板块重建

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板块重建（英语：plate reconstruction） 是指重建各构造板块在过去不同地质时期相对于其它板块（相对运动）或其他参考坐标（例如地球磁场或的热点组）的位置。这种重建有助于研究过去超大陆的形状和组成，并提供重建古地理的基础资料。

鉴定板块边界[编辑]

重建过去构造板块的组成和形状首先必须先研判，在过去某个时间内，在岩石圈内每个独立的板块的边缘。

现在的板块边界[编辑]

大多数目前的板块边界是很容易从近期地震活动识别出来[1]。 然后根据大地测量数据（如 GPS/GNSS）来确认板块之间有一定的相对活动[2]。

过去的板块边界[编辑]

识别过去（但现在不活跃）的板块边界，一般是根据已经关闭海洋的证据。在碰撞带中，蛇绿岩就代表过去海洋地壳的碎片[3]。 当两个板块合并在一起时，在其连接形线形成一个缝合带。在许多造山带中，板块之间的碰撞不仅发生在两个板块之间。碰撞在造山活动中也能发生，这种碰撞是陆壳碎片或岛弧被连续的推挤到板块边缘而形成板块增生。

参考坐标[编辑]

板块活动，无论是现在还是过去，都需要一个理想的参考坐标，用来计算和其他板块的活动。例如，若定非洲板块为一个中央板块，其相邻板块，可通过重建而组合到中心板块周围。进一步，这组合板块可以与其他板块一起重建到另一个参考坐标。例如用地球磁场做参考坐标，地球磁场是根据已知年龄的岩石中所测出的古地磁。也可以用全球热点做参考坐标（例如，参看 W. Jason Morgan）。但现在有证据指出，并非所有热点，他们彼此相对的位置，或对地球自转轴的位置 是固定的[4]。 但是，在一些特定的中层板块内（Mesoplate），有几组这样的热点，数据的限有的数据，似乎是固定的[5].

欧拉轴[编辑]

一个刚体（例如板块）在球体表面上的活动可以被描述为围绕一个固定轴（相当于参考坐标）的旋转。这个旋转轴被称为欧拉极。而一块板块的活动也可以由它的欧拉轴和围绕的旋转角速率来叙述。目前前各个板块活动的欧拉轴可以用来重建到最近几百万年前的板块活动[6]。 重建更早的板块活动，需要找寻新的欧拉轴[4]。

估计过去的板块活动[编辑]

在定量重建过程中，必须找寻一个板块过去的相对或绝对位置，以便计算该板块活动的欧拉轴[7]。

大陆边界的几何拟合[编辑]

南美洲和非洲大陆海岸线之间的拟合现象，早在能解释这现象的理论之前，就已为人所知。Bullard 用最小二乘法来拟合500 英寻等深线。此拟合仍然为，在大西洋扩张以前，古生代中期至三叠纪晚，对古磁极的最佳拟合[7].

根据磁条而推算的板块活动[编辑]

在近期地质历史的板块重建，主要根据洋壳中的磁条图案来消除海底扩张的影响。各个磁条的年代可根据地磁地层学来推算，每个磁条（及其镜像）代表一个板块在某时间的边界，因此两个板块的相对位置可根据彼此之间的磁条来定位。最古老的洋壳是侏罗纪，因此用这方法来重建板块的下限年龄约175 Ma。用这种方式得出的重建只是两个板块的相对位置[7].

根据古地磁的板块重建[编辑]

古地磁数据的采样[编辑]

古地磁数据是从有定向的岩石样本，在实验室中测量其剩余磁化强度而获得的。这些数据可以从不同的岩石类型中取得。在火成岩中，磁性矿物从岩浆中结晶出来时，当岩石冷却到居里温度以下，被当时地球磁场磁化，而获得的热剩磁 (TRM)。在沉积岩中，具磁性的颗粒在沉积期间或之后不久，会将其磁矩与当时地球磁场方向对齐，从而产生碎屑剩磁（DRM）。过去利用碎屑沉积物，来测定磁场方向可能遭遇一个常见困难。由于沉积物的压实作用，DRM 的方向可能会向层理面被压平，因而产生磁倾角与原磁场的误差。这种误差目前已可以被校正。校正方法包括再沉积实验、测量标本的磁异向性，以及使用古地磁方向扩散的理论模型来校正[8]。变质岩通常不适于测量古地磁，这是因为由它被磁化的复杂性、磁化年龄的不确定性和高度磁场的异向性。

标准的古地磁标本采样，是在附近同样地点，对年龄相似的独立岩石收集多个样本，用于估计测量误差，并评估古地磁长期变化的程度。渐进退磁技术能识别原始和二次磁化量。原始磁化量是岩石形成时，受当时地球磁场所获得的磁化量，二次磁化量是由于后期化学蚀变或再加热，而加叠在原始磁化量上的磁化量。通常标本需要进行各种岩石磁性和古地磁测试，来导出原始剩磁的主要性质。然后根据岩石标本的古地磁，推算古地磁轴。岩石标本所在的地壳板块的古纬度，也可计算出。也能约束对其古经度的估计。

美国科罗拉多州博尔德的世界数据中心 A，有一个古地磁数据库， 提供高质量的古地磁资料[9]。

古磁极[编辑]

古磁极的计算是根据岩石采样的原始古剩磁的平均方向（平均偏角和倾角），计算出地磁极位置。 而这地磁极所造成的磁场与岩石采样的原始古剩磁拟合[10]。 古磁极的另一种计算方法是计算每个岩石采样的虚拟地磁极 (VGP)，然后估计所有 VGP 的平均位置。 一般用Fisher 球体统计[11]。 来计算平均 VGP 位置，并估计它们的不确定性。这两种方法都被古地磁研究应用，但用平均方向而不用全部个别剩磁矢量，会导致偏差[12]。

热点轨迹[编辑]

火山岛炼和海山链的形成一般解释是由固定热点生成的。当板块移动到热点上方时，火山的喷发会造成火山岛。连续的板块移动就造成岛炼。存在使得它们所在的板块逐渐恢复，因此根据火山岩年代，可以恢复板块在热点上方的位置。 这种方法可以追溯到早白垩纪，这是有证据的最古老热点活动时代。 这种方法也能重建绝对的经纬度，但是有证据表明大约 90 Ma 前，热点不是固定的，它们之间有相对运动。[13]。

板块约束[编辑]

一旦海洋板块俯冲到下地幔，它们就会被假定是以接近垂直的方式下沉。 根据地震波断层扫描资料，这可粗略重建板块回到二叠纪[14]。

其他证据能提供过去板块的位置[编辑]

一些板块的重建也可根据其他地质的证据。例如沉积岩类型的分布、造山带的位置和一些化石的分布区。但这些是半定量的重建方法[7]。

沉积岩类型[编辑]

一些类型的沉积岩仅限于在某些纬度带沉积。例如，冰川沉积物通常局限于高纬度地区，而蒸发岩通常形成于热带地区[15]。

动物区系[编辑]

大陆之间的海洋是植物和动物迁徙的障碍。在分离的地区，动植物有倾向于发展自己的物种。对于陆栖植物和动物来说尤其如此，但对于三叶虫和腕足动物等浅水海洋物种也是如此，虽然它们的浮游幼虫能够在较小的深水区域迁移。海洋在板块碰撞前会变窄，导致原来分离的动植物群开始混合，这就提供海洋关闭及其时间的证据[7]。

造山带[编辑]

当超大陆分裂时，较旧的线性地质结构（例如造山带）可能也会分裂留在大陆碎片上。因此连接相同时代的造山带，可对板块重建提供有效性的证据[7]。

参考文献[编辑]

  1. ^ Condie, K.C. (1997). Plate tectonics and crustal evolution (4th ed.). Butterworth-Heinemann. p. 282. ISBN 978-0-7506-3386-4. Retrieved 2010-02-21.
  2. ^ "Measuring plate motion with geodesy - Earth 520: Plate Tectonics and People: Foundations of Solid Earth Science". John A. Dutton e-Education Institute. Retrieved 2021-11-25.
  3. ^ Lliboutry, L. (2000). Quantitative geophysics and geology. Springer. p. 480. ISBN 978-1-85233-115-3. Retrieved 2010-02-22.
  4. ^ 4.0 4.1 Kearey, P.; Klepeis K.A. & Vine F.J. (2009). Global tectonics (3rd ed.). Wiley-Blackwell. p. 482. ISBN 978-1-4051-0777-8.
  5. ^ Pilger, R.H. (2003). Geokinematics: prelude to geodynamics. Springer. p. 338. ISBN 9783540005483. Retrieved 2010-02-21.
  6. ^ Carracedo, Juan Carlos; Troll, Valentin R. (2021-01-01), "North-East Atlantic Islands: The Macaronesian Archipelagos", in Alderton, David; Elias, Scott A. (eds.), Encyclopedia of Geology (Second Edition), Oxford: Academic Press, pp. 674–699, doi:10.1016/b978-0-08-102908-4.00027-8, ISBN 978-0-08-102909-1, S2CID 226588940, retrieved 2021-03-18
  7. ^ 7.0 7.1 7.2 7.3 7.4 7.5 Torsvik, T.H. "Reconstruction Methods". Retrieved 21 February 2010.
  8. ^ Tauxe, L. (2005). "Inclination flattening and the geocentric axial dipole hypothesis". Earth and Planetary Science Letters. 233 (3–4): 247–261. doi:10.1016/j.epsl.2005.01.027. ISSN 0012-821X.
  9. ^ National Geophysics Data Center (2010). "IAGA Paleomagnetic Databases". Retrieved 21 February 2010.
  10. ^ Butler, R.F. (1992). Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes, Chaper 7: Paleomagnetic Poles (PDF). Blackwell Scientific Publications.
  11. ^ Fisher, R. A. (1953). "Dispersion on a sphere". Proc. R. Soc. Lond. A. 217 (1130): 295–305. Bibcode:1953RSPSA.217..295F. doi:10.1098/rspa.1953.0064. ISSN 0080-4630. S2CID 123166853.
  12. ^ Creer, K. M. (1983). "Computer synthesis of geomagnetic palaeosecular variations". Nature. 304 (5928): 695–699. Bibcode:1983Natur.304..695C. doi:10.1038/304695a0. ISSN 0028-0836. S2CID 4270428.
  13. ^ Torsvik, Trond Helge; Steinberger, Bernhard (December 2006). "Fra kontinentaldrift til manteldynamikk" [From Continental Drift to Mantle Dynamics]. Geo (in Norwegian). 8: 20–30. Archived from the original on 23 July 2011. Retrieved 22 June 2010., translation: Torsvik, Trond Helge; Steinberger, Bernhard (2008). "From Continental Drift to Mantle Dynamics" (PDF). In Trond Slagstad; Rolv Dahl Gråsteinen (eds.). Geology for Society for 150 years - The Legacy after Kjerulf. Vol. 12. Trondheim: Norges Geologiske Undersokelse. pp. 24–38. Retrieved 18 June 2010[Norwegian Geological Survey, Popular Science].
  14. ^ van der Meer, D.G.; Spakman W.; van Hinsbergen D.J.J.; Amaru M.L. & Torsvik T.H. (2010). "Towards absolute plate motions constrained by lower-mantle slab remnants" (PDF). Nature Geoscience. 3 (1): 36–40. Bibcode:2010NatGe...3...36V. CiteSeerX 10.1.1.668.427. doi:10.1038/NGEO708. Archived from the original (PDF) on 26 April 2012. Retrieved 22 November 2011.
  15. ^ Scotese, C.R. (2002-04-20). "Climate History". Paleomap Project. Retrieved 22 February 2010.
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