(Fr.: magnétisme terrestre; Du.: Erdmagnetismus; Eng.: earth magnetism, terrestrial magnetism), het magnetisme, zich manifesterend in o.a. de eigenschappen van het kompas, dat uitgaat van de aarde die een grote magneet vormt.
De sterkte van dit magnetisme is in de poolgebieden ca. 55 A m −1; in de equatoriale gebieden bedraagt de sterkte gemiddeld de helft van deze waarde. De hoek die de veldsterkte maakt met het horizontale vlak wordt inclinatie genoemd; de declinatie is de hoek tussen de horizontale component van de veldsterkte en de astronomische noordrichting. In Nederland en België bedragen deze grootheden ongeveer: declinatie D = 5° westelijk, inclinatie I = 67°, de horizontale component van de veldsterkte 14,4 A m−1 en de veldsterkte zelf 376 A m −1. Men vindt in de literatuur de sterkte van het aardmagnetisch veld wel aangegeven, in de eenheid γ, die 10−5 maal zo klein is als de vroegere cgs-eenheid voor de magnetische veldsterkte, de oersted (symbool: Oe; 1 γ = 10−5 Oe ≙ 0,0007958 A m−1 = 795,8 μA m−1.
Het aardmagnetisme wordt bestudeerd in magnetische observatoria waarvan er over de wereld ca. 125 zijn. In Nederland is het magnetisch station van het KNMI gevestigd in Witteveen (gem. Westerbork). Wegens het belang van het aardse magneetveld voor het ruimteonderzoek is de World Magnetic Survey opgericht, die een intensieve meetcampagne van het aardmagnetisme beoogt over de gehele wereld, vooral door middel van vliegtuigen en schepen. De meetinstrumenten die het meest daarvoor worden gebruikt, zijn de flux gate-magnetometer, die uit de mijndetector werd ontwikkeld, en de nucleaire instrumenten: proton-, rubidium- en helium-magnetometers (zie Magnetometrie). Het resultaat van de metingen wordt vastgelegd in magnetische kaarten. In die van de declinatie verbinden de isogonen plaatsen waar de afwijking van het kompas dezelfde waarde heeft. De agonen zijn lijnen waar de declinatie nul is en waar het kompas precies naar noord of zuid is gericht.
De isoclinen zijn lijnen waar de inclinatie eenzelfde waarde heeft; de lijn met inclinatie 0° wordt de magnetische equator genoemd. De magnetische polen zijn de plaatsen waar de krachtlijnen van het magneetveld verticaal staan en waar derhalve het kompas geen richtkracht ondervindt. De coördinaten van de magnetische noordpool (fysisch een zuidpool) zijn ca. 75° NBr en 101° WL; die van de zuidpool ca. 67° ZBr en 142° OL. Ten gevolge van de dagelijkse variatie van het aardmagnetisme zijn de polen geen vaste punten: zij draaien in ellipsen met een as van enkele tientallen km in het rond. Het aardmagnetisme kan in eerste benadering worden toegeschreven aan een korte, sterke magneet die zich in het centrum van de aarde bevindt; het magnetische moment van deze dipool is 80 × 1024 Wb m.
Een iets betere benadering met het werkelijke magnetisme krijgt men door deze dipool te plaatsen op 400 km afstand van het aardcentrum, in de richting van de Grote Oceaan. Men moet aan de aardmagnetische dipool geen realiteit toekennen; hetzelfde magneetveld wordt buiten de aarde verkregen door een systeem van elektrische stromen dat in het inwendige van de aarde de richting van de magnetische breedtecirkels volgt. Om het bovengenoemde dipoolmoment te krijgen zou een totale stroom van ca. 109 A, verdeeld over de gehele aardkern, nodig zijn. Van belang voor het poollicht en andere buitenaardse verschijnselen zijn de punten waar de dipoolas het aardoppervlak snijdt. De coördinaten van het noordelijke aspunt (de geomagnetische noordpool) zijn 77° NBr en 69° WL en van het zuidelijk aspunt 78° ZBr en 111° OL. Deze punten vallen niet met de magnetische polen samen; het verschil, dat ca. 1000 km bedraagt, is het gevolg van de hogere pooltermen en lokale storingen.
Het magneetveld van de aarde ondergaat in de loop van de tijd een langzame en geleidelijke verandering: de seculaire variatie. Als gevolg daarvan wordt in deze streken de declinatie van het kompas steeds kleiner. Omstreeks 1980 zal de declinatie hier 0° zijn, en daarna waarschijnlijk oostelijk worden.
Kunstmatige satellieten en ruimteschepen hebben het aardmagneetveld tot ver van de aarde kunnen meten. Het aardse dipoolveld neemt steeds af, totdat het overgaat in het onregelmatige veld van de interplanetaire ruimte. De ruimte die door het aardmagneetveld wordt ingenomen heet magnetosfeer.
De oorsprong van het aardmagnetisme wordt gezocht in de aardkern. Men stelt zich voor dat in de vloeibare aardkern wervelingen aanwezig zijn die door inductieprocessen magneetvelden produceren. De aardrotatie moet op dit proces een symmetriserende werking uitoefenen, zodat de magnetische as van de aarde maar weinig (12°) afwijkt van de rotatieas. Deze theorie, de dynamotheorie, stelt ook de mogelijkheid van ompolingen van het magnetisme, waarop het zgn. paleomagnetisme wijst.
De dagelijkse variatie van het aardmagnetisme is te danken aan een eb- en vloedwerking van de zon op de buitenkant van de dampkring. Het ijle gas van de hoogste luchtlagen beweegt zich als gevolg van deze getijwerking regelmatig heen en weer, waarbij snelheden voorkomen van tientallen meters per seconde. In de ionosfeer, waar de gassen door ionisatie een elektrisch geleidend vermogen bezitten, worden door de periodieke getijbewegingen inductiestromen opgewekt, doordat de gassen zich in het aardmagneetveld bewegen. Er ontstaan in de ionosfeer wervelstromen van grote uitgebreidheid en met een totale sterkte van tienduizenden ampères, die het door de zon verlichte deel van de aardbol omspannen; de stroomsystemen bewegen zich met de zon om de aarde en veroorzaken een dagelijkse fluctuatie van het magneetveld.
Veel sterker zijn de magnetische stormen, die samenhangen met uitbarstingen op de zon waarbij dikwijls een gasmassa uit de chromosfeer wordt weggestoten, die na een of twee dagen de aardse magnetosfeer bereikt. Het binnendringen van het zonneplasma in de magnetosfeer veroorzaakt sterke elektrische stromen die zich openbaren in de stormachtige variaties van het magnetisme. Door de aanwezigheid van het aardmagneetveld wordt de gaswolk bij nadering van de aarde afgeremd en gedwongen om de magnetosfeer heen te stromen. Er vormt zich om de aarde een druppelvormige ruimte waarin het zonneplasma niet kan binnendringen. In de hoofdfase van de magnetische storm wordt de magnetosfeer omspoeld door het zonnegas en gaan elektrische stromen in de polaire ionosfeer en in de stralingsgordels lopen; deze veroorzaken fluctuaties van het aardse magneetveld die overal op aarde waarneembaar zijn. Een deel van het zonnegas ziet kans de magnetosfeer binnen te dringen en via de stralingsgordels de aardse dampkring te bereiken. De uitwerking hiervan is vooral sterk op hoge geografische breedte.
De atmosferische stromen verwekken door inductie aanzienlijke elektrische spanningen (aardstromen) in de aardkorst; de sterkte daarvan wordt bepaald door het elektrisch geleidend vermogen van de aardkorst voor de snelle en van de aardmantel voor de zeer langzame veranderingen. Tijdens magnetische storingen zijn de aardstromen uiteraard maximaal; men kan ze dan gemakkelijk waarnemen in telefoonleidingen en stroomnetten. De richting van het aardmagnetisme in vroegere geologische tijdperken kan worden afgelezen in een zwak remanent magnetisme dat in sommige gesteenten aanwezig is; dit fossiele magnetisme houdt de richting van het magnetische veld vast zoals dit was tijdens de vorming of afzetting van het gesteente. Voor gesteenten uit het Quartair en het Tertiair komt een richting te voorschijn die niet veel van de tegenwoordige verschilt, doch voor gesteenten uit het Meso- en Paleozoïcum vindt men sterk afwijkende richtingen. Het onderzoek van dit paleomagnetisme heeft sterke steun gegeven aan de theorie van de drijvende continenten; het paleomagnetisme laat ook zien dat er tijdvakken zijn geweest waarin een magnetisatie ontstond die tegengesteld was aan de tegenwoordige. De laatste omkering van het aardmagneetveld heeft een miljoen jaar geleden plaatsgehad, daarvóór was het een miljoen jaar lang tegengesteld aan de tegenwoordige richting. Tijdens het Tertiair heeft een aantal van dergelijke ompolingen plaatsgehad.
Wat er precies tijdens de ompoling gebeurt, is niet met zekerheid te zeggen; waarschijnlijk is de dynamowerking in de aardkern een semi-stabiel proces. Men schat de tijd die voor een ompoling nodig is,op ca. 10.000 jaar; voor de tijdsduur tussen twee ompolingen zou geen vaste regel bestaan. Bij buiten-atmosferische metingen is gebleken, dat het aardmagnetische veld op afstanden groter dan vijf aardstralen meer en meer gaat afwijken van het symmetrische dipoolveld, aan de zonzijde wordt het steeds meer afgeplat en aan de andere zijde treedt staartvorming op. Deze veldvervorming ontstaat onder invloed van de zonnewind. In het veld aan de zonzijde bevindt zich op een afstand van 10 aardstralen een dunne grenslaag (magnetopauze), waarin de veldsterkte snel minder wordt. Daarbuiten ligt een overgangsgebied met variërende velden, gevolgd door een schokfront op ca. 15 aardstralen. Van het veld aan de schaduwzijde is slechts bekend dat de lengte van de staart meer dan 40 aardstralen bedraagt. Bij sterkere zonneactiviteit ontstaan fluctuaties in de ligging van de magnetopauze. Boven de poolgebieden worden de veldlijnen naar de staart afgebogen, daar ligt de magnetopauze vermoedelijk op een afstand van 15 tot 20 aardstralen.