miniatura|Polaritat geomagnètica durant els darrers 5 milions d'anys (Pliocè i Quaternari, era Cenozoica final). Les zones fosques denoten períodes en què la polaritat coincideix amb la polaritat normal actual; les àrees clares denoten períodes en què aquesta polaritat s'inverteix
Una inversió geomagnètica és un canvi en el camp magnètic d'un planeta de manera que les posicions del nord magnètic i del sud magnètic s'intercanvien (no confondre amb el nord geogràfic i el sud geogràfic). Es deuen principalment a la dinàmica interna del nucli extern de la Terra, on la convecció del ferro líquid genera corrents elèctrics que produeixen el camp magnètic (efecte dinamo). Aquest procés caòtic pot portar a inestabilitats que fan que el camp dipolar es col·lapsi temporalment i es reorganitz i espontàniament en la polaritat oposada, com mostren simulacions numèriques de la dinamo terrestre.
Freqüència El camp magnètic terrestre ha alternat períodes de polaritat normal (en què la direcció predominant del camp era la mateixa que la direcció actual), i polaritat inversa (en què era el contrari). Aquests períodes s'anomenen cron.
Les ocurrències d'inversions són estadísticament aleatòries. Hi ha hagut almenys 183 inversions durant els darrers 83 milions d'anys (de mitjana un cop cada ~450.000 anys). L'última, la inversió de Brunhes-Matuyama, es va produir fa 780.000 anys, amb estimacions molt diferents de la rapidesa amb què va passar. Altres fonts estimen que el temps que triga a completar-se una inversió és, de mitjana, d'uns 7.000 anys per a les quatre inversions més recents. Clement (2004) suggereix que aquesta durada depèn de la latitud, amb durades més curtes a latituds baixes i durades més llargues a latituds mitjanes i altes. Tot i que variable, la durada d'una inversió total sol ser d'entre 2.000 i 12.000 anys.
Encara que hi ha hagut períodes en què el camp s'ha invertit globalment (com l'excursió de Laschamp) durant diversos centenars d'anys, aquests esdeveniments es classifiquen com a «excursions» més que com a «inversions geomagnètiques» completes. Els crons de polaritat estable sovint mostren excursions direccionals grans i ràpides, que es produeixen més sovint que les inversions, i es podrien veure com a inversions fallides. Durant aquestes excursions, el camp s'inverteix al nucli extern líquid, però no al nucli intern sòlid. La difusió al nucli extern líquid és en escales de temps de 500 anys o menys, mentre que la del nucli intern sòlid és més llarga, al voltant de 3.000 anys.
Història A principis del , geòlegs com Bernard Brunhes es van adonar per primera vegada que algunes roques volcàniques estaven magnetitzades en sentit contrari a la direcció del camp local de la Terra. La primera evidència sistemàtica i estimació a escala de temps de les inversions magnètiques va ser feta per Motonori Matuyama a finals de la dècada del 1920; va observar que les roques amb camps invertits eren totes del Plistocè inferior o més antigues. Aleshores, la polaritat de la Terra es coneixia malament i la possibilitat d'una inversió va despertar poc interès.
Tres dècades més tard, quan es va entendre millor el camp magnètic de la Terra, es van avançar teories que suggerien que el camp de la Terra podria haver-se invertit en un passat remot. La majoria de les investigacions paleomagnètiques a finals de la dècada del 1950 incloïen un examen del moviment dels pols i la deriva continental. Tot i que es va descobrir que algunes roques invertirien el seu camp magnètic mentre es refredaven, es va fer evident que la majoria de les roques volcàniques magnetitzades conservaven rastres del camp magnètic de la Terra en el moment en què les roques s'havien refredat. En absència de mètodes fiables per obtenir edats absolutes de les roques, es pensava que les inversions es produïen aproximadament cada milió d'anys. El següent gran avenç en la comprensió de les inversions va arribar quan es van millorar les tècniques de datació radiomètrica a la dècada del 1950. Allan V. Cox i Richard Doell, del Servei Geològic dels Estats Units (USG), volien saber si es produïen canvis a intervals regulars i van convidar el geocronòleg Brent Dalrymple a unir-se al seu grup. Van produir la primera escala de temps de polaritat magnètica l'any 1959. A mesura que van acumular dades, van continuar perfeccionant aquesta escala en competència amb Don Tarling i Ian McDougall a la Universitat Nacional d'Austràlia. Un grup liderat per Neil Opdyke a l'Observatori de la Terra de Lamont–Doherty va demostrar que el mateix patró d'inversions es va registrar en sediments de nuclis d'aigües profundes.miniatura|Anomalies magnètiques del fons maríDurant les dècades del 1950 i 1960, la informació sobre les variacions del camp magnètic de la Terra es va recopilar en gran part emprant vaixells d'investigació, però les complexes rutes dels creuers oceànics van dificultar l'associació de dades de navegació amb les lectures del magnetòmetre. Només quan les dades es van representar en un mapa es va fer evident que les bandes magnètiques notablement regulars i contínues apareixen als fons oceànics.
L'any 1963, Frederick Vine i Drummond Matthews van donar una explicació senzilla combinant la teoria de l'extensió del fons marí de Harry Hess amb l'escala de temps coneguda d'inversions; el nou fons marí es magnetitza en la direcció del camp magnètic actual. Així, el fons marí que s'estén des d'una dorsal central produirà parells de bandes magnètiques paral·leles a la dorsal. El canadenc L. W. Morley va proposar de manera independent una explicació similar el gener de 1963, però el seu treball va ser rebutjat per les revistes científiques Nature i Journal of Geophysical Research, i va romandre inèdit fins al 1967, quan va aparèixer a la revista literària Saturday Review. La hipòtesi Vine-Matthews-Morley va ser la primera prova científica clau de la teoria de la propagació del fons marí de la deriva continental.
A partir de 1966, els científics de l'Observatori Geològic Lamont-Doherty van trobar que els perfils magnètics a través de la dorsal Pacífic-Antàrtica eren simètrics i coincidien amb el patró de la dorsal de Reykjanes de l'Atlàntic nord. Les mateixes anomalies magnètiques es van trobar a la majoria dels oceans del món, cosa que va permetre estimar quan s'havia desenvolupat la major part de l'escorça oceànica.
Observant camps magnètics passats miniatura|Polaritat geomagnètica des del Juràssic mitjà. Les zones fosques denoten períodes en què la polaritat coincideix amb la polaritat actual, mentre que les zones clares denoten períodes en què aquesta polaritat s'inverteix. El Superchron del Cretaci Normal és visible com la banda negra àmplia i ininterrompuda a prop del centre de la imatge Les anteriors inversions de camp es registren als minerals ferromagnètics (més exactament ferrimagnètics) «congelats» dels dipòsits sedimentaris consolidats o dels fluxos volcànics refredats a la terra.
El registre passat d'inversions geomagnètiques es va notar per primera vegada observant les "anomalies" de la banda magnètica al fons de l'oceà. Lawrence W. Morley, Frederick John Vine i Drummond Hoyle Matthews van fer la connexió amb l'extensió del fons marí en la hipòtesi Morley-Vine-Matthews que aviat va portar al desenvolupament de la teoria de la tectònica de plaques. La velocitat relativament constant a la qual s'estén el fons marí dona lloc a bandes de substrat a partir de les quals es pot inferir la polaritat del camp magnètic passat a partir d'un magnetòmetre remolcat pel fons del mar.
Com que cap fons marí no subduït existent (o fons marí introduït a les plaques continentals) té més d'uns 180 milions d'anys d'antiguitat, calen altres mètodes per detectar inversions més antigues. La majoria de les roques sedimentàries incorporen petites quantitats de minerals rics en ferro, l'orientació dels quals està influenciada pel camp magnètic ambiental del moment en què es van formar. Aquestes roques poden conservar un registre del camp si no s'esborra després per canvis químics, físics o biològics.
Com que el camp magnètic terrestre és un fenomen global, es poden utilitzar patrons similars de variacions magnètiques en diferents llocs per ajudar a calcular l'edat en diferents llocs. Les últimes quatre dècades de dades paleomagnètiques sobre les edats del fons marí (fins a ~ 250 Ma) han estat útils per estimar l'edat de les seccions geològiques en altres llocs. Tot i que no és un mètode de datació independent, depèn de mètodes de datació per edat absoluta com els sistemes radioisotòpics per obtenir edats numèriques. S'ha tornat especialment útil per als geòlegs metamòrfics i ígnis on els fòssils índexs rarament estan disponibles.
Escala de temps de la polaritat geomagnètica Mitjançant l'anàlisi d'anomalies magnètiques del fons marí i la datació de seqüències d'inversió a terra, els paleomagnetistes han estat desenvolupant una escala de temps de polaritat geomagnètica (Geomagnetic Polarity Time Scale , GPTS). L'escala de temps actual conté 184 intervals de polaritat en els últims 83 milions d'anys (i, per tant, 183 inversions).
Canvi de freqüència al llarg del temps La taxa d'inversions del camp magnètic terrestre ha variat molt al llarg del temps. Fa 72 milions d'anys (Ma), el camp es va invertir 5 vegades en un milió d'anys. En un període de 4 milions d'anys centrat en 54 Ma, es van produir 10 inversións; cap als 42 Ma, es van produir 17 inversions en el període de 3 milions d'anys. En un període de 3 milions d'anys centrat en el 24 Ma, es van produir 13 inversions. No menys de 51 inversions es van produir en un període de 12 milions d'anys, centrats en 15 Ma. Es van produir dues inversions durant un període de 50.000 anys. Aquestes èpoques d'inversions freqüents s'han contrapesat per uns quants supercrons (períodes llargs en què no es va produir cap inversió).
Supercrons Un supercron és un interval de polaritat (cron) que dura almenys 10 milions d'anys. Hi ha dos supercrons ben establerts: el del Cretaci Normal i el del Kiamà. Un tercer candidat, el Moyero, és més polèmic. Abans es pensava que la zona tranquil·la del Juràssic en anomalies magnètiques oceàniques representava un supercron, però ara s'atribueix a altres causes.
El Supercron del Cretaci Normal (també anomenat Supercron del Cretaci o C34) va durar gairebé 40 milions d'anys, des d'uns 120-183 Ma, incloent etapes del període Cretaci des de l'Aptià fins al Santonià. La freqüència d'inversions magnètiques va disminuir constantment abans del període, arribant al seu punt més baix (sense inversió) durant el període. Entre el Cretaci Normal i l'actualitat, la freqüència generalment ha augmentat lentament.
El Supercron de la reversió del Kiamà va durar aproximadament des de finals del Carbonífer fins a finals del Permià, o durant més de 50 milions d'anys, al voltant de 312-262 Ma. El camp magnètic havia invertit la polaritat. El seu nom deriva de la ciutat australiana de Kiama (Nova Gal·les del Sud), on es van trobar algunes de les primeres evidències geològiques del supercron l'any 1925.
Se sospita que l'Ordovicià va acollir un altre supercron, anomenat Supercron d'Inversió de Moyero, que va durar més de 20 milions d'anys (fa 485 a 463 milions d'anys). Fins ara, aquest possible supercron només s'ha trobat a la secció del riu Moyero, al nord del cercle polar a Sibèria. A més, les millors dades d'altres llocs del món no mostren proves d'aquest supercron.