Bei dem Begriff Geomagnetismus handelt es sich um das Erdmagnetfeld. Es ist das Magnetfeld, das die Erde umgibt. Es wird von dem so genannten Geodynamo erzeugt.

Nahe der Erdoberfläche ähnelt das Feld dem eines magnetischen Dipols; siehe Abbildung unten. Die magnetischen Feldlinien treten im Wesentlichen auf der Südhalbkugel aus der Erde aus und durch die Nordhalbkugel wieder in die Erde ein. Im Erdmantel verändert sich die Form des Magnetfeldes (Quadrupolfeld, Multipolfeld). Oberhalb der Erdatmosphäre wird das Dipolfeld durch den Sonnenwind verformt.

Forschungsgeschichte

Die Chinesen und Mongolen erkannten die Nordweisung magnetisierter Körper schon vor mehr als tausend Jahren.

Im Jahre 1600 veröffentlichte der englische Arzt und Naturphilosoph William Gilbert sein Werk De Magnete, in dem er erstmals erkannte, dass die Erde die Ursache für die Ausrichtung der Kompassnadel ist. Messungen durch Henry Gellibrand in London ergaben zudem, dass das Magnetfeld nicht statisch ist, sondern sich langsam ändert.

Zu Beginn des 19. Jahrhunderts erfuhr die Erforschung des Erdmagnetfeldes starke Impulse, so wurde z. B. in Göttingen der Magnetische Verein gegründet. Carl Friedrich Gau� gelang es, eine umfassende Theorie des Erdmagnetismus aufzustellen. Aufbauend auf dem Potentialfeld konnte er 1839 nachweisen, dass der Hauptteil des Erdmagnetfeldes tatsächlich aus dem Erdinneren stammt.

In diese Zeit fällt auch der Beginn systematischer Beobachtungen kleinerer, kurzzeitiger Variationen des Erdmagnetfeldes im Bereich von einigen Minuten bis hin zu Tagen. Gau� konnte zeigen, dass die Quellen hierfür au�erhalb der Erde zu suchen sind.

Seit den Vermessungen aus dem Jahre 1830 hat sich die Stärke des Erdmagnetfeldes um fast 10 Prozent verringert, in den letzten hundert Jahren allein um etwa 6 Prozent. Diese gewaltig schnelle �nderung ist noch nicht zu erklären, da selbst dann, wenn der sogenannte Geodynamo (siehe unten) sofort ausfiele, das Erdmagnetfeld sich viel langsamer in einem Zeitraum von 10.000 Jahren abbauen würde. Man vermutet daher, dass sich das Erdmagnetfeld momentan umpolt und daher zur Zeit ein Gegenfeld aufgebaut wird, welches das Erdmagnetfeld weit schneller als bisher angenommen vorübergehend zum Erliegen bringen wird, bevor die Umpolung einsetzen kann.

Die magnetischen Pole sind nicht ortsfest. Der arktische Magnetpol in Kanada wandert derzeit etwa 90 Meter pro Tag Richtung Asien, entsprechend 30 Kilometer pro Jahr.

Form und Stärke des Erdmagnetfeldes

Der Hauptanteil des Erdmagnetfeldes verändert sich nur sehr langsam (Säkularvariation) im Zeitraum von tausenden von Jahren. Heute (und in historischen Zeiträumen) ist seine horizontale Komponente auf weiten Teilen der Erdoberfläche grob in geographische Nord-Süd-Richtung gerichtet. Abweichungen von dieser Ausrichtung bezeichnet man als Missweisung oder Geographische Deklination. In mittleren und hohen Breiten kommt zu der nordweisenden Horizontalkomponente eine (deutlich stärkere) Vertikalkomponente hinzu, die auf der Nordhalbkugel nach unten, auf der Südhalbkugel nach oben weist. Den Inklinationswinkel der Feldlinien kann man mit einer horizontal aufgehängten Kompassnadel messen. Er beträgt in Deutschland etwa 60° gegen die Horizontale. Am Nordpol und Südpol ist er etwa 90°, am �quator 0°.

In guten Magnet-Kompassen ist die Nadel so austariert, dass sie vor allem auf die Horizontalkomponente anspricht und daher in den meisten Gebieten etwa nach Norden weist. Am Geomagnetischen Nordpol befindet sich aus physikalischer Sicht ein magnetischer Südpol. Daher wird dieser Pol besser als der nordanziehende Pol des Erdmagnetfeldes bezeichnet oder als der im Norden liegende Pol des Erdmagnetfeldes. Der Magnet-Kompass wird bis heute zur Navigation eingesetzt.

Die geomagnetischen Pole der Erde fallen nicht genau mit den geographischen Polen der Erde zusammen. Zur Zeit (Stand 2007) ist die Achse des geomagnetischen Dipolfeldes um etwa 11,5° gegenüber der Erdachse geneigt.

In erster Näherung entspricht das Dipolfeld dem eines gekippten Stabmagneten mit einem Dipolmoment von M = 7,812·1024 nT·m³ (Stand 1995), der um ca. 450 km aus dem Erdmittelpunkt in Richtung 140° östlicher Länge verschoben ist (siehe auch Südatlantische Anomalie). Die jährliche Abnahme des Dipolanteiles liegt zur Zeit bei ca. 0,006·1024 nT·m³.

Am �quator hat das Magnetfeld eine Stärke von ca. 30 µT = 30.000 nT.[1] An den Polen ist der Betrag doppelt so gro�.[2] In Mitteleuropa sind es ca. 48 µT, wobei ca. 20 µT in der horizontalen und ca. 44 µT in der vertikalen Richtung auftreten.

Im Erdmantel nimmt die magnetische Flussdichte mit wachsender Tiefe stark zu. Dabei verändert sich jedoch auch die Feldform, da nicht dipolförmige Anteile überproportional anwachsen. Bessere Näherungen als das Dipolmodell liefert daher ein Multipolfeld, das aktuelle International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Dazu wird das Erdfeld auf ein Potentialfeld zurückgeführt, das nach Kugelflächenfunktionen entwickelt wird. Die aktuellen Entwicklungskoeffizienten (Gauss-Koeffizienten gml und hml) sind im IGRF zu finden.

Alle Modelle sollen vor allem die Form des gemessenen Feldes nahe der Erdoberfläche beschreiben. Tatsächlich wird das erdmagnetische Hauptfeld nicht durch Stabmagneten im Erdinneren erzeugt, sondern durch Ströme (s.u.).

Bei geeigneter Wahl des Koordinatenursprungs und seiner Ausrichtung lässt sich das Erdfeld an der Oberfläche zur Zeit zu 90 Prozent durch ein Dipolfeld beschreiben.

Das erdmagnetische Hauptfeld aus dem Erdkern trägt zu mehr als 95 Prozent zur Feldstärke bei. Die äu�eren Anteile der Ionosphäre und Magnetosphäre (oberhalb 100 km Höhe) liefern einen Anteil von bis zu 2 Prozent. In der gleichen Grö�enordnung liegen die Magnetfelder oberflächennaher (bis max. 20 km Tiefe) Störkörper in der Erdkruste. Ihre Ursache ist das gehäufte Auftreten von selbst magnetisierten Mineralien (remanente Magnetisierung) oder Mineralien mit hoher magnetischer Suszeptibilität (induzierte Magnetisierung). Unterhalb von 20 km wird die Curietemperatur der Mineralien überschritten und es kann keine statischen ferromagnetischen Stoffe mehr geben. An der Erdoberfläche erzeugen die Störkörper lokale geomagnetische Anomalien von einigen 100 bis 1000 nT Stärke. Die mathematische Analyse der gemessenen Anomalien führt über Modellannahmen zu einem Störpotential, mit dessen Hilfe sich Lage und Grö�e der realen, verborgenen Störkörper abschätzen lassen. Die grö�te Anomalie des Magnetfeldes der Erde ist die Kursker Magnetanomalie im Umfeld einer Eisenlagerstätte. Eine kleinere, bereits von Alexander von Humboldt festgestellte Anomalie in Deutschland ist die durch Blitzschläge herbeigeführte oberflächliche Magnetisierung von Serpentiniten der Münchberger Gneismasse.