地球の磁場

地球の磁場は、およそ22 ～ 67 μT (0.22 ～ 0.67 G)の範囲です。^{[ 14 ]}比較すると、強力な冷蔵庫用磁石の磁場は約10,000 μT (100 G)です。^{[ 15 ]}磁場の強さは、より正確には「磁束密度」と呼ばれ、SI単位はテスラ (T)ですが、ガウス (G)も使用でき、1 G = 100 μT です。      

強度等高線の地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。強度の最小値は南アメリカ上空の南大西洋異常帯で発生し、強度の最大値はカナダ北部、シベリア、オーストラリア南部の南極沿岸で発生します。^{[ 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増減させるという証拠の蓄積に貢献した。筆頭著者は、「我々の発見は、既存のデータセットと合わせて考えると、地球深部のプロセスに関連した地球の磁場の強度の約2億年周期の存在を裏付けている」と述べている。^{[ 17 ]}

傾斜角は、-90 °（上向き）から90°（下向き）までの値をとることができる角度で表されます。北半球では、磁場は下向きです。北磁極では真下を向いており、緯度が下がるにつれて上向きに回転し、磁気赤道では水平（0°）になります。その後も上向きに回転し続け、南磁極では真上になります。傾斜角は、ディップサークルで測定できます。

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、真北に対する磁場の東方向へのずれを正の値として表します。偏角は、方位磁針の磁北-南方向と天の北極の方向を比較することで推定できます。地図には通常、偏角が角度として、または磁北と真北の関係を示す小さな図として記載されています。ある地域の偏角に関する情報は、等偏角線（各線が一定の偏角を表す等高線）を用いた図表で表すことができます。

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  強度
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  傾斜
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  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° の角度で傾いた磁気双極子の磁場によって近似できます。^{[ 18 ]}この双極子は、南極が地磁気の北極を指す強力な棒磁石とほぼ同等です。 ^{[ 19 ]}これは意外に思えるかもしれませんが、磁石の北極は、自由に回転できると、おおよそ北（地理的な意味で）を指すため、このように定義されています。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はずです。双極子磁場は、ほとんどの場所で磁場の 80～90% を占めています。^{[ 13 ]}

歴史的に、磁石の北極と南極は、その逆ではなく、地球の磁場によって最初に定義されました。これは、磁石の最初の用途の 1 つは方位磁針としてだったためです。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たときに、北極地域の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その磁場の南極 (磁場が地球に向かって下向きになっている場所) 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。局所的または地球規模です。^{[ 24 ]}局所的な定義は、磁場が垂直になる点です。^{[ 25 ]}これは、傾斜を測定することによって決定できます。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 つの極は互いに独立して移動し、地球上で互いに直接反対の位置にあるわけではありません。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、北磁極は北西方向に移動しており、 1831 年にブーシア半島のケープ アデレードから2001 年にレゾリュート湾から600 キロメートル (370マイル)の地点まで移動しました。 ^{[ 26 ]}磁気赤道は、傾斜がゼロ (磁場が水平) になる線です。  

地球の磁場の全体的な定義は、数学モデルに基づいています。地球の中心を通り、最もよく適合する磁気双極子モーメントに平行な線を引くと、その線が地表と交わる2つの位置が、北極と南極の地磁気極と呼ばれます。地球の磁場が完全に双極子であれば、地磁気極と磁気傾斜極は一致し、方位磁針はそれらの方向を指すはずです。しかし、地球の磁場には双極子以外の成分も大きく含まれているため、極は一致せず、方位磁針は一般的にどちらの方向にも指しません。

地磁気はミリ秒から数百万年までの時間スケールで変化します。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）と磁気圏の電流に起因し、一部の変化は地磁気嵐や電流の日々の変動に起因します。1年以上の時間スケールでの変化は主に地球内部、特に鉄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、太陽フレアによって地磁気嵐が発生し、オーロラが現れるという現象が頻繁に起こる。磁場の短期的な不安定性は、K指数で測定される。^{[ 32 ]}

THEMISのデータによると、太陽風と相互作用する磁場は、太陽と地球の間で磁気方向が一致すると減少することが示されており、これは以前の仮説とは逆である。今後発生する太陽嵐の間、これは人工衛星の停電や障害につながる可能性がある。^{[ 33 ]}

地球の磁場が1年以上の時間スケールで変化することを永年変化と呼びます。数百年にわたって、磁気偏角は数十度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てき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 世紀の間、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 年で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 年間の平均とほぼ同じであり、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の顕著な特徴は、年間約0.2°の割合での西向きのドリフトである。 ^{[ 35 ]}このドリフトはどこでも同じではなく、時間とともに変化してきた。世界平均のドリフトは、西暦1400年頃から西向きであったが、西暦1000年から1400年の間は東向きであった。^{[ 37 ]}

地磁気観測所より以前の変化は、考古学的および地質学的資料に記録されている。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、地磁気の変動や逆転を反映した、時折の大きな変化を伴う、長期間にわたる小さな変化が含まれる。^{[ 38 ]}

1995年にオレゴン州スティーンズ山の溶岩流を調べた研究では、地球の歴史のある時期に磁場が1日に最大6°の速度で変化した可能性が示唆され、驚くべき結果となった。^{[ 39 ]}しかし、2014年に原著者の1人が発表した新しい研究では、この結果は実際に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、科学者たちは、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°に達したことを報告した。これは現在の変化のほぼ100倍、以前考えられていたよりも10倍速い。^{[ 41 ] [ 42 ]}

地球の磁場は一般的にほぼ双極子で、軸は自転軸とほぼ一致していますが、時折、北と南の地磁気極が入れ替わります。これらの地磁気逆転の証拠は、玄武岩、海底から採取された堆積物コア、および海底磁気異常に見られます。 ^{[ 43 ]}逆転は時間的にほぼランダムに発生し、逆転の間隔は 0.1 百万年未満から 5000 万年までです。最も最近の地磁気逆転は、ブルンヘス-松山逆転と呼ばれ、約 78 万年前に発生しました。^{[ 26 ] [ 44 ]}関連する現象である地磁気エクスカーションは、双極子軸が赤道を横切ってから元の極性に戻ります。^{[ 45 ] [ 46 ]}ラシャンプイベントはエクスカーションの一例で、最後の氷河期 (41,000 年前) に発生しました。

過去の磁場は主に、永久磁気モーメントを持つことができる磁鉄鉱などの強い磁性鉱物によって記録されます。この残留磁化、または残留磁化は、複数の方法で獲得できます。溶岩流では、冷却される際に小さな鉱物に磁場の方向が「凍結」され、熱残留磁化が生じます。堆積物では、磁性粒子が海底や湖底に堆積する際に、磁場に向かってわずかに偏向します。これは砕屑残留磁化と呼ばれます。^{[ 8 ]}

熱残留磁化は、中央海嶺周辺の磁気異常の主な原因です。海底が拡大するにつれて、マントルからマグマが湧き上がり、海嶺の両側で冷えて新しい玄武岩質の地殻を形成し、海底拡大によって海嶺から運び去られます。冷えるにつれて、地球の磁場の方向が記録されます。地球の磁場が反転すると、新しい玄武岩は反転した方向を記録します。その結果、海嶺に対して対称な一連の縞模様ができます。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て、その下の海底の年代を推定することができます。これは、過去に海底が拡大した速度に関する情報を提供します。^{[ 8 ]}

溶岩流の放射年代測定は、地磁気極性タイム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、堆積層と火山層の両方、および海底磁気異常の年代測定に使用できる地球物理学的相関技術である磁気層序学の基礎を形成します。 ^{[ 8 ]}

オーストラリアの古始生代の溶岩と南アフリカの礫岩の古地磁気学的研究により、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年には、研究者らはグリーンランドから、磁場が37億年前という早い時期に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、そしてそれ以降にかけて、地磁気は全体的に弱まりつつあります。現在の著しい弱化は10～15%の低下に相当し、2000年以降加速しています。地磁気強度は、西暦1年頃から現代の値より最大で35%高かった状態から、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が示すように、低下率と現在の強度は、通常の変動範囲内です。

地球の磁場は、不均一分散（一見ランダムに見える）変動を特徴としています。瞬間的な測定値、あるいは数十年、数世紀にわたる複数の測定値だけでは、磁場強度の全体的な傾向を推測するには不十分です。過去には、理由は不明ながら、磁場は増減を繰り返してきました。また、地球の磁場は厳密には双極子磁場ではないため、双極子磁場の局所的な強度（あるいはその変動）を観測するだけでは、地球の磁場全体を特徴づけるには不十分です。地球の磁場の双極子成分は、全体の磁場が同じか増加する場合でも減少することがあります。

地球の磁北極は、現在加速している速度でカナダ北部からシベリアに向かって移動しており、1900年代初頭には年間10キロメートル（6.2マイル） 、 2003年には年間40キロメートル（25マイル）に達し、 ^{[ 26 ]}それ以降は加速する一方である。^{[ 51 ] [ 52 ]}  

地球の磁場は、地球の核にある導電性の鉄合金中の電流によって生成されると考えられており、その電流は核から放出される熱による対流によって生じる。

地球と太陽系のほとんどの惑星、太陽や他の恒星はすべて、電気伝導性流体の運動によって磁場を生成します。^{[ 54 ]}地球の磁場は、その核から発生します。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。これは、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 ]}外核の液体の運動は、約6000 K（5730 °C、10340 °F）の内核から、約3800 K（3530 °C、6380 °F）の核とマントルの境界への熱流によって駆動されます。^{[ 56 ]} 熱は、核に向かって沈降する重い物質によって放出される位置エネルギー（惑星分化、鉄のカタストロフィー）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組織化されています。^{[ 57 ]}      

地球が磁場を生成するメカニズムは、ジオ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（アンペールの法則）、変化する磁場は電場を生成し（ファラデーの法則）、電場と磁場は電流で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、磁場に関する偏微分方程式である磁気誘導方程式にまとめることができます。

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

ここで、uは流体の速度、Bは磁場、η = 1/ σμは磁気拡散率であり、電気伝導率σと透磁率μの積の逆数である。^{[ 59 ]} 項∂ B /∂ t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、×はベクトル積である。

誘導方程式の右辺の最初の項は拡散項です。静止流体では、磁場は減少し、磁場の集中は拡散します。地球のダイナモが停止すると、双極子部分は数万年で消滅します。^{[ 59 ]}

完全導体では（${\displaystyle \sigma =\infty \;}$)拡散は起こらないだろう。レンツの法則によれば、磁場の変化は電流によって即座に抵抗されるため、一定体積の流体を通過する磁束は変化しない。流体が移動すると、磁場もそれに伴って移動する。この効果を説明する定理は、磁場凍結定理と呼ばれる。有限の導電率を持つ流体であっても、流体が変形するような動きをすると、磁力線が伸びて新しい磁場が生成される。磁場が強くなると流体の動きに抵抗しない限り、このプロセスは無限に新しい磁場を生成し続けることができる。^{[ 59 ]}

流体の運動は対流によって維持され、対流は浮力によって駆動される運動である。温度は地球の中心に向かって上昇し、下層部の流体の温度が高いため浮力が生じる。この浮力は化学的分離によって強化される。核が冷えると、溶融鉄の一部が固化して内核に付着する。この過程で、より軽い元素が流体中に残され、流体が軽くなる。これは組成対流と呼ばれる。惑星全体の回転によって引き起こされるコリオリ効果は、流れを南北極軸に沿って整列したロール状に組織化する傾向がある。^{[ 57 ] [ 59 ]}

ダイナモは磁場を増幅できますが、開始するには「種」となる磁場が必要です。^{[ 59 ]}地球の場合、これは外部磁場だった可能性があります。太陽はその歴史の初期にTタウリ型段階を経ており、その太陽風は現在の太陽風よりも桁違いに大きな磁場を持っていたと考えられます。^{[ 60 ]}しかし、その磁場の大部分は地球のマントルによって遮蔽された可能性があります。別の発生源としては、化学反応や熱伝導率または電気伝導率の変化によって駆動される核とマントルの境界内の電流が考えられます。このような効果は、地磁気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ります。^{[ 61 ]}

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

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。潮汐が海洋盆地を循環するにつれて、海水は基本的に地磁気力線を引きずり込もうとする。塩水はわずかにしか導電性がないため、相互作用は比較的弱い。最も強い成分は、1日に約2回発生する規則的な月の潮汐（M2）によるものである。その他の寄与は、海洋のうねり、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する。海洋に蓄えられた熱全体は、地球の磁場の観測から推測することができる。^{[ 67 ] [ 66 ]}

電離層で誘導される電流は磁場（電離層ダイナモ領域）を生成します。このような磁場は常に大気が太陽に最も近い場所で生成され、地表磁場を最大1°偏向させるような日々の変化を引き起こします。磁場強度の典型的な日々の変動は約25  nT（2000分の1）で、数秒間の変動は通常約1  nT（50,000分の1）です。^{[ 68 ]}

地球の磁場強度は、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ており、過去150年間で約10%の相対的な減衰を示している[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に別の極を生み出していると思われる動的な地磁気ダイナモが作用していることを示す比較を可能にした^{[ 71 ] 。}

政府は、地球の磁場測定を専門とする機関を運営している場合がある。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あり、例えば英国地質調査所のエスクデールミュア観測所などが挙げられる。こうした観測所は、通信、電力、その他の人間の活動に影響を与えることがある磁気嵐などの磁気状態を測定し、予測することができる。

国際リアルタイム地磁気観測ネットワークは、世界中に100以上の相互接続された地磁気観測所を有し、1991年から地球の磁場を記録している。

軍は、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磁場の異常を検出するために、地域の地磁気特性を測定する。通常、これらの磁気異常探知機は、英国のニムロッドのような航空機に搭載されるか、水上艦艇から単体または複数の機器として曳航される。

商業的には、地球物理探査会社は磁気探知機を使用して、クルスク磁気異常のような鉱床から自然に発生する異常を特定することもある。

磁力計は、考古地球物理学において、鉄製品、窯、一部の石造構造物、さらには溝や貝塚によって引き起こされる地球磁場のわずかなずれを検出します。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空中磁気異常探知機を応用した磁気機器を使用して、^{[ 73 ]}海底の磁気変動がマッピングされています。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、強い磁性を持つ鉱物（磁鉄鉱）が含まれており、局所的に方位磁石の読み取りを歪めることがあります。この歪みは、18世紀後半にはすでにアイスランドの船乗りによって認識されていました。^{[ 75 ]}さらに重要なことに、磁鉄鉱の存在により玄武岩は測定可能な磁気特性を持つため、これらの磁気変動は深海底を研究する別の手段を提供しています。新しく形成された岩石が冷えると、このような磁性物質は地球磁場を記録します。^{[ 75 ]}

磁場の測定値はそれぞれ特定の場所と時間におけるものです。別の場所と時間における磁場の正確な推定値が必要な場合は、測定値をモデルに変換し、そのモデルを用いて予測を行う必要があります。

球面調和関数

地球の磁場のグローバルな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セットに当てはめることです。これはカール・フリードリヒ・ガウスによって最初に行われました。^{[ 76 ]}球面調和関数は、球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、北極と南極を通る0個以上の大円に沿ってゼロになります。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ゼロになります。これに次数を加えたものが次数ℓに等しくなります。各調和関数は、地球の中心における特定の磁荷の配置に相当します。単極子は孤立した磁荷であり、これまで観測されたことはありません。双極子は、互いに反対の電荷が接近した状態に相当し、四極子は、双極子が接近した状態に相当します。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、特定の性質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、デカルト成分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、乗法係数が異なる通常の球面調和関数の修正版を使用します。磁場測定値への最小二乗法によるフィッティングにより、地球の磁場は、それぞれに最適な ガウス係数g _m ^ℓまたはh _m ^ℓを乗じた球面調和関数の和として得られます。^{[ 13 ]}

最も低い次数のガウス係数g ₀ ⁰は孤立した磁荷の寄与を表すため、ゼロになります。次の 3 つの係数g ₁ ⁰、g ₁ ¹、およびh ₁ ¹は、双極子寄与の方向と大きさを決定します。最もよく適合する双極子は、前述のように、回転軸に対して約 10° の角度で傾いています。^{[ 13 ]}