Naturwunder ...: System Erde: Exkurs - Wie der Mond entstanden ist ...

Wie ist der Erdmond entstanden? Bei dieser Frage handelt es sich um eine der schwierigeren in der Planetologie. Zu ungewöhnlich ist das Erde-Mond-System sowohl aus astronomischer als auch geologischer Hinsicht, um darauf eine in allen wesentlichen Punkten widerspruchsfreie Antwort geben zu können. Die Ergebnissen der Apollo-Missionen Ende der 60ziger, Anfang der 70ziger Jahre des vorigen Jahrhunderts haben relativ schnell einige zuvor favorisierte Hypothesen aus dem Rennen geworfen, ohne das sofort eine Alternative erkennbar wurde. Das betrifft z.B. die ehemals sehr populäre Fission-Theorie, die auf George Howard Darwin (1845-1912) zurückgeht, sowie die Theorie des gemeinsamen Ursprungs von Erde und Mond. Die Hypothese, dass die Erde den Mond quasi „eingefangen“ hat, ist bereits aus himmelsmechanischen Gründen so unwahrscheinlich, das sie heute nur noch von akademischem Interesse ist.

Eine Theorie, die den Anspruch erhebt, eine der Wahrheit nahekommende Aussage über den Ursprung des Erde-Mond-Systems zu machen, muss versuchen, u.a. folgende Beobachtungstatsachen schlüssig zu erklären (Auswahl):

die für einen Mond im Vergleich zum Mutterplaneten ungewöhnliche Größe
der doch krasse Unterschied in der mittleren Dichte von Erde (5515 kg/m³) und Mond (3341 kg/m³), der zu der Frage führt „Warum hat der Mond einen im Vergleich zur Erde so geringen Eisenanteil?“
das (fast) völlige Fehlen von Wasser und die Verarmung an anderen volatilen Stoffen in den Mondgesteinen
die sehr gute Übereinstimmung der Sauerstoff-Isotopenverhältnisse von Erde und Mond, welches ein sehr starkes Indiz dafür ist, dass beide Himmelskörper einen irgendwie gemeinsamen Ursprung haben müssen
die Ausdifferenzierung der Mondmaterie, die beweist, dass der Mond einmal aufgeschmolzen gewesen sein muss. Seine Anorthosit-Kruste ist sinnvoll nur mit der ehemaligen Existenz eines Magmaozeans zu erklären.
Größe und Verteilung des Drehimpulses im Erde-Mond-System (äußerst wichtiges KO-Kriterium)

Auf den ersten Blick scheint es recht schwierig zu sein, alle diese Punkte miteinander in Einklang zu bringen. Alle älteren Theorien der Mondentstehung scheitern jeweils an mehreren Punkten dieser (unvollständigen) Aufzählung und müssen deshalb als falsifiziert gelten. Ein Punkt brachte jedoch die Wissenschaftler auf die richtige Fährte. Und dieser Punkt betrifft das Mengenverhältnis der in den von den Apollo-Astronauten aufgesammelten Mondgesteinsproben enthaltenen Sauerstoffisotope 16O, 17O und 18O. Dieses Mengenverhältnis beträgt für die Erde, bestimmt anhand der Sauerstoffisotope im Meerwasser

16O : 17O : 18O = 0,9527 : 0,0071 : 0,0401

Es wird als Standard Mean Ocean Water – Wert (SMOW) bezeichnet und dient als Vergleichswert für entsprechende radiologische Untersuchungen an nicht-terrestrischem Material (z.B. Meteorite). Abweichungen von diesem Wert werden gewöhnlich als Differenz zum SMOW-Wert angegeben (hier δ17O):

n kennzeichnet die jeweiligen Isotopenkonzentrationen. Die Differenz δ ergibt sich hier in Promille.

So beträgt der δ17O-Wert für die Erde 2,78 und für den Mond 2,89; der δ18O –Wert 5,38 für die Erde und 5,54 für den Mond (Lodders & Fegley, 1998).

Diese große Übereinstimmung ist erstaunlich, insbesondere schon deshalb, weil gewöhnlich gerade Meteorite starke bis sehr starke Abweichungen gegenüber dem SMOW-Wert zeigen. Diese Abweichungen erklären sich, wenn man sich die Entstehungsgeschichte dieser drei Sauerstoffisotope im Inneren von massereichen Riesensternen etwas genauer anschaut. So ist das 16O –Isotop das direkte Produkt des sogenannten „Neon-Brennens“, während die Isotope 17O und 18O durch den radioaktiven Zerfall der Fluor-Isotope 17F und 18F entstehen. Dazu muss man noch wissen, dass die Konzentration dieser beiden Isotope in Bezug auf 16O bei Temperaturen oberhalb von 6∙10^8 K immer mehr abnimmt. Das bedeutet, dass oberhalb der genannten Temperatur im Sterninneren fast nur noch 16O fusioniert wird. Gelangt dieses Sauerstoffisotop z.B. bei einer Supernovaexplosion in den interstellaren Raum, dann kann es dort mit den dort vorhandenen Stoffen (z.B. in Staubpartikeln) verschiedene chemische Verbindungen eingehen. Da man davon ausgehen kann, dass die Materie in der ISM sehr gut durchmischt ist, sollte der darin enthaltene Sauerstoff einen genau definierten δ – Wert aufweisen, der sich erst durch spezifische Fraktionierungsprozesse – z.B. innerhalb einer protoplanetaren Scheibe – ändern kann. Dabei versteht man unter einer Isotopenfraktionierung die durch chemische oder geochemische Prozesse bedingte An- oder Abreicherung von Isotopen in einem Isotopengemisch. Besteht dieses Isotopengemisch - wie bei Sauerstoff - aus drei stabilen Isotopen, dann lässt sich für die entsprechenden Proben ein Dreiisotopendiagramm erstellen. Jede der beiden Achsen des Diagramms bezeichnet dabei ein Isotopenverhältnis, welches durch das Isotop im Zähler des Verhältnisses definiert ist. Trägt man in dieses Diagramm die Werte von Proben mit unterschiedlichen Isotopenverhältnissen ein, dann lassen sich die Messpunkte mit einer Geraden ausgleichen, die man als Fraktionierungslinie bezeichnet. Proben, die in ihren Sauerstoff-Fraktionierungslinien weitgehend übereinstimmen, haben dann mit entsprechend hoher Wahrscheinlichkeit einen gemeinsamen Ursprung. So lassen sich mit dieser Methode Meteorite unterschiedlicher Meteoritenfälle u. U. einem gemeinsamen Ursprungskörper zuordnen.

Der Umstand, dass die Sauerstoff-Fraktionierungslinien von Mondgestein mit denen irdischer Gesteine quasi übereinstimmen, führte ab Mitte der 80ziger Jahre des vorigen Jahrhunderts schließlich zur Bevorzugung der Hypothese, das Erde und Mond zusammen bei einer Kollision zweier protoplanetarer Körper in der Frühzeit des Sonnensystems (wo solche Kollisionen noch relativ häufig waren (Cameron & Ward, 1976)) entstanden sind.

Die Idee, dass sich der Mond aus dem Kollisionsschutt von zwei Himmelskörpern gebildet hat, geht genau genommen auf den kanadischen Geologen Reginald Aldworth Daly (1871-1957) zurück, der sie 1946 wenig öffentlichkeitswirksam in einem Proceeding-Band der Amerikanischen Philosophischen Gesellschaft veröffentlichte (Daly, 1946). Diese Hypothese geriet lange Zeit in Vergessenheit, bis sie unabhängig von ihm durch William K. Hartmann und Donald R. Davies in neuer Form vorgestellt wurde um zu zeigen, dass kompakte kleinere Himmelskörper (wie der Erdmond) durchaus aus dem „Schutt“ entstehen können, der bei einer Kollision von zwei größeren Himmelskörpern entsteht (Hartmann & Davis, 1975). 1984 erkannte man schließlich, dass diese Hypothese (giant impact hypothesis (Stevenson, 1987)) offenbar sehr gut die rätselhaften Befunde, die sich aus der Analyse von Mondgestein ergeben haben, erklären kann. Die Parameter und die Dynamik des Zusammenstoßes versucht man seitdem durch Simulationsrechnungen in Erfahrung zu bringen.

Vor dem Impakt: Ausbildung des Fe/Ni-Erdkerns

In der für geologische Maßstäbe relativ kurzen Zeit zwischen der ersten Konsolidierung der Protoerde und dem Mondimpakt (~50 - 120 Ma) muss sich bereits der metallische, hauptsächlich aus Eisen und Nickel aufgebaute Erdkern ausgebildet haben. Ansonsten ist die im Vergleich zur Erde auffallend geringe Dichte des Erdmondes nicht zu erklären. Sie zeigt, dass der Mond aus bereits an Metallen verarmter Mantelmaterie der beiden Himmelskörper entstanden sein muss, die bei der Kollision ins Weltall geschleudert wurde. Das impliziert wiederum, dass die Ausbildung des Fe/Ni – Kerns zum Zeitpunkt der Kollision sehr weit fortgeschritten, wenn nicht sogar im Wesentlichen abgeschlossen war.

Eine notwendige Bedingung für die stoffliche Differentiation eines Himmelskörpers besteht in dessen Aufheizung auf Temperaturen, die zumindest eine partielle Schmelze der silikatischen und metallischen Bestandteile ermöglichen. Das war in der Frühzeit der Erde gegeben. Im Bulk-Bereich des Protoplaneten führte die Energiefreisetzung durch eine Vielzahl darin enthaltener radioaktiver Stoffe wie 26Al (T(1/2) (Halbwertszeit) ~ 717000 a), 60Fe (T(1/2) ~ 2,6 Ma), 40K (T(1/2) ~ 1,248 Ga), 232Th (T(1/2) ~ 14 Ga) sowie verschiedener weiterer Isotope (z.B. von Uran) zu einem Aufschmelzen direkt im Inneren. Aber auch über die Oberfläche erfolgte ein nicht unwesentlicher Energieeintrag durch die natürlich immer noch anhaltenden Akkretionsprozesse. Als Ergebnis begannen die Metallanteile in der Schmelze quasi auszuflocken und aufgrund ihrer hohen Dichte entsprechend der Richtung der Schwerkraft abzusinken. Die dabei bei der Entmischung und Absinken freigesetzte Gravitationsenergie erhitzte das Planeteninnere weiter, was zu einer Beschleunigung des Aufschmelzvorgangs führte. Würde beispielsweise diese Entmischung instantan ablaufen, dann wäre die dabei freiwerdende Wärmeenergie in der Lage, die gesamte Erde auf ~2700 K aufzuheizen. Dieser hier nur kurz beschriebene, ziemlich rapid ablaufende Vorgang wird gewöhnlich als „Eisenkatastrophe“ bezeichnet. Ein Teil der auf diese Weise erzeugten Wärmemenge ist heute immer noch in Form der primordialen Wärme im Erdinneren enthalten.

Die bei der gravitativen Entmischung und der damit verbundenen Bildung des Fe/Ni-Kerns freigewordene Energie ist größenordnungsmäßig durchaus mit der gravitativen Bindungsenergie des Planeten Erde vergleichbar. Immerhin macht der Eisengehalt der Erde ~32% von dessen Gesamtmasse aus. Außerdem ist die Dichte von Eisen ~50% höher als die der Mantelsilikate.

Eine durchaus wichtige Frage ist, zu welchem Zeitpunkt die Kernbildung begonnen hat und wann sie im Wesentlichen abgeschlossen war. Dieses Zeitfenster lässt sich zumindest prinzipiell mittels Isotopenanalysen irdischer Gesteine bestimmen. Die Logik, die dahinter steckt, ist dabei Folgende: Es gibt Stoffe, die sind entweder siderophil (eisenliebend) oder nicht. Mehr siderophile Elemente, wie z.B. Blei (Pb), werden dem Eisen in den Kern folgen, d.h. im Mantel und in der Kruste eher weniger häufig vorkommen als erwartet (man spricht von einer auffälligen Verarmung an diesen Stoffen). Uran (U) ist dagegen ein lithophiles Element, welches sich im Mantel bzw. in der Kruste eher anreichert, d.h. hier häufiger vorkommen wird, als erwartet. Nach der Uran-Zerfallsreihe sind die Blei-Isotope 206Pb mit einer Halbwertszeit von 4,5 Ma und 207Pb mit einer Halbwertszeit von 0,7 Ma jeweils Tochterisotope des Urans. In dem man nun den Gehalt von irdischen Gesteinen an diesen Tochterisotopen mit denjenigen von undifferenzierten Meteoriten vergleicht, lässt sich über die relevanten Zerfallszeitskalen eine Aussage über den ungefähren Zeitpunkt der Kern-Mantel-Trennung ableiten. Noch detailliertere Angaben ergeben sich aus der Analyse von Wolfram 182W, welches ein Zerfallsprodukt des Hafnium-Isotops 182Hf darstellt, dessen Halbwertszeit 8,9 Ma beträgt. Das bedeutet, dass dieses Hafnium-Isotop quasi nach ~60 Ma nach dessen Entstehung wieder verschwunden ist, da es in diesem Zeitraum fast vollständig in stabiles Wismut 182W zerfällt. Wismut ist nun aber ein in der Tendenz mehr siderophiles Element, welches bevorzugt zusammen mit Eisen und Nickel während des Differentiationsprozesses in den Kern abwandert, während Hafnium als lithophiles Element mehr im silikatischen Mantel und in der Kruste verbleibt. Dieser Befund konnte an Eisen- und Steinmeteoriten getestet und bestätigt werden (Lee & Halliday, 1995). Findet man nun einen merklichen Überschuss von 182W in den Mantelgesteinen, dann bedeutet das, das zur Zeit der Kern-Mantel-Trennung noch 182Hf mit den Silikaten im Mantel verblieben ist und damit der Entmischungsvorgang irgendwann innerhalb der ersten 60 Ma der Erdgeschichte stattgefunden haben muss. Als wahrscheinlichster Wert ergibt sich aus der Hf/W-Chronometrie ein Zeitpunkt für die Kernbildung ein Erdalter von ~30 Ma (Jacobsen, 2005). In den meisten, auf derartige radiologische Befunde gegründete Modelle, fällt dieser Zeitpunkt mit dem Zeitpunkt des Mondimpaktes zusammen. Neuere Untersuchungen lassen jedoch diesen frühen Zeitpunkt eher wieder unrealistisch erscheinen. Ein Impaktzeitpunkt signifikant > 40 Ma kann deshalb nicht ausgeschlossen werden (Jacobson et al., 2014).

Auf jeden Fall war der Energieeintrag durch die Kollision der Protoerde mit einem marsgroßen Himmelskörper so groß, dass er – wie zuvor schon die „Eisenkatastrophe“ – alle biologisch relevanten, noch von den Planetesimalen eingetragenen präbiotischen Verbindungen effektiv zerstört hat. Auch in präbiotischer Hinsicht war danach die Erde bis zur Ausbildung einer festen Kruste völlig steril.

Ablauf des Mondimpaktes

Die Hypothese, dass der Mond bei der Kollision der Protoerde mit einem weiteren, etwa marsgroßen Himmelskörper entstanden ist, wirft erst einmal mehr Fragen auf, als sich auf die Schnelle ad hoc beantworten lassen. Wie groß war das Masseverhältnis der beiden Himmelskörper zum Zeitpunkt des Zusammenstoßes und wie groß ihre Relativgeschwindigkeit? War es eher ein „Streifschuß“ oder mehr ein zentraler Zusammenstoß? Wie viel von der Materie der beiden Körper gelangte in eine Umlaufbahn um die Urerde und wie konnte sich daraus überhaupt so etwas wie ein „Mond“ bilden – und wenn ja, wie lange hat dieser „Mondbildungsprozess dann gedauert? Veränderte der Zusammenstoß die Rotationsfrequenz der Erde und wie sah eigentlich die Drehimpulsbilanz vor und nach dem Zusammenstoß aus? Besteht der Mond mehr aus der Materie der Urerde oder mehr aus der Materie des „Stoßpartners“? Und mit solchen Fragen könnte man endlos fortfahren, je mehr Details man von diesem Vorgang verstehen möchte.

Die Methode der Wahl, will man von einfachen Plausibilitätsbetrachtungen einmal absehen, ist die mathematische Modellierung und Simulation dieses Ereignisses auf schnellen Computern. Die ersten diesbezüglichen Untersuchungen wurden von Willi Benz und Mitarbeiter bereits Mitte der 80ziger Jahre des vorigen Jahrhunderts durchgeführt (Benz, Slattery, & Cameron, 1986). Seitdem sind die entsprechenden Simulationsprogramme kontinuierlich erweitert und dem jeweiligen Forschungsstand (und natürlich der verfügbaren Computertechnik) angepasst worden. Ihr großer Vorteil ist jedoch auch zugleich ihr großer Nachteil: Man kann an diesen Modellen an sehr vielen „Schrauben“ (=Parameter) drehen, um zu sehen, was in der zeitlichen Entwicklung mit dem Modell alles so passiert. So lassen sich zwar die Parameterbereiche, z.B. in Bezug auf das Masseverhältnis der stoßenden Körper, dem Einschlagswinkel und der Einschlagsgeschwindigkeit etc., eingrenzen, denn das Ergebnis ist klar und lässt sich bekanntlich, wenn Wetter und Neumond mitspielen, jeden Abend am Himmel beobachten. Andererseits erschweren die vielen „Stellschrauben“ auch eine vernünftige Einschätzung der „Wirklichkeitsnähe“ eines Modells. Deshalb ist es nicht verwunderlich, dass letztendlich keines der gegenwärtigen Modelle in allen Punkten wirklich überzeugend ist. Es ist noch sehr viel Forschungsaufwand zu betreiben, um hier Abhilfe zu schaffen. Besonders die Modellierung der dynamischen Vorgänge, die in der die Erde umgebenden Materiescheibe den Mond formen ließen, sind eine große Herausforderung. Während z.B. eine „klassische“ Kollision eine dichte, quasi flüssige Materiescheibe erzeugt, führt ein Zusammenstoß mit hohem Drehimpuls eher zu einer Scheibe aus heißen Gesteinsdämpfen. Und zwischen diesen Extremen sind beliebige Zwischenstufen denkbar. Trotz dieser vielen noch ungelösten Probleme, die man nicht mal als „Detailproblemen“ abtun kann, ergibt sich trotzdem so etwas wie ein „großes Bild“, welches das Kollisions-Szenario im Wesentlichen plausibel und mit den meisten Beobachtungsdaten verträglich erscheinen lässt.

Im giant impactor model, wie die Theorie der Mondbildung aufgrund der Kollision der Urerde mit einem anderen vergleichbar großen Himmelskörper genannt wird, kollidiert ein ungefähr marsgroßer Himmelskörper, der den Namen „Theia“ erhalten hat , ziemlich schräg (30° – 35°) mit der Urerde (wir halten uns im Folgenden an das Szenario nach (Reufer, Meier, Benz, & Wieler, 2012), weil es die fast gleichen Sauerstoffisotopenverhältnisse in irdischer- und Mondmaterie am besten erklären kann, während „kanonische“ Modelle zu einem Erdmond führen, der zu einem überwiegenden Teil aus der Materie Theias besteht – „Lunar Paradox“). Das plausibelste Masseverhältnis zwischen Erde und Theia beträgt 9:1 bei einer Gesamtmasse von ~1,05 M(Erde). Weiterhin ist die Annahme, dass beide Himmelskörper bereits weitgehend ausdifferenziert waren, durchaus plausibel, da der Zusammenstoß ziemlich am Ende der Akkretionsphase im frühen Sonnensystem stattgefunden hat. Das Masseverhältnis des im Kern konzentrierten Eisens zum silikatischen Mantel sollte dann ungefähr 3:7 betragen haben. Mit diesen und weiteren Daten lassen sich Anfangsbedingungen konstruieren, deren Auswirkungen dann im Modell zu prüfen sind.

Die Dynamik des Stoßvorgangs wird sehr stark von der Geschwindigkeit, mit der beide Himmelskörper zusammenstoßen, bestimmt. Geht man von Geschwindigkeiten aus, die 20% bis 40% oberhalb der Entweichgeschwindigkeit (~11 km/s) liegen, dann zeigen die Simulationen, dass bei einem Einschlagswinkel um die 30° (hit – and - run – Szenario) das in den kosmischen Raum geschleuderte Mantelmaterial von Theia die damalige Entweichgeschwindigkeit übertroffen hat, während die auch herausgeschleuderte Mantelmaterie der Erde zum großen Teil in der Erdumlaufbahn verblieb. Das bedeutet, dass in diesem Szenario der Erdmond zu einem großen Teil aus dem Mantelmaterial der Protoerde und nur zu einem vergleichsweise kleinen Teil aus dem Mantelmaterial Theias gebildet wurde. Damit erhält man eine plausible und nachvollziehbare Lösung des Lunar Paradox. Vor kurzem (Herwartz, Pack, Friedrichs, & Bischoff, 2014) konnte übrigens im Mondgestein anhand aufwändiger Isotopenanalysen und Vergleiche mit Enstatit-Chondriten Spuren von Theia nachgewiesen werden, was dieses Szenario noch glaubhafter erscheinen lässt.

Der Zusammenstoß und die Vereinigung beider Himmelskörper hatten auch in anderer Hinsicht dramatische Folgen. Die beiden Eisenkerne vereinigten und die Mantelmaterie mischte sich, was das „siderophile Mysterium“ erklärt – den Fakt, dass die Mondmaterie als stark an Metallen verarmt erscheint. Die ehemals hohe Rotationsfrequenz der Erde (2 bis 3 Stunden) wurde nach Bildung des Mondes durch Resonanz- und Gezeiteneffekte schnell abgebaut mit dem Effekt, dass sich der Mond stetig von der Erde entfernte. Diese Drehimpulsumverteilung im Erde – Mond – Sonne – System (die heute noch anhält und bewirkt, dass sich der Tag pro Jahr um ~16 µs verlängert) kann man himmelsmechanisch sehr gut nachvollziehen (siehe z.B. (Ćuk & Stewart, 2012)).

Die „Reakkretion“ der Protoerde muss nach dem Impakt ziemlich schnell (in der Größenordnung von Tagen) erfolgt sein, wobei man sie sich im Ergebnis als einen abgeplatteten glutflüssigen Körper vorstellen muss, der zusammen mit einer sie umgebenden Materiescheibe in eine Art sich langsam zerstreuende Gashülle eingebettet war. Mit dem Gas gingen auch der größte Teil der volatilen Stoffe der Scheibenmaterie, aus der sich schließlich der Mond bildete, verloren. Das erklärt u.a. die auffällige Verarmung der Mondgesteine an hydratisierten Mineralien (oder ganz allgemein an Wasser) sowie anderen leicht flüchtigen Stoffen. Die Zeitskala für die Bildung des Mondes aus mehreren, sich in der Scheibe gebildeten Materieklumpen, die bei Zusammenstößen verschmolzen, dürfte in der Größenordnung von einigen Monaten bis zu 10 Jahren gelegen haben. Am Ende stand der Erdmond, dessen Oberfläche sich durch die anhaltenden Akkretionsprozesse auch zu einem Magmaozean wandelte und der sich aus seiner erdnahen Position (sie betrug nur einige wenige Erddurchmesser) langsam entfernte. Dieser Abwanderungsprozess, der auch heute noch anhält, ergibt sich aus einer durch Resonanz- und Gezeitenkräfte bedingten Drehimpulsumverteilung mit dem Effekt, dass die Tageslänge der Erde im Laufe der Zeit kontinuierlich zunahm (vor 500 Millionen Jahre lag sie bei ~21 Stunden) und sich der Mond in Richtung eines tidal lock – Zustands (den er mittlerweile längst erreicht hat) entwickelte.

Frühzeit des Mondes

An dieser Stelle lohnt es sich einmal kurz auf die Frühgeschichte des Mondes einzugehen, die sich ja im Gegensatz zu der der Erde doch recht gut in den Mondgesteinen und den Oberflächenformationen erhalten hat. Während der Akkretion – besonders als der entstehende Mond schon eine gewisse, gravitativ wirksame Größe erreicht hatte – kam es aufgrund des Aufschlagens großer Mengen von Gesteinstrümmern zu einer starken Erhitzung seiner Oberfläche auf Temperaturen, die zum Schmelzen des Gesteins bis in mehrere 100 km Tiefe führten. Auf diese Weise bildete sich um den vergleichsweise kühlen Mondkern ein „Ozean“ aus flüssigem Magma. Abschätzungen gehen davon aus, dass er eine Tiefe von bis zu 400 km erreichte. Da er sowohl von „unten“ als auch durch Abstrahlung in den Weltraum von „außen“ gekühlt wurde, erstarrte er recht schnell. Auf seiner Oberfläche sammelten sich die spezifisch leichteren, feldspatreichen Gesteinsbestandteile an (z.B. in Form der hellen Anorthosite der primären Mondkruste), während die schwereren Minerale wie Olivin und Pyroxen im Mantel verbleiben. Zwischen diesen beiden Schichten wurden die sogenannten „inkompatiblen“ Elemente (Kalium, seltene Erdmetalle (rare earth elements), Phosphor etc.) eingeschlossen und bildeten einen Bereich, den man deshalb als „KREEP“ bezeichnet.

Etwa 200 Millionen Jahre nach dem Impakt dürfte dieser Ozean aus flüssigem Gestein bereits wieder völlig erstarrt gewesen sein. Unterhalb dieser erstarrten und isolierenden Lithosphäre führte der Zerfall von radioaktiven Elementen jedoch wieder zu einer Temperaturerhöhung bis auf Werte, wo das Gestein infolge einer partiellen Aufschmelzung eine Konsistenz annahm, bei der ein Teil der schwereren Bestandteile in den kleinen, nun heißen Kern abwandern konnte. Die dabei frei werdende potentielle Gravitationsenergie hat das Mondinnere wieder aufgeheizt, was den Differentiationsprozess beschleunigte. Zu dieser Zeit wälzten riesige Konvektionsströme das gesamte Material oberhalb des Kerns mehrfach um. Wegen der mächtigen isolierenden Lithosphäre kühlt jedoch das Innere des Mondes im Vergleich zu einem gleichgroßen Himmelskörper mit einer dünnen Kruste nur recht langsam aus. Die nunmehr einzige effektive Wärmequelle – der radioaktive Zerfall – reichte irgendwann nicht mehr, um einen globalen Massetransport im Mondinneren aufrecht zu erhalten. Die Konvektion verlangsamte sich und nahm dadurch immer mehr lokalen Charakter an. Noch heute gibt es wahrscheinlich im Bereich des unteren Mondmantels Gebiete, in der das Material mit einer Geschwindigkeit von ca. einem halben Meter pro Jahrhundert fließen kann. Oberhalb dieser Zone erwartet man dagegen Bereiche mit Temperaturanomalien, in denen sich im Gestein Spannungen ausbilden können, die durch Tiefbeben abgebaut werden.

Von Bedeutung für die endogen bedingte Oberflächenmorphologie des Mondes ist lediglich der sogenannte Mare-Vulkanismus, der sich, beginnend vor 3.8 Ga, ungefähr über eine Milliarde Jahre erstreckt hat. Darunter versteht man das Auffüllen von zuvor entstandenen großen Impaktbecken durch eindringende Mantelschmelzen, die den Kraterboden überfluteten. Die sehr dünnflüssigen Laven dieser sogenannten Flutbasalte sind durch Risse und Spalten, die sich bei der gewaltsamen Entstehung der Bassins gebildet haben, aufgestiegen und haben die schüsselförmigen Vertiefungen bis zu einer Mächtigkeit von einigen Kilometern aufgefüllt. Manche der einzelnen Becken haben sich sogar zu größeren Mare-Gebieten vereinigt. So bildet das Mare Tranquillitatis zusammen mit dem Mare Nectaris, dem Mare Fecunditatis und dem Mare Imbrium eine geschlossene Flutbasaltfläche. Das es auf der Mondrückseite keine größeren Mare gibt, hängt mit hoher Wahrscheinlichkeit damit zusammen, dass dort die Mondkruste um einiges mächtiger ist.

Astrobiologische Bedeutung des Mondes

Mikrobielles Leben wäre auf der Erde wahrscheinlich auch ohne einen großen Mond entstanden und hätte die Zeiten überlebt . Für das sogenannte „höhere“ Leben (wie es sich ab dem Kambrium vor ca. 540 Ma entwickelte) gibt es gute Gründe zu behaupten, dass dessen Entstehung ohne einen großen Erdmond nur schwer vorstellbar ist (insbesondere Landleben, welches in Form erster Pflanzen und Pilze im Ordovizium küstennahe Bereiche zu besiedeln begann). Denn der Mond nimmt in mehrfacher Hinsicht auf das System Erde mit Auswirkungen auf die Biosphäre Einfluss:

Stabilisierung der Erdachse – Existenz und Konstanz der Jahreszeiten, Langzeitstabiliät des Klimas in gewissen Grenzen (insbesondere keine kurzfristigen, evolutionär nicht mehr zu beherrschenden Klimaänderungen)
Gezeiten und Abbremsen der Erdrotation – stetige Erhöhung der Tageslänge von wenigen Stunden zur Zeit der Protoerde auf heute 24 Stunden durch Drehimpulsumverteilung im Erde-Mond-System (im Devon, d.h. vor ~400 Ma, hatte das Jahr noch 400 Tage)
Plattentektonik – einige Geowissenschaftler haben die Vermutung geäußert, dass der Mondimpakt ursächlich für die spätere Entstehung der Plattentektonik gewesen ist. Ohne Plattentektonik wäre aber die Erde überwiegend ein Wasserplanet ohne größere Landmassen.

Alle Gesteinsplaneten des Sonnendsystems zeigen in Bezug auf die Raumlage ihrer Rotationsachsen ein mehr oder weniger starkes chaotisches Verhalten (Laskar & Robutel, 1993). Nur bei der Erde erfolgt eine Stabilisierung durch die Existenz des Mondes. Nur ihm ist es zu verdanken, dass in der jüngsten Erdgeschichte die Neigung der Rotationsachse zur Bahnebene lediglich 1° bis 2° um den Mittelwert von 23° schwankte. Andernfalls führt jede plötzliche Änderung um einen größeren Wert zu einem genauso plötzlichen Umbau des Klimasystems mit allen damit verbundenen negativen Auswirkungen auf die Lebewelt (Stichwort: Massenextinktionen).

Ohne Mond hätte ohne Zweifel die Entwicklung der Erde in geologischer, klimatologischer und biologischer Hinsicht ganz andere Bahnen genommen und es wäre vielleicht niemals Leben bzw. „höheres Leben“ entstanden. Der Mond ist nicht nur schön anzuschauen, er ist für unsere Existenz notwendig.

Planet Erde - Die Stunde Null (Teil 1)
Planet Erde - Die Stunde Null (Teil 2)
Planet Erde - Die Stunde Null (Teil 3)