Erdmagnetfeld

Computersimulation des Erdfelds in einer Periode normaler Polarität zwischen Umkehrungen. Die Linien stellen Magnetfeldlinien dar, blau, wenn das Feld zum Zentrum hin zeigt, und gelb, wenn es vom Zentrum weg zeigt. Die Rotationsachse der Erde ist zentriert und vertikal. Die dichten Ansammlungen von Linien befinden sich im Erdkern. ⓘ

Das Erdmagnetfeld, auch geomagnetisches Feld genannt, ist das Magnetfeld, das sich vom Erdinneren aus in den Weltraum erstreckt, wo es mit dem Sonnenwind, einem Strom geladener Teilchen, der von der Sonne ausgeht, in Wechselwirkung steht. Das Magnetfeld wird durch elektrische Ströme erzeugt, die auf die Bewegung von Konvektionsströmen einer Mischung aus geschmolzenem Eisen und Nickel im äußeren Erdkern zurückzuführen sind: Diese Konvektionsströme werden durch die aus dem Kern entweichende Wärme verursacht, ein natürlicher Prozess, der als Geodynamo bezeichnet wird. Die Stärke des Erdmagnetfeldes an der Oberfläche liegt zwischen 25 und 65 μT (0,25 bis 0,65 G). Näherungsweise wird es durch das Feld eines magnetischen Dipols repräsentiert, der gegenwärtig in einem Winkel von etwa 11° zur Erdrotationsachse geneigt ist, so als ob ein riesiger Stabmagnet in diesem Winkel durch das Zentrum der Erde platziert wäre. Der geomagnetische Nordpol repräsentiert den Südpol des Erdmagnetfeldes, und umgekehrt entspricht der geomagnetische Südpol dem Nordpol des Erdmagnetfeldes (weil sich entgegengesetzte Magnetpole anziehen und das nördliche Ende eines Magneten wie eine Kompassnadel zum südlichen Magnetfeld der Erde zeigt, d. h. der geomagnetische Nordpol in der Nähe des geografischen Nordpols). Im Jahr 2015 befand sich der geomagnetische Nordpol auf Ellesmere Island, Nunavut, Kanada. ⓘ

Die magnetischen Nord- und Südpole befinden sich in der Regel in der Nähe der geografischen Pole und bewegen sich langsam und kontinuierlich über geologische Zeitskalen hinweg, jedoch so langsam, dass gewöhnliche Kompasse für die Navigation weiterhin nützlich sind. In unregelmäßigen Abständen von durchschnittlich mehreren hunderttausend Jahren kehrt sich das Erdfeld jedoch um, und der magnetische Nord- bzw. Südpol wechselt abrupt seinen Platz. Diese Umkehrung der geomagnetischen Pole hinterlässt Aufzeichnungen in den Gesteinen, die für Paläomagnetologen bei der Berechnung der geomagnetischen Felder in der Vergangenheit von Wert sind. Diese Informationen sind wiederum hilfreich bei der Untersuchung der Bewegungen von Kontinenten und Ozeanböden im Zuge der Plattentektonik. ⓘ

Die Magnetosphäre ist der Bereich oberhalb der Ionosphäre, der durch die Ausdehnung des Erdmagnetfeldes im Weltraum definiert ist. Sie erstreckt sich mehrere zehntausend Kilometer in den Weltraum hinein und schützt die Erde vor den geladenen Teilchen des Sonnenwinds und der kosmischen Strahlung, die andernfalls die obere Atmosphäre, einschließlich der Ozonschicht, die die Erde vor der schädlichen ultravioletten Strahlung schützt, abtragen würden. ⓘ

Das Erdmagnetfeld und die Sonne:
Die Magnetosphäre des Planeten schirmt die Erdoberfläche von den geladenen Partikeln des Sonnenwinds ab (nicht maßstabsgetreue, illustrierende Darstellung). ⓘ

Das Erdmagnetfeld durchdringt und umgibt die Erde. Es besteht aus drei Komponenten. Der Hauptanteil des Magnetfelds (ca. 95 %) 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 % 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, 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 z. B. 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. 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 z. B. in der geophysikalischen Prospektion und in der Navigation. ⓘ

Bedeutung

Das Magnetfeld der Erde lenkt den größten Teil des Sonnenwindes ab, dessen geladene Teilchen sonst die Ozonschicht, die die Erde vor schädlicher ultravioletter Strahlung schützt, abtragen würden. Ein Mechanismus zum Ablösen der Ozonschicht besteht darin, dass Gas in den Blasen des Magnetfelds gefangen wird, die vom Sonnenwind abgerissen werden. Berechnungen des Verlusts von Kohlendioxid aus der Marsatmosphäre, der durch das Abreißen von Ionen durch den Sonnenwind verursacht wurde, deuten darauf hin, dass die Auflösung des Magnetfelds des Mars zu einem fast vollständigen Verlust seiner Atmosphäre führte. ⓘ

Die Erforschung des früheren Magnetfelds der Erde wird als Paläomagnetismus bezeichnet. Die Polarität des Erdmagnetfeldes ist in Eruptivgestein aufgezeichnet, so dass Umkehrungen des Feldes als "Streifen" auf mittelozeanischen Rücken erkennbar sind, wo sich der Meeresboden ausbreitet, während die Stabilität der geomagnetischen Pole zwischen den Umkehrungen es dem Paläomagnetismus ermöglicht hat, die vergangenen Bewegungen der Kontinente zu verfolgen. Umkehrungen bilden auch die Grundlage für die Magnetostratigraphie, eine Methode zur Datierung von Gesteinen und Sedimenten. Das Feld magnetisiert auch die Kruste, und magnetische Anomalien können zur Suche nach Metallvorkommen genutzt werden. ⓘ

Seit dem 11. Jahrhundert n. Chr. benutzen die Menschen Kompasse zur Orientierung und seit dem 12. Jahrhundert zur Navigation. Obwohl sich die magnetische Deklination mit der Zeit verschiebt, ist diese Wanderung so langsam, dass ein einfacher Kompass für die Navigation nützlich bleiben kann. Verschiedene andere Organismen, von einigen Bakterienarten bis hin zu Tauben, nutzen das Erdmagnetfeld zur Orientierung und Navigation mit Hilfe der Magnetorezeption. ⓘ

Merkmale

Das Erdmagnetfeld kann an jedem Ort durch einen dreidimensionalen Vektor dargestellt werden. Ein typisches Verfahren zur Messung seiner Richtung ist die Verwendung eines Kompasses, um die Richtung des magnetischen Nordens zu bestimmen. Ihr Winkel gegenüber dem wahren Norden ist die Deklination (D) oder Abweichung. Der Winkel, den das Feld mit der Horizontalen einnimmt, wenn es nach Norden gerichtet ist, ist die Inklination (I) oder magnetische Neigung. Die Intensität (F) des Feldes ist proportional zu der Kraft, die es auf einen Magneten ausübt. Eine andere übliche Darstellung ist X (Norden), Y (Osten) und Z (unten) Koordinaten. ⓘ

Übliche Koordinatensysteme zur Darstellung des Erdmagnetfeldes. ⓘ

Intensität

Die Intensität des Feldes wird häufig in Gauß (G) gemessen, im Allgemeinen aber in Mikrotesla (μT) angegeben, wobei 1 G = 100 μT. Ein Nanotesla wird auch als Gamma (γ) bezeichnet. Das Feld der Erde liegt zwischen etwa 25 und 65 μT (0,25 und 0,65 G). Zum Vergleich: Ein starker Kühlschrankmagnet hat ein Feld von etwa 10.000 μT (100 G). ⓘ

Eine Karte mit Intensitätskonturen wird als isodynamische Karte bezeichnet. Wie das Weltmagnetmodell zeigt, nimmt die Intensität von den Polen zum Äquator hin tendenziell ab. Ein Minimum der Intensität tritt in der südatlantischen Anomalie über Südamerika auf, während es Maxima über Nordkanada, Sibirien und der Küste der Antarktis südlich von Australien gibt. ⓘ

Die Intensität des Magnetfelds ändert sich im Laufe der Zeit. Eine paläomagnetische Studie der Universität Liverpool aus dem Jahr 2021 hat dazu beigetragen, dass es immer mehr Belege dafür gibt, dass das Magnetfeld der Erde alle 200 Millionen Jahre in seiner Stärke schwankt. Die Hauptautorin erklärte: "Unsere Ergebnisse stützen zusammen mit den vorhandenen Datensätzen die Existenz eines etwa 200 Millionen Jahre dauernden Zyklus in der Stärke des Erdmagnetfelds, der mit Prozessen in der Tiefe der Erde zusammenhängt." ⓘ

Neigung

Die Neigung wird durch einen Winkel angegeben, der Werte zwischen -90° (oben) und 90° (unten) annehmen kann. Auf der Nordhalbkugel ist das Feld nach unten gerichtet. Am magnetischen Nordpol ist es gerade nach unten gerichtet und dreht sich mit abnehmender geografischer Breite nach oben, bis es am magnetischen Äquator horizontal (0°) ist. Es dreht sich weiter nach oben, bis es am magnetischen Südpol gerade nach oben zeigt. Die Neigung kann mit einem Neigungskreis gemessen werden. ⓘ

Eine isokline Karte (Karte der Neigungskonturen) für das Magnetfeld der Erde ist unten abgebildet. ⓘ

Neigung

Die Deklination ist positiv für eine Abweichung des Feldes nach Osten relativ zum geografischen Norden. Sie kann geschätzt werden, indem die magnetische Nord-Süd-Ausrichtung auf einem Kompass mit der Richtung eines Himmelspols verglichen wird. Karten enthalten in der Regel Angaben zur Deklination in Form eines Winkels oder eines kleinen Diagramms, das die Beziehung zwischen dem magnetischen Norden und dem geografischen Norden zeigt. Informationen zur Deklination für eine Region können durch eine Karte mit isogonalen Linien (Höhenlinien, wobei jede Linie eine feste Deklination darstellt) dargestellt werden. ⓘ

Geografische Variation

Komponenten des Erdmagnetfelds an der Oberfläche aus dem Weltmagnetmodell für 2015. ⓘ

• Intensität

• Neigung

• Neigung ⓘ

Dipolare Approximation

Beziehung zwischen den Erdpolen. A1 und A2 sind die geografischen Pole; B1 und B2 sind die geomagnetischen Pole; C1 (Süden) und C2 (Norden) sind die magnetischen Pole. ⓘ

In der Nähe der Erdoberfläche lässt sich das Magnetfeld der Erde sehr gut durch das Feld eines magnetischen Dipols beschreiben, der sich im Erdmittelpunkt befindet und gegenüber der Rotationsachse der Erde um einen Winkel von etwa 11° geneigt ist. Der Dipol entspricht in etwa einem starken Stabmagneten, dessen Südpol in Richtung des geomagnetischen Nordpols zeigt. Dies mag überraschen, aber der Nordpol eines Magneten ist so definiert, weil er, wenn er sich frei drehen kann, ungefähr nach Norden zeigt (im geografischen Sinne). Da der Nordpol eines Magneten die Südpole anderer Magneten anzieht und die Nordpole abstößt, muss er vom Südpol des Erdmagneten angezogen werden. Das dipolare Feld macht 80-90 % des Feldes an den meisten Orten aus. ⓘ

Magnetische Pole

Die Bewegung des magnetischen Nordpols der Erde über die kanadische Arktis. ⓘ

Historisch gesehen wurden der Nord- und der Südpol eines Magneten zunächst durch das Magnetfeld der Erde definiert und nicht umgekehrt, da einer der ersten Verwendungszwecke eines Magneten die Verwendung als Kompassnadel war. Der Nordpol eines Magneten ist definiert als der Pol, der vom magnetischen Nordpol der Erde angezogen wird, wenn der Magnet so aufgehängt ist, dass er sich frei drehen kann. Da sich entgegengesetzte Pole anziehen, ist der magnetische Nordpol der Erde in Wirklichkeit der Südpol ihres Magnetfeldes (der Ort, an dem das Feld nach unten in die Erde gerichtet ist). ⓘ

Die Positionen der Magnetpole können auf mindestens zwei Arten definiert werden: lokal oder global. Die lokale Definition ist der Punkt, an dem das Magnetfeld vertikal ist. Dies kann durch Messung der Neigung bestimmt werden. Die Neigung des Erdmagnetfeldes beträgt 90° (nach unten) am magnetischen Nordpol und -90° (nach oben) am magnetischen Südpol. Die beiden Pole wandern unabhängig voneinander und liegen sich auf der Erdkugel nicht direkt gegenüber. Für den magnetischen Nordpol wurden Bewegungen von bis zu 40 km pro Jahr beobachtet. In den letzten 180 Jahren ist der magnetische Nordpol nach Nordwesten gewandert, von Kap Adelaide auf der Boothia-Halbinsel im Jahr 1831 bis 600 Kilometer von Resolute Bay im Jahr 2001. Der magnetische Äquator ist die Linie, an der die Neigung Null ist (das Magnetfeld ist horizontal). ⓘ

Die globale Definition des Erdmagnetfeldes basiert auf einem mathematischen Modell. Zieht man eine Linie durch den Erdmittelpunkt, die parallel zum Moment des am besten passenden magnetischen Dipols verläuft, werden die beiden Positionen, an denen sie die Erdoberfläche schneidet, als geomagnetischer Nord- und Südpol bezeichnet. Wäre das Magnetfeld der Erde vollkommen dipolar, würden die geomagnetischen Pole und die magnetischen Dipole zusammenfallen und Kompasse würden auf sie ausgerichtet sein. Das Erdmagnetfeld hat jedoch einen erheblichen nicht-dipolaren Anteil, so dass die Pole nicht zusammenfallen und Kompasse im Allgemeinen nicht auf einen der beiden Pole ausgerichtet sind. ⓘ

Magnetosphäre

Eine künstlerische Darstellung der Struktur einer Magnetosphäre. 1) Bogenschock. 2) Magnetoscheide. 3) Magnetopause. 4) Magnetosphäre. 5) Nördlicher Schweifkeil. 6) Südlicher Schweifkeil. 7) Plasmasphäre. ⓘ

Das Magnetfeld der Erde, das an der Oberfläche überwiegend dipolar ist, wird weiter außen durch den Sonnenwind verzerrt. Dabei handelt es sich um einen Strom geladener Teilchen, die die Korona der Sonne verlassen und auf eine Geschwindigkeit von 200 bis 1000 Kilometer pro Sekunde beschleunigt werden. Sie tragen ein Magnetfeld mit sich, das interplanetare Magnetfeld (IMF). ⓘ

Der Sonnenwind übt einen Druck aus, und wenn er die Erdatmosphäre erreichen könnte, würde er sie erodieren. Er wird jedoch durch den Druck des Erdmagnetfeldes abgehalten. Die Magnetopause, der Bereich, in dem sich die Drücke ausgleichen, ist die Grenze der Magnetosphäre. Trotz ihres Namens ist die Magnetosphäre asymmetrisch, wobei die sonnenzugewandte Seite etwa 10 Erdradien entfernt ist, während sich die andere Seite in einem Magnetschweif ausdehnt, der sich über 200 Erdradien erstreckt. Sonnenwärts der Magnetopause befindet sich der Bugschock, der Bereich, in dem sich der Sonnenwind abrupt verlangsamt. ⓘ

Im Inneren der Magnetosphäre befindet sich die Plasmasphäre, ein donutförmiger Bereich, der geladene Teilchen mit niedriger Energie, das Plasma, enthält. Dieser Bereich beginnt in einer Höhe von 60 km, erstreckt sich bis zu 3 oder 4 Erdradien und umfasst die Ionosphäre. Diese Region rotiert mit der Erde. Außerdem gibt es zwei konzentrische, reifenförmige Regionen, die so genannten Van-Allen-Strahlungsgürtel, mit hochenergetischen Ionen (Energien von 0,1 bis 10 MeV). Der innere Gürtel ist 1-2 Erdradien entfernt, während der äußere Gürtel 4-7 Erdradien entfernt ist. Die Plasmasphäre und die Van-Allen-Gürtel überlappen sich teilweise, wobei das Ausmaß der Überlappung stark von der Sonnenaktivität abhängt. ⓘ

Das Magnetfeld der Erde lenkt nicht nur den Sonnenwind ab, sondern auch die kosmische Strahlung, hochenergetische geladene Teilchen, die meist von außerhalb des Sonnensystems stammen. Viele kosmische Strahlen werden durch die Magnetosphäre oder Heliosphäre der Sonne aus dem Sonnensystem herausgehalten. Im Gegensatz dazu sind Astronauten auf dem Mond der Strahlung ausgesetzt. Jeder, der sich während einer besonders heftigen Sonneneruption im Jahr 2005 auf der Mondoberfläche aufgehalten hätte, hätte eine tödliche Dosis abbekommen. ⓘ

Einige der geladenen Teilchen gelangen in die Magnetosphäre. Diese bewegen sich spiralförmig um die Feldlinien und prallen mehrmals pro Sekunde zwischen den Polen hin und her. Darüber hinaus driften positive Ionen langsam nach Westen und negative Ionen nach Osten, wodurch ein Ringstrom entsteht. Dieser Strom schwächt das Magnetfeld an der Erdoberfläche ab. Teilchen, die in die Ionosphäre eindringen und mit den dortigen Atomen kollidieren, erzeugen die Lichter der Polarlichter und strahlen auch Röntgenstrahlung ab. ⓘ

Die wechselnden Bedingungen in der Magnetosphäre, die als Weltraumwetter bekannt sind, werden weitgehend von der Sonnenaktivität bestimmt. Ist der Sonnenwind schwach, dehnt sich die Magnetosphäre aus; ist er dagegen stark, wird die Magnetosphäre zusammengedrückt und es dringt mehr davon ein. Perioden besonders intensiver Aktivität, so genannte geomagnetische Stürme, können auftreten, wenn ein koronaler Massenauswurf über der Sonne ausbricht und eine Schockwelle durch das Sonnensystem schickt. Eine solche Welle kann nur zwei Tage brauchen, um die Erde zu erreichen. Geomagnetische Stürme können erhebliche Störungen verursachen; der "Halloween"-Sturm von 2003 beschädigte mehr als ein Drittel der NASA-Satelliten. Der größte dokumentierte Sturm, das Carrington-Ereignis, ereignete sich im Jahr 1859. Er verursachte Ströme, die stark genug waren, um Telegrafenleitungen zu unterbrechen, und Polarlichter wurden bis nach Hawaii gemeldet. ⓘ

Zeitabhängigkeit

Kurzfristige Schwankungen

Hintergrund: eine Reihe von Spuren von Magnetobservatorien, die einen magnetischen Sturm im Jahr 2000 zeigen.
Globus: Karte mit den Standorten der Observatorien und Konturlinien, die die horizontale magnetische Intensität in μ T angeben. ⓘ

Das geomagnetische Feld ändert sich auf Zeitskalen von Millisekunden bis zu Millionen von Jahren. Kürzere Zeitskalen ergeben sich meist aus Strömungen in der Ionosphäre (ionosphärische Dynamoregion) und der Magnetosphäre, und einige Veränderungen können auf geomagnetische Stürme oder tägliche Strömungsschwankungen zurückgeführt werden. Veränderungen auf Zeitskalen von einem Jahr oder mehr spiegeln meist Veränderungen im Erdinneren wider, insbesondere im eisenreichen Erdkern. ⓘ

Häufig wird die Magnetosphäre der Erde von Sonneneruptionen getroffen, die geomagnetische Stürme verursachen und zu Polarlichterscheinungen führen. Die kurzfristige Instabilität des Magnetfelds wird mit dem K-Index gemessen. ⓘ

Daten von THEMIS zeigen, dass das Magnetfeld, das mit dem Sonnenwind wechselwirkt, reduziert wird, wenn die magnetische Ausrichtung zwischen Sonne und Erde ausgerichtet ist - entgegen der bisherigen Hypothese. Bei bevorstehenden Sonnenstürmen könnte dies zu Stromausfällen und Störungen bei künstlichen Satelliten führen. ⓘ

Säkulare Schwankungen

Geschätzte Deklinationskonturen nach Jahren, 1590 bis 1990 (klicken Sie, um die Variation zu sehen). ⓘ

Stärke der axialen Dipolkomponente des Erdmagnetfeldes von 1600 bis 2020. ⓘ

Veränderungen des Erdmagnetfelds auf einer Zeitskala von einem Jahr oder mehr werden als säkulare Variation bezeichnet. Bei der magnetischen Deklination werden über Hunderte von Jahren Schwankungen von mehreren Dutzend Grad beobachtet. Die Animation zeigt, wie sich die globalen Deklinationen in den letzten Jahrhunderten verändert haben. ⓘ

Die Richtung und die Intensität des Dipols ändern sich mit der Zeit. In den letzten zwei Jahrhunderten hat die Dipolstärke mit einer Rate von etwa 6,3 % pro Jahrhundert abgenommen. Bei dieser Abnahmerate würde das Feld in etwa 1600 Jahren vernachlässigbar sein. Diese Stärke liegt jedoch im Durchschnitt der letzten 7000 Jahre, und die derzeitige Änderungsrate ist nicht ungewöhnlich. ⓘ

Ein auffälliges Merkmal des nicht-dipolaren Teils der säkularen Variation ist eine westliche Drift mit einer Rate von etwa 0,2° pro Jahr. Diese Drift ist nicht überall gleich und hat sich im Laufe der Zeit verändert. Die global gemittelte Drift ist seit etwa 1400 n. Chr. westwärts, aber zwischen etwa 1000 n. Chr. und 1400 n. Chr. ostwärts gerichtet. ⓘ

Veränderungen, die vor den magnetischen Observatorien stattgefunden haben, sind in archäologischem und geologischem Material dokumentiert. Solche Veränderungen werden als paläomagnetische säkulare Variation oder paläosekulare Variation (PSV) bezeichnet. Die Aufzeichnungen umfassen in der Regel lange Zeiträume mit geringen Veränderungen und gelegentlichen großen Veränderungen, die geomagnetische Exkursionen und Umkehrungen widerspiegeln. ⓘ

Im Juli 2020 berichten Wissenschaftler, dass die Analyse von Simulationen und eines aktuellen Beobachtungsfeldmodells zeigt, dass die maximalen Raten der Richtungsänderung des Erdmagnetfelds ~10° pro Jahr erreichten - fast 100 Mal schneller als die aktuellen Änderungen und 10 Mal schneller als bisher angenommen. ⓘ

Untersuchungen von Lavaströmen auf dem Steens Mountain, Oregon, zeigen, dass sich das Magnetfeld zu einem bestimmten Zeitpunkt in der Erdgeschichte mit einer Geschwindigkeit von bis zu 6° pro Tag verschoben haben könnte, was das gängige Verständnis der Funktionsweise des Erdmagnetfeldes erheblich in Frage stellt. Dieser Befund wurde später von einem der ursprünglichen Autoren der Studie von 1995 auf ungewöhnliche magnetische Gesteinseigenschaften des untersuchten Lavastroms und nicht auf eine rasche Feldveränderung zurückgeführt. ⓘ

Umkehrungen des Magnetfeldes

Geomagnetische Polarität während des späten Känozoikums. Dunkle Bereiche kennzeichnen Perioden, in denen die Polarität mit der heutigen übereinstimmt, helle Bereiche kennzeichnen Perioden, in denen die Polarität umgekehrt ist. ⓘ

Obwohl das Erdfeld im Allgemeinen annähernd dipolar ist, mit einer Achse, die nahezu mit der Rotationsachse übereinstimmt, tauschen der geomagnetische Nord- und Südpol gelegentlich ihre Plätze. Beweise für diese geomagnetischen Umkehrungen finden sich in Basalten, Sedimentkernen aus dem Meeresboden und magnetischen Anomalien am Meeresboden. Die Umkehrungen treten fast zufällig auf, wobei die Zeitabstände zwischen den Umkehrungen zwischen weniger als 0,1 Millionen Jahren und bis zu 50 Millionen Jahren liegen. Die jüngste geomagnetische Umkehrung, die so genannte Brunhes-Matuyama-Umkehrung, fand vor etwa 780.000 Jahren statt. Ein verwandtes Phänomen, eine geomagnetische Exkursion, führt die Dipolachse über den Äquator und dann zurück zur ursprünglichen Polarität. Das Laschamp-Ereignis ist ein Beispiel für eine Exkursion, die während der letzten Eiszeit (vor 41.000 Jahren) stattfand. ⓘ

Das vergangene Magnetfeld wird vor allem von stark magnetischen Mineralen aufgezeichnet, insbesondere von Eisenoxiden wie Magnetit, die ein permanentes magnetisches Moment tragen können. Diese remanente Magnetisierung, auch Remanenz genannt, kann auf mehr als eine Weise erworben werden. In Lavaströmen wird die Richtung des Feldes in kleinen Mineralien "eingefroren", wenn sie abkühlen, was zu einer thermoremanenten Magnetisierung führt. In Sedimenten wird die Ausrichtung der magnetischen Partikel bei der Ablagerung auf dem Meeres- oder Seeboden leicht in Richtung des Magnetfelds verschoben. Dies wird als detritische remanente Magnetisierung bezeichnet. ⓘ

Die thermoremanente Magnetisierung ist die Hauptursache für die magnetischen Anomalien um mittelozeanische Rücken. Wenn sich der Meeresboden ausbreitet, steigt Magma aus dem Erdmantel auf, kühlt ab und bildet auf beiden Seiten des Rückens neue Basaltkruste, die dann durch die Ausbreitung des Meeresbodens von diesem weggetragen wird. Während es abkühlt, registriert es die Richtung des Erdfeldes. Wenn sich das Erdfeld umkehrt, zeichnet der neue Basalt die umgekehrte Richtung auf. Das Ergebnis ist eine Reihe von Streifen, die symmetrisch um den Kamm angeordnet sind. Ein Schiff, das ein Magnetometer über die Meeresoberfläche schleppt, kann diese Streifen aufspüren und daraus auf das Alter des darunter liegenden Meeresbodens schließen. Dies liefert Informationen über die Geschwindigkeit, mit der sich der Meeresboden in der Vergangenheit ausgebreitet hat. ⓘ

Die radiometrische Datierung von Lavaströmen wurde verwendet, um eine Zeitskala der geomagnetischen Polarität zu erstellen, von der ein Teil auf dem Bild zu sehen ist. Diese bildet die Grundlage für die Magnetostratigraphie, eine geophysikalische Korrelationsmethode, mit der sowohl sedimentäre und vulkanische Abfolgen als auch die magnetischen Anomalien des Meeresbodens datiert werden können. ⓘ

Früheste Erscheinung

Paläomagnetische Untersuchungen paläoarchäischer Lava in Australien und von Konglomerat in Südafrika haben ergeben, dass das Magnetfeld seit mindestens 3.450 Millionen Jahren vorhanden ist. ⓘ

Zukunft

Schwankungen des virtuellen axialen Dipolmoments seit der letzten Umkehrung. ⓘ

Seit den späten 1800er Jahren und während der gesamten 1900er Jahre und später ist das geomagnetische Feld insgesamt schwächer geworden; die derzeitige starke Verschlechterung entspricht einem Rückgang um 10-15 % und hat sich seit dem Jahr 2000 beschleunigt; die geomagnetische Intensität ist von einem Höchstwert, der 35 % über dem heutigen Wert lag, seit etwa dem Jahr 1 fast kontinuierlich zurückgegangen. Die Abnahmerate und die derzeitige Stärke liegen innerhalb der normalen Schwankungsbreite, wie die Aufzeichnung vergangener Magnetfelder in Gesteinen zeigt. ⓘ

Das Magnetfeld der Erde unterliegt heteroskedastischen (scheinbar zufälligen) Schwankungen. Eine Momentanmessung oder mehrere Messungen über Jahrzehnte oder Jahrhunderte hinweg reichen nicht aus, um einen allgemeinen Trend der Feldstärke zu extrapolieren. Sie ist in der Vergangenheit aus unbekannten Gründen gestiegen und gesunken. Auch die Feststellung der lokalen Intensität des Dipolfeldes (oder seiner Fluktuation) reicht nicht aus, um das Erdmagnetfeld als Ganzes zu charakterisieren, da es sich nicht ausschließlich um ein Dipolfeld handelt. Die Dipolkomponente des Erdmagnetfeldes kann abnehmen, auch wenn das Gesamtmagnetfeld gleich bleibt oder zunimmt. ⓘ

Der magnetische Nordpol der Erde driftet von Nordkanada in Richtung Sibirien, und zwar mit einer Geschwindigkeit, die sich gegenwärtig beschleunigt - 10 km pro Jahr zu Beginn des 20. Jahrhunderts, bis zu 40 km pro Jahr im Jahr 2003, und seitdem hat sich die Bewegung nur noch beschleunigt. ⓘ

Physikalischer Ursprung

Der Erdkern und der Geodynamo

Man geht davon aus, dass das Magnetfeld der Erde durch elektrische Ströme in den leitenden Eisenlegierungen des Erdkerns erzeugt wird, die durch Konvektionsströme aufgrund der aus dem Kern entweichenden Wärme entstehen. ⓘ

Ein Schema zur Veranschaulichung der Beziehung zwischen der Bewegung einer leitenden Flüssigkeit, die durch die Corioliskraft in Rollen organisiert wird, und dem Magnetfeld, das diese Bewegung erzeugt. ⓘ

Die Erde und die meisten Planeten des Sonnensystems sowie die Sonne und andere Sterne erzeugen alle Magnetfelder durch die Bewegung von elektrisch leitenden Flüssigkeiten. Das Feld der Erde entsteht in ihrem Kern. Dabei handelt es sich um einen Bereich aus Eisenlegierungen, der sich bis in eine Tiefe von etwa 3400 km erstreckt (der Radius der Erde beträgt 6370 km). Er ist unterteilt in einen festen inneren Kern mit einem Radius von 1220 km und einen flüssigen äußeren Kern. Die Bewegung der Flüssigkeit im äußeren Kern wird durch einen Wärmestrom vom inneren Kern, der etwa 6.000 K (5.730 °C; 10.340 °F) warm ist, zur Kern-Mantel-Grenze, die etwa 3.800 K (3.530 °C; 6.380 °F) warm ist, angetrieben. Die Wärme wird durch potenzielle Energie erzeugt, die durch das Absinken schwererer Materialien in Richtung Kern (planetarische Differenzierung, Eisenkatastrophe) sowie durch den Zerfall radioaktiver Elemente im Inneren freigesetzt wird. Das Strömungsmuster wird durch die Rotation der Erde und das Vorhandensein eines festen inneren Kerns bestimmt. ⓘ

Der Mechanismus, durch den die Erde ein Magnetfeld erzeugt, wird als Dynamo bezeichnet. Das Magnetfeld wird durch eine Rückkopplungsschleife erzeugt: Stromschleifen erzeugen Magnetfelder (Ampère'sches Kreislaufgesetz); ein sich änderndes Magnetfeld erzeugt ein elektrisches Feld (Faraday'sches Gesetz); und die elektrischen und magnetischen Felder üben eine Kraft auf die Ladungen aus, die in Strömen fließen (Lorentzkraft). Diese Effekte lassen sich in einer partiellen Differentialgleichung für das Magnetfeld zusammenfassen, der so genannten magnetischen Induktionsgleichung, ⓘ

${\frac {\partial \mathbf {B} }{\partial t}}=\eta \nabla ^{2}\mathbf {B} +\nabla \times (\mathbf {u} \times \mathbf {B} ),$ ⓘ

Dabei ist u die Geschwindigkeit des Fluids, B ist das magnetische B-Feld und η=1/σμ ist die magnetische Diffusivität, die umgekehrt proportional zum Produkt aus der elektrischen Leitfähigkeit σ und der Permeabilität μ ist. Der Term ∂B/∂t ist die zeitliche Ableitung des Feldes; ∇² ist der Laplace-Operator und ∇× ist der Curl-Operator. ⓘ

Der erste Term auf der rechten Seite der Induktionsgleichung ist ein Diffusionsterm. In einer stationären Flüssigkeit nimmt das Magnetfeld ab und alle Feldkonzentrationen breiten sich aus. Würde der Erddynamo abgeschaltet, würde der Dipolteil in einigen zehntausend Jahren verschwinden. ⓘ

In einem perfekten Leiter ($\sigma =\infty \;$) würde es keine Diffusion geben. Nach der Lenz'schen Regel würde jede Änderung des Magnetfelds sofort durch Ströme ausgeglichen, so dass sich der Fluss durch ein bestimmtes Flüssigkeitsvolumen nicht ändern könnte. Wenn sich die Flüssigkeit bewegt, würde sich das Magnetfeld mit ihr bewegen. Das Theorem, das diesen Effekt beschreibt, wird als Theorem des eingefrorenen Feldes bezeichnet. Selbst in einer Flüssigkeit mit endlicher Leitfähigkeit wird ein neues Feld erzeugt, indem die Feldlinien gedehnt werden, wenn sich die Flüssigkeit so bewegt, dass sie verformt wird. Dieser Prozess könnte unendlich viele neue Felder erzeugen, wenn sich das Magnetfeld nicht mit zunehmender Stärke der Flüssigkeitsbewegung widersetzen würde. ⓘ

Die Bewegung der Flüssigkeit wird durch Konvektion aufrechterhalten, eine durch Auftrieb angetriebene Bewegung. Die Temperatur nimmt zum Erdmittelpunkt hin zu, und die höhere Temperatur der Flüssigkeit in der Tiefe verleiht ihr Auftrieb. Dieser Auftrieb wird durch chemische Abspaltung noch verstärkt: Während der Kern abkühlt, verfestigt sich ein Teil des geschmolzenen Eisens und wird an den inneren Kern abgeschieden. Bei diesem Prozess bleiben leichtere Elemente in der Flüssigkeit zurück, die dadurch leichter wird. Dies wird als Konvektion der Zusammensetzung bezeichnet. Der Coriolis-Effekt, der durch die Gesamtrotation des Planeten verursacht wird, führt dazu, dass sich die Strömung in Rollen entlang der Nord-Süd-Polarachse ausrichtet. ⓘ

Ein Dynamo kann ein Magnetfeld verstärken, aber er braucht ein "Keimfeld", um es in Gang zu setzen. Für die Erde könnte dies ein äußeres Magnetfeld gewesen sein. Zu Beginn ihrer Geschichte durchlief die Sonne eine T-Tauri-Phase, in der der Sonnenwind ein Magnetfeld hatte, das um Größenordnungen größer war als der heutige Sonnenwind. Ein Großteil des Feldes könnte jedoch durch den Erdmantel abgeschirmt worden sein. Eine andere Quelle sind Ströme an der Kern-Mantel-Grenze, die durch chemische Reaktionen oder Schwankungen der thermischen oder elektrischen Leitfähigkeit verursacht werden. Solche Effekte können immer noch eine kleine Verzerrung verursachen, die Teil der Randbedingungen für den Geodynamo ist. ⓘ

Das durchschnittliche Magnetfeld im äußeren Erdkern wurde mit 25 Gauß berechnet und ist damit 50 Mal stärker als das Feld an der Oberfläche. ⓘ

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 (oder genauer: als Geodynamo-Modell) der Magnetohydrodynamik bezeichnet. ⓘ

Anmerkung zur Begriffsbildung:

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 durch positive Rückkopplung selbst erzeugt. In der Tatsache, dass es sowohl beim Dynamoelektrischen Prinzip als auch bei der Entstehung des Erdmagnetfeldes eine positive Rückkopplung gibt, erschöpft sich die wesentliche Parallele zwischen beiden schon. Im Erdinneren gibt es keine Strukturen, die mit denen eines technischen Gleichstromgenerators oder Dynamos vergleichbar wären. Es handelt sich dort um einen Magnetohydrodynamischen Dynamo. ⓘ

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 auch bei den hohen Drücken im Erdkern nicht (ferro-)magnetisierbar, weil die Temperatur weit über deren Curie-Temperaturen liegt. Damit sind diese Materialien dort nicht selbst ferromagnetisch, sondern fungieren nur als elektrische Leiter. ⓘ

Des Weiteren geht die Dynamotheorie davon aus, dass Bewegungen der Materie im Erdkern stattfinden, in erster Linie die Konvektion. 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 Konvektionsströme werden infolge der Rotationsbewegung der Erde durch die Corioliskraft abgelenkt und auf Schraubenbahnen gezwungen. Bezüglich der Corioliskraft gibt es Parallelen zur Ablenkung von Luftmassen der Erdatmosphäre, wo sie die Rotation der Hoch- und Tiefdruckgebiete und der Wirbelstürme verursacht. ⓘ

Chaotische Störung des Erdmagnetfeldes. Das Außenfeld lässt sich nicht mehr als Dipolfeld beschreiben. ⓘ

Die Dynamotheorie beschreibt eine Stromerzeugung durch diese schraubenförmige Bewegung von elektrisch leitfähiger Materie. Diese haben wegen ihrer Bewegung in einem anfangs vorhandenen sehr schwachen Magnetfeld einen Induktionsstrom erzeugt, der sich durch positive Rückkopplung verstärkt bis durch einen Begrenzungseffekt ein mehr oder weniger stabiler Zustand erreicht wurde. Es handelt sich sozusagen um einen selbsterregten Dynamo. ⓘ

P. H. Roberts und G. A. Glatzmaier geben für die Bewegungen im flüssigen Kern eine Geschwindigkeit von wenigen Millimetern pro Sekunde an, 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 auftretenden Umpolungen des Erdmagnetfeldes, wie sie beispielsweise am Mittelatlantischen Rücken ablesbar sind. Auch Laborexperimente mit flüssigem, strömendem Metall sind im Einklang mit der Dynamotheorie. ⓘ

Zu dem Temperaturgefälle, das eine hinreichende Konvektion bewirkte, könnte die Ausfällung magnesiumhaltiger Mineralien aus dem flüssigen frühen Erdkern beigetragen haben; das Magnesium könnte bei der angenommenen Kollision der Protoerde vor etwa 4,5 Milliarden Jahren mit einem Himmelskörper von der Größe des Mars in den Kern gelangt sein. ⓘ

Numerische Modelle

Die Simulation des Geodynamos mit dem Computer erfordert die numerische Lösung einer Reihe von nichtlinearen partiellen Differentialgleichungen für die Magnetohydrodynamik (MHD) des Erdinneren. Die Simulation der MHD-Gleichungen erfolgt auf einem 3D-Punktgitter, und die Feinheit des Gitters, die zum Teil die Realitätsnähe der Lösungen bestimmt, wird hauptsächlich durch die Rechenleistung begrenzt. Jahrzehntelang beschränkten sich die Theoretiker auf die Erstellung von Computermodellen für kinematische Dynamos, bei denen die Fluidbewegung im Voraus festgelegt und die Auswirkungen auf das Magnetfeld berechnet werden. Bei der kinematischen Dynamotheorie ging es hauptsächlich darum, verschiedene Strömungsgeometrien auszuprobieren und zu testen, ob diese Geometrien einen Dynamo aufrechterhalten können. ⓘ

Die ersten selbstkonsistenten Dynamomodelle, die sowohl die Strömungsbewegungen als auch das Magnetfeld bestimmen, wurden 1995 von zwei Gruppen entwickelt, einer in Japan und einer in den Vereinigten Staaten. Das letztgenannte Modell erregte Aufmerksamkeit, weil es einige Merkmale des Erdfeldes, einschließlich geomagnetischer Umkehrungen, erfolgreich reproduzieren konnte. ⓘ

Wirkung der Meeresgezeiten

Die Ozeane tragen zum Magnetfeld der Erde bei. Das Meerwasser ist ein elektrischer Leiter und steht daher in Wechselwirkung mit dem Magnetfeld. Während die Gezeiten um die Ozeanbecken kreisen, versucht das Meerwasser im Wesentlichen, die geomagnetischen Feldlinien mitzuziehen. Da das salzhaltige Wasser wenig leitfähig ist, ist die Wechselwirkung relativ schwach: Die stärkste Komponente stammt von der regelmäßigen Mondflut, die etwa zweimal pro Tag auftritt (M2). Andere Beiträge kommen von der Dünung des Ozeans, von Wirbeln und sogar von Tsunamis. ⓘ

Von Satelliten beobachtete Magnetfelder auf Meereshöhe (NASA)  ⓘ

Die Stärke der Wechselwirkung hängt auch von der Temperatur des Meerwassers ab. Die gesamte im Ozean gespeicherte Wärme kann nun aus Beobachtungen des Erdmagnetfelds abgeleitet werden. ⓘ

Ströme in der Ionosphäre und Magnetosphäre

In der Ionosphäre induzierte elektrische Ströme erzeugen Magnetfelder (ionosphärischer Dynamobereich). Ein solches Feld wird immer dort erzeugt, wo die Atmosphäre der Sonne am nächsten ist, und verursacht tägliche Veränderungen, die das Oberflächenmagnetfeld um bis zu 1° ablenken können. Typische tägliche Schwankungen der Feldstärke liegen bei etwa 25 nT (ein Teil in 2000), wobei die Schwankungen innerhalb weniger Sekunden typischerweise bei etwa 1 nT (ein Teil in 50.000) liegen. ⓘ

Messung und Analyse

Nachweis

Inklinationskarte für 1860 ⓘ

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 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-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. ⓘ

Regierungen betreiben manchmal Einheiten, die auf die Messung des Erdmagnetfeldes spezialisiert sind. Es handelt sich dabei um geomagnetische Observatorien, die in der Regel Teil einer nationalen geologischen Überwachung sind, z. B. das Eskdalemuir-Observatorium des British Geological Survey. Solche Observatorien können magnetische Bedingungen wie magnetische Stürme messen und vorhersagen, die manchmal die Kommunikation, die Stromversorgung und andere menschliche Aktivitäten beeinträchtigen. ⓘ

Das Internationale Echtzeit-Magnetobservatoriumsnetz mit über 100 miteinander verbundenen geomagnetischen Observatorien auf der ganzen Welt zeichnet seit 1991 das Magnetfeld der Erde auf. ⓘ

Das Militär bestimmt lokale geomagnetische Feldcharakteristika, um Anomalien im natürlichen Hintergrund zu erkennen, die durch ein bedeutendes metallisches Objekt wie ein getauchtes U-Boot verursacht werden könnten. In der Regel werden diese Detektoren für magnetische Anomalien in Flugzeugen wie dem britischen Nimrod geflogen oder als Instrument oder Instrumentengruppe von Überwasserschiffen geschleppt. ⓘ

Kommerziell setzen geophysikalische Prospektionsunternehmen auch Magnetdetektoren ein, um natürlich vorkommende Anomalien von Erzkörpern zu identifizieren, wie z. B. die Kursk-Magnetanomalie. ⓘ

Magnetische Anomalien in der Kruste

Ein Modell der kurzwelligen Merkmale des Erdmagnetfelds, die auf lithosphärische Anomalien zurückzuführen sind ⓘ

Magnetometer erkennen winzige Abweichungen im Erdmagnetfeld, die durch Eisenartefakte, Brennöfen, einige Arten von Steinstrukturen und sogar Gräben und Hügelgräber in der archäologischen Geophysik verursacht werden. Mit magnetischen Instrumenten, die von den im Zweiten Weltkrieg zur Aufspürung von U-Booten entwickelten luftgestützten Detektoren für magnetische Anomalien übernommen wurden, wurden die magnetischen Schwankungen auf dem Meeresboden kartiert. Basalt - das eisenhaltige vulkanische Gestein, aus dem der Meeresboden besteht - enthält ein stark magnetisches Mineral (Magnetit) und kann die Kompassanzeige lokal verzerren. Diese Verzerrung wurde bereits im späten 18. Jahrhundert von isländischen Seefahrern erkannt. Da das Vorhandensein von Magnetit dem Basalt messbare magnetische Eigenschaften verleiht, haben diese magnetischen Schwankungen eine weitere Möglichkeit zur Untersuchung des tiefen Meeresbodens geschaffen. Wenn neu gebildetes Gestein abkühlt, zeichnen solche magnetischen Materialien das Magnetfeld der Erde auf. ⓘ

Statistische Modelle

Jede Messung des Magnetfelds erfolgt an einem bestimmten Ort und zu einer bestimmten Zeit. Wenn eine genaue Schätzung des Feldes an einem anderen Ort und zu einer anderen Zeit benötigt wird, müssen die Messungen in ein Modell umgewandelt und das Modell für Vorhersagen verwendet werden. ⓘ

Sphärische Harmonische

Schematische Darstellung der sphärischen Oberschwingungen auf einer Kugel und ihrer Knotenlinien. Pℓ m ist gleich 0 entlang m Großkreisen, die durch die Pole verlaufen, und entlang ℓ-m Kreisen gleicher Breite. Die Funktion wechselt jedes Mal das Vorzeichen, wenn sie eine dieser Linien kreuzt. ⓘ

Beispiel für ein Quadrupolfeld. Dieses kann auch durch das Zusammenschieben zweier Dipole erzeugt werden. ⓘ

Die gebräuchlichste Methode zur Analyse der globalen Schwankungen des Erdmagnetfelds besteht darin, die Messungen an eine Reihe von sphärischen Harmonischen anzupassen. Dies wurde erstmals von Carl Friedrich Gauß durchgeführt. Sphärische Oberschwingungen sind Funktionen, die über die Oberfläche einer Kugel schwingen. Sie sind das Produkt aus zwei Funktionen, von denen eine von der geografischen Breite und die andere von der geografischen Länge abhängt. Die Funktion der geografischen Länge ist Null entlang von null oder mehr Großkreisen, die durch den Nord- und Südpol verlaufen; die Anzahl solcher Knotenlinien ist der absolute Wert der Ordnung m. Die Funktion der geografischen Breite ist entlang von null oder mehr Breitenkreisen gleich Null; dies plus die Ordnung ist gleich dem Grad ℓ. Jede Harmonische entspricht einer bestimmten Anordnung der magnetischen Ladungen im Erdmittelpunkt. Ein Monopol ist eine isolierte magnetische Ladung, die noch nie beobachtet worden ist. Ein Dipol entspricht zwei gegensätzlichen Ladungen, die nahe beieinander liegen, und ein Quadrupol entspricht zwei Dipolen, die zusammenkommen. Ein Quadrupolfeld ist in der unteren Abbildung rechts dargestellt. ⓘ

Sphärische Harmonische können jedes skalare Feld (Funktion der Position) darstellen, das bestimmte Eigenschaften erfüllt. Ein Magnetfeld ist ein Vektorfeld, aber wenn es in kartesischen Komponenten ausgedrückt wird X, Y, Zausgedrückt wird, ist jede Komponente die Ableitung derselben skalaren Funktion, die als magnetisches Potenzial bezeichnet wird. Bei der Analyse des Erdmagnetfelds wird eine modifizierte Version der üblichen sphärischen Harmonischen verwendet, die sich durch einen multiplikativen Faktor unterscheiden. Eine Anpassung an die Magnetfeldmessungen nach der Methode der kleinsten Quadrate ergibt das Erdmagnetfeld als Summe der sphärischen Harmonischen, jeweils multipliziert mit dem am besten passenden Gauß-Koeffizienten g_m^ℓ oder h_m^ℓ. ⓘ

Der Gauß-Koeffizient niedrigsten Grades, g₀⁰, gibt den Beitrag einer isolierten magnetischen Ladung an und ist daher gleich Null. Die nächsten drei Koeffizienten - g₁⁰, g₁¹, und h₁¹ - bestimmen die Richtung und die Größe des Dipolbeitrags. Der am besten passende Dipol ist, wie bereits beschrieben, in einem Winkel von etwa 10° gegenüber der Rotationsachse geneigt. ⓘ

Radiale Abhängigkeit

Die Analyse der sphärischen Harmonischen kann verwendet werden, um interne von externen Quellen zu unterscheiden, wenn Messungen in mehr als einer Höhe vorliegen (z. B. bei Bodenobservatorien und Satelliten). In diesem Fall wird jeder Term mit dem Koeffizienten g_m^ℓ oder h_m^ℓ in zwei Terme aufgeteilt werden: einen, der mit dem Radius als 1/r^ℓ+1 abnimmt und einen, der mit dem Radius zunimmt als r^ℓ. Die zunehmenden Terme passen zu den externen Quellen (Ströme in der Ionosphäre und Magnetosphäre). Über einige Jahre gemittelt, gehen die externen Beiträge jedoch gegen Null. ⓘ

Die übrigen Terme sagen voraus, dass das Potenzial einer Dipolquelle (ℓ=1) mit 1/r². Das Magnetfeld, das eine Ableitung des Potenzials ist, fällt mit 1/r³. Quadrupol-Terme fallen mit 1/ ab.r⁴, und die Terme höherer Ordnung nehmen mit dem Radius immer schneller ab. Der Radius des äußeren Kerns ist etwa halb so groß wie der Radius der Erde. Wenn das Feld an der Kern-Mantel-Grenze an die sphärischen Harmonischen angepasst wird, ist der Dipolteil an der Oberfläche um einen Faktor von etwa 8 kleiner, der Quadrupolteil um einen Faktor von 16 und so weiter. Somit sind an der Oberfläche nur die Komponenten mit großen Wellenlängen zu erkennen. Aus einer Vielzahl von Argumenten wird gewöhnlich angenommen, dass nur Terme bis zum Grad 14 oder weniger ihren Ursprung im Kern haben. Diese haben Wellenlängen von etwa 2.000 km oder weniger. Kleinere Erscheinungen werden auf Krustenanomalien zurückgeführt. ⓘ

Globale Modelle

Die International Association of Geomagnetism and Aeronomy (Internationale Vereinigung für Erdmagnetismus und Aeronomie) unterhält ein globales Standardfeldmodell, das Internationale Erdmagnetische Referenzfeld (IGRF). Es wird alle fünf Jahre aktualisiert. Das Modell der 11. Generation, IGRF11, wurde unter Verwendung von Daten von Satelliten (Ørsted, CHAMP und SAC-C) und einem weltweiten Netz von geomagnetischen Observatorien entwickelt. Die sphärisch-harmonische Expansion wurde bis zum Jahr 2000 bei Grad 10 mit 120 Koeffizienten abgeschnitten. Nachfolgende Modelle wurden auf Grad 13 (195 Koeffizienten) gekürzt. ⓘ

Ein weiteres globales Feldmodell, das so genannte World Magnetic Model, wird gemeinsam von den United States National Centers for Environmental Information (früher National Geophysical Data Center) und dem British Geological Survey erstellt. Dieses Modell schneidet bei Grad 12 ab (168 Koeffizienten) und hat eine ungefähre räumliche Auflösung von 3.000 Kilometern. Dieses Modell wird vom US-Verteidigungsministerium, dem britischen Verteidigungsministerium, der US-Luftfahrtbehörde (FAA), der Nordatlantikvertragsorganisation (NATO) und der Internationalen Hydrographischen Organisation sowie in vielen zivilen Navigationssystemen verwendet. ⓘ

Die oben genannten Modelle berücksichtigen nur das "Hauptfeld" an der Kern-Mantel-Grenze. Obwohl sie im Allgemeinen für die Navigation ausreichen, müssen für genauere Anwendungsfälle auch kleinere magnetische Anomalien und andere Variationen berücksichtigt werden. Einige Beispiele sind (siehe geomag.us ref für mehr):

• Der Ansatz der "umfassenden Modellierung" (CM) des Goddard Space Flight Center (NASA und GSFC) und des Danish Space Research Institute. CM versucht, Daten mit sehr unterschiedlicher zeitlicher und räumlicher Auflösung aus Boden- und Satellitenquellen in Einklang zu bringen. Die neueste Version (Stand 2022) ist CM5 von 2016. Es bietet separate Komponenten für das Hauptfeld plus Lithosphäre (Kruste), M2 Gezeiten und primäre/induzierte Magnetosphäre/Ionosphäre-Variationen.
• Die US National Centers for Environmental Information haben das Enhanced Magnetic Model (EMM) entwickelt, das bis zum Grad und der Ordnung 790 reicht und magnetische Anomalien bis zu einer Wellenlänge von 56 Kilometern auflöst. Es wurde aus Satelliten-, Meeres-, aeromagnetischen und bodenmagnetischen Erhebungen zusammengestellt. Seit 2018 enthält die neueste Version, EMM2017, Daten der Swarm-Satellitenmission der Europäischen Weltraumorganisation. ⓘ

Für historische Daten über das Hauptfeld kann die IGRF bis zum Jahr 1900 zurückverfolgt werden. Ein spezielles GUFM1-Modell schätzt anhand von Schiffslogbüchern bis ins Jahr 1590 zurück. Die paläomagnetische Forschung hat Modelle hervorgebracht, die bis ins Jahr 10.000 v. Chr. zurückreichen. ⓘ

Biomagnetismus

Tiere, darunter Vögel und Schildkröten, können das Magnetfeld der Erde wahrnehmen und nutzen es zur Navigation während der Wanderung. Einige Forscher haben herausgefunden, dass Kühe und Hirsche ihren Körper in der Regel in Nord-Süd-Richtung ausrichten, wenn sie sich entspannen, nicht aber, wenn sie sich unter Hochspannungsleitungen befinden, was darauf hindeutet, dass der Magnetismus dafür verantwortlich ist. Andere Forscher berichteten 2011, dass sie diese Ergebnisse mit anderen Google Earth-Bildern nicht wiederholen konnten. ⓘ

Sehr schwache elektromagnetische Felder stören den Magnetkompass von Rotkehlchen und anderen Singvögeln, die das Magnetfeld der Erde zur Navigation nutzen. Für die Wirkung der elektromagnetischen Felder auf die Vögel sind weder Stromleitungen noch Handysignale verantwortlich, sondern Frequenzen zwischen 2 kHz und 5 MHz. Dazu gehören AM-Radiosignale und gewöhnliche elektronische Geräte, wie sie in Unternehmen oder Privathäusern zu finden sind. ⓘ

Labor- und Computermodelle

Modelle

Mit dem World Magnetic Model und dem International Geomagnetic Reference Field existieren zwei großflächige, d. h. die Erde vollständig abdeckende mathematische Modelle, die das Erdmagnetfeld mit hoher Genauigkeit beschreiben. ⓘ

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. ⓘ

Simulationen

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. ⓘ

2009 veröffentlichten französische Forscher ein einfaches digitales Modell des Geodynamos, das die Inversion des magnetischen Feldes der Erde erklärt, während auf die numerische Analyse der komplizierten Angleichungen der magnetischen Hydrodynamik, wie z. B. im Modell von Glatzmaiers und Roberts, verzichtet wird. ⓘ

Wirkungen

Geologie

Das Erdmagnetfeld bewirkt eine Magnetisierung von erkaltenden magmatischen Gesteinen, wenn die Curietemperatur unterschritten wird. Auch Sedimente können durch Einregelung kleinster magnetischer Partikel während ihrer Entstehung oder durch chemische Umwandlungen eine eigene remanente Magnetisierung erhalten. Keramik kann ebenfalls beim Brennen magnetisiert werden. Diese Effekte werden bei geologischen und archäologischen Prospektionen genutzt. ⓘ

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. ⓘ

Auch Hunde richten sich in Phasen eines ruhigen Erdmagnetfelds beim Koten und Urinieren an diesem aus und verrichten ihr Geschäft bevorzugt in Nord-Süd-Richtung. ⓘ

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. ⓘ

Abschirmung des Sonnenwindes

Das Erdmagnetfeld schirmt den Sonnenwind ab. Ergebnis sind unter anderem Polarlicht und der Van-Allen-Gürtel als erdumfassender Strahlungsgürtel. ⓘ

Magnetfeld und Klima

Es wird ein Zusammenhang der globalen Mitteltemperatur mit den Variationen des Erdmagnetfeldes vermutet. Manche Forscher wie Henrik Svensmark, die die menschengemachte Erderwärmung bestreiten, postulieren einen darüber hinausgehenden Zusammenhang zwischen Erdmagnetfeld und Klima, um eine andere Erklärung für die stark beschleunigte globale Erwärmung zu finden als den Menschen. Zwar lassen Experimente darauf schließen, dass es tatsächlich eine Verbindung zwischen der Einstrahlung kosmischer Strahlung und Wolkenbildung gibt. Allerdings besteht in der Forschung eine große Sicherheit, dass dieser Mechanismus zu schwach ist, um das Klima nennenswert zu beeinflussen. ⓘ

Navigation

Die sich stetig verändernde Abweichung von geographischem Nordpol und arktischem Magnetpol (Deklination) macht für Zwecke der Navigation regelmäßige Anpassungen der Umrechnung für Navigationshilsmittel wie Karten und Funkfeuer notwendig (Kursbeschickung). 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. ⓘ