磁爆
全球性的強烈地磁場擾動即磁暴。所謂強烈是相對各種地磁擾動而言。其實地面地磁場變化量較其平靜值是很微小的。在中低緯度地區，地面地磁場變化量很少有超過幾百納特的（地面地磁場的寧靜值在全球絕大多數地區都超過 3萬納特）。一般的磁暴都需要在地磁臺用專門儀器做系統觀測才能發現。
磁暴是常見現象。不發生磁暴的月份是很少的，當太陽活動增強時，可能一個月發生數次。有時一次磁暴發生27天（一個太陽自轉週期）後，又有磁暴發生。這類磁暴稱為重現性磁暴。重現次數一般為一、二次。
研究簡史 19世紀 30年代 C.F.高斯和韋伯建立地磁臺站之初,就發現了地磁場經常有微小的起伏變化。1847年，地磁臺開始有連續的照相記錄。1859年9月1日，英華人卡林頓在觀察太陽黑子時，用肉眼首先發現了太陽耀斑。第二天，地磁臺記錄到 700納特的強磁暴。這個偶然的發現和巧合，使人們認識到磁暴與太陽耀斑有關。還發現磁暴時極光十分活躍。19世紀後半期磁暴研究主要是積累觀測資料。
20世紀初,挪威的K.伯克蘭從第一次國際極年(1882～1883)的極區觀測資料,分析出引起極光帶磁場擾動的電流主要是在地球上空，而不在地球內部。為解釋這個外空電流的起源，以及它和極光、太陽耀斑的關係，伯克蘭和F.C.M.史篤默相繼提出了太陽微粒流假說。到30年代,磁暴研究成果集中體現在查普曼-費拉羅磁暴理論中，他們提出地磁場被太陽粒子流壓縮的假說，被後來觀測所證實。
50年代之後，實地空間探測不但驗證了磁暴起源於太陽粒子流的假說，並且發現了磁層，認識了磁暴期間磁層各部分的變化。對磁層環電流粒子的存在及其行為的探測，把磁暴概念擴充套件成了磁層暴。
磁暴和磁層暴是同一現象的不同名稱，強調了不同側面。儘管磁暴的活動中心是在磁層中，但通常按傳統概念對磁暴形態的描述仍以地面地磁場的變化為代表。這是因為，人們瞭解得最透徹的仍是地面地磁場的表現。
形態 在磁暴期間，地磁場的磁偏角和垂直分量都有明顯起伏,但最具特徵的是水平分量H。磁暴程序多以水平分量的變化為代表。大多數磁暴開始時，在全球大多數地磁臺的磁照圖上呈現出水平分量的一個陡然上升。在中低緯度臺站，其上升幅度約10～20納特。這稱為磁暴急始,記為SSC或SC。急始是識別磁暴發生的明顯標誌。有急始的磁暴稱為急始型磁暴。高緯臺站急始發生的時刻較低緯臺站超前,時間差不超過1分鐘。
磁暴開始急，發展快，恢復慢，一般都持續兩三天才逐漸恢復平靜。磁暴發生之後，磁照圖呈現明顯的起伏，這也是識別磁暴的標誌。同一磁暴在不同經緯度的磁照圖上表現得很不一樣。為了看出磁暴程序，通常都需要用分佈在全球不同經度的若干個中、低緯度臺站的磁照圖進行平均。經過平均之後的磁暴的程序稱為磁暴時（以急始起算的時刻）變化，記為Dst。
磁暴時變化大體可分為 3個階段。緊接磁暴急始之後，數小時之內，水平分量較其平靜值大，但增大的幅度不大，一般為數十納特，磁照圖相對穩定。這段期間稱為磁暴初相。然後，水平分量很快下降到極小值，下降時間約半天，其間，磁照圖起伏劇烈，這是磁暴表現最活躍的時期，稱為磁暴主相。通常所謂磁暴幅度或磁暴強度，即指這個極小值與平靜值之差的絕對值，也稱Dst幅度。水平分量下降到極小值之後開始回升，兩三天後恢復平靜，這段期間稱為磁暴恢復相。磁暴的總的效果是使地面地磁場減小。這一效應一直持續到恢復相之後的兩三天，稱為磁暴後效。通常，一次磁暴的幅度隨緯度增加而減小，表明主相的源距赤道較近。
同一磁暴,各臺站的磁照圖的水平分量H與平均形態Dst的差值,隨臺站所在地方時不同而表現出系統的分佈規律。這種變化成分稱為地方時變化，記為DS。DS反映出磁暴現象的全球非軸對稱的空間特性，而不是磁暴的過程描述。它表明磁暴的源在全球範圍是非軸對稱分佈的。
磁照圖反映所有各類擾動的疊加，又是判斷和研究磁暴的依據，因此實際工作中往往把所有這些區域性擾動都作為一種成分，包括到磁暴中。但在建立磁暴概念時，應注意概念的獨立性和排他性。磁暴應該指把區域性干擾排除之後的全球性擾動。
成因 太陽耀斑的噴出物常在其前緣形成激波，以1000公里／秒的速度，約經一天，傳到地球。太陽風高速流也在其前緣形成激波，激波中太陽風壓力驟增。當激波掃過地球時，磁層就被突然壓縮，造成磁層頂地球一側的磁場增強。這種變化透過磁流體波傳到地面，表現為地面磁場增強，就是磁暴急始。急始之後，磁層被壓縮，壓縮劇烈時，磁層頂可以進入同步軌道之內。與此同時磁層內的對流電場增強，使等離子體層收縮，收縮劇烈時，等離子體層頂可以近至距地面2～3個地球半徑。如果激波之後的太陽風引數比較均勻，則急始之後的磁層保持一段相對穩定的被壓縮狀態，這對應磁暴初相。
磁暴期間，磁層中最具特徵的現象是磁層環電流粒子增多。磁層內,磁赤道面上下4個地球半徑之內，距離地心2～10個地球半徑的區域內,分佈有能量為幾十至幾十萬電子伏的質子。這些質子稱為環電流粒子，在地磁場中西向漂移運動形成西向環電流,或稱磁層環電流,強度約106安。磁層環電流在磁層平靜時也是存在的。而磁暴主相時，從磁尾等離子體片有大量低能質子注入環電流區，使環電流幅度大增。增強了的環電流在地面的磁效應就是H分量的下降。每注入一次質子，就造成H下降一次，稱為一次亞暴，磁暴主相是一連串亞暴連續發生的結果。磁暴主相的幅度與環電流粒子的總能量成正比。磁暴幅度為100納特時,環電流粒子能量可達4×1015焦耳。這大約就是一次典型的磁暴中，磁層從太陽風所獲得並耗散的總能量。而半徑為 3個地球半徑的球面之外的地球基本磁場的總能量也只有3×1016焦耳。可見，磁暴期間磁層擾動之劇烈。
磁層亞暴時注入的粒子向西漂移,並繞地球運動,在主相期間來不及漂移成閉合的電流環，因此這時的環電流總是非軸對稱的，在黃昏一側強些。
除主相環電流外，在主相期間發生的亞暴還對應有伯克蘭電流體系。伯克蘭電流體系顯然是非軸對稱的。它在中低緯度也會產生磁效應,只不過由於距離較遠,效應較之極光帶弱得多。它和主相環電流的非軸對稱部分的地磁效應合在一起就是DS場。
由於磁層波對粒子的散射作用，以及粒子的電荷交換反應,環電流粒子會不斷消失。當亞暴活動停息後,不再有粒子供給環電流，環電流強度開始減弱，進入磁暴恢復相。
所有這些空間電流，在地面產生磁場的同時，還會在導電的地殼和地幔中產生感應電流，但是感應電流引起的地磁場變化，其大小隻有空間電流引起的地磁場變化的一半。
研究意義 磁暴觀測早已成為各地磁臺站的一項常規業務。在所有空間物理觀測專案中，地面磁場觀測最簡單可行,也易於連續和持久進行,觀測點可以同時覆蓋全球陸地表面。因此磁暴的地面觀測是瞭解磁層的最基本、最有效的手段。在研究日地空間的其他現象時，往往都要參考代表磁暴活動情況的磁情指數，用以進行資料分類和相關性研究。
磁暴引起電離層暴，從而干擾短波無線電通訊；磁暴有可能干擾電工、磁工裝置的執行；磁暴還有可能干擾各種磁測量工作。因此某些工業和實用部門也希望得到磁暴的預報和觀測資料。
磁暴研究除了上述服務性目的之外，還有它本身的學科意義。磁暴和其他空間現象的關係，特別是磁暴與太陽風狀態的關係，磁暴與磁層亞暴的關係，以及磁暴的誘發條件，供應磁暴的能量如何從太陽風進入磁層等等問題，至今仍是磁層物理最活躍的課題。磁暴作為一種環境因素，與生態的關係問題也開始引起人們的注意和興趣
磁爆
全球性的強烈地磁場擾動即磁暴。所謂強烈是相對各種地磁擾動而言。其實地面地磁場變化量較其平靜值是很微小的。在中低緯度地區，地面地磁場變化量很少有超過幾百納特的（地面地磁場的寧靜值在全球絕大多數地區都超過 3萬納特）。一般的磁暴都需要在地磁臺用專門儀器做系統觀測才能發現。
磁暴是常見現象。不發生磁暴的月份是很少的，當太陽活動增強時，可能一個月發生數次。有時一次磁暴發生27天（一個太陽自轉週期）後，又有磁暴發生。這類磁暴稱為重現性磁暴。重現次數一般為一、二次。
研究簡史 19世紀 30年代 C.F.高斯和韋伯建立地磁臺站之初,就發現了地磁場經常有微小的起伏變化。1847年，地磁臺開始有連續的照相記錄。1859年9月1日，英華人卡林頓在觀察太陽黑子時，用肉眼首先發現了太陽耀斑。第二天，地磁臺記錄到 700納特的強磁暴。這個偶然的發現和巧合，使人們認識到磁暴與太陽耀斑有關。還發現磁暴時極光十分活躍。19世紀後半期磁暴研究主要是積累觀測資料。
20世紀初,挪威的K.伯克蘭從第一次國際極年(1882～1883)的極區觀測資料,分析出引起極光帶磁場擾動的電流主要是在地球上空，而不在地球內部。為解釋這個外空電流的起源，以及它和極光、太陽耀斑的關係，伯克蘭和F.C.M.史篤默相繼提出了太陽微粒流假說。到30年代,磁暴研究成果集中體現在查普曼-費拉羅磁暴理論中，他們提出地磁場被太陽粒子流壓縮的假說，被後來觀測所證實。
50年代之後，實地空間探測不但驗證了磁暴起源於太陽粒子流的假說，並且發現了磁層，認識了磁暴期間磁層各部分的變化。對磁層環電流粒子的存在及其行為的探測，把磁暴概念擴充套件成了磁層暴。
磁暴和磁層暴是同一現象的不同名稱，強調了不同側面。儘管磁暴的活動中心是在磁層中，但通常按傳統概念對磁暴形態的描述仍以地面地磁場的變化為代表。這是因為，人們瞭解得最透徹的仍是地面地磁場的表現。
形態 在磁暴期間，地磁場的磁偏角和垂直分量都有明顯起伏,但最具特徵的是水平分量H。磁暴程序多以水平分量的變化為代表。大多數磁暴開始時，在全球大多數地磁臺的磁照圖上呈現出水平分量的一個陡然上升。在中低緯度臺站，其上升幅度約10～20納特。這稱為磁暴急始,記為SSC或SC。急始是識別磁暴發生的明顯標誌。有急始的磁暴稱為急始型磁暴。高緯臺站急始發生的時刻較低緯臺站超前,時間差不超過1分鐘。
磁暴開始急，發展快，恢復慢，一般都持續兩三天才逐漸恢復平靜。磁暴發生之後，磁照圖呈現明顯的起伏，這也是識別磁暴的標誌。同一磁暴在不同經緯度的磁照圖上表現得很不一樣。為了看出磁暴程序，通常都需要用分佈在全球不同經度的若干個中、低緯度臺站的磁照圖進行平均。經過平均之後的磁暴的程序稱為磁暴時（以急始起算的時刻）變化，記為Dst。
磁暴時變化大體可分為 3個階段。緊接磁暴急始之後，數小時之內，水平分量較其平靜值大，但增大的幅度不大，一般為數十納特，磁照圖相對穩定。這段期間稱為磁暴初相。然後，水平分量很快下降到極小值，下降時間約半天，其間，磁照圖起伏劇烈，這是磁暴表現最活躍的時期，稱為磁暴主相。通常所謂磁暴幅度或磁暴強度，即指這個極小值與平靜值之差的絕對值，也稱Dst幅度。水平分量下降到極小值之後開始回升，兩三天後恢復平靜，這段期間稱為磁暴恢復相。磁暴的總的效果是使地面地磁場減小。這一效應一直持續到恢復相之後的兩三天，稱為磁暴後效。通常，一次磁暴的幅度隨緯度增加而減小，表明主相的源距赤道較近。
同一磁暴,各臺站的磁照圖的水平分量H與平均形態Dst的差值,隨臺站所在地方時不同而表現出系統的分佈規律。這種變化成分稱為地方時變化，記為DS。DS反映出磁暴現象的全球非軸對稱的空間特性，而不是磁暴的過程描述。它表明磁暴的源在全球範圍是非軸對稱分佈的。
磁照圖反映所有各類擾動的疊加，又是判斷和研究磁暴的依據，因此實際工作中往往把所有這些區域性擾動都作為一種成分，包括到磁暴中。但在建立磁暴概念時，應注意概念的獨立性和排他性。磁暴應該指把區域性干擾排除之後的全球性擾動。
成因 太陽耀斑的噴出物常在其前緣形成激波，以1000公里／秒的速度，約經一天，傳到地球。太陽風高速流也在其前緣形成激波，激波中太陽風壓力驟增。當激波掃過地球時，磁層就被突然壓縮，造成磁層頂地球一側的磁場增強。這種變化透過磁流體波傳到地面，表現為地面磁場增強，就是磁暴急始。急始之後，磁層被壓縮，壓縮劇烈時，磁層頂可以進入同步軌道之內。與此同時磁層內的對流電場增強，使等離子體層收縮，收縮劇烈時，等離子體層頂可以近至距地面2～3個地球半徑。如果激波之後的太陽風引數比較均勻，則急始之後的磁層保持一段相對穩定的被壓縮狀態，這對應磁暴初相。
磁暴期間，磁層中最具特徵的現象是磁層環電流粒子增多。磁層內,磁赤道面上下4個地球半徑之內，距離地心2～10個地球半徑的區域內,分佈有能量為幾十至幾十萬電子伏的質子。這些質子稱為環電流粒子，在地磁場中西向漂移運動形成西向環電流,或稱磁層環電流,強度約106安。磁層環電流在磁層平靜時也是存在的。而磁暴主相時，從磁尾等離子體片有大量低能質子注入環電流區，使環電流幅度大增。增強了的環電流在地面的磁效應就是H分量的下降。每注入一次質子，就造成H下降一次，稱為一次亞暴，磁暴主相是一連串亞暴連續發生的結果。磁暴主相的幅度與環電流粒子的總能量成正比。磁暴幅度為100納特時,環電流粒子能量可達4×1015焦耳。這大約就是一次典型的磁暴中，磁層從太陽風所獲得並耗散的總能量。而半徑為 3個地球半徑的球面之外的地球基本磁場的總能量也只有3×1016焦耳。可見，磁暴期間磁層擾動之劇烈。
磁層亞暴時注入的粒子向西漂移,並繞地球運動,在主相期間來不及漂移成閉合的電流環，因此這時的環電流總是非軸對稱的，在黃昏一側強些。
除主相環電流外，在主相期間發生的亞暴還對應有伯克蘭電流體系。伯克蘭電流體系顯然是非軸對稱的。它在中低緯度也會產生磁效應,只不過由於距離較遠,效應較之極光帶弱得多。它和主相環電流的非軸對稱部分的地磁效應合在一起就是DS場。
由於磁層波對粒子的散射作用，以及粒子的電荷交換反應,環電流粒子會不斷消失。當亞暴活動停息後,不再有粒子供給環電流，環電流強度開始減弱，進入磁暴恢復相。
所有這些空間電流，在地面產生磁場的同時，還會在導電的地殼和地幔中產生感應電流，但是感應電流引起的地磁場變化，其大小隻有空間電流引起的地磁場變化的一半。
研究意義 磁暴觀測早已成為各地磁臺站的一項常規業務。在所有空間物理觀測專案中，地面磁場觀測最簡單可行,也易於連續和持久進行,觀測點可以同時覆蓋全球陸地表面。因此磁暴的地面觀測是瞭解磁層的最基本、最有效的手段。在研究日地空間的其他現象時，往往都要參考代表磁暴活動情況的磁情指數，用以進行資料分類和相關性研究。
磁暴引起電離層暴，從而干擾短波無線電通訊；磁暴有可能干擾電工、磁工裝置的執行；磁暴還有可能干擾各種磁測量工作。因此某些工業和實用部門也希望得到磁暴的預報和觀測資料。
磁暴研究除了上述服務性目的之外，還有它本身的學科意義。磁暴和其他空間現象的關係，特別是磁暴與太陽風狀態的關係，磁暴與磁層亞暴的關係，以及磁暴的誘發條件，供應磁暴的能量如何從太陽風進入磁層等等問題，至今仍是磁層物理最活躍的課題。磁暴作為一種環境因素，與生態的關係問題也開始引起人們的注意和興趣