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板塊重建

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板塊重建（英語：plate reconstruction） 是指重建各構造板塊在過去不同地質時期相對於其它板塊（相對運動）或其他參考坐標（例如地球磁場或的熱點組）的位置。這種重建有助於研究過去超大陸的形狀和組成，並提供重建古地理的基礎資料。

鑒定板塊邊界

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重建過去構造板塊的組成和形狀首先必須先研判，在過去某個時間内，在岩石圈内每個獨立的板塊的邊緣。

現在的板塊邊界

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大多數目前的板塊邊界是很容易從近期地震活動識別出來[1]。 然後根據大地測量數據（如 GPS/GNSS）來確認板塊之間有一定的相對活動[2]。

過去的板塊邊界

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識別過去（但現在不活躍）的板塊邊界，一般是根據已經關閉海洋的證據。在碰撞帶中，蛇綠岩就代表過去海洋地殼的碎片[3]。 當兩個板塊合并在一起時，在其連接形綫形成一個縫合帶。在許多造山帶中，板塊之間的碰撞不僅發生在兩個板塊之間。碰撞在造山活動中也能發生，這種碰撞是陸殼碎片或島弧被連續的推擠到板塊邊緣而形成板塊增生。

參考坐標

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板塊活動，無論是現在還是過去，都需要一個理想的參考坐標，用來計算和其他板塊的活動。例如，若定非洲板塊為一個中央板塊，其相鄰板塊，可通過重建而組合到中心板塊周圍。進一步，這組合板塊可以與其他板塊一起重建到另一個參考坐標。例如用地球磁場做參考坐標，地球磁場是根據已知年齡的岩石中所測出的古地磁。也可以用全球熱點做參考坐標（例如，參看 W. Jason Morgan）。但現在有證據指出，並非所有熱點，他們彼此相對的位置，或對地球自轉軸的位置 是固定的[4]。 但是，在一些特定的中層板塊內（Mesoplate），有幾組這樣的熱點，數據的限有的數據，似乎是固定的[5].

歐拉軸

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一個剛體（例如板塊）在球體表面上的活動可以被描述為圍繞一個固定軸（相當於參考坐標）的旋轉。這個旋轉軸被稱為歐拉極。而一塊板塊的活動也可以由它的歐拉軸和圍繞的旋轉角速率來敘述。目前前各個板塊活動的歐拉軸可以用來重建到最近幾百萬年前的板塊活動[6]。 重建更早的板塊活動，需要找尋新的歐拉軸[4]。

估計過去的板塊活動

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在定量重建過程中，必須找尋一個板塊過去的相對或絕對位置，以便計算該板塊活動的歐拉軸[7]。

大陸邊界的幾何擬合

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南美洲和非洲大陸海岸綫之間的擬合現象，早在能解釋這現象的理論之前，就已為人所知。Bullard 用最小二乘法來擬合500 英尋等深線。此擬合仍然為，在大西洋擴張以前，古生代中期至三疊紀晚，對古磁極的最佳擬合[7].

根據磁條而推算的板塊活動

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在近期地質歷史的板塊重建，主要根據洋殼中的磁條圖案來消除海底擴張的影響。各個磁條的年代可根據地磁地層學來推算，每個磁條（及其鏡像）代表一個板塊在某時間的邊界，因此兩個板塊的相對位置可根據彼此之間的磁條來定位。最古老的洋殼是侏羅紀，因此用這方法來重建板塊的下限年齡約175 Ma。用這種方式得出的重建只是兩個板塊的相對位置[7].

根據古地磁的板塊重建

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古地磁數據的採樣
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古地磁數據是從有定向的岩石樣本，在實驗室中測量其剩餘磁化強度而獲得的。這些數據可以從不同的岩石類型中取得。在火成岩中，磁性礦物從岩漿中結晶出來時，當岩石冷卻到居里溫度以下，被當時地球磁場磁化，而獲得的熱剩磁 (TRM)。在沉積岩中，具磁性的顆粒在沉積期間或之後不久，會將其磁矩與當時地球磁場方向對齊，從而產生碎屑剩磁（DRM）。過去利用碎屑沉積物，來測定磁場方向可能遭遇一個常見困難。由於沉積物的壓實作用，DRM 的方向可能會向層理面被壓平，因而產生磁傾角與原磁場的誤差。這種誤差目前已可以被校正。校正方法包括再沉積實驗、測量標本的磁異向性，以及使用古地磁方向擴散的理論模型來校正[8]。變質岩通常不適於測量古地磁，這是因爲由它被磁化的複雜性、磁化年齡的不確定性和高度磁場的異向性。

標準的古地磁標本採樣，是在附近同樣地點，對年齡相似的獨立岩石收集多個樣本，用於估計測量誤差，並評估古地磁長期變化的程度。漸進退磁技術能識別原始和二次磁化量。原始磁化量是岩石形成時，受當時地球磁場所獲得的磁化量，二次磁化量是由於後期化學蝕變或再加熱，而加疊在原始磁化量上的磁化量。通常標本需要進行各種岩石磁性和古地磁測試，來導出原始剩磁的主要性質。然後根據岩石標本的古地磁，推算古地磁軸。岩石標本所在的地殼板塊的古緯度，也可計算出。也能約束對其古經度的估計。

美國科羅拉多州博爾德的世界數據中心 A，有一個古地磁數據庫， 提供高質量的古地磁資料[9]。

古磁極
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古磁極的計算是根據岩石採樣的原始古剩磁的平均方向（平均偏角和傾角），計算出地磁極位置。 而這地磁極所造成的磁場與岩石採樣的原始古剩磁擬合[10]。 古磁極的另一種計算方法是計算每個岩石採樣的虛擬地磁極 (VGP)，然後估計所有 VGP 的平均位置。 一般用Fisher 球體統計[11]。 來計算平均 VGP 位置，並估計它們的不確定性。這兩種方法都被古地磁研究應用，但用平均方向而不用全部個別剩磁矢量，會導致偏差[12]。

熱點軌跡

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火山島鍊和海山鏈的形成一般解釋是由固定熱點生成的。當板塊移動到熱點上方時，火山的噴發會造成火山島。連續的板塊移動就造成島鍊。存在使得它們所在的板塊逐漸恢復，因此根據火山岩年代，可以恢復板塊在熱點上方的位置。 這種方法可以追溯到早白堊紀，這是有證據的最古老熱點活動時代。 這種方法也能重建絕對的經緯度，但是有證據表明大約 90 Ma 前，熱點不是固定的，它們之間有相對運動。[13]。

板塊約束

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一旦海洋板塊俯衝到下地幔，它們就會被假定是以接近垂直的方式下沉。 根據地震波斷層掃描資料，這可粗略重建板塊回到二疊紀[14]。

其他證據能提供過去板塊的位置

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一些板塊的重建也可根據其他地質的證據。例如沉積岩類型的分佈、造山帶的位置和一些化石的分佈區。但這些是半定量的重建方法[7]。

沉積岩類型

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一些類型的沉積岩僅限於在某些緯度帶沉積。例如，冰川沉積物通常局限於高緯度地區，而蒸發岩通常形成於熱帶地區[15]。

動物區系

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大陸之間的海洋是植物和動物遷徙的障礙。在分離的地區，動植物有傾向於發展自己的物種。對於陸栖植物和動物來說尤其如此，但對於三葉蟲和腕足動物等淺水海洋物種也是如此，雖然它們的浮游幼蟲能夠在較小的深水區域遷移。海洋在板塊碰撞前會變窄，導致原來分離的動植物群開始混合，這就提供海洋關閉及其時間的證據[7]。

造山帶

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當超大陸分裂時，較舊的線性地質結構（例如造山帶）可能也會分裂留在大陸碎片上。因此連接相同時代的造山帶，可對板塊重建提供有效性的證據[7]。

參考文獻

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  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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