تاریخ وارونه شدگی‌های مغناطیسی زمین

داستان کاوش واژگونی‌ها در خشکی
بنیانگذاران
آتشفشان، در نظر دیرینه مغناطیس شناس، به یک ضبط مغناطیسی غول پیکر می‌ماند. هر جریان گدازه که رو به سردی می‌رود، دانه‌های کوچک منیتیت (Fe3O4) در راستای میدان زمین سمت مغناطیسی می‌گیرند. دیرینه مغناطیس شناس با اندازه‌گیری مغناطیس پسماند جریان گدازه، جهت میدان زمین را در زمان تشکیل آن جریان تعیین می‌کند.
این نظر که قطبیت میدان مغناطیسی زمین عوض می‌شود، توسط دیرینه مغناطیس شناسانی که دست اندر کار بررسی ویژگی‌های مغناطیسی سنگ‌های آتشفشانی بودند، در دهه‌های نخست این قرن اظهار شد. آن‌ها متوجه شدند که بعضی سنگ‌ها به طور طبیعی در جهتی مغناطیده شده‌اند که امروزه جهت واژگون یعنی 180درجه مخالف جهت کنونی میدان زمین به شمار می‌آید. بنابراین، فرض کردند جهت میدان مغناطیسی زمین در زمان تشکیل آن سنگ‌ها، در عکس جهت امروزی آن بوده است. شاید این دیرینه مغناطیس شناسان پیشتاز در شگفت می‌شدند اگر درمی‌یافتند که این تفسیر نظریاز داده‌های کمابیش نارسای آنها، نیم قرن بعد گواه مشاهداتی محکمی در تایید واقعیت گسترش بستر اقیانوس فراهم خواهد آورد.
نخستین دیرینه مغناطیس شناسی که به کند و کاو در مسئله مهم سن یابی واژگونی‌های مغناطیسی زمین پرداخت، موتوناری ماتویاما بود. طی دهه‌ی 1920وی استاد دانشگاه سلطنتی کیوتو بود. ماتویاما هنگام تهیه‌ی نقشه‌ی ناهنجاری‌های مغناطیسی در ژاپن پی برد که شدت میدان مغناطیسی بر فراز برخی سازندهای آتشفشانی ضعیفتر از سایر جاهاست. در این سازندها منیتیت وجود دارد که انتظار می‌رفت بر شدت میدان مغناطیسی محلی بیفزاید، و لذا این مشاهده ماتویاما را شگفت زده کرد. ماتویاما در کوشش برای فهم معمای این ناهنجاری‌های منفی، نمونه‌هایی از نقاط مختلف ژاپن گرد آورد و مغناطیس آن‌ها را اندازه گرفت. وی دریافت که این سنگ‌ها از لحاظ مغناطیسی در دو گروه متمایز قرار می‌گیرند. میدان یک گروه به سوی شمال و متمایل به زمین، یعنی تقریباً موازی با میدان مغناطیسی کنونی زمین در ژاپن بود. میدان گروه دیگر به سوی جنوب و باللا متوجه بود، یعنی آنچه اکنون راستای واژگون به شمار می رود.
ماتویاما گامی فراتر از پژوهشگران پیشین برداشت: وی به سن سنگ‌ها دقیق شد. گرچه سن سنگ‌ها به طور دقیق معلوم نبود، او توانست تعیین کند قدمت همه‌ی سنگ‌هایی که به سوی جنوب مغناطیده‌اند به دوران پلییستوسن آغازی یا پیش از آن می‌رسد. از اینجا وی نتیجه گرفت که قطبیت میدان زمین در آغاز پلییستوسن معکوس شده است. براورد ماتویاما درباره‌ی سن جدیدترین واژگونی میدان زمین هنوز هم به نحوی شگفت انگیز خوب به نظر می‌رسد.
این فرض ماتویاما که میدان مغناطیسی زمین روزگاری به سمت جنوب متوجه بوده است همان قدر انقلابی به نظر می‌رسد که بگویند میدان گرانشی روزگاری رو به بالا بوده است. اما در سال 1308/1929 که ماتویاما نظر خود را منتشر کرد، ژئوفیزیکدان‌ها هنوز نظریه‌ی معقولی درباره منشأ میدان مغناطیسی زمین در اختیار نداشتند. و مادامی که ژئوفیزیکدان‌ها نمی‌دانستند که چرا جهت این میدان به سمت شمال است، دلیلی نداشت با این نظر که جهت میدان روزگاری هم می‌توانسته رو به جنوب بوده باشد، مخالفت کنند. از این رو واکنش دانشمندان همتای ماتویاما بیشتر سکوت بود تا ناباروری یا بی‌حرمتی. (ماتویاما سرانجام ژئوفیزیک را رها کرد و ریاست یک دانشگاه را به عهده گرفت و نیز به چیز دیگری که بسیار علاقه داشت، یعنی به بازی در تئاتر نو پرداخت.)
جستجوی تازه برای مقیاس زمانی واژگونی‌های مغناطیسی
در اواخر دهه‌ی 1950 پژوهش تجربی در دیرینه مغناطیس و به موازات آن پژوهش نظری در باب منشأ میدان مغناطیسی زمین شتاب زیادی گرفت. بولارد والساسر این نظریه را مطرح کردند که میدان مغناطیسی زمین در اثر برهم کنش حرکت‌های ماده‌ی سیال و جریان‌های الکتریکی در هسته‌ی زمین که از آهن مذاب تشکیل شده، پدید آمده است. علی‌الاصول هیچ دلیلی وجود ندارد که چنین مولدی بتواند قطبیت خود را تغییر بدهد. از این گذشته، ریکی تاکه یک مانسته‌ی مکانیکی برای این مولد ارائه کرد که به شکل یک دینام پس خوراندی دو دیسکی است و خاصیت معکوس کردن قطبیت خود را دارد.
در آن زمان پژوهش دیرینه مغناطیسی بیشتر در ارتباط با ثابت نبودن قطبیت و سوق قاره‌ای بود و بر سنگ‌های کرتاسه و کهنسالتر از آن تأکید می‌شد، زیرا مقدار سوق قاره‌ای در روزگاران پس از کرتاسه بسیار کمتر از آن است که با روش‌های دیرینه‌ی مغناطیس شناسی به آسانی قابل تشخیص باشد.
با این حال طی دهه‌ی 1950چندین دیرینه مغناطیس شناس با این هدف که سن جدیدترین واژگونی‌ها را تعیین کنند، به پژوهش سنگ‌های خیلی جوان ادامه دادند، به خصوص هاسپرز و سیگورگیرسون که در ایسلند کار می‌کردند و خارموف که در اتحاد شوروی کار می‌کرد. من در همین زمان در امریکا پژوهش خود را درباره‌ی واژگونی‌ها آغاز کردم. نتیجه‌ی اصلی این پژوهش تأیید نتیجه‌گیری ماتویاما بود که میدان زمین روزگاری در اوایل پلییستوسن معکوس شده است. تعیین دقیق‌تر زمان این واژگونی با ابزار سن‌یابی که آن زمان در اختیار داشتیم ممکن نبود. مشکل اصلی این بود که از روش‌های کلاسیک دیرینه شناختی هنگامی که برای سن یابی در دوران پلییستوسن به کار گرفته می‌شد، نتیجه‌ای عاید نمی‌شد، زیرا زمان لازم برای انجام فرایندهای تکامل و پراکندگی گونه‌های حیاتی به اندازه‌ای است که بخش بزرگی از پلییستوسن را شامل می‌شود. خطایی در حدود2/0 میلیون سال برای همبستگی‌یابی چینه شناختی میان سنگ‌های پرمین، که 250 میلیون سال از عمرشان می‌گذرد، ناچیز است، اما همین مقدار خطا در همبستگی یابی سنگ‌های پلییستوسن آغازی که تنها 5/1 میلیون سال از عمرشان می‌گذرد، قابل چشم پوشی نیست. از طرف دیگر، روش‌های سن یابی موجود در اواخر دهه‌ی 1950 برای سن یابی سنگ‌های پلییستوسن آغازی مناسب نبود زیرا ثابت‌ای زمانی فرایندهای واپاشی یا خیلی کوتاه است (سن یابی کربن 14) یا خیلی دراز (سن یابی پتاسیم- آرگون، روبیدیوم- استرانسیوم و سرب- سرب).
در اواخر دهه‌ی 1950 با برطرف شدن مشکل‌های موجود در تکنیک‌های پاک کردن طیف سنج‌های جرمی که در سن یابی پتاسیم- آرگون به کار می‌رفت، امکان سن یابی دقیق واژگونی‌ها با استفاده از این روش فراهم شد. این روش به گاه شماری "ساعت شنی" می‌ماند و مبتنی بر انباشت آرگون حاصل از واپاشی پتاسیم پرتوزا در سنگ است. پیش از اصلاح در تکنیک‌های زدودن آرگون هوا، سنگ‌های جوانتر از 10 میلیون سال را نمی‌شد با استفاده از این روش سن یابی کرد زیرا طیف سنج‌های جرمی که برای سنجش آرگون به کار می‌رفت با مقادیر جزئی آرگون هوا آلوده بود. هنگام اندازه گیری، این آرگون جوی از جدار درونی طیف سنج آزاد می‌شد و به اندک آرگونی که از سنگ جوان خارج شده بود، اضافه می‌شد. رینولدز در اواسط دهه‌ی 1950 در دانشگاه برکلی کالیفرنیا طیف سنج تمام شیشه‌ای را ساخت که می‌شد آن را در خلأ گرم کرد تا آرگون هوا که جذب آن شده بود، به بیرون رانده شود. پس با طیف سنج رینولدز، پس از پالایش به این شیوه، می‌شد مقادیر بسیار جزئی آرگون رادیوژنیک را خیلی دقیق اندازه گیری کرد. کورتیس و اورندن در برکلی بی درنگ این تکنولوژی تازه را برای سن یابی سنگ‌های جوان به کار گرفتند.
پس از آن بیشتر سن یابی‌هایی که برای تعیین مقیاس زمانی واژگونی‌های میدان مغناطیسی زمین به کار رفت، توسط سازمان زمین شناسی امریکا و در دانشگاه ملی استرالیا انجام شد. اما در اواخر دهه‌ی 1950راه بیشتر دانشمندانی که در این رشته مشغول پژوهش بودند به برکلی می‌رسید. همان طور که راه کسانی که در اوایل دهه‌ی 1960 درباره‌ی تکتونیک ورقه‌ای کار می‌کردند به کمبریج و پرینستون ختم می‌شد. در آن سال‌ها، ورگوهن در برکلی در زمینه‌ی دیرینه مغناطیس و فیزیک حالت جامد خود- واژگونی مغناطیسی به پژوهش مشغول بود. دوئل، دالریمپل، گرومه و من دانشجویان دوره‌ی دکترا در برکلی بودیم و مک دوگان فوق دکترایش را در همین دانشگاه می‌گذراند. یک بار دیگر می بینیم که تماس‌های شخصی میان گروهی کوچک چه اندازه در پدید آمدن مسیر تازه‌ای در پژوهش علمی اهمیت داشته است.
در سال 1956 که بالزلی از سازمان زمین شناسی امریکا تعدادی نمونه‌ی بازالت از اسنیک ریورپلین برایم فرستاد، من که دانشجوی دکتری بودم کار روی واژگونی‌ها را آغاز کردم. مغناطیدگی برخی از این نمونه‌ها معکوس بود. در حدود همین زمان یوییدا در ژاپن یک سنگ آتشفشانی کشف کرد که وقتی در میدان کنونی زمین سرد می‌شد، به صورت معکوس مغناطیده می‌شد. با این دو تبیین برای پدیده‌ی واحد مغناطیس واژگون، اوضاع نسبتاً ناجور می‌نمود، لذا خیلی از ژئوفیزیکدان‌ها برای مدتی فکر می‌کردند که مغناطیس واژگون مشاهده شده در سنگ‌ها جملگی نتیجه خود- واژگونی کانی شناختی است. در سال 1957 من چند صد نمونه از افق‌های زمانی مختلف بازالت‌های اسنیک ریورد گرد آوردم به امید آنکه همچون یوییدا در ژاپن دریابم که ماهیت کانی شناختی سنگ‌ها قطبیت مغناطیسی را در کنترل دارد. پس از چندین سال کار آزمایشگاهی دریافتم که قطبیت مغناطیسی ربطی به کانی شناسی ندارد بلکه به سن سنگ‌ها بستگی دارد. سنگ‌های آتش فشانی که من از آیداهو جمع کرده بودم مانند سنگ‌های آتشفشانیی بود که ماتویاما در ژاپن گرد آورده بود و نه مانند سنگ‌های یوییدا. علاوه بر آن، از روی شواهد دیرینه شناختی موجود به نظر می‌رسید که زمان جدیدترین واژگونی در آیداهو، همان طور که ماتویاما در ژاپن دریافته بود، در پلییستوسن باشد. همزمان، دانشمندان دیگر کشورها هم نتیجه های مشابهی به دست می‌آوردند. ظاهراً خود- واژگونی یک پدیده‌ی نادر بود و به نظر می‌رسید اغلب سنگ‌های "واژگون مغناطیده" در زمانی تشکیل شده باشند که میدان مغناطیسی زمین واژگون بود. معلوم بود که گام بعدی باید تلاش برای سن یابی دقیق‌تر سنگ‌ها با استفاده از روش پتاسیم- آرگون باشد. در سال 1961 دوئل و من با هم در سازمان زمین شناسی ایالات متحده در ملنو پارک روی دیرینه مغناطیس کار می‌کردیم. در این زمان دالریمپل، گرومه و مک دوگان در برکلی، به فاصله حدود یک ساعت از ما به پژوهش در دوره‌های دکترا و فوق دکترا مشغول بودند. در آن زمان، آزمایشگاه برکلی تنها آزمایشگاه جهان بود که امکان سن یابی دقیق سنگ‌های آتش فشانی جوان را فراهم می‌کرد و در آنجا بسیاری مسائل مهم برای تحقیق وجود داشت. به عنوان مثال، دالریمپل با این هدف که زمان بالا آمدن رشته کوه‌های سیرانوادا را پیدا کند، مشغول فراگیری چگونگی سن یابی سنگ‌های آتش فشانی جوان بود و مک دوگال به آموختن سن یابی برای تعیین سن جا به جا شدن فعالیت آتشفشانی در امتداد مجمع‌الجزایر هاوایی مشغول بود. دوئل و من، بدون دسترسی مستقیم به یک آزمایشگاه سن یابی، سنجش قطبیت سنگ‌هایی را شروع کردیم که به خاطر هدف‌های دیگری سن یابی شده بودند. این کار به تهیه‌ی نخستین مقیاس زمانی تجربی واژگونی‌ها منجر شد.
طی اواخر سال 1960 و اوایل سال 1961، دو گروه ملنوپارک و برکلی درباره‌ی نیاز به فراهم آوردن داده‌های بیشتر پتاسیم- آرگون و دیرینه مغناطیس در مورد سنگ‌های آتشفشانی جوان، گفتگوهایی داشتند. مک دوگان در بازگشت به دانشگاه ملی استرالیا در کانبرا، نمونه‌هایی برای سن یابی از جزایر هاوایی گردآوری کرد. وی سپس آزمایشگاهی برای سن یابی با روش پتاسیم- آرگون در دانشگاه ملی استرالیا ایجاد کرد و با دیرینه مغناطیس شناسی چون تارلینگ و شامالون به کار روی مسئله‌ی واژگونی پرداخت. دالیریمپل در سال 1963 در سازمان زمین شناسی ایالات متحده به دوئل ومن پیوست تا به کار متمرکزتر روی مسئله‌ی واژگونی بپردازد و مانند مک دوگان یک آزمایشگاه سن یابی برپا کرد که بر اساس آزمایشگاه برکلی طرح ریزی شده بود.
در مدت چهار سالی که از 1963 آغاز شد، رقابت دوستانه‌ای بین گروه‌های ملنوپارک و کانبرا برای روشن کردن تاریخچه‌ی واژگونی‌ها برقرار بود و سهم هر دو گروه در نتیجه نهایی تقریباً به یک اندازه بود. گهگاه این رقابت هیجان انگیز می‌شد و به بازی شطرنج از راه دوری می‌مانست که دو طرف از راه نامه نگاری به نشریات نیچر و ساینس با هم مکاتبه می‌کردند. چیزهایی از حال و هوای این بازی را می‌توان در توالی مقیاس‌های زمانی واژگونی که در شکل 1 نشان داده شده است، دید. دو گروه به سرعت انبوهی از داده‌های تازه از
آلاسکا، کالیفرنیا، نیومکزیکو، جزایر هاوایی، جزیره‌ی کوکوس، جزایر گالاپاگوس، جزیره‌ی موریتیوس، جزیره‌ی رینیون، استرالیا و ایسلند گرد آوردند. دو مجموعه‌ی داده‌ها پس از رفع برخی مواد تفاوت ابتدایی به خوبی با هم به توافق می‌رسیدند تا 1966 نمونه‌های مختلف مقیاس زمانی که پشت سر هم ارائه می‌شد، به وضوح به هم می‌گراییدند.
نتیجه‌ی غیر قابل انتظاری که از این کار عاید شد، کشف رویدادهای قطبیت کوتاه مدت بود. در ابتدا، بر پایه‌ی بررسی‌های اولیه‌ی سنگ‌های سن یابی نشده به نظر می‌رسید که بین واژگونی‌ها احتمالاً دوره‌ی نسبتاً منظمی به مدت حدود یک میلیون سال وجود دارد. در چند بررسی نخست با استفاده از سنگ‌هایی که به شیوه‌ی رادیومتری سن یابی شده بود، به نظر می‌رسید کع الگو همین باشد. اما در سال 1964 کم کم موارد اختلاف پیدا شد. گروومه و هی گدازه‌ای با مغناطیدگی بهنجار به قدمت 9/1 میلیون سال را در تنگه‌ی اولدووای یافتند که مغناطیدگی آن "می‌بایست" زمانی معکوس شده باشد. ابتدا تصور می‌شد که این مورد اختلاف ممکن است نتیجه خطای سن یابی یا پدیده‌ی خود- واژگونی باشد. اما در سال 1964 گروه ما در ملنوپارک گدازه‌ی دیگری با همین سن و مغناططیدگی بهنجار در آن سوی جهان، در جزایر پریبیلوف در دریای برینگ، پیدا کرد. این کشف یا یک تطابق تصادفی با کشف گرومه و هی بود یا این معنی را می‌داد که توالی واژگونی‌ها بی‌نظم‌تر از آن است که پیش از آن انتظار می‌رفت. ما تصمیم گرفتیم به داده‌هایمان اعتماد کنیم و فرض کردیم که رویدادهای قطبیت کوتاه مدت وجود دارد که دوره‌های درازی را که قبلاً تشخیص داده شده بود، چند قسمت می‌کند. به زودی مک دوگان و همکارانش در استرالیا شواهد موافق این رویداد و رویدادهای کوتاه دیگر را پیدا کردند. اکنون واقعیت این رویدادهای کوتاه عموماً پذیرفته شده است.
اندکی نگذشت که با کشف شواهد واژگونی‌های هرچه بیشتر، روشن شد که فاصله‌ی زمانی واژگونی‌ها به طور پیوسته در گستره‌ی وسیعی، از رویدادهای خیلی کوتاه گرفته تا دوره‌های دراز قطبیت، تغییر می‌کند. تقسیم واژگونی‌ها به دو گروه رویدادها و دوره‌ها یک گروه بندی طبیعی نیست. اما ثابت شده است که برای هدف‌های چینه‌شناختی به کارگیری این دو اصطلاح سودمند است. برای مثال، در بیشتر رسوب‌های ژرف- دریا، دوره‌های اصلی قطبیت را می‌توان در سابقه‌ی دیرینه- مغناطیسی تشخیص داد اما در مورد رویدادهای کوتاه مدت چنین نیست.
تا سال‌های آخر دهه‌ی 1960دامنه‌ی مقیاس زمانی واژگونی‌ها به حدود 5/4 میلیون سال پیش کشیده شد. اما پژوهش برای ادامه‌ی آن به گذشته‌های دورتر نیمه‌کاره ماند. از آنجا که مقیاس زمان واژگونی‌ها کاربردهای مفید زیادی دارد، طبیعتاً این سوال مطرح می‌شود که چرا دامنه‌ی آن به گذشته‌ی دورتر تعمیم نیافته است؟ پاسخ این است که در مورد سنگ‌های کهنسالتر از 5/4 میلیون سال، دقت سن یابی پتاسیم- آرگون برای تعیین سن لازم کافی نیست.
زمان شناسی واژگونی‌ها دو کاربرد مهم داشته است. نخست، فراهم کردن درجه بندی لازم برای تفسیر ناهنجاری‌های مغناطیسی در دریا و دوم، فراهم کردن درجه بندی برای یافتن همبستگی چینه شناختی میان سنگ‌های پلیوسن پایانی و نیز سنگ‌های پلییستوسن. کاربرد دوم به یقین در همبستگی یابی و سن یابی رسوب‌های ژرف- دریا بسیار سودمند بوده است. اپدایک، از مرکز پژوهش‌های زمین شناسی لامونت- دوهرتی در این پژوهش مهم پیشگام بوده است.
علت واژگونی‌ها و تغییرات در فراوانی واژگونی
چرا میدان مغناطیسی زمین واژگون می شود؟ پیش از پاسخ به این پرسش، لازم است به این سوال اساسی‌تر بیندیشیم که چرا زمین میدان مغناطیسی دارد؟ پاسخ این است که میدان‌های مغناطیسی در اثر فرایندهای مغناطوهیدرودینامیک (MHD)، نه تنها در کره‌ی زمین بلکه در سیاره‌های دیگر و بسیاری از ستاره‌ها پدید می‌آیند. مشروط بر اینکه آن‌ها این ویژگی‌ها را داشته باشند:
1. به طور جزئی یا کامل در حالت سیال باشند.
2. این سیال رسانای الکتریکی خوبی باشد.
3. این سیال حالتی متلاطم یا همرفتی داشته باشد.
4. ستاره یا سیاره چرخان باشد.
مفهوم اساسی دینام MHD این است که در سیال رسانایی که از یک میدان مغناطیسی عبور می‌کند، جریان الکتریکی القا می‌شود. این جریان در شرایط معینی به نوبه‌ی خود یک میدان مغناطیسی ایجاد می‌کند که سبب تقویت میدان اصلی می‌شود. این سیستم یکی از پیچیده ترین سیستم‌های پس‌خواران است و تا کنون درک آن فقط در مورد ساده‌ترین انواع حرکت سیال ممکن بوده است. هنوز راه حل‌های ریاضیی به دست نیامده است که نحوه‌ی ظهور یک دینام MHD را در هسته‌ی زمین تشریح کند.
ژئوفیزیکدان‌ها تمایل دارند نوعی مدل ریاضی برای توصیف مشاهدات خود بیابند. از آنجا که ثابت شده است بررسی مسئله‌ی دینام به این طریق کار آسانی نیست، آن‌ها سعی کرده‌اند مدلی از واژگونی‌های میدان مغناطیسی زمین را به دو شیوه‌ی غیر مستقیم بسازند.
روش اول عبارت است از وصول به یک حل ریاضی کامل برای یک مانسته‌ی مکانیکی ساده از دینام زمین. دینام مکانیکی خاصی که بیش از هم تحلیل شده متشکل است از دو قرص فلزی چرخان که با پیچک‌هایی به هم متصل‌اند. توصیف‌های ریاضی این دینام‌های مکانیکی نشان می‌دهد ک تحت شرایطی، جریانی که در سیم‌ها برقرار است تغییر جهت می‌دهد، یعنی معکوس می‌شود. رهیافت دوم در مورد ساختن مدلی برای واژگونی‌ها این است که آن‌ها را به صورت فرایندهای کتره ای یا تصادفی تصور کنیم. در این رهیافت، واژگونی‌ها به یاخته‌های همرفتی عظیمی در هسته زمین، که مانسته‌ی سیکلون‌های جو زمین است، ربط داده می‌شود. ارتباط میان این سیکلون‌ها و واژگونی‌ها بر دو فرض استوار است: 1. در هر لحظه یاخته‌ای همرفتی سیکلونی در هسته‌ی مایع زمین توزیعی کتره‌ای دارند. 2. واژگونی‌ها زمانی رخ می دهند که سیلیکون‌های موجود در مایع از راه فرایندهای کتره‌ای پیکربندی‌های بحرانی معینی را به خود می‌گیرند. احتمال وقوع این پیکربندی لزوماً زیاد نیست. در واقع، با فرض کوتاه بودن عمر تک تک سیکلون‌ها (حدود 1000 سال)، احتمال وقوع واژگونی طی هر پیکر بندی کتره‌ای خاص باید اندک باشد.
ماهیت دقیق سیکلون‌ها که برای ایجاد واژگونی لازم است هنوز موضوع بحث است. به نطر من فرایند واژگونی می‌تواند با پیکر بندی سیکلون‌ها و همچنین با نوسان‌های بزرگی که در شدت میدان مغناطیسی وجود دارد در ارتباط باشد. ناگاتا گفته است هنگامی که سیکلون‌ها به طور کتره‌ای هیئت خیلی متقارنی به خود می‌گیرند، احتمالاً میدان می‌رمبد و واژگونی رخ می‌دهد. عقیده‌ی پارکر این است که اگر سیکلون‌ها همگی به اتفاق در نزدیکی قطب‌های جغرافیایی واقع شوند، واژگونی رخ می‌دهد. همه‌ی این حالت های گوناگون مدل تصادفی اصلی بر این فرض استوار است که واژگونی ها از حرکت مستقل و کتره ای سیکلون‌های همرفت در هسته ناشی می‌شوند. پژوهش پی‌گیر به منظور یافتن مدل‌های فیزیکی و ریاضی بهتر برای فرایند واژگونی ادامه دارد. اگرچه اکنون می‌دانیم که فاصله زمانی تغییرهای متوالی قطبیت خیلی نامنظم است، باز هم سخن گفتن از "فراوانی واژگونی ها" به معنی تعداد متوسط تغییرهای قطبیت در هر میلیون سال، موجه است. آیا این فراوانی در طی دوران زمین شناختی ثابت بود است؟ پاسخ منفی است، چون آشکار است که تغییر کرده است. حدود 45 میلیون سال پیش فراوانی واژگونی به دو برابر میزان کنونی آن، که واژگونی در هر میلیون سال است رسیده بود. نظیر این افزایش در پایان دوره‌ی کرتاسه هم صورت گرفته است. نگاهی به کل سابقه‌ی دیرینه مغناطیسی نشان می‌دهد که فراوانی واژگونی‌ها در طی دو میلیارد سال گذشته بارها نوسان‌های گسترده‌ای هم در جهت افزایش، و هم کاهش، داشته است. همین طور، دوره‌های درازی هم بوده است که طی آن‌ها میدان به طور عمده در یک جهت بوده و یا دوره‌های درازی که راستای میدان به طور غالب در سوی دیگر بوده است. به نظر می‌رسد که این تغییرات قطبیت غالب میدان در فواصلی از حدود 50 میلیون سال صورت گرفته باشد.
اگرچه تک تک واژگونی‌ها احتمالاً به طور کلی معمول حرکت‌های ماده‌ی سیال هسته‌ی زمین هستند، اما تغییر میانگین فراوانی واژگونی احتمالاً معلول تغییرهایی در شرایط مرزی حد جدایی هسته- گوشه است. به عنوان مثال، همرفت در گوشته زیرین می‌تواند مواد سرد گوشته را از طریق ستون همرفتی که به آهستگی پایین می‌رود، به سطح جدایی هسته- گوشته برساند. این لکه‌ی سرد می‌تواند تا حدودی حرکت سیال را در هسته‌ی زمین کنترل کند. و یا ماده‌ی متراکمتر در ستونی که پایین می‌آید، ممکن است یک "برآمدگی" ایجاد کند که آن هم می‌تواند تتا حدودی حرکت سیال را در هسته کنترل کند. تعداد این لکه‌های سرد یا برآمدگی‌ها و موقعیت آن‌ها نسبت به همدیگر و نسبت به محور چرخش زمین می‌تواند تعیین کننده‌ی فراوانی میانگین واژگونی و تناسب زمان عادی بودن قطبیت میدان باشد. اگر این تفسیر درست باشد احتمال شگفت آور یک پیوند مستقیم میان فرایندهای تکتونیکی بزرگ مقیاس مانند گسترش بستر اقیانوس ذر سطح زمین و واژگونی‌های میدان مغناطیسی در هسته‌ی زمین وجود دارد. این پیوند ممکن است نتیجه‌ی واژگون شدن آهسته‌ی همرفتی در گوشته‌ی زیرین زمین باشد.