地磁场

非逆转期间地球磁场的电脑模拟。线条表示磁场线，从地核伸出时为黄色，回入地核时为蓝色。地球自转轴位于正中，垂直于图中。浓密的线团位于地核之内。

地磁场，即地球磁场，是源自于地球内部，并延伸到太空的磁场。磁场在地表上的强度在25－65微特斯拉（即0.25至0.65高斯）之间。粗略地说，地磁场是一个与地球自转轴呈11°夹角的磁偶极子，相当于在地球中心放置了一个倾斜了的磁棒。目前的地磁北极位于北半球的格陵兰附近，实际上它是地磁场的南极，而地磁南极则是地磁场的北极。地核向外散发热量时，引起外核中熔融铁的对流运动，进而产生电流，地磁场即是此电流所致。这种形成天体磁场的原理，称为发电机理论。

南北磁极通常位于地理极附近，但其位置在地质时间尺度上可以有较大的变化。这种变化极其缓慢，不足以干预指南针的日常使用。不过，平均每几十万年会发生一次地磁逆转，即南北磁极突然（与地质时间尺度相比较）互相换位。每次逆转都会在岩石中留下印迹，这对古地磁学研究十分重要。以此所得的数据有助科学家了解大陆和海床的板块运动。

磁层指的是地磁场在电离层以上的影响范围。它能够向太空延伸几万公里，并且阻止太阳风和宇宙射线中的带电粒子损毁地球大气上层，因此使得阻挡紫外线的臭氧层不致消失。

重要性

地磁场能够使大部分太阳风偏转方向。没有了地磁场，太阳风中的带电粒子就会剥去阻挡紫外线的臭氧层，生物体也就会受到紫外线的侵害。其中一个大气剥离原理是，气体粒子被困在一个磁场泡之中，磁场泡再被太阳风“吹走”。从火星大气二氧化碳因太阳风流失的速度推算，可推断火星大气层所剩无几，是由它磁场的丧失直接导致的。

古地磁学是对地球过去磁场的研究。地磁场的极向会在火成岩中留下印记，所以当海底扩张时，每次地磁逆转的印记会从中洋脊向外移动，在海床上形成多条与中洋脊平行的条状结构。古地磁学家能够利用非逆转期间较为稳定的地磁极向，推测大陆漂移的历史。科学家还可以利用地磁逆转来判断岩石和沉积物的年代，这种研究称为磁性地层学。地磁场会使地壳矿物磁化，其所造成的磁异常可用于勘探金属矿藏。

人类最早在公元11世纪便已能利用磁性指南针判断方向，并在12世纪更进一步用指南针导航。虽然地磁偏角会随时间漂移，但这种移动的速度十分缓慢，不足以干扰普通指南针的导航作用。诸多生物物种都具有磁场感知的能力，包括鸽子和某些细菌，并用之判定方向和导航。

主要特点

数学描述

在任何空间点上的地磁场可用一个三维矢量来描述。测量矢量方向的最基本方法，是用指南针判断磁北极的方向。该方向与正北方之间的夹角称为“偏角”（D），与地平面之间的夹角则称为“倾角”（I）。磁场的强度（F）与磁铁所受的磁力成正比。另一种描述方法是北（X）、东（Y）、下（Z）坐标。

用于描述磁场的两种常用坐标系

强度

磁场强度的常用单位包括高斯（G）和纳特斯拉（nT），互换公式为1 G = 100,000 nT。一个纳特斯拉亦称伽马（γ）。特斯拉是量度磁场强度的国际单位制单位。地磁场的强度在25,000至65,000 nT（0.25至0.65 G）之间（一个磁力较强的冰箱磁贴的磁场强度约为10,000,000纳特斯拉（100高斯））。

磁场强度的等高线图称为“力线图”。世界地磁模型显示，地磁场强度的整体趋势是从两极至赤道逐渐减弱，强度最低处位于南美洲一带的南大西洋异常区，最高处则位于加拿大北部、西伯利亚以及澳洲以南的南极海岸。

倾角

主条目：地磁倾角

地磁倾角的数值在−90°（上）和90°（下）之间。地磁场在北半球向下倾，在地磁北极指向正下方，并随纬度下降而逐渐向上，至“地磁赤道”处完全与地表平行（0°）。往南，倾角继续向上，直到地磁南极处指向正上方。

地磁倾角的等高线图请见下文。

偏角

主条目：地磁偏角

地磁场相对正北方向东偏时，偏角数值为正，往西偏时则为负。其中一个测量方法是比较指南针的指向和天极的方向。

地磁偏角的等高线图请见下文。

地域差异

地磁场三个坐标分量的地域分布图，世界地磁模型2015年数据。

• 
  强度
• 
  倾角
• 
  偏角

偶极子近似

磁北极（N_m）与正北（N_g）

地表附近的磁场可以较准确地近似为一个位于地心，与地球自转轴呈11°夹角的磁偶极子。这个磁偶极子可以由一个强力磁铁来实现，其南极指向地磁北极。之所以有这种似乎南北颠倒的说法，是因为磁铁的北极会与另一块磁铁的南极相吸。因此如果把地核想象为一个大磁铁，那么指南针北极所指向的，其实是“地核磁铁”的南极。

地磁极

主条目：地磁北极和地磁南极

地磁北极在加拿大北极圈内的移动路径

人类是先根据地球两极的方位定义磁铁的南北两极，而不是相反：磁铁的北极是指南针在自由旋转时转向地磁北极的一端。由于两块磁铁的南北两极相吸，这意味着地磁北极其实是地磁场的南极（即地磁场线指向地心之处）。

地磁两极的位置有局部和全球两种定义。局部定义是磁场线垂直于地表之处，这可以通过测量地磁倾角来判断：地磁北极的地磁倾角为90°（正下），地磁南极则为−90°（正上）。两极各自会独立移动，并不一定在地球的对跖点上。移动速度时快时慢，地磁北极在2003年达到每年40公里的移动速度。自1830年代起，地磁北极一直向西北方移动，从1931年的加拿大布西亚半岛开始，至2001年刚毅湾以外600公里处。“地磁赤道”是地磁倾角为零的一条线，即地磁场完全平行于地表之处。

全球定义利用数学模型：设想一条直线穿过地心，平行于地磁场的最佳拟合磁偶极子，这条线穿出地表的南北两点便分别是地磁南北两极。如果地磁场为一完美磁偶极子，那么全球定义的地磁极点就会与局部定义的吻合。然而，地磁场有较大的非偶极成分，所以这两种定义的地磁极点并不吻合。

磁层

磁层结构：（1）弓形震波、（2）磁鞘、（3）磁层顶、（4）磁层、（5）北磁尾腔、（6）南磁尾腔、（7）等离子层

主条目：磁层

地磁场在地表近似于磁偶极子，但在大气层以上会在太阳风的影响下变形。太阳风是来自日冕、速度为每秒200至1000公里的带电粒子。伴随着太阳风的磁场称为行星际磁场。

太阳风可以施加压力，一旦抵达地球大气会对它进行侵蚀。不过，地磁场也会施加压力，它对太阳风所施加的压力可保护大气免受直接冲击。磁层顶是太阳风压力和地磁场压力相互平衡之处，这是磁层的边缘。磁层的形状并不对称，其面对太阳的部分向外延伸约10个地球半径，背对太阳的部分则是一条延伸超过200个地球半径的磁尾。磁层顶面对太阳的部分是一个弓形震波，此处的太阳风速度骤然降低。

位于磁层以内的是呈圆环形、含低能带电粒子（即等离子）的等离子层。等离子层从60公里的高度开始，延续至3到4个地球半径，其中包含电离层。这个区域会随地球公转。另有两个含高能离子（能量在0.1至10 MeV之间）的同心车胎形区域，称范艾伦辐射带。内带在1至2个地球半径以外，外带在4至7个地球半径以外。等离子层和范艾伦辐射带之间有些重叠，重叠的程度会随太阳的活跃度而大幅波动。

除了太阳风以外，地磁场还会阻挡宇宙射线。宇宙射线含高能带电粒子，主要来自太阳系以外，其中不少成分已被太阳的磁场阻挡在太阳圈（太阳的磁场影响范围）以外。

一部分带电粒子能够进入磁层。它们绕着磁场线做螺旋运动，在两极之间每秒来回反弹几次。阳离子往西缓慢漂流，阴离子往东漂流，形成环状电流。这一电流会减弱地表的磁场。在穿透电离层时，带电粒子会与那里的原子发生碰撞，从而产生极光并发出X光。

磁层的变化状态主要是被太阳活动所驱动，这就是所谓的太空天气。太阳风弱，则磁层就会扩张；反之，太阳风强，则磁层会受到挤压，更多的带电粒子因此能够通过磁层。在太阳特别活跃期间，比如当日冕大量抛射使冲击波横扫太阳系时，在地球上就会发生磁暴。这样的冲击波只须两天就会抵达地球。磁暴可以造成大规模破坏，如2003年的“万圣节太阳风暴”就损坏了美国国家航空航天局超过三分之一的人造卫星。有记录以来最大规模的磁暴发生在1859年，所产生的电流使电报线短路，纬度低至古巴都能看到极光。

变化

对澳洲古太古代熔岩和南非砾岩的研究显示，地磁场在34.5亿年前就已存在。

短期

背景：各地地磁观测站所录得的2003年磁暴数据。
球体：地磁观测站地点，线条为磁场强度等高线，两条线之间的差异为1 μT。

地磁场变化的时间尺度短至毫秒，长至百万年。较短的变化主要来自电离层和磁层中电流的日常波动和磁暴。时长在一年以上的变化反映地球内部的变化，特别是富含铁的内核。

地球磁层时常会受到太阳耀斑的侵袭，引发磁暴，并产生极光。地磁场的短期不稳定性可以通过K-指标来测量。

从THEMIS任务所获得的数据显示，当太阳和地球的磁场相互对齐时，地磁场的强度会减弱。该结果与此前的假说相反。

长期

地磁偏角估值等高线图从1590年至1990年的变化

地磁场沿自转轴的偶极分量从1600年至2020年间的变化

“长期变化”指的是时长在一年以上的地磁场变化。地磁偏角在过去几百年来偏移了几十度，右图动画显示出变化的趋势。

地磁场偶极子的方向和强度都会随时间变化。过去200年间，磁偶极强度以每百年6.3%的速率减弱。目前的强度和变化速率在过去7000年间并无偏离常规。

在长期变化中，一种不可用磁偶极子描述的显著特色是，地磁场以每年0.2度的速率向西漂移。全球各地在不同历史时期的漂移程度都有所不同。全球平均的漂移方向自公元1400年起向西，1000年至1400年间则向东。

在有地磁观测站记录之前的地磁场变化可以通过考古和地质勘探推算出来。这种变化称为“古长期变化”。记录显示，地磁场在长时间内变化较小，但偶尔会发生大幅度的地磁偏移和逆转。

地磁逆转

新生代晚期的地磁极向。黑色区间的极向和今天的极向相同，白色区间的极向则和今天的相反。

主条目：地磁逆转

地磁场可以大致近似为与地球自转轴对齐的磁偶极子，有时候，地磁南北极会互换位置。在一些玄武岩、海床沉积物和海床磁异常中，可以找到“地磁逆转”现象的证据。逆转并无周期性，两次逆转之间的时长从10万年至5000万年不等。离当今最近的一次地磁逆转发生在78万年前，称为布容尼斯－松山逆转。地磁偏移是一种类似的现象，但逆转无法完全发生，最终极向不变，如41,000年前冰河时期期间发生的拉尚事件。

过去的地磁场主要记录在具有永久磁矩的强磁性矿物之中，特别是磁铁矿等氧化铁矿物。这种剩磁的原理不止一种。当熔岩逐渐冷却时，其中的磁性矿物会将当时的磁场方向凝固下来，这称为“热剩磁”。当沉积物在海床或湖底积累的时候，磁性粒子的方向会稍稍倾向和地磁场对齐的方向，这称为“岩屑剩磁”。

热剩磁是中洋脊两旁地磁异常的主要形成原理。海床在扩张时，从地幔涌出的岩浆冷却，在中洋脊两旁形成新的玄武岩地壳。海床的扩张使新的地壳不断向外缓慢移动。玄武岩会记录下冷却凝固时的地磁场方向，因此在千古以来的多番地磁逆转后，已在海床上留下了一系列与中洋脊平行、在脊的两旁对称的条状结构。用船在海底拖动磁力仪，所得数据可用来推断海床的年龄，以及过去海床的扩张速率。

对熔岩进行放射性定年，可建立地磁极向时间线（如图所示），这是磁性地层学的基础。磁性地层学是一种在地质数据之间建立相关性的方法，可以用来判断沉积物、火成岩地层以及海床磁异常的年龄。

对美国俄勒冈州斯廷斯山熔岩流的研究显示，地磁场在地球历史上曾经有过每天6度的偏移速度，这与人们对地磁场的普遍认识大相径庭。然而，参与这项研究的其中一位科学家后来表示，该现象应归咎于这条熔岩流本身特殊的磁特性，而与地磁场的快速偏移无关。

地磁场磁偶极子轴有时会倾斜到越过赤道，然后返回到原来的极向。这一现象称为“地磁偏移”。

未来

虚拟自转轴偶极矩（VADM，即一个与地球自转轴对齐的假想磁偶极子，在采样点产生所测量到的磁场强度时的偶极矩）自上一次逆转至今的变化

目前的地磁场正在整体减弱。在过去150年间，地磁场强度下降了10%至15%，且在过去几年有加快的趋势。地磁场在2千年前达到比目前强度高35%的最高值，并自此几乎持续减弱至今。和岩石中的古地磁场记录相比，今天的地磁场强度和减弱的速率都在正常波动范围以内。

地磁北极正从加拿大北部往西伯利亚方向漂移，速度正在加快：20世纪初速度为每年10公里，2003年已升至每年40公里，目前仍在上升。

地磁场的变化属于一种异方差波动，意味着在当下做测量，甚至在数十年或数百年的区间内做重复测量，都不足以推断出磁场强度的整体趋势。地磁场在过去有过多次原因不明的上下波动。再者，由于地磁场不是一个完美的磁偶极子，在一个单独地点做的测量（磁场的强度或波动）亦无法用来推断地磁场的整体状况。就算磁场的总强度保持不变或上升，其偶极分量也有可能降低。

来源

主条目：发电机理论

当地核的热量在向外逃逸时，会促使地核内部的导电物质做对流运动，因此产生电流，进而形成地磁场。

地核发电机原理

导电流体在科里奥利效应下的流动形成多个卷状物，所产生的磁场如图所示

包括地球在内的大部分太阳系行星以及包括太阳在内的所有恒星，都会因导电流体的运动而产生磁场。地球的磁场源于半径为3400公里（地球半径为6370公里）、由铁合金组成的地核。地核分为半径为1220公里的固态内核和液态外核。内核（温度约为6,000 K（5,730 °C；10,340 °F））的热量向核幔边界（温度约为3,800 K（3,530 °C；6,380 °F））传导时，会推动液态外核的流动。内核的高温来自于行星分异期间较重物质下沉时释放的引力势能，以及核内放射性元素衰变时释放的热能。外核流动的形状与地球的自转及固态的内核有关。

地球产生磁场的原理称为发电机理论。电流及其所产生的磁场之间存在一种反馈作用：电流回路产生磁场（安培定律），磁场的变化产生电场（法拉第定律），磁场和电场又反过来对电流中的电荷施力（洛伦兹力）。综合起来，可用一条称为“磁感应方程”的偏微分方程来描述如此形成的磁场：

${\frac {\partial \mathbf {B} }{\partial t}}=\eta \nabla ^{2}\mathbf {B} +\nabla \times (\mathbf {u} \times \mathbf {B} ),$

其中u为流体的速度，B为磁场，η=1/σμ为磁扩散率（与电导率σ和磁导率μ之积成反比）。∂B/∂t是磁场的时间导数，∇²是拉普拉斯算子，∇×是旋度算子。

磁感应方程右边的第一项描述的是扩散。在静止不动的流体当中，磁场会减弱，聚集的磁场也会扩散开来。一旦地球发电机在某天停止运动，地磁场的偶极分量就会在几万年内慢慢消失。

在一个完美电导体（σ=∞）里不可能发生扩散。根据楞次定律，磁场的任何变动会产生抵抗这一改变的电流，因此进出一个给定体积流体的磁通量不会改变。流体在移动时，磁场会与其一同移动。这一现象称为“磁冻结定理”。就算流体不是完美电导体，其流动时也会拉长磁场线，并产生新的磁场。若不是因为磁场在加强时会抵抗流体的运动，这一过程会无止境地产生新磁场。

浮力所致的对流使得外核流体可以持续运动。在地球内部，越往深处，温度越高。越高温的流体浮力越大。另外，所谓的“成分对流”现象有加强浮力的作用：当地核冷却时，其中一些熔融铁会凝固并沉积在内核表面，流体中留下较轻的元素，因此密度降低。地球自转所产生的科里奥利效应会使流体的运动形成南北轴向的卷状物。

发电机可以加强磁场，但整个过程最开始的时候需有初始磁场。地球的初始磁场可能来自地球以外：太阳在其形成初期曾经经历过一个金牛T星阶段，此时的太阳风所致磁场可能比今天强几个数量级。但是，一大部分来自太阳的磁场可能会被地幔阻挡。初始磁场也有可能来自核幔边界上的化学反应，或来自导热性和导电性的变化。

根据计算，地球外核的平均磁场强度为25高斯，是地表强度的50倍。

数值模型

要模拟地球发电机，就要对地球内部的磁流体力学非线性偏微分方程做数值求解。方程可以在一个三维网格的点上求解，网格越细，结果就越接近现实，但细度主要受到电脑计算能力所限制。数十年来，理论学家只能建立所谓的“动力发动机”模型：预先指定流体的运动方式，然后计算它对磁场的影响。此类模型的主要用途是测试不同流体几何是否能够维持发电机运作。

1995年，位于日本和美国的两个研究团队分别建立了“自洽”发电机模型，也就是能够同时计算流体运动和磁场的模型。美国团队的模型成功推算出地磁场的一些特性，包括地磁逆转，因此受到广泛重视。

电离层和磁层中的电流

电离层中的电流也会生成磁场（电离层发电机区）。这样的磁场只出现在大气层面向太阳的一方，所以在一天的时间以内可以使地表地磁场最多偏移1度。磁场强度在一天内的波动一般在25纳特（nT）左右，即2千分之一；在几秒钟内的波动一般在1纳特左右，即5万分之一。

测量与分析

勘察

1832年，卡尔·弗里德里希·高斯测量地球磁场。在之后150年的重复测量中，地磁场录得10%的整体减弱。包括Magsat在内的一系列卫星利用三轴矢量磁力仪测量地磁场的三维结构。奥斯特卫星的数据显示，存在一个动力地球发电机，使得在南非以西大西洋底下出现一个额外的磁极。

各国政府往往会通过地质调查所在各地的观测站对地磁场进行系统性的勘察，如英国地质调查所的埃斯克代尔缪尔观测站。这些观测站可以测量和预测磁暴等地磁场状况。

国际实时磁场观测站网络由遍布全球的一百多座地磁场观测站所组成，自1991年起一直保持对地磁场的监察。

在军事方面，预先测量地磁场背景有助于探测大型金属物体，如水下潜艇，所产生的不寻常磁场扰动。通常这些磁异常探测器由飞机或船只承载前往不同地点，例如英国的“猎迷”反潜巡逻机。

在商业上，地质勘探公司会利用磁力仪寻找由矿藏产生的自然异常，例如库尔斯克磁异常。

地壳磁异常

岩石圈磁异常所产生的短波长特征模型

在考古方面，磁力仪可以用来探测铁制考古遗物、窑、某些石建筑结构、沟渠和贝冢等在地磁场中引致的细微偏差。科学家对第二次世界大战期间用于探测潜艇的磁异常探测器进行改良，已测绘出整个地球海床的磁场差异。玄武岩是组成海床、富含铁的火山岩，它含有强磁性的磁铁矿，能够在小范围内使指南针偏向。冰岛水手早在18世纪末就已发现这一现象。科学家可以利用玄武岩的磁性来研究深海海床：当熔岩冷却形成玄武岩时，会记录下当时的地磁场。

统计模型

每一次测量地磁场，都只局限于某个时间和地点。如果要从此数据对其他时间和地点的地磁场进行估算，就必须利用模型做预测。

球谐函数

参见：多极展开

球谐函数在球面上的示意图。Y_m^ℓ在穿过两极的m个大圆上以及在ℓ-m条纬线上为零。每次越过这些线，函数都会正负变换

四极场示意图。用两个靠近的偶极，亦能形成四极子

用球谐函数来拟合地磁场的测量数据，是分析全球地磁场变化的最常用方法，最早由卡尔·弗里德里希·高斯发明。球谐函数是一组在球面上波动的函数，每一个都是分别以经度和纬度为变量的两个函数之积（Y_m^ℓ(θ, φ) = Θ_m^ℓ(θ) Φ^m(φ)）。以经度为变量的函数Φ_m在零个或以上穿过南北极的大圆上为零，这样的大圆共有|m|个；以纬度为变量的函数Θ_m^ℓ在零个或以上圆形纬线上为零，这样的纬线的数量加上之前的大圆的数量等于球谐函数的“阶”ℓ。每一个球谐函数所描述的磁场都对应于地球中心的一组磁荷分布：ℓ=0对应于在自然中从未被探测到的磁单极子，ℓ=1对应于由两个相反磁单极子组成的磁偶极子，ℓ=2对应于由两个磁偶极子组成的磁四极子。

球谐函数可以用来描述球面上任何符合某些条件的标量场（即位置函数）。虽然磁场本身是矢量场，但在笛卡尔坐标X, Y, Z下，它的每个分量都是一个称为磁标势的标量场的导数，而磁标势可以用球谐函数来描述。利用最小平方法对全球各地地磁场的测量数值进行拟合，可将整个磁标势写成一系列球谐函数之和，其中每个球谐函数都乘以拟合所得出的“高斯系数”，记作g_m^ℓ和h_m^ℓ。

最低阶高斯系数g₀⁰描述的是一个磁单极子对地磁场的贡献，由于自然界中尚未发现磁单极子的存在，因此这一项必须为零。接下来，第一阶共有三项：g₁⁰、g₁¹和h₁¹，分别描述三个正交方向的磁偶极子对磁场的贡献。用此方法得出的磁偶极子方向与地球的自转轴（地理南北方向）夹角约为10°，详见上文。

半径关系

如果在不同海拔对地磁场进行测量（如地表和卫星），再利用球谐函数分析，就可以分辨出磁场是源自地球内部还是外部。每一个高斯系数g_m^ℓ或h_m^ℓ都会分成两项：一项随半径依1/r^ℓ+1降低，另一项随半径依r^ℓ上升。后者的存在是因为有外在磁场源，如电离层和磁层中的电流。不过，外在磁场源的贡献在多年数据的平均下会最终趋向零。

如果把对应于外在磁场源的项忽略不计，余下的多极展开项说明，一个磁偶极子（ℓ=1）所产生的磁标势随半径依1/r²降低。磁场是势的导数，所以它依1/r³降低。磁四极子所产生的磁场则依1/r⁴降低。更高阶项随半径的降低速度会越来越快。地球外核的半径约为地球半径的一半，如果以核幔边界作为球面用球谐函数来拟合地磁场，那么在地表上，偶极磁场就只有核幔边界处的八分之一，四极磁场则只有十六分之一，如此类推。因此，只有低阶项（亦即波长较短的磁场）才能在地表上探测得到。再加上其他的种种原因，科学家通常假设只有第14阶及以下的磁场来自于地核，相应的波长在2千公里以下。比这更小的磁场变化是由地壳的磁异常所致。

全球模型

国际地磁参考场是国际地磁学与高空科学协会汇编的标准全球地磁场模型，每五年修订一次。第12代模型IGRF12的数据来源包括奥斯特、CHAMP和SAC-C等卫星以及遍布全球的地磁观测站。2000年之前的模型中，球谐函数展开截至第10阶，共含120个系数；新模型截至第13阶，共含195个系数。

世界地磁模型由美国国家环境信息中心（前身为国家地球物理数据中心）和英国地质调查所共同汇编。该模型的球谐函数展开截至第12阶，共含168个系数，空间分辨率约为3千公里。采用此模型的包括美国国防部、英国国防部、美国联邦航空总署、北约组织及许多民用导航系统。

除此之外，由高达德太空飞行中心和丹麦空间研究所汇编的地磁模型采取一种“全面性建模”方法，目的是把时间和空间分辨率差别巨大的多组地表和卫星数据融合起来。

精度更高的还有美国国家环境信息中心所汇编的增强地磁模型（英语：Enhanced Magnetic Model），其球谐函数展开截至第790阶，对磁异常的分辨率达到56公里的波长。数据取自卫星、海上、航空、地表等地磁观测站。截至2018年 (2018-Missing required parameter 1=month!)的最新版本EMM2017包含由欧洲空间局Swarm任务所录得的数据。

生物对磁场的感知

主条目：磁场感知

不少动物可以感知地磁场，例如某些鸟类会在迁徙过程中用地磁场来导航。研究也发现，牛和野鹿往往会把身体与南北方向对齐，但在高压电线底下却不会，意味着这种行为和磁场相关。然而，2011年的一项研究通过分析Google地球图像，并没有观察到这种现象。

科学家发现，欧亚鸲及其他鸣禽的地磁导航能力正受到微弱电磁场的干扰。这种干扰并非来自电缆或手提电话讯号，而是一种频率介乎2 kHz至5 MHz的讯号。这包括调幅广播讯号以及普通商用和家用的电子设备。

参见

• 范艾伦辐射带
• 月球磁场
• 木星的磁层

延伸阅读

• Campbell, Wallace H. Introduction to geomagnetic fields 2nd. New York: Cambridge University Press. 2003. ISBN 978-0-521-52953-2. 
• Comins, Neil F. Discovering the Essential Universe Fourth. W. H. Freeman. 2008. ISBN 978-1-4292-1797-2. 
• Herndon, J. M. Substructure of the inner core of the Earth. PNAS. 1996-01-23, 93 (2): 646–648. Bibcode:1996PNAS...93..646H. PMC 40105 . PMID 11607625. doi:10.1073/pnas.93.2.646. 
• Hollenbach, D. F.; Herndon, J. M. Deep-Earth reactor: Nuclear fission, helium, and the geomagnetic field. PNAS. 2001-09-25, 98 (20): 11085–90. Bibcode:2001PNAS...9811085H. PMC 58687 . PMID 11562483. doi:10.1073/pnas.201393998. 
• Love, Jeffrey J. Magnetic monitoring of Earth and space (PDF). Physics Today. 2008, 61 (2): 31–37 [2018-06-29]. Bibcode:2008PhT....61b..31H. doi:10.1063/1.2883907. （原始内容 (PDF)存档于2011-10-15）. 
• Luhmann, J. G.; Johnson, R. E.; Zhang, M. H. G. Evolutionary impact of sputtering of the Martian atmosphere by O⁺ pickup ions. Geophysical Research Letters. 1992, 19 (21): 2151–2154. Bibcode:1992GeoRL..19.2151L. doi:10.1029/92GL02485. 
• Merrill, Ronald T. Our Magnetic Earth: The Science of Geomagnetism. University of Chicago Press. 2010. ISBN 0-226-52050-1. 
• Merrill, Ronald T.; McElhinny, Michael W.; McFadden, Phillip L. The magnetic field of the earth: paleomagnetism, the core, and the deep mantle. Academic Press. 1996. ISBN 978-0-12-491246-5. 
• Temperature of the Earth's core. NEWTON Ask a Scientist. 1999 [2018-06-29]. （原始内容存档于2010-09-08）. 
• Tauxe, Lisa. Paleomagnetic Principles and Practice. Kluwer. 1998. ISBN 0-7923-5258-0. 
• Towle, J. N. The Anomalous Geomagnetic Variation Field and Geoelectric Structure Associated with the Mesa Butte Fault System, Arizona. Geological Society of America Bulletin. 1984, 9 (2): 221–225. Bibcode:1984GSAB...95..221T. doi:10.1130/0016-7606(1984)95<221:TAGVFA>2.0.CO;2. 
• Wait, James R. On the relation between telluric currents and the earth's magnetic field. Geophysics. 1954, 19 (2): 281–289. Bibcode:1954Geop...19..281W. doi:10.1190/1.1437994. 
• Walt, Martin. Introduction to Geomagnetically Trapped Radiation. Cambridge University Press. 1994. ISBN 978-0-521-61611-9. 

外部链接

• National Geomagnetism Program（页面存档备份，存于互联网档案馆）（美国地质调查局国家地磁计划）（英文）
• BGS Geomagnetism（页面存档备份，存于互联网档案馆）（英国地质调查局有关监测地磁场和建模的信息）（英文）
• When North Goes South（地磁逆转的电脑模拟）（英文）
• International Geomagnetic Reference Field 12（页面存档备份，存于互联网档案馆）（第12版国际地磁参考场）（英文）
• 全球地磁场变化及异常，数据点间隔为10经度，每次取值相隔10年。数据来自苏黎世联邦理工学院地球物理研究所。