地球の外側の殻
地球は層状の構造をしています。薄い地殻、厚い岩石のマントル、そして金属の核です。プレートテクトニクスが扱うのは上の2つの層で、とくに深さによって岩石がどれほど硬いか、やわらかいかが重要になります。
リソスフェアとアセノスフェア
いちばん外側の層であるリソスフェアは、冷たく硬い層です。地殻とマントルの上部を含み、プレートと呼ばれる大きな破片に割れています。海洋のリソスフェアの厚さは最大で約100 kmです。大陸のリソスフェアはそれより厚く、大陸の最も古い部分の下ではさらに深くまで達することがあります。
リソスフェアの下にはアセノスフェアがあります。ここも固体の岩石ですが、高温のため、温めたロウのように長い時間をかけてごくゆっくりと流動します。このやわらかい層があるおかげで、上に載った硬いプレートが動けるのです。プレートは液体の岩石に浮かんでいるわけではありません。数百万年の時間スケールでは非常に粘り気の強い流体のようにふるまう、固体の岩石の上をすべっているのです。
海洋地殻と大陸地殻
どのプレートも表面に地殻を載せており、地殻には2種類あります。
海洋地殻は厚さ約7 kmと薄く、玄武岩や斑れい岩のような黒っぽく密度の高い火山性の岩石でできています。中央海嶺で生まれて沈み込み帯で失われるため、あまり古くなりません。最も古い海底でも約1億8000万年前のものです。
大陸地殻ははるかに厚く、平均で約35 km、ヒマラヤやチベットの下では最大約70 kmに達します。花崗岩のような、シリカに富む軽い岩石でできています。浮力が大きくマントルに沈みにくいため、大陸地殻は数十億年にわたって残ります。カナダ北部には約40億年前の岩石もあります。
ほとんどのプレートは両方の地殻を載せています。北アメリカプレートには北アメリカ大陸と、北大西洋の海底の西半分が含まれます。太平洋プレートはほぼすべてが海洋で、単独で地球表面の約20.5%をおおっています。
プレートの縁は海岸線ではない
プレートは両方の種類の地殻を載せているため、プレート境界が大陸の縁と一致することはめったにありません。アメリカ合衆国の東海岸やアフリカの西海岸は受動的縁辺（非活動的縁辺）です。大陸と隣の海底が同じプレートに属していっしょに動くため、これらの海岸では大地震が少なく、活火山もありません。一方、南アメリカの西海岸は活動的縁辺で、大陸の縁がそのままプレート境界になっており、地球上で最も強い地震や最も高い火山のいくつかがあります。海岸が活動的か受動的かを知れば、その地域の地震リスクについて多くのことがわかります。チリやブラジルなど、各国のページでその国がどのプレートの上にあるかを確認できます。
プレートを動かす力
地球の内部は、惑星ができたときに残った熱と、放射性元素の崩壊による熱で高温になっています。その熱はマントルを通ってゆっくりと外へ逃げ、マントルはマントル対流と呼ばれるパターンで循環しています。プレートはこのしくみのいちばん上にある冷たい層です。主な力は3つあります。
スラブ引っ張り力（スラブプル）
沈み込み帯では、古い海洋プレートがその下のマントルより冷たく密度が高いため、沈んでいきます。沈むスラブは、テーブルからすべり落ちるテーブルクロスのように、プレートの残りの部分を後ろから引っ張ります。多くの地球物理学者は、スラブ引っ張り力をプレートを動かす最も強い力だと考えています。
PB2002のデータもこれを裏づけています。沈み込む縁が長いプレートほど、隣のプレートに対して速く動いています。太平洋プレートは境界沿いの平均で年約7.3 cm、ナスカプレートは年約7.9 cm、ココスプレートは年約7.0 cmです。沈むスラブがほとんどつながっていないプレートはゆっくり動きます。アフリカプレートは平均で年約1.8 cm、ユーラシアプレートは年約2.0 cmです。PB2002のすべての沈み込み帯を平均すると相対速度は年約6.2 cmで、ほかのどの種類の境界よりも速くなっています。
海嶺押し力（リッジプッシュ）
中央海嶺は、若いリソスフェアが高温で膨張しているため、周囲の古い海底より高くなっています。重力によって、プレートはその高まりからゆるやかにすべり下り、遠ざかっていきます。この海嶺押し力は実在しますが、一般にスラブ引っ張り力より弱いと考えられています。
マントルの流れ
プレートの下のマントルは、プレートの底面を引きずり、動きを助けたり妨げたりします。マントルの深部から上昇する高温の岩石のプルームは、ハワイやアイスランドのようなホットスポットをつくり、リフトのきっかけになることもあります。マントルの流れがプレートをどれほど強く動かしているのか、それとも逆にプレートが下のマントルの流れを動かしているのかについては、いまも議論が続いています。
プレートが動く速さ
プレートは年に数センチ、ちょうど爪が伸びるくらいの速さで動きます。遅く聞こえますが、年5 cmで動くプレートは100万年で50 km進みます。パンゲアが分裂しはじめてからの2億年で、こうした動きが大西洋全体を開いたのです。
このサイトの速度はPB2002モデルにもとづいています。これは相対速度で、隣り合うプレートの共有する境界に沿って測ったものです。相対運動が最も速いのはトンガ海溝で、太平洋プレートとトンガプレートが年に最大約26 cmで近づいています。北アメリカとユーラシアの間の大西洋中央海嶺は平均で年約1.5 cmしか開いておらず、東アフリカ地溝帯は年約0.3 cmです。プレート一覧の各プレートのページに、平均速度と最大速度を載せています。
プレートは何枚あるか
多くの教科書は7枚の大きなプレートを挙げています。太平洋プレート、北アメリカプレート、ユーラシアプレート、アフリカプレート、南極プレート、インド・オーストラリアプレート、南アメリカプレートです。これに、ナスカプレート、ココスプレート、カリブプレート、アラビアプレート、フィリピン海プレート、ファンデフカプレート、スコシアプレートなどの中規模のプレートが加えられるのが一般的です。
2003年にPeter Bird（ピーター・バード）が発表し、このサイトの地図で使っているPB2002モデルでは、52枚のプレートが定義されています。インドプレートとオーストラリアプレートを、広い変形帯でつながった別々のプレートとして扱い、南西太平洋やインドネシアのような複雑な地域には数十枚の小さなマイクロプレートを加えています。オホーツクプレート、アムールプレート、揚子江プレート、スンダプレート、ソマリアプレートなど、その一部はいまも議論の対象です。25枚のプレートを使うMORVELモデルのように、より少ない枚数のモデルもあれば、さらに多くの小さな地塊を描き出す最近の研究もあります。プレート一覧では、52枚すべてを大きさ順に紹介しています。
プレートの動きを測る方法
GPSと宇宙測地学
現在では、プレートの動きは直接測定されています。岩盤に固定したGPS受信機は自分の位置を数ミリの精度で記録し、数年分のデータがたまると、各観測点の移動からそのプレートの動きがわかります。遠くのクエーサーからの電波の到達時刻を電波望遠鏡で測る方法や、人工衛星にレーザーを反射させる方法など、ほかの宇宙技術もその結果を裏づけています。これらの観測によって、いまこの瞬間のプレートの動きが年ごとにとらえられています。
海底の地磁気の縞模様
海底には、数百万年にわたるプレートの動きが記録されています。中央海嶺で新しい地殻が冷えるとき、その時点の地球磁場の向きが岩石に固定されます。磁場はときどき逆転するため、海底には海嶺と平行な地磁気の縞模様が、海嶺の両側に鏡に映したように並びます。地質学者は逆転の年代を決め、それぞれの縞が海嶺からどれだけ離れているかを測って、プレートがどれほどの速さで離れてきたかを求めます。1960年代にこの縞模様が認識されたことは、プレートテクトニクスが受け入れられる転機となりました。
その他の手がかり
動きの向きは、プレートのすべる方向にそって並ぶトランスフォーム断層や、地震のすべりの向きからも読み取れます。ハワイ諸島のように、ホットスポットの上でできた火山の列は、プレートが下のマントルに対してどう動いてきたかを示しています。PB2002のようなモデルは、こうした多くの測定結果を1つの矛盾のない全体像にまとめたものです。
プレートどうしがどこで接し、そこで何が起きているかを知るには、プレート境界へ進むか、地震マップや火山マップをご覧ください。このページの用語は用語集で解説しています。