Reise zum Mittelpunkt der Erde

 

1864 veröffentliche der französische Schriftsteller Jules Verne sein Roman Reise zum Mittelpunkt der Erde. Worum geht es in dieser Geschichte? Der Geologe Lidenbrock und sein Neffe Axel finden eine verschlüsselte Reiseroute zum Mittelpunkt der Erde und brechen sogleich dorthin auf. Die Expedition beginnt in einem isländischen Krater, führt durch enge Gänge, palastartige Höhlen und ein unterirdisches Meer. Am Ende spuckt der Vulkan Stromboli die Reisenden wieder aus. Es ist eine Reise durch die Gesteinsschichten und zugleich eine Mischung damaliger wissenschaftlicher Erkenntnisse, lebhafter Phantasie und Science-Fiction. Heute wissen wir, dass Vernes Vorstellungen zur Reise zum Mittelpunkt der Erde nicht möglich sind. Stattdessen haben sich unsere Vorstellungen von uns unbekannten Orten mit den Erkenntnissen der Kosmologie, der Erforschung des Weltalls und der Entdeckung neuer Planeten, Sternen und Galaxien vom Mittelpunkt der Erde in Weltall katapultiert. Aber Vernes Roman war ein Spiegelbild seiner Zeit, denn die Arbeiten von James Hutton und die Publikation von Charles Lyells „Principles of geology“ in den 1830er Jahren hatten sicherlich einen Einfluss auf Jules Verne, wie auch das nur wenige Jahre vor Vernes Roman veröffentlichte Werk von Charles Darwin über die Entstehung der Arten. Die Erkenntnisse des Inneren Aufbaus der Erde waren zu dieser Zeit kaum vorhanden.

In diesem Beitrag möchte ich euch mitnehmen in eine wissenschaftliche Reise zum Mittelpunkt der Erde. Vielleicht ist diese Reise nicht so phantasievoll wie Jules Verne Roman, doch die wissenschaftlichen Erkenntnisse sind dadurch nicht weniger spannend.

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Innerer Aufbau der Erde

 

Beginnen wir mit dem Aufbau der Erde. Der innere Aufbau der Erde, den vor allem die Geophysik untersucht, besteht idealisiert betrachtet aus konzentrischen Kugelschalen, deren Material jeweils eine deutlich unterschiedliche Dichte hat. Die Erde hat einen Radius von ca. 6.350 km und unterteilt sich in einen Kern, einen Mantel und die Kruste (Abb. 1):

Abb. 1: Erdaufbau

Aufgrund unterschiedlicher Bestandteile, Temperaturen und der Druckunterschiede können wir die drei Schalen in sechs Erdschichten unterteilen: ozeanische und kontinentale Erdkruste, oberer und unterer Mantel sowie dem äußeren und inneren Kern. Diese Schichten der Erde haben durch die Bedingungen verschiedene Aggregatzustände — also fest und flüssig — und sind unterschiedlich tief. So ist die Erdkruste mit maximal 80 Kilometern Dicke sehr viel schmaler als der fast 3.000 Kilometer dicke Erdmantel.

Die Oberfläche der Erde ist der oberste Teil der Erdkruste. Sie besteht zwar insgesamt aus festem, sprödem Gestein, allerdings kann der Aufbau dieser Schicht — also die Dicke und die Dichte — abhängig vom Ort variieren, die Temperatur ist dagegen vergleichbar. Unterteilt wird die Erdkruste in eine ozeanische und kontinentale Kruste. Die kontinentale Kruste ist dabei mit einer Tiefe von bis zu 80 Kilometern dicker als die maximal 8 Kilometer tiefe ozeanische Kruste. Das liegt vor allem daran, dass sie hohe Gebirge enthält. Am mächtigsten ist sie dort, wo sich das höchste Gebirge der Welt befindet – der Himalaya in Asien.

Der Erdmantel wird in einen oberen und unteren Erdmantel unterteilt.

Der obere Erdmantel ist maximal 660 km dick und hat eine feste bis zähflüssige Konsistenz. Er lässt sich wiederrum in zwei Schichten unterteilen: Der obere Teil des oberen Erdmantels ist fest und wird deshalb zusammen mit der Erdkruste als Lithosphäre, also ’steinerne Hülle‘, bezeichnet. Die Lithosphäre ist allerdings nicht starr. Stattdessen ist sie in Platten untergliedert und bewegt sich auf dem darunterliegenden zähflüssigen Bereich, der unteren Schicht des oberen Erdmantels. Der zähflüssige Bereich wird auch Asthenosphäre, also ‚kraftlose Hülle‘, genannt. Die Temperaturen sind hier so hoch, dass Gestein des oberen Mantels schmilzt und sich wie eine Lava-Lampe verhält: Das Gesteinsmaterial erhitzt sich, steigt in Richtung der Erdkruste auf, kühlt dort wieder ab und sinkt schließlich zurück in Richtung des Erdmittelpunkts.

Danach beginnt – durch eine Übergangszone getrennt – der untere Mantelbereich. Er erstreckt sich circa 2900 Kilometer tief ins Erdinnere. Der untere Mantel ist im Gegensatz dazu fest, da hier der Druck mit 1.000 – 1.500 kbar deutlich höher ist.

Auch der Erdkern lässt sich in zwei Schichten trennen, einen inneren und äußeren. Die Grenzschicht zwischen unterem Erdmantel und äußerem Erdkern wird “D-Schicht” genannt. Sie ist rund 200 Kilometer dick und liegt in ungefähr 3000 Kilometer Tiefe. Druck und Temperatur steigen hier drastisch an. Experten sprechen von 5000 Grad Celsius. Hier beginnt das Gestein flüssig zu werden. Es besteht vor allem aus den Elementen Nickel und Eisen. In dieser elektrisch leitenden Flüssigkeit, die kaum zäher als Wasser ist, können sich durch Fließbewegungen elektrische Ströme verstärken und Magnetfelder ausbilden. Hier entsteht das Erdmagnetfeld. Der äußere Erdkern reicht bis in eine Tiefe von etwa 5150 Kilometern.

Bei 6300 Grad und einem Druck wie an der Erdoberfläche von 1 bar wäre Eisen ein Gas. Im Mittelpunkt der Erde (in 6378 Kilometer Tiefe) herrschen jedoch 3.600 kbar Druck und selbst bei einer Temperatur von 5000 Grad bilden Nickel und Eisen dann eine feste Metallkugel, die rotiert. Als Vergleich: In unserer Atmosphäre herrschen Temperaturen von durchschnittlich 14°C und ein Druck von etwa 1 Bar, also 0,001 kbar.

Die Hitze im inneren Erdkern entsteht durch den radioaktiven Zerfall von Elementen und ist der Motor für die Bewegungen im Erdinneren, für die gewaltigen Kräfte, die uns in Form von Erdbeben oder Vulkanausbrüchen bedrohen, uns aber auch Energie liefern.

Abb. 2 liefert eine tabellarische Übersicht der einzelnen Erdschichten mit ihren physikalischen Eigenschaften.

Abb. 2: Schichten der Erde und ihre physikalischen Eigenschaften

Grundlagen der Seismologie

 

Woher wissen wir um den Aufbau der Erde?

Anders als in Jules Vernes Roman sind wir nicht in der Lage ins Erdinnere spazieren zu gehen. Wir können zum Mond fliegen, aber eine Reise zum Mittelpunkt der Erde wird wohl immer Science-Fiction bleiben. Schon in wenigen Kilometern Tiefe wird jedes Bohrgerät weich, weil es dem enormen Druck und der hohen Temperatur nicht Stand halten kann. Trotzdem wissen Forscher sehr genau, wie die Erde aufgebaut ist – aber woher? Hier helfen die Erkenntnisse und Methoden der Geophysik.  Sie erforscht die physikalischen Eigenschaften und Prozesse der Erdkruste und des Erdinnern, umfasst aber im weiteren Sinn auch die Physik der Ozeane (Ozeanografie), der Atmosphäre (Meteorologie, Aeronomie) und der Planeten des Sonnensystems. Außerdem erforscht sie verschiedene technische Methoden, um die Sphären der Erde zu erkunden. Eine Methode der Geophysik, die belegt, wie das innere unserer Erde aussieht, soll dargestellt werden.

Ähnlich wie mit einem Röntgengerät können Geologen ins Erdinnere schauen, ohne die Erde aufschneiden zu müssen. Ihre „Röntgenstrahlen“ sind Erdbebenwellen, auch seismische Wellen genannt: Wenn es an einem Ort stark bebt, breiten sich die Erschütterungen durch den gesamten Erdkörper aus, ähnlich wie Schallwellen in der Luft. Allerdings sind diese Wellen nicht immer gleich schnell: In dichtem und hartem Material werden die Erschütterungen schneller weitergeleitet als in leichterem und weicherem Material. Stoßen sie auf eine Gesteinsschicht mit höherer Dichte, können sie auch gebrochen oder zurückgespiegelt werden, wie Lichtstrahlen an einer Glasscheibe. Und manche Wellen können sich nur in festen oder zähflüssigen Stoffen fortbewegen und Flüssigkeiten gar nicht durchlaufen.

Jedes Mal, wenn sich irgendwo auf der Erde ein großes Erdbeben ereignet, breiten sich die Schwingungen von dem Erdbeben aus wie Wellen in einem Teich und durchdringen sowohl das Innere als auch die Oberfläche der Erde.

Es gibt mehrere Arten seismischer Wellen, welche sich durch ihre Ausbreitungseigenschaften unterscheiden. Die beiden Haupttypen sind Raumwellen und Oberflächenwellen (Abb. 3). Raumwellen können durch das Innere der Erde laufen, Oberflächenwellen sind an die Erdoberfläche gebunden und breiten sich ähnlich wie Wellen in einem Teich aus, in den man einen Stein wirft. Erdbeben erzeugen sowohl Raumwellen als auch Oberflächenwellen.

Abb. 3: Typen von Erdbebenwellen

Es gibt zwei Typen von Raumwellen: Zum einen die Kompressionswellen, auch Primärwellen P-Wellen genannt und die Scherwellen, auch Sekundärwellen oder S-Wellen genannt. Diese beiden Haupttypen seismischer Wellen geben Aufschluss über den Aggregatzustand eines Gesteins, da sich z. B. S-Wellen, im Gegensatz zu P-Wellen, in Flüssigkeiten und Gasen nicht ausbreiten können. Durch die verschiedenen Aggregatzustände zwischen Erdkruste, Erdmantel und Erdkern breiten sich die seismischen Wellen in unterschiedlicher Geschwindigkeit aus. P-Wellen bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 5,5 km/Sekunde in der Kruste, 8-12 km/Sekunde im Erdmantel und 10 km/Sekunde im Erdkern, aber nur etwa 1,5 km/Sekunde im Wasser. Sie erreichen daher als erste einen bestimmten Erdbebendetektor (daher der Name Primärwelle oder P-Welle). P-Wellen sind Longitudinalwellen, d. h. sie schwingen in Ausbreitungsrichtung. Wie bei Schallwellen in der Luft werden hier die Teilchen im Boden geschoben und gezogen, wobei die Bewegung in Ausbreitungsrichtung der Welle erfolgt.

Nach der P-Welle ist die nächste Welle, die an einer seismischen Station eintrifft, die Sekundärwelle oder S-Welle. S-Wellen können sich nur in festen Materialien ausbreiten, nicht in Flüssigkeiten. Diese Wellen bewegen den Boden quer zur Ausbreitungsrichtung. S-Wellen sind viel langsamer als die P-Wellen, mit Geschwindigkeiten von nur etwa 3,0 km/Sekunde in der Kruste und bis zu 6 km/Sekunde im Erdmantel.

Neben den P- und S-Wellen gibt es zwei weitere Wellentypen, die als Oberflächenwellen zusammengefasst werden.

Eine Art der Oberflächenwellen sind die Love-Wellen, benannt nach dem Britischen Mathematiker Augustus Edward Hough Love, der 1911 als erster ein mathematisches Modell für die Ausbreitung dieser Wellen aufstellte. Sie sind die schnellsten Oberflächenwellen, breiten sich aber langsamer als die S-Wellen aus. Die Bodenbewegung erfolgt in horizontaler Richtung hin und her.

Die zweite wichtige Art von Oberflächenwellen sind die Rayleigh-Wellen, benannt nach Lord Rayleigh, der 1855 die Existenz dieser Wellen mathematisch voraussagte, noch bevor sie tatsächlich beobachtet wurden. Bei Rayleigh-Wellen rollt der Boden in einer eliptischen Bewegung ähnlich wie Meereswellen. Dieses Rollen bewegt den Boden sowohl rauf und runter als auch hin und her in Ausbreitungsrichtung der Welle. Die meisten Erschütterungen, die bei einem Erdbeben gespürt werden, sind in der Regel Rayleigh-Wellen, deren Amplituden viel größer als die der übrigen Wellenarten werden können.

Diese Erdbebenwellen werden von einem weltumspannenden Netz von hochsensiblen Messgeräten – sogenannten Seismographen – aufgezeichnet (Abb. 4).

Abb. 4: Sesmograph

Aus den Mustern in diesen Diagrammen können die Forscher die Art der Wellen und ihre Geschwindigkeit ablesen und den Weg der Wellen durch die Erdkugel zurückverfolgen. Die Ausbreitung von Raumwellen im Erdinneren wird in der Regel mit einer Strahlennäherung wie in der geometrischen Optik beschrieben. Eine seismische Welle wird bei zunehmender Ausbreitungsgeschwindigkeit „vom Lot weg“ gebrochen, mit abnehmender „zum Lot hin“ (Abb. 5).

Abb. 5: Weg der Erdbebenwellen durch die Erdkugel

Im Erdinneren ändert sich mit zunehmender Tiefe die Geschwindigkeit der Ausbreitung, sowohl kontinuierlich als auch – an Diskontinuitäten – sprunghaft.

Durch die Interpretation der Wellenausbreitung bei Erdbeben konnten Erkenntnisse über den inneren Bau der Erde gewonnen werden. Da z. B. S-Wellen in einer Tiefe von 2.900 km ausgelöscht werden, konnte man daraus schließen, dass der äußere Erdkern flüssig sein muss. S-Wellen treten erst wieder im inneren, demnach festen, Erdkern auf. Allgemein lassen sich durch Beobachtung der Ausbreitungsgeschwindigkeit und Richtung von Raumwellen Rückschlüsse auf die physikalischen Eigenschaften des Materials, in dem sich die Wellen bewegen, ziehen.

 

Weitere Methoden um den inneren Aufbau der Erde zu bestimmen

 

Eine weitere Möglichkeit den inneren Aufbau der Erde zu ergründen ist, wenn man das Newtonsche Gravitationsgesetz anwendet und die Masse der Sonne, die Masse der Erde und das Volumen der Erde kennt. So kann man berechnen, dass die durchschnittliche Dichte der Erde etwa 5,5 g/cm3 beträgt, also 5,5 mal so dicht ist wie Wasser. Die Gesteine der Erdkruste haben in der Regel nur eine Dichte von 2,7 g/cm3 (Granite und Gneise) bis 3,0 g/cm3 (Basalte). Aber die Kruste macht nur einen winzigen Prozentsatz des Erdvolumens aus, so dass dies keine Rolle spielt.

Der Erdmantel hingegen macht den größten Teil des Erdvolumens aus, und die Dichte der Gesteine des Erdmantels reicht von 3,3 g/cm³ im oberen Erdmantel bis zu 5,5 g/cm³ in der Nähe der Grenze zwischen Kern und Erdmantel. Wenn die gesamte Kruste und der Mantel eine geringere Dichte als der Erddurchschnitt von 5,5 g/cm³ aufweisen und mehr als die Hälfte des Volumens des Volumens bereits berücksichtigt wurde, dann bedeutet dies, dass das verbleibende Volumen des Kerns eine deutlich höhere Dichte haben muss um auf den Gesamtdurchschnitt der Erddichte zu kommen. Anhand der seismischen Wellengeschwindigkeiten können wir berechnen, dass die Dichte des äußeren Kerns etwa 10 g/cm3 beträgt und der innerste Kern 13 g/cm3 (13-mal so dicht wie Wasser, Abb. 6). Daraus ergibt sich, dass der Druck im inneren Kern etwa 4 Millionen Mal so stark wie der Druck der Luft auf Meereshöhe, und dass die Temperaturen über 7000°C liegen!

Abb. 6: Dichte der Erde

Ein anderer Bereich ist das Magnetfeld der Erde (Abb. 7). Seit den bedeutenden Experimenten von Michael Faraday wissen wir, dass die Erde ein Magnetfeld hat, das sich in den Weltraum ausbreitet und viele wichtige Auswirkungen hat. Einer seiner wichtigsten Vorteile besteht darin, dass das Feld uns vor der ionisierten Strahlung des Sonnenwinds schützt, der durch das Magnetfeld blockiert wird und um uns herum durch den Weltraum strömt.

Abb. 7: Geomagnetismus

Wodurch entsteht das Magnetfeld der Erde? Ein einfacher Stabmagnet, wie wir ihn aus dem Physikunterricht kennen, kann es nicht sein, denn Vollmetallmagnete verlieren ihre Magnetisierung oberhalb von 650 °C, und wir haben gerade gezeigt, dass das Erdinnere viel heißer ist als das. Stattdessen muss es sich um eine Art elektrischen Geodynamo handeln, ähnlich wie die Dynamos, die in einem Wasserkraftwerk Strom erzeugen.

Dort nutzt man die Kraft des Wassers, um Spulen aus leitenden Metalldrähten durch ein Magnetfeld zu drehen, wodurch elektrischer Strom erzeugt wird. Wenn sich der Erdkern schnell drehen würde (so wie die Erde sich dreht) und aus einem leitenden Metall bestünde, würde er ebenfalls ein Magnetfeld erzeugen.

Das Magnetfeld der Erde ist also nur möglich, wenn der Erdkern aus einem gut leitenden Metall besteht.

Auch Meteoriten liefern wertvolle Erkenntnisse über den inneren Aufbau der Erde (Abb. 9).

Meteoriten fallen regelmäßig auf die Erde und liefern uns Proben von anderen Planetenkörpern sowie das Material des ursprünglichen Sonnensystems, bevor es Planeten gab. Die drei wichtigsten Arten von Meteoriten sind 1) chondritische Meteorite, die aus dem frühesten Sonnensystem stammen und die Daten liefern, aus denen man die Eigenschaften und das Alter des frühen Sonnensystems ableiten kann; 2) Steinmeteoriten, die reich an Magnesiumsilikaten sind, der gleichen Zusammensetzung wie die Gesteine unseres eigenen Mantels, und von denen man annimmt, dass sie Überreste des Mantels eines anderen Planeten sind, der zerbrochen ist; und 3) Eisen-Nickel-Meteoriten, die eine sehr seltene und besondere Art von Meteoriten sind, wobei nur 6 % der bekannten Meteoriten diese Zusammensetzung aufweisen (Abb.8).

Abb. 8: Typen von Meteoriten

Wie ihr Name schon sagt, bestehen Eisen-Nickel-Meteoriten hauptsächlich aus Eisen, mit etwa 5-25 % Nickel und geringen Mengen an Kobalt und anderen selteneren Elementen. Sie sind also viel einfacher als die Steinmeteoriten und Chondrite, die viele verschiedene Chemikalien und Mineralien enthalten. Der interessanteste Aspekt von Eisen-Nickel-Meteoriten ist jedoch, dass sie Proben davon liefern, woraus der Kern vieler Planeten (einschließlich unseres) besteht. Bei der Analyse der Spektren bestimmter Asteroiden (des so genannten M-Typs) stellt sich heraus, dass sie dieselbe Zusammensetzung aufweisen wie Eisen-Nickel-Meteoriten. Anhand der in ihnen eingeschlossenen geochemischen Spuren wissen wir, dass Eisennickelmeteoriten ursprünglich den Kern bestimmter großer Protoplaneten bildeten, die inzwischen zerfallen sind. Sie enthalten auch Isotope von Aluminium-26, der radioaktiven Wärmequelle, die die Protoplaneten zum Schmelzen brachte und es den dichteren Materialien (Eisen und Nickel) ermöglichte, in den Kern zu sinken und sich während der Planetendifferenzierung vom Mantel zu trennen.

Eisen und Nickel sind also die einzigen im Sonnensystem vorkommenden Metalle, die dicht genug sind, um die Gesteine in unserem Kern zu bilden (wenn sie dem Druck und den Temperaturen in unserem Kern ausgesetzt sind), und, was am wichtigsten ist, Eisen und Nickel sind gute elektrische Leiter, so dass sie, wenn sie geschmolzen sind, konvektieren und das Magnetfeld der Erde erzeugen.

Die schweren Elemente auf unserer sind nach unten ins Erdinnere gesackt, die leichten am Rand, an der Kruste geblieben. Da aber die Chemie der Kruste bekannt ist – das ist der Boden unter unseren Füßen – und man gleichzeitig durch die Meteoriten weiß, wie einmal die Gesamtmischung aussah, kann man daraus ableiten, was es für Metalle und Mineralien im Erdinneren gibt.

Es gibt natürlich auch Bohrungen durch die Erdkruste (Abb. 9). Das tiefste Loch der Welt befindet sich auf der Kola-Halbinsel in Russland. 1970 startete die wissenschaftliche Bohrung. Forscher wollten Gesteinsproben aus dem Erdinneren an die Oberfläche befördern. Doch in gut 12 Kilometern Tiefe bei einer Temperatur von fast 200 Grad Celsius wurden die Bohrgeräte weich und die Elektronik versagte. Das russische Tiefbohrprogramm musste 1989 eingestellt werden. Doch mit seinen 12262 Metern ist es bis heute das tiefste Bohrloch auf der Welt. Über 45 000 Gesteinsproben wurden in dieser Zeit der Erdkruste entnommen. Ihre Erforschung wird Jahrzehnte dauern.

Abb. 9: Bohrungen ins Innere der Erde

So erfahren die Forscher eine Menge über das Erdinnere – zum Beispiel in welcher Tiefe es Gesteins- oder Metallschichten gibt und ob diese fest, dickflüssig oder dünnflüssig sind.

Literatur

 

Bahlburg, H. & Breitkreuz, C. (2017): Grundlagen der Geologie, 5.Auflage. Springer Verlag; Kapitel 1 und 9

Grotzinger, J. & Jordan, T. (2017): Press/Siever Allgemeine Geologie, 7. Auflage, Springer Verlag; Kapitel 1 & 14

Hubmann, B. & Fritz, H. (2019): Die Geschichte der Erde. marixverlag

Prothero, D. (2021): The Evolving Earth. Oxford University Press, Kapitel 3 („Dating Rocks“) und Kapitel 7 („Birth of the Earth“)

Prothero, D. & Dott, (2004): Evolution of the Earth, Seventh edition. McGrawHill, Kapitel 6