Erdmagnetfeld

mini|hochkant=1.5|Das Erdmagnetfeld und die Sonne:Die Magnetosphäre des Planeten schirmt die Erdoberfläche von den geladenen Partikeln des Sonnenwinds ab (nicht maßstabsgetreue, illustrierende Darstellung). mini|Video: Das Magnetfeld der Erde (1:06 min)

Das Erdmagnetfeld durchdringt und umgibt die Erde. Es besteht aus drei Komponenten. Der Hauptanteil des Magnetfelds (etwa 95 Prozent) wird vom Geodynamo im flüssigen äußeren Erdkern hervorgerufen. Dieser Feldanteil unterliegt langsamen zeitlichen Veränderungen. Über große Zeiträume (zehntausende Jahre) hat er an der Erdoberfläche annähernd die Feldform eines magnetischen Dipols, leicht schräg zur Erdachse, entwickelt. Dazwischen erfolgen geomagnetische Exkursionen auf einer Zeitskala von Jahrhunderten, die zu „Polsprüngen“ führen können.

Ein zweiter Anteil des Erdmagnetfeldes entsteht durch elektrische Ströme in der Ionosphäre und der Magnetosphäre. Er trägt an der Erdoberfläche etwa 1 bis 3 Prozent zum Gesamtfeld bei. Die Ursachen sind einerseits Winde in der Ionosphäre (sq-Effekt), die einen Tages- und Jahresgang zeigen, andererseits Wirkungen des magnetisierten Plasmas des Sonnenwindes, der jenseits der Magnetosphäre herrscht; er staucht sie auf der Tagseite und zieht sie auf der Nachtseite zu einem langen Schlauch. Die so erzeugten magnetischen Stürme führen zu schnellen Schwankungen, die Polarlichter, können aber auch Störungen des Funkverkehrs bewirken.

Der dritte Anteil variiert räumlich stark, denn er zeigt höhere Multipol-Komponenten (siehe Geomagnetik). Zeitlich verändert er sich nur in geologischen Zeiträumen. Er besteht in dem Feld der remanenten Magnetisierung in Teilen der oberen Erdkruste zum Beispiel Erzlagerstätten. Diese „Störfelder“ können lokal mehrere Prozent des Gesamtfeldes ausmachen.

Die Magnetisierung ferromagnetischer Einschlüsse in den ältesten irdischen Mineralen, den Zirkonen, zeigt, dass das Erdmagnetfeld bereits vor über vier Milliarden Jahren bestand.John A. Tarduno et al.: A Hadean to Paleoarchean geodynamo recorded by single zircon crystals. Science 349, 2015, S. 521–524, doi:10.1126/science.aaa9114 In einigen geologischen Formationen lassen sich aus der örtlichen Magnetisierung zahlreiche Polsprünge ablesen (Magnetostratigraphie).

Die Stärke und Richtung des Erdmagnetfeldes variieren mit dem Ort der Messung. Die zur Erdoberfläche horizontale Komponente beträgt in Deutschland etwa 20 Mikrotesla, die vertikale etwa 44 Mikrotesla. Ausgenutzt wird das Erdmagnetfeld zum Beispiel in der geophysikalischen Prospektion und in der Navigation.

Forschungsgeschichte mini|hochkant=1.5|Inklinationskarte für 1860 mini|hochkant=1.5|Inklinationskarte für 2010. Die grüne Isokline für 0° stellt den magnetischen Äquator dar.

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 statische Feld genauer messen zu können. Der zu diesem Zweck gegründete Magnetische Verein und die britische Royal Society mit Sir John Henry Lefroy 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. Im Jahr 1841 gelang James Clark Ross bei seiner Expedition durch Annäherung die Berechnung des magnetischen Südpols.

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-Sonde-); 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 geomagnetischen Observatorien lieferte zunächst die Schifffahrt. Zunehmend übernehmen diese Aufgabe spezialisierte Satelliten, Magsat 1980, der dänische Satellit Oersted 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 zur koordinierten Überwachung kurzzeitiger Variationen unverzichtbar sind.

Stärke und Form

mini|hochkant=1.5|Komponenten des Erdmagnetfeldes in Dipol-Näherung, abhängig vom Breitengrad: mini|hochkant=2|Mollweide-Projektion des Erdmagnetfelds und seiner zeitlichen Variation seit 1900 gemäß IGRF in Nanotesla. mini|hochkant=2|Zeitliche Schwankungen im Erdmagnetfeld durch einen magnetischen Sturm am 31. März 2001, gemessen in Ile-Ife, Nigeria

Am Äquator hat das Magnetfeld eine „Stärke“ (magnetische Flussdichte) von ca. 30 µT (Mikrotesla). An den Polen ist der Betrag etwa doppelt so groß. In Mitteleuropa sind es etwa 48 µT, nämlich etwa 20 µT in der horizontalen und 44 µT in der vertikalen Richtung.

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

Schon in mittleren Breiten ist die Vertikalkomponente (im Bild magenta) stärker als die Horizontalkomponente (gelb), das heißt, die Inklination ist größer als 45°, in Deutschland etwa 60°. In Inklinationskarten ist der Winkel der Feldlinien zur Erdoberfläche abhängig vom Ort aufgetragen. Wie der magnetische Pol wandert dieses Muster ständig. Aktuelle Inklinationskarte des Erdmagnetfeldes (auch andere Karten verfügbar) Wenn man alle Orte mit der Inklination Null – die Feldlinien verlaufen parallel zur Erdoberfläche – 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. 2015 war die Achse des geomagnetischen Dipolfeldes um etwa 9,6° 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 beträgt: (Stand IGRF-11, 2010) Die jährliche Veränderung zurzeit:

In SI-Einheiten wird das magnetische Dipolmoment in Am² angegeben und mithilfe der magnetischen Feldkonstante umgerechnet:

Zur näherungsweisen Berechnung des Betrags der Feldstärke des Dipolfelds in Abhängigkeit vom Abstand dient die Dipolformel mit der magnetischen Breite Einführung in die Geophysik von C. Clauser (2016), ISBN 978-3-662-46884-5:

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 IGRFDas IGRF: Gausskoeffizienten und Beispielquellcodes 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.

Stabilität

Vergangenheit Paläomagnetische Studien versuchen eine Rekonstruktion des Erdmagnetfeldes in der Vergangenheit aus zurückbleibenden Spuren (Remanenz) einer Magnetisierung in Gesteinen. Untersuchungen der remanenten Magnetisierung der ozeanischen Kruste, die überwiegend jünger als 100 Millionen Jahre ist, geben über die jüngere Geschichte von Magnetfeldern der Erde Aufschluss. Sie zeigen, dass das magnetische Hauptfeld zumeist über eine längere Zeit leidlich stabil bleibt, jedoch in seiner Intensität schwankt und sich immer wieder in geologisch relativ kurzen Zeitspannen umpolt.

Polumkehr Diese Polumkehrungen (Umpolungen oder Polsprünge) traten im Durchschnitt etwa alle 250.000 Jahre auf, zuletzt vor etwa 780.000 Jahren als die sogenannte Brunhes-Matuyama-Umkehr.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.“ Die erste bekannte Polumkehr war vor 3,25 Milliarden Jahren.

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 tausend Jahre, deutlich kürzer ist die Phase der Umkehr, in denen der Dipolcharakter des Feldes verloren geht und mehrere schwache Pole auftreten können, auch in niedrigen geographischen Breiten.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. Untersuchungen von Seesedimenten in den italienischen Appenninen deuten darauf hin, dass die Brunhes-Matuyama-Umkehr in weniger als hundert Jahren ablief.

Gegenwart mini|Beschleunigte Wanderung des arktischen Magnetpols