlen, so zum Beispiel die Existenz von Ozon oder Xenon
und Krypton.
26
Tabelle 5: Eigenschaften der Atmosphären der vier terrestrischen Planeten:
Gravitation g an der Oberfläche (in m/s²); Durchschnittlicher Atmosphärendruck an
der Oberfläche (in bar); Mittlere Oberflächentemperatur T (in K). Bestandteile in
Prozent in PPM (Eigene Tabelle nach: Pollack 1988)
2
Planet
g(m/s )
p(bar)
T(K)
Hauptbestandteile
Weniger häufige Bestandteile (ppm)
Merkur
3,95
10
440
He (≈98%), H (≈2%)
-
Venus
8,88
90
730
CO2
H2O, SO2, Ar, CO, Ne, HCl, HF
-15
(96%),
N2
(3,5%)
Erde
9,78
1
288
N2 (77%), O2 (21 %),
CO2, Ne, He, Kr, Xe, CH4, H2, N2O,
H2O
(1%),
Ar
CO, NH3, NO2, SO2, H2S, O3
(95%),
N2
O2, CO, H2O, Ne, Kr, Xe, O3
(0,93%)
Mars
3,78
0,007
218
CO2
(2,7%), Ar (1,6%)
4.6 Die Jupiteratmosphäre
Im Gegensatz zu den beiden primären Gasen, Wasserstoff und Helium, wurden die
beiden Gasmoleküle NH3 (Ammoniak) und CH4 (Methan) relative früh und leicht in der
Atmosphäre des Jupiter nachgewiesen. Dabei half speziell eine Analyse des vom Jupiter
emittierten Lichts nach seinen Spektralklassen. In der zweiten Hälfte des zwanzigsten
Jahrhunderts wurden dann auch noch weitere Elemente der Gashülle des Jupiters
nachgewiesen. So zum Beispiel Wasser, Kohlenmonoxid und Kohlendioxid. Hinzu kamen
Messmethoden, die auf der Veränderung von Funksignalen beruhen, welche die
Raumsonden hinter dem Jupiter empfangen bzw. von dort aus an die Erde senden. Ein
Nachteil dieser Methode ist, dass sie nur bis zu einem Druck-Pegel von 4 Bar wirksam ist
und somit nur bis zu einem gewissen Teil unter die Wolkendecke der Planeten reicht.
Hinzu kommt, dass diese Daten nur Auskunft über den Druck, die Temperaturen, das
mittlere Molekulargewicht und den Ionisationsgrad der untersuchten Gashülle liefern,
jedoch
konnten
aufgrund
von
Vergleichsdaten
so
Rückschlüsse
über
die
Atmosphärenbestandteile gezogen werden. Genausten Messungen, unter anderem
durch die Pioneer- und Voyager-Raumsonden, ist es geschuldet das Wasserstoff-HeliumVerhältnis auf 1:0,11 mit einer Abweichung von 0,03 zu bestimmen, wodurch die Theorie
einer gleichmäßigen Verteilung der Gase und Materie im Sonnennebel gestützt wurde,
da dieses Verhältnis mit den Verhältnissen in der Sonne nahezu übereinstimmt (1:0,12).
Neben den bereits beschriebenen Stoffen wurden zudem auch Substanzen wie Phosphor
und
Schwefel,
aber
auch
diverse
Spurengase
und
Kohlenstoffverbindungen
nachgewiesen, ebenfalls in Verhältnissen, wie man sie von der Sonne kennt und für den
Ur-Nebel annimmt (Engelhardt 1984).
27
4.7 Die Saturnatmosphäre
Mehr noch wie beim Jupiter ist der Definitionsbereich der Atmosphäre beim Saturn mehr
als schwierig. Gleichwohl wie dieser besitzt der Saturn zwar vermutlich einen festen Kern,
welcher jedoch umhüllt ist von flüssiger Materie. Daher ist man dazu übergegangen eine
sich an den Druckverhältnissen orientierende Definition zu wählen, welche da lautet: Bei
Jupiter und Saturn wird als Atmosphäre der Bereich bezeichnet, in welchem der Druck
zwischen 10-10 Bar (Übergang zur Exosphäre) und 1000 Bar (unterhalb der
Wolkendecke) beträgt. Nicht nur die Größe, sondern auch ihre geringen spezifischen
Dichten, legten die Vermutung nahe, dass Jupiter und Saturn ähnlich zusammengesetzt
sind und somit auch ihre Atmosphären viele Gemeinsamkeiten haben. Die markanteste
davon ist die unter 2.3.1 angesprochene relative Häufigkeit von Wasserstoff und Helium,
beides Gase, welche jedoch bei an den Atmosphärenoberflächen und in den oberen
Schichten herrschenden ca. – 180°C durchsichtig und deshalb mit Spektrometern nur
sehr umständlich auszumachen sind. Dieser Aspekt führt zu der Überlegung, dass die
auffällige Färbungen der Atmosphären auf andere Bestandteile der Atmosphären
zurückzuführen sind (Bibring 1995).
4.8 Die Uranusatmosphäre
Wie auch schon beim Saturn, so konnten auch beim Uranus die Voyager-Raumsonden
entscheidende Hinweise auf die Zusammensetzung seine Atmosphäre liefern. Über die
Analyse des bei ca. – 214°C abgestrahlten und reflektierten Lichts konnte mittels einer
infrarot Analyse des Spektrums die für molekularen Wasserstoff (H2) und Methan (CH4)
typischen spektralen Linien nachgewiesen werden. Letzteres verleiht dem Uran, durch
seine teilweise Absorption des Sonnenlichtes, die für ihn typische grünlichblaue Färbung.
Aufgrund der bereits sehr tiefen Temperaturen der Gashülle, liegen die weiteren häufig
auftretenden chemischen Verbindungen, wie Wasser, Ammoniak und Kohlenstoffdioxid,
nicht etwa wie beim Saturn oder Jupiter in Gasform vor, sondern sind in gefrorenem
Zustand als Wolkenschichten in der Atmosphäre zu finden, wobei sie in Abhängigkeit
ihres Gefrierpunktes geschichtet sind. Dies ist ebenfalls mit der Grund, warum Uranus
und im weiteren Verlauf auch Neptun zu der eigenen Gruppe der Eisriesen gezählt
werden (Kapitel 2.3.3) (Ingersoll 1988).
Ganz sicher sind sich die Wissenschaftler bei diesen Vermutungen jedoch nicht, da diese
Theorien allesamt auf Annahmen und indirekte Nachweisen beruhen. So ist im
besonderen Maße das Vorkommen von Ammoniak in der Gashülle des Uranus fraglich,
da es sich weder in Gasform noch in einer, spektroskopisch nicht erfassbaren,
kondensierten Form nachweisen ließ (Engelhardt 1984).
28
4.9 Die Neptunatmosphäre
Die großen Distanzen zwischen Erde und Neptun verhinderten bisher eine eingehendere
Analyse seiner Atmosphäre, weshalb sie in noch geringerem Umfang erforscht ist, als
jene des Uranus. Annahmen, welche speziell auf den bekannten Atmosphären von
Jupiter, Saturn und in geringem Umfang auch auf jener des Uranus, beruhen, vermuten
jedoch eine große Ähnlichkeit zwischen der Gashülle des Neptun mit jener des Uranus,
welche wiederum von der Zusammensetzung her mit den Gashüllen von Jupiter und
Saturn verwandt ist. Somit wären seine beiden Hauptbestandteile wohl ebenfalls
Wasserstoff
und
Helium,
ebenso
Ammoniak,
welcher
jedoch
mit
höherer
Wahrscheinlichkeit als noch bei Uranus, nur in Form von Eiskristallen zu finden sein
dürfte.
Einzig die Absorptionskurven des Lichts, welche denen des Uranus ähneln,
lassen ein größeres Vorkommen von Methan in der Atmosphäre des Neptuns vermuten.
Dass es jedoch definitiv eine Atmosphäre gibt, bestätigten indirekte Messungen, welche
einen negativen Temperaturgradienten von annähernd 90 Kelvin zwischen der möglichen
Stratosphäre und der weiter innen liegenden angenommenen Wolkendecke ausweisen (
Stanek 1980).
4.10 Die Titanatmosphäre
Titan, der zweitgrößte Mond unseres Sonnensystems, hat mit einem Radius von 2575
Kilometer einen um 272 Kilometer größeren Durchmesser als Merkur. Seine
Namensgebung verdankte er dem Umstand, dass seine Atmosphäre erst 1908 erstmals
nachgewiesen konnte, während dies bei der Bestimmung seiner Größe, wie auch jener
der anderen Galileischen Monde, also den anderen Trabanten des Jupiters, noch nicht
möglich war und er somit zunächst größer als Ganymed schien, welcher mit einem
Radius von 2640 Kilometer jedoch nur unwesentlich größer ist. Der Nachweis seiner
Atmosphäre
erfolgte
dabei
ebenso
indirekt,
wie
auch
die
Bestimmung
der
Atmosphärenschichten des Saturns. Ausschlaggebend waren dabei Unterschiede in der
Helligkeit zwischen dem äußersten Rand der sichtbaren Oberfläche und dem Zentrum.
Dieser Unterschied legte die Vermutung nahe, dass das am Titanboden reflektierte Licht
der Sonne ungleichmäßig stark gebrochen, absorbiert und möglicherweise wieder
reflektiert wird, was wiederum mit einer längeren Wegstrecke in einer Atmosphäre erklärt
wurde. Gestützt wurde die Annahme einer Gashülle durch die Berechnungen der
Oberflächentemperatur des Titans, welche wiederum auf dem Abstand Sonne-Titan und
dem über die Intensität des emittierten Lichts bestimmten Reflexionskoeffizienten
beruhten. Im Einzelnen gaben diese Berechnungen an, dass bei Temperaturen von
knapp -190°C bis möglicherweise nur -173°C Gase, welche leichter als sechzehn molare
Einheiten sind – Sauerstoff – trotz der geringen Schwerkraft nicht entweichen könnten.
Eines dieser Gase wäre Ammoniak, das auch auf den Gas- und Eisriesen auftritt. Der
Nachweis von Methan konnte später dann, wie auch bei den bereits erwähnten äußeren
Planeten durch eine Spektralanalyse erbracht werden, während andere möglicherweise
29
vorhandene Gase wie Argon, Neon und molekularer Stickstoff sich nach wie vor des
Nachweises entziehen. Zudem gelang durch die weiteren Untersuchungen des
reflektierten Lichts eine Polarisation dessen festzustellen, woraus man wiederum auf die
Existenz einer Wolkendecke schloss. (Owen T. (1988), S. 146ff)
4.11 Die vermutete Tritonatmosphäre
Aufgrund der verhältnismäßig großen Masse des größten Neptunmondes und den tiefen
Temperaturen auf seiner Oberfläche, sollte er in der Lage sein eine Atmosphäre aus
schweren Gasen zurück zu halten. Besonders angeheizt wurde die Diskussion um seine
mögliche Atmosphäre seit man jene des Titans bestätigen konnte. Auch erbrachten
spektrale Untersuchungen, wie auch schon bei den anderen Planeten, dass es auf ihm
vermutlich
Methan
gibt.
Zwar
waren
diese
Untersuchungsergebnisse
in
den
Anfangsstadien seiner Beobachtung negativ, doch Ende der siebziger Jahre konnten mit
verbesserten Methoden und Geräten erstmals schwache Absorptionsbanden ermittelt
werden, welche sich jedoch auch auf Methan-Eis zurückzuführen ließen. Mittels weiterer
Untersuchungen konnte zudem herausgefunden werden, dass sowohl die Verteilung des
Methans über die Oberfläche nicht konstant ist, als auch das Stickstoff, ebenfalls
unregelmäßig verteilt, auf seiner Oberfläche zu finden ist. Da Stickstoff jedoch einen
mindestens um den Faktor zehn geringeren Gasdruck hat, liegt die Wahrscheinlichkeit
näher, dass Triton eine Stickstoffatmosphäre als eine aus Methan besitzt. Diese wurde
schlussendlich auch von Voyager 2 bestätigt, wobei ihre Daten ebenfalls bestätigten,
dass diese sich zwar über 800 km erstreckt, jedoch nur Werte von einigen Mikrobar
erreicht. Auch Methan ließ sich in dieser Atmosphäre nachweisen, doch ist es nur in den
tiefsten Schichten und mit nochmals geringeren Werten als der angesprochene Stickstoff
zu finden. Auffällig sind außerdem die Temperaturschichtungen innerhalb der
Tritonatmosphäre, welche sich nicht mit jenen der Erde, aber denen des Mars
vergleichen lassen, auch wenn sie sich bei Temperaturen knapp über dem absoluten
Nullpunkt bewegen (Bibring 1995).
4.12 Atmosphärenvergleich der äußeren Planeten
Vergleicht man die Atmosphären der äußeren Planeten und gegebenenfalls auch jene
des Titans, so lassen sich größere Ähnlichkeiten bei der Zusammensetzung, wie auch in
der Struktur, erkennen, als wie bei den vier terrestrischen Planeten. Zudem
unterstreichen sie in weiten Teilen die Theorie des Sonnennebels, da sie bis auf kleinere
Schwankungen oder
durch Temperaturenunterschiede erklärbare Abweichungen,
ziemlich genau die sowohl in der Sonne vorherrschenden Verhältnisse, wie auch die für
die ursprüngliche Planetenwolke angenommenen Verhältnisse wiedergeben. Mit
Ausnahme von Jupiter und Saturn, ließen sich jedoch bisher keine Atmosphären
eindringlich untersuchen, weshalb viele Annahmen auf weitestgehend sicheren, doch
nach wie vor unbestätigten, Messungen und Berechnungen beruhen.
30
5 Klimatische Entwicklungen
Aufgrund der mitunter nur geringen Messdaten und des ebenfalls nur kurzen
Beobachtungszeitraums, lassen sich speziell für die größeren und weiter von uns
entfernten Planeten kaum bzw. keine Angaben über deren klimatischen Entwicklungen
machen. Fundiertere Aussagen lassen sich demnach eigentlich nur für die inneren
Planeten und auch hier nur für Venus, Erde und Mars treffen. Einzig beobachtbare
Vorgänge in den Atmosphären der beiden Gasriesen lassen geringe Rückschlüsse auf
gewisse Vorgänge und ihre klimatischen Eigenheiten zu, weshalb sie im Weiteren auch
nicht betrachtet werden.
5.1 Das Klima der Venus
Was die Venusatmosphäre zu etwas Besonderem in unserem Sonnensystem macht,
sind die hohen Temperaturwerte, welche in ihr nachzuweisen sind. Diese lassen sich
jedoch nicht durch die Sonneneinstrahlung an sich erklären, da auf die Venusoberfläche
aufgrund ihrer Dichte und ihrer nahezu geschlossenen Wolkendecke trotz der größeren
Nähe zur Sonne nur unwesentlich mehr Licht einfällt, als auf der Erde. Ein
Erklärungsansatz für die klimatischen Verhältnisse auf der Venus sind die Wolken,
welche zwar viel Sonnenlicht reflektieren, jenen Anteil der hindurch tritt, jedoch ebenso
stark zurückhalten und auch für Infrarotstrahlung nahezu undurchlässig sind. Dies und
die Tatsache, dass das Licht bei seinem Eintritt in die Atmosphäre wiederholt gebrochen
und dabei in Wärme umgewandelt wird, erzeugen einen starken Treibhauseffekt. Die
einzige Möglichkeit für eine Wärmeabstrahlung bieten Konvektionsprozesse, durch
welche wärmere Luftmassen durch die Wolkendecke brechen. Wann und über welchen
Zeitraum sich die Wolken allerdings bildeten und dadurch das Klima auf der Venus
anfingen zu verändern, kann bisher nicht gesagt werden (Stanek 1980).
Wie effektiv die Isolierung der Venusatmosphäre durch die Wolkendecke ist zeigt
nachfolgende Graphik auf. Auf dieser ist der ungefähre Temperaturverlauf – grauer Strich
– entlang des Höhenprofils zu entnehmen. Aufgezeigt wird dieser durch eine
Temperaturskala auf der x-Achse und eine Höhenskala auf der y-Achse. Während er von
außen kommend bis zu einer Höhe von ca. 70 Kilometer nahezu konstant um die -100°C
beträgt, steigt er mit dem Durchschreiten der Wolkendecke von 70 – 50 Kilometer Höhe
kontinuierlich an.
31
Abbildung 7: Temperaturen in der Venusatmosphäre (Stanek 1980)
5.2 Das Klima der Erde
Präzise
Aussagen
aufgrund
instrumenteller
Aufzeichnungen
über
klimatische
Änderungen sind erst seit ca. zwei Jahrhunderten möglich. Aussagen über vormals
bestandene Klimaverhältnisse sind unter dem Begriff Paläoklima zusammengefasst und
beruhen auf indirekten Daten, worunter abgelagerte Reste von tierischen und
pflanzlichen
Organismen
in
Sedimenten,
sowie
Überformungsprozesse
durch
Meeresspiegelschwankungen und Gletscher, aber auch fossile Bodenhorizonte und
vulkanische Ablagerungen, zu verstehen sind. Je nach Alter und Art des Materials lassen
sich unterschiedliche Untersuchungsmethoden zur Altersbestimmung und Untersuchung
anwenden, weshalb die daraus abgeleiteten Daten mehr oder weniger genau sind. Den
bisherigen Erkenntnissen nach, war es auf der Erde während des Mesozoikums
beispielsweise wärmer als heut, da an für damals berechneten Polen keine Eiskappen
nachweisbar waren. Zwischenzeitlich kam es dabei auch zu extrem kalten und trockenen
Klimaten, da große Mengen Meerwasser in Eis gebunden wurden, der Meeresspiegel in
Folge dessen um ca. 200 Meter sank und die Verdunstung so enorm verringert wurde.
Aus jüngerer Vergangenheit wissen wir zudem, dass vor ca. 2. Millionen Jahren, im
Pleistozän, die quartäre Vereisungsphase einsetzte und daher die durchschnittlichen
Temperaturen, gerade während der Vergletscherungsphasen, tiefer waren als heute.
Gleichzeitig sind jedoch auch interglaziale Phasen mit Temperaturwerten von zwei bis
drei Grad über den derzeitigen nachweisbar. Für den Zeitraum der letzten 850‘000 Jahre
liefern Tiefseebohrungen Belege für diese Schwankungen (Bendix, Lauer 2006).
32
Aufgetragen ist der dabei ermittelte Temperaturverlauf in der nachfolgenden Graphik,
wobei zu beachten ist, dass bei dieser die y-Achse nicht wie üblich auf der linken,
sondern auf der rechten Seite zu finden ist, die Temperaturwerte auf der y-Achse von
unten nach oben hin abnehmen und der Zeitstrahl, die x-Achse, von rechts nach links
verläuft. Verzeichnet sind zudem die Benennungen der einzelnen Kaltzeiten, während die
dazwischen liegenden interglazialen Warmzeiten keine Bezeichnungen tragen.
Über den Zeitraum der letzten 65 Millionen Jahre gibt die im Anschluss folgende Graphik
indirekt Auskunft. So wurden über diesen Zeitraum hinweg die Schwankungen der
Meeresspiegel in Meter und auch der Temperaturverlauf des Oberflächenwassers in
Grad Celsius entlang der y-Achse aufgetragen, während man auf der x-Achse wie auch
in der Abbildung davor den Zeitstrahl findet. Zudem findet man unterhalb der x-Achse
noch eine Einteilung des vorgestellten Zeitraums in erdgeschichtliche Abschnitte.
5.3 Das Klima des Mars
Von unserem wohl am besten untersuchten Nachbarn wissen wir, dass sich das Klima
dort im Laufe seiner Geschichte stark gewandelt hat bis es schlussendlich die kalten und
trockenen Zustände von heute erreicht hat. Dafür sprechen zumindest die Spuren von
Flusstälern und großräumigen Überschwemmungen, sowie das bereits unter 4.4
angesprochene Isotopenverhältnis von Stickstoff, welches auf eine vormals dichtere
Atmosphäre hinweist. Wann jedoch dieses Klima bestanden hat entzieht sich bisher noch
den wissenschaftlichen Erkenntnissen. Mögliche wäre, dass es bereits in der
Frühgeschichte und unter der Uratmosphäre bestand. Denkbar wäre auch, dass es im
Laufe der Zeit aufgrund des vormals starken Vulkanismus immer wieder zu kurzzeitigen
Phasen klimatischer Erwärmung kam. Letztendlich wären auch Schwankungen in der
Marsbahn denkbar, welche zu einer Annäherung an die Sonne und damit verbunden
Erwärmung der Oberfläche geführt haben könnten. Die heute noch beobachtbaren
Veränderungen in der Bahn des Mars um die Sonne sind jedoch sowohl räumlich, als
auch zeitlich zu gering um eine derartige Klimaveränderung zu erklären. Somit lässt sich
die Frage nach diesen Klimaschwankungen bis heute zwar nicht beantworten, doch dass
sie bestanden belegen die periodisch erfolgten Ablagerungen an den Marspolen (Stanek
1980).
Wie der Mars in den periodischen Abständen seine Bahn verändert zeigt die Abbildung 8
auf. Man kann ihr entnehmen, dass der Mars mit einer Periode von 2 Millionen Jahren
sich der Sonne annähert und wieder entfernt, sprich seine Bahn zu einer Ellipse abflacht
und wieder zu einem Kreis formt.
33
Abbildung 8: Die periodische Veränderung der Marsbahn um die Sonne (Stanek
1980)
5.4 Vergleich: Venus – Erde – Mars
Als entscheidenden Punkt kann man sicherlich ansehen, dass es nicht nur auf unserem
Planeten klimatische Veränderungen gab und die Erde zumindest nicht in dieser Hinsicht
eine Anomalie darstellt. Wie stark und häufig jedoch Klimaentwicklungen erfolgen, sowie
die für sie verantwortlichen Gründe, lassen sich jedoch bisher noch nicht immer eindeutig
bestimmen, zumal wir über Venus und Mars vergleichsweise wenig wissen und somit
deren klimatische Entwicklung nur bruchstückhaft verstehen und nachbilden können. Es
scheint jedoch, dass nebst sekundären Faktoren, wie der Verschiebung der Bahn, primär
die Sonne bzw. ihre solare Einstrahlung die klimatischen Bedingungen eines Planeten
beeinflusst. Außerdem wird ersichtlich, dass es sowohl begünstigende Faktoren, wie
auch Ungunstfaktoren, für die klimatische Entwicklung gibt.
6 Fazit
Schlussendlich und als Überleitung zur eingangs erwähnten Frage nach weiterem Leben
im Weltall bzw. auf anderen Planeten in anderen Sonnensystemen, kann man sicherlich
folgende Schlüsse ziehen.
Unser
Sonnensystem
zeigt
uns
eine
Vielzahl
unterschiedlicher
Entwicklungsmöglichkeiten auf, die ein Planet bzw. Mond nehmen kann um eine wie
auch immer geartete Atmosphäre zu bilden. Ob und inwieweit er jedoch in der Lage ist
diese zu halten, kann jedoch nicht zwangsläufig angegeben werden. Auch dass deren
Beschaffenheiten trotz ähnlicher Entstehungsgeschichten stark von einander abweichen
können machen uns die drei der vier terrestrischen Planeten mehr als deutlich. Aufgrund
unserer bisherigen Erkenntnisse können wir jedoch Aussagen darüber treffen, wie und
unter welchen Umständen in Abhängigkeit von seiner Sonne und möglichen anderen
34
Himmelskörper sich ein Planet entwickelt haben müsste um unter bestimmten
Voraussetzungen Leben in unserem Sinne hervorbringen und tragen zu können.
Wichtig ist dabei anscheinend vor allem der richtige Abstand zur Sonne, da zu geringe
Distanzen das Vorkommen und die Kondensation von Gasen und auch Flüssigkeiten
negativ
beeinflussen,
während
zu
große
Entfernungen
eher
zu
gasreichen
Riesenplaneten mit unwirtlichen Temperaturen führen, wie wir es von Jupiter, Saturn und
Eisplaneten, sowie den Monden Titan und Triton kennen.
Man bezeichnet daher den Zwischenbereich dieser beiden Extreme, welcher es
einerseits erlaubt, dass sich um Gesteinsplaneten Gashüllen bilden, andererseits aber
auch Wasser flüssig ist, als habitable Zone (Kaltenegger 2012).
Dieser hängt somit mit der Zusammensetzung der ursprünglichen Sonnennebels, als
auch mit der Leuchtkraft und Gravitation der daraus entstandenen Sonne.
Die Abhängigkeit dieser habitablen Zonen von der Größe und Ausstrahlung der Sonne,
macht die nachfolgende Graphik deutlich. Dabei ist auf der y-Achse die Masse und damit
verbunden die Strahlungsintensität des jeweiligen Sterns aufgetragen, während auf der xAchse die Entfernungen in Astronomischen Einheiten angegeben sind. Als blauer
Schlauch zieht sich von links unten nach rechts oben des Weiteren jener Bereich, der
den optimalen und für Leben notwendigen, Abstand zur jeweiligen Sonnengröße angibt.
Dass es auch außerhalb dieses Bereichs Planeten und Monde mit Lebensformen geben
kann, machen die dunkelblauen Erweiterungen an den Rändern dieses Schlauchs
deutlich. Dass in dieser Zone jedoch zwangsläufig Planeten mit lebensfreundlichen
Bedingungen existieren, kann durch unser bisheriges Wissen über Venus und Mars,
sowie ihr Auffinden in dieser Planetaren Zone, verneint werden.
35
Abbildung 9: Die habitable Zone (Kaltenegger 2012)
Der Artikel: „Die Suche nach der zweiten Erde“ macht des Weiteren deutlich, dass es
durchaus auch Leben auf bzw. unter der Oberfläche von Eis-Monden wie Europa geben
könnte (Kaltenegger 2012).
Eine ebenfalls gültige Überlegung wäre, dass sich im Umfeld von Gasriesen wie Jupiter,
also ihren Trabanten, aufgrund deren enorm hohen Energieabstrahlung unter bestimmten
Umständen auch außerhalb dieser Zone noch Leben entwickeln könnte.
Abschließend bleibt nur zu sagen, dass es der Wissenschaft bisher noch nicht gelungen
ist mit Gewissheit
bewohnbare Planeten zu finden und zu bestimmen,
die
Wahrscheinlichkeit jedoch einen solchen aufzuspüren steigt mit jedem weiteren und die
Vermutung liegt nahe, dass sich, ausgehend von der gewaltigen Zahl an Sternen allein in
unserer
Galaxie,
noch
auf
weiteren
36
Planeten
Leben
entwickeln
konnte.
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38
Eidesstattliche Erklärung
Ich versichere, dass ich die vorliegende Arbeit ohne fremde Hilfe und ohne Benutzung
anderer als der angegebenen Quellen angefertigt habe, und dass die Arbeit in gleicher
oder ähnlicher Form noch keiner anderen Prüfungsbehörde vorgelegen hat. Alle
Ausführungen der Arbeit, die wörtlich oder sinngemäß übernommen wurden, sind als
solche gekennzeichnet.
[Heinle, Matthias Josef Benedikt]
[Augsburg, den 4.12.2012]