ERDMAGNETISMUS DAS MAGNETFELD DER ERDE

ERDMAGNETISMUS

DAS MAGNETFELD DER ERDE

Eine wichtige Eigenschaft aller Magnetfelder ist ihr Dipol- charakter - für jeden positiven Magnetpol gibt es immer auch einen negativen und umgekehrt.

In einer ersten Näherung kann das interne Erdmagnetfeld der Erde durch einen einfachen magnetischen Dipol dargestellt werden (B1-B2). Das Erdmagnetfeld ist am stärksten an den beiden geomagnetischen Polen (60 000-70 000 nT) und ist am schwächsten am geomagnetischen Äquator (~30 000 nT).

1

1 Tesla = 1 Newton/Ampere-meter; 1nT = 10

T = 1 γ

Den mathematisch am besten an das Erdmagnetfeld angepassten Dipol nennt man geomagnetischen Dipol.

Heute geht die Achse des geomagnetischen Dipols durch den Erdmittelpunkt, aber sie ist um etwa 11.4

gegenüber der geographischen Achse (Rotationsachse) geneigt.

An allen Orten können zwischen 90 bis 95% des internen Erdmagnetfeldes durch den geomagnetischen Dipol beschrieben werden.

Die Pfeile charakterisieren die Feldstärken und Feldrichtungen an der Erdoberrfläche.

DIE ZEITLICHEN SCHWANKUNGEN DES ERDMAGNETFELDES

Säkularvariation

Aus Messungen in Observatorien während den letzten paar Jahrhunderten wissen wir, dass das Erdmagnetfeld sich ständig ändert (Säkularvariation). Es gibt drei Komponenten:

• Die Stärke des mathematischen "Best-Fit"-Dipol nimmt ständig ab (B3).

• Fast zufällige, relativ kleine Variationen, die bis zu 150 nT/Jahr (0.1 bis 0.2 % des Magnetfeldes) betragen.

• Das gesamte Erdmagnetfeld rotiert westwärts

("Westdrift" des Erdmagnetfeldes). Abbildung B4

zeigt die Variation der magnetischen Inklination und

Deklination bei Observatorien in London und Paris

während der letzten 400 Jahre. In London und Paris

beträgt die durchschnittliche Westdrift etwa

0,6

/Jahr. Die Westdrift lässt sich durch eine relative

Bewegung zwischen dem selbst-induzierenden

Dynamo (oder grösseren Konvektionszellen) im

äusseren Erdkern und der festen, weiter aussen

liegenden Schale des Erdmantels erklären.

Magnetische Polumkehrungen I

Die Polarität des Erdmagnetfeldes hat sich in der Vergangenheit häufiger geändert.

Vor 30 000 Jahren war das Erdmagnetfeld genau umgekehrt gepolt (rote Feldlinien) wie heute (blaue Feldlinien) (B5).

Das belegen unter anderem Steine von prähistorischen Feuerstellen, deren Magnetisierung der heutigen Feldrichtung entgegengerichtet ist (roter Pfeil).

Als diese Steine nach dem letzten Feuer abkühlten, wurden sie in Richtung des damaligen Magnetfeldes magnetisiert und bewahrten so eine paläomagnetische Aufzeichnung dieses Feldes.

PALÄEOMAGNETISMUS

Die wichtigsten magnetischen Mineralien in Gesteinen sind Magnetit und verwandte Mineralien. Diese Mineralien verlieren ihre starken magnetischen Eigenschaften bei Tc > 580

C, der sogenannten Curie-Temperatur. Diese Mineralien gewinnen ihre starken magnetischen Eigenschaften bei T

< 580

C. Tc wird in 20-30 km Tiefe erreicht, so dass nur die oberen Krustengesteine zum Magnetfeld beitragen.

Die remanente oder permanente Magnetisierung eines Gesteines wird durch winzige feste Magnete erzeugt. Diese Magnete sind nur bei Kristallingesteinen oberhalb einer bestimmten Temperatur (Blockierungstemperatur T

; T

< T

) und bei Sedimenten, die noch nicht verfestigt sind, frei drehbar (B6-B7).

Remanente Magnetisierung von Gesteinen liefert eine Aufzeichnung der Richtung des Erdmagnetfeldes am Ort und zur Zeit der Gesteinsbildung.

Langzeitliche Übereinstimmung der

geomagnetischen und geographischen Achsen

Die geomagnetische und geographische Achse der Erde stimmen zur Zeit nicht überein. Aufgrund von theoretischen Überlegungen und beoachteten Daten sieht es aber so aus, dass über Zeiträume von mehreren tausend Jahren die mittleren Richtungen der geomagnetischen und der geographischen Achsen übereinstimmen (wenn z.B. die Einflüsse der Westdrift berücksichtigt werden, dann stimmen die beiden Achsen fast überein).

Abbildung B8 zeigt Positionen des geomagnetischen Pols, oder besser der scheinbaren paläomagnetischen Pole, die aus der Inklination der remanenten Magnetisierung archäologischer Proben bestimmt wurden. Diese Proben stammen von Fundorten weltweit (Grossbritannien, Griechenland, Italien und Japan) und repräsentieren einige tausend Jahre der Erdgeschichte. Die mittlere Lage dieser paläomagnetischen Polpositionen stimmt nahezu mit dem geographischen Pol überein.

In Abbildung B9 sind Inklinationswerte der remanenten Magnetisierung aus Tiefseesedimenten bis zu einem Alter von sogar 2 Millionen Jahren dargestellt.

Im Mittel liegen sie auf einer Linie, wie man es bei einer Übereinstimmung der geomagnetischen und geographischen Achsen erwartet.

Die Tatsache dass die geomagnetische und geographische Achse

- im Mittel - übereinstimmen, erlaubt uns, die scheinbaren

paläomagnetischen Pole zur Bestimmung der Lage der

Kontinente in der Vergangenheit zu benutzen.

Die scheinbaren paläomagnetischen Pole

Die Inklination (I) ist der Winkel des erdmagnetischen Vektors F mit der Horizontalen (B10).

Wäre das Erdmagnetfeld ein idealer Dipol dann würde er zwischen 90

an den magnetischen Polen und 0

am magnetischen Äquator variieren.

Für ein solches ideales magnetisches Dipolfeld gilt:

Tan I = 2 Tan β*,

wobei β* die magnetische Breite ist.

Bei einem perfekten magnetischen Dipolfeld ist es möglich, aus einer einzigen Messung der Inklination die geographische Breite des geomagnetische Nord- bzw. Südpols zu berechnen:

1. Messung von I bei einer geographischen Breite β;

2. Berechnung von β* nach der oben angegebenen Gleichung;

3. Berechnung der Inklination (β - β*) = Breite des magnetischen Nord- und Südpols.

Durch die Messung des Inklinationswinkels von Gesteinsmagnetisierungen kann man die relative Lage der magnetischen Pole für die Zeit bestimmen, zur der das Gestein seine remanente (oder permanente) Magnetisierung erhalten hat (d.h. entweder zur Zeit der Abkühlung magmatischer Gesteine unter die Blockierungstemperatur T

oder zur Zeit der Verfestigung von Sedimenten).

Die Lage der magnetischen Pole (bestimmt aus gesteinsmagnetischen Untersuchungen) relativ zum heutigen Referenzwert bezeichnet man mit scheinbaren paläomagnetischen Pole (B10).

Scheinbare Polwanderungskurven und Kontinentalverschiebungen

Kurven, die die Lage der scheinbaren paläomagnetischen Pole von immer älteren afrikanischen und südamerikanischen Gesteinen darstellen, sind in Abbildung B11 dargestellt. Solche Kurven nennt man scheinbare Polwanderungskurven.

Anhand einer einzelnen scheinbaren Polwanderungskurve können wir nicht entscheiden, ob der Kontinent oder der geomagnetische Pol in dieser Zeit gewandert ist (B12).

Falls die Kurven eines Zeitraums für alle Kontinente

übereinstimmen, könnte man daraus schliessen, dass der

geomagnetische Pol gewandert ist.

Wir erkennen jedoch, dass die scheinbaren Polwanderungskurven sich unterscheiden und es ist unwahrscheinlich, dass jeder Kontinent einen eigenen geomagnetischen Pol besitzt (B13).

Wenn wir Afrika und Südamerika so zusammenschieben, dass die Umrisse der Kontinentalränder zusammenpassen, passen auch die Polwanderungskurven bis etwa vor 150 Millionen Jahren zusammen (B14).

Die Abweichungen für die Zeit danach liegt in der Trennung und dem Auseinanderdriften der beiden Kontinente begründet.

In Abbildung B15 sind die Polwanderungskurven für Nordamerika und Europa dargestellt.

Die linke Figur zeigt die Polwanderungskurven mit den Kontinenten in der heutigen Position.

Die rechte Figur demonstriert, wie gut sie übereinstimmen, wenn man die Kontinente näher zusammenbringt.

Ähnliche Kurven sind für alle Kontinente bestimmt worden.

Diese Kurven können durch die Rekonstruktion von Pangaea zur Übereinstimmung gebracht werden (B16).

Eine Mehrdeutigkeit

Durch die Messung der Differenz des Inklinationswinkels der remanenten Magnetisierung des Gesteins (scheinbarer paläomagnetischer Pol) und des Erdmagnetfeldes kann die Breitenänderung des Gesteins abgeschätzt werden.

Es ist jedoch klar, dass die Messung der remanenten magnetischen Inklination nur die Bestimmung der Breite des scheinbaren paläomagnetischen Pols erlaubt (B17).

Da die Kontinentalblöcke sich jedoch auch drehen oder lateral driften können, haben wir keine Möglichkeit, mit Hilfe von paläomagnetischen Methoden eine klare Abschätzung der Länge zu machen.

Magnetische Polumkehrungen II

Mit Untersuchungen magnetischer Eigenschaften jüngerer vulkanischer Lavastöme zeigten Geophysiker in den 60er Jahren, dass sich die Polarität des Erdmagnetfeldes in der Vergangenheit häufiger umgekehrt hat (B18).

In den Abbildungen B11 bis B15 sind die Effekte dieser Polumkehrungen dadurch berücksichtigt worden, dass die magnetischen Pole einfach nur auf einer Hemisphäre eingezeichnet wurden.

Das heisst, ich habe alle magnetischen Pole für

Untersuchungen der Kontinente in der südlichen Hemisphäre

in die südlichen Hemisphäre (bzw. für Untersuchungen der

Kontinente in der nördlichen Hemisphäre in die nördlichen

Hemisphäre) verlegt.

Die Abfolge der Perioden mit normaler und inverser Magnetisierung während der letzten 5.0 bzw. 170 Millionen Jahre zeigen Abbildungen B19 and B20.

Dominierende Perioden mit einer vorherrschenden Polarität (entweder normal oder invers) werden magnetische Epochen genannt.

Die Länge jeder Magnetisierungsperiode wurde anhand weltweiter Untersuchungen an vielen Lavagesteinen bestimmt.

Jede Gesteinsprobe wurde mit der Kalium-Argon-Methode datiert und die Richtung seiner remanenten Magnetisierung gemessen.

Wir kennen zwar den Mechanismus der Polaritätswechsel des Erdmagnetfeldes nicht genau, auf einer geologischen Zeitskala aber kann man die Umkehrungen als spontan ansehen.

MAGNETISCHE STREIFENMUSTER AUF TIEFSEEBÖDEN

Beobachtungen

Etwa zur gleichen Zeit als Geophysiker ihre Untersuchungen der Polaritätswechsel des Erdmagnetfeldes an vulkanischen Laven durchführten, machte man eine bemerkenswerte Entdeckung in den Ozeanen.

Man stellte fest, dass magnetische Muster, hervorgerufen von der Magnetisierung ozeanischer Krustengesteine, ein einfaches lineares Aussehen zeigten, das sich parallel zu den mittelozeanischen Rücken über Tausende von Kilometern erstreckt. (B21-B22)

Für Kontinente sind weit kompliziertere magnetische Muster typisch. Der markante Unterschied der magnetischen Muster in dem Ozeanen und auf Kontinenten ist in den Abbildungen B22 dargestellt.

Beachten Sie:

• dass sich die linearen magnetischen Anomalien südlich von Island ohne Unterbrechung über mindestens 1000 km hinziehen;

• die Symmetrie zur Mittelachse, die hier der Kamm des sogenannten Reykjanen-Rückens ist (Teil des mittelatlantischen Rückens);

• das Fehlen von lateralen Versetzungen der Magnetanomalien - dies ist eine der wenigen Stellen ohne grössere Transformstörungen;

• Die linearen magnetischen Muster in den Ozeanen bezeichnet man als: die magnetische Streifung des Meeresbodens, das magnetische Streifenmuster des Meeresbodens, "seafloor magnetic anomalies" oder

"seafloor magnetic stripes".

Ein etwas komplizierteres Muster der Anomalien am Meeresboden beobachtet man über dem nordöstlichen Teil des ostpazifischen Rückens und über dem Juan de Fuca Rücken im Pazifischen Ozean.

Dies wird durch die Transform-störungen hervorgerufen, an

denen die magnetischen Anomalien gegeneinander versetzt

sind. (B23)

Mit einem grossen Forschungsprogramm wurde das Alter der unterschiedlichen Abschnitte des Meeresbodens mittels Tiefseebohrungen bestimmt (B24-B26).

Die Proben aus allen mittelozeanischen Rücken (insgesamt

>60 000 km) sind sehr jung (~0 Millionen Jahre). Die Proben aus einem bestimmten magnetischen Streifen haben auf der gesamten Länge ein einheitliches Alter (B27-B28).

Die erstaunliche Symmetrie der magnetischen Anomalien des Meeresbodens wird auch in den Abbildungen B29 und B30 deutlich, die ein 850 km langes SE-NW Profil über den ostpazifischen Rücken zeigen.

Erklärung - Vine-Matthews-Morley Modelle

An den mittelozeanischen Rücken (B31) steigt kontinuierlich neues vulkanisches Material auf und bildet neuen Meeresboden - Seafloor Spreading (Auseinanderdriften des Meeresbodens).

Die Polarität des Erdmagnetfeldes kehrt sich oft um (B32).

Wenn das Erdmagnetfeld normale Polarität hat, dann wird dies bei der Abkühlung der magmatischen Gesteine in der remanenten Magnetisierung konserviert (B33a und B33b) und das magnetische Feld über diesem Gestein ist dann positiv.

Bei umgekehrter Polarität ist auch die remanente Magnetisierung umgekehrt (B33c) und entsprechend die Anomalie negativ. Durch mehrfache Wiederholung dieses Prozesses entstehen dann die magnetischen Streifen am Meeresboden.

Die vulkanischen Gesteine am Meeresboden zeichnen also die unterschiedlichen Richtungen des Erdmagnetfeldes auf - die ozeanische Kruste ist in diesem Sinne ein Magnetbandgerät.

Aus der Symmetrie der magnetischen Anomalien lässt sich folgern, dass ungefähr die gleiche Menge ozeanischer Kruste an der linken und an der rechten Lithosphärenplatte entstanden ist.

Streifen magnetisierter Kruste bilden sich dann, wenn neuer Meeresboden entsteht: Aufsteigendes geschmolzenes Material kühlt ab und wird dabei in Richtung des gerade herrschenden Magnetfeldes magnetisiert.

Da die Trennung der Platten fortdauert, wird die frisch magnetisierte Kruste nach beiden Seiten auseinandergeschoben und bewegt sich allmählich mit den sich trennenden Platten nach aussen.

Das Muster von normal (+) und invers (-) magnetisierten

Streifen auf dem Meeresboden entspricht der zeitlichen

Abfolge der magnetischen Umpolungen, die durch

Altersbestimmungen an Gesteinen auf dem Festland einer

paläomagnetischen Zeitskala zugeordnet werden können

(B34).

Mit der Zeitskala für die Polumkehrungen, die aus Landmessungen (Lavagesteinen) stammt, kann man Modellrechnungen für die magnetischen Anomalien des Meeresbodens erstellen.

Abbildung B35 zeigt solch eine Simulation für eine konstante Rate der Meeresbodenverbreiterung.

Bei diesen Berechnungen wurde angenommen, dass die Blöcke von magnetischem Material ungefähr gleich dick (~1km) sind.

Abbildung B36 zeigt eine Modellrechnung für den mittel- pazifischen Rücken, berechnet mit einer durchschnittlichen Ausbreitungsrate von 4,6 cm/Jahr.

Tatsächlich ist es möglich, mit der unabhängigen paläomagnetischen Zeitskala, sowohl das Alter wie auch die Spreading-Rate der meisten Tiefseeböden zu bestimmen (B37).

Das weltweite Seafloor-Spreading wird durch die Isochronen erkennbar, die Stellen des Meeresboden verbinden, deren Alter übereinstimmt.

Die farbigen Streifen spiegeln die geologischen Zeitalter wieder, in denen der Meeresboden gebildet wurde.

Dabei ist das Alter des Meeresbodens – die Zeit seit seiner Entstehung an den verschiedenen mittelozeanischen Rücken – in Millionen Jahren angegeben.

Mittelozeanische Rücken, an denen neuer Ozeanboden gebildet wird, fallen mit den jüngsten Meeresböden (rot) zusammen.

Der Atlantik ist, bezogen auf den Mittelatlantischen Rücken, symmetrisch aufgebaut.

Die Asymmetrie des Streifenmusters im Pazifik ist teilweise

durch Subduktion an der Aleuten-Tiefseerinne südlich von

Alaska, an der Atacama-Tiefseerinne vor der Westküste

Südamerikas und an den zahlreichen Tiefseerinnen des

westlichen Pazifiks bedingt.