Erdkern

aus Wikipedia, der freien Enzyklopädie
(Weitergeleitet von Äußerer Erdkern)
Wechseln zu: Navigation, Suche

Der Erdkern ist der metallische, zentrale Teil der Erde. Sein Durchmesser von 6942 km ist mehr als halb so groß wie der des ganzen Planeten. Obwohl der Erdkern nur ein Sechstel des Erdvolumens ausmacht, trägt er aufgrund seiner hohen Dichte mit rund einem Drittel zur gesamten Erdmasse bei. Auswertungen von Erdbebenwellen ergaben, dass der Erdkern aus einem flüssigen äußeren Erdkern und einem festen inneren Erdkern besteht.[1] Im äußeren Kern entsteht das Erdmagnetfeld.

Schalenaufbau des Erdinneren
Erdkruste Oberer Erdmantel Erdmantel Äußerer Erdkern Erdkern
Tiefenangaben

Geschichte[Bearbeiten]

Bereits 1906 vermutete der britische Geologe Richard Dixon Oldham anhand seiner Auswertungen von Laufzeitunterschieden bei P-Wellen und S-Wellen, ausgelöst von einem Erdbeben, dass die Erde einen Kern besitzt, und nahm an, dass die Kern-Mantel-Grenze von der Erdoberfläche aus gesehen etwa bei Faktor 0,4 des Erdradius liegt, also in etwa 2500–2600 km Tiefe.[2][3] 1914 berechnete der deutsche Geophysiker Beno Gutenberg die Kern-Mantel-Grenze in 2900 km Tiefe. Der britische Mathematiker und Geophysiker Harold Jeffreys bestätigte 1939 in seinen Berechnungen die Grenze bei 2898 ±3 km. Heute weiß man, dass die Kern-Mantel-Grenze differiert und im Mittel bei 2900 km Tiefe anzusiedeln ist.[2]

Die dänische Seismologin Inge Lehmann fand bereits 1936 die Grenze zwischen innerem und äußerem Kern als Diskontinuität der Ausbreitungsgeschwindigkeit – das Muster der P-Wellen wies auf eine starke Ablenkung an dieser Grenzfläche hin.[4]

Aufbau und Eigenschaften[Bearbeiten]

Der Erdkern besitzt bei einem Volumenanteil von 16,2 % (17,548 · 1010 km3) an dem Gesamtvolumen der Erde einen Massenanteil von 32,4 % (1,9354 · 1024 kg) an der gesamten Erdmasse.[5]

Der Erdkern ist nicht homogen aufgebaut. An der Kern-Mantel-Grenze verlangsamen sich die seismischen P-Wellen eines Erdbebens von 13,7 auf 8,1 km/s und die Geschwindigkeit der S-Wellen reduziert sich von 7,3 km/s auf 0. Dies lässt den Rückschluss zu, dass der äußere Kern flüssig sein muss, da sich S-Wellen in Flüssigkeiten nicht fortbewegen können. Da die Geschwindigkeit der P-Wellen im inneren Kern allerdings wieder zunehmen, nimmt man an, dass der innere Kern fester Natur ist.[4]

Tiefe Volumen- verteilung Massen- verteilung Mittlere Dichte
Erdkruste 0–5 km variiert bis max. 90 km 0,8 % 0,4 % 2,8 g/cm3
Erdmantel 5/90–2900 km 83,0 % 67,2 % 4,5 g/cm3
Erdkern 2.900–6.371 km 16,2 % 32,4 % 11,0 g/cm3

[6]

Innerer Erdkern[Bearbeiten]

Der innere Erdkern beginnt ab einer Tiefe von 5150 km und reicht bis zum Erdmittelpunkt. Trotz der sehr hohen Temperaturen im inneren Kern, die an der äußeren Grenze bei 5957 °C (±500 °C) liegen,[7] besteht dieser Teil des Erdkerns vorwiegend aus festem Eisen und geringeren Anteilen von Nickel. Es wird angenommen, dass sich die Eisen-Nickel-Legierung im inneren Kern zu 80 % aus Eisen und zu 20 % aus Nickel zusammensetzt, wobei die Dichte des Kerns von der Grenze zum äußeren Erdkern von etwa 12,2 g/cm3 bis zum Mittelpunkt auf 12,6 bis 13,0 g/cm3 ansteigt. Der enorme Druck von 330 GPa[7] könnte eine Erklärung dafür sein, warum die Eisen-Nickel-Legierung des inneren Kerns fest und nicht flüssig ist, wie dies beim äußeren Kern der Fall ist.

Äußerer Erdkern[Bearbeiten]

Der äußere Erdkern beginnt ab einer Tiefe von im Mittel 2900 km und endet an der Grenze zum inneren Erdkern bei 5150 km. Seine Dichte liegt etwa zwischen 9,9 g/cm3 und 12,2 g/cm3, was darauf schließen lässt, dass sich in diesem Teil noch andere Minerale bzw. Stoffe mit einer geringeren Dichte befinden. Es wird angenommen, dass dies mehrheitlich Sauerstoff, Schwefel und Silizium sind, die zusammen zwischen 10 und 15 % am Aufbau des äußeren Erdkerns beteiligt sein könnten. Bei Temperaturen zwischen ca. 4200 °C an der Kern-Mantel-Grenze[8] und ca. 6000 °C am Übergang zum inneren Erdkern[9] verhält sich die auch hier hauptsächlich aus Eisen bestehende Materie aufgrund des geringeren Drucks flüssig.

Entstehung des Erdmagnetfeldes[Bearbeiten]

Die Temperaturunterschiede des flüssigen Materials und der kontinuierliche Wärmetransport in Richtung Erdoberfläche bilden Konvektionsströme aus, das heißt, dass heißes Material nach oben steigt, wogegen kühleres Material nach unten sinkt. So entstehen unter zusätzlichem Einfluss der Schwerkraft walzenförmige Strömungen. Unter dem Einfluss der Corioliskraft, die auch für die Verwirbelungen in der Erdatmosphäre verantwortlich ist, werden die Konvektionsströme schraubenförmig verdreht und durch die Erdrotation längs der Erdachse ausgerichtet. Eine weitere Kraft, die die Konvektionsströme in vertikaler Richtung antreibt, könnte am Übergang des äußeren Kerns zum inneren Kern durch Kristallisation festen Eisens entstehen. Die dabei freigesetzte eisenhaltige Flüssigkeit besitzt Auftriebskräfte. Eine dritte Kraft könnte durch den Zerfallsprozess von im Kern vorhandenen radioaktiven Isotopen wie Uran-238, Uran-235, Thorium-232 und Kalium-40 und deren Abgabe von Wärme entstehen. Die Bedeutung der Mechanismen in diesen Prozessen gilt als noch nicht gesichert.[10]

Da die in den Konvektionsströmen aufsteigende flüssige Masse elektrisch geladen ist, erzeugt sie im Fluss ein elektrisches Feld. Die Strömungen von magnetischen Feldern können sich durch Streckung und Verwindung selbst verstärken. Indem durch Strömungsfelder ein zusätzlicher elektrischer Strom erzeugt wird, können aus diesem selbst wieder neue magnetische Felder entstehen. Dieser ständig wirkende Prozess erzeugt das Magnetfeld der Erde und wird unter dem Begriff Geodynamo zusammengefasst (s. Hauptartikel Erdmagnetfeld).[11]

Es gibt Hinweise darauf, dass das Magnetfeld der Erde mindestens 3,8 Milliarden Jahre alt ist.[12] Die dazu notwendige Energie wird den mechanischen Strömungen im äußeren Kern entnommen. Ohne diese Energiequelle, so schätzt man, würde das Magnetfeld in einigen zehntausend Jahren verschwunden sein.[11][10] Simulationen des Instituts für Geophysik der Georg-August-Universität Göttingen haben ergeben, dass die notwendige Leistung zum Betrieb des Geodynamos lediglich 200.000 bis 500.000 Megawatt beträgt, weit weniger als vorher angenommen. Die Wissenschaftler folgerten daraus, dass es – im Gegensatz zu der oben benannten Theorie der radioaktiven Zerfallsprozesse als Wärmequelle – keiner besonderen Wärmequelle im Erdkern bedarf, sondern dass durch eine langsame Abgabe der seit der Erdentstehung im Kern gespeicherten Wärme der Geodynamo angetrieben wird.[13]

Wirkung des Erdmagnetfeldes auf den inneren Erdkern[Bearbeiten]

1996 fanden die Seismologen Xiaodong Song und Paul G. Richards anhand von Auswertungen von 38 sogenannten seismischen Dubletten, die von Erdbeben aus den Jahren 1967 bis 1995 stammten, heraus, dass sich P-Wellen mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten durch den inneren Kern bewegt hatten.[14][15] Ihre Beobachtungen führten schließlich zu der Erkenntnis, dass der innere Erdkern sich mit 0,3° bis 0,5° pro Jahr schneller als der Erdmantel bewegen muss. Neun Jahre später wurden diese Erkenntnisse in einer neuen Studie trotz einiger Fehlerkorrekturen im Grunde bestätigt. Die unterschiedlichen Rotationsgeschwindigkeiten von innerem Kern und Erdmantel führen demnach im Mittel dazu, dass sich der innere Kern in rund 900 Jahren einmal mehr um seine eigene Achse dreht als der Erdmantel mit der darüber liegenden Erdkruste.[16][17] Dagegen geht eine andere Untersuchung von nur 0,1° bis 1° Superrotation in einer Million Jahren aus.[18]

Nach verschiedenen Berechnungsmodellen geht man heute davon aus, dass die Bewegung der flüssigen Materie des äußeren Kerns an der Grenze zum inneren Kern hin ein elektromagnetisches Drehmoment erzeugt und so für die schnellere Bewegung des inneren Kerns verantwortlich ist.[19][20]

Erforschung[Bearbeiten]

Eine direkte Untersuchung des Erdkerns ist derzeit nicht möglich. Das tiefste Loch, das jemals gebohrt werden konnte, war 12,3 km tief, was lediglich 1/518 der Strecke zum Erdmittelpunkt entspricht.[21] Es gibt jedoch die Möglichkeit, über indirekte Hinweise Erkenntnisse über den Erdkern zu gewinnen:

  • Statistische Mechanik: Die statistische Mechanik erlaubt Rückschlüsse von den mikroskopischen Eigenschaften der Teilchen auf das makroskopische Verhalten des betreffenden Materials. Die Bedingungen des Erdkerns, wie extremer Druck und extreme Temperatur, können im Labor nicht oder nur sehr schwer zum Experimentieren erzeugt werden. Die statistische Mechanik liefert theoretische Anhaltspunkte für die Materialeigenschaften unter solchen Bedingungen.
  • Das Magnetfeld der Erde weist darauf hin, dass es im Erdinneren elektrisch leitendes Material im Zustand eines Fluids geben muss. Theorien über einen Geodynamo, der das Erdmagnetfeld erzeugt, enthalten in der Regel Annahmen über Eigenschaften des Erdkerns. Aus Fluktuationen des Erdmagnetfelds und Messungen mit sehr niederfrequenten Radiowellen kann zudem auf eine geringe, tiefenabhängige elektrische Leitfähigkeit des Mantels geschlossen werden.
  • Gesteine der Erdkruste und des Erdmantels haben Dichten zwischen 2,5 und 4 g/cm³. Für den gesamten Erdkörper ergibt sich jedoch eine Dichte von etwa 5,5 g/cm³. Daraus folgt, dass es im Erdinneren Bereiche mit wesentlich höherer Dichte geben muss.
  • Eisenmeteoriten sind aus den metallischen Kernen von differenzierten Asteroiden entstanden, also solchen, die ähnlich der Erde aus einem eisenreichen Kern und einem Mantel aus Gestein aufgebaut waren. Diese wurden nach heutigen Vorstellungen nach ihrer Entstehung durch Kollisionen zertrümmert.
  • An der Grenze zwischen Erdmantel und äußerem Erdkern werden Scherwellen in den Erdmantel reflektiert und teilweise in Kompressionswellen umgewandelt. Ähnliches gilt für die Grenze zwischen äußerem und innerem Erdkern. Da Flüssigkeiten keinen Scherwiderstand haben, können sich Scherwellen in ihnen nicht ausbreiten. Diese Überlegung führt über mehrere Stufen zu der Möglichkeit, dass der innere Erdkern fest sein könnte.
  • Longitudinalwellen (Kompressions- bzw. Verdichtungswellen oder auch P-Phasen genannt) passieren die Grenze zum Erdkern (Kern-Mantel-Grenze) und werden dort gebrochen. Der Erdkern wirkt für P-Phasen, die von einer seismischen Quelle (zum Beispiel Erdbeben oder Explosionen) ausgehen, wie eine Linse, die zu einem Brennkreis in ca. 145° Entfernung vom Epizentrum führt. Da der Erdkern alle direkten P-Phasen zwischen einer Entfernung von 100° bis 145° durch diesen Effekt ablenkt, bildet sich hier der so genannte Kernschatten. In diesem Kernschatten kann man noch andere Kernphasen messen, zum Beispiel die PKiKP-Phase, die am inneren Erdkern reflektiert wird.
  • Superrotation: Erdbebenwellen verschiedener Erdbeben vom selben Entstehungsort, die durch den Erdkern laufen, werden mit wachsendem Zeitabstand immer unterschiedlicher im Erdkern abgelenkt (unterschiedlicher Ankunftspunkt auf der gegenüberliegenden Erdseite). Die Ablenkungsunterschiede kommen sehr wahrscheinlich von Inhomogenitäten des inneren festen Kerns, die durch eine leicht schnellere Drehung des Kerns ihren Ort ändern. Aus diesen Analysen ergibt sich, dass der innere Erdkern 0,3 bis 0,5 Grad pro Jahr schneller als der Erdmantel und die Erdkruste rotiert. Damit macht er innerhalb von ca. 900 Jahren eine zusätzliche Drehung. Die Energie dafür liefern vermutlich elektromagnetische Kräfte des Geodynamos im äußeren Erdkern.

Alter und ungelöste Probleme[Bearbeiten]

Ein flüssiger Erdkern bestand vermutlich bereits kurz nach der Entgasung und Differentiation der Erde vor 4,45 Milliarden Jahren.[22] Zur Abkühlung und damit der Entstehung des festen inneren Kerns bestehen mehrere Modellberechnungen mit unterschiedlichen Ansatzmustern, die neueren Modelle gehen dabei von einem Alter von etwa einer Milliarde Jahre (±0,5) aus, während ältere Modelle 2-4 Milliarden Jahre veranschlagen.[23]

Inwiefern radioaktive Zerfallsprozesse und deren Wärmeenergie für den Erdkern eine Rolle spielen, ist unklar. Aus geochemischer Sicht erscheint es möglich, dass ein geringer Gehalt (5 ppm) an Kalium im Erdkern existiert. Auch inwiefern es im inneren Erdkern zu Konvektionsprozessen kommt, ist ungeklärt und höchst abhängig vom auszugehenden Alter des festen inneren Kerns sowie dessen exakter Zusammensetzung, nach den gängigen Einschätzungen aber unwahrscheinlich.[24]

Literatur[Bearbeiten]

  •  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens, Pearson Education Deutschland GmbH (Hrsg.): Allgemeine Geologie. 9. Auflage. München 2009 (Originaltitel: Earth: An Introduction to Physical Geology, übersetzt von Tatjana D. Logan), ISBN 978-3-8273-7335-9.
  •  Heinrich Bahlburg, Christoph Breitkreuz: Grundlagen der Geologie. 2. Auflage. Elsevier Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 2004, ISBN 3-8274-1394-X.
  •  Martin Okrusch, Siegfried Matthes: Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. 8. Auflage. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, New York 2009, ISBN 978-3-540-78200-1, S. 477-496 (Teil III, Kapitel 27. Aufbau des Erdinnern).

Weblinks[Bearbeiten]

 Wiktionary: Erdkern – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens, Pearson Education Deutschland GmbH (Hrsg.): Allgemeine Geologie. 9. Auflage. München 2009, S. 390-404.
  2. a b  Martin Okrusch, Siegfried Matthes: Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. 8. Auflage. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, New York 2009, S. 493.
  3. Oldham writes in 1906. Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences - University of Colorado at Boulder, abgerufen am 26. Juni 2012 (HTML, englisch).
  4. a b  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens, Pearson Education Deutschland GmbH (Hrsg.): Allgemeine Geologie. 9. Auflage. München 2009, S. 398 (Kapitel 12.3.4 - Der Erdkern).
  5. Earth Fact Sheet. NASA Goddard Space Flight Center, abgerufen am 28. Juni 2012 (HTML, englisch).
  6.  Martin Okrusch, Siegfried Matthes: Mineralogie: Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. 8. Auflage. Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, New York 2009, S. 477.
  7. a b S. Anzellini, A. Dewaele, M. Mezouar, P. Loubeyre, G. Morard: Melting of Iron at Earth’s Inner Core Boundary Based on Fast X-ray Diffraction. Science, 340 (6131), 464-466, 26 April 2013 [DOI:10.1126/science.1233514]
  8.  G. C. Brown, A. E. Mussett: The Inaccessible Earth - An Integrated View of its Structure and Composition. 2. Auflage. Chapman & Hall, London 1993, ISBN 0-412-48160-X.
  9.  Raymond Jeanloz: The Nature of the Earth's Core. In: Annual review of earth and planetary sciences. Volume 18, Annual Reviews Inc, Palo Alto 1990, S. 357-386.
  10. a b  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens, Pearson Education Deutschland GmbH (Hrsg.): Allgemeine Geologie. 9. Auflage. München 2009, S. 408-413 (Kapitel 12.6 - Das Magnetfeld der Erde).
  11. a b Inge Arnold: Der Geodynamo - so macht die Erde ihr Magnetfeld. Forschungszentrum Karlsruhe in der Helmholtz-Gemeinschaft, 24. Januar 2000, abgerufen am 26. Juni 2012 (HTML, deutsch).
  12. Stéphane Labrosse, Jean-Paul Poirier, Jean-Louis Le Mouël: The age of the inner core. Earth and Planetary Science Letters, Volume 190, Issues 3–4, 15 August 2001, Pages 111-123, ISSN 0012-821X, 10.1016/S0012-821X(01)00387-9
  13.  Ulrich Christensen: Erd-Dynamo zieht Kraft aus Wärme. In: MaxPlanckForschung. 2. Quartal, Max-Planck-Gesellschaft, München 2004, ISSN 1616-4172, S. 8 (http://www.mpg.de/995299/MPF_2004_2.pdf).
  14. X. Song & P. G. Richards: Seismological evidence for differential rotation of the Earth’s inner core. Nature, 1996, Bd. 382, S. 221-224
  15. Core Spins Faster Than Earth, Lamont Scientists Find6. Columbia University, abgerufen am 17. Juli 2012 (HTML, englisch).
  16. J. Zhang, X. Song, Y. Li, P. G. Richards, X. Sun & F. Waldhauser: Inner core differential motion confirmed by earthquake waveform doublets. Science, 2005, Bd. 309, S. 1357–1360
  17. Richard A. Kerr: Spinning Right Around. American Association for the Advancement of Science, 25. August 2005, abgerufen am 27. Juni 2012 (HTML, englisch).
  18. Lauren Waszek, Jessica Irving & Arwen Deuss: Reconciling the hemispherical structure of Earth’s inner core with its super-rotation. Nature Geoscience 4, 264–267 (2011) doi:10.1038/ngeo1083
  19.  Mathieu Dumberry, Jon Mound: Inner core–mantle gravitational locking and the super-rotation of the inner core. In: Department of Physics, University of Alberta (Hrsg.): Geophysical Journal International. Volume 181 Issue 2, Edmonton, Canada Mai 2010, S. 806–817 (www.ualberta.ca/~dumberry/dumberry_mound_gji10.pdf).
  20.  J. M. Aurnou, D. Brito, P. L. Olson: Mechanics of inner core super-rotation. In: Department od Earth and Planetary Science, Johns Hopkins University (Hrsg.): Geophysical Research Letters. Volume 23 No. 23, Baltimore, Maryland 15. November 1996, S. 3401-3404 (spinlab.ess.ucla.edu/ICRot-Mech-GRL96.pdf).
  21.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens, Pearson Education Deutschland GmbH (Hrsg.): Allgemeine Geologie. 9. Auflage. München 2009, S. 389 (Kapitel 12.2 - Probeentnahmen im Erdinneren: Das "Sehen" von seismischen Wellen).
  22. Claude J. Allègre, Gérard Manhès, Christa Göpel: The age of the Earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 59, Issue 8, April 1995, Pages 1445-1456, ISSN 0016-7037, 10.1016/0016-7037(95)00054-4.
  23. Stéphane Labrosse, Jean-Paul Poirier, Jean-Louis Le Mouël: The age of the inner core. Earth and Planetary Science Letters, Volume 190, Issues 3–4, 15 August 2001, Pages 111-123, ISSN 0012-821X, 10.1016/S0012-821X(01)00387-9.
  24. Takesi Yukutake: Implausibility of thermal convection in the Earth’s solid inner core. Physics of the Earth and Planetary Interiors, Volume 108, Issue 1, 29 May 1998, Pages 1–13, ISSN 0031-9201, 10.1016/S0031-9201(98)00097-1.