地磁场是由地球内部磁性岩石及分布于地球内部和外部的电流产生的多种磁场叠加而成，分为内源场和外源场。内源场包括起源于地核的主磁场（地核场）和起源于地壳的岩石圈磁场（地壳场）。外源场主要分布在磁层、电离层以及星际空间的电流体系引起，是空间电磁环境在地球上的直接表象。此外，外源场也会在地球内部生成感应电流产生感应磁场。从全球平均看，地核场占总磁场的95%以上，地壳磁场约占4%，外源变化磁场及其感应磁场只占总磁场的1%。尽管主磁场不像外源场那样快速剧烈变化，却仍然长期不断变化，表现最为显著的是偶极距地变化，磁极移动等现象。
1、地球非偶极场
球内源所产生的磁场，除占总量90%的偶极场之外，还有约10%的非偶极场。非偶极场又叫地磁异常。它可以从观测场中减去最佳拟合的偶极场而得到，相当于式（6-8）中除F0以外的各项异常和。
地磁场分成正常场与异常两个部分，地磁场总强度为
F=F0+F1+F2+F3
非偶极场可以看成是由几个大范围的大陆和区域异常以及许多小范围的局部异常组成。
（1）大陆和区域异常
这种异常可延伸几百里，甚至几千公里，具有大陆规模。异常幅度可达几千nT。如下图，是1965年非偶极场等强度值图，其平均值为4000nT。
从该图可以看出东西两半球的不对称性。大西洋地区比平均值大，太平洋地区比平均值小。造成原因可能与下地幔的某种不均匀性有关。这个观点得到了地震波速度结构的支持，因为下地幔2000km处的结构在太平洋和大西洋下面是不同的。这种结构上的差异，将影响地幔和地核的耦合方式和耦合程度。鉴于地震探测技术，能分辨出几公里高度变化，从而使幔核界面上的地形“肿块”在地面上造成可以观测的重力异常。如果是这样的话，上述磁异常与重力异常之间应有一定的相关性。根据观测到的地磁异常与重力异常资料，点在图上，呈现相当好的线性相关，它们的相关系数达到0.84。幔核界面的反常耦合会引起湍流，从而表现出这种地磁区域异常。
（2） 局部异常
这种异常延伸几公里至几十公里，主要由地壳的磁性矿物所引起的，它与地质构造和地形有密切关系。这种磁性矿物或局部磁化异常，可能是感应或剩余或混合造成的。这种局部异常只有在大比例的地磁图上才能显示出来。其异常幅度，由于磁源离地面较近，可以高达几千nT。但异常尺度较小，有的不过几十公里。显然，这已不是地球基本磁场，实际上它已进入磁法探矿范围。但无论如何，地壳的岩石磁性只能保持在居里点等温线的相应深度以上，即20~25km以上。在居里点等温线以下到地核之间，大概率是非磁性介质。为了研究局部异常，获得大比例磁异常图，需进行专门的地面磁测和航空磁测。
2、IGRF参考场
IGRF（International Geomagnetic Reference Field，国际地磁参考场）是有关地球主磁场与长期变化的模型，IGRF的误差主要来源于：忽略外源场、球谐级数的截断、台站分布的不均匀、忽略地壳磁异常场等。分析我国大陆地区IGRF的误差，有利于我国地磁研究人员在工作中合理地应用IGRF资料。如果不计磁异常与环境干扰都比较大的北京台，29个基准台的IGRF的误差（均方根差）为146.9nT。（引自百度百科）
从上文可以看出，测量的磁场数据减掉地磁参考值的异常值包含地壳磁异常场和外源场。
（1）参考场阶数n
从上一篇，可以知道地球参考场通过高斯球谐函数展开，球谐函数展开的阶次越高，对地磁场拟合程度越佳、空间分辨率越高，但起源于地核的主磁场同起源于地壳的岩石圈磁场波长不同，其球谐函数开展开阶次有所不同，IGRF中球谐函数并不能无限展开。下图给出了地磁场的在地球表面和核幔界面处的能谱，图中计算的球谐系数来自CHAMP卫星资料构建的Pomme模式。
从图中可以看出，地磁场偶极子的成分远大于其他成分，地磁场的空间分布近似于位于地心的磁偶极子产生的磁场。图中表明在地球表面能谱En随着n的增大不断减小，但约在n=13或14时发生转折，n>16时En基本保持平衡；而在核幔边界处En随着n的增大缓慢减小，但n>13时En陡然随着ｎ 的增大而快速增大，表明起源于地壳的岩石圈磁场在延拓至核幔边界时被不合理地放大。大体可以认定球谐函数n<13的部分起源于地核，而n>16部分源于地壳，但值得注意的是地核场和地壳场是无法截然区分的。目前，主磁场IGRF模式的球谐函数展开阶次n为13。
（2）参考场选取时间
正常地磁场随时间长期变化，时间是ＩＧＲＦ模式中一个重要参量，包括《航空磁测技术规范》（DZ/T0142-2010)在内，各规范均没有对校正正常场至哪个时间点进行规定。采用IGRF原则上可以根据相隔五年的球谐系数或年变系数计算任意时间点的地磁要素，但实际IGRF的精度有限，通常只能按日计算。航磁测量飞行有着自身的特点，通常测量一个工区要持续数月或几年，理论上每架次测量数据的正常场校正均可改正至测量日当天的IGRF，但IGRF中采用的年变系数的精度有限，是对未来主磁场长期变化的预测，对每架次航磁数据进行逐日校正会带来不确定性，航磁资料通常只校正至工区开工之日。考虑到年变系数的预测因素，作者建议航磁测量中IGRF校正日期仅精确至年，例如2012年6月30日开工进行测量飞行的工区，其全部航磁数据校正的正常场均为2012年1月1日0时的IGRF。如果测量飞行的工区是跨年度飞行，分属不同年份采集的数据，作者也建议校正至开工年的IGRF，因为对一个工区的数据逐年或逐日、逐月的采用相应测量时间的ＩＧＲＦ进行校正会在连续的飞行测量的磁场曲面上人为引入由IGRF不同造成的测线水平误差，这是航空物探资料处理中所忌讳的。即使IGRF校正至开工年，也不会影响航磁资料的精度，因为航空磁测不是绝对测量而是相对测量，地球磁场是在不断变化的，尽管建立了各种地磁场模式力图消除地球磁场短期或者长期的变化，但其精度仍不能将磁异常视为绝对值。从另外一个角度讲，航磁测量不同的离地高度也进一步将测量值局限在相对值的范围内，因此所用航磁图件的磁场水平都是根据数据状况和解释者的需要随机确定的。后续区域性航磁编图或编制全国航磁图时，也涉及正常场改正，需要根据DGRF(Definitive Geomagnetic Reference Field (DGRF),确定参考场模型 )对当时使用的IGRF进行重新修正，统一磁场水平，前期将IGRF校正至开工年份（部分航磁测量因测量年代“久远”，已经无法确切了解具体的开工日期，只能推算至开工年）也最有利于重新恢复原始资料处理中被校正的IGRF。（摘自《航空磁测中正常地磁场校正_骆遥》）
目前最新的地磁参考场是IGRF13（1945-2025），由IAGS于2019年12月发布，可以访问网站是：https://www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vmod/igrf.html，http://geomag.bgs.ac.uk/research/modelling/IGRF.html
下图是参考场的总磁场强度及其变化率
3、物质磁性
抗磁性（逆磁性），由外磁场引起，负值与温度无关
顺磁性，由外磁场引起，磁化率不大的正值，与绝对温度成反比。
铁磁性，弱外磁场作用下，铁磁性物质即可磁化饱和，其磁化率要比抗、顺磁性物质的磁化率大得多。
磁化率与温度的关系，当温度升高时，铁磁性物质磁化率逐渐增加，临近居里点时达到极大值；然后急剧下降，趋于零。居里点为铁磁性物质的磁化强度陡然降低，物质由铁磁性转为顺磁性的温度。
（1）表征磁性概念
（2）磁性矿物
抗磁性矿物，其磁化率都很小，在磁力勘探中通常视为无磁性的，顺磁性矿物，其磁化率要比抗磁性矿物大得多，约2个数量级。铁磁框不仅有较强的磁化率，且有较强的剩余磁性，其变化范围大 。
（3）岩石磁性
沉积岩的磁性较弱
火成岩分为侵入岩和喷出岩，侵入岩随岩石的基性增强而增大，超基性岩是火成岩中磁性最强的，基性和中性岩次之；花岗岩建造的侵入岩，普遍是铁磁-顺磁性的，磁化率不高。喷出岩与同类侵入岩相近，磁化率特征相同，但因其结晶块，磁化率离散性大；火成岩具有明显的天然剩余磁性。
变质岩的磁化率和天然剩余磁化强度，其变化范围很大，其磁性分为铁磁-顺磁性，和铁磁性，与原来的基质有关，也与生成条件有关。
（4）影响岩石磁性的主要因素
岩石中铁磁性矿物含量越多，磁性愈强
铁磁性矿物含量相对不变，颗粒粗较颗粒细的磁化率大
岩石磁性与温度和压力有关系。
4、不同地磁体的正演和反演
正演：知道地磁体的形状、埋深，计算磁体磁场分布分布
反演：知道磁场分布，推算地磁体的形状和埋深
(1)球体磁场分布
在自然界一些有限大小的地质体，当中心埋深比其直径大很多时，它们在地面产生的磁场特征与球体磁场特征近似。因此，讨论球形磁性体的磁场不仅有实际意义，也有一定代表性。
（2）水平圆柱体
对于水平圆柱体，我们只讨论二度情况，即沿走向水平圆柱体无限伸长，且沿走向水平圆柱体的埋深、截面形状、磁化特征均稳定的情况。在这种情况下，它在空间直角坐标系中的场，只与坐标（x，z）有关，而与y无关。
（3）板状体
许多地质体都可简化为板状体，如岩墙、岩脉、沉积变质的含铁石英岩系，地台基底中的变质岩系和杂岩系，各种磁性矿脉等。只要它们沿走向长度较大，都可看作是厚度、产状不同的板状体。
板状体被均匀磁化时，仅有面磁荷分布，且同一磁荷密度相同。板状体在地面任一点P产生的磁场，是各个磁荷面在该点产生磁场的总和。因此，计算板状体的磁场可归结为计算磁荷面磁场，而后求和。
1）二度水平和倾斜磁荷面的磁场
单个磁荷面是不存在的。在一个向下延伸很深的磁性厚岩脉，当它为顺层磁化时，仅上下两个端面有磁荷分布，下端面因埋深很大，在地面引起的磁场可忽略，可只考虑上顶面引起的磁场。
2)为了研究和解释方便，在一定误差范围内有把有限延长（或延深）的地质体看作是无限延长或延深的地质体。根据理论计算，当磁性体长度2L与埋深h之比大于10时，Za-与Za2L的差别小于6%。通常将Za等直线的长轴与短轴之比大于或等于三的情况，当作地质体走向为无限长的情况。
3）走向、延深无限厚板状体
4）厚板状体的磁场特征
由于板状体有倾向，一般其截面为非轴对称性；只有当板状体的倾角为90度即直立时，特定方向磁化，其磁场表达式及其磁场曲线形态才简单。一般顺磁化无限延深时其磁场表达式及剖面曲线形态，可作为了解板状体磁场特征的基础。
5）薄板状体的磁场
走向无限，延伸无限薄板状体的磁场
薄板状体可看作是厚板的特殊情况。在一定限度内当板状体的2b远小于h时称其为薄板，反之称为厚板
走向无限，延伸有限薄板状体
（4）台阶
磁性接触带台阶，可将其看作是有限延深二度厚板的特例，即一个层面趋于无穷远的情况
（5）背斜
当磁性沉积层或其他磁性层褶皱时，会产生背斜或向斜等构造。这种构造在均匀磁化条件下，都可用磁荷面磁场叠加求和的方法研究其磁场。若有一两翼对称的背斜磁性岩层，且两翼向下无限延深；设h为背斜顶端的埋藏深度，H为背斜顶端下缘的深度。
（6）其他形状的
比如二度多边形截面水平柱体，直立长方体，二度半多边形截面柱体及其组合三度体磁场等等。
5、规则磁性体与其异常的关系概要
前几节中公式较多，但只要掌握了沿特定方向磁化（如垂直磁化和顺层磁化）磁性体的简单基本函数形式及其曲线形态，就可根据任意磁化与特定方向磁化间的关系式，分析掌握任意磁化下的磁化体磁场表达式及其特征。
可通过每种磁性体的磁场平面特征、剖面特征和空间特征来展示磁性体与磁场的对应关系，分辨一种形体与另一种形体磁场特征的差别。因此，对不同形体与其磁场特征的对应关系进行总结分析，对实际磁异常的解释和系统掌握磁性体磁场的特征，是必要的。
（1）磁性体与其磁场平面分布的对应关系
单个磁性体Za磁异常的平面等值线形状大体可分为三种，即长带状、等轴状和椭圆状。如球体的Za等值线为等轴状，二度板状体和水平圆柱体等的Za等值线为长带状，有限长水平圆柱体和板状体的异常为长椭圆状。可见平面等值线的形态往往是磁性体水平展布情况的反映，磁异常轴的方向一般反映地质体的走向。
我们可以根据Za等值线的形状，把磁性体区别为二度异常和三度异常。即取1/2极大值等值线，若长轴为短轴长度的三倍以上，则视为二度异常；否则为三度异常。三度异常又可分为长、短轴近于相等的等轴状异常和长短轴之比大于1而小于3的似二度异常。
（2）磁性体与其磁场的剖面对应关系
由以前所作的讨论可知，磁性体的Za剖面曲线有三种基本形态：两侧无负异常的Za曲线、一侧有负异常的Za曲线和两侧都有负异常的Za曲线。
1）两侧无负异常的Za曲线
顺层（或顺轴）磁化无限延深板状体（或柱状体）的Za异常为两侧无负值的曲线。其极大值对应原点。这种剖面异常特征可作为判定磁性体顺层（或顺轴）磁化且向下无限延深的标志。
2）一侧有负异常的Za曲线
斜磁化无限延深板状体的Za剖面曲线为一侧有负值的曲线。Za曲线不对称，原点位于Zamax和Zamin之间；负值位于Ms穿出板面的一侧。曲线的不对称性决定于γ角的大小；γ角愈大，曲线愈不对称。当磁性体呈南北走向时，Ms垂直向下。可根据Za曲线的陡缓判断板状体的倾向。
3）两侧有负值的Za曲线
Za剖面曲线两侧出现负值，是磁性体下延深度不大的表现，如球体、有限延深的柱体和板状体、水平圆柱体等，其Za剖面曲线一般都是两侧出现负值。有限延深磁性体的截面为轴对称形的，如球体、水平圆柱体和直立板状体等。在垂直化情况下，其Za曲线为两侧有负值的对称曲线：并且其极值对应原点。若为斜磁化， Za为非对称曲线，原点位于二极值点坐标之间。顺层磁化有限延深板状体，在板体倾向一侧负值较强；对有限延深、倾斜且斜磁化的板状体，其曲线的非对称性不仅与γ角有关，还与磁性体下端的位置有关。
（3）磁性体与其磁场空间等值线的对应关系
图中列出了各类型磁性体的Za空间等值线图。可见厚板状体和水平薄板状体，Za等值线有交于两点的趋势。有限延深的磁性体，正等直线两侧均有负等值线；对接触界线，则只有一侧有负等值线。
在磁性体的不同高度上， Za的正值范围和Zamax的位置均不同；不同形体其磁场随高度的减小程度也不同。当磁性体的埋藏深度增大后不同形态磁性体的异常特征变得不明显；但是对下延到接近磁性体顶部的Za曲线， 磁性体的形态在异常特征上就反映得较清楚。
（4）d T受斜磁化影响比Za 大、二度体 Ta 异常不受斜磁化影响
