地球の磁場

地球の磁場は、地磁気とも呼ばれ、地球内部から宇宙空間に広がる磁場であり、太陽から放出される荷電粒子の流れ である太陽風と相互作用します。磁場は、地球の外核にある溶融鉄とニッケルの混合物の対流の動きによる電流によって生成されます。これらの対流は、コアから逃げる熱によって引き起こされ、地球ダイナモと呼ばれる自然のプロセスです。

地球表面の磁場の大きさは、25～65 μT（0.25～0.65 G）の範囲です。^{[3]近似的には、}地球の自転軸に対して約11°の角度で傾いている磁気双極子の磁場によって表され、まるで地球の中心を通るその角度で巨大な棒磁石が置かれているかのようです。地磁気北極（カナダ、ヌナブト準州のエルズミーア島）は、実際には地球の磁場の南極を表し、逆に地磁気南極は地球の磁場の北極に対応します（反対の磁極は引き合い、磁石の北端はコンパスの針のように地球の南磁場を指すため）。

北磁極と南磁極は通常、地理学的極の近くにありますが、地質学的時間スケールではゆっくりと継続的に移動しています。ただし、通常のコンパスがナビゲーションに使用できるほどゆっくりとしています。ただし、平均して数十万年の不規則な間隔で、地球の磁場が逆転し、北磁極と南磁極が突然入れ替わります。これらの地磁気極の反転は岩石に記録され、古地磁気学者が過去の地磁気を計算する際に役立ちます。このような情報は、大陸や海底の動きを研究するのに役立ちます。磁気圏は、宇宙空間またはジオスペースにおける地球の磁場の範囲によって定義されます。磁気圏は電離層の上、宇宙空間の数万キロメートルにまで広がり、有害な紫外線から地球を保護するオゾン層を含む上層大気を剥ぎ取ってしまう太陽風や宇宙線の荷電粒子から地球を保護しています。

地球の磁場は太陽風の大部分を逸らします。そうでなければ、太陽風の荷電粒子は地球を有害な紫外線から守るオゾン層を剥ぎ取ってしまうでしょう。^[4]剥ぎ取りのメカニズムの1つは、ガスが磁場の泡に捕らえられ、それが太陽風によって剥ぎ取られることです。^{[5]太陽風によるイオンの清掃によって}火星の大気から失われる二酸化炭素の計算は、火星の磁場の消散によって火星の大気がほぼ完全に失われたことを示しています。^{[6] [7]}

地球の過去の磁場を研究する学問は古地磁気学として知られている。^[8]地球の磁場の極性は火成岩に記録されており、磁場の反転は海底が拡大している中央海嶺を中心とした「縞」として検出できる。また、磁場の反転間の地磁気極の安定性により、古地磁気学は大陸の過去の動きを追跡できる。反転はまた、岩石や堆積物の年代測定法である地磁気層序学の基礎となる。^[9]磁場は地殻を磁化するため、磁気異常は金属鉱石の鉱床の探索に使用できる。^[10]

人類は11世紀から方位を知るために、12世紀からは航海のためにコンパスを使ってきました。^[11]磁気偏角は時間とともに変化しますが、この移動はゆっくりとしているため、単純なコンパスでも航海には役立ちます。磁気受容を利用して、ある種の細菌からハトに至るまで、さまざまな生物が地球の磁場を方向と航海に利用しています。^[12]

地球の磁場は、どの場所でも 3 次元ベクトルで表すことができます。磁場の方向を測定する一般的な方法は、コンパスを使用して磁北の方向を決定することです。真北に対する角度は偏角( D ) または偏差です。磁北を向いて、磁場が水平面となす角度は傾斜( I ) または磁気伏角です。磁場の強度( F ) は、磁場が磁石に及ぼす力に比例します。もう 1 つの一般的な表現は、 X (北)、Y (東)、Z (下) 座標です。 ^[13]

磁場の強さはガウス（G）で測定されることが多いが、一般的にはマイクロテスラ（μT）で報告され、1 G = 100 μTである。ナノテスラはガンマ（γ）とも呼ばれる。地球の磁場の範囲は約22～67 μT（0.22～0.67 G）である。^[14]比較すると、強力な冷蔵庫の磁石の磁場は約10,000 μT（100 G）である。^[15]

強度等高線図は等力図と呼ばれます。世界磁気モデルが示すように、強度は極から赤道に向かって減少する傾向があります。強度が最小になるのは南アメリカ上空の南大西洋異常域で、強度が最大になるのはカナダ北部、シベリア、オーストラリア南部の南極海岸です。^[16]

磁場の強度は時間とともに変化する。リバプール大学による2021年の古地磁気研究は、地球の磁場が2億年ごとに強度を変えて循環していることを示す証拠の増加に貢献した。筆頭著者は「既存のデータセットと併せて検討すると、私たちの研究結果は、地球深部のプロセスに関連する地球の磁場の強度に約2億年の周期があることを裏付けている」と述べた。^[17]

傾斜は、-90° (上) から 90° (下) までの値をとる角度で表されます。北半球では、磁場は下を向いています。磁場は北磁極では真下にあり、緯度が下がるにつれて上向きに回転し、磁気赤道で水平 (0°) になります。磁場は上向きに回転し続け、南磁極で真上になります。傾斜は、傾斜円で測定できます。

地球の磁場の等 傾斜線図（傾斜等高線図）を以下に示します。

偏角は、磁界が真北に対して東に偏っている場合に正になります。磁北と磁極の方向を天の極の方向と比較することで推定できます。地図には通常、偏角に関する情報が角度で記載されているか、磁北と真北の関係を示す小さな図が含まれています。ある地域の偏角に関する情報は、等角線 (各線が固定偏角を表す等高線) の図表で表すことができます。

• 
  強度
• 
  傾斜
• 
  偏角

地球の表面付近では、地球の磁場は、地球の中心に位置し、地球の自転軸に対して約 11° の角度で傾いている磁気双極子の磁場によってほぼ近似できます。^[18]双極子は、南極が地磁気の北極を向いている強力な棒磁石とほぼ同等です。 ^[19]これは意外に思われるかもしれませんが、磁石の北極がこのように定義されるのは、自由に回転すると、ほぼ北（地理的な意味で）を指すためです。磁石の北極は他の磁石の南極を引き付け、北極を反発するため、地球の磁石の南極に引き付けられる必要があります。ほとんどの場所では、双極子磁場が磁場の 80～90% を占めています。^[13]

歴史的に、磁石の北極と南極は、地球の磁場によって最初に定義され、その逆ではありませんでした。これは、磁石の最初の用途の 1 つが方位磁針であったためです。磁石の北極は、磁石が自由に回転できるように吊り下げられているときに、地球の北磁極に引き付けられる極として定義されます。反対の極は引き合うため、地球の北磁極は実際には磁場の南極 (磁場が地球に向かって下向きに向いている場所) です。^{[20] [21] [22] [23]}

磁極の位置は、少なくとも2つの方法で定義できます。ローカルまたはグローバルです。^[24]ローカルな定義は、磁場が垂直になる点です。^[25]これは傾斜を測定することで決定できます。地球の磁場の傾斜は、北磁極で90°（下向き）、南磁極で-90°（上向き）です。2つの磁極は互いに独立して移動し、地球上で互いに正反対ではありません。北磁極については、年間最大40キロメートル（25マイル）の移動が観測されています。過去180年間で、北磁極は北西方向に移動しており、 1831年にはブーシア半島のアデレード岬から、 2001年にはレゾリュート湾から600キロメートル（370マイル）に移動しました^。[26]磁気赤道は傾斜がゼロ（磁場が水平）になる線です。

地球磁場の全体的な定義は、数学モデルに基づいています。地球の中心を通る線を、最もよく適合する磁気双極子のモーメントと平行に引いた場合、その線が地球の表面と交差する 2 つの位置は、北磁極と南磁極と呼ばれます。地球の磁場が完全に双極子である場合、地磁気極と磁気傾斜極は一致し、コンパスはそれらの方向を指します。ただし、地球の磁場には非双極子の寄与が大きく、そのため極は一致せず、コンパスは通常、どちらにも向きません。

地球の磁場は、表面では主に双極子磁場ですが、太陽風によってさらに外側に歪んでいます。太陽風は、太陽のコロナから放出され、毎秒200～1000キロメートルの速度で加速する荷電粒子の流れです。太陽風は磁場、つまり惑星間磁場（IMF）を運びます。^[27]

太陽風は圧力を及ぼし、もし地球の大気圏に到達すれば、それを侵食するだろう。しかし、地球の磁場の圧力によって、太陽風は地球の大気圏に近づかない。磁気圏境界は、圧力が均衡する領域である磁気圏界面である。磁気圏はその名前にもかかわらず、非対称であり、太陽側は 地球半径の約10倍であるが、もう一方の側は地球半径の200倍を超えて伸びる磁気圏尾部となっている。^[28]磁気圏界面の太陽側には、太陽風が急激に減速する領域であるバウショック がある。 ^[27]

磁気圏内にはプラズマ圏があり、これは低エネルギーの荷電粒子、つまりプラズマを含むドーナツ型の領域である。この領域は高度 60 km から始まり、地球半径の 3 ～ 4 倍まで広がり、電離層を含む。この領域は地球とともに回転する。^{[28]また、}ヴァン・アレン放射線帯と呼ばれる同心円状のタイヤ型の領域が 2 つあり、高エネルギーイオン (エネルギー 0.1 ～ 10  MeV ) が存在する。内側のベルトは地球半径の 1 ～ 2 倍外側にあり、外側のベルトは地球半径の 4 ～ 7 倍外側にある。プラズマ圏とヴァン・アレン帯は部分的に重なり合っており、重なり合う範囲は太陽活動によって大きく変化する。^[29]

地球の磁場は太陽風を偏向させるだけでなく、主に太陽系外からやってくる高エネルギー荷電粒子である宇宙線を偏向させる。多くの宇宙線は太陽の磁気圏、つまり太陽圏によって太陽系外に遮断されている。^[30]対照的に、月にいる宇宙飛行士は放射線被曝の危険がある。2005年の特に激しい太陽噴火の際に月面にいた人は、致死量の放射線を浴びていたであろう。^[27]

荷電粒子の一部は磁気圏内に入り込みます。これらの粒子は磁力線の周りを螺旋状に動き、1秒間に数回両極間を往復します。さらに、正イオンはゆっくりと西に流れ、負イオンは東に流れ、環状電流が発生します。この電流は地球表面の磁場を弱めます。^{[27]電離層を貫通してそこにある原子と衝突する粒子は}オーロラの光を発生させ、 X線も放出します。^[28]

宇宙天気として知られる磁気圏内の変動する状況は、主に太陽活動によって引き起こされる。太陽風が弱いと磁気圏は膨張し、強いと磁気圏は圧縮され、より多くの磁気が入り込む。特に活動が激しい時期は、太陽上でコロナ質量放出が起こり、太陽系に衝撃波が送られるときに、地磁気嵐と呼ばれる。このような波は、わずか2日で地球に到達する。地磁気嵐は大きな混乱を引き起こす可能性がある。2003年の「ハロウィーン」嵐は、 NASAの衛星の3分の1以上に損害を与えた。記録されている最大の嵐は、 1859年に発生したカリントン・イベントである。この嵐は、電信線を混乱させるほどの強い電流を誘導し、オーロラはハワイの南まで報告された。^{[27] [31]}

地磁気は数ミリ秒から数百万年までの時間スケールで変化します。より短い時間スケールの変化は主に電離層（電離層ダイナモ領域）と磁気圏の電流から生じ、一部の変化は地磁気嵐や電流の日々の変動に起因する可能性があります。1年以上の時間スケールの変化は主に地球内部、特に鉄分を多く含む核の変化を反映しています。^[13]

地球の磁気圏は太陽フレアの影響を受け、地磁気嵐が発生し、オーロラ現象が頻繁に発生します。磁場の短期的な不安定性はK指数で測定されます。^[32]

THEMISのデータは、太陽と地球の磁気方向が一直線になると、太陽風と相互作用する磁場が減少することを示している。これは以前の仮説とは逆である。今後の太陽嵐の際には、停電や人工衛星の障害を引き起こす可能性がある。^[33]

地球の磁場が1年以上の期間にわたって変化することを永年変化といいます。数百年にわたって、磁気偏角は数十度にわたって変化することが観測されています。^[13]このアニメーションは、過去数世紀にわたって地球全体の偏角がどのように変化したかを示しています。^[34]

双極子の方向と強度は時間とともに変化します。過去2世紀にわたって、双極子の強度は1世紀あたり約6.3%の割合で減少しています。^[13]この減少率では、約1600年後には磁場は無視できるほど小さくなります。^[35]しかし、この強度は過去7000年間の平均であり、現在の変化率は異常ではありません。^[36]

永年変化の非双極子部分における顕著な特徴は、年間約0.2°の割合で西方へのドリフトである。 ^[35]このドリフトはどこでも同じではなく、時間の経過とともに変化している。地球全体の平均ドリフトは西暦1400年頃から西方へのドリフトだが、西暦1000年から1400年の間は東方へのドリフトとなっている。^[37]

考古学や地質学の資料には、磁気観測所以前の変化が記録されている。このような変化は古地磁気永年変化または古地磁気永年変化（PSV）と呼ばれる。記録には通常、地磁気の偏りや逆転を反映した、長期間にわたる小さな変化と時折の大きな変化が含まれる。 ^[38]

1995年にオレゴン州スティーンズ山で行われた溶岩流の研究では、地球の歴史上、磁場が1日あたり最大6度の割合で変化したことが示唆されたが、これは驚くべき結果だった。^[39]しかし、2014年に元の著者の1人が新たな研究を発表し、その結果は磁場の変化ではなく、溶岩の継続的な熱消磁によるものであることが判明した。^[40]

2020年7月、科学者らは、シミュレーションと最近の観測フィールドモデルの分析により、地球の磁場の方向変化の最大速度が年間約10°に達したことを示したと報告した。これは、現在の変化のほぼ100倍、これまで考えられていたよりも10倍速い。^{[41] [42]}

一般的に地球の磁場はほぼ双極子で、その軸は自転軸とほぼ一直線になっているが、時折、北磁極と南磁極が入れ替わることがある。こうした地磁気逆転の証拠は、玄武岩、海底から採取した堆積物コア、海底磁気異常の中に見ることができる。 ^[43]逆転は時間的にほぼランダムに発生し、逆転の間隔は10万年未満から5000万年にも及ぶ。最も最近の地磁気逆転はブリュンヌ・松山逆転と呼ばれ、約78万年前に発生した。^{[26] [44]}関連した現象である地磁気エクスカーションでは、双極子軸が赤道を横切ってから元の極性に戻る。^{[45] [46]}ラシャンプ・イベントはエクスカーションの一例で、最終氷期（4万1000年前）に発生した。

過去の磁場は、永久磁気モーメントを運ぶことができる磁鉄鉱などの強磁性鉱物、特に酸化鉄によって主に記録されます。この残留磁化、または残留磁気は、複数の方法で獲得できます。溶岩流では、小さな鉱物が冷えると磁場の方向が「凍結」し、熱残留磁化が発生します。堆積物では、磁性粒子の向きが海底や湖底に堆積するにつれて磁場に向かってわずかに偏ります。これを堆積残留磁化と呼びます。^[8]

熱残留磁化は、中央海嶺周辺の磁気異常の主な原因である。海底が広がると、マントルからマグマが湧き上がり、冷えて海嶺の両側に新しい玄武岩質地殻を形成し、海底の拡大によって運び去られる。冷えると、マグマは地球の磁場の方向を記録する。地球の磁場が反転すると、新しい玄武岩は逆方向を記録する。その結果、海嶺を中心に対称的な一連の縞模様ができる。海面上で磁力計を曳航する船は、これらの縞模様を検出し、その下の海底の年代を推測することができる。これにより、過去に海底が拡大した速度に関する情報が得られる。^[8]

溶岩流の放射年代測定は地磁気極性の時間スケールを確立するために使用されており、その一部が画像に示されています。これは地磁気層序学の基礎を形成し、地質学的相関技術であり、堆積層と火山層の両方と海底磁気異常の年代測定に使用できます。^[8]

オーストラリアの古始生代溶岩と南アフリカの礫岩の古地磁気研究では、磁場は少なくとも約34億5000万年前から存在していたと結論付けられています。^{[47] [48] [49]} 2024年に研究者らは、グリーンランドで37億年前にはすでに磁場が存在していたという証拠を発表しました。^[50]

1800 年代後半から 1900 年代以降にかけて、地磁気全体が弱くなってきています。現在の大きな劣化は 10 ～ 15% の低下に相当し、2000 年以降は加速しています。地磁気の強度は、西暦 1 年頃から、現代​​の値より 35% 高い最大値からほぼ継続的に低下しています。岩石に記録された過去の磁場の記録からわかるように、減少率と現在の強度は通常の変動範囲内です。

地球の磁場は、不均一な（一見ランダムな）変動の性質を持っています。瞬間的な測定や、数十年または数世紀にわたる複数の測定では、磁場の強度の全体的な傾向を推定するのに十分ではありません。磁場は、過去に不明な理由で上下しています。また、双極子磁場の局所的な強度（またはその変動）に注目するだけでは、地球の磁場を全体として特徴付けるのに十分ではありません。なぜなら、地球の磁場は厳密には双極子磁場ではないからです。地球の磁場の双極子成分は、磁場全体が同じか増加する場合でも、減少する可能性があります。

地球の磁北極は現在、カナダ北部からシベリアに向かって加速的に移動しており、1900年代初頭には年間10キロメートル（6.2マイル）だったのが、2003年には年間40キロメートル（25マイル）まで加速している^[26]。その後も加速する一方である。^{[51] [52]}

地球の磁場は、地球の中心核から逃げる熱による対流によって生み出される、中心核の導電性鉄合金内の電流によって生成されると考えられています。

地球や太陽系のほとんどの惑星、太陽や他の恒星はすべて、電気を通す流体の動きを通じて磁場を発生させます。^[54]地球の磁場は、その核で発生します。これは、約3400 km（地球の半径は6370 km）まで広がる鉄合金の領域です。半径1220 kmの固体の内核と液体の外核に分かれています。^[55]外核の液体の動きは、約6,000 K（5,730 °C、10,340 °F）の内核から、約3,800 K（3,530 °C、6,380 °F）の核マントル境界への熱流によって引き起こされます。 ^[56] 熱は、重い物質が中心核に向かって沈んでいくことで放出される位置エネルギー（惑星分化、鉄の破局）と、内部の放射性元素の崩壊によって発生します。流れのパターンは、地球の自転と固体の内核の存在によって構成されています。^[57]

地球が磁場を生成するメカニズムは、地球ダイナモとして知られています。^[54]磁場はフィードバックループによって生成されます。電流ループは磁場を生成します（アンペールの回路法則）。変化する磁場は電場を生成します（ファラデーの法則）。そして、電場と磁場は電流に流れる電荷に力を及ぼします（ローレンツ力）。^{[58]これらの効果は、}磁気誘導方程式と呼ばれる磁場の偏微分方程式で組み合わせることができます。

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

ここでuは流体の速度、Bは磁場B、η = 1/σμは磁気拡散率で、電気伝導率σと透磁率μの積の逆数です。^[59] ∂B /∂tの 項は時間に関する場の偏微分、 ∇2はラプラス演算子、∇×^は回転演算子、×はベクトル積です。

誘導方程式の右辺の最初の項は拡散項である。静止した流体では磁場は減少し、磁場の集中は拡散する。地球のダイナモが停止した場合、双極子部分は数万年で消滅するだろう。^[59]

完全導体（）では拡散は起こらない。レンツの法則によれば、磁場の変化は直ちに電流によって阻止されるため、一定量の流体を流れる磁束は変化しない。流体が移動すると、磁場もそれとともに移動する。この効果を説明する定理は、磁場凍結定理と呼ばれる。導電率が有限の流体であっても、流体が変形するように移動すると、磁力線が伸びて新しい磁場が発生する。このプロセスは、磁場の強さが増すにつれて流体の動きに抵抗しなければ、新しい磁場を無限に生成し続けることができる。^[59]${\displaystyle \sigma =\infty \;}$

流体の運動は対流によって維持され、その運動は浮力によって駆動される。地球の中心に向かって温度が上昇し、下層では流体の温度が高いため浮力が生じる。この浮力は化学分離によって強化される。中心核が冷えると、溶けた鉄の一部が凝固して内核に付着する。その過程で、より軽い元素が流体に残り、流体が軽くなる。これを組成対流という。惑星全体の自転によって引き起こされるコリオリの力によって、流れは南北の極軸に沿って一列に並んだロール状に組織化される傾向がある。^{[57] [59]}

ダイナモは磁場を増幅できるが、始動するには「種」となる磁場が必要である。^[59]地球の場合、これは外部磁場であった可能性がある。太陽は歴史の初期にT-タウリ期を経験しており、その太陽風の磁場は現在の太陽風よりも桁違いに大きかった。^[60]しかし、磁場の大部分は地球のマントルによって遮蔽されている可能性がある。別の発生源としては、化学反応や熱伝導率や電気伝導率の変化によって駆動されるコア-マントル境界の電流がある。このような効果は、地球ダイナモの境界条件の一部である小さなバイアスを依然として提供する可能性がある。^[61]

地球の外核の平均磁場は25ガウスと計算されており、これは地表の磁場の50倍の強さである。^[62]

コンピュータで地球ダイナモをシミュレートするには、地球内部の磁気流体力学(MHD)に関する一連の非線形偏微分方程式を数値的に解く必要がある。MHD 方程式のシミュレーションは 3D グリッドのポイント上で実行され、グリッドの細かさはソリューションの現実性を部分的に決定するが、主にコンピュータの能力によって制限される。何十年もの間、理論家は流体の動きを事前に選択し、磁場への影響を計算する運動学的ダイナモコンピュータ モデルの作成に限定されていた。運動学的ダイナモ理論は主に、さまざまな流れの形状を試し、そのような形状がダイナモを維持できるかどうかをテストすることであった。^[63]

最初の自己無撞着ダイナモモデルは、流体の運動と磁場の両方を決定するモデルであり、1995年に日本^[64]と米国[ ^{1]の2つのグループによって開発されました。 [65]}後者は、地磁気の逆転を含む地球の磁場のいくつかの特性をうまく再現したことで注目を集めました。^[63]

海洋は地球の磁場に寄与している。海水は電気伝導体であるため、磁場と相互作用する。潮汐が海盆の周りを循環するにつれ、海水は基本的に地磁気線を引っ張ろうとする。塩水は導電性がわずかであるため、相互作用は比較的弱い。最も強い成分は、1日に約2回発生する通常の月の潮汐（M2）によるものである。その他の寄与は、海のうねり、渦、さらには津波によるものである。^[66]

相互作用の強さは海水の温度にも依存します。現在では、地球の磁場の観測から海に蓄えられた熱のすべてを推測することができます。^{[67] [66]}

電離層に誘導された電流は磁場（電離層ダイナモ領域）を生成する。このような磁場は常に大気が太陽に最も近い場所の近くで生成され、日々の変化を引き起こし、地表の磁場を最大1°偏向させる。磁場強度の典型的な1日の変動は約25nT（2000分の1）で、数秒間の変動は通常約1nT（50,000分の1）である。^[68]

地球の磁場の強さは1832年にカール・フリードリヒ・ガウスによって測定され^[69]、それ以来繰り返し測定され、過去150年間で約10％の相対的減衰を示している。^[70]マグサット衛星とその後の衛星は、3軸ベクトル磁力計を使用して地球の磁場の3次元構造を調査した。後のエルステッド衛星は、南アフリカの西の大西洋の下で代替極を生み出していると思われる動的な地球ダイナモの作用を示す比較を可能にした。^[71]

政府は、地球の磁場の測定を専門とする部署を運営することがあります。これらは地磁気観測所と呼ばれ、通常は国立地質調査所の一部です。たとえば、英国地質調査所のエスクダレミュア観測所などです。このような観測所は、通信、電力、その他の人間の活動に影響を及ぼすことがある磁気嵐などの磁気状態を測定および予測できます。

世界中の 100 を超える相互接続された地磁気観測所を持つ国際リアルタイム磁気観測ネットワークは、1991 年以来地球の磁場を記録してい ます。

軍は、水中に沈んだ潜水艦などの大きな金属物体によって引き起こされる可能性のある自然背景の異常を検出するために、地域の地磁気特性を決定します。通常、これらの磁気異常検出器は、英国のニムロッドなどの航空機で飛行するか、水上艦艇から機器または機器の配列として曳航されます。

商業的には、地球物理 探査会社も磁気検出器を使用して、クルスク磁気異常などの鉱体から自然に発生する異常を特定しています。

磁力計は、鉄の遺物、窯、ある種の石造物、さらには考古学的地球物理学における溝や貝塚によって引き起こされる地球の磁場のわずかな偏差を検出する。第二次世界大戦中に潜水艦を探知するために開発された航空機搭載型磁気異常検出器を改造した磁気機器を使用して、^[73]海底全体の磁気変動がマッピングされた。海底を構成する鉄分を多く含む火山岩である玄武岩^[74]には、強力な磁性鉱物（磁鉄鉱）が含まれており、局所的にコンパスの読みを歪める可能性がある。この歪みは、18世紀後半にアイスランドの船乗りによって早くも認識されていた。^[75]さらに重要なことは、磁鉄鉱の存在により玄武岩に測定可能な磁気特性が与えられるため、これらの磁気変動が深海底を研究する別の手段を提供していることである。新しく形成された岩石が冷却されると、そのような磁性物質が地球の磁場を記録する。^[75]

磁場の各測定は特定の場所と時間に行われます。他の場所と時間における磁場の正確な推定が必要な場合は、測定値をモデルに変換し、そのモデルを使用して予測を行う必要があります。

地球磁場の地球規模の変動を分析する最も一般的な方法は、測定値を球面調和関数の集合に当てはめることです。これは、カール・フリードリヒ・ガウスによって初めて行われました。^[76]球面調和関数は、球面の表面上で振動する関数です。これらは、緯度に依存する関数と経度に依存する関数の積です。経度の関数は、北極と南極を通過する 0 個以上の大円に沿って 0 です。このような節線の数は、次数 mの絶対値です。緯度の関数は、0 個以上の緯度円に沿って 0 です。これに次数を足すと、次数ℓに等しくなります。各調和関数は、地球の中心における磁荷の特定の配置に相当します。単極子は孤立した磁荷で、これまで観測されたことはありません。双極子は、互いに接近した 2 つの反対の電荷に相当し、四極子は、互いに接近した 2 つの双極子に相当します。四極子場は、右下の図に示されています。^[13]

球面調和関数は、特定の特性を満たす任意のスカラー場（位置の関数）を表すことができます。磁場はベクトル場ですが、直交座標系X、Y、Zで表すと、各成分は磁気ポテンシャルと呼ばれる同じスカラー関数の導関数になります。地球の磁場の解析では、通常の球面調和関数の修正版を使用しますが、これは乗法係数によって異なります。磁場測定値に最小二乗近似すると、地球の磁場は球面調和関数の合計として得られ、各球面調和関数に最もよく適合する ガウス係数 g _m ^ℓまたはh _m ^ℓを乗じた値になります。^[13]

最低次のガウス係数g ₀ ⁰は孤立した磁荷の寄与を与えるのでゼロである。次の3つの係数g ₁ ⁰、g ₁ ¹、h ₁ ¹は双極子の寄与の方向と大きさを決定する。最も適合する双極子は、前述のように回転軸に対して約10°の角度で傾いている。^[13]

球面調和解析は、複数の高度で測定が可能な場合（地上観測所や衛星など）、内部ソースと外部ソースを区別するために使用できます。その場合、係数g _m ^ℓまたはh _m ^ℓを持つ各項は、半径とともに1/ r ^ℓ+1に減少する項と、半径とともにr ^ℓに増加する項の 2 つに分割できます。増加する項は外部ソース（電離層と磁気圏の電流）に適合します。ただし、数年にわたって平均すると、外部からの寄与は平均してゼロになります。^[13]

残りの項は、双極子源 ( ℓ=1 )の電位が1/ r ²で低下することを予測する。磁場は電位の導関数であるため、1/ r ³で低下する。四重極項は1/ r ⁴で低下し、高次の項は半径とともにますます急速に低下する。外核の半径は、地球の半径の約半分である。核とマントルの境界の場を球面調和関数に当てはめると、双極子部分は表面で約 8 倍小さくなり、四重極子部分は 16 倍小さくなり、以下同様に小さくなる。したがって、表面では波長の長い成分のみが目立つ。さまざまな議論から、通常は14次以下の項のみが核に由来すると想定されている。これらの波長は約 2,000 km (1,200 マイル) 以下である。より小さな特徴は地殻異常によるものと考えられる。^[13]

国際地磁気・大気圏学会は、国際地磁気基準場（IGRF）と呼ばれる標準的な地球磁場モデルを維持しています。このモデルは5年ごとに更新されます。第11世代のモデルであるIGRF11は、衛星（Ørsted、CHAMP、SAC-C）と世界中の地磁気観測所ネットワークからのデータを使用して開発されました。^[77]球面調和関数展開は、2000年まで10次で120係数で切り捨てられていました。その後のモデルは13次（195係数）で切り捨てられています。^[78]

もう一つの地球磁場モデルは世界磁気モデルと呼ばれ、米国国立環境情報センター（旧国立地球物理データセンター）と英国地質調査所が共同で作成している。このモデルは12次（168係数）で切断され、空間解像度は約3,000キロメートルである。このモデルは米国防総省、英国国防省、米国連邦航空局（FAA）、北大西洋条約機構（NATO）、国際水路機関で使用されているほか、多くの民間ナビゲーションシステムでも使用されている。^[79]

上記のモデルは、コアとマントルの境界にある「メインフィールド」のみを考慮しています。ナビゲーションには一般的に十分ですが、より高精度な使用例では、より小規模な磁気異常やその他の変動を考慮する必要があります。いくつかの例を以下に示します（詳細については、geomag.us の参照を参照してください）。^[80]

• ゴダード宇宙飛行センター（NASAとGSFC）とデンマーク宇宙研究所による「包括的モデリング」（CM）アプローチ。CMは、地上と衛星の情報源からの時間的および空間的解像度が大きく異なるデータを調整しようとします。2022年現在の最新バージョンは2016年のCM5です。メインフィールドプラスリソスフェア（地殻）、M2潮汐、および一次/誘導磁気圏/電離圏変動の個別のコンポーネントを提供します。^[81]
• 米国立環境情報センターは、次数790まで拡張され、波長56キロメートルまでの磁気異常を解析する拡張磁気モデル（EMM）を開発した。これは、衛星、海洋、航空磁気、地上磁気調査からまとめられた。2018年現在、最新バージョンのEMM2017には、欧州宇宙機関のスウォーム衛星ミッションのデータが含まれている。^[82][update]

メインフィールドの歴史的データについては、1900年まで遡ってIGRFを使用することができます。^[78]特殊なGUFM1モデルは、船舶航海日誌を使用して1590年まで遡って推定します。^[83] 古地磁気研究では、紀元前10,000年まで遡るモデルが作成されています。^[84]

鳥やカメなどの動物は地球の磁場を感知し、渡りの際には磁場を使って方向を定めることができます。^[85]一部の研究者は、牛や野生の鹿はリラックスしているときには体を南北に一直線に並べる傾向があるが、高圧電線の下にいるときにはそうしないことを発見しており、これは磁気によるものだと示唆しています。^{[86] [87]他の研究者は2011年に、} Google Earthの異なる画像を使用してもこれらの発見を再現できなかったと報告しました。^[88]

非常に弱い電磁場は、地球の磁場を利用して移動するヨーロッパコマドリやその他の鳴鳥が使用する磁気コンパスを妨害します。鳥に対する電磁場の影響は、電力線や携帯電話の信号が原因ではありません。^[89]代わりに、犯人は 2 kHz から 5 MHz の周波数です。これには、AM ラジオ信号や、企業や個人の家庭で見られる一般的な電子機器が含まれます。^[90]

• 極風
• 地磁気ジャーク
• 地磁気緯度
• 火星の磁場
• 磁気地磁気法
• 隕石
• アルガス作戦
• 土星の環
• 南大西洋異常

• キャンベル、ウォレス H. (2003)。『地磁気入門（第 2 版）』。ニューヨーク:ケンブリッジ大学出版局。ISBN 978-0-521-52953-2。
• メリル、ロナルド T. (2010)。『私たちの磁気地球：地磁気の科学』シカゴ大学出版局。ISBN 978-0-226-52050-6。
• メリル、ロナルド T.; マケルヒニー、マイケル W.; マクファデン、フィリップ L. (1996)。地球の磁場：古地磁気、核、深部マントル。アカデミックプレス。ISBN 978-0-12-491246-5。
• トークス、リサ (1998)。古地磁気の原理と実践。クルーワー。ISBN 978-0-7923-5258-7。

• 地磁気と古地磁気の背景資料。Wayback Machineに 2013-03-03 にアーカイブされています。アメリカ地球物理学連合地磁気および古地磁気セクション。
• 国立地磁気プログラム。米国地質調査所、2011年3月8日。
• BGS 地磁気。地磁気場の監視とモデリングに関する情報。英国地質調査所、2005 年 8 月。
• ウィリアム・J・ブロード、「コンパスは南を指すのか？」ニューヨーク・タイムズ、2004年7月13日。
• ジョン・ローチ、「地球の磁場はなぜ反転するのか？」ナショナルジオグラフィック、2004 年 9 月 27 日。
• 磁気嵐。PBS NOVA、2003年。（極 反転に関する編集）
• 北が南に行くとき。科学計算プロジェクト、1996 年。
• 偉大な磁石、地球、デイビッド・P・スターンによる地球の磁場の発見の歴史。
• 地球磁気圏の探査 2013-02-14 にWayback Machineでアーカイブ、David P. Stern と Mauricio Peredo による教育ウェブサイト
• 国際地磁気基準場 2011
• 地球磁場の世界的な進化/異常 アーカイブ: 2016-06-24 at the Wayback Machineスイープは 10 年間隔で 10° ステップです。データ元: チューリッヒ工科大学地球物理学研究所 アーカイブ: 2007-10-31 at the Wayback Machine
• 地球の磁場のパターンは 1,000 年単位で進化しています。2018 年7 月 20 日にWayback Machineにアーカイブされました。2017 年 7 月 19 日
• チャールズ・クリー (1911)。「地球の磁気」 。ヒュー・チザム(編) 著。ブリタニカ百科事典。第 17 巻 (第 11 版)。ケンブリッジ大学出版局。353 ～ 385 ページ。（数十の表といくつかの図を含む）