В отличие от других планет земного типа Земля обладает относительно сильным магнитным полем. Земля как космическое тело генерирует постоянное магнитное поле, называемое нормальным, или первичным. Многие горные породы и руды обладают магнитными свойствами и способны под воздействием этого поля приобретать намагниченность и создавать аномальные, или вторичные, магнитные поля. Выделение этих аномальных полей из наблюдённого или суммарного геомагнитного поля, а также их геологическое истолкование являются целью магниторазведки.

Магнитометрическая, или магнитная, разведка (сокращенно магниторазведка) — это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитных неоднородностей литосферы по аномалиям магнитного поля Земли.

К созданию магниторазведки в России привели измерения напряжённости магнитного поля, выполненные  во второй половине XIX века в Курской области при поисках сильно магнитных рудных залежей. Эти специальные исследования с геологическими целями положили начало генеральной магнитной съёмке территории нашей страны и развитию всей отечественной разведочной геофизики.

От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью, особенно в воздушном или аэроварианте. Магниторазведка является эффективным методом поисков и разведки железных руд. Однако её широко применяют и при геологическом картировании, структурных исследованиях и поисках других полезных ископаемых.

В качестве основных измеряемых и изучаемых в магниторазведке параметров магнитного поля Земли выступают полный вектор напряж ё нности (Т) или вектор магнитной индукции (В) (см. рисунок 15).

Рис. 15.Элементы земного магнитного поля. Направление координатных осей: x — север географический; y — восток географический,

z − к центру Земли.

Как уже говорилось ранее, в любой точке околоземного пространства существует магнитное поле, которое определяется вектором магнитной индукции (В ) или полным вектором напряжённости (Т), т.е. направлением действия и модулем. Вдоль вектора T устанавливается подвешенная у центра тяжести магнитная стрелка. Проекция этого вектора на горизонтальную поверхность и вертикальное направление, а также углы, составленные этим вектором с координатными осями, носят название элементов магнитного поля (см. рисунок 15).

Если ось х прямоугольной системы координат направить на географический север, ось у — на восток, а ось z — вертикально вниз, то проекцию полного вектора T на ось z называют вертикальной составляющей и обозначают Z. Проекцию полного вектора Т на горизонтальную плоскость называют горизонтальной составляющей ( Н ) . Направление H совпадает с магнитным меридианом и задается осью стрелки компаса или буссоли.

Проекцию Н на ось х называют северной (или южной) составляющей X, проекцию Н на ось у — восточной (или западной) составляющей У. Угол между осью х и составляющей Н называют магнитным склонением и обозначают I). Принято считать восточное склонение положительным, западное — отрицательным. Угол между вектором Т и горизонтальной плоскостью называют магнитным наклонением и обозначают J. При наклоне северного конца стрелки вниз наклонение называют северным (или положительным), при наклоне южного конца стрелки вверх — южным (или отрицательным). Взаимосвязь полученных элементов магнитного поля Земли выражают следующими формулами:

Н = TсоsJ; Z= TsinJ; Z = HtgJ; -T²=H² + Z² и др. (11)

При магнитной разведке измеряют абсолютные составляющие поля (D, J, Н и Т) или относительные значения поля — приращения, т.е. разность значений элементов магнитного поля между наблюдениями на всех точках измерения и одной исходной (опорной, базовой) точкой (как правило, это ΔZ и ΔТ).

Единицей напряжённости магнитного поля в системе СИ является ампер на метр (А/м), а в системе СГСМ — эрстед (Э). В практике магниторазведки широко применяется также внесистемная единица напряжённости магнитного поля — гамма (γ). Перечисленные единицы измерения напряжённости магнитного поля соотносятся следующим образом:

1 А/м = 4π∙10^-3Э; 1Э = 10⁵ γ.

Единицей измерения магнитной индукции в системе СИ является тесла (Тл). В магниторазведке используется более дробная единица — нанотесла (нТл), 1 нТл = 10^-9 Тл. В реальных средах магнитная индукция (В) соотносится с напряжённостью (Т) как

В = μ_о∙Т (1 + χ)

где μ_о  — абсолютная магнитная проницаемость вакуума (в СИ μ_о = 4π 10^-7 ∙Гн∙м^-1, в СГСМ μ_о = 1); χ − магнитная восприимчивость (χ = I_i/Т, где I_i — индуктивная намагниченность) является безразмерной величиной, но имеет разные значения в системе единиц СИ и СГСМ: χ(СИ) = 4π∙χ(СГСМ).

Магнитную восприимчивость горных пород принято измерять в 10^-5 ед. СИ; именно такой порядок значений имеет χ у наименее магнитных пород.

Магниторазведочная аппаратура обычно находится в немагнитной среде — воздухе или воде, для которых χ = 0, поэтому В = μ_о T, в системе СГСМ

В = Т.

Следовательно, магнитное поле Земли может быть выражено либо в единицах магнитной индукции (нТл), либо в единицах напряжённости (γ), при этом 1 нТл количественно соответствует 1 γ.

Многочисленными наблюдениями значений магнитного поля Земли показано, что в среднем полный вектор напряжённости Т изменяется от 0,66∙10⁵ нТл на полюсах до 0,33∙10⁵ нТл в районе экватора. При этом вертикальная составляющая (Z) уменьшается от 0,66∙10⁵ нТл до нуля, а горизонтальная составляющая (Н) увеличивается от нуля до 0,33∙10⁵ нТл. Детальное изучение магнитных свойств горных пород различного возраста на разных континентах установило миграцию (изменение местоположения) магнитных полюсов и их инверсию, т.е. смену знаков (направления), происходящую с периодом от 0,5 до нескольких десятков миллионов лет.