Das ruhelose Magnetfeld der Erde.pdf - GeoForschungsZentrum ...

T H E M E N D E R W I S S E N S C H A F TDidaktisches Material zudiesem Beitrag:www.wissenschaft-schulen.deDas ruhelose Magnetfeldder ErdeWas wir über den Geodynamo wissenVON VOLKER HAAK, MONIKA KORTE UND INGO WARDINSKIUnsere Erde ist von einem Magnetfeld umgeben, welches durch Vorgängeim Erdkern erzeugt wird, die wir nun im Großen und Ganzenverstehen. Das Erdmagnetfeld ist sowohl in der Stärke als auch inseiner Ausrichtung zeitlich variabel. Ziel unserer Arbeit ist es, dieVeränderungen des Magnetfelds zu analysieren und Prognosen fürseine zukünftige Entwicklung möglich zu machen.Jeder Planet besitzt ein eigenes Schwerefeld,das nur durch seine Masse bestimmtwird. Magnetfelder hingegensind keine typischen Eigenschaftenvon Planeten; denn zum Beispiel ist unserNachbarplanet Venus, der mit derErde chemisch und mineralogisch engverwandt ist, nicht von einem Magnetfeldumgeben. Dem Menschen fehltzwar für beide Felder ein Sinnesorgan.Doch unterscheiden sich für ihn durchausMagnetfeld und Schwerefeld: Fürdas Schwerefeld kann er ein Bewußtseinentwickeln, das ihm dessen Existenz erfahrbarmacht, für das Magnetfeld nicht,denn er kann es nur mit Hilfe von Messinstrumentenwahrnehmen.Solch ein Messinstrument ist der magnetischeKompass, den die Chinesenschon vor mehreren tausend Jahren nutzten.Im frühen Mittelalter wurde er auchfür die europäischen Seefahrer unentbehrlich.Ohne Kompass hätte ColumbusAmerika vielleicht nicht entdeckt. Die Ursacheder Kräfte, welche die Kompassnadelausrichten, untersuchte man damalsaber nicht weiter.Woher stammtdas Erdmagnetfeld?Das änderte sich mit dem 1600 erschienenenWerk von William Gilbert über »DieErde als Magnet«, in dem der irdische Ursprungdes Erdmagnetfelds deutlich wurde(»Die Erde ist selber ein einziger großerMagnet«). Man verfolgte aber noch bisAnfang des 20. Jahrhundert die Idee, dasMagnetfeld ebenso wie das Schwerefeldauf einen einzigen physikalischen Grundzurückzuführen. Hierzu gehörten beispielsweiseglobale thermo-elektrischeund andere Effekte, die zwar nicht alleunsinnig waren, die aber die Stärke unddie zeitlichen Änderungen des Magnetfeldsnicht erklären konnten. Die darauffolgende moderne Dynamotheorie wur-22 STERNE UND WELTRAUM Juni 2006

Abb. 1: In der Nähe der magnetischenPole können die Ionendes Sonnenwinds leicht in dasErdmagnetfeld eindringen unddie Moleküle der Hochatmosphäredurch Stöße zum Leuchtenanregen. Diese Aufnahme einessüdlichen Polarlichts (Auroraaustralis) wurde während derSpace-Shuttle-Mission STS-114am 6. August 2005 aufgenommen.(Bild: NASA-JSC)Abb. 2: Das Magnetfeld der Erdegleicht in guter Näherung einemDipolfeld. Man beachte, dass dieFeldlinien nicht nur an den Polenin die Erde eindringen, sondernüberall auf der Erdoberfläche. Dernach Süden gerichtete Pfeil gibteinerseits die magnetische Achsewieder, zum anderen die Richtungdes Dipols, der als stabförmigerMagnet fast genau im Mittelpunktder Erde sitzt. An denPolen ist das Magnetfeld etwa60 000 Nanotesla (nT), am Äquatoretwa 30 000 nT stark. (Bild:GFZ Potsdam)de erst in der Mitte des 20. Jahrhundertsentwickelt. Hierbei waren die Erkenntnisseder seismologischen Erkundung entscheidend,vor allem die Entdeckung desflüssigen Erdkerns 1926.Allerdings gab diese Entdeckung nochnicht die direkte Antwort auf die obengestellte Frage, wo das Erdmagnetfeldherrühre. Die Antwort kommt aus einerAnalyse der räumlichen Struktur und derFeldstärke des Hauptmagnetfeldes an derErdoberfläche. Sie wurde erstmals vonPeter Mauersberger in Berlin und FrankLowes in Großbritannien durchgeführt.Diese Analyse ergab, dass die Quellen ineiner Tiefe von 2900 Kilometern, also ander Oberfläche des Erdkerns, liegen.In diesem Artikel betrachten wir nurdas so genannte Kern- oder Hauptfeld(Abb. 2). Unberücksichtigt bleiben magnetischeFelder, die ihre Quellen außerhalbder Erde haben, also in Strömen inder Ionosphäre und der Magnetosphäre.Diese entstehen durch Wechselwirkungdes Erdmagnetfelds mit dem Sonnenwindund können das Magnetfeld auch an derErdoberfläche innerhalb von Minuten,Stunden und Tagen messbar verändern.Auch die lokalen Magnetfelder, die vonmagnetisierten Gesteinen der Erdkrusteerzeugt werden, lassen wir aus.Unser Planet bildete sich vor 4.5 MilliardenJahren aus dem solaren Urnebel.Wahrscheinlich entstand im Planeteninnerensehr schnell ein flüssiger Kern.Dieser besteht überwiegend aus einer Legierungder schweren Elemente Eisen undNickel, hinzu kommen auch leichtere Elementewie etwa Silizium, Magnesiumund Schwefel. Dieser flüssige und nochsehr heiße Metallbrei brodelte anfangsheftig, allerdings erzwingen die durch dieErdrotation induzierten Corioliskräfteim flüssigen Eisen wohlgeordnete Strömungsmuster.Tatsächlich sind hier die gleichen Kräfteam Werk wie in der Atmosphäre: Dorterzeugen Corioliskräfte die Hoch- undTiefdruckgebiete, und somit die Windeum sie herum. Im Erdkern entsprechendiesen Winden die Strömungen des flüssigenEisens. Damit waren schon früh diewesentlichen Elemente für die ErzeugungAls Ergänzung zu diesem Beitrag zeigenwir Ihnen unter der Internetadressewww.wissenschaft-schulen.de,dass auch mit Schulmitteln Messungendes lokalen Magnetfelds der Erde möglichsind, wobei u. a. die altbewährteKompassnadel zum Einsatz kommt.Das induzierte Hauptfeld der Erdesoll in erster Näherung als Dipolfeld veranschaulichtwerden, um danach eineschulnahe Erklärung für sein Zustandekommenzu geben. Teile der Erdkrusteeines Dynamos bekannt, nämlich gewaltigerotierende Eisenmassen wie in einemStromgenerator. Um ein Magnetfeldzu erzeugen, war ein äußeres erregendesMagnetfeld notwendig, welches die gesamteErde und damit auch ihren Kerndurchdrang. Dieses äußere Magnetfeldstammte wohl von der frühen Sonne oderwurde in der Akkretionsscheibe, aus dersich die Planeten bildeten, erzeugt.Ein Perpetuum mobilemit hohem Energieverbrauch?In Wechselwirkung mit diesem Magnetfeldkonnten die rotierenden Eisenmassenim Erdinneren wiederum Magnetfeldererzeugen. Diese sorgten dann als neueerregende Magnetfelder für die Generie-»Sterne und Weltraum« im Physik-Unterrichtbesitzen ein magnetisches »Gedächtnis«,dessen Inhalt unter bestimmtenBedingungen initialisiert, aber auch wiedergelöscht werden kann. Es wird auchder Frage nachgegangen, wie einzigartigdie Erde durch ihr Magnetfeld ist.Unser Projekt »Wissenschaft in dieSchulen!« führen wir in Zusammenarbeitmit der Landesakademie für Lehrerfortbildungin Donaueschingen durch.Es wird von der Klaus Tschira StiftunggGmbH großzügig gefördert.STERNE UND WELTRAUM Juni 200623

Exkurs: Einfrieren von Magnetfeldern und das Ausfrieren des inneren ErdkernsDie Begriffe Einfrieren und Ausfrierenveranschaulichen hier drei physikalischeProzesse, die mit der Erzeugung desErdmagnetfelds zusammenhängen: Eingefrorene Magnetfelder inschnell bewegten und elektrisch sehrgut leitenden Körpern. Bewegt sich einKörper schnell durch ein Magnetfeld, sonimmt er dieses Feld mit. Es sieht von außenso aus, als wäre es am Körper festgefroren.Voraussetzungen dafür sind einesehr gute elektrische Leitfähigkeit undeine größere Ausdehnung des Körpers.Solche eingefrorenen Magnetfelder beobachtenwir häufig bei Sonneneruptionen,welche die bemerkenswerten Bogenstrukturender herausgeschleuderten Gaswolkenerzeugen.Im Erdkern treiben solche eingefrorenenMagnetfeldlinien mit den Strömungenmit. Da sie zum Teil durch Erdmantelund Erdkruste hindurch über die Erdoberflächehinausragen, können wir beobachten,wie diese Magnetfelder entlang derErdoberfläche wandern. Daraus könnenwir die horizontalen Strömungsgeschwindigkeitendes flüssigen Eisens im Erdkernableiten.Bewegt sich ein Körper dagegenlangsam durch ein Magnetfeld, so werdendurch Induktion elektrische Strömeund damit auch Magnetfelder erregt, dieselbst ihrer Ursache entgegenwirken. Eingefrorene Magnetfelder in altenmagnetischen Gesteinen. Bei paläomagnetischenUntersuchungen wird dasMagnetfeld weit zurückliegender Zeitenanalysiert, welches in magnetischen Gesteinengespeichert ist.Ein typischer Vorgang, bei dem solchesGestein entsteht, ist die Eruptionheißer Lava aus einem Vulkan. Diese Lavakühlt über Tage und Wochen ab und erstarrtschließlich um 1000°C. Sie wird zuBasalt. Unterschreitet die Temperatur desBasalts die Curie-Temperatur von Magnetitbei knapp 600 °C, so wird der Basaltmagnetisch. Magnetit (Fe 3 O 4 ) ist in Basaltein recht häufiges Mineral. Es speichertdas Magnetfeld seiner unmittelbaren Umgebung.Auch diesen Prozess nennt mananschaulich das »Einfrieren« von Magnetfeldern.Die eingefrorenen Magnetfelderin Basalten bleiben über geologisch sehrlange Zeiten – bis zu mehreren MilliardenJahren – erhalten. Diese magnetischenAufzeichnungen lassen sich als Archivfür die Vergangenheit des Erdmagnetfeldsauswerten und stellen die Grundlage derPaläomagnetik dar. Das Ausfrieren des inneren Erdkerns.Der feste innere Erdkern bestehtaus einer Legierung von Eisen mit etwasNickel. Es liegt nahe, diesen inneren Kernals Erstarrungsprodukt des flüssigen Gemischsdes äußeren Kerns zu verstehen.Tatsächlich scheint diese Erklärung paradoxzu sein und physikalischen Gesetzenzu widersprechen, da Flüssigkeiten jadann erstarren, wenn sie kälter werden,während die Temperatur zum Erdmittelpunkthin zunimmt. Entscheidend ist derSchmelzpunkt für Eisen unter den thermodynamischenBedingungen des innerenKerns: Der extrem hohe Druck erhöhtden Schmelzpunkt der Legierung über diedort herrschende Temperatur hinaus undsomit erstarrt das Eisen. Da die Temperaturmit zunehmendem Alter der Erdedurch Wärmeverlust an ihre Umgebungabnimmt, fällt mehr und mehr erstarrtesEisen im flüssigen äußeren Kern ausund sinkt auf den inneren Kern ab, währenddas zurückbleibende leichtere Materialnach oben steigt. Diese kontinuierlicheAnlagerung von festem Eisen an denwachsenden inneren Erdkern heißt »Ausfrierendes inneren Kerns«. Der erstarrteinnere Kern wächst auf Kosten des äußerenKerns, weil die ganze Erde abkühlt.24 STERNE UND WELTRAUM Juni 2006

Abb. 3: Der innere Aufbau derErde, wie er aus seismischen Datenund der chemischen Gesamtzusammensetzungermittelt wurde.Der Erdmantel mit 67 Prozentder Erdmasse reicht bis ineine Tiefe von 2900 km. Er bestehtaus Silikatmineralen. DieSchichtdicken des oberen und unterenErdmantels sowie der Übergangszonesind nicht maßstabsgerechtdargestellt. Der Erdkernbesitzt einen Durchmesser von6850 km und macht ein Drittelder Erdmasse aus.Abb. 4: Hier sind die Massenbewegungenim Erdinneren zu sehen,sowohl der Erdmantel alsauch der äußere Erdkern zeigenKonvektionströmungen. Im festen,aber plastischen Erdmantelbewegen sich die Massenströmenur wenige Zentimeter pro Jahr,im flüssigen äußeren Erdkern dagegenzehn bis dreißig Kilometerpro Jahr, also eine Million malschneller als im Erdmantel! DieMassenströme im äußeren Erdkernerzeugen das Magnetfeld.(Beide Graphiken: SuW)ze und steigen auf. Damit setzen sie eineMassenbewegung in Gang, die einen hohenWirkungsgrad in der Umsetzung vonAbkühlung zu Bewegung erreicht.Der innere Kern bildete sich erst späternach Abkühlen der Erde, wahrscheinlichvor etwa 3.5 Milliarden Jahren. DieserÜbergang von einem flüssigen zu einemfest-flüssigen Kern sollte also miteiner Zunahme der verfügbaren Energiefür den Geodynamo und deshalb auchmit einer Verstärkung des Magnetfeldsverbunden sein. Paläomagnetische Messungenan entsprechend alten Gesteinenergeben tatsächlich einige Hinweise aufeine erhöhte Feldstärke, doch die Messdatenhierzu sind zwar genau, aber widersprüchlich.Gibt es Argumente, die klar gegen dieDynamotheorie sprechen? UnverzichtbareElemente des Geodynamos sind:ein flüssiges, elektrisch sehr gut leitendesMaterial, eine Konvektion der Flüssigkeit,eine Eigenrotation des Körpers unddamit Corioliskräfte. Würde eines dieserElemente fehlen, so könnte kein Magnetfeldentstehen. Würden wir aber einenPlaneten entdecken, der eines dieser Elementenicht hat, und der trotzdem einMagnetfeld aufweist, so wäre die Dynamotheoriefür das Erdmagnetfeld zumindestzweifelhaft, jedenfalls nicht mehr dieeinzig denkbare Erklärung. Umgekehrtlässt sich allerdings aus dem Fehlen ei-Subduktionszone6000Kontinentale KrusteObererErdmantelMittelozeanischer RückenOzeanische Kruste4000UntererErdmantelRadius [km]Äußerer(flüssiger)ErdkernInnerer(fester)Erdkern2000 0rung wieder neuer Magnetfelder. Das äußerekosmische Feld war nun nicht mehrnotwendig, um den Prozess in Gang zuhalten. So war der sich selbst erhaltendeGeodynamo geboren, der bis heute funktioniert.Dieser Vorgang erinnert sehr anein Perpetuum mobile, das es aber nachden Regeln der Thermodynamik nicht gebendarf.Tatsächlich ist aber der Geodynamokein Perpetuum mobile: Um die schwerenund trägen Eisenmassen zu bewegen,wird fortwährend viel Leistung benötigt,schätzungsweise etwa 10 13 Watt. Das ist30 Millionen Mal der Energiebedarf desgesamten Menschheit.Woher stammt diese Energie und wielange reicht sie noch? Zu Anfang wurdesie mit großer Wahrscheinlichkeit ausden Temperatur- und damit Dichtedifferenzen,die das flüssige Eisen in Wallungbrachten, erzeugt. Hierbei wurde thermischein mechanische Bewegungsenergieumgesetzt.Der innere Erdkernals sicherer EnergielieferantAllerdings ist der thermodynamischeWirkungsgrad dieser Umsetzung gering:Deshalb dürfte das Magnetfeld inder ersten Milliarde Jahre nach der Eentstehungder Erde nicht so stark gewesensein wie heute. Auch die Zerfallswärmeradioaktiver Elemente im Erdkern ähnlichwie im Erdmantel vermutete man alsZusatzheizung. Dabei kommt allerdingsdas häufigste radioaktive Element, Uran,nicht in Frage, da es sich mit seinem großenAtomradius nicht in die Nickel-Eisen-Legierungdes Erdkerns einordnetund deshalb bevorzugt im Erdmantel undvor allem in der Erdkruste vorkommt. Eindenkbares Element ist das radioaktive Isotop40 Kalium.Die durch den radioaktiven Zerfall imErdkern freigesetzte Wärme reicht abernicht aus, um den Geodynamo in derbeobachteten Stärke anzutreiben. Deshalbsuchte man nach weiteren Erklärungenaus der Struktur des Erdinneren(siehe auch SuW 11/2005, S. 36ff.). Untersuchungenvon seismischen Wellenzeigen, dass der in 2900 Kilometer Tiefebeginnende Erdkern sich in zwei Teilegliedert: Eine flüssige Hülle aus einer Nickel-Eisen-Legierungbildet den äußerenErdkern, sie ist 2200 Kilometer mächtigund umschließt den inneren Erdkern, deraus einer festen Nickel-Eisen-Legierungbesteht (siehe hierzu Abb. 3 und 4). DieseKonfiguration ermöglicht eine besondereForm der Energieerzeugung für denGeodynamo: Das Ausfrieren des innerenErdkerns (s. hierzu die Erklärung im Kastenlinks): Schweres und reines Eisen undNickel lagert sich am inneren Kern an,leichtere Elemente wie Schwefel, Sauerstoffund Silizium bleiben in der Schmel-STERNE UND WELTRAUM Juni 200625

Abb. 5. Mit dem Satelliten MAGSATwurde 1980 und mit dem SatellitenCHAMP seit 2000 lückenlosdas Erdmagnetfeld vermessen.Damit war es erstmalig möglich,zwei vollständige Magnetfeldkartenim Abstand von 20 Jahren direktmiteinander zu vergleichen.Dargestellt ist ihre Differenz, siezeigt, wo das Magnetfeld stärkerund schwächer wurde. Insgesamtnahm die Stärke des Magnetfeldsab. (Bild: GFZ-Potsdam) Abb. 6: Das Diagramm zeigt dieglobale Stärke des magnetischenHauptfelds der vergangenen7000 Jahre, abgeleitet auspaläomagnetischen und aktuellenMessdaten. Die blaue Kurvein der Vergrößerung beruht aufdirekten Beobachtungen. Demnachwar vor 2000 Jahren dasErdmagnetfeld besonders stark.Seitdem nimmt es ständig ab,hat aber noch lange nicht die relativkleinen Werte von vor etwa4000 Jahren erreicht. (Bild: GFZ-Potsdam)nes Magnetfelds eines Planeten, der dieseElemente besitzt, die Geodynamotheorienicht entkräften.Im Geodynamo greifen tatsächlichmehrere physikalische Prozesse ineinander.Jeder dieser physikalischen Prozessespringt, wie ein startender Motor, erstan, wenn eine bestimmte Maßzahl überschrittenwird. Dies gilt für die Bedingungdes »Einfrierens« von Magnetfeldern nachMaßgabe der magnetischen Reynoldszahl,das Einsetzen von Konvektionsströmungen,und für eine Reihe weitererProzesse und der sie charakterisierendenMaßstabszahlen.In fast jeder dieser Maßstabszahlenstecken mehrere physikalische Eigenschaftenund oft eine typische Längendimensiondes Prozesses. Diese Längendimensionentscheidet oft, ob die Maßstabszahlengroß genug sind, um denDynamoprozess zu starten. Man kannalso solch einen Geodynamo nicht beliebigklein machen, um ihn in einem Gebäudeunterzubringen und ihn dort zustarten.In den Laborexperimenten in denletzten Jahren in Karlsruhe und in Riga/Rossendorf (siehe auch SuW 4/2000, S.230) wurden einzelne Prozesse des Dynamosuntersucht, die nur eine oder wenigeMaßstabszahlen zu berücksichtigenhatten. Sie konnten aber schon damitüberzeugend demonstrieren, dass einzelnewichtige Prozesse eines homogenen,selbsterregenden Dynamos praktischfunktionieren.Vielleicht ist bei manchen Planeten dieGröße und Beschaffenheit ihres Kerns derGrund für das Fehlen eines Magnetfelds.In diesem Zusammenhang ist es sicheraufschlußreich, dass die JupitermondeIo und Ganymed einen eigenen Dynamobesitzen, der sich durch ein ausgeprägtesDipolfeld zu erkennen gibt. Auch unserMond besaß in seiner Jugend sehr wahrscheinlicheinen eigenen Dynamo, vondem noch heute die recht stark magnetisiertenMondgesteine der Mondkrustezeugen.Irdische und außerirdischeObservatorienUm die Zukunft des Erdmagnetfelds vorhersagenzu können, müssen wir die Veränderungendes Magnetfelds in der Vergangenheitkennenlernen und ihre Ursachenverstehen. Dabei können wir fürverschiedene Zeiträume unterschiedlicheDatenquellen nutzen. Der Anfang dersystematischen Messungen des Erdmagnetfeldsgeht auf Alexander von Humboldt(1769 – 1859) zurück. Er maß aufseinen Forschungsreisen immer auch dasMagnetfeld und richtete ab dem frühen19. Jahrhundert in mehreren Ländern geomagnetischeObservatorien ein. Heutewird weltweit an mehr als 200 derartigenInstitutionen kontinuierlich das Erdmagnetfeldaufgezeichnet.Seit einigen Jahren wird das Magnetfeldim erdnahen Raum auch mit Satellitenbeobachtet. 1980 maß eine ersteSatellitenmission (MAGSAT) für sechsMonate sowohl seine Stärke als auch seineRichtung. Seit 1999 beobachten sogardrei Satelliten das Erdmagnetfeld. DerVorteil der Satellitenmessungen ist dielückenlose Überdeckung auch jener Bereicheder Erde, in denen keine Observatorienexistieren, insbesondere der Ozeane.Der Nachteil der Satellitenmessungenist die zeitliche Begrenzung auf dievergleichsweise kurze Missionszeit, wasaber durch die kontinuierlichen Messungender erdgebundenen Observatorienkompensiert wird.Der Vergleich der Resultate der MAG-SAT-Mission mit denjenigen der heutigenSatelliten zeigt, dass sich die Feldstärke in20 Jahren gebietsweise um bis zu acht Prozentverringerte (Abb. 5). Die weltweitenMagnetfeldmessungen zeigen außerdem,dass die Stärke des Dipols, welcher an derErdoberfläche 90 Prozent des beobachtetenMagnetfelds erzeugt, in den letzten26 STERNE UND WELTRAUM Juni 2006

200 Jahren kontinuierlich um zehn Prozentabnahm.Welcher Prozess im Geodynamo istfür diese Abnahme verantwortlich? Ist esein Prozess, der das Erdmagnetfeld umpolenwird, also einen radikalen geomagnetischenKlimawechsel einleitet, oder istes nur eine geomagnetische Wetteränderung?Auf der Suchenach alten MagnetfeldernViele Gesteine der Erdkruste speicherndas Magnetfeld der unmittelbaren Umgebung,sobald ihre Temperatur dieCurie-Temperatur von 600° C unterschreitet(siehe Kasten auf Seite 24). Mitgeochemischen Methoden kann das Abkühlalterbestimmt werden. So ermitteltman Stärke und Richtung des Magnetfeldszu einer bestimmten Zeit. Die ältestenbisher gefundenen magnetischenGesteine wurden vor 3.5 Milliarden Jahrenmagnetisiert [1]. Weil die meistenGesteine durch Erosion zerstört werdenoder durch Subduktion ins Erdinnereabtauchen, sind aus der Zeit der Erdentstehungvor 4.5 Milliarden Jahren keineKrustengesteine mehr vorhanden. Vonden alten Gesteinen ist nur ein kleinerTeil magnetisch, aber das Alter von 3.5Milliarden Jahren reicht schon sehr weitin die Erdgeschichte zurück.Drückt man die Stärke des Magnetfeldsdurch die Polstärke eines im Mittelpunktder Erde gedachten Dipols aus, solag und liegt diese Polstärke fast immerin der Größenordnung von 2 bis 8 10 22Am 2 , wobei die ältesten Werte eventuellkleinere Dipolstärken mit Werten um 2 10 22 Am 2 anzeigen [1].Mit etwas Mut kann man behaupten,dass die Erde von Anfang an und bis heuteein selbsterzeugtes Magnetfeld vonetwa konstanter Stärke besaß. Betrachtetman es genauer, so ändert sich dasMagnetfeld ständig in gewissen Grenzen.Man fragt sich, ob sich das Magnetfeld einesTages dramatisch verändern könnte.Analog zur Klima- und Wetterforschungsucht man Antworten darauf in der Erdgeschichte.Mit direkten Aufzeichnungenkönnen wir nur wenige Jahrhunderte zurückschauen.Bei größeren ZeiträumenAbb. 7: Die Änderung der DeklinationD in Grad sowie der Feldstärkender HorizontalkomponenteH und der VertikalkomponenteZ des Erdmagnetfelds in Nanotesla,direkt gemessen in Potsdamund Berlin seit 1836. Alexandervon Humboldt errichtete1836 in Berlin eines der erstenerdmagnetischen Observatoriender Welt.sind archäologische und geologische Hilfennotwendig.Die Methode mit der Curie-Temperaturfunktioniert nicht nur bei vulkanischenGesteinen, sondern auch bei antikenKeramikgefäßen, wenn sie beimBrennen über diese Temperatur erhitztwurden. Auch die weit verbreiteten Sedimentgesteinespeichern Informationenüber das Erdmagnetfeld: Bei ihrer Ablagerungrichten sich kleine magnetische Partikelim Erdmagnetfeld aus, und werdendann bei der Verfestigung des Sedimentsdauerhaft in dieser Richtung fixiert. Dadie Menge magnetischer Partikel in einemSediment jedoch von vielen Faktoren abhängt,enthalten solche Gesteine keineunmittelbare Information über die Stärkedes früheren Erdmagnetfelds. Aber eslassen sich daraus relative zeitliche Änderungender Feldstärke rekonstruieren.Die Methoden zur Altersbestimmungder permanenten Magnetisierung sindrecht unterschiedlich und ändern sichmit dem Alter der Magnetisierung. Ambesten datiert sind einige historisch belegteVulkanausbrüche. Archäologenkönnen geeignete Fundstücke manchmalauf wenige Jahre, in der Regel jedoch eherauf Jahrzehnte oder Jahrhunderte genaudatieren. Bei älterem vulkanischen Materialund bei Sedimenten werden radiometrischeDatierungsmethoden wie die 14 C-Methode oder die Kalium-Argon-Methodebenötigt.Berg- und Talfahrtendes ErdmagnetfeldsFür die letzten knapp 10 000 Jahre existierenbereits recht große Datenmengenvon allen Kontinenten, aus denen sich dieÄnderungen des Dipolmoments rekonstruierenlassen. Seit Beginn der direktenMessungen vor gut 150 Jahren nimmt dasmagnetische Dipolmoment um etwa achtProzent pro Jahrhundert ab. Die Rekonstruktiondes Magnetfelds noch weiterzurück zeigt, dass diese Abnahme einemviel längeren Trend der letzten 2000 Jahrefolgt (Abb. 6). [2, 3] STERNE UND WELTRAUM Juni 200627

Abb. 8: Diese Weltkarten mit Liniengleicher Deklination zu verschiedenenZeiten verdeutlichendie Veränderungen des Erdmagnetfeldes.Vor 2000 Jahren wardas Magnetfeld der Erde (sieheAbb. 6) besonders stark und besaßweitgehend Dipolstruktur,und damit war die Deklinationüberall auf der Erde ziemlichklein. Von 1900 bis 2005 iststellenweise eine Westdrift derLinien gleicher Deklination zubeobachten. Über längere Zeiträumetreten noch deutlich stärkereÄnderungen auf. (Bild: GFZ-Potsdam)Abb. 9: Die Positionen der magnetischen(schwarz) und geomagnetischen(rot) Pole aufder Nord- und Südhalbkugelvon 1590 bis 2005 sind hier inSchritten von zehn Jahren aufgetragen.Geradezu spektakulärwandert gegenwärtig der magnetischeNordpol, der fünf Jahrhunderteim Norden von Nordamerikafast still stand, jetzt mit großerGeschwindigkeit in RichtungSibirien. (Bild: GFZ-Potsdam)Das Erdmagnetfeld war in der jüngerengeologischen Vergangenheit wahrscheinlichdeutlich schwächer als heute. Es erreichtewährend der letzten 50000 Jahrebis etwa 1500 v. Chr. nur etwa 60 Prozentder heutigen Stärke. PaläomagnetischeErgebnisse für noch ältere Zeiten deutendarauf hin, dass die Dipolfeldstärke überlange Abschnitte der Erdgeschichte imMittel deutlich niedriger war als heute.Heute leben wir in einem abnehmendenFeld, das aber in den letzten 10 000 Jahrennoch nie so stark war wie heute.Die magnetische MissweisungNeben der Stärke des Magnetfelds kannsich auch seine Richtung ändern. Amdeutlichsten wird dies an der »Deklination«,dem Winkel, der die Abweichungzwischen der lokalen Feldrichtung undder Richtung zum geographischen Nordpol,also der Rotationsachse der Erde,misst. Die Deklination wird auch dieMissweisung eines Kompasses genannt.Bei Potsdam änderte sie sich zwischen1810 und 2005 um mehr als 20 Grad,von knapp 19 Grad West auf fast zweiGrad Ost (Abb. 7). Die Deklination ist einMaß für die Abweichung des gemessenenFelds von einem Dipolfeld, dessen Achsemit der Rotationsachse der Erde übereinstimmt.Wäre also das Erdmagnetfeld einreines Dipolfeld, so betrüge die Deklinationüberall auf der Erde Null.Eine Weltkarte der Deklinationen isteine anschauliche Wiedergabe der Anomaliendes erdmagnetischen Kernfelds.Solche Karten werden schon seit mehrerenJahrhunderten aus vielen Messungen,insbesondere für die Ozeane, erstellt, dasie für die Seefahrt sehr wichtig zur Orientierungwaren. (In der heutigen Zeitspielt der magnetische Kompass in derSeefahrt keine große Rolle mehr, da jetztzur Navigation die Signale des Global PositioningSystem (GPS) und bald auchvom europäischen GALILEO-System genutztwerden.) Vergleicht man Deklinationskartenaus verschiedenen Jahren, soerkennt man eine Westdrift der Anomaliengleicher Deklination. Diese Anomalientreten nicht nur in der Deklination,sondern auch in der Feldstärke auf.Ein Blick auf Karten der globalen Verteilungder Deklination zu verschiedenenEpochen zeigt jedoch, dass auch andereBewegungen als eine eintönige Westdrifteine Rolle spielen. (Abb. 8). Die beidenBeispiele für den Beginn unserer Zeitrechnungund 4000 Jahre zuvor zeigen,dass bei einem starken Dipolmoment dieDeklination weltweit sehr klein ausfällt,200519002005190015902005200015902005190019001590159028 STERNE UND WELTRAUM Juni 2006

während bei einem schwachen Dipolmomentdie Deklinationsanomalien deutlichstärker sind und recht vielfältige Verteilungenannehmen können.Die Magnetpole wandern!Mit der kontinuierlichen Änderung derDeklination ändert sich die Position derMagnetpole. Dabei muss man zwischenverschiedenen Polen unterscheiden. Diemagnetischen Pole sind die Orte, an welchendie Feldlinien senkrecht auf der Erdoberflächestehen. Als geomagnetische Polehingegen bezeichnet man die Pole des Dipolfelds,also die Orte, wo die (gedachte)Achse des Dipols die Erdoberflächeschneidet. Diese Achse ist heute etwa 11.4Grad gegen die Rotationsachse geneigt,ihr nördlicher Durchstoßpunkt liegt imnördlichen Grönland.Etwas verwirrend ist die Tatsache, dassdie Physiker, im Gegensatz zu den Geophysikern,jenen Pol, auf den das Magnetfeldgerichtet ist, den magnetischenSüdpol nennen. Damit würde also derSüdpol des Erdmagnetfelds am geographischenNordpol liegen. GeomagnetischerNord- und Südpol liegen diametralentgegengesetzt, während dies fürdie magnetischen Pole aufgrund der regionalenAbweichungen der Feldstrukturvon der Dipolgeometrie nicht der Fallist. Trotzdem ist es erstaunlich, wie unterschiedlichdie Bewegungen von nördlichemund südlichem magnetischen Polin den letzten Jahrhunderten abliefen. Interessantist, dass der nördliche magnetischePol in diesen Jahren deutlich schnellerwandert: Er hielt sich über fünfhundertJahre lang am nördlichen Rand desnordamerikanischen Kontinents auf undzieht nun mit 50 Kilometern pro Jahr inRichtung des geographischen Pols undSibiriens über die Polkappe (Abb. 9). Esbleibt abzuwarten, wie weit er auf seinerWanderung kommt.Nordpol und Südpoltauschen sich ausWährend der letzten Jahrtausende führtendie Magnetpole ständig solche mehroder weniger von der geographischenAchse abweichende Bewegungen aus. Inder ferneren Vergangenheit kam es jedochmehrfach zu kompletten Umpolungendes Erdmagnetfelds. Zuletzt gabes ein solches Ereignis vor 780000 Jahren,und im Durchschnitt der letzten 80 MillionenJahre etwa alle 500000 Jahre. Darauszu schließen, dass die nächste Umkeh-STERNE UND WELTRAUM Juni 200629

Abb. 10: Hier sind die Ströme desflüssigen Eisens im äußeren Erdkernan der Grenze zum Erdmantelin vier verschiedenen Epochenzu sehen. Die Umrisse der Kontinentewurden zur Orientierungauf die Kernoberfläche projiziert.Rot sind die Orte markiert, andenen das flüssige Metall nachoben steigt, blau die Orte, andenen es nach unten sinkt. DieIntensität der Färbung gibt dieStärke des Flusses an. Die Strömungsgeschwindigkeitenbetragenbis zu dreißig Kilometer proJahr. (Bild: GFZ-Potsdam)rung schon überfällig ist, wäre jedoch zueinfach. Die Dauer einzelner Polaritätsintervalleist sehr unterschiedlich, und währenddie kürzesten nur einige ZehntausendJahre anhielten, dauerte das längsteüber fünf Millionen Jahre. Während derKreidezeit, vor etwa 120 bis 80 MillionenJahren, war das Feld nach heutigem Wissensstandsogar dauerhaft in der derzeitigenPolaritätsrichtung stabil, dieser Zeitraumwird als »Cretaceous Normal Superchron«bezeichnet. Es ist die Frage, ob diejetzt beschleunigte Wanderung des nördlichenMagnetpols mit der Umpolung desMagnetfelds etwas zu tun hat.Wie eine Umpolung genau abläuft, istnoch nicht geklärt. Die Zeitdauer, in dersich eine Umkehrung vollzieht, scheint inder Größenordnung von wenigen Jahrtausendenzu liegen. Die Stärke des globalenFelds nimmt dabei stark ab, undvermutlich geht sein überwiegender Dipolcharaktervorübergehend verloren. Eskehrt sich also nicht der Dipol um, sonderndas Feld gewinnt an Komplexitätund weist vorübergehend mehr als zweiPole auf. Dann baut es sich mit zunehmenderStärke in umgekehrter Richtungals Dipol wieder auf.Bewegungen im ErdkernWas können wir nun aus all diesen Feldänderungenüber den tief im Erdinnerenablaufenden Dynamoprozess lernen? Folgenwir diesen Feldern ins Erdinnere biszum äußeren Erdkern. Dort sind die Feldlinienim flüssigen Eisen wie festgefrorenund bewegen sich mit der Strömung mit.Aus den globalen Kartierungen des Feldesan der Erdoberfläche zu verschiedenenZeiten lassen sich deshalb die Strömungendes flüssigen Erdkerns an der Grenzezum Mantel ableiten (Abb.10 und [6]).Das könnte ein Schlüssel zu einer Vorhersageder Magnetfeldänderungen für einigehundert Jahre sein.Um die Kernströmungen abzuleiten,wird eine große Anzahl an Magnetfeldmessungenbenötigt, von allen Konti- 30 STERNE UND WELTRAUM Juni 2006

nenten und auch von den Ozeanen. Dieswar bisher nur mit den direkten Messdatender letzten beiden Jahrhunderte möglich.Die neuen Versuche, die Methodeauf die letzten Jahrtausende auszuweiten,liefern bereits erste Ergebnisse. Für nochlängere Zeiträume im Bereich von MillionenJahren existieren zu wenige Informationenüber Stärke und Richtung desMagnetfelds. Ähnliches gilt auch für eineUmpolung des Magnetfelds innerhalbweniger tausend Jahre, für die weltweitMagnetfelddaten in sehr enger zeitlicherFolge von wenigen hundert Jahren erstelltwerden müssten, was aber noch nicht realisierbarist.GlossarLiteraturhinweise[1] C. J Hale: The intensity of the geomagneticfield at 3.5 Ga; paleointensityresults from the Komati Formation,Barberton Mountain Land,South Africa, Earth Plan. Sci. Lett.86, 354–364 [1987][2] M. Korte and C. Constable: The geomagneticdipole moment over thelast 7000 years – new results from aglobal model. Earth Planet. Sci. Let.,236, 348–358 [2005][3] M. Korte and C. Constable: Continuousgeomagnetic field modelsfor the past 7 millennia II: CALS7K.Geochem. Geophys. Geosys, 6(2),Q02H15 DOI 10.1029/2004GC000801[2005]Der Geodynamo im ComputerUm die langfristigen Änderungen desErdmagnetfelds zu verstehen, werden numerischeModelle des Geodynamos entwickelt,die auf der Physik der wirkendenKräfte und der resultierenden Bewegungenberuhen. Hier stehen wir vor demgleichen Problem wie in der Meteorologieund der Klimamodellierung: Es sind enormeRechenkapazitäten nötig, um die magnetischen,elektrischen und eine Reiheanderer Eigenschaften des Kernmaterialsauf den passenden zeitlichen und räumlichenSkalen zu berücksichtigen. Dies istheute noch nicht befriedigend möglich,und die vorhandenen numerischen Modellevereinfachen die Berechnungen inunterschiedlicher Form. Das führt dazu,dass sich jeweils nur einige der tatsächlichbeobachteten Eigenschaften des Magnetfeldsin den Modellen wiederfinden.In Deutschland laufen an den UniversitätenGöttingen und Münster und amMax-Planck-Institut für Sonnensystemforschungin Katlenburg-Lindau sehr intensiveSimulationen des Geodynamos inComputern.Die permanente Verbesserung dieserModelle in Verbindung mit der wachsendenAnzahl geo- und paläomagnetischerDaten dürfte eine solide und wahrscheinlichdie einzige Grundlage sein,um Vorhersagen von Magnetfeldänderungenfür einen Zeitraum von mehrerenhundert Jahren zu ermöglichen. □Die Deutsche Forschungsgemeinschaft richtetevor sechs Jahren einen Schwerpunkt inder Erforschung dieser erdmagnetischen Variationenein, an dem alle deutsche Universitätenund Forschungseinrichtungen, die sich mitdem Erdmagnetfeld beschäftigen, teilnehmen.Physikalische Einheiten: Das Magnetfeldwird in Nanotesla nT = 10 –9 T (T =Tesla) angegeben, der Einheit der magnetischenFlussdichte (1 Tesla = 1Vs/m 2 ). Benannt wurde sie nach Nikola Tesla(1856 – 1943), einem amerikanischenPhysiker kroatischer Herkunft, der sichintensiv mit Magnetfeldern befasste.Dipolmoment: Momentum heißt im Lateinischen»die bewegende Kraft«. Dasmagnetische Dipolmoment ist die in einemPunkt konzentrierte Kraft, die dasganze umgebende Magnetfeld erzeugt,genau so wie eine Masse ihr umgebendesSchwerefeld bestimmt. Im Prinzipstammt das Wort »Dipol« aus einer Anordnungzweier entgegengesetzter magnetischerLadungen (Hantelmodell). Daes keine magnetischen Monopolladungengibt, ist das Hantelmodell physikalischnicht realisierbar. Man kann genaudieses Feld eines Dipols aber durcheinen elektrischen Kreisstrom um denMittelpunkt der gedachten Hantel erzeugen.Das Dipolmoment ist dann dasProdukt aus dem Strom und der von ihmumflossenen Fläche und hat die DimensionAm 2 . Diese Dimension gilt nicht nurfür Dipolmomente, sondern für jedesmagnetische Moment. Das Dipolmomentdes Erdmagnetfelds beträgt zurzeit etwa8 10 22 Am 2 .Horizontal- und Vertikalkomponente:Das Magnetfeld besitzt an jedem Orteine andere Richtung und eine andereStärke, es ist ein Vektorfeld. Man teiltdieses auf in Vektoren, die parallel undsenkrecht zur Erdoberfläche gerichtetsind: ersterer ist die Horizontalkomponente,letzterer die Vertikalkomponente.[4] International Association ofGeomagnetism and Aeronomy(IAGA), Division V, Working GroupVMOD: Geomagnetic Field Modeling:The 10th-Generation InternationalGeomagnetic Reference Field. Geophys.J. Int., 161, 561–565 [2005][5] A. Jackson, A.R.T. Jonkers andM.R. Walker: Four centuries of geomagneticsecular variation from historicalrecords, Phil. Trans. R. Soc.Lond. A, 358, 957– 990 [2005][6] I. Wardinski: Core Surface Flow Modelsfrom Decadal and SubdecadalSecular Variation of the Main GeomagneticField. Dissertation Freie UniversitätBerlin, www.diss.fu-berlin.de/2005/70/index.html [2005]Volker Haak studiertean der LMU MünchenGeophysik und promoviertedort 1970. Erwurde 1984 zum Professorfür Geophysikan der Freien UniversitätBerlin und 1986 ander Johann WolfgangGoethe Universität inFrankfurt am Main berufen. Von 1992 bis 2004leitete er als Professor an der Freien UniversitätBerlin den Projektbereich ElektromagnetischeTiefensondierung und Geomagnetische Felderam GeoForschungsZentrum Potsdam.Monika Korte studiertean der LMU Münchenund promovierte 1999an der FU Berlin. Seit2003 ist sie als wissenschaftlicheLeiterin dererdmagnetischen ObservatorienNiemegk und Wingst am GFZ Potsdamtätig. Ihr Hauptarbeitsgebiet ist die Säkularvariationdes Erdmagnetfelds.Ingo Wardinski studiertePhysik an denUniversitäten Greifswaldund Potsdam underhielt dort 1999 dasDiplom. Seit 2001 ister wissenschaftlicherMitarbeiter am GFZPotsdam. Er promovierte2005 an der FreienUniversität Berlin mit einem Thema zur zeitlichenVariation des Erdmagnetfeldes und deren ursächlichenProzesse an der Kern-Mantel-Grenze.STERNE UND WELTRAUM Juni 200631