第二章地球磁场
地磁场及其基本要素
第一节地磁场及其基本要素地磁场：地球周围存在的磁场。
地磁场三要素: 磁感应强度磁偏角磁倾角磁感应强度为某地点的磁力大小的绝对值，（磁场强度）是一个具有方向（磁力线方向）和大小的矢量一般在磁两极附近磁感应强度大（约为60μT（微特拉斯）；在磁赤道附近最小（约为30μT ）磁偏角是磁力线在水平面上的投影与地理正北方向之间形成的夹角，即磁子午线与地理子午线之间的夹角。
磁偏角的大小各处都不相同。
在北半球，如果磁力线方向偏向正北方向以东称为东偏，偏向正北方向以西称为西偏。
我国东部地区磁偏角为西偏，甘肃酒泉以西地区为东偏。
磁轴与地球自转轴的夹角现在约为11.5度，1980年实测的磁北极位于北纬78.2度、西经102.9度（加拿大北部），磁南极位于南纬65.5度，东经139.4度（南极洲）。
长期观测证实，地磁极围绕地理极附近进行着缓慢的迁移。
磁倾角是指磁针北端与水平面的交角。
通常以磁针北端向下为正值，向上为负值。
地球表面磁倾角为零度的各点的连线称为地磁赤道；由地磁赤道到地磁北极，磁倾角由0°逐渐变为+90°；由地磁赤道到地磁南极，磁倾角由0°变成-90°。
地球的磁场强度矢量余地磁要素地磁倾角（二）地磁场的组成地磁场由基本磁场、变化磁场和磁异常三个部分组成。
在地球中心假定的磁柱被称为磁偶极子，由它产生的偶极子磁场占地磁场成分的95%以上，是构成稳定地磁场的主体，即地球的基本磁场。
基本地磁场的强度在地表附近较强，向上在空气中逐渐减弱。
说明它主要为地内因素所控制。
变化磁场表现为日变化、年变化、多年(短周期或长周期)变化以及突发性变化主要由于来自地球外部的带电粒子的作用（非偶极磁场，叠加在基本磁场上）太阳是这些带电粒子流的主要来源，而当它的表面出现黑子、耀斑(活动特别强烈的区域)并正对着地球时，便会把大量带电的粒子抛向地球，使迭加在基本磁场上的变化磁场突然增强，使地磁场发生大混乱，出现磁暴。
地球磁场简介
地球磁场简介地球磁场，是指地球固有的磁场环绕整个地球的大气层。
它是地球自身外部大气层中的一部分，具有巨大的影响力和重要的地质学意义。
本文将简要介绍地球磁场的形成原理、结构特征以及其对地球生命和导航系统的重要性。
一、地球磁场的形成原理地球磁场的形成主要与地球内部的物理过程密切相关。
目前认为，地球磁场的主要形成原理可以归结为“地球发电机效应”。
具体而言，地球内部的液态外核和固态内核之间发生的对流和自转运动，以及地球自转产生的科里奥利力，共同作用下使得地球磁场得以维持。
液态外核通过电流环流产生磁场，形成地球的主磁场，而固态内核由于其高导电性质，可产生额外的磁场增长。
二、地球磁场的结构特征地球磁场的结构呈现出复杂而多样的特征。
一般来说，地球磁场可以分为地心磁场和地壳磁场。
地心磁场主要来源于地球内部液态外核产生的磁场，具有全球性和稳定性。
而地壳磁场则是地壳中磁性物质产生的磁场，其强度和方向有较大的变化。
地壳磁场的变动往往受到地壳构造和岩石磁性特征的影响，存在较强的地域性。
三、地球磁场的重要性地球磁场对地球和人类具有重要的意义。
1. 生命起源保护：地球磁场能够很好地抵挡来自太阳的带电粒子流，形成一个磁屏障，使地球上的生命得以保护。
这种保护作用对维持地球生物多样性和镀金健康都至关重要。
2. 导航系统依赖：地球磁场为导航系统的运作提供了基础。
现代航海、航空以及卫星导航系统都依赖地球磁场的信息来确定位置和导航方向。
因此，地球磁场对于人类航行和探索具有不可替代的作用。
3. 环境变化研究：地球磁场中的变化可以反映出地球内部和外部环境变化的信息。
地球磁场可以用来研究地震、火山活动、板块运动等地球动力学过程，以及太阳活动、宇宙射线等与地球相互作用的过程。
4. 地质学探索：地球磁场的测量和研究对于地质学家来说是一种重要的工具和手段。
地球磁场可以用来探测地下矿产资源、构造演化历史、地壳变形等地质学问题，对于研究地球深部结构和地球演化过程具有重要的科学价值。
地磁学原理
三、地磁场随时间变化
1.长期变化（内因为主）
变化规律：磁矩变小，磁极西向飘移
2. 2.短期变化
平 静 变 化 干 扰 变 化
太 阳 日 变 化 太 阴 日 变 化 年 变 化 磁 暴 不 规 则 变 化 湾 形 变 化 ， 沟 形 变 化 短 周 期 变 化
中国地磁图中各地磁要素的分布特点： 中国地磁图中各地磁要素的分布特点： • 垂直强度 ，由南到北从-0.1×10-4T增加至 垂直强度Z，由南到北从 × 增加至 0.56×10-4T。 × 。 • 水平强度 ，由南到北从 ×10-4T减小至 水平强度H，由南到北从0.4× 减小至 0.2l×l0-4T。 × 。 磁倾角I，由南到北从-10 增加至+700。 磁倾角 ，由南到北从 0增加至 • 磁偏角 的零偏线约从新疆与西藏交界处向东 磁偏角D的零偏线约从新疆与西藏交界处向东 南方向延伸，穿过青海， 南方向延伸，穿过青海，并在兰州与成都之西 折向西南方向，再穿过四川、贵州与云南， 折向西南方向，再穿过四川、贵州与云南，然 后延伸至越南。零偏线以东， 由 后延伸至越南。零偏线以东，D由00变化至 110(西)，零偏线以西，D由00变化至 0 (东)。 西 ，零偏线以西， 由 变化至5 东 。
（磁子午线） H
x
D 0 y I （正东） T
Z
T， I， D ， Z， H（X，Y）
图1 地磁要素
•
世界地磁图基本上反映了来自地球核部场源的各地磁要素随地理分布的基 本特征。下图为1980年的地磁场水平强度 等值线图 单位为 年的地磁场水平强度H等值线图 单位为nT)。从图中可 本特征。下图为 年的地磁场水平强度 等值线图(单位为 。 以看出，水平分量等值线大致是沿纬度线排列的曲线族， 值由赤道向两极 以看出，水平分量等值线大致是沿纬度线排列的曲线族，H值由赤道向两极 逐渐减小至零。 逐渐减小至零。
《地磁场》课件
卫星磁测
通过卫星轨道测量地磁场 ，具有覆盖范围广、观测 精度高的特点。
地磁场的观测设备
磁力仪
用于测量地磁场强度和方 向的仪器，分为旋转磁力 仪和质子磁力仪等类型。
磁通门磁力仪
利用磁通门技术测量地磁 场，具有高灵敏度和低噪 声的特点。
卫星磁力仪
装载在卫星上进行地磁场 测量的仪器，具有高精度 和全球覆盖的特点。
地磁场变化对人类健康的影响
生理影响
地磁场的变化可能影响人体的生 物电和生物磁，进而影响神经系
统和生理功能。
心理影响
地磁场的变化可能影响情绪和心 理状态，例如在磁暴期间人们更
容易感到焦虑和不安。
疾病风险
长期暴露于不稳定的地磁场环境 中可能增加某些疾病的风险，如
癌症和神经系统疾病。
地磁场变化与地震、火山活动的关系
地磁场的组成
总结词
地磁场由主磁场、地磁异常和磁偏角等部分组成。
详细描述
地磁场主要由主磁场、地磁异常和磁偏角等部分组成。主磁场是指地球内部金属元素所产生的磁场，是地磁场的 主要部分。地磁异常则是指地球表面某些区域的地磁场强度和方向与周围不同的现象。磁偏角则是由于地球内部 的金属元素分布不均匀，导致地磁场方向与地球地理经线不重合而产生的角度差。
地震活动
研究表明，地磁场的变化可能与地震活动有关联，可能是预测地 震的重要指标之一。
火山活动
火山喷发过程中释放的物质可能会影响地磁场，而地磁场的变化也 可能预示着火山活动的发生。
地球物理学研究
地磁场的变化是地球物理学研究的重要领域之一，对于了解地球内 部结构和地球动力学具有重要意义。
06
地磁场的未来研究与展望
03
地磁场的形成与变化
地球磁场
地球磁场目录概述形成原因发现分布与变化规律倒转原因特性地球磁场The Earth magnetic field[编辑本段]概述地球磁场言是偶极型的，近似于把一个磁铁棒放到地球中心，使它的N极大体上对着南极而产生的磁场形状。
当然，地球中心并没有磁铁棒，而是通过电流在导电液体核中流动的发电机效应产生磁场的。
地球磁场不是孤立的，它受到外界扰动的影响，宇宙飞船就已经探测到太阳风的存在。
太阳风是从太阳日冕层向行星际空间抛射出的高温高速低密度的粒子流，主要成分是电离氢和电离氦。
因为太阳风是一种等离子体，所以它也有磁场，太阳风磁场对地球磁场施加作用，好像要把地球磁场从地球上吹走似的。
尽管这样，地球磁场仍有效地阻止了太阳风长驱直入。
在地球磁场的反抗下，太阳风绕过地球磁场，继续向前运动，于是形成了一个被太阳风包围的、彗星状的地球磁场区域，这就是磁层。
地球磁层位于地面600～1000公里高处，磁层的外边界叫磁层顶，离地面5～7万公里。
在太阳风的压缩下，地球磁力线向背着太阳一面的空间延伸得很远，形成一条长长的尾巴，称为磁尾。
在磁赤道附近，有一个特殊的界面，在界面两边，磁力线突然改变方向，此界面称为中性片。
中性片上的磁场强度微乎其微，厚度大约有1000公里。
中性片将磁尾部分成两部分：北面的磁力线向着地球，南面的磁力线离开地球。
1967年发现，在中性片两侧约10个地球半径的范围里，充满了密度较大的等离子体，这一区域称作等离子体片。
当太阳活动剧烈时，等离子片中的高能粒子增多，并且快速地沿磁力线向地球极区沉降，于是便出现了千姿百态、绚丽多彩的极光。
由于太阳风以高速接近地球磁场的边缘，便形成了一个无碰撞的地球弓形激波的波阵面。
波阵面与磁层顶之间的过渡区叫做磁鞘，厚度为3～4个地球半径。
地球磁层是一个颇为复杂的问题，其中的物理机制有待于深入研究。
磁层这一概念近来已从地球扩展到其他行星。
甚至有人认为中子星和活动星系核也具有磁层特征。
02 地球物理场
重力异常
由于实际地球内部的物质密度分布非常不均匀，因而实
际观测重力值与理论上的正常重力值总是存在着偏差，
这种在排除各种干扰因素影响之后，仅仅是由于地下物 质密度分布不匀而引起的重力的变化称为重力异常。
剩余密度与剩余质量
研究对象的密度与围岩密度之差称为剩余密度； 剩余密度与研究对象体积之积即为剩余质量M 据万有引力定律，存在比正常质量分布有多余(M ＞0) 或不足(M ＜0)的质量时，引力大小将会发生变化，进 而使重力值改变。
异大，可达上千倍；
应用： 重力固体潮是理论地球物理学中研究地球内部结构与弹性等 方面的重要手段； 利用不同地球重力场模型的位系数，可计算出全球范围的重 力异常、大地水准面高程异常以及重力垂直梯度异常等，为研 究全球的板块构造、地幔内物质的密度差异、地幔流分布等提 供重要依据。
第二章
地球物理场的基本特征
略讲
重力位
重力场为矢量场，根据场论，从场力作功的角度可引入一 个标量“位’’函数来方便地描述重力场，称为重力位， 它沿某个方向求偏导数恰好等于重力在该方向的分力。或 者说，重力可以用重力位 W(x,y,z) 的梯度表示。相应有引 力位和离心力位。 即 W(x,y,z) =V(x,y,z) +U(x,y,z) P=gradW=W 由场论知识，在地球外部，引力位V满足拉普拉斯方程， 但惯性离心力位不满足拉普拉斯方程：
在物体内部，引力位满足泊松方程：
略讲
重力位W具有以下性质：
在地球外部 在地球内部
重力等位面
垂直重力的方向l求偏导数时 积分后得到 对于确定的C值，上式代表了空间的一个曲面，该面上重 力位处处相等，故叫作重力等位面。 该面处处与重力方向垂直，测量学上又称作水准面，因为 此时水不会流动而静止下来-静止的水面（无水头压差）。 因积分常数C有无数多个，故重力等位面也有无数多个。
地球磁场成因新解
地球磁场成因新解临沂大学沂水分校陈维会地球磁场的起源现在仍然是个谜，地球磁场形成的机理有诸多解释，但都不能很好的解释地球磁场的一些现象。
本人经多年的数据检测采集，研究考察及论证，提出新的地磁成因理论，它不仅有可检测的大量的第三方数据佐证，还能解释地球磁场的所有现象，是目前最接近事实的地磁成因理论。
内容摘要：由于太阳的温度很高那里的物质被电离，电离的太阳物质在运动时受太阳磁场的作用，正电荷会上浮到太阳的最外层并被抛向太空，太阳会失去过多的正电荷而带负电，地球俘获了太阳抛出来的正电荷而带正电。
地球表面上的电荷分布是不均匀的，在太阳电场的作用下，地球表面的电荷绕地球运动形成了电流，地球磁场主要是由这电流产生的。
利用这一假设可以很好的解释地球磁场许多现象，包括以往的假设无法解释的现象，并且有大量的测量数据佐证。
一、地球磁场的特性宇宙中的天体大多数都有一定强度的磁场。
据科学家探测研究得知：我们居住的地球磁场强度约为（0.3－0.6）³10－4T；地球表面赤道上的磁场强度约为0.29～0.40高斯；地磁北极的磁场强度为0.61高斯；地磁南极的磁场强度为0.68高斯；南半球强北半球弱；南北磁极与地理的南北极不重合；地轴与地磁轴成11.50的交角；并且南北磁极的地理位置不断在变化，如下表所示。
磁北极(2001)81.3°N,110.8°W(2004 估计)82.3°N,113.4°W(2005 估计）82.7°N,114.4°W地理南极附近磁南极(1998)64.6°S,138.5°E(2004 估计）63.5°S,138.0°E地理北极附近地球磁场受太阳活动的影响较大，地磁场随时间作周期性变化，其中以一昼夜为周期的变化称为地磁场周日变化，简称日变（diurnal variation）。
日变的幅度因时间、季节和纬度而异，不同纬度地区日变规律不同。
【地球物理勘查】地球物理勘查(2磁法勘探)
地磁场的构成
偶极子磁场（BSN）
稳定的磁场
基本磁场（B0）
（内源场） 非偶极子场（Bm） （约占地磁场的95%）
地磁场 （B）
磁异常（Ba）
长期变化的磁场
变化的磁场 δB（外源场） 短期变化的磁场
静日变化 扰动变化
B B0 Ba B B0 BSN Bm
地磁场的构成
（一）偶极子磁场BSN
应用地球物理学概论 磁法勘探
磁法勘探是应用最早的地球物理方法。
磁法勘探的历史源远流长。我国是最早发 现和利用磁现象的国家，早在战国时代人 们就发现了天然磁石和指极性。随后在公 元11世纪初期，我国制造出了指南针并在 航海中得到了应用。
古代对磁场的观察和利用
• “先王立司南以端朝夕” • ——《韩非子》
短期变化的磁场
静日变化 扰动变化
B B0 Ba B B0 BSN Bm
地磁场的构成
（三）变化的磁场δB
1、长期变化的磁场
基本磁场随时间的缓慢变化，称为地磁场的长期变化。 特点： （1）周期长（周期为年、几十年或更长），变化缓慢； （2）地球磁场的西向漂移（如大陆磁场中心、磁倾角等
的西向漂移）。 （3）地球磁矩的衰减变化
• 为此他断言，地球本身就是一个巨大的球形磁体，并且地 球的磁性作用是从地球内部发出的。
• 从吉尔伯特那个时代开始;伦敦就开始了地磁场的系统观测， 至今已逾300多年。
1640年，瑞典人首次尝试用罗盘调查磁铁矿，开辟了 利用磁场变化来寻找矿产的新途径。
直到1870年，瑞典人泰朗(Thalen)和铁贝尔(Tiberg) 制造了万能磁力仪后，磁法勘探才作为一种地球物理 方法建立和发展起来。
在CGSM制中：CGSM
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第二章地球磁场（Lisa Tauxe著，常燎译）建议补充读物Butler (1992)，3－7页，10－11页。
更多信息可参看：Merrill et al. (1996) 第一、二章。
2.1 地球磁场古地磁学主要研究过去的地球磁场行为。
人类的直接测量仅仅能够追溯到几个世纪前，因此，古地磁学仍然是研究过去地球磁场行为的唯一手段。
由于古地磁学涉及地球磁场，因此有必要了解一些有关地球磁场的知识。
这一讲我们主要回顾现今地球磁场的一些基本性质。
地磁场由地球液态外核的对流引起（外核由铁、镍和一些未知的较轻成分构成）。
产生对流的能量的来源目前还不清楚，但是一般认为一部分来源于是地球的冷却过程，另外一部分则来源于由铁/镍构成的液态外核的浮力，这一浮力则由纯铁内核的冷却引起。
这个导电流体的运动受控于液态外核的浮力、地球自传以及导电流体和磁场的相互作用（这是一个异常复杂的非线性过程）。
确定导电流体的运动方式以及其产生的磁场状态是一个极具挑战性的课题，但是我们已经知道这种导电流体的运动是一种自激发电机过程，它可以产生并维持巨大的磁场。
2.1.1 地球参考场在很多情况下，确定地球磁场在一特定时间的空间分布非常有用。
对地球磁场及其变化率的数学近似可以比较准确地估计地球磁场在给定时间和地点的值（最少在几百年以内）。
由第一章可知，地表的磁场大致是个标量的势场，并服从拉普拉斯方程：这个方程可以改写为：这个方程的一个解是：对地球磁场，一般可以写作半径为r，纬度余弦θ，经度ϕ的标量势：其中，g 和h 是高斯系数，可以从特定的年代计算得出，单位为nT ，或磁通量（注意，公式中μ0由tesla [B ]转换到Am -1 [H ]）。
角标e 和i 代表外场或者内场的起源，a 是地球半径（6.371 х 106 m ），μ0是自由空间的磁导率（参看第一讲中的表1.1），ml P 正比于勒让德多项式，其由传统的施密特多项式归一化而来（可参看建议的读物）。
图2.2展示了三种矢量场的全球倾角分布及对应的面谐函数的：即轴向的（m ＝0）偶极子场（l ＝1），四极子场（l ＝2），以及八极子场（l ＝3）。
它们的贡献分别由01g ，02g 和03g 确定。
相关的多项式（图2.1）为：如果转动图2.2a 中的轴向偶极子场，使其北极指向格林威治子午线，那么它就由系数01h 确定，如果指向90︒E ，则将由系数11h 而定。
所以，总的偶极子贡献将是轴向和两个沿赤道的偶极子项的矢量相加，即。
总的四极子贡献（l ＝2）由五个系数而定，总的八极子（l ＝3）贡献则由七个系数而定。
一般来讲，如果下标（l ）和上标（m ）的差为奇数（比如，轴向偶极子01g 和八极子03g ），则相应的地球磁场对于赤道是非对称的。
然而，如果l 和m 的差为偶数（如，轴向四极子02g ），则相应的地球磁场是对称的。
图2.2a 表示，由与现今地磁场方向一致的单一偶极子场产生的倾角。
在北半球，倾角都是正的（向下），而在南半球是负的（向上）。
相反，由四极子场产生的倾角（图 2.2b ）是在极区是向下的，在赤道处则是向上的。
由轴向八极子场（图2.2c ）产生的倾角关于赤道也是非对称的，在两个极区的方向相反，并在中纬度地区被具有相反方向的条带分开。
地球磁场是一个矢量场，所以在每个点都有方向和强度（图2.3）。
无论选择怎样的坐标系，三维矢量场都需要三个参数来定义。
比如在笛卡儿坐标系下，用x, y, z或x1, x2, x3。
对于特定的问题，由于问题本身的对称性，某种坐标系会更合适些。
除了笛卡儿坐标系外，也应用其他一些坐标系，但需要在这些坐标系间进行转换。
图2.1：施密特多项式。
2.1.2 地球磁场矢量的分量我们常常应用地球磁场矢量的三分量：磁场总强度B（或H，M），磁偏角D和磁倾角I（图2.3）。
在本讲义中，约定三个坐标轴为X1，X2，X3，沿着坐标轴的分量为x1，x2，x3。
参考地理框架，X1正向指向北，X2正向指向东，X3正向依据右手螺旋法则垂直向下。
对于B的分量，可以表示为B N，B E，B V。
从图2.3中我们可以看出，应用简单的三角法则，可以将磁倾角、磁偏角和总强度从极坐标系转化到笛卡儿坐标系，即：水平分量也可以投影到向北（X1）和向东（X2）的轴（一般是测量的方向），即：公式2.2和2.3对于分解磁场各分量都很有效。
图2.2：全球磁倾角的表面谐函数（附图）及其相应的分布图（图片来源于Tauxe ，2005）。
a ）偶极子；b ）四极子；c ）八极子。
笛卡儿坐标系下的B （或H ，M ）可以被转化为参数D ，I 和B ：注意正切函数符号的复杂性。
你也许会弄错象限，最后就不得不加180︒。
回想第一章（包括附录），一旦标量势m ϕ已知，地磁场的各分量就可以由m B ϕ-∇=计算出，所以，在球坐标系下：其中，r 、θ、ϕ分别是半径、余纬（偏离北极的角度）和经度。
这里，正向的B V 向下，B N 向北，和第一章中的H r 和H θ相反。
注意公式2.1的单位是特斯拉，而不是Am -1。
另外，如果已知磁场矢量场，也可以推导出势场。
对于特定参考场，其高斯系数一般是对观测到的地球磁场进行最小二乘法拟合后得出的。
为了可靠地估算高斯系数，如果到L ＝6则需要至少48个观测点。
图2.3：地磁矢量场B的各分量。
B H是矢量场B在地表的切向投影。
B H可以分解成向北和向东的分量（B N和B E）。
B V是垂直轴向的投影。
D是从北向开始0到360度按顺时针方向增加。
I是从水平方向开始从－90度到＋90向下增加（因为磁力线也可以指地球的外部）。
如果需要，M或H也可以被B代替。
高斯系数是由某段时间的磁测或卫星观测的磁场数据通过拟合公式2.5和2.1得到的。
在某段时间内国际（或权威的）地磁参考场可以是一系列的高斯系数以及它们的时间导数。
美国国家地球物理数据中心的网站上有IGRF（或DGRF）模型以及计算不同地磁场分量的程序。
网址是：.为了了解不同高斯系数的作用，表2.1总结了Olsen et al. (2000)估算的前六阶高斯系数。
每阶的能量为（Lowes, 1974）(图2.4)。
最低阶项（一阶）占主导，几乎占据90％的地磁场。
这也正是为什么地球磁场通常被认为是等价于一个处于地心的简单偶极子场。
现在来看看根据1995年的IGRF估算的地磁场参数。
对于给定参考场，应用公式2.1和2.5我们可以计算地球任何地方的B，D和I值。
图2.5显示地表的磁场是位置的函数。
在极区的磁场强度一般可高达~60 μT，而在赤道处最低（~30 μT）。
但是与地心轴向偶极子（GAD ）产生的磁场不同（图 2.6），地球磁场强度的等值线图和纬度不平行。
而地心轴向偶极场产生的倾角也规则变化，在极区为－90度和＋90度，在赤道处是0度；等值线图平行于纬度线。
虽然图2.5b 显示的倾角图类似于GAD 模型场，但是还有很多不同之处，这也暗示出地球磁场不能简单地由置于地心的条形磁铁来代表。
如果地球磁场是简单的地心轴向偶极子场（GAD 场），那么在无论什么地方偏角都为零，实际上显然不是这样的（图2.5c ）。
表2.1: 2000年的国际地磁参考场（Olsen et al.， 2000)。
应用地磁势场的好处在于可以用来估算源区之外任何地方的磁场。
图2.6a 显示了根据1980年的IGRF 估算的地幔内部的磁力线。
由此可以看出，从核幔边界到地表，地磁场变得越来越简单，也更像偶极子场了。
球谐分析最重要的结果在于使我们认识到地磁场主要是由一阶项（l ＝1）主导，而外部的贡献非常的小。
一阶项可以被认为是沿着三个方向排列的地心偶极子：自转轴（01g ）和两个相交于格林威治子午线（11g ）和东经90度（11h ）的赤道轴。
2.2 地心轴向偶极子（GAD ）和其他类型的极子作为一阶项，地球磁场很像一个处于地球中心、和地转轴一致的巨大条形磁铁产生的磁场。
图2.6b 显示了地球的一个横截面以及相应的偶极子场分布。
如果地球磁场的确是地心轴向偶极子场（GAD ），那么从极区穿过的磁力线沿着自转轴是对称的，从而无论选择那个截面都是一样的；换句话说，磁力线总是指向北极的。
但是，磁力线和地球表面的夹角（磁倾角I ）总会在赤道的0度和极区的90度之间变化。
此外，极区的磁力线要比赤道处的显得更密（极区磁通量更高），从而极区的场强是赤道处的两倍。
图2.4：根据2005年IGRF 得出的地球磁场能量随阶数的变化图。
如果在足够长的时间上进行平均，地磁场的确很类似于GAD 场。
这个所谓的地磁场GAD 模型一直是我们讨论古地磁数据及其应用的基础。
地心偶极子（IGRF 中的01g ，01h ，11h ）的矢量和也是一个偶极子，但是它和地球自转轴有11 的夹角。
这个所谓的最佳拟合偶极子轴穿透地表（图2.7中菱形代表的点）。
这个点及其对跖点称为地磁极（geomagnetic poles ）。
它们和地理极不同，地理极是地球自转轴在地表处的交点。
在图2.7中地理北极由点来表示。
把大于约10000年的古代地磁极数据平均后就得到古地磁极（paleomagnetic pole ）。
因为地磁场是轴向偶极子场的一阶近似，我们可以写成：其中B 0是31a g 。
注意到，如果01g 的单位是特斯拉（正如高斯系数通常的单位），这里的单位就是特斯拉。
所以，从公式2.6可得，给定图2.6中地表处的纬度λ，利用B V和B N方程，我们得到：这个等式一般称为偶极子公式（dipole foumula），它显示由地心偶极子场产生的地球磁场（或0g）的倾角和余纬（θ）直接相关。
偶极子公式使得我们可以从GAD磁倾角计算测量位置1的纬度，这是板块构造重建的基础。
偶极子场的强度也和（余）纬相关，因为：偶极子场的强度在过去的变化已经超过了一个量级。
对于板块构造重建来说，偶极子强度和纬度的关系并不实用。
图2.5：1995年IGRF的地磁图a) 总强度，单位μT。
b) 磁倾角。
c）磁偏角。
2.3 如何表示地球磁场的方向磁场和磁化强度方向可以被认为是放在单位球中心的单位矢量。
这样的单位球很难在二维平面上显示。
为了有效展示磁场和磁化强度的方向，有几种应用比较广泛的投影方法，包括兰伯特等面积投影，这种投影在后面的章节中广泛应用。
等面积投影的原理在附录中介绍。
等面积投影这一名称所暗示的，一般来说，会把球面上的一块面积按等面积折射到投影面上。
用这种方式描述方向数据能够很快评估方向数据的离散程度。
但是这个方法的缺点就是球面上的圆形经过投影后就变成椭圆形了。
并且，因为矢量投影到单位球上，矢量强度的信息就会丢失。
最后，上半球和下半球的投影必须用不同的符号区分开。
古地磁研究中，下半球的投影用实心符号表示，而上半球的投影用空心符号表示。