Allgemeine Entwicklung im 18. und 19. Jahrhundert

Mit der Entwicklung der Fachdisziplin Geophysik wuchsen ebenso ihre Teilgebiete, auch wenn sie zunächst völlig separat betrachtet wurden. Die Zunahme der Erkenntnisse über die Temperaturen auf und in der Erde führten in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts zur Geothermie. Der Wortstamm wurde von Adolph Theodor von Kupffer (1799-1865) geprägt. Nachdem Kupffer im Jahre 1829 unter Verwendung zahlloser Daten festgestellt hatte, dass die Bodentemperaturen mit den Lufttemperaturen in der Regel gar nicht übereinstimmten, stellte er eine Karte mit beiden Angaben vor und bezeichnete nun die Linien gleicher Bodentemperaturen als Isogeothermen, um sie von den sonst bekannten Karten der Lufttemperaturen, den Isothermen zu unterscheiden. Obwohl ein allgemeiner Unterschied später widerlegt wurde, lebte der Wortstamm fort und wurde gelegentlich benutzt. Dem Fachgebiet kam das von Carl Gustav Bischof (1792-1870) verfasste Buch "Die Wärmelehre des Innern unseres Erdkörpers" (1837) sehr zugute, und als Carl Friedrich Naumann (1797-1873) sein "Lehrbuch der Geognosie" 1849 herausgab, widmete er ein 35seitiges Kapitel dem Thema: "Temperatur des Erdinnern; Geothermik". Er prägte auch den lange Zeit und hauptsächlich in der Geologie benutzten Ausdruck geothermische Tiefenstufe als reziproken Temperaturgradienten, und Christoph Friedrich Hänle schrieb 1851 eine Abhandlung über die Entstehung der inneren Erdwärme. Die Blütezeit der geothermischen Forschung hatte begonnen, die auch ganz wesentliche Impulse durch Jean Baptiste Joseph Fourier (1768-1830) mit seinem Werk über die Theorie der Wärme (1822) erhielt und neues Licht auf den thermischen Zustand des Erdinnern warf.

Der innere Zustand der Erde und ihre Entwicklungsgeschichte waren schon in der Antike von grossem Interesse, und dieses Interesse wurde von René Descartes (1596-1650) und Gottfried Wilhelm Leibniz (1646-1716) wieder geweckt. Auch Isaac Newton (1642-1727) bekräftigte aufgrund des an den Polen abgeplatteten Erdsphäroids das glutflüssige Innere der Erde, das Leibniz annahm.

In genialer Weise belebte Georges Louis LeClerc de Buffon (1707-1788) gegen Ende des 18. Jahrhunderts die Diskussion zur Entstehung der Erde. Aus astronomischen Beobachtungen der Planetenbahnen leitete er ab, dass die Planeten einst Teil der glutflüssigen Sonne waren und nach einem Kometenaufprall aus der Sonne geboren wurden. Von nun an begann das eigenständige Leben auch der Erde. Um ihren thermischen Ablauf nachempfinden zu können, machte Buffon mit auf Rotglut erhitzten Eisenkugeln Abkühlungsversuche und schätzte daraus als erster eine thermische Entwicklungsgeschichte der Erde ab, die ihre gegenwärtige wohltemperierte Oberfläche 74.800 Jahre nach ihrer Entstehung erreicht hat. Diese Berechnung war der erste Versuch, eine längere Entwicklungsgeschichte der Erde zu diskutieren als sie die Genesis der Bibel vorgab, mit der im Prinzip alle Theorien im Einklang stehen mussten.

Die Annahme eines glutflüssigen Erdinnern und einer doch kalten Erdoberfläche sollte für eine generelle Temperaturzunahme mit der Tiefe sprechen, jedoch wurde diese Tatsache über Jahrhunderte diskutiert, scheinbar widerlegt und auch aus Erfahrungen nachgewiesen. Seit dem Mittelalter war es für die Bergleute selbstverständlich, dass die Temperatur mit der Tiefe zunimmt. Athanasius Kircher (1601-1680) berichtet 1665 in seinem bedeutenden Werk "Mundus subterraneus" über die Erfahrungen der Bergleute in Schemnitz (Slowakei). In der Wissenschaft wurde jedoch diese Beobachtung bis zu Beginn des 19. Jahrhunderts angezweifelt, weil die Körperwärme der Bergleute, die Wärme der Lampen und die Kompression der Luft die beobachtete Erwärmung verursacht hätten. Ein weiteres Argument führte Georg Friedrich Parrot (1767-1852) in seinem Buch "Physik der Erde" 1815 an, in dem er einwendet, dass in Meeren und Seen die Temperatur mit der Tiefe nicht zu-, sondern abnimmt. Eben diese Tatsache wurde aber bald als Beweis des Gegenteils genutzt.

Der allgemeine Gebrauch des Thermometers half auch der Geothermie weiter bei der Lösung des Problems der Temperaturänderung mit der Tiefe. In der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts wuchs die Datenmenge so stark an, dass bald kein Zweifel mehr an der Temperaturzunahme bestand und konkrete Angaben zum Gradienten gemacht werden konnten. Frühe Messungen aus dem 18. Jahrhundert wurden aus den Vogesen publiziert. Gesanne berichtete ca. 1780 aus dem Permafrostgebiet bei Jakutsk, wo in 90 m Tiefe der Boden noch gefroren ist, was als Gegenargument zum Temperaturanstieg gewertet wurde.

Während in Europa die Zahl der Messungen schnell anwuchs, blieben Daten von anderen Kontinenten noch lange Zeit eine Ausnahme. Alexander von Humboldt (1769-1859) berichtet über Messungen in Südamerika und Mexiko, William Barton Rogers (1804-1884) über Temperaturen in Virginia und George Everest (1790-1866) über Messungen in Indien. Eine erste Kompilation von Daten aus europäischen Erzbergwerken wurde von Pierre Louis Cordier (1777-1831) in den Jahren 1827-28 publiziert. Er stellte einen Mittelwert des Gradienten von 0,04°C/m fest. Nur wenig später, 1834, brachte Ferdinand Reich (1799-1882) alle bekannten Daten aus den sächsischen Bergwerken heraus und fand einen Mittelwert von 0,03 °C/m. Die ausführlichste Kompilation aber wurde im preussischen Auftrag von Berghauptmann Gerhard (1831) erstellt. Er folgerte aus den Daten, dass die Temperatur allgemein mit der Tiefe zunimmt, die Zunahme zwischen 0,0087 und 0,064°C/m liegt und der Mittelwert 0,018°C/m beträgt. Ferner stellte er fest, dass in Kohlenbergwerken der Gradient doppelt so hoch ist wie in anderen Bergwerken. Trotz der umfangreichen Daten sah er sich aber nicht in der Lage, ein allgemeines Gesetz der Temperaturzunahme abzuleiten.

Die Variation im Temperaturgradienten wurde im wesentlichen durch Wassermigration erklärt, aber auch mit unterschiedlichen thermischen Gesteinseigenschaften, mit chemischen Reaktionen in Kohlenflözen und unterschiedlichen Permeabilitäten. Nun gewann die Wärmeleitfähigkeit der Gesteine an Bedeutung und wurde von Pierre Michel Edouard Janettaz (1832-1899) zuerst und danach von Emil Less (1855-1935) und Joseph Prestwich (1812-1896) an trockenen und wassergesättigten Proben bestimmt.

Ein weiteres Hauptproblem stellte sich mit der Energieeinstrahlung der Sonne und der damit verbundenen Frage, bis zu welcher Tiefe die Sonnenwärme hineinreicht. Der Durchbruch zur Problemlösung gelang mit Aufzeichnungen der Temperatur im Keller der Pariser Sternwarte, der 28 m unter der Erdoberfläche liegt. Nach der Auswertung der Daten von 1671 bis 1740 konnte George Martine (1702-1741) folgern, dass die Erde ihre eigene Wärmequelle im Inneren hat (Muncke 1827, S. 986). Schon vorher konnten Philippe de la Hire (1640-1718) und Giovanni Domenico Cassini (1625-1712) in diesem Keller keinerlei Änderung der Temperatur bemerken. In den folgenden 100 Jahren betrug die Änderung nur wenige Hundertstel Grad. Die Feststellung einer konstanten Temperatur trug zur Klärung der Eindringtiefe der Sonnenwärme bei, und es wurde diejenige Tiefe, bei der der tägliche und jährliche Temperaturgang nicht mehr nachweisbar waren, als die neutrale Schicht bezeichnet. Wenn fortan von einer Temperaturzunahme im Erdinnern berichtet wurde, setzte man stets voraus, dass Tiefen unterhalb der neutralen Schicht gemeint waren. Der von der Sonnenwärme erfasste Tiefenbereich war schon im 18. Jahrhundert Gegenstand analytischer Betrachtung. Johann Heinrich Lambert (1728-1777) errechnete zuerst eine Eindringtiefe, und nach Bekanntwerden von Fouriers Wärmetheorie bot Georg Wilhelm Muncke (1772-1842) eine analytische Lösung für die Ausbreitung einer Temperaturwelle 1827 in Gehlers physikalischem Wörterbuch an. Einige Jahre später berichtet Simeon-Denis Poisson (1781-1840) über die exponentielle Abnahme der Amplitude mit der Tiefe in seiner "Théorie mathématique de la chaleur", und kurz danach behandelt Lambert-Adolphe-Jacques Quetelet (1796-1874) den Tages- und Jahresgang der Oberflächentemperatur als Sinuswelle. Verschiedene Autoren untersuchten dieses Thema noch zu Beginn des 20. Jahrhunderts, wie Ernst Friedrich Dorn (1848-1916), Carl Emil Mischpeter (*1847) und S. Tetsu Tamura (Buntebarth 1996).

In letzter Zeit hat dieses Arbeitsgebiet wieder an Aktualität gewonnen, weil aus Temperatur-Tiefen-Profilen in Bohrungen mancherorts eine Temperaturgeschichte der Erdoberfläche rekonstruiert werden kann.

Die Temperatur der Erdoberfläche

Unter den Seefahrern war es eine bekannte Erfahrung, dass die Temperaturen auf der nördlichen Hemisphäre anders verteilt sind als auf der südlichen. Die Breitenabhängigkeit der Oberflächentemperatur konnte Johann Tobias Meyer (1723-1762) zum ersten Mal beschreiben. In den 30er Jahren des 19. Jahrhunderts folgten dann systematischere Studien von Adolph Theodor von Kupffer und Ludwig Friedrich Kämtz (1801-1867). 20 Jahre danach untersuchte Antoine César Bequerel (1788-1878) die Temperaturabnahme mit der Höhe über Meeresniveau.

Die Temperaturmessung im Untergrund

Frühe Temperaturmessungen wurden in Bergwerken und später in Bohrlöchern von der Oberfläche aus gemacht. Das Thermometer wurde Ende des 16. Jahrhunderts von Galileo Galilei (1564-1642) erfunden und war im 17. Jahrhundert verbreitet. Das Thermometer konnte jedoch nicht in den für die Messung vorgesehenen Bohrlöchern abgelesen werden. Es musste erst herausgeholt werden, und dabei veränderte sich die Temperatur wieder. Um diesen Nachteil auszugleichen, wurden zwei Typen entwickelt: der eine Typ war das Maximum-Thermometer von Heinrich Gustav Magnus (1802-1870) und das von Franu.ccedil;ois Hippolite Walferdin (1795-1880), beide Geräte waren auch für tiefe Bohrlöcher geeignet, weil das Ausdehnungsgefäss einen offenen Überlauf hatte, aus dem das sich ausdehnende Quecksilber in ein Auffanggefäss floss. Die Maximum-Thermometer von Magnus, auch Geothermometer genannt, waren noch vor wenigen Jahrzehnten in Gebrauch. Der zweite Typ war so konstruiert, dass das Ausdehnungsgefäss von einer grösseren Masse umgeben war, um die Wärmekapazität möglichst gross zu machen, damit die Temperatur bis zur Ablesung gehalten werden kann. Wegen der langen Wartezeit bis zum Temperaturausgleich am Messort hat sich dieses Thermometer nicht durchgesetzt.

Die ersten Versuche mit elektrischen Sensoren (Widerständen, Thermoelementen) machte Antoine César Bequerel Mitte des 19. Jahrhunderts. Verlässliche Messmethoden wurden aber erst zu Beginn des 20. Jahrhunderts entwickelt. Von den in den 50er Jahren aufkommenden Halbleitern setzten sich später Thermistoren als Temperatursensoren durch, obwohl für spezielle Zwecke auch Widerstands- und Quarzsensoren eingesetzt werden.

Die Temperaturmessungen unterhalb der Erdoberfläche blieben lange Zeit auf nur sehr wenige Punkte beschränkt, und aus der Temperaturdifferenz wurde die geothermische Tiefenstufe errechnet, über die aus verschiedenen Bergbaugebieten Europas berichtet wurde.

Das erste äusserst sorgfältig zusammengestellte Temperatur-Tiefen-Profil wurde 1872 aus der Forschungsbohrung Sperenberg I erhalten. Es war nicht nur die damals längste Temperaturreihe, sondern es war auch die damals mit 1270 m tiefste Bohrung der Welt. Bergrat Eduard Dunker (1808-1894) vom Oberbergamt Halle war mit den Temperaturmessungen betraut. Er gab eine Parabel als beste Kurve durch die Messwerte an, was ihm so viel Kritik einbrachte, dass er später die Parabel durch eine Gerade ersetzte. Die Temperaturverteilungen in etwas späteren Tiefbohrungen desselben Oberbergamtsbezirkes ergaben eine mittlere geothermische Tiefenstufe von 30 m/°C, die als global gültig bis Mitte des 20. Jahrhunderts angenommen wurde.

Robert Were Fox (1789-1877) hat 1822 dargelegt, dass die Messwerte durch technische Prozesse im Bergwerk oder in einer Bohrung verfälscht sein könnten wegen der Luft- und Wasserzirkulationen (Naumann 1849, S. 49). Auch heute sind diese Art von Störungen ein nicht allgemein zu lösendes Problem. Mit der Zunahme der Auflösung der Temperaturmessungen werden auch die Korrekturen durch die technischen Prozesse komplizierter.

Dass auch die Morphologie der Erdoberfläche die Temperaturverteilung im Untergrund beeinflusst, hat Carl Gustav Bischof erkannt und mit John Herschel (1792-1871) das erste zweidimensionale Temperaturfeld unterhalb einer nicht ebenen Erdoberfläche berechnet. Er nannte die erhaltenen Linien gleicher Temperatur im Untergrund Chthonisothermen, um sie von den Geoisothermen, eingeführt durch Kupffer 1829, zu unterscheiden, und fand eine konvexe Krümmung der Chthonisothermen unterhalb von Bergen und eine konkave Krümmung unterhalb von Tälern. Bischof hat sich sehr für Erkenntnisse des thermischen Zustandes der Erde eingesetzt. Er verifizierte auch die Abkühlungsversuche von Buffon mit geschmolzenen Basaltkugeln. Das Hauptresultat dabei war, dass der Gradient in der Kugel während der Abkühlung nicht konstant ist, sondern zur Mitte hin abnimmt. Dies übertrug er auch auf die Erde. Bischof verfasste die erste Monographie über die Wärmelehre des Innern unseres Erdkörpers. Er wollte aus den Thermalquellen auf die Temperatur in der Erdkruste schliessen.

Die Radioaktivität der Gesteine

Die Entdeckung des Radiums und der damit verbundenen Zerfallsreihen des Urans sowie des instabilen Kalium 40 brachten völlig neue Erkenntnisse und Hypothesen über die Temperatur im Erdinnern.

1904 wurde von Carl H.J.B. Liebenow (1853-1906) und Ernest Rutherford (1871-1937) die Bedeutung der Radioaktivität als Wärmequelle der Erde hervorgehoben. Bereits zu jener Zeit konnte Liebenow schliessen, dass das Radium nur in einer geringmächtigen Oberflächenschicht vorkommen kann und dass ein Grossteil der Wärme, die in das Weltall abgestrahlt wird, von den radioaktiven Elementen geliefert wird. Diese Vorstellung ist seither nur präzisiert worden. Zur gleichen Zeit, 1905, stellte Robert J. Strutt (1875-1947) fest, dass alle Gesteine radioaktive Elemente enthalten, wenn auch in sehr unterschiedlicher Konzentration. Aus deren Halbwertszeit berechnete 1904 Frederick Soddy (1877-1956) das Erdalter zu l bis 10 Mrd. Jahren, was damals für wesentlich zu gross gehalten und kaum beachtet wurde.

Die Konzentration der radioaktiven Elemente an der Erdoberfläche hat schon 1913 zu einem Modell mit exponentieller Tiefenabnahme geführt (Ingersoll u. Zobel 1913), das 1915 von Arthur Holmes (1890-1965) und später auch von Harold Jeffreys (1891-1989) übernommen wurde. Seit Robert J. Strutt die Abnahme der Gehalte radioaktiver Elemente mit der Basizität der Gesteine erkannte, werden verschiedene Modelle der Abnahme mit der Tiefe diskutiert. Auch umfangreiche Untersuchungen in den letzten Jahrzehnten konnten keine allgemeine Aussage ermöglichen. Jedoch hat der Gesamtgehalt der radiogenen Wärmequellen eine obere Grenze. Wenn angenommen wird, dass sich die Erde abkühlt, muss weniger als der beobachtete Wärmefluss durch die Oberfläche radiogenen Ursprungs sein.

Seit Holmes' Abschätzung wird ca. 2/3 des Wärmeflusses den radioaktiven Quellen der Kruste bzw. des obersten Erdmantels zugeordnet und 1/3 der Wärme aus dem tiefen Erdinnern, die durch Konduktion die Oberfläche erreicht und damit zur Abkühlung der Erde beiträgt.

Eine überraschende und vieldiskutierte Feststellung war die Korrelation zwischen dem Gehalt radiogener Wärmequellen von Gesteinen an der Oberfläche und der Wärmeflussdichte innerhalb einer geologischen Einheit, die als Wärmeflussprovinz definiert wurde (Birch et al. 1968, Lachenbruch 1968). Nachfolgend wurde 1980 auch eine Korrelation zwischen der radiogenen Wärmeproduktion und dem geologischen Alter der Gesteine gefunden (Vitorello u. Pollack 1980).

Die Wärmeflussdichte

Nachdem um die Wende zum 20. Jahrhundert viele Datensammlungen von geothermischen Tiefenstufen und auch ausreichend Messungen des Wärmeleitvermögens bekannt waren, gab es Abschätzungen zum Wärmehaushalt der Erde, die besonders stimuliert wurden durch die Entdeckung der radioaktiven Elemente in den Gesteinen.

Otto Hahn (1879-1968) nahm 1926 für den mittleren Temperaturgradienten 32 K/km, für die Wärmeleitfähigkeit der Erdkruste 1,68 W/mK an und erhielt 25x10¹² W bei einer Erdoberfläche von 5,1x10¹⁸ cm². Daraus ergibt sich eine mittlere Wärmeflussdichte von ca. 50 mW/m². Es dauerte länger als ein weiteres Jahrzehnt bis Sir Edward C. Bullard (1907-1980) im Jahr 1939 die ersten experimentellen Bestimmungen der Wärmeflussdichte veröffentlichte. Auch die folgenden Jahrzehnte brachten keine deutliche Vermehrung der Messpunkte. 1954 waren insgesamt 63 Messungen bekannt. Nach dem Internationalen Geophysikalischen Jahr 1957 und speziell der Gründung der Internationalen Heat Flow Commission 1963 innerhalb der Internationalen Union für Geodäsie und Geophysik stieg die Anzahl der Messungen bis 1982 auf über 10.000 Werte an, über die David Chapman (1985) berichtet. Während Walter M. Elsasser (1904-1991) noch 1967 zeigte, dass die Wärmeflussdichte in ozeanischen Gebieten mit der auf Kontinenten übereinstimme, ergibt sich aus der Vielzahl der Messungen ein differenzierteres Bild.

Die mittlere Wärmeflussdichte aller Ozeane beträgt aus den Messungen 66 mW/m², die bei gleichmässiger Verteilung der Messpunkte jedoch 99 mW/m² betragen müsste. Der Mittelwert auf den Kontinenten und den Kontinentalrändern beträgt nur 57 mW/m². Es wird damit gezeigt, dass die Abkühlung der Erde auf den Ozeanen effektiver ist als auf den Kontinenten. Die Wärmeflussdichte ist auch grundsätzlich verschieden zusammengesetzt. Die an den mittelozeanischen Rücken aufsteigende ozeanische Kruste kühlt sich nach den Rändern hin ab und erreicht erst in grosser Entfernung die niedrigen Werte, die der reinen Wärmeleitung aus der Tiefe zugeordnet werden können. Auf den Kontinenten hingegen ist der Hauptbeitrag zum Wärmefluss die radiogene Wärme aus der mächtigeren Kruste. Aber auch dort gibt es einen zeitabhängigen Beitrag wie William H.K. Lee (1965) darstellt. Die Zusammenstellung von David Chapman (1985) ergibt für Alte Schilde von archaischem Alter nur 41 mW/m² und für tertiäre Gebiete 71 mW/m².

Die Temperatur im Mantel und Kern

Seit Rene Descartes und Gottfried Wilhelm Leibniz wird ein glutflüssiger Kern im Erdinnern angenommen. Der Vulkanismus wurde als direkter Beweis dafür angesehen, und diese zentrale Schmelze, auch Zentralfeuer genannt, war der Rest des bei der Erdentstehung gänzlich geschmolzenen Körpers. Mit Überlegungen dieser Art musste natürlich die Temperatur mit der Tiefe zunehmen, was Athanasius Kircher auch aus den Erfahrungen der Bergleute berichtete. Jedoch war die Meinung verbreitet, dass keine Wärme aus dem Innern an die Oberfläche dringen könne, weil die Kruste sie nicht hindurchleite. Die neutrale Schicht stellt das Gleichgewicht dar, wo die Wirkung von der Sonne sozusagen die innere Wärme stoppt. Gegner dieser Vorstellung waren Hermann Boerhaave (1668-1758) und Jean-Jaques d' Ortous de Mairan (1678-1771), die mit Beobachtungen in Bergwerken die Temperaturzunahme belegten. Nach der Verbreitung von Fouriers Wärmetheorie ging es dann nur noch um den Grad der Temperarturzunahme und Abschätzungen der Temperatur im flüssigen Erdinnern.

Temperaturen für das tiefste Erdinnere wurden von Pierre Louis Antoine Cordier mit 250.000 Grad und von Poisson sogar mit 2 Millionen Grad abgeschätzt, was er jedoch selbst als Argument gegen eine lineare Temperaturzunahme nutzte. Bischof hatte dann 1835 gezeigt, dass der oberflächennahe Temperaturgradient nicht konstant für die gesamte Erde angenommen werden kann. Seine Versuche mit sich abkühlenden Basaltkugeln hatten ergeben, dass der Gradient zum Kugelinnera hin abnimmt.

Andere Abschätzungen gingen von Temperaturen der flüssigen Lava aus und setzten im flüssigen Erdkern konstante Temperaturen voraus, die bedingt sind durch konvektiven Ausgleich. Die so geschätzten Temperaturen lagen bei 2000°C. Vertreten wurde diese Hypothese von Descartes, Leibniz, auch von Buffon, später auch von Fourier und Cordier mit erweiterter Begründung. Poisson stellte sich gegen die Annahme eines Zentralfeuers und argumentierte, die Erde durchlaufe heisse und kalte Regionen im Weltall. Auch A. de la Rive (1801-1873) und Charles Lyell (1797-1875) waren Gegner der Annahme eines Zentralfeuers. Sie gaben chemische Prozesse und elektrische Ströme an, die die innere Erdwärme erzeugen.

Bevor die Grundstruktur der Erde mit Hilfe der Seismologie bekannt wurde, war die Einteilung in feste Kruste und flüssigen Kern verbreitet. Untersuchungen zur Dicke der festen Kruste waren auch mit der Frage verknüpft, in welcher Tiefe die Temperatur der flüssigen Lava von bis zu 2.000°C erreicht wurde. Aufgrund der bekannten Temperaturgradienten schätzte Cordier die Mächtigkeit auf 22,5 km. Bischof leitete nach seinen Abkühlungsversuchen eine Tiefe von 50 bis 70 km oder mehr ab. Mary Sommerville (1780-1872) gab 200 Meilen (360 km) 1834 an. Einen völlig anderen Weg beschrieb William Hopkins (1793-1866). Er fand aus Beobachtungen der Nutation der Erdachse und Präzession der Äquinoktien eine Krustendicke von 1/5 bis 1/4 des Erdradius.

Erst zu Beginn des 20. Jahrhunderts, bis in die 20er Jahre hinein, gab es neue Überlegungen zur Temperatur im tiefen Innern der Erde. Hermann Thtene (1907) grenzte die Temperatur im tiefen Erdinnern mit der Schmelztemperatur der Gesteine als untere Grenze bei 1.000 bis 2.000°C ein und mit einer oberen Grenze, die der abgeschätzten kritischen Temperatur der Eisenmetalle von höchstens 10.000°C entsprach. Emil Wiechert (1861-1928) argumentierte, dass aus den Dichtewerten die Temperatur im Eisenkern höchstens 8.000°C betragen kann. Aus der Entdeckung der Radioaktivität der Gesteine und der Erkenntnis ihrer nur oberflächennahen Verteilung gab August Sieberg (1875-1945) die allgemeine Ansicht wieder, dass bereits in wenigen Zehnern bis Hunderten von Kilometern die Temperartur von l .500 bis 2.500°C erreicht wird und tiefer die Temperatur nicht mehr wesentlich ansteigt, vielleicht auf 3.000 bis 4.000°C, aber höchstwahrscheinlich nicht auf 8.000°C. Andere Autoren schätzen Temperaturen im Erdinnern aus verschiedenen Überlegungen heraus ab. So nehmen Johann Koenigsberger (1874-1946) eine Kerntemperatur von 3.000°C an, Emil Wiechert eine von 3.300°C, Victor Moritz Goldschmidt (1888-1947) 1.100 bis 1.500°C, Stjepan Mohorovicic (1890-1980) 3.000 bis 4.000°C und Beno Gutenberg (1889-1960) 2.000°C.

Weitere Erkenntnisse wurden in den letzten Jahrzehnten daraus erhalten, dass seismische Diskontinuitäten mit Ergebnissen aus Phasenuntersuchungen in der Hochdruck-Mineralogie erklärt werden. Mit den Gleichgewichtsuntersuchungen an Mineralen unter höchsten Drücken werden seit den 50er Jahren Kerntemperaturen von 5.000 bis 6.000°C für wahrscheinlich gehalten. Alfred E. Ringwood (1930-1993) stimulierte in den 60er Jahren die mineralogische Interpretation und konvektionsfreie Modelle ganz wesentlich.

Die bedeutendesten p,T-Grenzflächen der Phasenumwandlung werden in 670 km Tiefe, an der Kern-Mantel-Grenze und am Übergang vom äusseren zum inneren Kern gesehen.

Um Bildungstemperaturen aus der tieferen Lithosphäre zu bestimmen, wird das Pyroxen-Geothermometer von A. Raheim u. D.H. Green (1974) erfolgreich an Peridotit-Xenolithen aus dem oberen Mantel angewandt. Es ermöglicht, Gleichgewichtstemperaturen bis etwa 1.500°C zu ermitteln. Die Übergangszone vom oberen zum unteren Mantel wird als Phasengrenze gesehen, wo bei gleichbleibendem Chemismus die Kristallstruktur der Olivine in eine Spinellstruktur übergeht, die mit einer Verdichtung der Materie verbunden ist. Diese Zone liegt bei 350 km Tiefe und erfordert eine Temperatur von 1.400°C, die bis 655 km Tiefe auf 1.600°C ansteigt, und bei weiterer Verdichtung in die Metalloxidstruktur übergeht (E. Iro u. T. Kutsura 1989).

Zahlreich sind die Temperaturabschätzungen, die in den 80er Jahren publiziert wurden. So liegen die Angaben für die Unstetigkeitsfläche in 670 km zwischen 1.550 und 2.000°C (z.B. O.L. Anderson 1982, S. Spiliopoulos u. F.D. Stacey 1984). Mit zunehmender Tiefe wachsen auch die Unsicherheiten in der Abschätzung. So liegen die untere und obere Temperatur ab der Kern-Mantel-Grenze 1.000°C auseinander, wenn die Bestimmungen von J.M. Brown u. TJ. Shankland (1981) und S. Spiliopoulos u. F.D. Stacey (1984) mit 2.500 bis 3.500°C betrachtet werden.

Noch weiter liegen die geschätzten Temperaturen an der Grenze zum inneren Kern mit 4.400 bis 6.300°C auseinander. Von den genannten Autoren werden die Schmelzpunktkurven des Eisens auf Drücke des Kerns extrapoliert, dabei schätzt das Autorenkollektiv Q. Williams et al. (1987) höhere Temperaturen ab als die oben genannten.

Einen anderen Weg zeigt J.-P. Poirier (1986), der nach theoretischen Betrachtungen für die Grenze vom äusseren zum inneren Kern 3.500 bis 4.700°C für wahrscheinlich hält.

Bei einer ansteigenden Temperatur drängt sich die Frage nach der Art der Wärmequelle auf, die auch dafür entscheidend ist, welche thermische Entwicklung die Erde durchläuft.

Die thermische Entwicklung der Erde

Die frühen Vorstellungen zur Entstehung der Erde wurden schon dargestellt. Mit der Entdeckung der radiogenen Wärmequellen kam jedoch die Diskussion zur thermischen Entwicklung der Erde richtig in Gang. Vier Hypothesen wurden aufgestellt (Allwardt 1996):

- Thomas C. Chamberlin (1843-1928) erläuterte die langsame Aufheizung der Erde,

- A. Holmes und H. Jeffreys leiteten eine langsame Abkühlung der Erde her,

- John A. Jacobs und andere vertreten eine Wiederaufheizung und

- Francis A. Birch (1903-1992) erkannte im Erdinnern einen stationären Zustand.

Der allgemeine Durchbruch der Theorie von der Kontinentaldrift brachte auch die Modelle der thermischen Entwicklung unseres Planeten in eine neue Richtung. Es wurde ein konvektiver Beitrag zum Wärmetransport berücksichtigt, der erst mit dem Durchbruch der Plattentektonik in den 60er Jahren an Bedeutung gewann und Modelle verdrängte, die auf reine Wärmeleitung beruhen. Als dominierender Faktor des Wärmetransports wurde die Konvektion erkannt.

Dennoch bleibt ungeklärt, ob die generierte Wärme grösser, gleich oder kleiner der Wärmeabstrahlung ins Weltall ist. Neben der radiogenen Wärme kann das grosse Wärmereservoir im flüssigen äusseren Kern von Bedeutung sein, wenn nach den Vorstellungen von Harold C. Urey (1893-1981) die Separation von Eisen aus dem flüssigen äusseren Kern noch anhält und der innere Kern wächst (Allwardt 1996). Bei diesem Prozess wird nicht nur Kristallisationswärme frei, sondern auch Gravitationsenergie. J. Verhoogen (1980) schätzt diese Energie auf 10% des gesamten Wärmeflusses. Dieser Beitrag ist jedoch nicht so gross, dass überzeugend eine Aufheizung vertreten werden könnte, und ein stationärer Zustand widerspricht einer allgemeinen Zeitabhängigkeit aller Prozesse. Daher wird eine fortschreitende Abkühlung der Erde als wahrscheinlich angesehen,

Literatur
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