Erde

Die Erde ist von der Sonne aus gesehen der dritte Planet im Sonnensystem, hinter Merkur und Venus. Danach folgen Mars, Jupiter, Saturn, Uranus, Neptun und Pluto ( Abb. 1 ). Ihre Entfernung zur Sonne beträgt ca. 149,6·10⁶ km. Der Erdumfang, um die Pole gemessen, beträgt ca. 40.000 km. Der aus den Pol- und Äquatorradien gemittelte Erdradius beträgt ca. 6378 km. Die Oberfläche umfaßt 510·10⁶ km², von der ca. 71% von Wasser bedeckt sind. Die Verteilung von Land und Wasser ist auf den beiden Hemisphären unterschiedlich. Auf der Nordhalbkugel beträgt der Wasseranteil ca. 61 %, während er auf der Südhalbkugel ca. 81 % erreicht. Von den Landmassen sind 11% ständig mit Eis bedeckt. Das Volumen der Erde beträgt 1,083 10²¹ m³ und die Erdmasse entspricht 5,973·10²⁴ kg ( Abb. 2 ).

Das Alter der Erde

Die ersten Angaben über das Alter der Erde stammen aus der Bibel. J. Usher (1581-1656) errechnete aus der Abfolge im Alten Testament ein Erdalter von ca. 6000 Jahren. Im 19. Jh. kam es zu den ersten physikalischen und geologischen Überlegungen. Solche Überlegungen waren z.B. ein Abkühlungsmodell der Sonne des Physikers Helmholtz (1821-1894). Er ging von einem Maximalalter der Sonne von ca. 19 Mio. Jahren aus, wodurch das Maximalalter der Erde ebenfalls bei ca. 19 Mio. liegen mußte. Lord Kelvin (1824-1907) (W. Thomson) kam über den geothermischen Gradienten auf ein Alter von ca. 100 Mio. Jahren. Erste, aus heutiger Sicht zuverlässige, Ergebnisse brachte die Entdeckung der natürlichen Radioaktivität durch Becquerel im Jahre 1896. Durch die quantitative Bestimmung der radioaktiven Zerfallsprodukte und den Vergleich mit der Ausgangsmenge, kommt man zu Ergebnissen über die Dauer, und damit auch zum Beginn des Zerfalls. Für die Ermittlung des Erdalters sind insbesondere die Elemente mit großen Halbwertzeiten (radioaktive Eigenschaften) aus der Uran- und Thorium-Reihe von Wichtigkeit. Prinzipiell stehen Gesteine aus drei unterschiedlichen Quellen für diese Untersuchungen zur Verfügung: irdische Gesteine, Meteorite und Mondproben (Mondgestein). Gesteine aus den verschiedenen Schildgebieten (Schild) der Erde zeigen ein Uran-Blei-Alter von 3,4-3,9 Mrd. Jahren. Vereinzelt sind auch schon Alter um 4,0 Mrd. Jahren gefunden worden. Das Entstehungsalter von Meteoriten ergibt Werte zwischen 4,4-4,5 Mrd. Jahren. An Gesteinsproben vom Mond (Minerale im extraterrestrischen Raum) wurde ein maximales Alter von 4,5 Mrd. Jahren bestimmt. Aus der Gesamtheit dieser Daten resultiert für die Erde ein Alter von 4,5-4,6 Mrd. Jahren. Es gibt zwei Modelle zur Entstehung der Erde. Beim homogenen Akkretionsmodell (Akkretion, Differentiation) ist vor ca. 4,46 Mrd. Jahren eine gravitative Trennung durch Differentiation von Erdkern und Erdmantel erfolgt. Beim heterogenen Modell ist zuerst der siderophile Erdkern und später der silicatische Erdmantel entstanden. Das homogene Akkretionsmodell wird heute von vielen Wissenschaftlern favorisiert. Bei beiden Modellen entstand im Anschluß daran durch Differentiation aus dem Erdmantel die Erdkruste (mindestens 3,9 Mrd. Jahre alt), die im Laufe der geologischen Entwicklung Veränderungen unterlegen war. Etwa zur gleichen Zeit entstanden die Vorstufen der heutigen Hydrosphäre und Atmosphäre, die aber unterschiedlich von den jetzigen chemischen Zusammensetzungen sind.

Die Lage und die Bahn der Erde im Raum

Die Erdumlaufbahn, eine leicht elliptische Bahn, beschreibt die Erdbahn um die Sonne ( Abb. 3 ) (Exzentrizität, derzeit 0,0167). In einem Brennpunkt dieser Erdbewegung steht die Sonne (gemäß den Keplerschen Gesetzen). Dabei befindet sich die auf die Erde wirkende Gravitationskraft (Gravitation) und die Zentrifugalkraft der Erde im Gleichgewicht. Ein Umlauf dauert 365 d 5 h 48 min 46 s (tropisch, siderisch 365 d 6 h 9 m 9 s). Die Rotation der Erde wird durch einen Rotationsvektor dargestellt, der die Richtung der momentanen Drehachse der Erde hat, und dessen Länge dem Betrag der Drehgeschwindigkeit entspricht. Die maximale Entfernung Erde-Sonne (aphel, zur Zeit am 3. Juli) beträgt 152,099 Mio. km, die minimale (perihel, zur Zeit am 2. Januar) 147,096 Mio. km. Die mittlere Umlaufgeschwindigkeit liegt bei 29,78 km/s. Die Erdumlaufbahn bewirkt in Zusammenhang mit der Erdachsenneigung die Jahreszeiten. Zur Zeit der Äquinoktien, d.h. der Tag- und Nachtgleiche (21. März und 23. September) werden Nord- und Südhalbkugel gleichmäßig von der Sonne beschienen und unterliegen aufgrund der Erdrotation nur dem Tagesgang. Zu anderen Zeiten überwiegt die Besonnung auf einer der beiden Halbkugeln deutlich ( Abb. 4 ). Der Sonnenhöchststand liegt im Sommerhalbjahr auf der Nordhalbkugel am 21. Juni (Sommerpunkt, Südwinter) und der niedrigste Sonnenstand im Winterhalbjahr in der Südhemisphäre am 21. Dezember (Südsommer) (Solstitien). Die Erdumlaufparameter (Orbitalparameter) unterliegen bestimmten langfristigen Variationen. Und zwar variiert die Exzentrizität der Umlaufbahn mit einer Periode von 95.000 Jahren zwischen den Werten 0,0005 und 0,0607 (derzeit 0,0167 abnehmend). Die Erdachsenneigung (welche die Intensität der Jahreszeitenausprägung steuert) variiert mit einer Periode von 21.000 Jahren zwischen rund 22° 2' und 24° 30' und das Datum von Aphel bzw. Perihel wegen der Präzessionsbewegung (Präzession) der Erdachse mit einer Periode von 21.700 Jahren. Dies führt zu Variationen der Sonneneinstrahlung ( Abb. 5 ). Bereits im Jahr 1930 hat M. Milankovi

versucht, aufgrund dieser Variationen, in diesem Zusammenhang auch Milankovi

-Zyklen genannt, das Kommen und Gehen der Eiszeiten und Warmzeiten zu erklären. Ein Konzept, das modifiziert im Rahmen der Paläoklimatologie auch heute in Klimamodell-Rechnungen Klimamodell verwendet wird. Über die Untersuchung der Erdrotationsparameter erhält man auch Informationen über den Aufbau des Erdkörpers und über das dynamische Verhalten von Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre (Klimasystem) und über anthropogene Einflüsse, wie z.B. Massenverlagerungen oder CO₂-Ausstoß.

Die Form der Erde

Die Form wird allgemein als Erdkugel bezeichnet, obwohl sie genau genommen ein Ellipsoid (mittleres Erdellipsoid), bzw. ein Geoid ist. Die Form des Geoids wird durch einen idealisierten Meeresspiegel, der die Oberfläche der Ozeane nach Erreichen des Gleichgewichtszustandes zeigt und der sich unter den Kontinenten fortsetzt, dargestellt. Das Geoid ist kein starrer Körper, so daß an ihm endogene, und exogene Kräfte wirken können. Diese Erddeformationen lassen sich nach ihren räumlichen Ausdehnungen (global, regional, lokal), nach ihren zeitlichen Abläufen (lang andauernd, periodisch, vorübergehend) sowie nach dem physikalischen Materialzustand (elastisch, viskos, plastisch) unterscheiden. Unter lang andauernden, globalen Deformationen der Erde versteht man das Wirken der Kräfte im Erdinnern (Geodynamik), die die Plattentektonik (Tektonik) in Gang bringen. Die exogenen Kräfte dagegen wirken mit langer Dauer vor allem bei Klimavariationen durch die veränderte atmosphärische Auflast oder durch Schmelz- und Gefrierprozesse in den Polargebieten und den damit verbundenen Änderungen des Meeresspiegels.

Globale periodische Deformationen werden in erster Linie durch äußere Kräfte in Form der Erdgezeiten (Anziehungskraft von Sonne, Mond und Planeten) sowie durch die jahreszeitliche Variation der atmosphärischen Auflast und des Wasserkreislaufes (ozeanische Zirkulation) erzeugt. Regionale bzw. lokale lang andauernde Deformationen sind dagegen häufig die Folge eines anthropogenen Einflusses, wie z.B. durch den Abbau von Rohstoffen oder die Akkumulation von Massen. Periodische regionale Deformationen ergeben sich durch jahreszeitlich bedingte meteorologische und hydrologische Variationen. Die episodischen Deformationen entstehen hauptsächlich regional bzw. lokal nach einem Erdbeben, Vulkanismus oder Bergsturz. Betrachtet man also die Erde als Ganzes und will ihre Deformation realistisch beschreiben oder modellieren, so muß eine Kombination des unterschiedlichen Materialverhaltens (elastisch-viskos-plastisch) berücksichtigt werden. Deformationen im Erdinneren sind langsame Fließvorgänge, denen ein viskoses Materialverhalten zugrunde liegt. Prozesse und Auswirkungen der Deformationen können mit geodätischen Raumverfahren beobachtet und präzise gemessen werden. Bei den meßbaren Effekten handelt es sich einerseits um eine geometrische Veränderung der Form der Erdoberfläche (Erdkrustenbewegungen, Plattenkinematik) in horizontaler und vertikaler (Gebirgsbildung) Richtung. Andererseits sind auch die daraus resultierenden Variationen der Rotation der Erde und der Erdanziehungskraft (Schwere) mit den Methoden der Geodäsie meßbar.

Die Eigenschaften physikalischer Felder der Erde

Der Aufbau der Erde ist konzentrisch schalenförmig (Schalenbau der Erde) und wird deshalb in einzelne Geosphären untergliedert. Die äußerste Schale bildet die gasförmige Atmosphäre, gefolgt von der Biosphäre und Hydrosphäre. Im Erdinneren setzt sich der Schalenbau fort und ist im Prinzip dreigeteilt, in Erdkruste (bis max. 70 km), Erdmantel (70-2898 km) und Erdkern (2898-6371 km). Der Chemismus der Erde (chemische Zusammensetzung der Erde) ist sehr heterogen. Zirka 90% der Erde sind aus den vier Elementen Eisen, Sauerstoff, Silicium und Magnesium aufgebaut.

Das an der Oberfläche gemessene Erdmagnetfeld setzt sich seiner Herkunft nach aus dem Erdinnenfeld und dem Außenfeld zusammen. Das magnetische Erdinnenfeld, dessen Quellen sich im Erdkörper befinden, besteht aus dem Haupt- oder Kernfeld, dem Feld der magnetisierten Gesteine der Erdkruste sowie aus dem Anteil, der durch elektrische Induktion in der Kruste erzeugt wird. Bei der Polarität des erdmagnetischen Hauptfeldes wird die gegenwärtige Orientierung des Dipolmoments (Dipolfeld) der Erde als normal definiert. Bei einer um 180° verschobenen Polarität spricht man von einer inversen Polarität. Zur Zeit befinden wir uns im Brunhes-Chron normaler Polarität, das vor 0,78 Mio. Jahren begann. Diese Zeit wurde mehrfach von Exkursionen des Erdmagnetfeldes unterbrochen. Dieses Erdmagnetfeld ( Abb. 6 ) ist die Vektorsumme aller Felder natürlichen irdischen Ursprungs. Hierzu gehören die magnetischen Felder, die durch den Geodynamo im Erdkern modelliert werden, die magnetischen Felder der magnetisierten Gesteine der Erdkruste (Gesteinsmagnetismus) und die magnetischen Felder der elektrischen Ströme in Ionosphäre und Magnetosphäre. Das Geodynamofeld ist das Hauptfeld, es beträgt an den magnetischen Polen etwa 60.000 nT (Magnetfeld), am magnetischen Äquator etwa 30.000 nT. Es ändert sich zeitlich nur langsam (Säkularvariation) und hat angenähert die Geometrie eines Dipolfeldes (Dipolfeld). Das Magnetfeld der Erdkruste ist über geologische Zeitskalen konstant und hat die Größenordnung von 0 bis einige 1000 nT, in extremen Fällen, z.B. einer Blitzschlagmagnetisierung von Bergkuppen, können auch Feldstärken vergleichbar oder stärker als das Hauptfeld auftreten. Das erdmagnetische Außenfeld entsteht durch Stromsysteme außerhalb des Erdkörpers. Diese Ionosphärenströme erzeugen tägliche Variationen von etwa 50 nT in mittleren Breiten, Polarlichter sind mit magnetischen Variationen von einigen 1000 nT am Erdboden und Frequenzen zwischen 1-0,001 Hz verbunden, magnetische Stürme im Frequenzbereich 1-0,0001 Hz können Werte zwischen 100 und 1000 nT erreichen. Sie werden von intensiven und zeitlich variablen Strömen in Ionosphäre und Magnetosphäre hervorgerufen. Erdmagnetische Stürme werden ausgelöst durch Sonneneruptionen wie z.B. den CME (coronal mass ejections), deren Häufigkeit mit dem elfjährigen Zyklus der solaren Aktivität korreliert. Sie sind Teil der Prozesse, die man unter dem Begriff solar-terrestrische Beziehungen zusammenfaßt. Solche Stürme lassen sich bisher nur ungenau ankündigen. Ausbrüche auf der Sonne lassen sich ca. zwei Tage bevor ihre Wirkung die Erde erreicht z.B. vom Satelliten SOHO aus beobachten. Die nächste noch konkrete Vorwarnstufe ist die Ankunft der von der Sonne ausgestoßenen Partikelwolke bei den zwischen Sonne und Erde stehenden Satelliten (WIND, ACE). Danach verbleiben noch etwa 40 Minuten bis zum Sturmbeginn. Auf der Erde kündigt er sich typischerweise mit dem ssc (sudden strom commencement), einem plötzlichen Anstieg der Feldstärke an, der durch das Auftreffen der solaren Partikelwolke auf die Magnetopause erzeugt wird. Nach einigen Stunden erreicht der Sturm seine Hauptphase, die sich durch eine starke Intensivierung des Ringstroms und der damit verbundenen Absenkung des Magnetfeldes bemerkbar macht. Die sich anschließende Erholungsphase, während der Ringstrom und damit auch die Depression des geomagnetischen Feldes wieder abklingt, kann Tage bis Wochen dauern. Neuerdings bezeichnet man die verschiedenen Arten der magnetischen Aktivitäten auch als Weltraumwetter. Einflüsse auf technische Systeme sind u.a. Störungen des Funkverkehrs, Generierung starker parasitärer Ströme in Pipelines und Überlandleitungen, Beschädigung von Kommunikationssatelliten und überproportionale Abbremsung niedrig fliegender Satelliten. Wegen der gesamten Gefährdungen technischer Systeme, dürfte die Vorhersage von magnetischen Stürmen, ihre Anfangszeit, Dauer, Intensität und räumliche Ausdehnung in Zukunft merklich an Bedeutung gewinnen.

Ein anderes Phänomen ist das elektrische Feld der Atmosphäre, ein infolge der Potentialdifferenz zwischen Ionosphäre und Erdoberfläche bestehendes elektrisches Feld. Bei ungestörtem Wetter ist das Feld vertikal nach unten ausgerichtet (Schönwetterfeld der Erde). Die Erdoberfläche bildet dabei den negativen Pol. Die Änderung der Feldstärke mit der Höhe verläuft im wesentlichen invers zur elektrischen Leitfähigkeit, die ihrerseits von der Ionisationsrate und der Mobilität der Ladungsträger abhängt. Das Feld ist nahe der Erdoberfläche am stärksten mit -100 bis -150 V/m und nimmt mit der Höhe annähernd logarithmisch ab. In einer Höhe von 30 km beträgt die Feldstärke nur noch etwa -30 mV/m. Das Feld verursacht einen Entladungsstrom von Luftionen und wird durch die weltweite Gewittertätigkeit aufrechterhalten. Variationen des Feldes im Tages- und Jahresverlauf treten vor allem in Abhängigkeit von der globalen Gewittertätigkeit auf. Außerdem beeinflußt die Sonnenaktivität die Ionisation und damit die Leitfähigkeit. In Bodennähe werden lokale horizontale Variationen des Feldes insbesondere durch Nebel, Wolken, Turbulenz und andere die elektrische Leitfähigkeit beeinflussende meteorologische und geophysikalische Faktoren verursacht. Die Bildung von negativen Räadungsgebieten im unteren Teil von Gewitterwolken (Gewitterelektrizität) führen zu einer Umkehr des Feldes bei gewittrigem Wetter. Unter Gewitterwolken werden dabei Feldstärken bis zu 5 kV/m erreicht.

Dynamik des Erdinneren

Die Dynamik wird durch Konvektionswalzen im Mantel, bedingt durch thermische Unterschiede, erzeugt. Sie läßt Materialtransporte von unten nach oben und umgekehrt zu. Mehrere unterschiedliche Modelle werden in der Fachliteratur diskutiert. Prinzipiell gibt es zwei unterschiedliche Vorstellungen. Ein sog. Einschicht-Modell und ein Zweischicht-Modell. Das Zweischicht-Modell ( Abb. 7 ) geht von der Annahme aus, daß der untere und der obere Mantel zwei voneinander unabhängige Konvektionssysteme (Konvektionszellen) bilden, die durch eine Grenzschicht in 640 km Tiefe voneinander getrennt werden. Es gibt keinen Stoffaustausch zwischen diesen beiden Mantelzonen. Der obere Mantel ist verarmt an inkompatiblen Elementen und stellt die Quelle für die mittelozeanischen Rückenbasalte und andere Vulkanite und damit im Prinzip die Quelle der Kruste dar. Die Subduktionszonen der ozeanischen Erdkruste werden nur bis zu der 640 km tief liegenden Grenzschicht herab gezogen. Der untere Mantel wird in diesem Modell als chemisch primitiv angenommen, das heißt er ist noch nicht verarmt an inkompatiblen Elementen bzw. ihm sind noch keine basaltischen Schmelzen entzogen worden. Der obere Mantel ist also im Laufe der Zeit auf Kosten des unteren gewachsen, unter Bildung der Kruste. Die Konvektionswalzen des unteren Mantels treiben die Konvektion des oberen Mantels an, bedingt durch die thermische Inhomogenität an der Grenze äußerer Kern bzw. unterer Mantel, und sind somit gekoppelt. Das Einschicht-Modell geht von einer Konvektionszelle aus, die den gesamten Mantel einschließt. Bei diesem Modell findet auch ein Stoffaustausch, über die Diskontinuität in 640 km Tiefe, statt. Die einzelne Konvektionswalze bewirkt, daß die, an den Subduktionszonen abtauchende ozeanische Kruste, bis zur Kern-Mantel Grenze gelangen kann. Dabei wird sie sowohl physikalisch wie chemisch verändert. Durch thermische Gradienten an der Kern-Mantel Grenze kann das Material in der Konvektionswalze wieder aufsteigen. Der gesamte Zyklus soll ca. 1,8 Mio. Jahre dauern (Plattentektonik).