Принято считать, что магнитное поле, наблюдаемое в какой-либо точке Земли Н_т, является суммой поля однородной намагниченности Земли (Н_о — поле земного диполя), мировых или материковых Н_м, региональных Н_а и локальных Н_в аномалий, а также дополнительного поля Н_е, связанного с внешним причинами. Источники поля Н_о находятся на границе ядра. Очевидно, с глубинными факторами связано и поле Н_м, поэтому сумму Н_о + Н_м принимают за нормальное поле Земли. Аномалии Н_а и Н_в связаны с особенностями размещения в литосфере горных пород, различающихся по своим магнитным свойствам.

Аномальное поле материков отчетливо выявляет особен­ности их геологического строения: хорошо выделяются платформенные области, щиты, геосинклинали. Главные особенности его — дисбалансность, пестрота, резкое отличие соседних участков и иногда однотипность поля в районах разного геологического строения. Шельфовым областям океана свойственно сложнопостроенное магнитное поле с большим разнообразием простираний, конфигураций и интенсивности аномалий. Магнитные поля шельфа по внешнему виду схожи с полями платформенных областей.

Магнитное поле Земли оказывает влияние и на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов, таких, как гематит, магнетит, титаномагнетит и др. Особенно это проявляется в магматических горных породах – базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в процессе застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того, когда горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется, она как бы «консервируется» в породах.

Определённая ориентировка ферромагнитных минералов происходит и в осадочных породах во время осаждения железистых минеральных частиц. Намагниченность (J ) ориентированных образцов определяется как в лабораториях, так и в полевых условиях. В результате измерений устанавливается склонение и наклонение магнитного поля во время первоначального намагничивания минералов горных пород. Таким образом, и магматические, и осадочные горные породы нередко обладают стабильной намагниченностью, указывающей на направление магнитного поля в момент их формирования. Отношение намагниченности к напряжённости магнитного поля (Н) называется магнитной восприимчивостью (χ): χ = J /Н.

В настоящее время при геологических исследованиях и поиске железорудных месторождений полезных ископаемых широко применяется магнитометрический метод.

Магнитная восприимчивость различных минералов и пород варьирует и является векторным свойством. В соответствии с магнитными свойствами минералы подразделяются на диамагнитные, парамагнитные и ферромагнитные. Диамагнитные обладают незначительной отрицательной магнитной восприимчивостью. Они слегка отталкиваются магнитом. В качестве примера можно назвать кальцит, галит и металлическое золото, серебро, висмут. В этих минералах спины отдельных электронов взаимно компенсированы, вследствие чего в них отсутствует остаточный магнитный момент. Диамагнитны минералы с ковалентным типом связи или содержащие ионы с конфигурацией благородных газов.

Парамагнитные и ферромагнитные минералы характеризуются положительной магнитной восприимчивостью, более высокой для последних. Обе группы включают железосодержащие минералы, которые в различной степени притягиваются магнитом. В противоположность диамагнитным парамагнитные минералы содержат ионы, электроны которых обладают некомпенсированными спинами.

Намагничивание ферромагнитных минералов обусловлено параллельным расположением электронных спинов в ионах. Если соседние спины расположены антипараллельно, минерал является антиферромагнитным (например, манганозит MnO₂).

Магнитная восприимчивость зависит от структурного типа минерала. Например, у берилла (Al₂Be₃Si₆O₁₈) и рутила (TiO₂) слои ионов располагаются по разному: у берилла – перпендикулярно оси шестого порядка, у рутила – вытянуты вдоль направления главной оси четвёртого порядка. В силу этого величина магнитной восприимчивости по направлению главных осей (с) и в перпендикулярном направлении (ось а) разнится существенно:                         χ_а          χ_с

                     Берилл              +2,76     +1,29

                     Рутил                +10,5      +11,2

Магнитные свойства важны для разделения минералов с помощью электромагнита. Изменяя интенсивность магнитного поля, можно производить разделение не только парамагнитных и диамагнитных минералов, но и различных ферромагнитных минералов.

Магнитное поле океанов характеризуется правильной, гармоничной, волокнистой упорядоченной структурой. При этом магнитное поле срединных океанических хребтов удивительно близко по структуре в различных океанах земного шара. Эти поля однородны по интенсивности, а ориентировка аномалий выдерживается прямолинейной на больших расстояниях.

Дну океанов присущи полосовые магнитные аномалии (см. рисунок 5).

Они вытянуты линейно на сотни километров параллельно срединно-океаническим хребтам. На магнитных профилях наблюдается постепенное повышение интенсивности аномалии при приближении к осевой линии хребтов. От гребня к склонам магнитные аномалии быстро ослабевают. Английские геофизики Ф. Вайн и Д. Мэтьюз (1963 г.) выявили, что аномалии равной интенсивности, формы и ширины располагаются симметрично по отношению к центральной полосе, соответствующей рифтовой долине. Общая ширина чередующихся положительных и отрицательных полос составляет около 35 км.

Рис. 5. Полосовые магнитные аномалии над рифтом Срединно-Атлантического хребта (Рейкьянес, Индия).

Горные породы существенно различаются по магнитным свойствами и могут быть разделены на высоко-, слабо- и практически немагнитные. Как правило, с уменьшением основности пород ослабевают их магнитные свойства, по которым их можно поставить в следующий ряд: ультраосновные, основные, средние и кислые магматические образования, терригенные, органогенные и гидрохимические осадочные породы. Поскольку породы с повышенными магнитными свойствами обычно образуют изолированные тела и пласты среди слабомагнитных пород, морфология их выделения определяет структуру и форму магнитных аномалий.

Региональные и локальные магнитные аномалии отличаются друг от друга порядками, интенсивностью, градиентами, площадями, протяженностью, очертаниями в плане и вертикальном разрезе. Интенсивность аномалий колеблется от первых сотен до нескольких тысяч гамм; преобладают аномалии с интенсивностью около 1000 у. Аномалии могут быть чётко ограничены в плане или, сливаясь между собой, образовывать сложные аномальные контуры. По форме выделяются линейные, изометричные и неправильные (сложные) аномалии. Протяжённость обособленных аномалий составляет единицы — сотни километров, а ширина измеряется единицами — десятками километров.

Верхняя граница (кромка) магнитных масс располагается на разных глубинах: от дневной поверхности до 10—15 км и ниже; нижние кромки магнитных масс на континентах редко опускаются ниже 15—20 км, т.е. не выходят за пределы гранитного слоя. В океанах магнитоактивные массы могут находиться и в верхней мантии. Нижние кромки магнитных тел достигают максимальных глубин в зонах глубинных разломов, которым соответствуют интенсивные полосовые магнитные аномалии. В последнее время установлено наличие магнитоактивных масс в осадочном чехле, что обусловлено посторогенными (платформенными) магматическими процессами. Если для Восточно−Европейской платформы аномалеобразующее значение магматических тел, заключённых в чехле, второстепенно, то для Западно- и Восточно−Сибирской платформ оно очень существенно. К крупнейшим в мире локальным магнитным аномалиям принадлежит Курская, обусловленная сравнительно неглубоким залеганием железистых кварцитов. Здесь значения магнитного склонения меняются от 0 до 180°, а наклонения от -40 до 90°.

Изучение аномального магнитного поля, получаемого в результате аэро-, гидромагнитных и наземных съёмок, в настоящее время широко используется для исследования строения земной коры, а также поисков и разведки различных полезных ископаемых. Тесно связано с магнетизмом Земли её естественное электрическое (теллурическое) поле, которое из всех физических полей планеты менее всего изучено. В настоящее время имеется слишком мало сведений о структуре и временных вариациях электрического поля. Не установлены с достаточной достоверностью внешние и внутренние факторы, обусловливающие электрическое поле.

Предполагается (Т. Рикитаки), что, помимо искусственных нарушений, почти все флуктуации теллурических токов вызываются электромагнитной индукцией внутри Земли за счёт изменений во времени внешнего магнитного поля. К факторам, вызывающим теллурические токи, относятся также следующие процессы: стратосферно−электрические (колебания ионосферы, полярные сияния); погранично−электрические (фильтрационно−электрические процессы, конвекционные токи в нижних слоях атмосферы, грозовые процессы и т.д.); литосферно−электрические (контактные напряжения, термоэлектрические и электрохимические процессы); геомагнитные вариации, вызванные океаническими приливными токами; связанные с землетрясениями и вулканической активностью; глубинные термодинамические.

В настоящее время на основе использования естественного электрического поля Земли разработаны геофизические методы изучения внутренней структуры земной коры, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых.