プレートの復元

この記事では技術について説明します。プレート運動の歴史については、「地球の地質学の歴史」を参照してください。

プレート再構築とは、地質学上の過去における構造プレートの位置を、互いの相対運動、または地球の磁場やホットスポット群などの他の基準フレームに対して再構築するプロセスです。これは、古代の超大陸の形状と構成を決定するのに役立ち、古地理学的再構築の基礎を提供します。

過去のプレート構成を再構築する上で重要なのは、過去のある時点で独立して活動した リソスフェア領域の端を定義することです。

現在のプレート境界のほとんどは、最近の地震活動のパターンから簡単に識別できます。^{[1]これは現在、} GPS / GNSSなどの測地データの使用によって裏付けられており、プレート間の大きな相対運動の存在が確認されています。^[2]

現在のプレート内の過去の（しかし現在は活動していない）プレート境界を特定することは、一般的に、現在は閉じている海の証拠に基づいています。かつて海があった場所の線は、通常、衝突帯に含まれるその海の地殻の破片によって示され、オフィオライトとして知られています。^{[3] 2つのプレートが結合して1つの大きなプレートを形成する線は、}縫合線として知られています。

多くの造山帯では、衝突は 2 つのプレート間だけではなく、より小さなテレーンの連続的な付加を伴います。テレーンとは、大陸の破片や島弧など、造山運動に巻き込まれた大陸地殻のより小さな断片のことです。

プレート運動は、現在および過去に観測されたものの両方において、他のプレート運動を計算できる基準フレームに理想的に参照されます。たとえば、アフリカプレートなどの中央プレートは、隣接するプレートの運動を参照できます。再構築を組み合わせることで、追加のプレートを中央プレートに再構築できます。次に、基準プレートを他のプレートとともに、既知の年代の岩石の古地磁気測定から決定された地球の磁場などの別の基準フレームに再構築できます。グローバルホットスポット基準フレームが仮定されていますが (たとえば、W. Jason Morgan を参照)、すべてのホットスポットが互いの相対位置または地球の自転軸に対して必ずしも固定されているわけではないという証拠が現在あります。^{[4]ただし、特定の}メソプレート内では、利用可能なデータの制約内で固定されているように見えるホットスポットのグループがあります。^[5]

球面上のプレートなどの剛体の運動は、固定軸（選択された基準フレームに対する）の周りの回転として記述できます。この回転極はオイラー極として知られています。プレートの運動は、オイラー極と極の周りの回転角速度によって完全に指定されます。現在のプレート運動に対して定義されたオイラー極は、最近（数百万年）のプレートを再構築するために使用できます。^[6]地球の歴史の初期の段階では、新しいオイラー極を定義する必要があります。^[4]

プレートを過去に遡らせるには、再構築するプレートの相対位置または絶対位置の情報を提供してオイラー極を計算できるようにする必要があります。これらは定量的な再構築方法です。^[7]

大陸間の特定の適合、特に南アメリカとアフリカ間の適合は、それを適切に説明できる理論が開発されるずっと前から知られていました。ブラードによる大西洋断層運動前の再構築は、500ファゾム等深線での最小二乗適合に基づいており、古生代中期から三畳紀後期にかけての両側の古地磁気極データと今でも最もよく一致しています。^[7]

最近の地質学的過去のプレート再構築では、主に海洋地殻の磁気縞模様のパターンを使用して、海底拡大の影響を除去します。個々の縞模様は磁気層序学から年代が付けられているため、形成時期がわかっています。各縞模様（およびその鏡像）は、過去の特定の時期のプレート境界を表しており、2つのプレートを互いに対して再配置することができます。最も古い海洋地殻はジュラ紀であり、このようなデータの使用の下限年齢は約1億7500万年前です。このようにして得られた再構築は相対的なものにすぎません。^[7]

古地磁気データは、岩石の配向サンプルを採取し、実験室で残留磁化を測定することで得られます。さまざまな種類の岩石から高品質のデータを回収できます。火成岩では、磁性鉱物が溶融物から結晶化し、岩石がキュリー温度以下に冷却されると、地球の磁場の方向に熱残留磁化 ( TRM ) を獲得します。堆積岩では、磁性粒子が堆積中または堆積直後に磁気モーメントを磁場の方向に揃え、結果として砕屑性または砕屑性後の残留磁化 ( DRM ) が生じます。過去の磁場の方向を定義するために砕屑性堆積物を使用する場合の一般的な問題は、堆積物の圧縮により DRM の方向が層理面に向かって回転し、結果として堆積中の磁場の傾斜よりも浅い傾斜が生じる可能性があることです。それでも、傾斜平坦化誤差は、再堆積実験、磁気異方性の測定、古地磁気方向の分散に関する理論モデルの使用を通じて推定および補正することができます。^[8] 変成岩は、残留磁化の獲得に関連する複雑さ、磁化年代の不確実性、および高い磁気異方性のため、通常、古地磁気測定には使用されません。

典型的な古地磁気研究では、測定誤差を推定し、得られた古地磁気データセットが地磁気の永年変化をどの程度正確にサンプリングしているかを評価するために、近くの場所で同様の年代の独立した多数の岩石ユニットをサンプリングし、各ユニットから複数のサンプルを収集します。漸進的消磁技術は、二次磁化成分（化学変化や再加熱により岩石に付与された可能性のある磁気オーバープリントなど）を特定し、岩石が形成された時点での磁場の方向を記録する一次磁化を分離するために使用されます。通常、さまざまな岩石磁気テストと古磁気テストを実行して、分離された残留磁化の主な性質を確立します。回復された古地磁気の方向は、古磁気極を導出するために使用されます。古磁気極は、岩石サンプルが採取された地殻ブロックの緯度位置と、経線に対する元の方向に関する制約を提供します。

良質の古地磁気データは、米国コロラド州ボルダーにある世界データセンターAからアクセスできる世界古地磁気データベースから入手できます。^[9]

古地磁気極は、採取した岩石の一次残留磁化の平均方向（平均偏角と平均傾斜として表される）を取り、現在の地理座標で採取場所で観測される平均方向を生成する地心磁気双極子の場に対する地磁気極の位置を計算することによって定義されます。 ^[10]古地磁気極を定義する別の方法は、個々の岩石単位ごとに仮想地磁気極（VGP）を計算し、すべてのVGPの平均位置を推定することです。球面上のフィッシャー統計^[11]は通常、平均磁化方向または平均VGP位置を取得し、それらの不確実性を推定するために使用されます。両方のアプローチは古地磁気研究で使用されていますが、完全な残留磁化ベクトルではなく方向を平均すると、古磁気場の平均方向の推定に偏りが生じる可能性があることが認識されているため、^[12] VGPの平均化による古地磁気極の計算が現在は推奨されている手法です。

地質学的に最近の溶岩（鮮新世から第四紀、0-5 Ma）の古地磁気研究では、地磁気を数万年から数百万年のタイムスケールで平均すると（地磁気の永年変化を完全にサンプリングするのに十分な期間）、時間平均された磁場は地心軸双極子（GAD）、つまり地球の中心に配置され、地球の自転軸と一直線になっている磁気双極子の磁場によって正確に近似できることが示されています。 ^{[14] [15]}したがって、古地磁気データセットが永年変化を平均化するのに十分な時間をサンプリングしている場合、そこから得られる古地磁気極は、現在の地理的位置に固定されたサンプリング場所に対する地理学的極の位置の推定値として解釈できます。

古地磁気極と現在の地理学的極の差は、研究対象の岩石が形成された当時の、採取された地域を含む地殻ブロックの古地理的位置、つまりその元々の緯度（古緯度）と方位を反映している。平均古地磁気方向がGAD場のそれと一致するという仮定の下で、採取場所の古緯度（λ）は、平均方向の傾斜（I）から簡単な式を使って導くことができる：^[16]

${\displaystyle \tan(\lambda )={\frac {1}{2}}\cdot \tan(I)}$

平均偏角 (D) は、サンプリング領域を通過する垂直軸の周りの回転の方向と量を示します。これは、経線に対する元の方向を復元するために適用する必要があります。同じ地殻ブロックに属する特定の場所の古緯度は、この場所と古地磁気極との間の角度距離を 90° から引いて計算でき、局所的な垂直軸の回転は、極の位置から予想される偏角を計算することで推定できます。^[17]このように、古地磁気極は、過去のある特定の時点でのテクトニック ブロック全体の古緯度位置と方向を定義します。ただし、GAD フィールドは地球の自転軸に対して方位対称であるため、極は絶対経度に制約を設定しません。古地磁気方向の観点から見ると、GAD フィールドは、すべての経度で一定の緯度線に沿って同じ傾斜角と偏角の値を持ちます。そのため、古地理的位置が古地磁気データのみによって制限されている場合、考えられるあらゆる経度は、構造要素の再構築に同様に実行可能なオプションになります。

古地磁気極は、それが決定された大陸または地質学的テレーンに対する地理学的極の位置に近似していることを考慮すると、古地磁気極を地理学的極に再構築する回転 (オイラー極と回転角) を見つけ、この回転を大陸またはテレーンに適用することで、古緯度と方位を復元できます。そうすることで、地殻ブロックとその古地磁気極は同じオイラー回転を使用して再構築されるため、互いに移動せず、古地磁気極は地理学的極に配置され、地殻ブロックは緯度と方位 (つまり、地理学的極に対して) において正しく復元されます。地理学的極の周りのさらなる回転はブロックの経度のみを変更し、経線に対するその緯度と方位は影響を受けないことに留意すると、古地磁気に基づく再構築では絶対的な古経度を決定できません。しかし、異なる地殻ブロックの相対的な経度は、海洋磁気異常に記録された海底拡大の歴史、大陸境界と地質学的地形の一致、古生物学的データなど、プレートの相対的な動きを制限する他の種類の地質学的および地球物理学的データを使用して定義することができます。^[7]

単一の大陸、リソスフェアプレート、またはその他の構造ブロック内の異なる時代の極は、見かけの極移動経路（APWP）を構築するために使用できます。隣接する地殻断片からの経路が同一である場合、これは、経路がカバーする期間中にそれらの間で相対的な動きがなかったことを示していると解釈されます。APW経路の分岐は、問題の領域が過去に独立して行動し、分岐点がそれらが結合した時間を示しています。^[17]複合または合成APWPは、相対的なプレート運動の推定値を使用して、異なるプレートの古地磁気極を単一のプレートに固定された基準フレームに回転させることによって構築できます。^[13]パンゲアの形成（3億2千万年前）以降の時代については、合成APWPは、アフリカプレートを基準フレームとして構築されることが多い^[13]。これは、アフリカがパンゲアの構成において中心的な位置を占め、ジュラ紀前期（約1億8千万年前）に始まったパンゲアの分裂以降、主に拡大海嶺に囲まれてきたためである。

単一の岩石圏プレートの場合、APWP は地理学的極（緯度の変化）に対するプレートの動きと、古子午線に対するその向きの変化を反映します。APWP に基づく古地理学的再構築の経度は不確実ですが、プレートテクトニクス理論を考慮して経度の移動が最も少ないと予想される基準プレートを選択し、相対的なプレート運動の推定値を使用して残りのプレートの再構築をこの基準プレートにリンクすることで、不確実性を最小限に抑えることができると主張されています。^[18]たとえば、パンゲアの集合以来、アフリカの経度方向の大きな動きがないと仮定すると、古地理学的再構築で大陸岩石圏の大規模で一貫した東西運動が観察されない、合理的なプレートテクトニクスシナリオが得られることが示されました。^[19]

APWPは、プレート運動の2つの発生源からの複合信号の記録として解釈できます。(1)地球のマントルに対するリソスフェアプレートの運動、(2)地球の自転軸に対する固体地球全体（マントルとリソスフェア）の運動です。2番目の要素は一般に真の極移動（TPW）と呼ばれ、地質学的時間スケールでは、地球のマントルの対流運動による質量不均一性の段階的な再分配の結果です。^{[20]古地磁気に基づくプレート再構築を、過去1億2000万年間の}ホットスポットによって定義されたマントル基準フレームでの再構築と比較することで、TPWの動きを推定することができ、これにより古地理学的再構築をマントルに結び付け、古経度に制限することができます。^{[21] [13]}中生代および古生代の初期のTPWの推定値は、大陸リソスフェアの一貫した回転の解析を通じて得られ、^[19]再構築された古地理を、一般に大規模低せん断波速度区（LLSVP）と呼ばれる下部マントルの大規模構造に関連付けることができます。 LLSVPは少なくとも過去3億年間、おそらくはそれ以上安定しており、LLSVPの縁辺部は、大規模火成岩区（LIP）およびキンバーライトの噴火の原因となるマントルプルームの生成ゾーンとして機能してきたと主張されています。^{[22] [23]}推定されたTPW回転を使用して、LIPとキンバーライトの再構築された位置をLLSVPの縁と相関させることにより、マントルに対するプレート運動、真の極移動、および経度に制約された全顕生代にわたる古地理の変化に関する自己矛盾のないモデルを開発することが可能になります。^[24]ただし、LLSVPの起源と長期安定性は現在も科学的議論の対象となっています。^{[25] [26]}

見かけの極移動経路（APWP）を幾何学化して得られる古地磁気オイラー極は、古地磁気データから古経度を制約する可能性を秘めている。この方法は、信頼できるAPWPがある限り、絶対的なプレート運動の再構築を地質史の奥深くまで拡張できる可能性がある。^[27]

固定されたホットスポットから形成されたと解釈される火山島と海山の列の存在により、それらの上にあるプレートが徐々に復元され、海山が形成時のホットスポットの上に移動する可能性がある。この方法は、ホットスポット活動の最も古い証拠の時代である白亜紀前期まで遡って使用できる。この方法は、緯度と経度の絶対的な再構築を提供するが、約90 Maより前にはホットスポットグループ間の相対的な動きの証拠がある。^[28]

海洋プレートが下部マントル（スラブ）に沈み込むと、ほぼ垂直に沈むと想定される。地震波トモグラフィーの助けを借りて、プレートの再構築をペルム紀まで遡って一義的に制限することができる。^[29]

いくつかのプレート再構築は、堆積岩 の種類の分布、造山帯の位置、特定の化石によって示される動物相の地域など、他の地質学的証拠によって裏付けられています。これらは半定量的な再構築方法です。^[7]

堆積岩の種類によっては、特定の緯度帯に限定されているものもあります。例えば、氷河堆積物は一般的に高緯度地域に限られていますが、蒸発岩は一般的に熱帯地域で形成されます。^[30]

大陸間の海は、植物や動物の移動の障壁となる。分離した地域は、独自の動植物を発達させる傾向がある。これは特に植物や陸上動物に当てはまるが、三葉虫や腕足動物などの浅瀬の海洋生物にも当てはまる。ただし、それらのプランクトン 幼生は、より小さな深海域を移動することができたことを意味する。衝突が起こる前に海が狭くなると、動物相は再び混ざり始め、閉鎖とその時期を裏付ける証拠となる。^[7]

超大陸が分裂すると、造山帯などの古い線状地質構造が分裂した破片に分割される可能性がある。再構築によって同じ形成年代の造山帯が効果的に結合されると、再構築の妥当性がさらに裏付けられる。^[7]

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  • 一貫性、つまり、独立した無関係な情報源からの証拠が、強い結論に「収束」する可能性がある。

• 「PLATES プロジェクトは、再構成図、動画、画像、出版物のリスト、教育リソースを含む包括的なリソースです。」テキサス大学ジャクソン地球科学学校地球物理学研究所。
• スコテーズ、クリストファー。「過去と未来の復元、古地理、教材などを含む古地図プロジェクト」。
• Pindell, James. 「カリブ海プレートのプレート再構築（アニメーション付き）」Tectonic Analysis Ltd.
• 「1億5千万年前から現在までの速度場を1千万年ごとに示した地球プレートの再構築」ノルウェー地質調査所の地球力学グループ。2011年7月23日時点のオリジナルよりアーカイブ。
• 「EMAGE: 東南極周縁部の航空磁気重力実験」。アルフレッド・ウェゲナー極地海洋研究所。2011年11月2日時点のオリジナルよりアーカイブ。
• 6億年前からの古地図（モルワイデ図法、経度0）
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