Platentektoniek
Platentektoniek (of plaattektoniek) is een tektonisch model dat de structuur van de platen in de aardkorst beschrijft, hoe deze platen ontstaan, hoe ze bewegen en hoe ze verdwijnen. De theorie werd ontwikkeld in de jaren zestig van de twintigste eeuw als verklaring voor continentverschuivingen.
De Aardkorst is de buitenste laag van de Aarde en is gemiddeld ongeveer 30 kilometer dik. Deze Aardkorst bestaat niet uit één geheel maar uit enkele grote platen of schollen die op de min of meer vloeibare binnenmantel van de Aarde drijven. Sommige platen bestaan uit continentale korst, sommige bestaan uit oceanische korst, en er zijn platen die bestaan uit beide. Er zijn ongeveer 9 grote platen en enkele kleinere. Continentale korst is gemiddeld zo'n 40 kilometer dik, oceanische korst ongeveer 7 kilometer.
Inhoud |
[bewerk] Historische ontwikkeling
Al in de 16e eeuw viel cartografen op dat de kustlijnen van Afrika en Zuid-Amerika ongeveer dezelfde vorm hebben. In de jaren 20 kwam de meteoroloog Alfred Wegener met het idee dat de continenten verschoven waren en oorspronkelijk aan elkaar vast moeten hebben gezeten. Hoewel hij veel argumenten kon vinden voor zijn idee, zoals het voorkomen van bepaalde plant- en dierfossielen aan weerszijden van de Atlantische Oceaan, kon hij niet verklaren hoe de enorme massa van een continent over het Aardoppervlak kan bewegen. Daarom wezen de meeste geologen zijn idee af. Pas in de jaren 60 werd naar aanleiding van ontdekkingen van John Tuzo Wilson door Harry Hess het concept platentektoniek opgesteld, wat een mechanisme gaf waarmee continenten konden bewegen. De nieuwe theorie zorgde voor een revolutie in de geologie en raakte snel algemeen aanvaard. Hoewel sindsdien nieuwe ontdekkingen gedaan zijn die de details van platentektoniek duidelijker maken, is het centrale concept hetzelfde gebleven.
[bewerk] Gevolgen van plaatbewegingen
In onderstaande afbeelding is het proces van de platentektoniek te zien. Een plaat groeit aan bij een mid-oceanische rug of in een riftzone, waar continu oceanische korst wordt gevormd, die de chemische samenstelling heeft van basalt. Bij een subductiezone verdwijnt de plaat de mantel in.
Continentale korst gedraagt zich anders dan oceanische korst. Een continent zal niet snel subduceren (het is lichter dan oceanische korst), zodat we vandaag de dag op de continenten gesteenten kunnen aantreffen die vele miljarden jaren oud zijn. Dat terwijl oceanische korst ouder dan 180 Ma niet voorkomt, behalve kleine overblijfselen in ophiolieten. Oceanische korst zal bijna altijd uiteindelijk subduceren en verdwijnen.
[bewerk] Convergente beweging
Als twee platen naar elkaar bewegen, kunnen de volgende situaties zich voordoen:
- Indien twee stukken continentale korst tegen elkaar aanbewegen, zal subductie moeilijk door kunnen gaan en zal er korstverdikking of gebergtevorming optreden, waarna de convergente beweging van de twee platen uiteindelijk zal stoppen. Een voorbeeld waar dit gaande is is de Himalaya (zie "Geologie van de Himalaya").
- Als oceanische korst naar continentale korst beweegt, zal de oceanische korst onder de continentale korst subduceren. Ook boven een subductiezone kan een gebergte ontstaan, de Andes is daar een voorbeeld van, de (oceanische korst van de) Nazcaplaat subduceert daar onder de Zuid-Amerikaanse plaat.
- Ook als twee stukken oceanische korst naar elkaar bewegen, zal er een onder de ander subduceren. Hierbij kan door vulkanisme een eilandboog ontstaan.
In de loop der tijd zal zich bovenop oceanische korst een sedimentlaag vormen. Deze subduceert bij de subductiezone echter niet (helemaal) mee met de oceanische korst. Dat komt omdat deze sedimenten een lager smeltpunt en een lagere dichtheid hebben dan de oceanische korst zelf, en dus smelten en als (in chemische zin felsische) magma weer naar boven stijgen. Dit gebeurt pas als de plaat naar een bepaalde diepte is gesubduceerd, zodat het vulkanisme in banden voorkomt naast de subductiezone zelf. Dit vormt, als de bovenliggende plaat uit continentale korst bestaat, een gebergteketen (zoals de Andes). Als de bovenliggende plaat uit oceanische korst bestaat zal door het vulkanisme een eilandboog worden gevormd. Voorbeelden daarvan zijn de Soenda-eilanden van de Indonesische Archipel (waar oceanische korst van de Australische plaat onder Aziatische oceanische korst subduceert), en de Antillen (waar oceanische korst van de Noord-Amerikaanse plaat onder de Caraïbische plaat subduceert). Een ander voorbeeld van vulkanisme achter een subductiezone is het vulkanisme in de Middellandse Zee, zoals bij de Vesuvius en Etna. Dit type vulkanisme wordt als het op een continent voorkomt "back-arc vulkanisme" genoemd, als het op een stuk oceaankorst voorkomt "island-arc vulkanisme", van island arc - Engels voor eilandboog.
[bewerk] Divergente beweging
Als twee stukken korst uit elkaar bewegen (divergentie) zal dat komen omdat materiaal uit de mantel door convectiestroming omhoog komt. Dit materiaal stijgt niet helemaal tot aan het oppervlak, maar door de hitte die het meebrengt zal op een aantal km diepte een magmakamer ontstaan, waar partieel smelten plaatsvindt. Boven de magmakamer vindt vulkanisme plaats, waarmee nieuwe oceanische korst gevormd wordt.
Als de divergente plaatgrens middenin een continent ligt, zal in het continent een rift ontstaan, die langzaam zal uitgroeien tot een oceanisch bekken. Een voorbeeld van zo'n rift is de Oost-Afrikaanse slenk, de zuidelijke voortzetting van de zich al in een iets later stadium bevindende Rode Zee, waar de Afrikaanse en Arabische plaat uit elkaar bewegen. Als het oceanisch bekken is uitgegroeid tot een oceaan, wordt het gebied in het midden (waar nog steeds spreiding plaatsvindt) een mid-oceanische rug genoemd. Bij een mid-oceanische rug komt magma naar boven waar het blootgesteld wordt aan het koele oceaanwater. Dit gaat gepaard met zogenaamd black smoker vulkanisme.
[bewerk] Drijvend mechanisme
Een theorie, recent door o.a. Robert J. Stern in het tijdschrift Geology onderbouwd met computermodellen, zegt dat de platentektoniek aangedreven wordt door de zwaartekracht. Het gewicht van de oceanische korst en het afkoelen van de oceaanbodem spelen hierbij een rol. Oceanische korst is als het ontstaat bij de mid-oceanische ruggen lichter (het heeft, beter gezegd, een kleinere dichtheid) dan de onderliggende mantel. Als de oceaankorst bij de mid-oceanische rug wegbeweegt en langzaam afkoelt stijgt de dichtheid. Oceaankorst die ouder is dan ongeveer 80 Ma heeft een hogere dichtheid dan de mantel, zodat het naar beneden wil subduceren, waar het bij subductiezones de kans toe krijgt. De computermodellen laten zien dat platentektoniek op de jonge, hete aarde in het Archaïcum niet mogelijk was. Ook de leeftijd van meerdere gesteenten zou deze laatste theorie steunen. Hoe de aardkorst in het Archaïcum zijn hitte kwijt raakte is onduidelijk.
De krachten die op de platen werken en de plaatverschuiving tot gevolg hebben zijn de trekkende kracht van de naar beneden subducerende (zware) oceanische korst bij subductiezones (de zogenaamde slab pull) en de drijvende kracht van de vorming van nieuwe lithosfeer bij de mid-oceanische ruggen. Wat de belangrijkste van deze twee krachten is, is niet duidelijk, maar men vermoedt dat de slab pull een belangrijkere rol speelt dan de uiteendrijvende krachten in de buurt van de mid-oceanische rug.
[bewerk] Natuurkundige beschrijving van plaatbeweging
Volgens de wiskundige Leonhard Euler is elke beweging van een rigide lichaam om een vast punt te beschrijven als een rotatie om een as door dat punt. Voor tektonische platen betekent dit dat hun beweging (of liever: de beweging van één plaat ten opzichte van een andere) wiskundig beschreven kan worden als een rotatie om een rotatie-as door het middelpunt van de Aarde. Elke plaat heeft ook een rotatiepool (een zogenaamde Eulerpool) waar deze as het aardoppervlak snijdt. De plaatbeweging vormt een kleincirkel.
Dit verklaart bijvoorbeeld waarom de Atlantische Oceaan op bepaalde plaatsen minder wijd is, hier is men dichter bij de rotatiepool tussen de continenten Europa en Afrika in het oosten en Noord- en Zuid-Amerika in het westen.
[bewerk] Hotspots en platentektoniek
Hierboven zijn enkele typen vulkanisme genoemd die altijd met platentektoniek te maken hebben. Vulkanisme kan ook los van de platentektoniek voorkomen. Op bepaalde plaatsen in de aardmantel stijgt heet materiaal op dat dwars door de korst naar boven komt. Dit noemt men hotspots. Over hotspots weten we nog vrij weinig. Een vermoeden is dat dit materiaal afkomstig is uit een laag tussen de mantel en aardkern in, de D'' laag, welke lichter materiaal bevat dan de mantel dat omhoog gestuwd wordt.
De positie van hotspots verandert in vergelijking met de plaatbewegingen zeer traag; de platen bewegen zich over de hotspots heen. Hotspots laten dan ook een spoor van eilandjes achter op het aardoppervlak en je kunt er makkelijk aan zien welke route een plaat in het verleden heeft afgelegd. Voorbeelden hiervan zijn de eilanden van Hawaii.
De snelheid van de platen wordt meestal aangegeven ten opzichte van een andere plaat, dit is een relatieve snelheid. Omdat men aanneemt dat hotspots nauwelijks bewegen, kunnen de sporen van eilandjes gebruikt worden om een absolute plaatsnelheid te bepalen (de snelheid van de plaat ten opzichte van een vast punt in de ruimte), als op de eilandjes de ouderdom van het vulkanische gesteente eerst bepaald is. Men neemt dan wel aan dat de hotspot niet beweegt.
