Erdmagnetfeld

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Die Magnetosphäre schirmt die Erdoberfläche von den geladenen Partikeln des Sonnenwindes ab (nicht maßstabsgetreue, illustrierende Darstellung).

Als Erdmagnetfeld wird das die Erde umgebende und größtenteils vom so genannten Geodynamo erzeugte irdische Magnetfeld bezeichnet, also die Magnetosphäre der Erde. Der Hauptanteil des Feldes geht vom Erdkern aus und kann nahe der Erdoberfläche als Feld eines magnetischen Dipols beschrieben werden, welches oberhalb der Erdatmosphäre durch den Sonnenwind verformt wird. Die magnetischen Feldlinien treten im Wesentlichen auf der Südhalbkugel aus der Erde aus und durch die Nordhalbkugel wieder in die Erde ein. Im Erdmantel verändert sich die Form des Magnetfeldes zu einem Quadrupol- bzw. Multipolfeld.

Forschungsgeschichte[Bearbeiten]

Inklinationskarte für 1860
Inklinationskarte für 2010. Die grüne Isokline für 0° stellt den magnetischen Äquator dar.

Die Chinesen und Mongolen erkannten die Nordweisung magnetisierter Körper schon vor mehr als tausend Jahren.

Im Jahre 1600 veröffentlichte der englische Arzt und Naturphilosoph William Gilbert sein Werk De Magnete, in dem er erstmals erkannte, dass die Erde die Ursache für die Ausrichtung der Kompassnadel ist. Messungen durch Henry Gellibrand in London ergaben zudem, dass das Magnetfeld nicht statisch ist, sondern sich langsam ändert.

Zu Beginn des 19. Jahrhunderts erfuhr die Erforschung des Erdmagnetfeldes starke Impulse, so wurde z. B. in Göttingen der Magnetische Verein gegründet. Carl Friedrich Gauß gelang es, eine umfassende Theorie des Erdmagnetismus aufzustellen. Aufbauend auf dem Potentialfeld konnte er 1839 nachweisen, dass der Hauptteil des Erdmagnetfeldes tatsächlich aus dem Erdinneren stammt.

In diese Zeit fällt auch der Beginn systematischer Beobachtungen kleinerer, kurzzeitiger Variationen des Erdmagnetfeldes im Bereich von einigen Minuten bis hin zu Tagen. Gauß konnte zeigen, dass die Quellen hierfür außerhalb der Erde zu suchen sind.

Seit den Vermessungen aus dem Jahre 1830 hat sich die Stärke des Erdmagnetfeldes um fast zehn Prozent verringert, in den letzten hundert Jahren allein um etwa sechs Prozent. Diese gewaltig schnelle Änderung ist noch nicht zu erklären, da selbst dann, wenn der sogenannte Geodynamo sofort ausfiele, das Erdmagnetfeld sich viel langsamer in einem Zeitraum von 10.000 Jahren abbauen würde. Man vermutet deshalb, dass sich das Erdmagnetfeld momentan umpolt und zurzeit ein Gegenfeld aufgebaut wird, welches das Erdmagnetfeld weit schneller als bisher angenommen vorübergehend zum Erliegen bringen wird, bevor die Umpolung einsetzen kann.

Die magnetischen Pole sind nicht ortsfest. Der arktische Magnetpol in Kanada wandert derzeit etwa 90 Meter pro Tag in Richtung Nord-Nordwest, entsprechend 30 Kilometer pro Jahr. Sowohl die Richtung als auch die Geschwindigkeit ändern sich fortlaufend.

In Inklinationskarten ist der Winkel des Magnetfeldes zur Erdoberfläche abhängig vom Ort aufgetragen. Wie der magnetische Pol wandert dieses Muster ständig.[1] Wenn man alle Orte mit der Inklination Null – Magnetfeld verläuft parallel zum Boden – verbindet, erhält man den magnetischen Äquator.

Hinweise auf die Umpolung des Erdmagnetfeldes aus paläomagnetischen Messungen fand zuerst Bernard Brunhes 1905. Die weitere Entwicklung des Paläomagnetismus war dann eine wichtige Stütze für die Plattentektonik (zum Beispiel Keith Runcorn, P. M. S. Blackett, Edward A. Irving).

Im Jahr 2000 starteten die NASA und die Europäische Weltraumorganisation ESA das Satellitenprojekt Cluster, bei dem vier baugleiche Satelliten die irdische Magnetosphäre erforschen sollen. Sie bewegen sich mit einer Flughöhe von bis zu 120.000 km außerhalb des Erdmagnetfelds.[2]

Ebenfalls im Jahr 2000 startete das Kleinsatellitenprojekt CHAMP unter der Leitung des Geoforschungszentrum Potsdam.

Im November 2013 startete die ESA vom russischen Weltraumbahnhof Plessezk unter dem Projektnamen SWARM drei neue Satelliten, die als Teil des Programms Earth Explorer Mission das Erdmagnetfeld vom Weltraum aus exakter vermessen sollen.[3] Sie kreisen relativ erdnah in der Ionosphäre,[4] auf polaren Umlaufbahnen in Höhen zwischen 450 und 550 km[5] über der Erdoberfläche.[6]

Form und Stärke[Bearbeiten]

Das Erdmagnetfeld ist gegenüber der Erdachse verschoben und geneigt.
Zeitliche Schwankungen im Erdmagnetfeld durch einen magnetischen Sturm am 31. März 2001, gemessen in Ile-Ife, Nigeria

Der Hauptanteil des Erdmagnetfeldes verändert sich nur sehr langsam (Säkularvariation) im Zeitraum von tausenden von Jahren. Heute ist seine horizontale Komponente auf weiten Teilen der Erdoberfläche grob in geographische Nord-Süd-Richtung gerichtet. Abweichungen von dieser Ausrichtung bezeichnet man als Missweisung oder Geographische Deklination. In mittleren und hohen Breiten kommt zu der nordweisenden Horizontalkomponente eine (deutlich stärkere) Vertikalkomponente hinzu, die auf der Nordhalbkugel nach unten, auf der Südhalbkugel nach oben weist. Den Inklinationswinkel der Feldlinien kann man mit einer Kompassnadel messen, deren Drehachse horizontal gelagert ist. Er beträgt in Deutschland etwa 60° gegen die Horizontale. Am magnetischen Nord- und Südpol ist er 90°, am magnetischen Äquator 0°.

In guten Magnetkompassen ist die Nadel so austariert, dass sie vor allem auf die Horizontalkomponente anspricht und daher in den meisten Gebieten etwa nach Norden weist. Am geomagnetischen Nordpol befindet sich aus physikalischer Sicht ein magnetischer Südpol. Daher wird dieser Pol besser als der nordanziehende Pol des Erdmagnetfeldes oder als der im Norden liegende Pol des Erdmagnetfeldes bezeichnet. Der Magnetkompass wird bis heute zur Navigation eingesetzt.

Bei geeigneter Wahl des Koordinatenursprungs und seiner Ausrichtung lässt sich das Erdmagnetfeld an der Oberfläche zurzeit zu 90 Prozent durch ein Dipolfeld beschreiben.

Die geomagnetischen Pole der Erde fallen dabei nicht genau mit den geographischen Polen der Erde zusammen. Zurzeit (Stand 2007) ist die Achse des geomagnetischen Dipolfeldes um etwa 11,5° gegenüber der Erdachse geneigt.

In erster Näherung entspricht das Dipolfeld dem eines gekippten Stabmagneten, der um ca. 450 km aus dem Erdmittelpunkt in Richtung 140° östlicher Länge verschoben ist (siehe auch Südatlantische Anomalie). Das Dipolmoment M beträgt:

M = 7,746·1024 nT·m³ (Stand IGRF-11, 2010)
Die jährliche Veränderung zurzeit: –0,006·1024 nT·m³/a

In SI-Einheiten wird das magnetische Dipolmoment m in Am² angegeben ( [m]=Am²) und gemäß (mit µ0: Magnetische Feldkonstante)

m=\frac{4\pi}{\mu_0}\cdot M

umgerechnet:

m = 7,746 * 1022 Am²

Zur näherungsweisen Berechnung des Dipolfelds in Abhängigkeit vom Abstand R dient die Dipolformel:

(\text{Dipolformel})\quad B(R, \lambda) = \frac{M}{R^3} \sqrt{1 + 3 \cdot \sin^2(\lambda)} \quad \text{mit } \lambda: \text{magnetische Breite}

Am Äquator hat das Magnetfeld eine Stärke von ca. 30 µT = 30.000 nT. An den Polen ist der Betrag doppelt so groß. In Mitteleuropa sind es ca. 48 µT, wobei ca. 20 µT in der horizontalen und ca. 44 µT in der vertikalen Richtung auftreten.

Im Erdmantel nimmt die magnetische Flussdichte mit wachsender Tiefe stark zu. Dabei verändert sich jedoch auch die Feldform, da nicht dipolförmige Anteile überproportional anwachsen. Bessere Näherungen als das Dipolmodell liefert daher ein Multipolfeld, das aktuelle International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Dazu wird das Erdfeld auf ein Potentialfeld zurückgeführt, das nach Kugelflächenfunktionen entwickelt wird. Die aktuellen Entwicklungskoeffizienten (Gauss-Koeffizienten gml und hml) sind im IGRF[7] zu finden.

Alle Modelle sollen vor allem die Form des gemessenen Feldes nahe der Erdoberfläche beschreiben. Tatsächlich wird das erdmagnetische Hauptfeld nicht durch Stabmagneten im Erdinneren erzeugt, sondern durch Ströme (s. u.).

Das erdmagnetische Hauptfeld aus dem Erdkern trägt zu mehr als 95 Prozent zur Feldstärke bei. Die äußeren Anteile der Ionosphäre und Magnetosphäre (oberhalb 100 km Höhe) liefern einen Anteil von bis zu zwei Prozent. In der gleichen Größenordnung liegen die Magnetfelder oberflächennaher (bis 20 km Tiefe) Störkörper in der Erdkruste. Ihre Ursache ist das gehäufte Auftreten von selbst magnetisierten Mineralien (remanente Magnetisierung) oder Mineralien mit hoher magnetischer Suszeptibilität (induzierte Magnetisierung). Unterhalb von 20 km Tiefe wird die Curietemperatur der Mineralien überschritten und es kann keine statischen ferromagnetischen Stoffe mehr geben. An der Erdoberfläche erzeugen die Störkörper lokale geomagnetische Anomalien von einigen 100 bis 1000 nT Stärke. Die mathematische Analyse der gemessenen Anomalien führt über Modellannahmen zu einem Störpotential, mit dessen Hilfe sich Lage und Größe der realen, verborgenen Störkörper abschätzen lassen. Die größte Anomalie des Magnetfeldes der Erde ist die Kursker Magnetanomalie im Umfeld einer Eisenlagerstätte. Eine kleinere, bereits von Alexander von Humboldt festgestellte Anomalie in Deutschland ist die durch Blitzschläge herbeigeführte oberflächliche Magnetisierung von Serpentiniten der Münchberger Gneismasse.[8]

Das Magnetfeld der Erde lenkt die geladenen Teilchen des Sonnenwindes ab und wird dadurch in großen Höhen stark verformt. Satellitenmessungen zeigen, dass sich auf der sonnenabgewandten Seite ein Plasmaschweif ausbildet. Durch magnetische Stürme, die durch Sonneneruptionen und den Sonnenwind verursacht werden, wird die Stärke des Feldes kurzzeitig in der Größenordnung von einigen 100 bis 1000 nT verändert. Zusätzlich führt die Sonneneinstrahlung auf der Tagseite zu einer stärkeren Ionisation in den oberen Atmosphärenschichten. Die hiermit verbundenen elektrischen Stromsysteme beeinflussen das Erdmagnetfeld ebenfalls in der Größenordnung von einigen 10 nT. Dieser Effekt wird als Sq-Variation bezeichnet.

Geostationäre Satelliten in einer Flughöhe von 36.000 km sehen ein Erdmagnetfeld in der Größenordnung von 100 nT. Die Störungen durch die Sonne liegen im selben Bereich und dominieren bei starken magnetischen Stürmen.

Die Energie, die im erdmagnetischen Hauptfeld außerhalb des Erdkörpers gespeichert ist, liegt in der Größenordnung 1018 Joule, die Feldenergie innerhalb des Erdkörpers ist vermutlich um zwei Größenordnungen größer.

Messung[Bearbeiten]

Erste qualitative Messungen von Komponenten des Erdmagnetfelds, so der Deklination und Inklination sind seit der Erfindung des trockenen Kompass ab dem 12. Jahrhundert möglich und bekannt. Alexander von Humboldt führte systematische Messungen im preußischen Bergbau und auf seinen Forschungsreisen durch. Carl Friedrich Gauß baute das erste geophysikalische Observatorium auf und trug mit der Gründung des Magnetischen Vereins und einer Zusammenarbeit mit der britischen Royal Society zum globalen Austausch von Messwerten bei. Seit Anfang des 19. Jahrhunderts wird das Erdmagnetfeld kontinuierlich in magnetischen Observatorien beobachtet, verstärkte internationale Messkampagnen inklusive der zur Geomagnetik fanden während der Polarjahre 1882, 1932 und im Internationalen Geophysikalischen Jahr 1957–1958 statt. Derzeit sind über 200 Laboratorien weltweit aktiv. Wichtigstes Ziel ist dabei die zeitliche Entwicklung des Magnetfeldes in hoher Genauigkeit zu erfassen. Zunehmend gewinnt auch die Überwachung von kurzzeitigen Variationen des Erdmagnetfeldes an Bedeutung, da Einwirkungen auf elektronische Systeme auftreten können.

Gemessen wird mit Magnetometern. Diese registrieren aus physikalischer Sicht die magnetische Flussdichte in Tesla. Der Zusammenhang mit der magnetischen Feldstärke, welche in Ampere pro Meter gemessen wird, ergibt sich über die magnetische Leitfähigkeit. Die magnetische Feldstärke ist im leeren Raum (Vakuum) und einigen speziellen Materialien direkt proportional der magnetischen Flussdichte, der Zusammenhang kann aber in Materie wie im Erdinneren mit magnetisch nichtlinearen und nichtisotropen Verhalten auch komplexere Verknüpfungen aufweisen. Historisch und umgangssprachlich hat sich für die magnetische Flussdichte meist der etwas unpräzise Begriff des Magnetfeldes etabliert.

Frühere mechanische Magnetometer (Magnetische Feldwaagen, Torsionsmagnetometer) wurden zunehmend von Systemen abgelöst, die elektronisch oder atomar arbeiten (Saturationskern-, Fluxgate-M. (Förster-Sonden); Protonen- und Cäsium-Magnetometer). Industriegeschichtlich war in Deutschland die Entwicklung von entsprechenden Präzisionsmessgeräten in Kooperation mit der Forschung eng mit den Askania-Werken in Potsdam verbunden, so bei der weltweit verbreiteten Schmidtschen Feldwaage, die neben der Messung von regionalen Daten des Erdmagnetfelds auch die Abschätzung der Magnetisierung von Gesteinsproben erlaubte.

Die induzierte Magnetisierung oberflächennaher magnetischer Störkörper wird durch die magnetische Suszeptibilität beschrieben. Remanente Magnetisierungen spielen nur kleinräumig eine Rolle und werden durch das magnetische Moment und die Richtung der Magnetisierung beschrieben. Wichtige Rollen spielen auch Form und Lage der magnetisierten Körper.

Die globale räumliche Verteilung des Erdmagnetfeldes wurde zunächst aus lokalen Beobachtungen der Schifffahrt und zugeordneter geomagnetischer Observatorien abgeleitet, die das Erdmagnetfeld kontinuierlich beobachten und so die zeitlichen und örtlichen Schwankungen des Erdmagnetfeldes mit Magnetometern erfassen und dokumentieren. Zunehmend übernehmen diese Aufgabe spezialisierte Satelliten. Den Anfang markierte der NASA-Satellit Magsat im Jahre 1980, der dänische Satellit Oerstedt folgte 1999. Die momentan genauesten Daten lieferte von 2000-2010 CHAMP, ein vom Deutschen GeoForschungsZentrum (GFZ) mit der Industrie entwickelter Minisatellit. Seine Messungen des Erdmagnetfeldes erreichten in Stärke und Richtung eine überaus große Auflösung von 0,000.2<?> Prozent (2 ppm), darüber hinaus konnte man mit ihm Echtzeitbeobachtungen machen. Für Oktober 2013 ist der Start der Satelliten SWARM geplant.

Magnetische Spezialmessungen erfolgen untertage, auf See, im Flugzeug sowie in Bohrlochsonden, so etwa während der Kontinentalen Tiefbohrung und der Prospektion auf Erdöl und Erze. Unterhalb der globalen Satellitenmessungen und oberhalb der lokalen und zeitlichen Erfassung vor Ort, stationär in Observatorien wie räumlich flexibel vor Ort ermöglicht die Aeromagnetik im regionalen Maßstab geologische Fragen aufzuklären. Daten von Überfliegungen (Höhe einige 100 m bis einige km) sind oft bei den geologischen Landesämtern zu erhalten. Die geomagnetische Prospektion als Fachgebiet der Angewandten Geophysik befasst sich mit der Erkundung von Rohstofflagerstätten. Dabei werden in Gebieten von einigen 100 m bis einigen 10 km Ausdehnung Traversen festgelegt, auf denen Messpunkte im Abstand von einigen Metern vermessen werden.

Eine noch höhere räumliche Auflösung liefern archäomagnetische Untersuchungen und Altlastenerkundungen. Nicht zuletzt sind Richtungsmessungen mit Magnetsonden und Kompassen für Zwecke der Navigation und Geodäsie zu erwähnen.

Die unterschiedlichen Magnetfeldbeobachtungen ergänzen sich. So können etwa Satellitenmessungen nicht die Zeitreihen der Observatorien ersetzen oder lokale kleinräumige Anomalien auffinden. Umgekehrt erlauben lokale Untersuchungen oder die Daten aus Observatorien keinen detaillierten Rückschluss auf die globale Form des Erdmagnetfeldes.

Paläomagnetismus und die Umpolung des Erdmagnetfeldes[Bearbeiten]

beschleunigte Wanderung des arktischen Magnetpols

Die paläomagnetische Rekonstruktion des Erdmagnetfeldes aus der remanenten Magnetisierung der ozeanischen Kruste, die überwiegend jünger ist als 100 Millionen Jahre, ergibt ein zumeist leidlich stabiles Feld, das sich immer wieder in jeweils geologisch kurzen Zeiträumen umpolt. Diese Umpolungen („Polsprünge“) geschahen im Mittel etwa alle 250.000 Jahre, zuletzt vor etwa 780.000 Jahren die sogenannte Brunhes-Matuyama-Umkehr.[9] Neben den Umkehrungen gibt es auch kurze Einbrüche, nach denen sich das Feld in der gleichen Richtung wie zuvor wieder aufbaut. Für den Zeitraum vor 10 bis 78 Jahrtausenden sind zwei solche Exkursionen bekannt, das Laschamp-Ereignis und die Mono-Lake-Exkursion. Die Zeit vom Beginn der Abschwächung bis zum voll wiederaufgebauten Feld dauert wenige 1000 Jahre, nur wenige 100 Jahre dagegen die Phase der Umkehr, in denen der Dipolcharakter des Feldes verloren geht und mehrere, schwache Pole auftreten können, auch in geringen geographischen Breiten.[10]

Derzeit nimmt die Stärke des Erdmagnetfeldes ab, mit ähnlicher Rate wie beim Laschamp-Ereignis.[11] Die Rate der Abnahme beschleunigt sich sogar, wie Anfang 2014 mit den Swarm-Satelliten der ESA festgestellt wurde.[12] Eine Kurvenanpassung an die Ausweitungsgeschwindigkeit der südatlantischen Anomalie, extrapoliert auf die Größe der halben Erde, ergibt als Datum das Jahr 2034 ± 3.[13]

Entstehung und Aufrechterhaltung (Geodynamo)[Bearbeiten]

Grafische Darstellung der Interaktion zwischen Erdmagnetfeld und dem solaren, interplanetaren Magnetfeld

Das Magnetfeld der Erde geht zu etwa 95 % vom Erdkern aus (Hauptmagnetfeld). Der Rest wird zum Teil von der Magnetosphäre beigesteuert, der andere Teil ist auf permanentmagnetische Bereiche wie z. B. Eisenerzlagerstätten in der Erdkruste zurückzuführen. Über die Entstehung des Hauptmagnetfeldes gibt es verschiedene Theorien, wovon die sogenannte Dynamotheorie heute allgemein als zutreffend anerkannt ist. Der durch sie beschriebene Mechanismus wird als Geodynamo bezeichnet. Es handelt sich um ein bisher unvollständig formuliertes Problem aus der Magnetohydrodynamik.

Anmerkung: Die Bezeichnung Dynamotheorie lehnt sich an den Begriff „Dynamoelektrisches Prinzip“ an, ein von Werner von Siemens und anderen erfundenes Prinzip einer speziellen Bauweise für einen technischen Gleichstromgenerator. Dabei wird das für die Stromerzeugung erforderliche Magnetfeld - mittels einer entsprechenden Schaltungsanordnung - durch den erzeugten Strom oder einen Teil davon selbst erzeugt. So etwas wird ganz allgemein positive Rückkopplung genannt. Außer der Tatsache, dass es sowohl beim Dynamoelektrischen Prinzip als auch bei der Entstehung des Erdmagnetfeldes eine positive Rückkopplung gibt, bestehen keine Parallelen zwischen beiden, denn im Erdinneren gibt es keine Strukturen, die mit denen eines technischen Gleichstromgenerators oder Dynamos vergleichbar wären. Der Begriff Dynamo wird im Zusammenhang mit Erdmagnetismus in einer speziellen, eingeschränkten Bedeutung gebraucht, nämlich nur für ein System mit positiver Rückkopplung zwischen Magnetfeld und darin erzeugtem Strom. Deshalb sollte man nicht versuchen, sich die Funktionsweise des Geodynamos anhand der Funktionsweise eines Fahrraddynamos (dem einzigen heute noch allgemein bekannten Dynamo, der aber trotz seines Namens nicht auf dem dynamoelektrischen Prinzip basiert) erklären zu wollen, es gibt keine Übereinstimmungen.

Die Dynamotheorie geht von dem als gesichert geltenden Aufbau des Erdinneren aus, insbesondere davon, dass eine große Menge einer elektrisch leitenden Flüssigkeit vorhanden ist. Diese Bedingung erfüllt der flüssige äußere Erdkern, der stark eisenhaltig ist und den inneren festen Kern aus nahezu reinem Eisen umschließt. Der Erdkern ist sehr heiß, einige Schätzungen liegen bei 5000 °C. Er ist also in etwa so heiß wie die Sonnenoberfläche. Eisen oder Nickel sind bei dieser Temperatur nicht (ferro-)magnetisierbar, weil diese weit über deren Curie-Temperaturen liegt. Damit sind diese Materialien dort selbst nicht magnetisch, sondern können nur als elektrische Leiter fungieren.

Des Weiteren geht die Dynamotheorie davon aus, dass Bewegungen der Materie im Erdkern stattfinden. Hier sind an erster Stelle die Konvektionsströmungen zu nennen. Das sind Strömungen flüssigen Materials, das von weiter innen liegenden heißeren Bereichen des Erdkerns zu weiter außen liegenden, weniger heißen Bereichen aufsteigt und nach Abkühlung wieder in heißere Bereiche absinkt. Diese Konvektionsströmungen werden durch die Corioliskraft, also durch ihre eigene Massenträgheit in Verbindung mit der Rotationsbewegung der Erde, abgelenkt und auf Schraubenbahnen gezwungen. Hier gibt es gewisse Parallelen zur Ablenkung von Luftmassen der Erdatmosphäre durch die Corioliskraft, wodurch die Rotation der Hoch- und Tiefdruckgebiete und der Wirbelstürme entsteht.

Simulation des Magnetfelds in der Erde. Die vereinfachte Dipolnäherung ist nur im Außenbereich gültig.
Chaotische Störung des Erdmagnetfeldes. Das Außenfeld lässt sich nicht mehr als Dipolfeld beschreiben.

Neben den Konvektionsströmungen findet im Erdkern noch eine „Superrotation“ genannte Bewegung des festen inneren Erdkerns gegenüber seiner Umgebung statt. Es werden in der Literatur sehr unterschiedliche Beträge zwischen 0,02° und 2° pro Jahr angegeben.[14] Die Dynamotheorie beschreibt zwar auch gewisse elektromagnetische Wechselwirkungen zwischen innerem und äußerem Erdkern und nimmt die Superrotation sogar als Folge des Dynamogeschehens an, jedoch spielt sie bei der Erzeugung des Erdmagnetismus nur eine untergeordnete Rolle.

Die Dynamotheorie beschreibt eine Stromerzeugung durch die schraubenförmige Bewegung von elektrisch leitfähiger Materie in Form der o. g. Konvektionsströmungen. Diese haben wegen ihrer Bewegung in einem anfangs vorhandenen sehr schwachen Magnetfeld einen Induktionsstrom erzeugt, der mittels positiver Rückkopplung das schwache Magnetfeld verstärkt hat, was wiederum zu einem stärkeren Induktionsstrom führte, der wiederum das Magnetfeld verstärkte usw. bis durch einen Begrenzungseffekt ein mehr oder weniger stabiler Zustand erreicht wurde. Es wird also der für die Bildung des Erdmagnetfeldes ursächliche Strom mit Hilfe des Erdmagnetfeldes selbst erzeugt. Man spricht hier auch von einem „selbsterregten Dynamo“. P. H. Roberts und G. A. Glatzmaier geben für die Bewegungen im flüssigen Kern eine Geschwindigkeit von wenigen Millimetern pro Sekunde an,[15] was etwa 100 km/Jahr entspricht.

Leider gibt es kein leicht verständliches, anschauliches Modell zur Dynamotheorie, an dem der Strom- und Feldlinienverlauf bei den Bewegungen der leitfähigen Flüssigkeit nachvollzogen werden könnte. Das Verständnis wird noch dadurch erschwert, dass ganz allgemein, wenn nicht spezielle Bedingungen gelten oder ganz besondere Annahmen getroffen werden, eine positive Rückkopplung zwischen einem Magnetfeld und dem darin erzeugten Strom der Lenzschen Regel und damit einem Naturgesetz zu widersprechen scheint. Die Dynamotheorie stützt sich jedoch auf Berechnungen und Computersimulationen, die ein gutes Abbild der Wirklichkeit ergeben, einschließlich der im Laufe der Erdgeschichte immer wieder einmal auftretenden Umpolungen des Erdmagnetfeldes. Auch Experimente mit flüssigem, strömenden Metall bestätigen offenbar die Richtigkeit der Dynamotheorie.

Labor- und Computermodelle[Bearbeiten]

Laborexperimente[Bearbeiten]

Schon seit den 1960er Jahren ist bekannt, wie man kleine Geodynamos im Labor erzeugen könnte. Schwierigkeiten bei der Umsetzung macht jedoch vor allem die starke Verkleinerung der Wirklichkeit im Labor. Es mussten also eine entsprechende Reynolds-Zahl (sie gibt die maßstabsgerecht zulässigen Veränderungen an) und entsprechende Versuchsbedingungen gefunden werden. Inzwischen haben verschiedene Experimente die Dynamotheorie grundsätzlich bestätigt.[16][17][18][19]

Berechnungen[Bearbeiten]

Seit 1995 werden auch numerische Computersimulationen eingesetzt, um herauszufinden, wie sich das Erdmagnetfeld in Zukunft verändern könnte, beziehungsweise was die Ursachen für historische Veränderungen waren. Die Rechenzeiten sind meistens sehr lange, so benötigte die Aufstellung eines 3D-Modells der Veränderung des Erdmagnetfeldes über einen Zeitraum von 300.000 Jahren eine Rechenzeit von über einem Jahr. Die so entstandenen Vorhersagemodelle entsprechen recht genau der tatsächlichen momentanen oder historischen Entwicklung des Magnetfeldes und stützen so die oben dargelegten Theorien, jedoch ist nicht gesichert, inwieweit sie die Verhältnisse im Erdinneren realistisch wiedergeben. So können die Simulationen noch keine dreidimensionalen Turbulenzen im Erdinneren wiedergeben, außerdem ist ihre räumliche Auflösung noch sehr gering. Man hofft, die Computermodelle und -programme bis 2015 entsprechend verbessern zu können.

2009 veröffentlichten französische Forscher ein einfaches digitales Modell des Geodynamos, das die Inversion des magnetischen Feldes der Erde erklärt[20] und die numerische Analyse der komplizierten Angleichungen der magnetischen Hydrodynamik, wie z. B. im Modell von Glatzmaiers und Roberts,[21] nicht verwendet.

Mögliche weitere Wirkungen[Bearbeiten]

Hochenergetische Teilchen von der Sonne oder aus dem Weltall würden ein Leben auf der Erde höchstwahrscheinlich verhindern, wenn diese nicht abgefangen würden. Dies geschieht derzeit in einigen tausend Kilometern Höhe im Van-Allen-Gürtel, jedoch würden die Partikel auch ohne Magnetfeld wahrscheinlich nicht die Erdoberfläche erreichen (vgl. z. B. obere Venusatmosphäre – die Venus hat kein planetares Magnetfeld). Dieser sogenannte „Sonnenwind“ erzeugt auch das Polarlicht.

Siehe dazu auch weiter oben die Ausführungen zum Polsprung.

Orientierung von Lebewesen am Erdmagnetfeld: Einige Tiere besitzen einen Magnetsinn, so zum Beispiel Bienen, Blindmäuse, Haustauben, Zugvögel, Lachse, Meeresschildkröten, Haie und wahrscheinlich auch Wale. Sie nutzen das Erdmagnetfeld zur räumlichen Orientierung.

Einige in Gewässern vorkommende mikroaerophile Bakterienarten werden durch das Erdmagnetfeld parallel zu den Feldlinien ausgerichtet. Im Inneren dieser magnetotaktischen Einzeller befinden sich Reihen von Magnetosomen, die die ferromagnetischen Minerale Magnetit oder Greigit enthalten. Die Magnetosomen wirken wie Kompassnadeln und drehen so die Bakterien parallel zu den Feldlinien des Erdmagnetfelds. Die Bakterien schwimmen in nördlichen Breiten zum magnetischen Südpol, in südlichen Breiten zum magnetischen Nordpol. Dadurch und wegen der Inklination des Magnetfelds schwimmen die Bakterien stets schräg nach unten, wo sie dicht über dem Sediment ein von ihnen bevorzugtes Milieu mit niedrigen O2-Konzentrationen vorfinden.

Magnetfeld und Klima: In der Kontroverse um die globale Erwärmung wird ein Zusammenhang zwischen kosmischer Strahlung, Erdmagnetfeld und Klima vermutet. Ein Vertreter dieser These ist Henrik Svensmark, ein Zusammenhang der globalen Mitteltemperatur mit den Variationen des Erdmagnetfeldes wurde auch von anderer Seite vermutet.[22] Zur Untersuchung des vermuteten Einflusses von kosmischer Strahlung auf die Bildung von Kondensationskeimen (Aerosolen) in der Atmosphäre – und damit auf die Wolkenbildung – wird seit 2006 das CLOUD-Experiment an der Kernforschungseinrichtung CERN durchgeführt.

Änderung von Landebahnkennungen: In der internationalen Luftfahrt orientieren sich die Kennungen von Start- und Landebahnen an den Gradzahlen der Kompassrose. Das sich ändernde Erdmagnetfeld führt daher zu gelegentlichen Änderungen von Landebahnkennungen. So wurde beispielsweise die Start- und Landebahn des Flughafens London-Stansted im Jahr 2009 von „05/23“ in „04/22“ umbenannt.[23]

Literatur[Bearbeiten]

  • Volker Haak, Stefan Maus, Monika Korte, Hermann Lühr: Das Erdmagnetfeld – Beobachtung und Überwachung. In: Physik in unserer Zeit. Bd. 34, Nr.5, 2003, S. 218–224, ISSN 0031-9252
  • Rolf Emmermann, Volker Haak: Die Erde. In: Physik Journal. Bd. 1, Nr. 10, 2002, S. 29–31.
  • Ulrich R. Christensen, Andreas Tilgner: Der Geodynamo. In: Physik Journal. Bd. 1, Nr. 10, 2002, S. 41–47.
  • Ulrich R. Christensen, Andreas Tilgner: Power requirement of the geodynamo from ohmic losses in numerical and laboratory dynamos. In: Nature. Bd. 429, Nr. 6988, 13 May 2004, S. 169-171, ISSN 0028-0836.
  • Gary A. Glatzmaier, Peter Olson: Geheimnisvoller Geodynamo. In: Spektrum der Wissenschaft 09/2005, S. 54ff.
  • Walter Kertz, Ruth Kertz, Karl-Heinz Glassmeier: Geschichte der Geophysik (= Zur Geschichte der Wissenschaften. Bd. 3) Olms, Hildesheim 1999, ISBN 978-3-487-10843-8.
  • Roberto Lanza, Antonio Meloni: The Earth's Magnetism. Springer, Berlin 2006, ISBN 3-540-27979-2.
  • Heinz Militzer, F. Weber (Hrsg.): Angewandte Geophysik. Bd. I–III, 1983–1987; Band I: Gravimetrie und Magnetik. Springer, Wien 1984, ISBN 3-211-81740-9.

Weblinks[Bearbeiten]

 Wiktionary: Erdmagnetfeld – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen
 Commons: Geomagnetismus – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Videos[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. NOAA - National Geophysical Data Center (USA) Aktuelle Inklinationskarte des Erdmagnetfeldes (auch andere Karten verfügbar)
  2. Deutschlandfunk, Forschung Aktuell, 22. November 2013, Karl Urban: deutschlandfunk.de: Minischwarm erkundet das irdische Magnetfeld (23. November 2013)
  3. Badische Zeitung, Panorama, 23. November 2013, „dpa“: badische-zeitung.de: Drei jetzt gestartete Swarm-Satelliten untersuchen künftig das Erdmagnetfeld (23. November 2013)
  4. Deutschlandfunk, Forschung Aktuell, 22. November 2013, Karl Urban: deutschlandfunk.de: Minischwarm erkundet das irdische Magnetfeld (23. November 2013)
  5. Swarm Technical Annex, April 2004 (PDF, 3,3 MB)
  6. swarm-projektbuero.de: Swarm Projektbüro Deutschland
  7. Das IGRF: Gausskoeffizienten und Beispielquellcodes
  8. Bader, K. (1964): Das magnetische Störfeld der Serpentinite am Südost-Rand der Münchberger Gneismasse und seine Interpretation. Dt. Geodät. Komm., Reihe C, Nr. 72.
  9. Arnold Hanslmeier: Habitability and cosmic catastrophes. Springer, Berlin 2009, ISBN 978-3-540-76944-6, S. 22, "The last reversal occured 780.000 years ago and is named the Brunhes-Matuyama reversal."
  10. N.R. Nowaczyk et al.: Dynamics of the Laschamp geomagnetic excursion from Black Sea sediments. Earth and Planetary Science Letters 351–352, 2012, S. 54–69, doi:10.1016/j.epsl.2012.06.050.
  11. Carlo Laj et al.: Dynamics of the earth magnetic field in the 10–75 kyr period comprising the Laschamp and Mono Lake excursions: New results from the French Chaîne des Puys in a global perspective. Earth and Planetary Science Letters 387, 2014, S. 184–197, doi:10.1016/j.epsl.2013.11.031.
  12. Jan Dönges: Erste Anzeichen für Umkippen des Erdmagnetfelds beobachtet? Spektrum, 10. Juli 2014.
  13. A. De Santis et al.: Toward a possible next geomagnetic transition?. Nat. Hazards Earth Syst. Sci. 13, 2013, S. 3395–3403, doi:10.5194/nhess-13-3395-2013.
  14. P. H. Roberts and G. A. Glatzmaier: Geodynamo theory and simulations, (PDF; 909 kB) Seite 1112 Abs. 7 In: Rev. Mod. Phys., Vol. 72, No. 4, October 2000, abgerufen am 23. Mai 2013
  15. P. H. Roberts and G. A. Glatzmaier: Geodynamo theory and simulations, (PDF; 909 kB) Seite 1089 Abs. 1 In: Rev. Mod. Phys., Vol. 72, No. 4, October 2000, abgerufen am 23. Mai 2013
  16. A. Gailitis, O. Lielausis, E. Platacis, G. Gerbeth, F. Stefani: The Riga dynamo experiment. Surveys in Geophysics Bd. 24 (2003) S. 247-267.
  17. U. Müller, R. Stieglitz and S. Horanyi: A two-scale hydromagnetic dynamo experiment. Journal of Fluid Mechanics Bd. 498 (2004) S. 31-71.
  18. M. D. Nornberg: The role of MHD turbulence in magnetic self-excitation: A study of the Madison Dynamo Experiment. Doktorarbeit (2006), University of Wisconsin, USA
  19. E. J. Spence, M. D. Nornberg, R. A. Bayliss, R. D. Kendrick and C. B. Forest: Fluctuation-driven magnetic fields in the Madison Dynamo Experiment. Bull. Am. Phys. Soc. 52 (2007) 189 doi:10.1063/1.2890753; siehe auch Phys. of Plasmas 15, 055910 (2008).
  20. Simple Mechanism for Reversals of Earth's Magnetic Field
  21. Gary A. Glatzmaiers & Paul H. Roberts in nature
  22. Pressemeldung des Geoforschungszentrum Potsdam (im webarchiv)
  23. The Earth moves for Stansted. Flughafen London-Stansted, 6. Juli 2009, archiviert vom Original am 12. Januar 2010, abgerufen am 1. Oktober 2012 (englisch, Pressemitteilung).
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Dieser Artikel wurde am 3. November 2005 in dieser Version in die Liste der lesenswerten Artikel aufgenommen.