Das Magnetfeld der Erde (Earth's magnetic field)

Das Erdmagnetfeld, auch Erdmagnetfeld genannt, entsteht im Inneren des Planeten und ragt in den Weltraum, wo es mit dem Sonnenwind zusammenwirkt – einem Fluss geladener Teilchen, der von der Sonne emittiert wird. Dieses Feld wird durch elektrische Ströme erzeugt, die durch die Konvektionsbewegung einer Mischung aus geschmolzenem Eisen und Nickel im äußeren Erdkern entstehen. Diese Konvektionsströme werden durch die aus dem Kern entweichende Wärmeenergie angetrieben, ein Phänomen, das als Geodynamo bekannt ist.

Das Erdmagnetfeld, auch geomagnetisches Feld genannt, ist das Magnetfeld, das sich vom Erdinneren bis in den Weltraum erstreckt, wo es mit dem Sonnenwind, einem Strom geladener Teilchen, der von der Sonne ausgeht, interagiert. Das Magnetfeld wird durch elektrische Ströme aufgrund der Bewegung von Konvektionsströmen einer Mischung aus geschmolzenem Eisen und Nickel im äußeren Erdkern erzeugt: Diese Konvektionsströme werden durch aus dem Kern entweichende Wärme verursacht, ein natürlicher Prozess namens Geodynamo.

An der Erdoberfläche variiert die Stärke des Magnetfelds zwischen 25 und 65 Mikrotesla (0,25 bis 0,65 Gauss). Annähernd als magnetischer Dipol ist das Feld derzeit um etwa 11° relativ zur Rotationsachse der Erde geneigt und ähnelt konzeptionell einem kolossalen Stabmagneten, der in diesem Winkel durch das Zentrum des Planeten positioniert ist. Der geomagnetische Nordpol liegt in der Nähe von Ellesmere Island, Nunavut, Kanada, und fungiert als Südpol des Erdmagnetfelds. Umgekehrt entspricht der geomagnetische Südpol dem magnetischen Nordpol, eine Konvention, die dadurch entsteht, dass das nach Norden gerichtete Ende einer Kompassnadel vom magnetischen Südpol der Erde angezogen wird.

Obwohl sich die magnetischen Nord- und Südpole normalerweise in der Nähe ihrer jeweiligen geografischen Pole befinden, weisen sie über geologische Zeitskalen hinweg eine allmähliche, kontinuierliche Wanderung auf. Diese Bewegung ist ausreichend langsam, um den fortgesetzten Nutzen von Standardkompassen für die Navigation sicherzustellen. Dennoch erfährt das Erdmagnetfeld in unregelmäßigen Abständen, durchschnittlich mehrere Hunderttausend Jahre lang, Umkehrungen, in denen die magnetischen Nord- und Südpole abrupt ihre Position tauschen. Solche geomagnetischen Polumkehrungen werden in Gesteinen aufgezeichnet und liefern wertvolle Daten für Paläomagnetisten, um vergangene geomagnetische Felder zu rekonstruieren. Diese Informationen wiederum erleichtern die Untersuchung der Kontinentalverschiebung und der Ausbreitung des Meeresbodens. Die Magnetosphäre beschreibt die räumliche Ausdehnung des Erdmagnetfeldes im Georaum. Es erstreckt sich Zehntausende Kilometer weit über die Ionosphäre hinaus in den Weltraum und schützt die Erde vor den geladenen Teilchen des Sonnenwinds und der kosmischen Strahlung. Ohne diesen Schutz würden diese Partikel die obere Atmosphäre, einschließlich der Ozonschicht, erodieren, die den Planeten vor schädlicher ultravioletter Strahlung schützt.

Signifikanz

Das Erdmagnetfeld lenkt den Sonnenwind weitgehend ab und verhindert so, dass seine geladenen Teilchen die Ozonschicht erodieren, die den Planeten vor schädlicher ultravioletter Strahlung schützt. Ein Mechanismus zur atmosphärischen Entfernung besteht darin, dass Gase in Magnetfeldblasen eingeschlossen werden, die anschließend durch den Sonnenwind abgelöst werden. Analysen des Kohlendioxidverlusts aus der Marsatmosphäre, der auf das Einfangen von Ionen durch den Sonnenwind zurückzuführen ist, legen nahe, dass die Auflösung des Marsmagnetfelds zu einer nahezu vollständigen Erschöpfung der Atmosphäre führte.

Paläomagnetismus ist die wissenschaftliche Disziplin, die sich der Untersuchung des alten Magnetfelds der Erde widmet. Die Polarität des Erdmagnetfeldes bleibt in magmatischen Gesteinen erhalten, sodass Feldumkehrungen als deutliche „Streifen“ erkannt werden können, die auf Mittelozeanischen Rücken zentriert sind und auf eine Ausbreitung des Meeresbodens hinweisen. Darüber hinaus hat die Stabilität der geomagnetischen Pole zwischen Umkehrungen es dem Paläomagnetismus ermöglicht, die historische Bewegung der Kontinente zu verfolgen. Diese Umkehrungen bilden auch die Grundlage für die Magnetostratigraphie, eine Methode zur Datierung von Gesteinen und Sedimenten. Darüber hinaus magnetisiert das Erdmagnetfeld die Erdkruste und die daraus resultierenden magnetischen Anomalien können bei der Erkundung von Metallerzvorkommen genutzt werden.

Die Menschheit nutzt Kompasse seit dem 11. Jahrhundert n. Chr. zur Richtungsführung und seit dem 12. Jahrhundert zur Navigation. Während die magnetische Deklination zeitlichen Verschiebungen unterliegt, ist ihre Änderungsrate ausreichend langsam, damit einfache Kompasse ihren Navigationsnutzen behalten. Durch die Magnetorezeption nutzen verschiedene Organismen, von bestimmten Bakterienarten bis hin zu Tauben, das Erdmagnetfeld sowohl zur Orientierung als auch zur Navigation.

Merkmale

Das Erdmagnetfeld an jedem beliebigen Ort wird durch einen dreidimensionalen Vektor charakterisiert. Eine Standardmethode zur Bestimmung der Richtung ist die Verwendung eines Kompasses zur Bestimmung des magnetischen Nordpols. Der Winkelunterschied zwischen dem magnetischen Norden und dem wahren Norden wird als Deklination (D) oder Variation bezeichnet. Bei Ausrichtung nach magnetischem Norden wird der Winkel, den das Feld mit der horizontalen Ebene bildet, als Neigung (I) oder magnetische Neigung bezeichnet. Die Intensität (F) des Feldes entspricht der Größe der Kraft, die es auf einen Magneten ausübt. Alternativ kann das Feld mithilfe der Koordinatenkomponenten X (Nord), Y (Ost) und Z (Unten) ausgedrückt werden.

Intensität

Die magnetische Feldstärke der Erde variiert typischerweise zwischen etwa 22 und 67 Mikrotesla (μT), was 0,22 und 0,67 Gauss (G) entspricht. Im Gegensatz dazu weist ein starker Kühlschrankmagnet ein Feld von etwa 10.000 μT (100 G) auf. Genauer gesagt wird diese Feldstärke als magnetische Flussdichte bezeichnet. Während die SI-Einheit Tesla (T) ist, wird üblicherweise auch Gauß (G) verwendet, wobei der Umrechnungsfaktor 1 G = 100 μT beträgt.

Eine grafische Darstellung, die Konturen der magnetischen Intensität veranschaulicht, wird als isodynamisches Diagramm bezeichnet. Nach dem World Magnetic Model nimmt die magnetische Intensität im Allgemeinen von den Polarregionen zum Äquator hin ab. Eine Region mit minimaler Intensität wird in der Südatlantikanomalie über Südamerika beobachtet, während maximale Intensitäten über Nordkanada, Sibirien und der antarktischen Küste südlich von Australien verzeichnet werden.

Die Intensität des Erdmagnetfelds ist nicht konstant und unterliegt zeitlichen Schwankungen. Eine im Jahr 2021 von der Universität Liverpool durchgeführte paläomagnetische Untersuchung verstärkte die sich häufenden Beweise dafür, dass die Intensität des Erdmagnetfelds etwa alle 200 Millionen Jahre ein zyklisches Muster aufweist. Der Hauptforscher bestätigte, dass „unsere Ergebnisse, wenn sie in Verbindung mit vorhandenen Datensätzen ausgewertet werden, das Vorhandensein eines etwa 200 Millionen Jahre dauernden Zyklus in der magnetischen Feldstärke der Erde belegen, der mit geologischen Prozessen in der Tiefe der Erde verbunden ist.“

Neigung

Neigung ist als Winkel im Bereich von –90° (nach oben) bis 90° (nach unten) definiert. Innerhalb der Nordhalbkugel ist der Magnetfeldvektor nach unten gerichtet. Am magnetischen Nordpol ist das Feld vertikal nach unten gerichtet und dreht sich mit abnehmendem Breitengrad zunehmend nach oben, bis es am magnetischen Äquator horizontal (0°) wird. Diese Aufwärtsrotation bleibt bestehen, bis das Feld am magnetischen Südpol vertikal nach oben gerichtet ist. Zur Messung der Neigung wird ein Neigungskreis verwendet.

Für das Erdmagnetfeld wird ein Isoklinendiagramm dargestellt, das die Konturen der magnetischen Neigung darstellt.

Deklination

Deklination gilt als positiv, wenn das Magnetfeld relativ zum wahren Norden nach Osten abweicht. Sein Wert kann angenähert werden, indem die magnetische Nord-Süd-Ausrichtung, die ein Kompass anzeigt, mit der Richtung eines Himmelspols verglichen wird. Kartografische Darstellungen enthalten üblicherweise Deklinationsdaten, entweder als Winkelwert oder in Form eines kleinen Diagramms, das die Beziehung zwischen dem magnetischen Norden und dem wahren Norden veranschaulicht. Informationen zur regionalen Deklination können in einem Diagramm mit isogonischen Linien visualisiert werden, bei denen es sich um Konturlinien handelt, die jeweils einen konstanten Deklinationswert darstellen.

Geografische Variation

Dipolare Näherung

In der Nähe der Erdoberfläche kann das Magnetfeld des Planeten genau so modelliert werden, dass es von einem magnetischen Dipol stammt, der sich im Erdkern befindet und etwa 11° relativ zur Rotationsachse der Erde geneigt ist. Dieser Dipol ähnelt konzeptionell einem robusten Stabmagneten, dessen Südpol zum geomagnetischen Nordpol ausgerichtet ist. Während diese Ausrichtung kontraintuitiv erscheinen mag, wird der Nordpol eines Magneten herkömmlicherweise durch seine Tendenz definiert, sich ungefähr nach Norden (geografisch) auszurichten, wenn er sich ohne Einschränkung drehen darf. Da der Nordpol eines Magneten Südpole anzieht und Nordpole abstößt, folgt daraus, dass er zum magnetischen Südpol des Erdmagneten hingezogen wird. Die dipolare Komponente macht an den meisten geografischen Standorten 80–90 % der gesamten Magnetfeldstärke aus.

Magnetpole

Historisch gesehen wurden die Definitionen der Nord- und Südpole eines Magneten vom Erdmagnetfeld abgeleitet und nicht umgekehrt, da eine frühe Anwendung von Magneten ihre Verwendung als Kompassnadeln beinhaltete. Der Nordpol eines Magneten wird üblicherweise als der Pol bezeichnet, der vom magnetischen Nordpol der Erde in der Arktis angezogen wird, wenn der Magnet frei hängt. Aufgrund des Prinzips der Anziehung entgegengesetzter Pole fungiert der Nordmagnetpol der Erde effektiv als Südpol ihres globalen Magnetfelds, das durch eine nach unten gerichtete Feldrichtung in die Erde hinein gekennzeichnet ist.

Die magnetischen Pole der Erde können durch zwei unterschiedliche Methoden definiert werden: lokal oder global. Die lokale Definition identifiziert einen Magnetpol als den spezifischen Punkt, an dem das Magnetfeld eine vertikale Ausrichtung aufweist. Diese Eigenschaft lässt sich durch Messung der Neigung quantifizieren, die am magnetischen Nordpol 90° (nach unten) und am magnetischen Südpol –90° (nach oben) beträgt. Diese beiden Pole weisen unabhängige Migrationsmuster auf und sind auf dem Erdball nicht diametral entgegengesetzt. Der Nordmagnetpol beispielsweise hat Bewegungen von bis zu 40 Kilometern pro Jahr gezeigt. Im Laufe der letzten 180 Jahre wanderte es zunehmend nach Nordwesten, begann 1831 in Cape Adelaide auf der Boothia-Halbinsel und erreichte 2001 eine Position 600 Kilometer (370 Meilen) von Resolute Bay entfernt. Der magnetische Äquator wird als die Linie abgegrenzt, an der die magnetische Neigung Null ist, was ein horizontales Magnetfeld bedeutet.

Umgekehrt die globale Definition des Erdmagnetismus Das Feld basiert auf einem mathematischen Modell. Wenn eine Linie durch den Erdmittelpunkt projiziert wird, die parallel zum Moment des optimal passenden magnetischen Dipols ausgerichtet ist, beschreiben ihre Schnittpunkte mit der Erdoberfläche die geomagnetischen Nord- und Südpole. In einem hypothetischen Szenario, in dem das Erdmagnetfeld perfekt dipolar wäre, würden die geomagnetischen Pole und die magnetischen Neigungspole zusammenfallen und Kompasse würden ihre Richtung genau anzeigen. Das tatsächliche Magnetfeld der Erde enthält jedoch eine erhebliche nicht-dipolare Komponente, was zu einer Divergenz zwischen diesen Poltypen führt und Kompasse im Allgemeinen unzuverlässig macht, wenn sie direkt auf einen der beiden Poltypen zeigen.

Magnetosphäre

Während das Magnetfeld des Planeten an der Erdoberfläche überwiegend dipolar ist, wird es in größeren Entfernungen durch den Sonnenwind verzerrt. Dieser Sonnenwind stellt einen kontinuierlichen Fluss geladener Teilchen dar, der von der Sonnenkorona ausgeht und auf Geschwindigkeiten von 200 bis 1000 Kilometern pro Sekunde beschleunigt. Diese Teilchen transportieren auch ihr eigenes Magnetfeld, das sogenannte interplanetare Magnetfeld (IMF).

Der Sonnenwind übt einen erheblichen Druck aus und würde ohne das Erdmagnetfeld die Atmosphäre des Planeten erodieren. Das Erdmagnetfeld wehrt diesen Druck jedoch wirksam ab. Die Magnetopause, definiert als der Bereich, in dem diese gegensätzlichen Drücke ein Gleichgewicht erreichen, markiert die Grenze der Magnetosphäre. Trotz ihrer Nomenklatur ist die Magnetosphäre von Natur aus asymmetrisch; Seine sonnenzugewandte Seite erstreckt sich über etwa 10 Erdradien, während sich die gegenüberliegende Seite in einen Magnetschweif ausdehnt, der über 200 Erdradien hinausreichen kann. Sonnenwärts der Magnetopause liegt der Bugschock, eine Zone, die durch eine abrupte Verlangsamung des Sonnenwinds gekennzeichnet ist.

Innerhalb der Magnetosphäre befindet sich die Plasmasphäre, ein ringförmiger Bereich, der aus geladenen Teilchen niedriger Energie oder Plasma besteht. Diese Region beginnt in einer Höhe von 60 km, erstreckt sich über etwa 3 bis 4 Erdradien und umfasst die Ionosphäre. Die Plasmasphäre rotiert synchron mit der Erde. Darüber hinaus enthalten zwei konzentrische, reifenförmige Regionen, die sogenannten Van-Allen-Strahlungsgürtel, hochenergetische Ionen mit Energien im Bereich von 0,1 bis 10 MeV. Der innere Gürtel liegt bei 1–2 Erdradien, während der äußere Gürtel bei 4–7 Erdradien liegt. Die Plasmasphäre und der Van-Allen-Gürtel weisen eine teilweise räumliche Überlappung auf, wobei das Ausmaß dieser Überlappung maßgeblich von der Sonnenaktivität beeinflusst wird.

Neben seiner Rolle bei der Ablenkung des Sonnenwinds lenkt das Erdmagnetfeld auch kosmische Strahlung ab, bei der es sich um hochenergetische geladene Teilchen handelt, die hauptsächlich von außerhalb des Sonnensystems stammen. Ein erheblicher Teil der kosmischen Strahlung wird durch die Magnetosphäre oder Heliosphäre der Sonne daran gehindert, in das Sonnensystem einzudringen. Im Gegensatz dazu sind Astronauten auf dem Mond einem erheblichen Strahlenrisiko ausgesetzt. Beispielsweise hätte ein Individuum, das sich während eines besonders intensiven Sonnenausbruchs im Jahr 2005 auf der Mondoberfläche aufhielt, eine tödliche Strahlungsdosis abbekommen.

Dennoch schafft es ein Bruchteil dieser geladenen Teilchen, in die Magnetosphäre einzudringen. Diese Teilchen drehen sich entlang magnetischer Feldlinien und oszillieren mehrmals pro Sekunde zwischen den Polen. Darüber hinaus driften positive Ionen allmählich nach Westen, während negative Ionen nach Osten driften und gemeinsam einen Ringstrom erzeugen. Dieser Strom trägt zu einer Verringerung der magnetischen Feldstärke an der Erdoberfläche bei. Teilchen, die in die Ionosphäre eindringen und mit atmosphärischen Atomen kollidieren, erzeugen die als Polarlichter bekannten Lichtphänomene und emittieren gleichzeitig Röntgenstrahlen.

Die dynamischen Bedingungen innerhalb der Magnetosphäre, zusammenfassend als Weltraumwetter bezeichnet, werden hauptsächlich durch die Sonnenaktivität beeinflusst. Ein schwacher Sonnenwind ermöglicht die Expansion der Magnetosphäre, während ein starker Sonnenwind eine Kompression induziert, die ein stärkeres Eindringen des Sonnenplasmas ermöglicht. Geomagnetische Stürme, die durch Perioden intensiver Aktivität gekennzeichnet sind, werden durch koronale Massenauswürfe (CME) der Sonne ausgelöst, die Stoßwellen im gesamten Sonnensystem ausbreiten. Diese Schockwellen können die Erde innerhalb von etwa zwei Tagen erreichen. Geomagnetische Stürme können erhebliche Störungen verursachen. Beispielsweise gefährdete der „Halloween“-Sturm 2003 über ein Drittel der Satellitenflotte der NASA. Das bedeutendste dokumentierte Ereignis, das Carrington-Ereignis von 1859, erzeugte Strömungen, die stark genug waren, um Telegraphensysteme zu stören, und führte zu Polarlichterscheinungen, die bis nach Hawaii beobachtet wurden.

Zeitliche Abhängigkeit

Kurzfristige Schwankungen

Das Erdmagnetfeld weist Schwankungen über Zeitskalen auf, die von Millisekunden bis zu Millionen von Jahren reichen. Schwankungen auf kürzeren Zeitskalen werden hauptsächlich auf Ströme innerhalb der Ionosphäre (insbesondere der ionosphärischen Dynamoregion) und der Magnetosphäre zurückgeführt, wobei einige Schwankungen direkt mit geomagnetischen Stürmen oder täglichen Stromschwankungen zusammenhängen. Umgekehrt bedeuten Veränderungen, die über ein Jahr oder länger auftreten, überwiegend Veränderungen im Erdinneren, insbesondere im eisenreichen Kern.

Die Magnetosphäre der Erde wird häufig von Sonneneruptionen beeinflusst, die geomagnetische Stürme auslösen und anschließend Polarlichterscheinungen auslösen. Der K-Index quantifiziert die kurzfristige Instabilität des Erdmagnetfelds.

THEMIS-Daten deuten darauf hin, dass das Magnetfeld in seiner Wechselwirkung mit dem Sonnenwind abnimmt, wenn die magnetische Ausrichtung zwischen Sonne und Erde übereinstimmt, ein Befund, der im Widerspruch zu früheren Hypothesen steht. Dieses Phänomen könnte bei zukünftigen Sonnenstürmen zu Stromausfällen und Störungen in künstlichen Satelliten führen.

Säkulare Variation

Änderungen im Erdmagnetfeld, die über einen Zeitraum von einem Jahr oder länger auftreten, werden als säkulare Variation bezeichnet. Über mehrere Jahrhunderte hinweg wurde beobachtet, dass die magnetische Deklination um mehrere zehn Grad schwankt. Eine begleitende Animation veranschaulicht die Entwicklung der globalen magnetischen Deklination im Laufe der letzten Jahrhunderte.

Richtung und Intensität des geomagnetischen Dipols weisen zeitliche Schwankungen auf. In den letzten zwei Jahrhunderten hat die Dipolstärke um etwa 6,3 % pro Jahrhundert abgenommen. Die Extrapolation dieses Rückgangs legt nahe, dass das Feld in etwa 1600 Jahren vernachlässigbar werden könnte. Dennoch stimmt die aktuelle Stärke mit dem über die letzten 7.000 Jahre beobachteten Durchschnitt überein, und die gegenwärtige Änderungsrate wird nicht als anomal angesehen.

Ein bemerkenswertes Merkmal der nicht-dipolaren Komponente der säkularen Variation ist eine Westwärtsdrift, die mit einer jährlichen Rate von ungefähr 0,2° auftritt. Diese Drift weist räumliche Heterogenität und zeitliche Variabilität auf. Weltweit verläuft die gemittelte Drift seit etwa 1400 n. Chr. nach Westen, im Gegensatz zu einer Ostrichtung, die zwischen etwa 1000 und 1400 n. Chr. beobachtet wurde.

Variationen aus der Zeit vor der Einrichtung magnetischer Observatorien sind in archäologischen und geologischen Aufzeichnungen erhalten. Diese historischen Veränderungen werden als paläomagnetische säkulare Variation oder paläomagnetische Variation (PSV) bezeichnet. Solche Aufzeichnungen offenbaren üblicherweise ausgedehnte Intervalle geringfügiger Veränderungen, unterbrochen von erheblichen Verschiebungen, die auf geomagnetische Abweichungen und Umkehrungen hinweisen.

Eine Untersuchung von Lavaströmen auf Steens Mountain, Oregon, im Jahr 1995 ergab zunächst eine historische Verschiebungsrate des Erdmagnetfelds von bis zu 6° pro Tag, ein Befund, der als bemerkenswert gilt. Eine nachfolgende, 2014 von einem der ursprünglichen Autoren veröffentlichte Studie bewertete diese Ergebnisse jedoch neu und führte sie stattdessen auf die kontinuierliche thermische Entmagnetisierung der Lava und nicht auf eine tatsächliche Verschiebung des Magnetfelds zurück.

Im Juli 2020 berichteten Forscher, dass Analysen von Simulationen und ein zeitgenössisches Beobachtungsfeldmodell Spitzenraten der Richtungsänderung im Erdmagnetfeld ergaben, die etwa 10° pro Jahr erreichten. Diese Rate ist fast 100-mal schneller als die aktuellen Veränderungen und eine Größenordnung höher als bisher angenommen.

Geomagnetische Feldumkehrungen

Während das Erdmagnetfeld typischerweise einem Dipol ähnelt, dessen Achse eng mit der Rotationsachse des Planeten ausgerichtet ist, tauschen die geomagnetischen Nord- und Südpole periodisch ihre Positionen aus. Hinweise auf diese geomagnetischen Umkehrungen sind in Basalten, ozeanischen Sedimentkernen und magnetischen Anomalien am Meeresboden zu beobachten. Diese Umkehrungen manifestieren sich fast stochastisch, wobei die Zeiträume zwischen den Umkehrungen zwischen unter 0,1 Millionen Jahren und etwa 50 Millionen Jahren variieren. Die jüngste geomagnetische Umkehrung, die sogenannte Brunhes-Matuyama-Umkehr, ereignete sich vor etwa 780.000 Jahren. Bei einem besonderen, aber verwandten Phänomen, einer geomagnetischen Exkursion, durchquert die Dipolachse vorübergehend den Äquator, bevor sie zu ihrer ursprünglichen Polarität zurückkehrt. Das Laschamp-Ereignis, das während der letzten Eiszeit vor etwa 41.000 Jahren stattfand, ist ein Beispiel für eine solche Exkursion.

Das historische Magnetfeld bleibt hauptsächlich in hochmagnetischen Mineralien erhalten, insbesondere Eisenoxiden wie Magnetit, die ein permanentes magnetisches Moment besitzen. Diese dauerhafte Magnetisierung, Remanenz genannt, kann durch verschiedene Mechanismen erreicht werden. Innerhalb von Lavaströmen wird die Richtung des Magnetfelds beim Abkühlen in winzigen Mineralien „festgehalten“, was zu einer thermoremanenten Magnetisierung führt. Umgekehrt zeigen magnetische Partikel in Sedimentablagerungen während ihrer Ablagerung auf Meeres- oder Seeböden eine subtile Ausrichtung mit dem umgebenden Magnetfeld, ein Prozess, der als remanente Detritalmagnetisierung bekannt ist.

Die thermoremanente Magnetisierung ist der Hauptgrund für magnetische Anomalien, die in der Nähe von mittelozeanischen Rücken beobachtet werden. Bei der Ausbreitung des Meeresbodens steigt Magma aus dem Erdmantel auf, verfestigt sich an beiden Flanken des Rückens zu neuer Basaltkruste und wird anschließend abtransportiert. Während diese neue Kruste abkühlt, zeichnet sie die vorherrschende Richtung des Erdmagnetfelds auf. Wenn das Erdfeld eine Umkehr erfährt, registriert der neu gebildete Basalt die umgekehrte magnetische Richtung. Dieser Prozess erzeugt ein markantes Muster aus Magnetstreifen, die symmetrisch um die Firstachse angeordnet sind. Mit Magnetometern ausgestattete Schiffe können diese Streifen auf der Meeresoberfläche erkennen, was Rückschlüsse auf das Alter des darunter liegenden Meeresbodens ermöglicht und wichtige Daten über historische Ausbreitungsraten des Meeresbodens liefert.

Die auf Lavaströme angewandte radiometrische Datierung hat die Konstruktion einer geomagnetischen Polaritätszeitskala erleichtert. Diese Skala dient als Grundprinzip der Magnetostratigraphie, einer geophysikalischen Korrelationsmethode, die neben magnetischen Anomalien am Meeresboden auch zur Datierung von Sediment- und Vulkansequenzen eingesetzt wird.

Erstes Erscheinungsbild

Paläomagnetische Untersuchungen von paläoarchäischer Lava in Australien und Konglomerat in Südafrika weisen darauf hin, dass das Magnetfeld seit mindestens 3.450 Millionen Jahren vorhanden ist. Darüber hinaus legten Forscher im Jahr 2024 Beweise aus Grönland vor, die darauf hindeuten, dass das Magnetfeld bereits vor 3.700 Millionen Jahren existierte.

Zukunftsprognosen

Beginnend im späten 19. Jahrhundert und bis ins 20. Jahrhundert und darüber hinaus zeigte das gesamte Erdmagnetfeld einen schwächeren Trend. Die derzeitige erhebliche Verschlechterung spiegelt einen Rückgang um 10–15 % wider, wobei seit dem Jahr 2000 eine beschleunigte Rate zu beobachten ist. Die geomagnetische Intensität ist von einem Spitzenwert, der etwa 35 % über dem heutigen Niveau lag und etwa 1 n. Chr. lag, nahezu kontinuierlich zurückgegangen. Allerdings liegen sowohl die beobachtete Abnahmerate als auch die aktuelle Feldstärke im normalen Bereich historischer Schwankungen, wie in Gesteinen aufbewahrte paläomagnetische Aufzeichnungen belegen.

Das Erdmagnetfeld ist durch heteroskedastische oder scheinbar zufällige Schwankungen gekennzeichnet. Folglich reichen eine isolierte Messung oder sogar mehrere Messungen über Jahrzehnte oder Jahrhunderte nicht aus, um einen umfassenden Trend seiner Stärke abzuleiten. In der Vergangenheit kam es in diesem Bereich zu Zuwächsen und Rückgängen aus Gründen, die noch nicht vollständig geklärt sind. Darüber hinaus reicht die Beurteilung der lokalen Intensität oder Fluktuation des Dipolfelds allein nicht aus, um das Erdmagnetfeld in seiner Gesamtheit zu charakterisieren, da es sich nicht ausschließlich um ein Dipolfeld handelt. Die Dipolkomponente des Erdfeldes kann abnehmen, selbst wenn das gesamte Magnetfeld konstant bleibt oder sich verstärkt.

Der magnetische Nordpol der Erde wandert derzeit immer schneller von Nordkanada nach Sibirien. Diese Drift erhöhte sich von etwa 10 Kilometern (6,2 Meilen) pro Jahr zu Beginn des 20. Jahrhunderts auf 40 Kilometer (25 Meilen) pro Jahr im Jahr 2003 und ihre Beschleunigung setzte sich in der Folge fort.

Physischer Ursprung

Erdkern und der Geodynamo

Es wird angenommen, dass das Magnetfeld der Erde von elektrischen Strömen in den leitfähigen Eisenlegierungen ihres Erdkerns herrührt. Diese Ströme werden durch Konvektionsströme erzeugt, die ihrerseits durch die Ableitung von Wärme aus dem Kern angetrieben werden.

Magnetfelder werden durch die Bewegung elektrisch leitender Flüssigkeiten innerhalb von Himmelskörpern erzeugt, darunter die Erde, die meisten Planeten im Sonnensystem, die Sonne und andere Sterne. Das Magnetfeld der Erde entsteht speziell in ihrem Kern, einer Region aus Eisenlegierungen, die sich über etwa 3400 km erstreckt, im Gegensatz zum Gesamtradius der Erde von 6370 km. Dieser Kern ist strukturell in einen festen inneren Kern mit einem Radius von 1220 km und einen ihn umgebenden flüssigen äußeren Kern differenziert. Die Fluiddynamik im äußeren Kern wird durch einen Wärmegradienten angetrieben, wobei die Wärme vom inneren Kern, der eine Temperatur von etwa 6.000 K (5.730 °C; 10.340 °F) aufrechterhält, in Richtung der Kern-Mantel-Grenze fließt, die auf 3.800 K (3.530 °C; 6.380 °F) geschätzt wird. Diese Wärmeenergie stammt aus zwei Hauptquellen: der potentiellen Gravitationsenergie, die freigesetzt wird, wenn dichtere Materialien in Richtung Kern absinken, ein Prozess, der als Planetendifferenzierung oder Eisenkatastrophe bekannt ist, und dem radioaktiven Zerfall von Elementen im Erdinneren. Die resultierenden Strömungsmuster werden systematisch durch die Rotationsdynamik der Erde und den stabilisierenden Einfluss des festen inneren Kerns organisiert.

Der Prozess, der für die Erzeugung des Erdmagnetfelds verantwortlich ist, wird als Geodynamo bezeichnet. Dieses Magnetfeld entsteht durch einen komplexen Rückkopplungsmechanismus, der mehrere grundlegende elektromagnetische Prinzipien umfasst: Elektrische Stromschleifen erzeugen Magnetfelder, wie durch das Stromkreisgesetz von Ampère beschrieben; Variationen in einem Magnetfeld induzieren ein elektrisches Feld, was mit dem Faradayschen Induktionsgesetz übereinstimmt; und die Wechselwirkung zwischen elektrischen und magnetischen Feldern übt eine Kraft auf sich bewegende Ladungen innerhalb von Strömen aus, die als Lorentzkraft bekannt ist. Diese miteinander verbundenen Phänomene sind mathematisch in einer partiellen Differentialgleichung für das Magnetfeld zusammengefasst, die als magnetische Induktionsgleichung bezeichnet wird. ),}" display="block" xmlns="w3.org/1998/Math/MathML"> ∂ B ∂ t = η ∇ §3637§ B + ∇ × ( u × B ) , {\displaystyle {\frac {\partial \mathbf {B} }{\partial t}}=\eta \nabla ^{2}\mathbf {B} +\nabla \times (\mathbf {u} \times \mathbf {B} ),

In dieser Gleichung stellt u die Geschwindigkeit der Flüssigkeit dar; B bezeichnet das magnetische B-Feld; und η, definiert als 1/σμ, bezeichnet die magnetische Diffusionsfähigkeit, die die Umkehrung des Produkts aus elektrischer Leitfähigkeit σ und Permeabilität μ ist. Darüber hinaus gibt der Begriff ∂B/∂t die partielle Ableitung des Magnetfelds nach der Zeit an; ∇§2526§ ist der Laplace-Operator; ∇× ist der Curl-Operator; und × stellt das Vektorprodukt dar.

Der Anfangsterm auf der rechten Seite der Induktionsgleichung entspricht einem Diffusionsterm. In einer statischen Flüssigkeit bedeutet dieser Begriff, dass das Magnetfeld schwächer wird und sich alle lokalen Konzentrationen des Feldes auflösen. Wenn also der Geodynamo der Erde seinen Betrieb einstellen würde, würde sich die dipolare Komponente ihres Magnetfelds über einen Zeitraum von mehreren Zehntausend Jahren auflösen.

Im theoretischen Szenario eines perfekten Dirigenten (σ<!-- σ --> = ∞<!-- ∞ --> {\displaystyle \sigma =\infty \;}) würde magnetische Diffusion gänzlich fehlen. Nach dem Lenzschen Gesetz würden induzierte Ströme jeder Änderung des Magnetfelds sofort entgegenwirken und so den magnetischen Fluss durch ein beliebiges Flüssigkeitsvolumen aufrechterhalten. Folglich würde das Magnetfeld effektiv in der Flüssigkeit „eingefroren“ und zusammen mit ihrer Bewegung vorangetrieben werden. Dieses Phänomen wird formal durch das Frozen-in-Field-Theorem beschrieben. Selbst in Flüssigkeiten mit endlicher Leitfähigkeit wird durch die Dehnung der Magnetfeldlinien kontinuierlich ein neues Magnetfeld erzeugt, wenn die Flüssigkeit Verformungsbewegungen durchführt. Dieser Mechanismus könnte theoretisch eine unbegrenzte Felderzeugung aufrechterhalten, wenn es nicht den inhärenten Widerstand gäbe, den ein verstärkendes Magnetfeld gegen die weitere Fluidbewegung ausübt.

Die Bewegung der Flüssigkeit wird durch Konvektion aufrechterhalten, ein durch Auftrieb angetriebener Prozess. Während die Temperatur zum Erdkern hin zunehmend ansteigt, sorgt die erhöhte Wärmeenergie der tieferen Flüssigkeitsschichten für Auftrieb. Diese Auftriebskraft wird durch chemische Differenzierung verstärkt: Beim Abkühlen des Kerns erstarrt ein Teil des geschmolzenen Eisens und lagert sich am inneren Kern ab. Gleichzeitig werden leichtere Elemente in der Flüssigkeit zurückgehalten, wodurch sich deren Dichte verringert. Dieses Phänomen wird als kompositionelle Konvektion bezeichnet. Der Coriolis-Effekt, eine Folge der globalen Rotation des Planeten, strukturiert diesen Fluss typischerweise in spiralförmige Rollen, die entlang der Nord-Süd-Polarachse ausgerichtet sind.

Während ein Dynamo in der Lage ist, ein Magnetfeld zu verstärken, erfordert seine Initiierung ein „Keim“-Feld. Im Kontext der Erde könnte dieses anfängliche Feld von außen entstanden sein. Während ihrer frühen Entwicklungsphase erlebte die Sonne eine T-Tauri-Phase, die durch einen Sonnenwind gekennzeichnet war, der ein Magnetfeld besaß, das mehrere Größenordnungen stärker war als sein aktueller Zustand. Dennoch könnte ein erheblicher Teil dieses Feldes durch den Erdmantel abgeschwächt worden sein. Eine alternative Hypothese besagt, dass Ströme an der Kern-Mantel-Grenze, die durch chemische Reaktionen oder Schwankungen der thermischen oder elektrischen Leitfähigkeit induziert werden, als Quelle dienen könnten. Diese Phänomene tragen möglicherweise immer noch zu einer geringfügigen Abweichung bei und bilden einen Teil der Randbedingungen für den Betrieb des Geodynamos.

Berechnungen zeigen, dass das durchschnittliche Magnetfeld im äußeren Erdkern 25 Gauss beträgt, was einer Intensität entspricht, die 50-mal größer ist als die auf der Planetenoberfläche beobachtete.

Numerische Modelle

Die rechnerische Simulation des Geodynamos erfordert die numerische Auflösung eines Systems nichtlinearer partieller Differentialgleichungen, die die Magnetohydrodynamik (MHD) im Erdinneren regeln. Die Simulation dieser MHD-Gleichungen wird auf einem dreidimensionalen Gitter diskreter Punkte ausgeführt; Die Auflösung dieses Rasters, die teilweise die Genauigkeit der resultierenden Lösungen bestimmt, wird hauptsächlich durch die verfügbaren Rechenressourcen eingeschränkt. Mehrere Jahrzehnte lang beschränkten sich theoretische Untersuchungen auf die Entwicklung von kinematischen Dynamo-Rechenmodellen, bei denen die Fluidbewegung vorherbestimmt und ihr anschließender Einfluss auf das Magnetfeld berechnet wurde. Die kinematische Dynamotheorie umfasste vor allem die Untersuchung verschiedener Strömungsgeometrien, um deren Fähigkeit zur Aufrechterhaltung eines Dynamos zu ermitteln.

Die ersten selbstkonsistenten Dynamomodelle, die gleichzeitig sowohl die Fluiddynamik als auch die Entwicklung des Magnetfelds bestimmen, wurden 1995 unabhängig voneinander von zwei Forschungskonsortien formuliert: einem mit Sitz in Japan und einem mit Sitz in den Vereinigten Staaten. Das letztgenannte Modell erlangte große Anerkennung aufgrund seiner erfolgreichen Nachbildung mehrerer wichtiger Eigenschaften des Erdmagnetfelds, insbesondere einschließlich geomagnetischer Umkehrungen.

Auswirkung von Meeresgezeiten

Die Ozeane der Erde tragen zu ihrem Magnetfeld bei. Als elektrischer Leiter interagiert Meerwasser mit dem Erdmagnetfeld. Während der zyklischen Bewegung der Gezeiten in Meeresbecken übt das Meereswasser effektiv einen Widerstand auf die geomagnetischen Feldlinien aus. Aufgrund der relativ geringen Leitfähigkeit von Salzwasser ist diese Wechselwirkung vergleichsweise schwach; Seine stärkste Komponente stammt von der halbtägigen Mondflut (M2). Zusätzliche Beiträge entstehen durch Phänomene wie Meereswellen, mesoskalige Wirbel und sogar Tsunamis.

Die Intensität dieser Wechselwirkung hängt auch von der Temperatur des Meerwassers ab. Folglich kann die gesamte im Ozean gespeicherte Wärmeenergie nun durch Analysen der Erdmagnetfeldbeobachtungen abgeleitet werden.

Ströme in der Ionosphäre und Magnetosphäre

In der Ionosphäre induzierte elektrische Ströme erzeugen lokalisierte Magnetfelder, die die ionosphärische Dynamoregion charakterisieren. Solche Felder bilden sich regelmäßig in den atmosphärischen Regionen, die der Sonne am nächsten sind, und führen zu Tagesschwankungen, die Oberflächenmagnetfelder um bis zu 1° ablenken können. Charakteristische tägliche Schwankungen der Feldstärke betragen etwa 25 nT (entspricht einem Teil im Jahr 2000), während Schwankungen, die über mehrere Sekunden auftreten, typischerweise etwa 1 nT betragen (entsprechend einem Teil von 50.000).

Messung und Analyse

Erkennung

Die Intensität des Erdmagnetfelds wurde erstmals 1832 von Carl Friedrich Gauß quantifiziert und anschließend mehrfach erneut gemessen. Dabei ergab sich ein relativer Rückgang von etwa 10 % in den letzten 150 Jahren. Der Magsat-Satellit und nachfolgende Missionen verwendeten 3-Achsen-Vektormagnetometer, um die dreidimensionale Struktur des Erdmagnetfelds zu untersuchen. Daten des späteren Ørsted-Satelliten erleichterten eine vergleichende Analyse und deuteten auf einen aktiven und dynamischen Geodynamo hin, der offenbar einen anomalen Pol unterhalb des Atlantischen Ozeans westlich von Südafrika erzeugt.

Regierungsbehörden richten gelegentlich Spezialeinheiten ein, die sich der Überwachung des Erdmagnetfelds widmen. Diese als geomagnetische Observatorien bekannten Einrichtungen sind häufig in nationale geologische Untersuchungen integriert, wie beispielsweise das Eskdalemuir-Observatorium des British Geological Survey. Solche Observatorien verfügen über die Fähigkeit, magnetische Phänomene zu messen und vorherzusagen, einschließlich magnetischer Stürme, die die Kommunikation, Stromversorgungssysteme und verschiedene andere menschliche Aktivitäten stören können.

Seit 1991 dokumentiert das International Real-time Magnetic Observatory Network, das mehr als 100 miteinander verbundene geomagnetische Observatorien weltweit umfasst, kontinuierlich das Erdmagnetfeld.

Militärkräfte ermitteln lokale Eigenschaften des Erdmagnetfelds, um es zu identifizieren Anomalien innerhalb des natürlichen Hintergrunds, die auf das Vorhandensein erheblicher metallischer Objekte wie etwa getauchte U-Boote hinweisen könnten. Diese Detektoren für magnetische Anomalien werden üblicherweise von Flugzeugen wie dem britischen Nimrod aus eingesetzt oder als einzelne Instrumente oder Arrays von Überwasserschiffen geschleppt.

Im kommerziellen Sektor setzen geophysikalische Prospektionsunternehmen auch magnetische Detektoren ein, um natürlich vorkommende Anomalien zu lokalisieren, die von Erzkörpern stammen, wie beispielsweise die magnetische Anomalie von Kursk.

Krustale magnetische Anomalien

Magnetometer werden in der archäologischen Geophysik eingesetzt, um subtile Variationen im Erdmagnetfeld zu identifizieren, die auf Eisenartefakte, Öfen, bestimmte Arten von Steinstrukturen und sogar alte Gräben und Müllhaufen zurückzuführen sind. Mithilfe magnetischer Instrumente, die von luftgestützten magnetischen Anomaliedetektoren abgeleitet wurden, die ursprünglich im Zweiten Weltkrieg zur U-Boot-Erkennung entwickelt wurden, ist es Forschern gelungen, magnetische Variationen über den Meeresboden hinweg zu kartieren. Basalt, ein eisenhaltiges Vulkangestein, das auf dem Meeresboden vorkommt, enthält Magnetit, ein stark magnetisches Mineral, das die Kompassanzeigen lokal verfälschen kann. Dieses Phänomen wurde bereits im späten 18. Jahrhundert von isländischen Seefahrern beobachtet. Entscheidend ist, dass die inhärenten magnetischen Eigenschaften, die Magnetit dem Basalt verleiht, eine zusätzliche Methode zur Untersuchung des Tiefseebodens darstellen, da diese magnetischen Materialien das Erdmagnetfeld bei der Abkühlung neu gebildeten Gesteins aufzeichnen.

Statistische Modelle

Einzelne Magnetfeldmessungen sind von Natur aus spezifisch für einen bestimmten Ort und zeitlichen Punkt. Um eine genaue Schätzung des Feldes an einem alternativen Ort und zu einer anderen Zeit abzuleiten, müssen diese Messungen daher in ein Vorhersagemodell umgewandelt werden.

Sphärische Harmonische

Die vorherrschende Methode zur Analyse globaler Variationen im Erdmagnetfeld besteht darin, Beobachtungsdaten an eine Reihe sphärischer Harmonischer anzupassen, eine Technik, die von Carl Friedrich Gauss entwickelt wurde. Sphärische Harmonische stellen Funktionen dar, die über die Oberfläche einer Kugel ein oszillierendes Verhalten zeigen, formuliert als Produkt zweier Funktionen: eine abhängig vom Breitengrad und die andere vom Längengrad. Die Längsfunktion ergibt entlang eines oder mehrerer Großkreise, die den Nord- und Südpol durchqueren, den Wert Null; die Anzahl dieser Knotenlinien entspricht dem absoluten Wert der Ordnung m. Umgekehrt ist die Breitenfunktion entlang eines oder mehrerer Breitenkreise Null; Wenn diese Menge zur Bestellung hinzugefügt wird, definiert sie den Grad ℓ. Jede Harmonische entspricht konzeptionell einer bestimmten Konfiguration magnetischer Ladungen im Erdzentrum. Ein Monopol bedeutet eine isolierte magnetische Ladung, ein Phänomen, das noch empirisch beobachtet werden muss. Ein Dipol ist analog zu zwei nahe beieinander angeordneten entgegengesetzten Ladungen, während ein Quadrupol aus der Konvergenz zweier Dipole resultiert. Eine visuelle Darstellung eines Quadrupolfeldes finden Sie in der Abbildung unten rechts.

Sphärische Harmonische können jedes Skalarfeld (eine Funktion der Position) darstellen, das bestimmten mathematischen Eigenschaften entspricht. Während ein Magnetfeld ein Vektorfeld darstellt, zeigt seine Darstellung in kartesischen Komponenten X, Y, Z, dass jede Komponente die Ableitung einer singulären Skalarfunktion ist, die als magnetisches Potential bezeichnet wird. Bei Analysen des Erdmagnetfelds wird typischerweise eine modifizierte Variante der standardmäßigen sphärischen Harmonischen verwendet, die sich durch einen multiplikativen Faktor auszeichnet. Ein Verfahren zur Anpassung der kleinsten Quadrate, das auf Magnetfeldmessungen angewendet wird, ergibt das Erdfeld als Summe sphärischer Harmonischer, jede skaliert mit ihrem entsprechenden am besten passenden Gauss-Koeffizienten, bezeichnet als g_m^ℓ oder h_m^ℓ.

Der Gauß-Koeffizient des niedrigsten Grades, g§34§§56§, stellt den Beitrag einer isolierten magnetischen Ladung dar und ist daher Null. Anschließend definieren die drei Koeffizienten – g§1112§§1314§, g§1920§§2122§ und h§2728§§2930§ – die Richtung und Größe des Dipolbeitrags. Die optimale Dipolausrichtung weist eine Neigung von etwa 10° in Bezug auf die Rotationsachse auf, wie zuvor beschrieben.

Radiale Abhängigkeit

Die sphärische harmonische Analyse ermöglicht die Unterscheidung zwischen internen und externen Quellen, vorausgesetzt, dass Beobachtungsdaten in mehreren Höhen erfasst werden (z. B. von bodengestützten Observatorien und Satellitenplattformen). In solchen Fällen kann jeder Term mit dem Koeffizienten g_m^ℓ oder h_m^ℓ in zwei verschiedene Komponenten zerlegt werden: eine mit einer radialen Abnahme proportional zu 1/r^ℓ+1 und eine andere Dies zeigt einen radialen Anstieg proportional zu r^ℓ. Diese zunehmenden Terme entsprechen externen Quellen, beispielsweise Strömen innerhalb der Ionosphäre und Magnetosphäre. Wenn diese externen Beiträge jedoch über mehrere Jahre gemittelt werden, verschwinden sie typischerweise.

Die übrigen Terme deuten darauf hin, dass das Potenzial einer Dipolquelle (ℓ=1) proportional zu 1/r§56§ abnimmt. Das Magnetfeld als Ableitung des Potentials schwächt sich proportional zu 1/r§1112§ ab. Quadrupolkomponenten weisen einen Zerfall proportional zu 1/r§1718§ auf, wobei Terme höherer Ordnung mit zunehmendem radialen Abstand immer schneller abklingen. Der Radius des äußeren Kerns beträgt ungefähr die Hälfte des Radius der Erde. Wenn das Magnetfeld an der Kern-Mantel-Grenze mithilfe sphärischer Harmonischer modelliert wird, verringert sich die Dipolkomponente an der Oberfläche um etwa den Faktor 8, die Quadrupolkomponente um den Faktor 16 usw. Daher sind an der Erdoberfläche nur langwellige Anteile wahrnehmbar. Basierend auf verschiedenen theoretischen Überlegungen wird allgemein davon ausgegangen, dass nur Begriffe bis zum Grad §2021§ aus dem Kern stammen. Diese entsprechen Wellenlängen von etwa 2.000 km (1.200 Meilen) oder weniger. Feinere Merkmale werden Krustenanomalien zugeschrieben.

Globale Modelle

Die International Association of Geomagnetism and Aeronomy überwacht ein standardisiertes globales Magnetfeldmodell, das als International Geomagnetic Reference Field (IGRF) bezeichnet wird. Dieses Modell wird alle fünf Jahre aktualisiert. Das Modell der 11. Generation, IGRF11, wurde unter Verwendung von Daten erstellt, die von Satelliten (Ørsted, CHAMP und SAC-C) und einem globalen Netzwerk geomagnetischer Observatorien erfasst wurden. Vor 2000 war die sphärische harmonische Entwicklung auf Grad 10 beschränkt und umfasste 120 Koeffizienten. Aufeinanderfolgende Modelle erweitern die Kürzung jedoch auf Grad 13 und beziehen 195 Koeffizienten ein.

Das World Magnetic Model, eine alternative globale Felddarstellung, wurde gemeinsam von den United States National Centers for Environmental Information (früher bekannt als National Geophysical Data Center) und dem British Geological Survey entwickelt. Dieses spezielle Modell ist auf Grad 12 gekürzt, umfasst 168 Koeffizienten und bietet eine ungefähre räumliche Auflösung von 3.000 Kilometern. Es dient als maßgebliches Modell für das Verteidigungsministerium der Vereinigten Staaten, das Verteidigungsministerium (Vereinigtes Königreich), die Federal Aviation Administration (FAA) der Vereinigten Staaten, die Organisation des Nordatlantikvertrags (NATO) und die International Hydrographic Organization und ist auch in zahlreiche zivile Navigationssysteme integriert.

Die oben genannten Modelle berücksichtigen ausschließlich das „Hauptfeld“ an der Kern-Mantel-Grenze. Während sie für Navigationszwecke normalerweise ausreichend sind, erfordern Anwendungen, die eine höhere Präzision erfordern, die Einbeziehung kleinerer magnetischer Anomalien und zusätzlicher Variationen. Zu den anschaulichen Beispielen gehören (weitere Details finden Sie in der Geomag.us-Referenz):

• Die „Comprehensive Modeling“ (CM)-Methodik, entwickelt vom Goddard Space Flight Center (eine gemeinsame Initiative von NASA und GSFC) und dem dänischen Weltraumforschungsinstitut. CM ist bestrebt, Daten zu integrieren, die erhebliche zeitliche und räumliche Auflösungsunterschiede aufweisen und sowohl von terrestrischen als auch von Satellitenplattformen stammen. Ab 2022 ist CM5 die aktuellste Iteration, die 2016 veröffentlicht wurde. Dieses Modell beschreibt verschiedene Komponenten für das Hauptfeld, ergänzt durch lithosphärische (Krusten-)Beiträge, M2-Gezeiteneffekte und primäre/induzierte magnetosphärische/ionosphärische Variationen.
• Die US-amerikanischen National Centers for Environmental Information haben das Enhanced Magnetic Model (EMM) entwickelt, das sphärische harmonische Terme bis zum Grad und der Ordnung 790 berücksichtigt und so magnetische Anomalien mit Wellenlängen von nur 56 Kilometern auflöst. Die Zusammenstellung umfasste Daten aus satellitengestützten, marinen, aeromagnetischen und bodengestützten magnetischen Untersuchungen. Die neueste Version aus dem Jahr 2018, EMM2017, integriert Daten, die von der Satellitenmission Swarm der Europäischen Weltraumorganisation ESA erfasst wurden.

Das Internationale Geomagnetische Referenzfeld (IGRF) liefert historische Daten für das Hauptmagnetfeld, die bis ins Jahr 1900 zurückreichen. Ein spezielles Modell, GUFM1, nutzt Schiffsprotokolle, um die Eigenschaften des Feldes bereits im Jahr 1590 abzuschätzen. Darüber hinaus hat die paläomagnetische Forschung Modelle entwickelt, die die Geschichte des Feldes bis 10.000 v. Chr. zurückverfolgen.

Biomagnetismus

Verschiedene Tierarten wie Vögel und Schildkröten besitzen die Fähigkeit, das Erdmagnetfeld während der Wanderung zu erkennen und zu Navigationszwecken zu nutzen. Untersuchungen haben gezeigt, dass bestimmte Säugetiere, darunter Kühe und Wildhirsche, dazu neigen, ihren Körper im Ruhezustand entlang einer Nord-Süd-Achse auszurichten. Dieses Verhalten fehlt, wenn sie sich unter Hochspannungsleitungen befinden, was auf einen magnetischen Einfluss schließen lässt. Spätere Studien aus dem Jahr 2011 berichteten jedoch, dass es nicht möglich sei, diese Beobachtungen mit alternativen Google Earth-Bildern zu reproduzieren.

Kleine elektromagnetische Felder stören nachweislich den magnetischen Kompasssinn von Rotkehlchen und anderen Sperlingsvögeln, die zur Navigation auf das Erdmagnetfeld angewiesen sind. Untersuchungen haben ergeben, dass weder Stromleitungen noch Mobilfunksignale für diese elektromagnetische Störung bei Vogelarten verantwortlich sind. Stattdessen agieren die Störstoffe in einem Frequenzbereich von 2 kHz bis 5 MHz und umfassen Quellen wie AM-Radiosignale und standardmäßige elektronische Geräte, die üblicherweise in gewerblichen oder privaten Umgebungen zu finden sind.

Polarwind

• Polarwind
• Geomagnetischer Ruck
• Geomagnetischer Breitengrad
• Magnetfeld des Mars
• Magnetotellurik
• Meteorit
• Operation Argus
• Ringe des Saturn
• Südatlantische Anomalie

Quellen

• Campbell, Wallace H. (2003). Einführung in geomagnetische Felder (2. Aufl.). New York: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-52953-2.Merrill, Ronald T. (2010). Our Magnetic Earth: The Science of Geomagnetism. University of Chicago Press. ISBN 978-0-226-52050-6.Merrill, Ronald T.; McElhinny, Michael W.; McFadden, Phillip L. (1996). Das Magnetfeld der Erde: Paläomagnetismus, der Kern und der tiefe Mantel. Akademische Presse. ISBN 978-0-12-491246-5.Tauxe, Lisa (1998). Paläomagnetische Prinzipien und Praxis. Kluwer. ISBN 978-0-7923-5258-7.
  • Nationales Geomagnetismus-Programm. United States Geological Survey, 8. März 2011.
  • William J. Broad, Werden Kompasse nach Süden zeigen?. The New York Times, 13. Juli 2004.
  • Magnetischer Sturm. PBS NOVA, 2003. (ed. über Polumkehrungen)
  • Der große Magnet, die Erde, Geschichte der Entdeckung des Erdmagnetfeldes von David P. Stern.
  • Internationales geomagnetisches Referenzfeld 2011
  • Muster im Erdmagnetfeld, die sich in der Größenordnung von 1.000 Jahren entwickeln. Archiviert am 20.07.2018 auf der Wayback Machine. 19. Juli 2017
  • Chree, Charles (1911). "Magnetism, Terrestrial". In Chisholm, Hugh (Hrsg.). Encyclopædia Britannica. Bd. 17 (11. Aufl.). Cambridge University Press. S. 353–385.Quelle: TORIma Akademie Archive