A földi mágneses mező a Földet körülvevő és átható mágneses tér, amely három fő összetevőből áll. bélyegkép|459x459px|A Föld mágneses mezeje és a Nap: A bolygó magnetoszférája leárnyékolja a Föld felszínét a napszél töltött részecskéitől (nem méretarányos, szemléltető ábrázolás). A mágneses mező mintegy 95%-át a Föld külső, folyékony vas–nikkel magjában működő geodinamó hozza létre. Ez a dinamómechanizmus az olvadt anyag mozgása nyomán elektromos áramokat indukál, amelyek kiterjedt mágneses teret gerjesztenek. A fő mágneses komponens lassú időbeli változásoknak van kitéve, és tízezres évek skáláján a felszínen közelítőleg egy ferde mágneses dipólus alakját ölti, amelynek tengelye mintegy 11,3°-kal tér el a Föld forgástengelyétől. Hosszabb időszakok között geomágneses kitérések (exkurziók) is előfordulnak, amelyek akár pólusváltásokhoz (poláris inverziókhoz) is vezethetnek.
A második összetevő a Föld környezetében lévő elektromos áramokhoz kapcsolódik, amelyek az ionoszférában és a magnetoszférában keletkeznek. Ez a rész a felszíni mágneses tér teljes intenzitásának körülbelül 1–3%-át adja. Az ionoszférában a szelek által keltett elektromos áramok napi és éves periodicitást mutatnak (ún. sq-effektus), míg a magnetoszféra alakját és erőterét a napszél befolyásolja: a Földet a napszél a nappali oldalon összenyomja, az éjszakai oldalon pedig hosszú mágneses farokká nyújtja. Az így létrejövő geomágneses viharok gyors változásokat okoznak a mágneses térben, ami egyrészt sarki fényekhez vezet, másrészt megzavarhatja a rádiós kommunikációt és a navigációs rendszereket.bélyegkép|jobbra|258x258px|Gömb mágneses mezeje
A harmadik komponens a földkéregben rögzült, ún. remanens mágnesezettségből származik. Ez a rész térben erősen változó, és a felszín közelében a helyi kőzetek, különösen az érctelepek mágneses tulajdonságai határozzák meg. Ezek a lokális „anomáliák” a teljes mágneses tér néhány százalékát is kitehetik. A remanens mágnesezettség csak geológiai időskálán változik jelentősen.
A Föld legősibb ásványaiban, a több mint négy milliárd éves cirkonokban kimutatott ferromágneses zárványok arra utalnak, hogy a földi mágneses mező már a bolygó kialakulásának korai szakaszában is létezett. A különböző kőzetformációk mágneses irányultsága alapján a földtörténet során számos pólusváltás rekonstruálható, amit a magnetosztratigráfia vizsgál.
A földi mágneses tér erőssége és iránya a földrajzi helyzettől függ. Németországban például a vízszintes komponens mintegy 20 mikrotesla, a függőleges pedig körülbelül 44 mikrotesla. A mágneses mező irányultsága a mágneses déltől a mágneses észak felé mutat. A Föld mágneses pólusai a földrajzi Északi-sark, illetve a földrajzi Déli-sark közelében találhatók. A mágneses tengely és a forgástengely közötti eltérés következtében a mágneses deklináció a Föld különböző pontjain más és más.
A mágneses tér több tízezer kilométerre terjed ki az űrbe, és ezt a térséget magnetoszférának nevezzük. A magnetoszféra a Földet védi a napszél töltött részecskéinek jelentős részétől, és egyben fontos szerepet játszik a sugárzási övek kialakulásában is.
A földi mágneses mezőt a geofizika számos területén felhasználják, többek között a geofizikai kutatásban, az ásványkutatásban, valamint a navigációban és az iránytű működésének alapjaként.
Kutatástörténet bélyegkép|Az inklinációs térkép 1860-ból|343x343px bélyegkép|A Föld mágneses inklinációs térképe 2010-ben. A zöld, 0°-os izoklína jelöli a mágneses egyenlítőt.|386x386px
A kínaiak és a mongolok már több mint ezer évvel ezelőtt felismerték, hogy a mágnesezett testek észak felé mutatnak. Az iránytű (vagyis a „száraz” kompasz) 12. századi feltalálását követően vált lehetővé a földi mágneses tér egyes komponenseinek – például a deklinációnak és az inklinációnak a minőségi mérése.
1600-ban az angol orvos és természettudós William Gilbert megjelentette De Magnete című művét, amelyben elsőként ismerte fel, hogy a Föld maga a kompassz tűjének irányultságát meghatározó mágneses tér forrása. Néhány évtizeddel később Henry Gellibrand londoni mérései kimutatták, hogy a földi mágneses tér nem állandó, hanem időben lassan változik.
A 18–19. század fordulóján Alexander von Humboldt végzett rendszeres méréseket a porosz bányászatban és tudományos expedíciói során. Carl Friedrich Gauß Göttingenben létrehozta az első geofizikai obszervatóriumot, és 1832-ben megalkotta az első nagy érzékenységű magnetométert. Felismerte, hogy a mágneses tér időbeli változásainak okait csak világszerte, egyidejűleg végzett mérésekből lehet meghatározni. Ennek érdekében megalapította a Mágneses Egyesületet, amely a brit Royal Society (Sir John Henry Lefroy közreműködésével) támogatásával 1836-tól kezdve gyűjtött adatokat. Gauß és Wilhelm Eduard Weber ezek feldolgozásával 1839-ben kimutatták, hogy a statikus mágneses tér fő része a Föld belsejéből származik, míg a rövid távú változások külső eredetűek.
1841-ben James Clark Ross Antarktisz-kutató expedíciója során közelítő számítással meghatározta a mágneses Déli-sark földrajzi helyzetét.
Nemzetközi mérési kampányokat rendeztek az 1882–1883-as, az 1932–1933-as, valamint az 1957–1958-as Nemzetközi Geofizikai Év idején is. Ezek során a korábbi, mechanikus magnetométereket – mint a mágneses mérlegek és a torziós eszközök – fokozatosan felváltották az indukciós és atomelven működő (szaturációs magos, fluxgate-szondás, protonos és céziumos) magnetométerek.
A német iparban a precíziós mérőműszerek fejlesztése szorosan összefonódott a kutatással, különösen a potsdami Askania-gyár tevékenységével. Adolf Schmidt mágneses mérlege (Schmidtsche Feldwaage) világszerte elterjedt eszközzé vált, amely a helyi mágneses tér mérése mellett kőzetminták mágnesezettségének meghatározására is alkalmas volt.
A földi mágneses tér térbeli eloszlásáról kezdetben főként a hajózás szolgáltatott adatokat, később azonban ezt a feladatot egyre inkább mesterséges műholdak vették át: Magsat (1980), a dán Ørsted (1999), a négytagú Műhold-flotta (2000), a CHAMP (2000) és a Swarm (2013). E műholdak révén a lassú, globális változások térbeli lefedettsége ma már kiváló, ugyanakkor a gyors, rövid idejű ingadozások megfigyelésében továbbra is nélkülözhetetlenek a világ több mint 200 működő geomágneses obszervatóriuma.
A mágneses tér erőssége és alakja bélyegkép|399x399px|A Föld mágneses terének komponensei dipólus-közelítésben, a földrajzi szélességtől függően. bélyegkép|216x216px|A Föld mágneses terének változása 1900 óta Mollweide-vetületben, az IGRF modell alapján, nanoteslában. bélyegkép|337x337px|A földi mágneses tér gyors változása egy mágneses vihar során (2001. március 31., Ile-Ife, Nigéria) Az Egyenlítő környékén a földi mágneses tér erőssége, vagyis a mágneses fluxussűrűség, mintegy 30 µT (mikrotesla). A pólusok közelében ez az érték megközelítőleg kétszer ekkora. Közép-Európában átlagosan 48 µT mérhető, ebből körülbelül 20 µT a vízszintes, 44 µT pedig a függőleges komponens.
Az iránytű a Föld nagy részén nagyjából a földrajzi észak felé mutat, de az eltérést a valódi északi iránytól deklinációnak (vagy mágneses elhajlásnak) nevezik. Ez a különbség a magas földrajzi szélességeken a legnagyobb és legváltozékonyabb, mivel a geomágneses pólusok nem esnek egybe a földrajzi pólusokkal. A geomágneses „északi pólus” fizikailag valójában mágneses déli pólusnak felel meg.
Már a közepes földrajzi szélességeken is a függőleges komponens (a képen bíbor színnel) erősebb, mint a vízszintes (sárga), ami azt jelenti, hogy a mágneses inklináció meghaladja a 45°-ot – például Németországban körülbelül 60°. Az inklinációs térképeken a mágneses erővonalak dőlésszöge az adott hely földrajzi helyzetétől függ. Ha összekötjük azokat a pontokat, ahol a mágneses erővonalak vízszintesen futnak, megkapjuk a mágneses egyenlítőt.
A földi mágneses tér a felszínen mintegy 90%-ban leírható egyetlen mágneses dipólus modellel. Ez a dipólus nem pontosan a földrajzi pólusokhoz igazodik: 2015-ben tengelye körülbelül 9,6°-kal tért el a Föld forgástengelyétől.
Egyszerűsített modellként a Föld mágneses tere egy enyhén megdöntött, a bolygó középpontjától mintegy 450 km-rel eltolódott „rúd mágnesnek” felel meg, amely 140° keleti hosszúság irányába tolódik el (lásd Dél-atlanti anomália). A mágneses dipólusmomentum értéke:
(IGRF-11, 2010)
Éves változása körülbelül
Az SI-mértékegységrendszerben a mágneses dipólusmomentumot szimbólummal, amper-négyzetméterben (A·m²) adják meg, és a mágneses állandó segítségével számítható:
A dipólus közelítésével a mágneses tér nagysága a Föld középpontjától mért távolság () és a mágneses szélesség () függvényében:
A Földköpeny belsejében a mágneses fluxussűrűség a mélységgel jelentősen nő, miközben a tér szerkezete egyre inkább eltér a dipólusmodelltől. A pontosabb közelítésekhez többpólusú modelleket használnak, mint például az aktuális International Geomagnetic Reference Field (IGRF). Ebben a földi teret egy potenciálmező formájában írják le, amelyet gömbfüggvények soraként fejeznek ki. A legfrissebb Gauss-koefficiensek (gml és hml) az IGRF adatbázisban találhatók.
A földi mágneses főtérben, a Föld testén kívül tárolt energia nagyságrendileg 1018 joule, a bolygó belsejében pedig ennél mintegy százszor nagyobb. Pontos értéket nem lehet megadni, mert a mágneses tér forrásai elosztott elektromos áramok, ahol a helyi energiasűrűség különösen nagy, és a „rúd mágnes” egyszerű modellje nem alkalmazható.
A mágneses tér stabilitása
A múltban A paleomágneses kutatások célja a földi mágneses tér múltbeli változásainak rekonstruálása, a kőzetekben fennmaradt remanens nyomok alapján. Az óceáni kéreg – amely jellemzően 100 millió évnél fiatalabb – mágneses vizsgálatai részletes képet adnak a Föld közelmúltbeli mágneses történetéről. Ezekből kiderül, hogy a fő mágneses tér hosszabb időszakokon át viszonylag stabil marad, de intenzitása ingadozik, és a geológiai idők során többször is megfordult.
Pólusváltások A mágneses pólusváltások (vagy pólusugrások) átlagosan 250 000 évente következtek be. A legutóbbi körülbelül 780 000 évvel ezelőtt történt, az úgynevezett Brunhes–Matuyama-pólusváltás idején.Arnold Hanslmeier: Habitability and Cosmic Catastrophes. Springer, Berlin, 2009, , p. 22. A legkorábbi ismert pólusváltás mintegy 3,25 milliárd évvel ezelőtt zajlott le.
A teljes pólusváltásoknál gyakoribbak az úgynevezett geomágneses kitérések, amikor a mágneses tér rövid időre legyengül, majd ugyanabba az irányba áll vissza. Az elmúlt 10–78 ezer évben két ilyen eseményt ismerünk: a Laschamp-eseményt és a Mono Lake-kitérést.N.R. Nowaczyk et al.: Dynamics of the Laschamp geomagnetic excursion from Black Sea sediments. Earth and Planetary Science Letters, 351–352, 2012, pp. 54–69. doi:10.1016/j.epsl.2012.06.050. Az ilyen kitérések során a mágneses tér néhány ezer év alatt gyengül le és erősödik vissza; maga a fordulat azonban ennél sokkal rövidebb ideig, akár évszázadok alatt is lezajlhat. Ilyenkor a mágneses dipólus jellege megszűnik, és több gyenge „pólusfolt” jelenhet meg, akár az alacsonyabb földrajzi szélességeken is. Az Appenninek tavi üledékeiből származó adatok szerint a Brunhes–Matuyama-váltás kevesebb mint száz év alatt ment végbe.
A jelenben bélyegkép|A mágneses északi pólus gyors vándorlása az elmúlt évtizedekben A Föld mágneses pólusai nem állandó helyzetűek. Az arktiszi mágneses pólus jelenleg Kanada északi területein halad évente mintegy 30 km-t északnyugat felé, vagyis naponta körülbelül 90 m-t. A vándorlás sebessége és iránya is folyamatosan változik. A Gauß kora óta eltelt időszakban a földi mágneses tér erőssége mintegy 10%-kal csökkent, ebből az elmúlt száz évben körülbelül 6%-ot – hasonló ütemben, mint a Laschamp-esemény idején.Carlo Laj et al.: Dynamics of the Earth Magnetic Field in the 10–75 kyr Period Comprising the Laschamp and Mono Lake Excursions. Earth and Planetary Science Letters 387, 2014, pp. 184–197. doi:10.1016/j.epsl.2013.11.031.