Erdmagnetfeld

Grundlagen und Aufbau

Das Erdmagnetfeld durchdringt und umgibt die Erde. Es ist wichtig, weil seine Magnetosphäre die Erdoberfläche und die Atmosphäre vor geladenen Teilchen des Sonnenwinds schützt. Außerdem wird es unter anderem für Navigation, geophysikalische Prospektion und die Orientierung bestimmter Lebewesen genutzt.

Das Feld besteht aus drei Anteilen:

• Etwa 95 Prozent stammen vom Geodynamo im flüssigen äußeren Erdkern. Dieser Hauptanteil verändert sich langsam. Über Zehntausende von Jahren ähnelt er an der Erdoberfläche annähernd dem Feld eines magnetischen Dipols, dessen Achse leicht gegen die Erdachse geneigt ist.
• Etwa 1 bis 3 Prozent entstehen durch elektrische Ströme in Ionosphäre und Magnetosphäre. Winde in der Ionosphäre verursachen den Tages- und Jahresgang des sogenannten sq-Effekts. Das magnetisierte Plasma des Sonnenwinds staucht die Magnetosphäre auf der Tagseite und zieht sie auf der Nachtseite zu einem langen Schlauch. Magnetische Stürme führen zu schnellen Schwankungen, Polarlichtern und möglichen Störungen des Funkverkehrs.
• Ein räumlich stark wechselnder Anteil entsteht durch remanente Magnetisierung, also dauerhaft zurückbleibende Magnetisierung, in Teilen der oberen Erdkruste, etwa in Erzlagerstätten. Diese lokalen „Störfelder“ können mehrere Prozent des Gesamtfeldes ausmachen und enthalten höhere Multipol-Komponenten. Zeitlich verändern sie sich hauptsächlich in geologischen Zeiträumen.

Zirkone, die ältesten irdischen Minerale, zeigen durch die Magnetisierung ferromagnetischer Einschlüsse, dass das Erdmagnetfeld bereits vor über vier Milliarden Jahren bestand. In geologischen Formationen lassen sich zahlreiche frühere Polsprünge ablesen; diese Methode heißt Magnetostratigraphie.

Stärke, Richtung und mathematische Beschreibung

Die magnetische Flussdichte, häufig vereinfacht als Stärke des Magnetfeldes bezeichnet, beträgt am Äquator etwa 30 µT (Mikrotesla) und an den Polen ungefähr das Doppelte. In Mitteleuropa liegt der Betrag bei etwa 48 µT; in Deutschland beträgt die horizontale Komponente etwa 20 µT und die vertikale etwa 44 µT.

Der Kompass zeigt auf weiten Teilen der Erdoberfläche grob in Richtung des geografischen Nordens. Die Abweichung davon heißt Missweisung, Ortsmissweisung oder Deklination. Sie ist besonders in hohen nördlichen und südlichen Breiten groß und veränderlich. Der geomagnetische Nordpol liegt nicht am geografischen Nordpol und ist aus physikalischer Sicht ein magnetischer Südpol.

Der Winkel der Feldlinien zur Erdoberfläche heißt Inklination. In mittleren Breiten ist die vertikale Komponente bereits stärker als die horizontale; die Inklination ist dort größer als 45°, in Deutschland etwa 60°. Die Verbindung aller Orte mit einer Inklination von 0° bildet den magnetischen Äquator.

Mit geeigneter Wahl des Koordinatenursprungs und seiner Ausrichtung lässt sich das Erdmagnetfeld an der Oberfläche zurzeit zu 90 Prozent durch ein Dipolfeld beschreiben. 2015 war die Achse dieses geomagnetischen Dipolfeldes um etwa 9,6° gegenüber der Erdachse geneigt. In erster Näherung entspricht das Feld dem eines gekippten Stabmagneten, der um etwa 450 km aus dem Erdmittelpunkt in Richtung 140° östlicher Länge verschoben ist.

Das Dipolmoment betrug nach IGRF-11 im Jahr 2010 M = 7,746 · 10²⁴ nT m³.

Die damalige jährliche Veränderung wurde mit −0,006 · 10²⁴ nT m³ a⁻¹ angegeben. In SI-Einheiten gilt für das magnetische Dipolmoment m:

m = (4π/μ₀) · M = 7,746 · 10²² Am².

Für den Betrag des Dipolfeldes gilt näherungsweise bei Abstand r und magnetischer Breite λ:

|B|(r,λ) = (μ₀/4π) · (m/r³) · √(1 + 3 · sin²(λ)).

Ein Multipolfeld, beschrieben durch das International Geomagnetic Reference Field (IGRF), liefert eine bessere Näherung als das einfache Dipolmodell. Dabei wird das Feld als Potentialfeld mithilfe von Kugelflächenfunktionen und den Gauss-Koeffizienten gᵐₗ und hᵐₗ dargestellt. Die außerhalb der Erde gespeicherte Energie des Hauptfeldes liegt in der Größenordnung 10¹⁸ Joule; innerhalb des Erdkörpers ist sie vermutlich um zwei Größenordnungen größer.

Entstehung durch den Geodynamo

Die heute allgemein anerkannte Dynamotheorie erklärt den Hauptanteil des Erdmagnetfeldes durch einen magnetohydrodynamischen Dynamo, den Geodynamo. „Magnetohydrodynamisch“ bedeutet, dass Bewegungen einer elektrisch leitfähigen Flüssigkeit elektrische Ströme und Magnetfelder erzeugen.

Der flüssige äußere Erdkern ist stark eisenhaltig und umschließt den inneren festen Kern aus nahezu reinem Eisen. Im Erdkern herrschen Temperaturen von ungefähr 5000 °C. Eisen und Nickel sind dort wegen der hohen Temperatur trotz des hohen Drucks nicht ferromagnetisch: Die Temperatur liegt weit über ihren Curie-Temperaturen. Sie wirken daher vor allem als elektrische Leiter.

Im äußeren Erdkern findet Konvektion statt. Dabei steigt heißeres flüssiges Material auf, bewegt sich zu kühleren äußeren Bereichen, sinkt nach der Abkühlung wieder ab und gelangt erneut in heißere Regionen. Die Erdrotation lenkt diese Strömungen durch die Corioliskraft ab und zwingt sie auf schraubenförmige Bahnen.

Die bewegte leitfähige Materie erzeugt in einem zunächst sehr schwachen Magnetfeld Induktionsströme. Diese Ströme erzeugen wiederum eigene Magnetfelder und verstärken dadurch das vorhandene Feld. Durch positive Rückkopplung entsteht ein selbsterregter, selbsterhaltender Dynamo, solange genügend Energie für die Konvektion vorhanden ist. P. H. Roberts und G. A. Glatzmaier geben für die Bewegungen im flüssigen Kern Geschwindigkeiten von wenigen Millimetern pro Sekunde an, also etwa 100 km pro Jahr.

Die tatsächlichen Strömungen sind turbulent und wesentlich komplexer als das vereinfachte Bild. Zusätzlich rotiert der feste innere Erdkern gegenüber seiner Umgebung. Für diese Superrotation werden in der Literatur sehr unterschiedliche Werte zwischen 0,02° und 2° pro Jahr angegeben. Auch die Richtung war offenbar nicht immer gleich; zurzeit rotiert der innere Kern schneller als der Mantel. Geodynamo-Modelle erklären das dafür nötige Drehmoment zwischen innerem Kern und den äußersten Schichten des äußeren Kerns.

Vergangenheit, Polumkehr und Zukunft

Paläomagnetische Untersuchungen rekonstruieren frühere Zustände des Erdmagnetfeldes aus Remanenz, also in Gesteinen erhaltenen Magnetisierungsspuren. Besonders die ozeanische Kruste, die überwiegend jünger als 100 Millionen Jahre ist, zeigt: Das Hauptfeld bleibt meist längere Zeit relativ stabil, schwankt aber in seiner Intensität und polt sich in geologisch kurzen Zeiträumen wiederholt um.

Polumkehrungen, auch Umpolungen oder Polsprünge genannt, traten im Durchschnitt etwa alle 250.000 Jahre auf. Die letzte war vor etwa 780.000 Jahren und heißt Brunhes-Matuyama-Umkehr. Die erste bekannte Polumkehr fand vor 3,25 Milliarden Jahren statt. Häufiger als vollständige Umkehrungen sind kurze, starke Einbrüche mit anschließendem Wiederaufbau in derselben Richtung. Für die Zeit vor 10.000 bis 78.000 Jahren sind das Laschamp-Ereignis und die Mono-Lake-Exkursion bekannt.

Vom Beginn der Abschwächung bis zum vollständig wiederaufgebauten Feld vergehen wenige tausend Jahre. Die eigentliche Umkehrphase ist deutlich kürzer. In ihr geht der Dipolcharakter verloren; mehrere schwache Pole können auch in niedrigen geografischen Breiten auftreten. Untersuchungen italienischer Seesedimente deuten darauf hin, dass die Brunhes-Matuyama-Umkehr in weniger als hundert Jahren ablief.

Die magnetischen Pole sind nicht ortsfest. Der arktische Magnetpol in Kanada wandert derzeit etwa 90 Meter pro Tag beziehungsweise 30 Kilometer pro Jahr in Richtung Nord-Nordwest; Richtung und Geschwindigkeit ändern sich fortlaufend. Seit den Messungen von Gauß hat die Feldstärke um fast zehn Prozent abgenommen, in den letzten hundert Jahren allein um etwa sechs Prozent. Die Ursache dieser schnellen Abnahme ist nicht geklärt. Vermutet wird, dass sich im Erdkern regional bereits ein Gegenfeld aufbaut, das das globale Feld schneller abschwächt, als ein passives Abklingen möglich wäre.

Eine Kurvenanpassung an die Ausdehnung der Südatlantischen Anomalie über 400 Jahre ergab eine mögliche Ausdehnung über die halbe Erde im Jahr 2034 ± 3. Swarm-Messungen bis Mai 2014 bestätigten die beschleunigte Abnahme im Südatlantik, zeigten aber eine Verstärkung im südlichen Indischen Ozean. In ferner Zukunft, frühestens in 500 Millionen Jahren, könnte eine Abkühlung des Erdinneren das Magnetfeld weitgehend reduzieren und damit auch seinen Schutz für die Atmosphäre schwächen.

Forschung, Modelle und Experimente

Chinesen und Mongolen kannten die Nordweisung magnetisierter Körper bereits vor mehr als tausend Jahren. Seit dem trockenen Kompass ab dem 12. Jahrhundert waren qualitative Messungen von Deklination und Inklination möglich. William Gilbert erkannte 1600 in De Magnete, dass die Erde die Ursache für die Ausrichtung der Kompassnadel ist. Henry Gellibrand zeigte durch Messungen in London, dass sich das Magnetfeld langsam verändert.

Alexander von Humboldt führte systematische Messungen im preußischen Bergbau und auf Forschungsreisen durch. Carl Friedrich Gauß errichtete in Göttingen das erste geophysikalische Observatorium und entwickelte 1832 ein empfindliches Magnetometer. Er erkannte, dass zeitgleiche Messungen an verschiedenen Orten nötig sind, um Schwankungsursachen zu lokalisieren und das statische Feld genauer zu bestimmen. Daten des 1836 gegründeten Magnetischen Vereins und der britischen Royal Society mit Sir John Henry Lefroy ermöglichten Gauß und Wilhelm Weber 1839 den Nachweis, dass der Hauptteil des statischen Feldes aus dem Erdinneren stammt, während kleinere kurzfristige Variationen von außerhalb kommen. James Clark Ross berechnete 1841 durch Annäherung den magnetischen Südpol.

Internationale Messkampagnen fanden unter anderem in den Polarjahren 1882 und 1932 sowie im Internationalen Geophysikalischen Jahr 1957–1958 statt. Mechanische Magnetometer wurden zunehmend durch induktive oder atomare Geräte ersetzt, darunter Saturationskern-, Fluxgate-, Protonen- und Cäsium-Magnetometer. Satelliten wie Magsat (1980), Oersted (1999), die vier Cluster-Satelliten (2000), CHAMP (2000) und SWARM (2013) verbesserten die globale Erfassung langsamer Veränderungen. Für kurzfristige Schwankungen sind weiterhin über 200 Laboratorien unverzichtbar.

Das World Magnetic Model und das IGRF sind mathematische Modelle, die das Magnetfeld erdumspannend mit hoher Genauigkeit beschreiben. Seit 1995 werden numerische Computersimulationen eingesetzt, um historische Veränderungen und mögliche künftige Entwicklungen zu untersuchen. Ein 3D-Modell über 300.000 Jahre benötigte mehr als ein Jahr Rechenzeit. Die Modelle stimmen oft gut mit der beobachteten Entwicklung überein, bilden jedoch dreidimensionale Turbulenzen noch nicht vollständig ab und haben eine geringe räumliche Auflösung. Laborexperimente mit flüssigem, strömendem Metall bestätigten die Dynamotheorie grundsätzlich. Ein Problem ist die starke Verkleinerung der Wirklichkeit; deshalb müssen unter anderem Reynolds-Zahl und Versuchsbedingungen angepasst werden. Ein 2009 veröffentlichtes französisches digitales Modell erklärte die Feldinversion mit vereinfachten Gleichungen.

Wirkungen und Anwendungen

Die Magnetosphäre schützt Atmosphäre und Hydrosphäre vor der Erosion durch den Sonnenwind. Beim Mars verschwand das Magnetfeld vor knapp 3,9 Milliarden Jahren; innerhalb von etwa 500 Millionen Jahren verlor der Planet den größten Teil seiner Atmosphäre und Hydrosphäre, wobei der Verlust bis heute andauert. Für die Venus gibt es trotz ihrer 100-mal dichteren Atmosphäre und einer geringen oder gar keiner Magnetosphäre die Vorstellung, dass ein planetarisches Magnetfeld eine wesentliche Voraussetzung für eine dauerhafte Atmosphäre und damit für Habitabilität sein könnte.

Erkaltende magmatische Gesteine werden magnetisiert, sobald ihre Temperatur die Curie-Temperatur unterschreitet. Auch Sedimente können durch eingeschlossene magnetische Partikel oder chemische Umwandlungen eine remanente Magnetisierung erhalten. Keramik kann beim Brennen magnetisiert werden. Diese Eigenschaften werden in geologischer und archäologischer Prospektion genutzt.

Viele Tiere besitzen wahrscheinlich einen Magnetsinn und verwenden das Erdmagnetfeld zur Orientierung, darunter Bienen, Blindmäuse, Haustauben, Zugvögel, Lachse, Meeresschildkröten, Haie und wahrscheinlich Wale. Hunde richten sich in Phasen eines ruhigen Erdmagnetfeldes beim Koten und Urinieren bevorzugt in Nord-Süd-Richtung aus.

Magnetotaktische, mikroaerophile Bakterien enthalten Reihen von Magnetosomen mit den ferromagnetischen Mineralen Magnetit oder Greigit. Diese wirken wie Kompassnadeln und richten die Bakterien parallel zu den Feldlinien aus. In nördlichen Breiten schwimmen sie zum magnetischen Südpol, in südlichen Breiten zum magnetischen Nordpol. Zusammen mit der Inklination führt dies schräg nach unten in ein sauerstoffarmes Milieu dicht über dem Sediment.

Das Erdmagnetfeld erzeugt außerdem Polarlichter und den Van-Allen-Gürtel, einen die Erde umgebenden Strahlungsgürtel. Bei einem abgeschwächten Feld könnten Magnetstürme besonders schwerwiegende bis katastrophale Folgen haben. Ein Zusammenhang zwischen Magnetfeldschwankungen und globaler Mitteltemperatur wird vermutet. Zwar deuten Experimente auf eine Verbindung zwischen kosmischer Strahlung und Wolkenbildung hin; nach der Forschungslage ist dieser Mechanismus jedoch zu schwach, um das Klima nennenswert zu beeinflussen.

Die veränderliche Deklination erfordert in der Navigation regelmäßige Anpassungen von Karten, Funkfeuern und anderen Navigationshilfen. Auch die Kennungen von Start- und Landebahnen richten sich in der internationalen Luftfahrt nach Gradzahlen der Kompassrose. Deshalb wurde die Bahn des Flughafens London-Stansted 2009 von „05/23“ in „04/22“ umbenannt.