Planetenkern -Planetary core
Ein Planetenkern besteht aus den innersten Schichten eines Planeten . Kerne können vollständig fest oder vollständig flüssig sein oder eine Mischung aus festen und flüssigen Schichten, wie es bei der Erde der Fall ist. Im Sonnensystem reichen Kerngrößen von etwa 20 % (der Mond ) bis 85 % des Radius eines Planeten ( Merkur ).
Gasriesen haben auch Kerne, deren Zusammensetzung jedoch noch immer umstritten ist und in der möglichen Zusammensetzung von traditionell steinig/Eisen über Eis bis hin zu flüssigem metallischem Wasserstoff reicht . Gasriesenkerne sind proportional viel kleiner als die von terrestrischen Planeten, obwohl sie dennoch erheblich größer sein können als die der Erde; Jupiter ist 10- bis 30-mal schwerer als die Erde, und der Exoplanet HD149026 b hat möglicherweise einen Kern mit der 100-fachen Masse der Erde.
Planetenkerne sind schwer zu untersuchen, da sie mit Bohrern nicht zu erreichen sind und es fast keine Proben gibt, die definitiv aus dem Kern stammen. Daher werden sie mit indirekten Techniken wie Seismologie, Mineralphysik und Planetendynamik untersucht.
Entdeckung
Erdkern
Im Jahr 1797 berechnete Henry Cavendish die durchschnittliche Dichte der Erde auf das 5,48-fache der Dichte von Wasser (später auf 5,53 verfeinert), was zu der allgemein akzeptierten Annahme führte, dass die Erde in ihrem Inneren viel dichter war. Nach der Entdeckung von Eisenmeteoriten postulierte Wiechert 1898, dass die Erde eine ähnliche Massenzusammensetzung wie Eisenmeteoriten hatte, aber das Eisen sich im Erdinneren abgesetzt hatte, und stellte dies später dar, indem er die Massendichte der Erde mit dem Fehlenden integrierte Eisen und Nickel als Kern. Die erste Entdeckung des Erdkerns erfolgte 1906 durch Richard Dixon Oldham nach der Entdeckung der P-Wellen- Schattenzone; der flüssige äußere Kern. Bis 1936 hatten Seismologen die Größe des gesamten Kerns sowie die Grenze zwischen dem flüssigen äußeren Kern und dem festen inneren Kern bestimmt.
Kern des Mondes
Die innere Struktur des Mondes wurde 1974 anhand seismischer Daten charakterisiert, die bei den Apollo-Missionen von Mondbeben gesammelt wurden . Der Kern des Mondes hat einen Radius von 300 km. Der Eisenkern des Mondes hat eine flüssige äußere Schicht, die 60 % des Volumens des Kerns ausmacht, mit einem festen inneren Kern.
Kerne der Gesteinsplaneten
Die Kerne der Gesteinsplaneten wurden zunächst durch die Analyse von Daten von Raumfahrzeugen wie Mariner 10 der NASA charakterisiert, die an Merkur und Venus vorbeiflogen, um ihre Oberflächeneigenschaften zu beobachten. Die Kerne anderer Planeten können nicht mit Seismometern auf ihrer Oberfläche gemessen werden, sondern müssen auf der Grundlage von Berechnungen aus diesen Vorbeiflugbeobachtungen abgeleitet werden. Masse und Größe können eine Berechnung erster Ordnung der Komponenten liefern, aus denen das Innere eines Planetenkörpers besteht. Die Struktur von Gesteinsplaneten wird durch die durchschnittliche Dichte eines Planeten und sein Trägheitsmoment eingeschränkt . Das Trägheitsmoment für einen differenzierten Planeten ist kleiner als 0,4, weil die Dichte des Planeten im Zentrum konzentriert ist. Merkur hat ein Trägheitsmoment von 0,346, was auf einen Kern hindeutet. Energieerhaltungsberechnungen sowie Magnetfeldmessungen können auch die Zusammensetzung einschränken, und die Oberflächengeologie der Planeten kann die Differenzierung des Körpers seit seiner Akkretion charakterisieren. Die Kerne von Merkur, Venus und Mars haben etwa 75 %, 50 % bzw. 40 % ihres Radius.
Formation
Akkretion
Planetensysteme bilden sich aus abgeflachten Staub- und Gasscheiben, die sich schnell (innerhalb von Tausenden von Jahren) zu Planetesimalen mit einem Durchmesser von etwa 10 km ansammeln . Von hier aus übernimmt die Schwerkraft die Produktion von planetarischen Embryonen in der Größe von Mond bis Mars (10 5 – 10 6 Jahre) und diese entwickeln sich über weitere 10–100 Millionen Jahre zu planetaren Körpern.
Jupiter und Saturn bildeten sich höchstwahrscheinlich um zuvor existierende felsige und/oder eisige Körper herum und verwandelten diese früheren Urplaneten in Gasriesenkerne. Dies ist das planetare Kernakkretionsmodell der Planetenentstehung.
Differenzierung
Die planetarische Differenzierung wird allgemein als die Entwicklung von einer Sache zu vielen Dingen definiert; homogener Körper in mehrere heterogene Komponenten. Das Isotopensystem Hafnium-182 / Wolfram-182 hat eine Halbwertszeit von 9 Millionen Jahren und wird nach 45 Millionen Jahren als erloschenes System angesehen. Hafnium ist ein lithophiles Element und Wolfram ist ein siderophiles Element . Wenn also eine Metallsegregation (zwischen dem Erdkern und dem Erdmantel) in weniger als 45 Millionen Jahren auftrat, entwickeln Silikatreservoirs positive Hf/W-Anomalien und Metallreservoirs erhalten negative Anomalien im Vergleich zu undifferenziertem Chondritmaterial . Die beobachteten Hf/W-Verhältnisse in Eisenmeteoriten begrenzen die Metallabsonderung auf weniger als 5 Millionen Jahre, das Hf/W-Verhältnis des Erdmantels legt fest, dass sich der Erdkern innerhalb von 25 Millionen Jahren abgesondert hat. Mehrere Faktoren steuern die Segregation eines Metallkerns, einschließlich der Kristallisation von Perowskit . Die Kristallisation von Perowskit in einem frühen Magmaozean ist ein Oxidationsprozess und kann die Produktion und Extraktion von Eisenmetall aus einer ursprünglichen Silikatschmelze vorantreiben.
Kernverschmelzung und Auswirkungen
Stöße zwischen planetengroßen Körpern im frühen Sonnensystem sind wichtige Aspekte bei der Bildung und dem Wachstum von Planeten und Planetenkernen.
Erde-Mond-System
Die Rieseneinschlagshypothese besagt, dass ein Einschlag zwischen einem theoretischen marsgroßen Planeten Theia und der frühen Erde die moderne Erde und den Mond formte. Während dieses Aufpralls wurde der Großteil des Eisens von Theia und der Erde in den Erdkern eingebaut.
Mars
Die Kernverschmelzung zwischen dem Proto-Mars und einem anderen differenzierten Planetoiden könnte so schnell wie 1000 Jahre oder so langsam wie 300.000 Jahre gewesen sein (abhängig von der Viskosität beider Kerne).
Chemie
Bestimmung der Primärzusammensetzung – Erde
Unter Verwendung des chondritischen Referenzmodells und der Kombination bekannter Zusammensetzungen der Kruste und des Mantels kann die unbekannte Komponente, die Zusammensetzung des inneren und äußeren Kerns, bestimmt werden: 85 % Fe, 5 % Ni, 0,9 % Cr, 0,25 % Co und alle andere Refraktärmetalle in sehr geringer Konzentration. Dies hinterlässt im Erdkern ein Gewichtsdefizit von 5–10 % für den äußeren Kern und ein Gewichtsdefizit von 4–5 % für den inneren Kern; die leichteren Elementen zugeschrieben werden, die kosmisch reichlich vorhanden sein sollten und eisenlöslich sind; H, O, C, S, P und Si. Der Erdkern enthält die Hälfte des Vanadiums und Chroms der Erde und kann beträchtliches Niob und Tantal enthalten . Der Erdkern ist an Germanium und Gallium verarmt .
Komponenten des Gewichtsdefizits – Erde
Schwefel ist stark siderophil und nur mäßig flüchtig und in der Silikaterde abgereichert; kann somit 1,9 Gew.-% des Erdkerns ausmachen. Durch ähnliche Argumente kann Phosphor bis zu 0,2 Gew.-% vorhanden sein. Wasserstoff und Kohlenstoff sind jedoch sehr flüchtig und wären daher während der frühen Akkretion verloren gegangen und können daher nur jeweils 0,1 bis 0,2 Gew.-% ausmachen. Silizium und Sauerstoff machen also das verbleibende Massendefizit des Erdkerns aus; obwohl die Häufigkeit von jedem immer noch Gegenstand von Kontroversen ist, die sich hauptsächlich um den Druck und den Oxidationszustand des Erdkerns während seiner Entstehung drehen. Es gibt keine geochemischen Beweise für radioaktive Elemente im Erdkern. Trotzdem haben experimentelle Beweise ergeben, dass Kalium bei den Temperaturen, die mit der Kernbildung verbunden sind, stark siderophil ist, daher gibt es Potenzial für Kalium in Planetenkernen von Planeten und daher auch für Kalium-40 .
Isotopenzusammensetzung – Erde
Die Isotopenverhältnisse von Hafnium / Wolfram (Hf/W) zeigen im Vergleich zu einem chondritischen Referenzrahmen eine deutliche Anreicherung in der Silikaterde, was auf eine Erschöpfung im Erdkern hinweist. Eisenmeteoriten, von denen angenommen wird, dass sie aus sehr frühen Kernfraktionierungsprozessen stammen, sind ebenfalls erschöpft. Die Isotopenverhältnisse von Niob / Tantal (Nb/Ta) zeigen im Vergleich zu einem chondritischen Referenzrahmen eine leichte Verarmung in der Massensilikaterde und dem Mond.
Pallasit-Meteoriten
Es wird angenommen, dass sich Pallasite an der Kern-Mantel-Grenze eines frühen Planetesimals bilden, obwohl eine neuere Hypothese darauf hindeutet, dass es sich um durch Einschläge erzeugte Mischungen aus Kern- und Mantelmaterialien handelt.
Dynamik
Dynamo
Die Dynamo-Theorie ist ein vorgeschlagener Mechanismus, um zu erklären, wie Himmelskörper wie die Erde Magnetfelder erzeugen. Das Vorhandensein oder Fehlen eines Magnetfelds kann dazu beitragen, die Dynamik eines Planetenkerns einzuschränken. Siehe Magnetfeld der Erde für weitere Details. Ein Dynamo benötigt als Antriebskraft eine Quelle für thermischen und/oder kompositorischen Auftrieb. Thermischer Auftrieb von einem Kühlkern allein kann nicht die notwendige Konvektion antreiben, wie durch die Modellierung angegeben, daher ist Auftrieb der Zusammensetzung (aus Phasenänderungen ) erforderlich. Auf der Erde entsteht der Auftrieb durch Kristallisation des inneren Kerns (was temperaturbedingt auftreten kann). Beispiele für kompositorischen Auftrieb sind die Abscheidung von Eisenlegierungen auf dem inneren Kern und die Unmischbarkeit mit Flüssigkeiten, die die Konvektion in Abhängigkeit von Umgebungstemperaturen und -drücken, die mit dem Wirtskörper verbunden sind, sowohl positiv als auch negativ beeinflussen können. Andere Himmelskörper, die Magnetfelder aufweisen, sind Merkur, Jupiter, Ganymed und Saturn.
Kernwärmequelle
Ein Planetenkern dient als Wärmequelle für die äußeren Schichten eines Planeten. In der Erde beträgt der Wärmefluss über die Kern-Mantel-Grenze 12 Terawatt. Dieser Wert errechnet sich aus einer Vielzahl von Faktoren: säkulare Abkühlung, Differenzierung leichter Elemente, Coriolis-Kräfte , radioaktiver Zerfall und latente Kristallisationswärme. Alle Planetenkörper haben einen Urwärmewert oder die Energiemenge aus Akkretion. Das Abkühlen von dieser Anfangstemperatur wird als säkulare Abkühlung bezeichnet, und in der Erde überträgt die säkulare Abkühlung des Kerns Wärme in einen isolierenden Silikatmantel . Wenn der innere Kern wächst, trägt die latente Kristallisationswärme zum Wärmefluss in den Mantel bei.
Stabilität und Instabilität
Kleine Planetenkerne können eine katastrophale Energiefreisetzung erfahren, die mit Phasenänderungen in ihren Kernen verbunden ist. Ramsey (1950) stellte fest, dass die durch einen solchen Phasenwechsel freigesetzte Gesamtenergie in der Größenordnung von 10 29 Joule liegen würde; entspricht der gesamten Energiefreisetzung aufgrund von Erdbeben während der geologischen Zeit . Ein solches Ereignis könnte den Asteroidengürtel erklären . Solche Phasenänderungen würden nur bei bestimmten Masse-zu-Volumen-Verhältnissen auftreten, und ein Beispiel für eine solche Phasenänderung wäre die schnelle Bildung oder Auflösung einer festen Kernkomponente.
Trends im Sonnensystem
Innere Gesteinsplaneten
Alle felsigen inneren Planeten sowie der Mond haben einen eisendominierten Kern. Venus und Mars haben ein zusätzliches Hauptelement im Kern. Es wird angenommen, dass der Kern der Venus ähnlich wie bei der Erde aus Eisen-Nickel besteht. Auf der anderen Seite wird angenommen, dass der Mars einen Eisen-Schwefel-Kern hat und in eine äußere flüssige Schicht um einen inneren festen Kern herum getrennt ist. Wenn der Umlaufradius eines Gesteinsplaneten zunimmt, nimmt die Größe des Kerns im Verhältnis zum Gesamtradius des Planeten ab. Es wird angenommen, dass dies daran liegt, dass die Differenzierung des Kerns direkt mit der Anfangswärme eines Körpers zusammenhängt, sodass der Kern von Merkur relativ groß und aktiv ist. Venus und Mars sowie der Mond haben keine Magnetfelder. Dies könnte auf das Fehlen einer konvektiven Flüssigkeitsschicht zurückzuführen sein, die mit einem festen inneren Kern interagiert, da der Kern der Venus nicht geschichtet ist. Obwohl der Mars eine flüssige und eine feste Schicht hat, scheinen sie nicht auf die gleiche Weise zu interagieren, wie die flüssigen und festen Komponenten der Erde interagieren, um einen Dynamo zu erzeugen.
Äußere Gas- und Eisriesen
Das derzeitige Verständnis der äußeren Planeten im Sonnensystem, der Eis- und Gasriesen, theoretisiert kleine Gesteinskerne, die von einer Eisschicht umgeben sind, und in Jupiter- und Saturn-Modellen wird eine große Region mit flüssigem metallischem Wasserstoff und Helium vorgeschlagen. Die Eigenschaften dieser metallischen Wasserstoffschichten sind ein großer Streitpunkt, da sie aufgrund der erforderlichen hohen Drücke in Laborumgebungen nur schwer herzustellen sind. Jupiter und Saturn scheinen viel mehr Energie freizusetzen, als sie nur von der Sonne abstrahlen sollten, was der Wärme zugeschrieben wird, die von der Wasserstoff- und Heliumschicht freigesetzt wird. Uranus scheint keine signifikante Wärmequelle zu haben, aber Neptun hat eine Wärmequelle, die einer „heißen“ Formation zugeschrieben wird.
Beobachtete Typen
Das Folgende fasst bekannte Informationen über die Planetenkerne bestimmter nicht-stellarer Körper zusammen.
Innerhalb des Sonnensystems
Quecksilber
Merkur hat ein beobachtetes Magnetfeld, von dem angenommen wird, dass es in seinem metallischen Kern erzeugt wird. Der Kern von Merkur nimmt 85 % des Planetenradius ein und ist damit der größte Kern im Verhältnis zur Größe des Planeten im Sonnensystem. dies weist darauf hin, dass ein Großteil der Merkuroberfläche schon früh in der Geschichte des Sonnensystems verloren gegangen sein könnte. Quecksilber hat eine feste Silikatkruste und einen Mantel, die über einer festen äußeren Kernschicht aus Eisensulfid liegen, gefolgt von einer tieferen flüssigen Kernschicht und dann einem möglichen festen inneren Kern, der eine dritte Schicht bildet.
Venus
Die Zusammensetzung des Kerns der Venus variiert je nach Modell, das zu seiner Berechnung verwendet wurde, erheblich, daher sind Einschränkungen erforderlich.
| Element | Chondritisches Modell | Gleichgewichts-Kondensationsmodell | Pyrolitisches Modell |
|---|---|---|---|
| Eisen | 88,6 % | 94,4 % | 78,7 % |
| Nickel | 5,5 % | 5,6 % | 6,6 % |
| Kobalt | 0,26 % | Unbekannt | Unbekannt |
| Schwefel | 5,1 % | 0% | 4,9 % |
| Sauerstoff | 0% | Unbekannt | 9,8 % |
Mond
Die Existenz eines Mondkerns wird immer noch diskutiert; Wenn es jedoch einen Kern hätte, hätte es sich 45 Millionen Jahre nach dem Beginn des Sonnensystems synchron mit dem eigenen Kern der Erde gebildet, basierend auf Hafnium-Wolfram-Beweisen und der Rieseneinschlagshypothese . Ein solcher Kern könnte schon früh in seiner Geschichte einen geomagnetischen Dynamo beherbergt haben.
Erde
Die Erde hat ein beobachtetes Magnetfeld, das in ihrem metallischen Kern erzeugt wird. Die Erde hat ein Massendefizit von 5–10 % für den gesamten Kern und ein Dichtedefizit von 4–5 % für den inneren Kern. Der Fe/Ni-Wert des Kerns wird durch chondritische Meteoriten gut eingeschränkt. Schwefel, Kohlenstoff und Phosphor machen nur etwa 2,5 % des Gewichtsdefizits der leichten Elemente aus. Es gibt keine geochemischen Beweise dafür, dass radioaktive Elemente im Kern enthalten sind. Experimentelle Beweise haben jedoch ergeben, dass Kalium stark siderophil ist, wenn es um Temperaturen geht, die mit der Kernakkretion verbunden sind, und daher könnte Kalium-40 eine wichtige Wärmequelle gewesen sein, die zum Dynamo der frühen Erde beigetragen hat, wenn auch in geringerem Maße als bei schwefelreichen Mars. Der Kern enthält die Hälfte des Vanadiums und Chroms der Erde und kann beträchtliches Niob und Tantal enthalten. Der Kern ist an Germanium und Gallium abgereichert. Kern-Mantel-Differenzierung fand innerhalb der ersten 30 Millionen Jahre der Erdgeschichte statt. Der Zeitpunkt der Kristallisation des inneren Kerns ist noch weitgehend ungelöst.
Mars
Der Mars beherbergte möglicherweise in der Vergangenheit ein kernerzeugtes Magnetfeld. Der Dynamo hörte innerhalb von 0,5 Milliarden Jahren nach der Entstehung des Planeten auf. Hf/W-Isotope, die vom Marsmeteoriten Zagami stammen , weisen auf schnelle Akkretion und Kerndifferenzierung des Mars hin; dh weniger als 10 Millionen Jahre. Kalium-40 könnte eine wichtige Wärmequelle gewesen sein, die den frühen Mars-Dynamo antreibt.
Die Kernverschmelzung zwischen Proto-Mars und einem anderen differenzierten Planetoiden könnte so schnell wie 1000 Jahre oder so langsam wie 300.000 Jahre gewesen sein (abhängig von der Viskosität von Kern und Mantel). Eine Aufprallerhitzung des Marskerns hätte zu einer Schichtung des Kerns geführt und den Marsdynamo für eine Dauer zwischen 150 und 200 Millionen Jahren getötet. Modellierung von Williams, et al. 2004 legt nahe, dass der Marskern anfangs um 150 K heißer war als der Mantel (in Übereinstimmung mit der Differenzierungsgeschichte des Planeten sowie der Aufprallhypothese) und mit einem flüssigen Kernkalium, damit der Mars einen funktionierenden Dynamo hatte -40 hätte die Möglichkeit gehabt, sich in den Kern einzuteilen und eine zusätzliche Wärmequelle bereitzustellen. Das Modell kommt ferner zu dem Schluss, dass der Kern des Mars vollständig flüssig ist, da die latente Kristallisationswärme einen länger anhaltenden (länger als eine Milliarde Jahre) Dynamo angetrieben hätte. Wenn der Kern des Mars flüssig ist, würde die Untergrenze für Schwefel fünf Gewichtsprozent betragen.
Ganymed
Ganymed hat ein beobachtetes Magnetfeld, das in seinem metallischen Kern erzeugt wird.
Jupiter
Jupiter hat ein beobachtetes Magnetfeld, das in seinem Kern erzeugt wird, was darauf hindeutet, dass eine metallische Substanz vorhanden ist. Sein Magnetfeld ist nach dem der Sonne das stärkste im Sonnensystem.
Jupiter hat einen Gesteins- und/oder Eiskern mit der 10- bis 30-fachen Masse der Erde, und dieser Kern ist wahrscheinlich in der darüber liegenden Gashülle löslich und daher ursprünglich in seiner Zusammensetzung. Da der Kern noch existiert, muss sich die äußere Hülle ursprünglich auf einen vorher existierenden Planetenkern angelagert haben. Thermische Kontraktions-/Evolutionsmodelle unterstützen das Vorhandensein von metallischem Wasserstoff im Kern in großen Mengen (größer als Saturn).
Saturn
Saturn hat ein beobachtetes Magnetfeld, das in seinem metallischen Kern erzeugt wird . Metallischer Wasserstoff ist im Kern vorhanden (in geringeren Mengen als Jupiter). Saturn hat einen Gesteins- und/oder Eiskern mit der 10- bis 30-fachen Masse der Erde, und dieser Kern ist wahrscheinlich in der darüber liegenden Gashülle löslich und daher von ursprünglicher Zusammensetzung. Da der Kern noch existiert, muss sich die Hülle ursprünglich auf vorher existierende Planetenkerne angesammelt haben. Thermische Kontraktions-/Evolutionsmodelle unterstützen das Vorhandensein von metallischem Wasserstoff im Kern in großen Mengen (aber immer noch weniger als Jupiter).
Überbleibsel von Planetenkernen
Missionen zu Körpern im Asteroidengürtel werden mehr Einblick in die Bildung von Planetenkernen geben. Früher war bekannt, dass Kollisionen im Sonnensystem vollständig verschmolzen, aber neuere Arbeiten zu planetaren Körpern argumentieren, dass die äußeren Schichten der Überreste von Kollisionen abgestreift werden, wodurch ein Körper zurückbleibt, der schließlich zu einem planetarischen Kern werden würde. Die Psyche-Mission mit dem Titel „Journey to a Metal World“ zielt darauf ab, einen Körper zu untersuchen , der möglicherweise ein verbleibender planetarer Kern sein könnte.
Extrasolar
Da das Gebiet der Exoplaneten wächst, da neue Techniken die Entdeckung beider unterschiedlicher Exoplaneten ermöglichen, werden die Kerne von Exoplaneten modelliert. Diese hängen von der anfänglichen Zusammensetzung der Exoplaneten ab, was aus den Absorptionsspektren einzelner Exoplaneten in Kombination mit den Emissionsspektren ihres Sterns abgeleitet wird.
Chthonische Planeten
Ein chthonischer Planet entsteht, wenn einem Gasriesen seine äußere Atmosphäre von seinem Mutterstern abgestreift wird, wahrscheinlich aufgrund der Einwanderung des Planeten. Von der Begegnung bleibt nur der ursprüngliche Kern.
Planeten, die aus Sternkernen und Diamantplaneten stammen
Neben der Entstehung eines Millisekunden-Pulsars entstehen Kohlenstoffplaneten , früher Sterne . Der erste entdeckte Planet dieser Art hatte die 18-fache Dichte von Wasser und die fünffache Größe der Erde. Daher kann der Planet nicht gasförmig sein und muss aus schwereren Elementen bestehen, die auch kosmisch reichlich vorhanden sind, wie Kohlenstoff und Sauerstoff; was es wahrscheinlich kristallin wie einen Diamanten macht.
PSR J1719-1438 ist ein 5,7-Millisekunden-Pulsar, der einen Begleiter mit einer ähnlichen Masse wie Jupiter, aber einer Dichte von 23 g/cm 3 aufweist, was darauf hindeutet, dass der Begleiter ein weißer Kohlenstoffzwerg mit extrem geringer Masse ist , wahrscheinlich der Kern eines alten Sterns.
Heiße Eisplaneten
Exoplaneten mit mäßiger Dichte (dichter als Jupiterplaneten, aber weniger dicht als terrestrische Planeten) legen nahe, dass solche Planeten wie GJ1214b und GJ436 hauptsächlich aus Wasser bestehen. Der innere Druck solcher Wasserwelten würde dazu führen , dass sich an der Oberfläche und in ihren Kernen exotische Wasserphasen bilden .