Jorden har som de fleste planeter, i hvert fald i vort solsystem, et magnetisk felt (det geomagnetiske felt). Selv om det på et kort virker umådelig indviklet, skabes 95 % af feltet faktisk af en simpel dipol, og det har dermed samme facon som en almindelig stang-magnets felt. To ting får feltet til at virke kompliceret. For det første ligger dipolen gennem Jordens centrum ikke langs med Jordens rotationsakse, men i en vinkel på 11 ° til den. Dette betyder, at det enkle retningsmønster skabt af dipolen ikke er symmetrisk med hensyn til længde- og breddegrader. For det andet er et lille, uregelmæssigt felt - nondipolfeltet - lejret over dipolen.

Som følge af dipolens hældning på 11 ° og tilstedeværelsen af nondipolfeltet vil en kompasnål normalt ikke pege direkte mod nord, den geografiske nordpol, men i en vinkel til den. Denne vinkel kaldes den magnetiske afvigelse eller deklination, og den er somme tider øst, somme tider vest for nord. Et kort over vinkelafvigelser, et såkaldt isogonalkort, viser, at deklinationen kan være meget større, end man umiddelbart skulle forvente. Selv på breddegrader mellem 45°N og 45°S kan afvigelsen være mere end 40° (fx sydvest for Australien), og endnu nordligere eller sydligere stiger den til højere værdier. På den anden side er der steder, hvor deklinationen er nul, og hvor kompasnålen faktisk peger direkte mod nord.

En normal kompasnål sidder på en lodret tap og er hermed begrænset til at dreje vandret. Men det geomagnetiske felt har en lodret komponent så vel som en vandret, og denne kan måles ved at bruge en dyknål - en kompasnål, som er anbragt på en vandret tap, således at den drejer i et lodret plan. Hvis der ikke fandtes et nondipolfelt, ville nålen i visse områder pege lodret ned mod to punkter, som kaldes for de geomagnetiske poler. Disse er diametralt modsatte - ved 79°N, 70°V og 79°S, 110°Ø. De geomagnetiske poler er 11 °'s bredde væk fra de geografiske poler, fordi dipolens hældningsvinkel er 11 ° til rotationsaksen. Men på grund af nondipolfeltet er de to magnetiske dykpoler faktisk et stykke fra de geomagnetiske poler. Ydermere er disse to punkter ikke diametralt modsatte, fordi nondipolfeltet er uregelmæssigt. De ligger på ca. 70°N, 101°V (den magnetiske dyk nordpol) og 67°S, 143°ø (den magnetiske dyk sydpol).

Det geomagnetiske felt kompliceres yderligere af den kendsgerning, at både dets dipole og non-dipole elementer ændres. Dipolen skifter kun meget langsomt position. Gennem de sidste 150 år, eller deromkring, er de geomagnetiske poler forblevet på samme breddegrad (79°), og deres længdegrad er ændret med en takt på kun 0,042° om året. På den anden side er dipolens styrke faldet med mere end 7 % i den samme periode. Hvis den fortsætter med at falde med det tempo, vil dipolfeltet være helt forsvundet omkring år 4000. Dette kunne ske, men det er lige så sandsynligt, at dipolkraften når som helst kan begynde at tiltage igen.

Det non-dipole felt ændrer sig meget hurtigere end det dipole. Ændringernes natur kan tydeligt ses ved at sammenligne optegnelser over fx den lodrette komponent i det non-dipole felt i 1835, hvor man netop var begyndt at foretage målinger af Jordens magnetfelt, og 1965. Selv om optegnelserne er stort set ens, har kurvernes forløb ændret form, position og størrelse i de 130 år, som er forløbet mellem de to optegnelser. En detaljeret matematisk analyse viser, at mens det non-dipole felt ændres, bevæger det sig generelt mod vest med omkring 0,2 længdegrad om året. Denne ændringstakt er ca. dobbelt så stor som dipolfeltets. Ændringerne i det non-dipole felt sker faktisk så hurtigt, at de kan måles fra år til år. Det er klart, at denne proces giver problemer med at navigere, og det er derfor nødvendigt at opdatere søkort med få års mellemrum, da skibenes kompas ellers ville vise forkert, hvilket kunne medføre alvorlige konsekvenser.

Nøjagtige målinger af Jordens magnetfelt har kun fundet sted siden begyndelsen af 1800-tallet. Det har derfor ikke været muligt at observere langtidsændringer i feltet og dets kendetegn direkte. Men man kan få nogle oplysninger om feltet gennem tiderne fra palæomagnetiske studier, det vil sige undersøgelser af magnetisme i bjergarter. Disse viser blandt andet, at Jorden har haft et magnet-felt i mindst 2,6 milliarder år og formodentlig længere; at dipolkomponenten i feltets historie sandsynligvis altid har været lige så dominerende som i dag; at dipolkomponentens styrke er faldet med omkring 50 % gennem de sidste ca. 2000 år; at dipolfeltets N-S retning fra tid til anden har vendt sig fuldstændigt; og at når feltet vender, sker det bemærkelsesværdigt hurtigt efter geologisk måle-stok - på mindre end 10.000 år.

Det geomagnetiske felts hurtige skiften giver et vigtigt fingerpeg om feltets oprindelse. Den enklest mulige forklaring på feltet er, at Jorden er en permanent magnet. Men hvis dele af den massive Jord skulle bevæge sig på den måde, som kunne forårsage ændringer i feltet med den iagttagne hastighed, ville planeten for længe siden været gået i opløsning! Feltet må derfor stamme fra en del af Jorden, hvor hurtig bevægelse kan finde sted uden at forårsage voldsomme forstyrrelser, og dette kan kun være i den flydende ydre kerne.

Man mener, at kernen overvejende består af jern, som jo leder elektricitet godt. Man ved, at ledere, der bevæger sig i et magnet-felt, skaber elektriske strømme, og man er ligeledes klar over, at elektriske strømme i ledere skaber magnetfelter. Den eneste mulige forklaring på det geomagnetiske felt er derfor, at det på en eller anden måde opstår ved bevægelser (formodentlig varmekonvektion) i den ydre kernes jern. Disse bevægelser er yderst komplicerede, og man vil sikkert aldrig fuldt ud forstå den nøjagtige årsag til feltets oprindelse og forbindelsen til bevægelserne i kernen.

Den kinesiske ske!
Jordens magnetfelt blev ikke opdaget før år 1600, selv om man havde gjort brug af magnetisme længe inden. De gamle grækere kendte til magnet-jernsten, en naturligt forekommende, kraftig magnetisk sten, men det gik aldrig op for dem, at den havde retningssøgende kendetegn. Det vidste kineserne, som allerede i det første århundrede f.Kr. havde konstrueret et kompas - et skeformet stykke magnetjernsten, der balancerede på en glat overflade. Instrumentet blev ikke brugt til navigation, men til geomanti, kunsten at spå.

Jordens felt i rummet!
Det magnetiske felt rækker mange gange Jordens radius ud i rummet, men dets form forvrænges af solvinden. De ladede partikler, som strømmer ud fra Solen, presser feltets forreste kant sammen og forlænger det kraftigt på den modsatte side. Feltet er således begrænset til et område, kaldt magnetosfæren, hvis grænse kaldes magnetopausen. På Jordens solside ligger magnetopausen i en afstand af ca. 10 gange Jordens radius, selv om dens nøjagtige position til enhver tid afhænger af solvindens vekslende styrke. Væk fra Solen strækker magnetopausen sig mere end 60 gange Jordens radius. Hastigheden af solvindens partikler er så stor (1000 km/s), at der dannes en chokbølge ved forkanten, som fremkalder en kompleks vekselvirkningszone.

Palæomagnetisme!
Palæomagnetisme er studiet af magnetisme i bjergarter. De fleste bjergarter indeholder meget små partikler af magnetisk materiale, almindeligvis jern-titanium oxider. Når en bjergart dannes, magnetiseres disse partikler parallelt med Jordens magnetfelt på pågældende tid og sted. 1 mange bjergarter er denne magnetisering, om end svag, meget konstant og overlever i nogle tilfælde uændret i milliarder af år. Sådanne bjergarter er derfor »fossile magneter«, som indeholder detaljer om Jordens magnetfelt.

Palæomagnetiske studier blevet påbegyndt i 1950'erne, da følsomme magnetometre blev udviklet. Formålet med studierne var at udforske det magnetiske felts størrelse og form i fortiden.

Man opdagede snart, at feltet hele tiden vender. På forskellige tidspunkter i fortiden ville en bjergart, der nu er magnetiseret i en retning, således være blevet magnetiseret i den stik modsatte retning. Ved omhyggelig tidsbestemmelse kunne videnskabsmændene tegne et mønster over vendinger gennem de sidste par millioner år. Dette mønster blev så brugt som bevis på oceanbundsspredning.

Desværre kan den nøjagtige tidsskala over pol-retninger baseret på kontinentale bjergarter ikke strækkes længere end 4-5 millioner år tilbage, fordi det ikke er muligt at datere bjergarterne nøjagtigt nok. Ikke desto mindre har man konstrueret en mindre nøjagtig skala, som går adskillige millioner år tilbage på baggrund af oceanbunds-afvigelser. Nogle meget gamle kontinentale bjergarter er modsat magnetiserede, så Jordens magnetfelt har åbenbart bevæget sig i adskillige hundrede millioner år.