Sektion 2.3: Geomagnetismus

Quellen des erdmagnetischen Feldes

Das Hauptfeld, generiert aus dem flüssigen Teil des Erdkerns, das Krustenfeld aus magnetisierten Gesteinen, das Externe Feld von außerhalb der Erde, aber auch Ozeanströmungen tragen allesamt zum messbaren Erdmagnetfeld bei.

Häufig gestellte Fragen (FAQs)

Um das Erdmagnetfeld zu beschreiben ist es nötig, entweder die Stärke und zwei Winkel oder drei rechtwinklige Komponenten zu messen. Die gebräuchlichen Winkel sind Deklination (die Abweichung der lokalen magnetischen Feldlinien von geographisch Nord) und Inklination (der Winkel, unter dem die Magnetfeldlinien die Erdoberfläche schneiden). Als rechtwinklige Komponenten werden die Nord- (X), Ost- (Y) und Vertikalkomponete (Z) für die Anteile in Richtung geographisch Ost, West und vertikal abwärts verwendet.

Gebräuchliche Einheiten zur Beschreibung des Erdmagnetfelds sind microTesla(µT=10-6T) und nanoTesla (nT=10-9T), wobei Tesla eigentlich die Einheit der magnetischen Flussdichte ist. Jedes Ergebnis der Messung des Erdmagnetfelds an irgendeinem Punkt und zu einer beliebigen Zeit enthält die Überlagung von verschieden starken Feldern unterschiedlichen Ursprungs: Kernfeld, Lithosphärenfeld, externe Felder (mit Ursprung außerhalb der Erde) und elektromagnetisch im Erdboden und den Ozeanen induzierte Felder. 1838 entwickelte C.F. Gauss mit der Kugelfunktionsanalyse eine Methode das Erdmagnetfeld global zu beschreiben und eine grobe Trennung von internen und externen Anteilen zu erreichen. Geomagnetische Feldmodelle die auf Kugelfunktionen basieren sind heute noch sehr gebräuchlich, aber wegen der Vielzahl unterschiedlicher Quellen ist eine strikte Trennung der verschiedenen Anteile bis heute nicht möglich. Die folgende Abbildung zeigt eine Karte der Feldstärkeverteilung aus einem solchen Modell des Kernfelds, welches aus Daten der CHAMP und Swarm-Satelliten und von geomagnetischen Observatorien am Erdboden berechnet wurde. Eine interessante Besonderheit des Kernfelds ist die sogenannte Südatlantische Anomalie. Dies ist ein großes Gebiet über Südamerika, dem Südatlantik und dem südlichen Afrika mit ungewöhnlich niedriger Feldintensität (weniger als 20.000nT).

 

Das Kernfeld weist auch zeitliche Änderungen auf, die als Säkularvariation bezeichnet werden. Die Modellierung der Säkularvariation auf Zeitskalen in der Größenordnung von wenigen Jahrzehnten wird durch alle verfügbaren Satellitendaten wesentlich verbessert. Es ist offensichtlich, dass sich das Magnetfeld nicht überall auf der Erde gleichmäßig ändert. Obwohl die Stärke des Dipolfelds insgesamt abnimmt, gibt es einige Regionen, in denen die Feldstärke zunimmt. In zwei Gegenden wird jedoch eine besonders starke Abnahme beobachtet, im südlichen Atlantik und Mittelamerika. Auch Säkularvariationsmodelle können die Änderung an der Kern-Mantel-Grenze beschreiben, wo diese sich sehr kleinräumig darstellen. Aus den Modelldaten von 2011 und 2021 sehen wir, dass die Feldstärke in der südatlantischen Region über die letzten 10 Jahre um bis zu 3,5% abgenommen hat (siehe folgende Abbildung).

Um die Struktur und Dynamik des Erdkerns zu untersuchen wird die vertikale Feldkomponente  verwendet. Unter der Annahme dass der Erdmantel nicht elektrisch leitfähig ist können Magnetfeldmodelle zu Beschreibungen des Felds am äußersten Rand des Erdkerns an der Grenze zum Erdmantel heruntergerechnet werden. Dort ist die Feldstruktur wesentlich komplizierter als an der Erdoberfläche (folgende Abbildung). Unter den Polen und dem südlichen Atlantik finden sich Flecken, wo der magnetische Fluß der Hauptdipolrichtung entgegengesetzt ist ("reverse flux patches"). Diese spielen bei der derzeitigen Abnahme der globalen Magnetfeldstärke eine Rolle, insbesondere das wachsende Gebiet umgekehrten  magnetischen Flusses unter dem südlichen Atlantik.

 

Die Magnetisierung der Lithosphäre beruht auf magnetischen Mineralien im Gestein, überwiegend Magnetit mit unterschiedlichen Anteilen von Titan. die titano-magnetitreichen Gesteine werden oberhalb ihrer Curie-Temperatur von 400°C bis 600°C im wesentlichen unmagnetisch, und daher ist die Magnetisierung der Lithosphäre auf eine Schicht von etwa 10km bis 50km dicke beschränkt, abhängig vom lokalen Wärmefluß. Die Gesteinsmagnetisierung kann entweder induziert sein (d.h. die Magnetisierung ist proportional zu einem induzierenden Feld, im allgemeinen durch das geomagnetische Kernfeld gut angenähert), oder remanent, wobei Stärke und Richtung der Magnetisierung in den Gesteinen "eingefroren" sind und sich nur über geologische Zeiträume ändern.

Die Magnetisierung der Lithosphäre erzeugt ein Magnetfeld, dessen Stärke bei den bedeutendsten Anomalien wie Kursk in Russland und Bangui in Afrika mehrere 1000 nT erreicht, aber im allgemeinen nicht stärker als etwa 100nT ist. Das Lithosphärenfeld wird von speziellen Messkampagnen am Erdboden, zur See und von Flugzeugen aus (Aeromagnetik) gemessen, und auch in Satellitenmissionen mit niedrigen Umlaufbahnen. Eine große Anzahl von marinen und aeromagnetischen Messungen sind in der Vergangenheit zu verschiedenen Zeiten gemacht worden, für einzelne Länder oder kleinere Regionen. Die globale Kartierung des Lithosphärenfelds ist nur von Satelliten aus möglich und begann mit den Missionen POGO (1967-1971) und MAGSAT (1979-1980). Nach 20 Jahren ohne entsprechende Satellitenmissionen werden seit 1999 hochqualitative Daten von den Satelliten Ørsted, CHAMP und SAC-C geliefert.

Als Lithosphärenfeld sehen wir nur räumliche Wellenlängen kürzer als 2500 km. Großräumigere Anteile werden vom wesentlich stärkeren Kernfeld verdeckt. Was als Magnetfeldanomalien oder Lithosphärenfeld bezeichnet wird ist tatsächlich nur dessen kurzwelliger Anteil. Da die Stärke kleinräumiger Anomalien mit der Entfernung von der Quelle stark abnimmt ist die Auflösung von magnetischen Satellitendaten auf Wellenlängen größer als 400km beschränkt. Mit der wachsenden Menge an magnetischen Satellitendaten werden seit einigen Jahren ständig bessere globale Modelle des Lithospärenfelds der räumlichen Wellenlängen von 400km bis 2500km entwickelt. Informationen über kleinräumigere Anteile sind nur aus aeromagnetischen oder marinen Daten erhältlich, oder Kompilierungen der Ergebnisse mehrerer einzelner Messkampagnen. In einer großen gemeinsamen Anstrengung haben Wissenschaftler des GFZ und mehrerer internationaler Institute alle verfügbaren Lithosphärenfelddaten zusammengetragen und zu der ersten globalen, digitalen magnetischen Anomaliekarte (World Digital Magnetic Anomaly Map - WDMAM) verarbeitet, die im Juli 2007 veröffentlicht wurde.

Stromsysteme in der Ionosphäre und Magnetosphäre tragen zum Magnetfeld und dessen Veränderung auf kurzen Zeitskalen (Sekunden bis wenige Jahre) bei. Die Charakterisierung dieser Prozesse ist unter dem Namen Weltraumwetter (Space Weather) bekannt. Es unterliegt Schwankungen die durch die Sonnenäktivität, durch das Erdmagnetfeld selbst, aber auch durch die Atmosphäre der Erde gesteuert werden. Wir untersuchen boden- und satellitengestütze Beobachtungen des Magnetfeldes, kombiniert mit Beobachtungen atmosphärischer Parameter, um die komplexe Dynamik der Hochatmosphäre besser zu verstehen.

Die Kenntnis von Plasmaprozessen, die elektrische Ströme im erdnahen Weltraum erzeugen, unterstützt ebenso die Beschreibung von Signalen im Erdmagnetfeld, die nicht durch die geomagnetische Potentialfeldmodellierung abgedeckt werden kann.

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Current related projects

Past related projects

Die Daten für unsere Arbeit gewinnen wir durch den Betrieb eigener Infrastruktur sowie die Beteiligung an internationalen Programmen:

Swarm

Die ESA Satellitenmission Swarm, an der auch das GFZ beteiligt ist, vermisst seit November 2013 das Erdmagnetfeld. Die Mission besteht aus einer Konstellation von drei baugleichen, erdnahen Satelliten und liefert neben Daten zum Erdmagnetfeld auch solche zu ionosphärischen und atmosphärischen Parametern.

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Illustration des Erdmagnetfeldes, abeleitet aus Daten verschiedener Satellitenmissionen
Platform Magnetometer

Viele Satelliten tragen Magnetometer als Teil ihres Lageregelungssystems (AOCS), jedoch nicht als Teil der wissenschaftlichen Instrumentierung. Nach einer weiteren Kallibrierung der Magnetometerdaten, können Informationen über das geomagnetische Feld und über elektrische Ströme im erdnahen Raum wissenschaftlich interpretierbar abgeleitet werden.

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CHAMP

CHAMP war eine deutsche Kleinsatellitenmission unter GFZ-Leitung für die geowissenschaftliche und atmosphärische Forschung. Durch seine hochpräzise, multifunktionelle und komplementäre Instrumentierung und seine Bahneigenschaften wurden erstmals hochpräzise gravimetrische und magnetische Feldmessungen simultan und über eine Periode von über 10 Jahren räumlich und zeitlich generiert.

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Kp-Index

Der geomagnetische 3-stündige Kp-Index wurde 1949 von Julius Bartels eingeführt. Kp wurde entwickelt, um die solare Teilchenstrahlung über ihre magnetischen Effekte zu messen und gilt heute als Proxy für den Energieeintrag aus dem Sonnenwind in das System Erde. Das GFZ stellt Kp, die daraus abgeleiteten Indices und die Abbildungen  unter der Creative Commons Attribution 4.0 International (CC BY 4.0) Lizenz zur Verfügung.

Hpo-Indizes

Die nach oben offenen Hpo-Indizes mit hoher Kadenz ähneln dem Kp-Index, haben jedoch eine zeitliche Auflösung von 30 bzw. 60 Minuten und werden als Hp30 bzw. Hp60 bezeichnet. Die Hpo-Indizes wurden im Rahmen des H2020-Projekts "Swami" entwickelt. Hpo geht auf das Jahr 1995 zurück. Er wird von den linearen Apo-Indizes ap30 und ap60 abgeleitet.

Die Folgenden Links sind nur im GFZ-Netz abrufbar (vor Ort oder per VPN-Verbindung). Weitere Infos finden Sie auf unserem WIKI.

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