LITHOSPHÄRE

ERDMAGNETISMUS
DAS MAGNETFELD DER ERDE
Eine wichtige Eigenschaft aller Magnetfelder ist ihr Dipolcharakter - 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
1 Tesla = 1 Newton/Ampere-meter; 1nT = 10-9T = 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 11.4o 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
0,6o/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
verlieren
ihre
starken
Tc > 580 oC,
der
Mineralien.
magnetischen
sogenannten
Diese
Mineralien
Eigenschaften
Curie-Temperatur.
bei
Diese
Mineralien gewinnen ihre starken magnetischen Eigenschaften
bei TC< 580 oC. 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 TB; TB < TC)
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 90o an den magnetischen Polen und 0o 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 TB oder zur Zeit
der Verfestigung von Sedimenten).
Die
Lage
der
magnetischen
Pole
(bestimmt
aus
gesteinsmagnetischen Untersuchungen) relativ zum heutigen
Referenzwert
bezeichnet
paläomagnetischen Pole (B10).
man
mit
scheinbaren
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,
Polwanderungskurven
unwahrscheinlich,
dass
sich
dass
die
unterscheiden
jeder
Kontinent
scheinbaren
und
einen
es
ist
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
Versetzungen
der
mittelatlantischen Rückens);
 das
Fehlen
von
lateralen
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 mittelpazifischen 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.