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磁気層序学は、堆積層や火山層の年代を決定するために用いられる地球物理学的相関法です。この方法は、断面全体にわたって一定の間隔で方向付けされた試料を採取することによって機能します。試料は分析され、その特徴的な残留磁化（ChRM）、すなわち地層が堆積した時点の地球磁場の極性が決定されます。これは、火山流が熱残留磁化を獲得し、堆積物が堆積残留磁化を獲得するため可能であり、どちらも形成時の地球磁場の方向を反映しています。この手法は、一般的に化石や挟在する火成岩を欠く地層の年代決定によく用いられます。特に、深海層の高解像度相関において有用であり、プレートテクトニクス理論に関連するヴァイン・マシューズ・モーリー仮説の検証を可能にしました。
岩石の測定可能な磁気特性が層序的に変化する場合、それらは関連するが異なる種類の層序単位の基礎となり、それらはまとめて磁気層序単位（磁気帯）として知られています。[ 1 ]層序研究で最も有用な磁気特性は、地球の磁場の極性の反転によって引き起こされる岩石の残留磁化の方向の変化です。層序シーケンスに記録された残留磁極の方向は、その磁極によって特徴付けられる単位へのシーケンスの細分化の基礎として使用できます。このような単位は「磁気層序極性単位」またはクロノと呼ばれます。[ 2 ]
古代の磁場が現在の磁場と同様の方向（北磁極が地理上の北極付近）にあった場合、地層は正常な極性を保持します。一方、北磁極が地理上の南極付近にあったことがデータから示されている場合、地層は逆極性を示します。
極性クロノ、または文脈ではクロノ[ 4 ]は、地球の磁場の極性反転間の時間間隔です。[ 5 ]これは、磁気層序極性単位によって表される時間間隔です。これは、地球の磁場が主に「正常」または「反転」の位置にあった地質史の特定の期間を表します。クロノは、今日から始めて過去に向かって番号が増加する順に番号が付けられます。番号に加えて、各クロノは「n」と「r」というラベルの2つの部分に分けられ、それによって磁場の極性の位置を示します。クロノはまた、「C」などの参照シーケンスの大文字で参照されます。クロノは、クロノゾーンまたは極性ゾーンに相当する時間です。
期間が 20 万年未満の場合は「極性サブクロン」と呼ばれていましたが、[ 5 ] 2020 年にこの用語は 1 万年から 10 万年の間を概ねの期間、極性クロンを 10 万年から 100 万年の間を概ねの期間とするように再定義されました。[ 6 ]その他に使用されている用語としては、10 8 年から 10 9年の間をメガクロン、10 7年から 10 8年の間をスーパークロン、3 × 10 4年未満をクリプトクロンとしています。 [ 6 ]
極性期間の連続の命名法、特に変化が短期間である場合や普遍的でない場合（地球の磁場は複雑である）は、新しい発見ごとに挿入（または検証されない場合は削除）する必要があるため、困難である。 2 つの標準化された海洋磁気異常シーケンスは「C シーケンス」と「M シーケンス」であり、中期ジュラ紀から現在までをカバーしている。[ 7 ]したがって、主な C 極性クロノス系列は、一般に Brunhes と呼ばれる現在の C1n から遡って、最も新しい遷移は 0.773 Maの C1r で、一般に Matuyama と呼ばれ、これはBrunhes–Matuyama 反転である。C (新生代) シーケンスは、年代較正により 120.964 Ma に発生し、サントニアン地質年代を定義する Chron C33r の 83.650 Maまで続いた、 C34n と呼ばれる白亜紀の正常超クロノスで終わる。[ 8 ] Mシリーズは、アプチアン期の始まりである121.400 MaのM0（完全なラベルM0r）から、アーレニアン期の171.533 Ma以前のM44n.2rまで定義されています。[ 9 ]
シーケンス内の細分化にも特定の命名法があり、C8n.2n は正極性クロノ C8n を含む 2 番目に古い正極性サブクロノであり、最も新しいクリプトクロンであるエンペラークリプトクロンは C1n-1 と名付けられています。[ 10 ]文献中の M-1r など、約 118 Ma の想定される短い反転を説明する用語は 暫定的なものです。[ 9 ]
方向付けされた古地磁気サンプルは、岩石コアドリルを使用して野外で採取するか、手作業で採取します（岩盤面から砕いた塊）。サンプリング誤差を平均化するために、各サンプルサイトから最低 3 つのサンプルを採取します。[ 11 ]地層断面内のサンプルサイトの間隔は、堆積速度と断面の年代に依存します。堆積層では、磁性粒子がより細かく、堆積中に周囲の磁場に方向付けられやすいため、泥岩、粘土岩、および非常に細かい粒のシルト岩が好ましい岩相です。 [ 2 ]
まず、試料を自然状態で分析し、自然残留磁化（NRM）を求めます。次に、熱消磁法または交流磁場消磁法を用いて段階的にNRMを除去し、安定した磁気成分を明らかにします。
次に、ある地点から採取したすべてのサンプルの磁気方位を比較し、方向統計（最も一般的にはフィッシャー統計またはブートストラップ）を用いて平均磁極を決定します。[ 11 ]各平均値の統計的有意性を評価します。統計的に有意であると判断された地点の仮想地磁気極の緯度を、採取した地層レベルに対してプロットします。これらのデータは、黒が正常極性、白が逆極性を示す標準的な白黒の磁気層序列に抽象化されます。
地層の極性は正極性か逆極性のどちらかしかないため、堆積物の堆積速度の変動によって、特定の極性帯の厚さが地域ごとに異なる可能性があります。これは、異なる地層断面間で同じ極性のゾーンをどのように相関させるかという問題を引き起こします。混乱を避けるために、各断面から少なくとも1つの同位体年代を採取する必要があります。堆積物では、これはしばしば火山灰の層から得られます。それができない場合は、他の場所で同位体年代と相関している生物層序イベントに極性を関連付けることができます。独立した同位体年代の助けを借りて、局所的な磁気層序柱は、グローバル磁気極性タイムスケール（GMPTS）と相関されます。[ 1 ]
GMPTSに示されている各逆転の年代は比較的よく分かっているため、相関関係によって地層断面全体にわたる多数の時間軸が確立されます。これらの年代は、化石、堆積岩の組成変化、堆積環境の変化など、岩石中の特徴について比較的正確な年代を示します。また、断層、岩脈、不整合などの横断的な特徴の年代も制約します。
おそらく、これらのデータの最も強力な応用は、堆積物の蓄積速度を決定することです。これは、各逆転の年代（百万年前）と、逆転が見つかった地層レベル（メートル）をプロットすることによって行われます。これにより、100万年あたりのメートル単位の速度が得られ、これは通常、1年あたりのミリメートル（100万年あたりのキロメートルと同じ）で書き直されます。[ 2 ]
これらのデータは、盆地の沈降速度をモデル化するためにも使用されます。盆地を埋める地層の下にある炭化水素源岩の深さを知ることで、源岩が生成ウィンドウを通過し、炭化水素の移動が始まった年代を計算できます。交差するトラップ構造の年代は通常、磁気層序データから決定できるため、これらの年代を比較することで、貯留層地質学者は、特定のトラップでプレイが可能であるかどうかを判断するのに役立ちます。[ 12 ]
古地磁気層序によって明らかになる堆積速度の変化は、多くの場合、気候要因または近隣もしくは遠方の山脈における地殻変動に関連している。この解釈を裏付ける証拠は、地層断面における岩石組成の微妙な変化を調べることで得られることが多い。砂岩の組成変化は、この種の解釈によく用いられる。
シワリク河川層（厚さ約6000m、約2000万年前～50万年前）は、大陸化石記録の混乱を解消するための古地磁気層序学の応用の良い例である。[ 13 ]