Dazu gehören die vom rotierenden Eisenkern der Erde ausgehenden Kraftlinien, die unter anderem den Planeten vor schädlichem Sonnenwind schützen.
Landvermesser-Kompass mit Neigungsmesser, Marke „Salmoiraghi“
© Wikipedia: Jean-Patrick Donzey, 2006
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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 („Geomagnetik“). Zeitlich verändert er sich nur in geologischen Zeiträumen, also Jahrmillionen. 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 die Hälfte der vertikalen. Ausgenutzt wird das Erdmagnetfeld z. B. in der geophysikalischen Prospektion (Lagerstättensuche) und in der Navigation.
Am Äquator hat das Magnetfeld eine „Stärke“ (magnetische Flussdichte) von ca. 30 µT (Mikrotesla). An den Polen ist der Betrag etwa doppelt so groß (wegen der hohen Feldliniendichte). In Mitteleuropa sind es etwa 48 µT.
Der Kompass weist auf weiten Teilen der Erdoberfläche grob in geographische Nord-Richtung. Abweichungen von der Ausrichtung zum geografischen Nordpol bezeichnet man als Missweisung, Ortsmissweisung oder Deklination. Sie sind besonders groß und variabel in hohen nördlichen und südlichen Breiten, denn dort liegen, abseits der geographischen Pole, die geomagnetischen Pole, an denen die horizontale Feldkomponente verschwindet. Der Pol im Norden heißt geomagnetischer Nordpol, obwohl es aus physikalischer Sicht ein magnetischer Südpol ist.
Bei geeigneter Wahl des Koordinatenursprungs und seiner Ausrichtung lässt sich das Erdmagnetfeld an der Oberfläche zurzeit zu 90% durch ein Dipolfeld beschreiben. Die geomagnetischen Pole der Erde fallen dabei nicht genau mit den geographischen Polen der Erde zusammen. 2015 war die Achse des geomagnetischen Dipolfeldes um etwa 9,6° gegenüber der Erdachse geneigt.
In erster Näherung entspricht das Dipolfeld dem eines gekippten Stabmagneten, der um ca. 450 km aus dem Erdmittelpunkt in Richtung 140° östlicher Länge verschoben ist („Südatlantische Anomalie“).
Im Erdmantel nimmt die magnetische Flussdichte mit wachsender Tiefe stark zu. Dabei verändert sich jedoch auch die Feldform, da die nicht-dipolförmigen Anteile überproportional anwachsen. Bessere Näherungen als das Dipolmodell liefert daher ein Multipolfeld, das aktuelle „International Geomagnetic Reference Field“ (IGRF).
Die Energie, die im erdmagnetischen Hauptfeld außerhalb des Erdkörpers gespeichert ist, liegt in der Größenordnung 1018 Joule, die Feldenergie innerhalb des Erdkörpers ist vermutlich um zwei Größenordnungen größer (also 1020 Joule). Genau lässt sich das nicht sagen, denn am Ort der Erzeugung (durch verteilte elektrische Ströme) ist einerseits die Energiedichte des Feldes besonders hoch, andererseits das Modell des Stabmagneten grob falsch.
Die magnetischen Pole sind nicht ortsfest. Der arktische Magnetpol in Kanada wandert derzeit etwa 90 Meter pro Tag in Richtung Nord-Nordwest, entsprechend 30 Kilometer pro Jahr. Sowohl die Richtung als auch die Geschwindigkeit ändern sich fortlaufend. Zudem hat sich seit den Messungen von Gauß die Stärke des Erdmagnetfeldes um fast zehn Prozent verringert, in den letzten hundert Jahren allein um etwa sechs Prozent. Diese schnelle Änderung ist noch nicht zu erklären, da selbst dann, wenn der sogenannte Geodynamo sofort ausfiele, das Erdmagnetfeld sich viel langsamer in einem Zeitraum von 10.000 Jahren abbauen würde. Man vermutet deshalb, dass sich im Kern das Feld regional bereits umpolt und ein Gegenfeld aufgebaut wird, welches das globale Feld weit schneller abbaut, als das durch ein passives Abklingen möglich wäre.
Über die Entstehung und Aufrechterhaltung des Hauptmagnetfeldes gibt es verschiedene Theorien, wovon die sogenannte Dynamotheorie heute allgemein als zutreffend anerkannt ist. Der durch sie beschriebene Mechanismus eines magnetohydrodynamischen Dynamos wird auch als Geodynamo (oder genauer: Geodynamo-Modell) der Magnetohydrodynamik bezeichnet. (Auf nähere physikalische Einzelheiten wird an dieser Stelle verzichtet.)
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. 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.
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 verzichtet wird.
Wirkung für Geologie
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| Die Magnetostratigraphie ist für die Erdgeschichte ein Teilgebiet der Stratigraphie, das sich mit dauerhaft magnetisierten Gesteinseinheiten und deren zeitlicher Abfolge befasst. Sie basiert auf den Wechseln der Polarität des Erdmagnetfelds (umgangssprachlich Polsprung), die sich in der Erdgeschichte sehr häufig ereignet haben. Das Ergebnis ist eine Polaritäts-Zeit-Skala, die die Polaritätswechsel im Erdmagnetfeld in einer zeitlichen Abfolge darstellt. Der Nachweis der Umkehr des Erdmagnetfeldes aus paläomagnetischen Messungen gelang erstmals am Observatorium des Puy de Dôme (Zentralmassiv in Frankreich) im Jahre 1905. Im Wesentlichen können vier paläomagnetische Phänomene durch die Methode erfasst werden: die Polarität des damaligen Erdmagnetfeldes, die Position der beiden Pole des magnetischen Dipols (die Hinweise gibt auf die scheinbaren Polwanderungen), die Nicht-Dipol-Komponente des Magnetfelds (Säkulare Variation) und die Intensität des magnetischen Feldes. Für die Magnetostratigraphie und damit die relative Altersbestimmung eines Gesteins oder die Korrelation verschiedener Gesteinsabfolgen ist nur die Polarität relevant. Um sich auf bestimmte Stellen in dem langen magnetostratigraphischen Muster beziehen zu können, ist es hierarchisch in benannte Abschnitte unterteilt. Ein Chron (früher Epoche) dauert typischerweise 1.000.000 Jahre, hat eine durchweg dominierende Polarität und ist begrenzt von Phasen dominierender umgekehrter Polarität. Ein Chron darf von Subchrons (früher Ereignissen) bis etwa 100.000 Jahren Dauer unterbrochen sein. Diese Einteilungen haben keine physikalische Grundlage – die Zeitdauer zwischen Umpolungen weist ein breites, unstrukturiertes Spektrum auf, was auf einen chaotischen Prozess als Ursache hinweist. Zum kurzen Ende hin ist das Spektrum begrenzt durch die Dauer der Umpolungen selbst, die einschließlich der Schwächeperioden vor und nach der eigentlichen Umpolung mehreren 1.000 Jahren entspricht. Vorgänge in diesem Zeitbereich, die nicht zu einer anhaltenden Feldumkehr führen, heißen geomagnetische Exkursion. [2] |
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[1] Wikipedia (de): Erdmagnetfeld [2] Wikipedia (de): Magnetostratigraphie |
Wikipedia (en): Earth's magnetic field Wikipedia (en): Magnetostratigraphy |
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| Daten |
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Erfasst werden Parameter zum Erdmagnetfeld, die ... Anzahl: etwa ... Datensätze. |
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| Quellen und Material |
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| Wikipedia (de) – Listen |
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| Wikipedia (en) – Listen |
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