Aufbau der Erde: Was Erdbebenwellen über den Kern verraten

Was hier zu sehen ist

Der Aufbau der Erde lässt sich aus Erdbebenwellen erschließen. Das Modell oben zeigt einen maßstäblichen Erdball mit herausgeschnittenem Keil: Der Radius von 6371 km schrumpft auf einen halben Meter am Bildschirm. Die Schichten der beiden Schnittflächen liegen in den Tiefen von PREM, dem Preliminary Reference Earth Model, das Adam Dziewonski und Don Anderson 1981 veröffentlichten. PREM ist weiterhin die Standardreferenz zum Vergleich seismologischer Messungen und beschreibt Dichte und Wellengeschwindigkeit jeder Tiefe durch einfache Formeln.

Mit dem Tiefenregler im Reiter „Steuerung“ wandert ein weißer Ring von der Oberfläche zum Zentrum. Die Anzeige oben links nennt die PREM-Werte dieser Tiefe: Dichte, die Geschwindigkeiten beider Erdbebenwellen sowie den daraus berechneten Druck und die Schwerkraft. Die Temperaturzeile ist anders. Sie gehört nicht zu PREM, sondern zeigt eine gerundete Schätzung in Grad Celsius aus veröffentlichten Forschungen. Der Abschnitt zum Kern erklärt ihre Unsicherheit.

Beim Start der Wiedergabe entsteht oben am Schnitt ein Erdbeben. Farbige Linien sind die durch dasselbe Modell berechneten Wellenwege, Punkte die mit korrekter Geschwindigkeit laufenden Wellenfronten. Eine Bildschirmsekunde entspricht einer Minute tatsächlicher Zeit, sofern die Wellenuhr nicht verändert wird.

Zwei weitere Regler gehören zum Schnitt. „Schichten abtragen“ entfernt die Erde von außen bis zum freigelegten inneren Kern. „Diagramm“ wechselt die Kurve unter der Anzeige zwischen Dichte, Wellengeschwindigkeit, Druck, Temperatur und Schwerkraft; die Sondentiefe bleibt markiert.

Die untere Leiste öffnet acht weitere Szenen, jeweils beim ersten Anwählen aufgebaut. „Platten“ zeigt die 52 Platten von Peter Birds PB2002-Modell mit heutiger Bewegung. „Subduktion“ schneidet durch einen Tiefseegraben. „Hotspot“ verfolgt die Pazifische Platte über Hawaii. „Rücken“ spreizt den Meeresboden und speichert darin das Magnetfeld. „Konvektion“ ist ein Schema der Mantelumwälzung. „Magnetfeld“ zeigt das Feld des flüssigen Kerns und die Nordpolwanderung seit 1590. „Tiefe Löcher“ vergleicht die tiefsten Bohrungen und Meere auf einer Tafel. „Bebenlabor“ sendet Wellen eines echten Bebens an drei Seismometer und ermöglicht seine Ortung. Unter den Reglern stehen acht Aufgaben, 73 Beispiele aus Erdbebenkatalog und Geologiegeschichte sowie ein austauschbarer Fakt.

Woher wir es ohne Graben wissen

Das tiefste je gebohrte Loch, die Kola-Tiefbohrung in Russland, erreichte etwa 12 Kilometer. Das sind etwa 0,2 Prozent des Wegs zum Zentrum. Alles darunter erschließt sich indirekt; zwei Belege tragen den größten Teil dazu bei.

Der erste ist die Erdmasse. Kennt man Anziehungskraft und Größe des Planeten, lässt sich seine mittlere Dichte berechnen: Die Masse von 5,972 × 10²⁴ kg geteilt durch das Volumen 4/3·π·(6371 km)³ ergibt 5,51 g/cm³. Oberflächengestein hat nur 2,6 bis 2,9 g/cm³, also muss darunter etwas wesentlich Schwereres liegen. Isaac Newton vermutete das bereits in den 1680er-Jahren.

Der zweite Beleg sind Erdbeben. Ein großes Beben schickt Wellen durch den gesamten Planeten; Tausende Seismometer erfassen ihre Ankunft. Die Laufzeiten hängen von der Geschwindigkeit jeder Tiefe ab, sodass genügend Messungen die schichtweise Bestimmung erlauben. PREM wurde an etwa 1000 gemessene Perioden der freien Erdschwingungen angepasst, dem langsamen Nachschwingen des ganzen Planeten nach einem Großbeben, außerdem an etwa 500 zusammengefasste Laufzeiten sowie bekannte Masse und Trägheitsmoment. Anschließend prüften die Autoren es an weiteren 1,75 Millionen P- und S-Ankünften aus zwölf Jahren der Bulletins des International Seismological Centre.

Erdkruste und Moho

In diesem Maßstab ist die Kruste eine Linie. PREM verwendet 24,4 km mittlere Dicke, aufgeteilt in 3 km Ozean, 12 km obere und 9,4 km untere Kruste. Die reale Kruste ist ungleichmäßiger: etwa 7 km unter Ozeanen und 30 bis 70 km unter Kontinenten, am dicksten unter jungen Gebirgen wie dem Himalaya.

Die Krustenbasis ist eine scharfe Grenze namens Moho, nach dem kroatischen Seismologen Andrija Mohorovičić. Er entdeckte sie bei der Untersuchung des Bebens von 1909 im kroatischen Kupa- oder Kulpa-Tal. Ferne Stationen verzeichneten zwei Gruppen von P-Wellen; die zweite war teilweise durch eine schnellere Schicht darunter gelaufen. In PREM springt die P-Geschwindigkeit von 6,8 km/s in der unteren Kruste auf 8,11 km/s unmittelbar unter der Moho, die Dichte von 2,90 auf 3,38 g/cm³.

Der Mantel: festes Gestein, das fließt

Der Mantel besteht aus 2867 km Gestein, fest genug für S-Wellen und zugleich nachgiebig genug, über Millionen Jahre wenige Zentimeter jährlich zu kriechen. Dieses Kriechen bewegt die tektonischen Platten darüber.

Zwei Geschwindigkeitssprünge unterteilen ihn. PREM setzt sie bei 400 und 670 km an, andere Modelle bei 410 und 660; beide beschreiben denselben Vorgang. Dort wird Olivin, der Hauptbestandteil des oberen Mantels, in dichtere Kristallstrukturen gepresst. Dazwischen liegt die Übergangszone. Unterhalb 670 km beginnt der untere Mantel, die volumenmäßig größte Erdschicht.

Der Druck nimmt rasch zu: 0,6 GPa an der Krustenbasis, 13,4 GPa bei 400 km und 23,8 GPa bei 670 km. An der Mantelbasis, 2891 km tief, erreicht er 135,8 GPa. Geteilt durch den Luftdruck auf Meereshöhe von 101.325 Pa ergibt das 135,8 × 10⁹ ÷ 101.325 ≈ 1,34 Millionen Mal so viel.

Der Kern: außen flüssig, innen fest

Bei 2891 km endet das Gestein. Die Dichte springt von 5,57 auf 9,90 g/cm³, die P-Geschwindigkeit fällt von 13,72 auf 8,06 km/s und die S-Geschwindigkeit auf null. Ein Stoff ohne Scherwellen kann Scherung nicht widerstehen, ist also flüssig. Das ist der äußere Kern, vorwiegend Eisen mit etwas Nickel und wenigen Prozent leichterer Elemente. Seine langsame Umwälzung erzeugt das Erdmagnetfeld.

Bei 5150 km wird das Eisen wieder fest. Der innere Kern ist heißer als die umgebende Flüssigkeit, doch der Eisenschmelzpunkt steigt mit dem Druck. Bei 329 GPa liegt die Temperatur unter dem Schmelzpunkt. Während die Erde langsam abkühlt, wächst der innere Kern durch Ausfrieren von Eisen aus der Flüssigkeit.

Die Temperaturen sind die unsichersten Zahlen dieser Seite. Veröffentlichte Schätzungen für die Oberseite des äußeren Kerns reichen von etwa 3000 bis 4500 K. Für die innere Kerngrenze berechnen Dario Alfè und Kollegen 5400 bis 5700 K; die Laborexperimente von Simone Anzellini und Kollegen aus 2013 ergaben dort einen Eisenschmelzpunkt von 6230 ± 500 K. Die Anzeige nutzt Werte innerhalb dieser Bereiche in Grad Celsius: 3900 °C an der Kern-Mantel-Grenze entsprechen 3900 + 273 = 4173 K, und 5500 °C an der inneren Kerngrenze sind 5773 K. Es sind gerundete Schätzungen, deshalb steht dort das Zeichen ≈.

Warum sich Wellen biegen

Erdbebenwellen verhalten sich wie Licht in Glas wechselnder Dicke. Beim Eintritt in schnelleres Gestein werden sie von der Senkrechten weg gebrochen. Im Mantel steigt die Geschwindigkeit weiter mit der Tiefe, sodass jeder Strahl gekrümmt zur Oberfläche zurückkehrt.

In einer geschichteten Kugel folgt die Brechung einer Regel. Entlang jedes Strahls bleibt die Größe

p = r · sin(i) / v

konstant. Dabei ist r die Entfernung vom Zentrum, i der Winkel zwischen Strahl und Senkrechter und v die Wellengeschwindigkeit. Ein Strahl kehrt um, wo r / v auf p fällt. Das Exponat berechnet so jeden sichtbaren Weg: Es wählt p, folgt PREM in höchstens 2 km großen Schritten abwärts bis zur Umkehr und spiegelt den aufsteigenden Weg. Die Laufzeit wird unterwegs addiert, weshalb die Punkte zum richtigen Zeitpunkt ankommen.

Die Schattenzonen

Die vom Beben ausgehenden P-Strahlen treffen immer weiter entfernt auf die Oberfläche, bis der tiefste die Kernoberseite streift. In unserem Modell erreicht dieser Strahl nach 13,7 Minuten die Oberfläche 99° vom Beben entfernt. Etwas tiefere Strahlen treten in den Kern ein; dort fällt die Geschwindigkeit von 13,72 auf 8,06 km/s. Die abrupte Verlangsamung bricht sie stark. Sie treten auf der anderen Erdseite bei 145° oder mehr aus.

Dazwischen liegt ein Oberflächenband ohne direkte P-Wellen: die P-Schattenzone. Lehrbücher nennen meist 104° bis 140°. In echten Aufzeichnungen sind die Ränder unscharf, weil Wellen auch um den Kernrand laufen. Das einfache Strahlenmodell setzt sie bei 99° und 145° an.

S-Wellen können den flüssigen Kern überhaupt nicht passieren. Jenseits etwa 104° fehlen sie vollständig: die S-Schattenzone. Der am weitesten reichende S-Strahl des Modells trifft bei 104,3° auf. Schalten Sie S-Wellen ein, um zu sehen, dass jede am Kern endet.

1936 bemerkte die dänische Seismologin Inge Lehmann schwache P-Wellen innerhalb des P-Schattens, wo keine sein sollten. Sie erklärte sie durch einen kleineren, schnelleren Kern im flüssigen Kern. Im Modell passieren die Strahlen mit den kleinsten p-Werten den inneren Kern und treffen zwischen 128° und 180° auf.

Zahlen zum Nachprüfen

Dichte und Wellengeschwindigkeiten stammen unmittelbar aus den PREM-Formeln. Druck und Schwerkraft werden allein aus der Dichte in 1-km-Schritten berechnet. Zunächst summieren sich die Massen der Kugelschalen innerhalb jedes Radius; daraus folgt g = G·M(r) / r². Dann wird der Druck von der Oberfläche abwärts über das Gewicht jeder Schale addiert, dP = ρ·g·dr. Zwei Kontrollen bestätigen die Rechnung: Die Gesamtmasse ergibt 5,973 × 10²⁴ kg gegenüber gemessenen 5,972 × 10²⁴ kg, die Oberflächenschwerkraft 9,82 m/s².

Die Schwerkraft verhält sich anders als oft erwartet. Sie sinkt beim Abstieg nicht stetig. Wegen des dichten Kerns steigt sie im Mantel leicht an und erreicht an der Kernoberseite 10,69 m/s², bevor sie zum Zentrum auf null fällt.

Ein Beben mit drei Stationen orten

Ein fernes Seismometer zeichnet vor den großen rollenden Oberflächenwellen zwei getrennte Stöße auf. Zuerst kommt P, danach S. Beide verließen die Quelle gleichzeitig, doch S-Wellen sind im Mantel nur etwa 55 % so schnell wie P. Ihre zeitliche Lücke wächst daher mit der Entfernung. Diese S−P-Zeit verrät, wie weit das Beben entfernt war.

Das Bebenlabor berechnet das mit demselben PREM-Modell wie der Schnitt. Es verwendet das tau-p-Verfahren der Seismologie: Für jeden Strahlparameter p integriert es τ(p), das Integral von √(η² − p²)/r vom Umkehrpunkt zur Oberfläche, mit η = r/v. Die Strahlentfernung ist die negative Steigung von τ gegen p, die Zeit ist τ + p × Entfernung. Das umgeht die schwierige Wurzelspitze am Umkehrpunkt und liefert Erstankunftstabellen für jede Herdtiefe. Für ein oberflächennahes Beben ergibt sich:

Quellennah gilt eine einfache Näherung: Jede Sekunde S − P entspricht in diesem Modell etwa 7,5 km Entfernung, über das erste Grad 0,132 s pro km. Viele Lehrbücher runden auf 8 km. Weiter entfernt erreichen die Wellen tieferes, schnelleres Gestein; die Beziehung krümmt sich. Daher verwenden Seismologen Tabellen statt eines einzigen Faktors.

Eine Entfernung sagt nur, dass das Beben irgendwo auf einem Kreis um die Station liegt. Eine zweite Station liefert einen zweiten Kreis mit zwei Schnittpunkten. Der dritte Kreis wählt einen davon. Im Labor sind es echte Seismometer des Global Seismographic Network, ausgewählt zwischen 15° und 90° Entfernung und in verschiedenen Richtungen um das Beben. Die S-P-Kreise werden allein aus den S−P-Zeiten auf den Globus gezeichnet. Die erste Aufgabe verbirgt das Epizentrum eines realen Bebens und verlangt eine Markierung am Schnittpunkt.

Die Tiefe verändert das Bild etwas. Ein Beben in 600 km Tiefe schickt P in 549 s statt 607 s zu einer Station 60° entfernt. Es beginnt näher am schnellen unteren Mantel und überspringt abwärts die langsame Kruste. Tiefbeben erzeugen auch schwache Oberflächenwellen: Diese bleiben nahe der Erdoberfläche, während die Quelle weit darunter liegt. Vergleichen Sie die Seismogramme des Ochotsk-Bebens von 2013 mit 598 km und Tōhoku mit 29 km Tiefe.

Die Oberflächenwellen im Labor laufen mit konstant 3,8 km/s. Das ist ein Modellwert: Reale Oberflächenwellen dispergieren, lange Perioden sind schneller als kurze. Bei 3,8 km/s benötigen sie 2634 s, etwa 44 Minuten, für 90°.

Wie groß ist Magnitude 9?

Magnitude ist eine logarithmische Skala. Eine Stufe bedeutet etwa zehnfache Bodenbewegung am gleich weit entfernten Seismometer und etwa 32-fache freigesetzte Energie. Die verwendete Energiebeziehung gab Hiroo Kanamori 1977 auf Grundlage der Arbeiten von Beno Gutenberg und Charles Richter an:

log₁₀ E = 1,5 M + 4,8, mit E in Joule.

Magnitude 7 setzt also 10^(1,5 × 2) = 1000-mal so viel Energie frei wie Magnitude 5. Magnitude 9 liefert gegenüber 6 den Faktor 10^(1,5 × 3), etwa 32.000. Das Tōhoku-Beben von 2011 mit M 9,1 ergibt 2,8 × 10¹⁸ J. Geteilt durch die Energie einer Tonne TNT, 4,184 × 10⁹ J, entspricht das etwa 674 Megatonnen. Das Gyeongju-Beben von 2016, ML 5,8 auf der Skala der Korea Meteorological Administration, setzte ungefähr 10^(1,5 × 3,3), also etwa 90.000-mal weniger frei.

Magnitude sagt nicht unmittelbar, wie stark der Boden in einer bestimmten Stadt bebt. Entfernung, Tiefe, Gestein und Boden sowie der Bruchverlauf beeinflussen das. Das Bolivien-Beben von 1994 hatte Magnitude 8,2, lag aber 631 km tief und erzeugte kleine Oberflächenwellen.

Platten und ihre Geschwindigkeiten

Die äußeren etwa 100 km der Erde, die Lithosphäre, sind kalt genug, um sich als starre Platten zu verhalten. Die Plattenszene zeigt die 52 Platten aus Peter Birds Modell PB2002 von 2003, gezeichnet anhand seiner veröffentlichten Dateien. Rot sind Grenzen, an denen Platten an Rücken und Gräben auseinanderziehen, blau die Konvergenz an Tiefseegräben und Kollisionszonen, grün das seitliche Vorbeigleiten an Transformstörungen.

Die Pfeile stammen aus NNR-MORVEL56, 2011 veröffentlicht von Donald Argus, Richard Gordon und Charles DeMets. Jede Platte erhält eine Winkelgeschwindigkeit: einen Pol auf der Erde und eine Drehgeschwindigkeit darum. Die Punktgeschwindigkeit ist das Kreuzprodukt der Winkelgeschwindigkeit mit der Position, v = ω × r. Das Bezugssystem hat keine Nettorotation: Alle Platten zusammen drehen sich nicht. Beispiele aus den Modellzahlen:

• Die Pazifische Platte dreht sich um einen Pol bei 63,58° S, 114,70° E um 0,651° je Million Jahre. Punkte 90° vom Pol bewegen sich mit 0,651 × 111,19 = 72 mm im Jahr, am schnellsten auf den großen Platten.
• Bei Kīlauea bewegt sie sich mit 69 mm im Jahr nach Nordwesten, Richtung 298°.
• Am Mittelatlantischen Rücken bei 40° N trennen sich Nordamerika und Eurasien mit 22,9 mm im Jahr.
• Am Ostpazifischen Rücken bei 20° S trennen sich Pazifische und Nazca-Platte mit 143 mm im Jahr.
• Die Indische Platte bewegt sich in diesem System mit etwa 56 mm im Jahr.

Über die ganze Oberfläche gemittelt bewegt sich die Lithosphäre mit 43,9 mm jährlich, dem quadratischen Mittelwert der NNR-MORVEL56-Arbeit. Ein Klick auf einen Punkt zeigt Platte, Geschwindigkeit und Richtung. Die schnellsten Werte gehören kleinen Platten bei Tonga, die rasch um nahe Pole rotieren.

Die Plattenuhr verlängert die heutigen Rotationen bis 50 Millionen Jahre rückwärts und vorwärts und bewegt acht Städte mit ihren Platten. Bei +50 Millionen Jahren liegen New York und Lissabon etwa 1100 km weiter auseinander als die heutigen 5423 km. Das entspricht annähernd 22,9 mm jährlich über 50 Millionen Jahre. Die Kennzeichnung als Schema ist beabsichtigt. Reale Platten ändern Tempo und Richtung, neue Grenzen entstehen. Eine echte Rekonstruktion benötigt Magnetstreifen und Hotspotspuren jeder Zeit, nicht die festgehaltene heutige Rotation.

Wo Platten absinken

An einem Tiefseegraben biegt eine Platte ab und gleitet unter eine andere. Die Subduktionsszene schneidet zwei solche Orte: den Japangraben, wo die Pazifische Platte unter Nordostjapan taucht, im NNR-MORVEL56-Modell die Ochotsk-Platte, und den Peru-Chile-Graben bei 36° S, wo Nazca unter Südamerika taucht. Das gleiche Modell liefert die Konvergenzgeschwindigkeiten: quer zum Japangraben etwa 86 mm jährlich und bei Concepción 74 mm relative Bewegung zwischen Nazca und Südamerika.

Die sinkende Platte, der Slab, bleibt Millionen Jahre kälter als der umgebende Mantel. Deshalb kann sie in viel größerer Tiefe bei Beben brechen als anderes Gestein. Die tiefsten großen Beben im USGS-Katalog liegen in Slabs: 2013 unter dem Ochotskischen Meer bei 598 km und M 8,3, 1994 unter Bolivien bei 631 km und M 8,2. Die Zeichnung markiert solche Beben als Punkte in der Platte bis etwa 680 km.

Warum stehen Vulkane parallel zum Graben in einer Reihe? In Mineralen gebundenes Wasser wird beim Absinken freigesetzt und senkt den Schmelzpunkt des heißen Mantels darüber. Emily Syracuse und Geoffrey Abers bestimmten 2006 die Plattentiefe unter 839 Bogenvulkanen. Unter der Vulkanfront liegt die Plattenoberseite im Mittel 105 km tief, bei einem Median von 100 km. Die Hälfte liegt zwischen 85 und 119 km; Mittelwerte über 500-km-Bogenabschnitte reichen von 72 km in den Zentralaleuten bis 173 km in Nordvanuatu. Die Szene setzt den Vulkan bei 105 km Plattentiefe. Eine andere tiefe Neigung verschiebt den Bogen: Bei 30° liegt er 236 km vom Graben, ungefähr mittig im Bereich 180 bis 275 km, den die Hälfte der weltweiten Bögen zeigt.

Hawaii und der Hotspot

1963 vermutete J. Tuzo Wilson, dass die Hawaii-Inseln nacheinander über einer festen Magmaquelle tief unter der wandernden Pazifischen Platte entstanden. Die Datierungen stützen ihn. Die ältesten Gesteine von Kaua'i sind etwa 5,0 bis 5,5 Millionen Jahre alt; West Mauis Hauptwachstum endete vor etwa 1,3 Millionen Jahren; Kīlauea bricht heute aus. Midway, 2444 km von Kīlauea entfernt, liegt auf etwa 28 Millionen Jahre alten Vulkanen.

Die Hotspotszene verwendet diese Alter zum Zurückspulen. Sie hält den Plume fest und verschiebt die Platte, bis der Vulkan des gewählten Alters darüberliegt. Zwischen datierten Vulkanen wird entlang der Kette interpoliert. Entfernungen und Alter ergeben mittlere Raten:

Ein Kilometer je Million Jahre ist ein Millimeter im Jahr. Die Werte sind also 87 bis 163 mm jährlich, schneller als die heutigen 69 mm für die Pazifische Platte bei Kīlauea nach NNR-MORVEL56. Zwei Dinge erklären den größten Teil: Die Alter beziehen sich auf das nicht scharf datierbare Ende des Hauptwachstums, und auch der Hotspot kann wandern. Hotspot-Bezugssystem und System ohne Nettorotation sind daher nicht gleich.

Weiter nordwestlich knickt die Kette am Daikakuji-Seamount scharf ab und zieht als Emperor-Seamounts nordwärts. John O'Connor und Kollegen datierten ihn 2013 auf 47,5 Millionen Jahre. Damals änderte die Pazifische Platte ihre Bewegungsrichtung. Detroit-Seamount nahe dem Nordende ist 76 bis 82 Millionen Jahre alt.

Der nächste Vulkan wächst bereits. Kama'ehuakanaloa, bis 2021 Lō'ihi genannt, liegt 975 m unter dem Meer südöstlich der Big Island. Nach USGS bräuchte er bei 5 m Wachstum je 1000 Jahre bis zu 200.000 Jahre bis zur Oberfläche. Die dritte Aufgabe verlangt, einen Pfeil in seine Richtung zu drehen.

Streifen auf dem Meeresboden

Eisenminerale in heißem Gestein richten sich im Magnetfeld aus; beim Abkühlen bleibt diese Richtung erhalten. 1906 fand Bernard Brunhes in Frankreich entgegengesetzt zum heutigen Feld magnetisierte Laven. 1929 fand Motonori Matuyama, dass junge Laven in Japan und Korea in eine Richtung, ältere in die andere zeigten. Das Feld hatte sich umgekehrt.

An mittelozeanischen Rücken entsteht ständig neue Kruste und bewegt sich zu beiden Seiten weg. So wird der Meeresboden zum Aufzeichnungsband: abwechselnd gegensinnig magnetisierte Bänder, beidseitig gespiegelt. Schiffe mit geschleppten Magnetometern fanden diese Streifen in den 1950er-Jahren. Fred Vine und Drummond Matthews erklärten sie 1963 durch Meeresbodenspreizung und Feldumkehr.

Die Rückenszene zeichnet die Streifen anhand der Polaritätszeitskala von Steven Cande und Dennis Kent (1995). Die heutige normale Brunhes-Epoche begann vor 0,78 Millionen Jahren; das kurze normale Jaramillo-Intervall dauerte von 1,07 bis 0,99 Millionen Jahren vor heute, Olduvai von 1,95 bis 1,77. In den letzten 5 Millionen Jahren kehrte sich das Feld 20-mal um. Streifenbreite ist Zeitspanne mal halbe Spreizungsrate. Bei 50 mm jährlich, also 25 km je Million Jahre pro Seite, reicht Brunhes 19,5 km von der Achse; am Ostpazifischen Rücken mit etwa 143 mm jährlich sind es rund 56 km. Aufgabe sechs sucht die Rate für einen Rand bei 60 km.

Der Boden wird mit dem Alter tiefer, da die Platte abkühlt und sich zusammenzieht. Barry Parsons und John Sclater passten 1977 für Nordpazifik und Nordatlantik die Beziehung Tiefe = 2500 + 350 √t Meter an, mit t in Millionen Jahren. Die Szene nutzt diese Kurve mit 15-facher Tiefenüberhöhung, damit sie sichtbar ist.

Die Mantelumwälzung

Der Mantel ist fest, fließt aber über Millionen Jahre. Kalte Slabs sinken an Gräben hinein; einige lassen sich seismisch bis zum Kern abbilden. Heißes Material steigt in Plumes auf. Unter Afrika und dem Pazifik liegen zwei riesige Gebiete langsamer Scherwellen auf dem Kern. Edward Garnero und Allen McNamara fassten den Kenntnisstand 2008 zusammen.

Die Konvektionsszene ist nur ein Schema. Die Punkte folgen einer glatten Strömung aus drei Zellen und zeigen Auf- und Abstieg an verschiedenen Orten. Der reale Fluss ist dreidimensional und hängt von Temperatur, Zusammensetzung und den Platten selbst ab. Aussagekräftig ist die Zeitskala: Bei typischen 5 cm jährlich dauert die Durchquerung von 2867 km Mantel etwa 57 Millionen Jahre.

Das Magnetfeld aus dem Kern

Flüssiges Eisen im äußeren Kern trägt elektrische Ströme, die das Erdmagnetfeld erzeugen. Von außen ähnelt es einem Stabmagnetfeld. Das International Geomagnetic Reference Field, IGRF, beschreibt es durch Koeffizienten, welche die International Association of Geomagnetism and Aeronomy alle fünf Jahre erneuert. Die Szene zeichnet den Dipolanteil, die ersten drei Koeffizienten g₁⁰, g₁¹ und h₁¹ von IGRF-14. Für 2025 betragen sie −29.350,0, −1410,3 und 4545,5 nT. Daraus folgen:

• Die Dipolachse ist um 9,2° gegen die Drehachse geneigt; der geomagnetische Nordpol liegt bei 80,8° N, 72,8° W.
• Das Dipolfeld am Äquator ist √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29,7 µT, an den Polen doppelt so stark.
• 1900 lag dieser Wert bei 32,2 µT, der Dipol ist heute also 7,6 % schwächer.

Ein Klick berechnet das örtliche Dipolfeld B = B₀ √(1 + 3 cos² θ), mit θ als Winkel zur Dipolachse, und die Kompassneigung tan I = 2 cot θ. Das reale Feld weicht örtlich davon ab, weil höhere Terme hier fehlen.

Die rote Linie ist der Weg des magnetischen Nordpols, wo eine Kompassnadel senkrecht nach unten zeigt, nach NOAA National Centers for Environmental Information. Von 1590 bis 1900 stammt er aus dem anhand von Schiffslogbüchern erstellten Modell gufm1, danach aus IGRF. In diesen 435 Jahren wanderte der Pol etwa 4500 km und endete 2000 km vom Ausgangspunkt. 1700 bewegte er sich in der kanadischen Arktis etwa 6 km jährlich, zwischen 2000 und 2011 mit 55 bis 58 km jährlich nach Sibirien, 2024 um 37 km.

Diese Szene teilt den Zeitregler mit dem Rücken. Vor 0,78 Millionen Jahren drehen sich die Feldlinien um. Gelbe Kegel zeigen die Feldrichtung; während der inversen Matuyama-Epoche war sie entgegengesetzt.

Wie tief haben wir gebohrt?

„Tiefe Löcher“ stellt die tiefsten von Menschen erreichten Orte auf einer Tafel in drei Maßstäben dar:

• Die Kola-Tiefbohrung in Nordwestrussland erreichte 1989 eine Tiefe von 12.262 m und ist weiter die tiefste Bohrung. Das Gestein am Boden war 212 °C heiß und floss ins Loch.
• Die KTB-Bohrung in Deutschland erreichte 1994 eine Tiefe von 9101 m bei 265 bis 270 °C.
• 2024 setzte das Bohrschiff Chikyu am Japangraben 7906 m Bohrgestänge ab der Meeresoberfläche ein, die tiefste wissenschaftliche Meeresbohrung.
• Das Challengertief im Marianengraben ist mit 10.935 m (± 6 m) unter dem Meeresspiegel der tiefste Meeresboden, bestimmt aus Druckmessungen bei Tauchfahrten 2020.
• Der Ozean ist im Mittel 3682 m tief.
• Der Gipfel von Mauna Kea liegt 4205 m über dem Meeresspiegel.

Bei 12 km gelber Bohrtiefe zeigt die Anzeige 0,19 % des Erdradius. Im Maßstab bis zum Zentrum passen alle Löcher in die oberste Linie. Der PREM-Druck dort beträgt etwa 0,27 GPa, gegenüber 364 GPa im Zentrum.

Was die Modelle weglassen

PREM ist eindimensional: Auf einer Kugelfläche gleichen Radius ist jeder Punkt gleich. Die reale Erde besitzt Kontinente und Ozeane, kalte abtauchende Platten und heiße Plumes. Die Wellengeschwindigkeiten unterscheiden sich örtlich um wenige Prozent. PREM enthält zudem eine leichte Richtungsabhängigkeit im oberen Mantel; verwendet wird die richtungsunabhängige Mittelung. Der Schnitt ignoriert an Grenzen reflektierte oder entlanglaufende Wellen. Das Beben liegt unmittelbar unter der Ozeanschicht, damit langsames Wasser ganz oben die Darstellung nicht verzerrt.

Die übrigen Szenen vereinfachen jeweils anders; an wichtigen Stellen weist die Anzeige darauf hin:

• Die Laufzeittabellen des Bebenlabors beruhen auf PREM-Strahlen. Knapp unter der Moho fällt die Geschwindigkeit etwas mit der Tiefe. Für flache Quellen entsteht eine Lücke von wenigen Grad, wo reale Aufzeichnungen eine entlang der Moho laufende Kopfwelle zeigen. Das Labor überbrückt Lücken bis 10° durch lineare Zeitinterpolation; der breitere Kernschatten bleibt leer. Oberflächenwellen haben eine einzige Modellgeschwindigkeit.
• Die Plattenuhr hält heutige Rotationen fest. Sie zeigt die Bewegungsgeschwindigkeit, nicht die tatsächliche frühere Kontinentlage.
• Der Subduktionsschnitt verbindet flache und tiefe Neigung durch eine glatte Kurve und gibt dem Slab 90 km Dicke. Grabentiefe, Form der oberen Platte und Tiefbebenlücke im Chile-Bild dienen der Erklärung, nicht der Messung.
• Das Hawaii-Zurückspulen hält den Hotspot fest und bewegt die Platte nur entlang datierter Vulkane.
• Magnetstreifen sind perfekte Blöcke; reale Anomalien verschwimmen durch Abkühlung und die Breite der Krustenbildungszone.
• Die Konvektion ist ein Bild einer Idee ohne Zeitskala.
• Die Feldlinien enthalten nur den IGRF-Dipolanteil.

Eine kurze Geschichte

1798 maß Henry Cavendish mit einer Torsionswaage die Anziehung zwischen Bleikugeln und fand die Erde 5,48-mal so dicht wie Wasser, viel dichter als Oberflächengestein. 1906 zeigte der irische Geologe Richard Dixon Oldham verzögerte P-Ankünfte auf der anderen Erdseite und folgerte einen zentralen Kern. Im selben Jahr berichtete Bernard Brunhes von umgekehrt magnetisierten Laven. 1909 fand Andrija Mohorovičić die Krustenbasis. 1912 vertrat Alfred Wegener die Kontinentaldrift. Beno Gutenberg setzte anschließend die Kernoberseite bei etwa 2900 km an, nahe den heutigen 2891 km. 1926 zeigte Harold Jeffreys anhand von Gezeiten und S-Wellen den flüssigen Kern; 1929 datierte Motonori Matuyama eine Feldumkehr. Lehmanns innerer Kern folgte 1936.

In den 1960er-Jahren fügten sich die Teile zusammen. Harry Hess schlug 1962 die Meeresbodenspreizung vor; Vine und Matthews deuteten 1963 die Magnetstreifen; Wilson erklärte im selben Jahr Hawaii durch einen Hotspot. 1981 verbanden Dziewonski und Anderson jahrzehntelange seismische Daten mit den freien Schwingungen nach Großbeben der 1960er-Jahre zu PREM. Birds Plattengrenzen folgten 2003, NNR-MORVEL56 im Jahr 2011.