磁場
地磁場是一種源自地球內部、延伸至太空的磁性力場。此力場在地表上強度介於 25 至 65 微特斯拉（即 0.25 至 0.65 高斯）之間。地磁場近似於傾斜 11° 的地軸磁偶極子，類似於地球中心放置了一根傾斜的磁棒。地球磁場的南極位於格陵蘭附近，而其磁北極則為其地理南極。
地核釋放熱能時，會驅動外核中的熔融鐵流動，產生電流，進而形成地磁場。此原理稱為發電機理論。磁極通常位於地理極附近，但在地質時標上可以發生顯著變化。這些變化緩慢，不會影響指南針的日常使用。然而，大約每幾十萬年會發生一次地磁反轉，即磁極突然（相對於地質時標）交換位置。每次反轉都會在地質記錄中留下痕跡，對古地磁學研究至關重要。所得數據有助於科學家理解大陸塊和海底板塊的構造運動。
磁層是指地磁場在電離層上方的影響範圍，它能延伸數萬公里並阻擋太陽風和宇宙射線中的帶電粒子破壞地球大氣層，保護大氣層中的臭氧層免於消失。地磁場能使大部分太陽風偏轉方向。若沒有地磁場，太陽風中的帶電粒子將剝除臭氧層，使得生物體受到紫外線侵害。大氣層剝離的一個機制是氣體粒子被困在磁性氣泡中，而磁性氣泡再被太陽風「吹走」。從火星大氣層中二氧化碳損失的速度推測，火星大氣層所剩無幾，這主要是由其磁場喪失造成的。
古地磁學是對地球磁場演化的研究。地磁場的極性會在地磁岩石中留下痕跡，因此當海底擴張時，每次地磁反轉的痕跡會從洋中脊向外移動，在海牀上形成與洋中脊平行的帶狀結構。古地磁學家能利用地磁極向較為穩定的非反轉時期來推測大陸漂移的歷史。科學家還可以利用地磁反轉來確定岩石和沉積物的年代，這種研究稱為磁化地層學。地磁場會使地殼礦物磁化，因此產生的磁異常可用於探勘金屬礦藏。
人類最早在 11 世紀就已使用磁性指南針判別方向，並在 12 世紀進一步用指南針導航。儘管地磁方位角會隨著時間漂移，但這種移動的速度非常緩慢，不足以幹擾普通指南針的導航功能。許多生物物種具有磁場感知能力，包括鳥類和某些細菌，並用於判斷方向和導航。
在任何空間點上的地磁場可以用一個三維矢量來描述。測量矢量方向最基本的方法是使用指南針判斷磁北極的方向。該方向與正北方向之間的夾角稱為「磁偏角」（D），與地平面之間的夾角稱為「磁傾角」（I）。磁場強度（F）與磁鐵所受的磁力成正比。另一種描述方法是使用北（X）、東（Y）、下（Z）坐標。
磁場強度的常用單位包括高斯（G）和納特斯拉（nT），他們的換算公式為 1 G = 100,000 nT。一個納特斯拉也稱為伽瑪（γ）。特斯拉是量度磁場強度 的國際單位制單位。地磁場的強度介於 25,000 至 65,000 nT（0.25 至 0.65 G）之間（一個強磁鐵冰箱貼的磁場強度約為 10,000,000 納特斯拉（100 高斯））。
磁場強度等值線圖稱為「力線圖」。世界磁場模型顯示，地磁場強度整體上從兩極向赤道遞減，強度最低處位於南美洲一帶的南大西洋異常區，最高處則位於加拿大北部、西伯利亞以及澳洲以南的南極海岸。
地磁傾角的數值在 −90°（上）和 90°（下）之間。地磁場在地球北半球向下傾斜，在地磁北極指向正下方，並隨緯度下降而逐漸向上，至「地磁赤道」處完全與地表平行（0°）。往南，磁傾角繼續向上，直到地磁南極處指向正上方。
當地磁場相對正北方向東偏時，磁偏角數值為正，往西偏時則為負。一種測量方法是比較指南針的指向和天極的方向。
地磁場三個坐標分量的區域分佈圖，世界磁場模型（英語：World Magnetic Model）2015 年數據。
地表附近的磁場可以近似為一個位於地心，與地球自轉軸傾斜 11° 的磁偶極子。此磁偶極子可以用一個強磁鐵來表示，其南極指向地磁北極。之所以有這種看似南北顛倒的説法，是因為磁鐵的北極會與另一塊磁鐵的南極相吸。因此如果把地核想像成一個大磁鐵，那麼指南針北極所指向的，其實是「地核磁鐵」的南極。
人類是先根據地球兩極的方位定義磁鐵的南北兩極，而不是相反：磁鐵的北極是指南針在自由旋轉時轉向地磁北極的一端。由於兩塊磁鐵的南北兩極相吸，這意味著地磁北極其實是地磁場的南極（即地磁場線指向地心之處）。
地磁兩極的位置有局部和全球兩種定義。
局部定義是磁場線垂直於地表之處，這可以用來判斷磁傾角：地磁北極的磁傾角為 90°（正下），地磁南極則為 −90°（正上）。兩極各自會獨立移動，不一定在地球的對蹠點上。移動速度時快時慢，地磁北極在 2003 年達到每年 40 公里的移動速度。自 1830 年代起，地磁北極一直向西北方移動，從 1931 年的加拿大布西亞半島開始，至2001 年剛好灣以外 600 公里處。
「地磁赤道」是一條磁傾角為零的線，即地磁場完全平行於地表之處。全球定義利用數學模型：假設一條直線穿過地心，平行於地磁場的最佳擬合磁偶極子，這條線穿出地表的南北兩點便分別是地磁南北兩極。如果地磁場為一完美磁偶極子，那麼全球定義的地磁極點就會與局部定義的吻合。然而，地磁場有較大的非偶極成分，所以這兩種定義的地磁極點並不吻合。
地磁場在地表近似於磁偶極子，但在大氣層以上會在太陽風的影響下變形。太陽風是來自日冕、速度為每秒 200 至 1000 公里的帶電粒子。隨著太陽風的磁場稱為行星際磁場。
太陽風可以施加壓力，一旦抵達地球大氣會對它進行侵蝕。不過，地磁場也會施加壓力，它對太陽風所施加的壓力可保護大氣免受直接衝擊。磁層頂是太陽風壓力和地磁場壓力相互平衡之處，這是磁層的邊緣。磁層的形狀不對稱，其面對太陽的部分向外延伸約 10 個地球半徑，背對太陽的部分則是一條延伸超過 200 個地球半徑的磁尾。磁層頂面對太陽的部分是一個弓形震波，此處的太陽風速度驟然降低。
位於磁層以內的是呈環形、含低能帶電粒子（即等離子）的等離子層。等離子層從 60 公里的高度開始，延續至 3 到 4 個地球半徑，其中包含電離層。此區域會隨著地球公轉。另有兩個含高能離子（能量在 0.1 至 10 MeV 之間）的同心車胎形區域，稱範艾倫輻射帶。內帶在 1 至 2 個地球半徑以外，外帶在 4 至 7 個地球半徑以外。等離子層和範艾倫輻射帶之間有些重疊，重疊程度會隨太陽的活躍度而大幅波動。
除了太陽風以外，地磁場還會阻擋宇宙射線。宇宙射線含高能帶電粒子，主要來自太陽系以外，其中不少成分已被太陽的磁場阻擋在太陽圈（太陽的磁場影響範圍）以外。
一部分帶電粒子能夠進入磁層。它們繞著磁場線做螺旋運動，在兩極之間每秒來回反彈幾次。陽離子往西緩慢漂移，陰離子往東漂移，形成環狀電流。此電流會減弱地表的磁場。
穿透電離層時，帶電粒子會與那裡的原子發生碰撞，從而產生極光並發出 X 光。
磁層的變化狀態主要是被太陽活動所驅動，這就是所謂的太空天氣。太陽風弱，則磁層就會擴張；反之，太陽風強，則磁層會受到擠壓，更多的帶電粒子因此能夠通過磁層。在太陽特別活躍期間，比如當日冕大量拋射使衝擊波橫掃太陽系時，在地球上就會發生磁暴。這樣的衝擊波只須兩天就會抵達地球。磁暴可以造成大規模破壞，如 2003 年的「萬聖節太陽風暴」就損壞了美國太空總署超過三分之一的人造衞星。有記錄以來最大規模的磁暴發生在 1859 年，所產生的電流使電報線短路，緯度低至古巴都能看到極光。
對澳洲古太古代熔岩和南非礫巖的研究顯示，地磁場在 34.5 億年前就已存在。
地磁場變化的時間尺度短至毫秒，長至百萬年。較短的變化主要來自電離層和磁層中電流的日常波動和磁暴。時長在一年以上的變化反映地球內部的變化，特別是富含鐵的內核。
地球磁層常受到太陽耀斑的侵襲，引發磁暴，並產生極光。地磁場的短期不穩定性可以用 K 指數來測量。
從 THEMIS（英語：THEMIS）任務所獲得的數據顯示，當太陽和地球的磁場相互對齊時，地磁場的強度會減弱。該結果與此前的假設相反。
「長期變化」指的是時長在一年以上的地磁場變化。地磁偏角在過去幾百年來偏移了幾十度，右圖動畫顯示出變化的趨勢。
地磁場偶極子的方向和強度都會隨時間變化。過去 200 年間，磁偶極強度以每百年 6.3% 的速率減弱。目前的強度和變化速率在過去 7000 年間並無偏離常規。
在長期變化中，一種不可用磁偶極子描述的顯著特色是，地磁場以每年 0.2 度的速率向西漂移。全球各地在不同歷史時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 年間則向東。
在有地磁觀測站記錄之前的地磁場變化可以通過考古和地質勘探推算出來。這種變化稱為「古長期變化」。記錄顯示，地磁場在長時間內變化較小，但偶爾會發生大幅度的地磁偏移和反轉。
地磁場可以大致近似為與地球自轉軸對齊的磁偶極子，有時候，地磁南北極會互換位置。在一些玄武岩、海牀沉積物和海牀 магнит 異常中，可以找到「地磁反轉」現象的證據。反轉並無週期性，兩次反轉之間的時長從 10 萬年至 5000 萬年不等。
離當今最近的一次地磁反轉發生在 78 萬年前，稱為布容尼斯－松山反轉。地磁偏移是一種類似的現象，但反轉無法完全發生，最終極向不變，如 41,000 年前冰河期期間發生的拉尚事件。
過去的地磁場主要記錄在具有永久磁矩的強磁性礦物之中，特別是磁鐵礦等氧化鐵礦物。這種剩磁的原理不止一種。當熔岩逐漸冷卻時，其中的磁性礦物會將當時的磁場方向凝固下來，這稱為「熱剩磁（英語：thermoremanent magnetization）」。當沉積物在海牀或湖底累積的時候，磁性粒子的方向會稍稍傾向和地磁場對齊的方向，這稱為「岩屑剩磁」。
熱剩磁是中洋脊兩旁地磁異常的主要形成原理。海牀在擴張時，從地幔湧出的巖漿冷卻，在中洋脊兩旁形成新的玄武岩地殼。海牀的擴張使新的地殼不斷向外緩慢移動。玄武岩會記錄下冷卻凝固時的地磁場方向，因此在千古以來的多番地磁反轉後，已在海牀上留下了一系列與中洋脊平行、在脊的兩旁對稱的條狀結構。用船在海底拖動磁力儀，所得數據可用來推斷海牀的年齡，以及過去海牀的擴張速率。
對熔岩進行放射性定年，可建立地磁極向時間線（如圖所示），這是磁性地層學的基礎。磁性地層學是一種在地質數據之間建立相關性的方法，可以用來判斷沉積物、火成岩地層以及海牀磁異常的年齡。
對美國俄勒岡州斯廷斯山（英語：Steens Mountain）熔岩流的研究顯示，地磁場在地球歷史上曾經有過每天 6
地磁強度
地磁強度是指地球磁場在特定位置的磁力大小，通常使用磁通量密度（特斯拉）來表示。它在地球表面上變化很大，從南極和北極附近的最大值到赤道附近最小值。
影響地磁強度的因素
地磁強度的變化主要是由地球內部流動的金屬液體核心產生的發電機效應造成的。以下因素會影響地磁強度：
- 地函對流：地函中的熱流體對流會帶走核心產生的磁場。
- 核心温度：核心温度越高，發電機效應越強。
- 地磁反轉：地球磁場每隔數百萬到數千萬年會發生一次反轉，導致地磁強度大幅下降。
地磁強度與人類活動的關係
地磁強度對人類活動有以下影響：
| 影響 | 描述 |
|---|---|
| 導航： 羅盤等導航儀器依賴於地磁場為方向提供參考。 | |
| 磁異常偵測： 地磁強度異常可以指示地下礦物資源或考古遺址。 | |
| 考古年代測定： 地磁強度的變化會留存在陶器和其他考古文物中，從而有助於確定其年代。 | |
| 動物遷徙： 許多動物，如鳥類和烏龜，利用地磁場來導航其遷徙。 | |
| 地質勘探： 地磁調查可用於探測地下地質結構和其他異常。 |
地磁強度監測
監測地磁強度的變化對於理解地球內部過程和預測地磁反轉至關重要。全球各地設有磁力測量站 сети，用於收集地磁強度數據。
下表顯示了過去幾個世紀的地磁強度變化：
| 年份 | 地磁強度 (特斯拉) |
|---|---|
| 1600 | 60.0 μT |
| 1700 | 58.5 μT |
| 1800 | 56.0 μT |
| 1900 | 53.4 μT |
| 2000 | 52.0 μT |
從表格中可以看出，地磁強度在過去幾個世紀中一直在下降。這種下降可能是由地函對流加強或核心冷卻造成的。
地磁強度預測
預測未來的地磁強度變化是一項複雜的任務。然而，通過研究過去的地磁強度變化和地球內部過程，科學家可以提供可能的地磁強度變化範圍。這些預測對於瞭解地球的未來磁場行為至關重要，並可以幫助我們應對未來的地磁反轉影響。