Geology Reference
In-Depth Information
netisierung in Abhängigkeit vom äußeren Mag-
netfeld beschreibt. Die maximal mögliche Mag-
netisierung ist die
Sättigungsmagnetisierung
.
Was nach Verschwinden des äußeren Feldes zu-
rück bleibt, ist die
remanente Magnetisierung
,
doch ein starkes Gegenfeld (Koerzitivfeld) kann
die Orientierung natürlich wieder verändern.
Aufgrund der unterschiedlichen Stärke der
Magnetisierung kann man mit normalen
Handmagneten nur ferro- und ferrimagneti-
sche Minerale anziehen, während mit starken
elektrischen Feldern magnetische Felder er-
zeugt werden können, die auch die Trennung
para- und sogar diamagnetischer Mineralpul-
ver z. B. in Magnetscheidern ermöglichen.
Die wirkliche Bedeutung von Mineralmagne-
tismus liegt aber nicht in der Mineralsepara-
tion, sondern einerseits in der Erzeugung des
Erdmagnetfeldes
durch Wechselwirkungen
zwischen dem flüssigen äußeren und dem fes-
ten inneren Metallerdkern, und andererseits in
der Entzifferung vergangener Kontinentbewe-
gungen und Erdmagnetfeldumpolungen durch
Messung der remanenten Gesteinsmagnetisie-
rung (
Paläomagnetik
). Dieses Argument ver-
half
Asien
(heute)
(10 Ma)
(20 Ma)
(40 Ma)
(50 Ma)
(60 Ma)
Indien
(70 Ma)
im
Endeffekt
der
Plattentektonik
zum
70°
Durchbruch.
Die meisten Gesteine enthalten magnetische
Minerale, die wichtigsten davon sind Magnetit,
Hämatit und Pyrrhotin. Bilden sich diese Mi-
nerale z. B. beim Abkühlen von Laven (Ozean-
bodenbasalten) oder bei der Ausfällung aus
Lösungen, so richten sie ihr magnetisches
Moment nach dem jeweils herrschenden Erd-
magnetfeld aus. Untersucht man nun Gesteine
desselben Gebietes, aber verschiedenen Alters,
so kann man feststellen, ob sich der Nordpol
relativ zu den Gesteinen bewegte und ob sich
das Erdmagnetfeld umpolte (Abb. 2.53). Das
wohl vollständigste Archiv dieser Art findet
man auf den Ozeanböden, und nicht nur das:
Man stellte außerdem fest, dass die Magnetisie-
rung links und rechts ozeanischer Rücken
identisch ist, also spiegelbildlich (Abb. 2.54).
Somit wusste man, dass der Ozeanboden in der
Mitte, an den mittelozeanischen Rücken, ent-
standen sein musste und schloss daraus auf die
50°
Asien
30°
10°
Äquator
-10°
Indien
-30°
-50°
-70°
320
240
160
80
40
0
Zeit vor heute (Ma)
2.55
Kollision der indischen Kontinentplatte mit
Asien und Veränderung des Paläobreitengrades
ihrer Lage. Solche Bewegungen kann man mit
Hilfe der Paläomagnetik nachvollziehen, da die
zuverschiedenenZeiteninGesteinengespe -
cherte Magnetfeld-Richtung von der jeweiligen
Lage des Kontinents zum Erdmagnetfeld ab-
hängt. Nach van der Voo (1993).
