Erdmagnetfeld

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

Das Erdmagnetfeld durchdringt und umgibt die Erde. Es besteht aus drei Komponenten. Der Hauptanteil des Magnetfeldes geht vom sogenannten Geodynamo im flüssigen äußeren Erdkern aus. Außerhalb des Kerns verändert es sich nur langsam. In stabilen Phasen, die typischerweise viele 10.000 Jahre dauern, hat es etwa die Form eines magnetischen Dipols, leicht schief zur Erdachse. Dazwischen liegen geomagnetische Exkursionen auf einer Zeitskala von Jahrhunderten, die zu Polsprüngen führen können.

Eine weitere Komponente des Magnetfeldes entsteht durch elektrische Ströme in der Ionosphäre und der Magnetosphäre. Insbesondere während magnetischer Stürme wird dadurch die Dipolkomponente des Hauptfeldes geschwächt, an der Erdoberfläche nur um 1 bis 3 %, in 100.000 km Höhe dagegen wesentlich. Die Ursache ist das ebenfalls magnetisierte Plasma des Sonnenwindes, der jenseits der Magnetosphäre herrscht. Er staucht sie auf der Tagseite und zieht sie auf der Nachtseite zu einem langen Schlauch aus. Dieses Magnetfeld hat daher einen Tages- und Jahresgang. Es zeigt aber auch schnelle Schwankungen, wie Polarlichter eindrucksvoll zeigen.

Die dritte Komponente ist räumlich sehr variabel, siehe Geomagnetik, verändert sich aber nur in geologischen Zeiträumen. Es ist das Feld der remanenten Magnetisierung der Erdkruste, aus der zahlreiche Polsprünge ablesbar sind, siehe Magnetostratigraphie.

Drastische Wirkungen hat das Magnetfeld nur in der Magnetosphäre und im Erdkern. An der Erdoberfläche ist es lediglich messbar. Die horizontale Komponente beträgt in Deutschland etwa 20 Mikrotesla, die vertikale etwa 30 Mikrotesla. Anwendung findet das Erdmagnetfeld vor allem in der Navigation, durch Menschen und Tiere, zuletzt beim Richtbohren.[1]

Forschungsgeschichte

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. 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.

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.

Alexander von Humboldt führte systematische Messungen im preußischen Bergbau und auf seinen Forschungsreisen durch. Carl Friedrich Gauß baute in Göttingen das erste geophysikalische Observatorium auf und konstruierte dafür 1832 ein empfindliches Magnetometer. Er erkannte, dass global verteilte Messungen zeitgleich erfolgen müssten, um die Ursachen der Schwankungen lokalisieren und das statisch Feld genauer messen zu können. Der zu diesem Zweck gegründete Magnetischer Verein und die britische Royal Society lieferten ab 1836 Daten, die er und Wilhelm Weber auswerteten. Er konnte 1839 zeigen, dass der Hauptteil des statischen Erdmagnetfeldes aus dem Erdinneren stammt, kleinere, kurzzeitige Variationen des Erdmagnetfeldes dagegen von außerhalb.

Weitere internationale Messkampagnen fanden während der Polarjahre 1882, 1932 und im Internationalen Geophysikalischen Jahr 1957–1958 statt. Dabei wurden die früheren mechanischen Magnetometer (Magnetische Feldwaagen, Torsionsmagnetometer) zunehmend von induktiv oder atomar arbeitenden (Saturationskern-, Fluxgate- (Förster-Sonden); Protonen- und Cäsium-)Magnetometern abgelöst.

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 räumliche Verteilung des Erdmagnetfeldes zwischen den geomagnetische Observatorien lieferte zunächst die Schifffahrt. Zunehmend übernehmen diese Aufgabe spezialisierte Satelliten, Magsat 1980, der dänische Satellit Oerstedt 1999, die vier Cluster-Satelliten 2000, CHAMP 2000, SWARM 2013. Die räumliche Abdeckung relativ langsamer Schwankungen ist seither gut, während die derzeit über 200 Laboratorien noch zur koordinierten Überwachung kurzzeitiger Variationen unverzichtbar sind.


Form und Stärke

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 Kompass weist weiten Teilen der Erdoberfläche grob in geographische Nord-Richtung. Abweichungen von dieser Ausrichtung bezeichnet man als Missweisung oder Geographische Deklination. Sie sind besonders groß und variabel in hohen nördlichen und südlichen Breiten, denn dort, abseits der geographischen Pole, liegen die geomagnetischen Pole, an denen die horizontale Feldkomponente verschwindet. Der Pol im Norden heißt übrigens geomagnetischer Nordpol, obwohl es aus physikalischer Sicht ein magnetischer Südpol ist.

Schon in mittleren Breiten ist die Vertikalkomponente stärker als die Horizontalkomponente, das heißt, die Inklination ist größer als 45°, in Deutschland etwa 60°. In Inklinationskarten ist der Winkel des Magnetfeldes zur Erdoberfläche abhängig vom Ort aufgetragen. Wie der magnetische Pol wandert dieses Muster ständig.[2] Wenn man alle Orte mit der Inklination Null – Magnetfeld verläuft parallel zum Boden – verbindet, erhält man den magnetischen Äquator.

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[3] zu finden.

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. Genau lässt sich das nicht sagen, denn am Ort der Erzeugung (durch verteilte elektrische Ströme, s. u.) ist einerseits die Energiedichte des Feldes besonders hoch, andererseits das Modell des Stabmagneten grob falsch.

Paläomagnetismus und die Umpolung des Erdmagnetfeldes

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.[4] Häufiger als Umkehrungen sind tiefe 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.[5] Untersuchungen von Seesedimenten in den italienischen Appenninen deuten jedoch darauf hin, dass die Brunhes-Matuyama-Umkehr innerhalb von weniger als 100 Jahren stattfand.[6]

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. Zudem hat sich seit den Messungen von Gauß die Stärke des Erdmagnetfeldes um fast zehn Prozent verringert, in den letzten hundert Jahren allein um etwa sechs Prozent, ähnlich schnell wie beim Laschamp-Ereignis.[7] Eine Kurvenanpassung an die Ausdehnung der südatlantischen Anomalie über die letzten 400 Jahre ergibt eine Ausdehnung der Anomalie über die halbe Erde schon im Jahr 2034 ± 3.[8] Die Messungen der Swarm-Satelliten über die ersten sechs Monate dieser ESA-Mission bestätigen die beschleunigte Abnahme des Erdmagnetfeldes im Südatlantik, zeigen aber auch eine Stärkung im südlichen Indischen Ozean.[9]

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 im Kern das Feld regional bereits umpolt und ein Gegenfeld aufgebaut wird, welches das globale Feld weit schneller abbaut als das durch ein passives Abklingen möglich wäre.

Entstehung und Aufrechterhaltung (Geodynamo)

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.[10] 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,[11] 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. 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

Laborexperimente

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.[12][13][14][15]

Berechnungen

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[16] und die numerische Analyse der komplizierten Angleichungen der magnetischen Hydrodynamik, wie z. B. im Modell von Glatzmaiers und Roberts,[17] nicht verwendet.

Wirkungen

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.[18] 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.[19]

Literatur

  • 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

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

Videos

Einzelnachweise

  1. Susan Macmillan (BGS): BGS Global Geomagnetic Model. Abgerufen am 23. April 2015.
  2. NOAA - National Geophysical Data Center (USA) Aktuelle Inklinationskarte des Erdmagnetfeldes (auch andere Karten verfügbar)
  3. Das IGRF: Gausskoeffizienten und Beispielquellcodes
  4. Arnold Hanslmeier: Habitability and cosmic catastrophes. Springer, Berlin 2009, ISBN 978-3-540-76944-6, S. 22, "The last reversal occurred 780.000 years ago and is named the Brunhes-Matuyama reversal."
  5. 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.
  6. Extremely rapid directional change during Matuyama-Brunhes geomagnetic polarity reversal. Geophysical Journal, 21. Juli 2014, abgerufen am 18. Oktober 2014 (englisch).doi:10.1093/gji/ggu287
  7. 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.
  8. 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.
  9. Jan Dönges: Erste Anzeichen für Umkippen des Erdmagnetfelds beobachtet? Spektrum, 10. Juli 2014.
  10. 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
  11. 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
  12. A. Gailitis, O. Lielausis, E. Platacis, G. Gerbeth, F. Stefani: The Riga dynamo experiment. Surveys in Geophysics Bd. 24 (2003) S. 247-267.
  13. U. Müller, R. Stieglitz and S. Horanyi: A two-scale hydromagnetic dynamo experiment. Journal of Fluid Mechanics Bd. 498 (2004) S. 31-71.
  14. 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
  15. 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).
  16. Simple Mechanism for Reversals of Earth's Magnetic Field
  17. Gary A. Glatzmaiers, Paul, H. Roberts: A three-dimensional self-consistent computer simulation of a geomagnetic field reversal. In: Nature. 377, 1995, S. 203, doi:10.1038/377203a0.
  18. Pressemeldung des Geoforschungszentrum Potsdam (im webarchiv)
  19. 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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