Inleiding
Platentektoniek, plaattektoniek of schollentektoniek is de wetenschappelijke theorie die zowel de geografische ligging van continenten, oceanen, gebergten en andere structuren in het aardoppervlak verklaart, als een verklaring vormt voor geologische structuren in de aardkorst en de plek waar aardbevingen en vulkanisme voorkomen. Volgens de theorie is de lithosfeer (de buitenste, gemiddeld ongeveer 100 km dikke laag in de Aarde) verdeeld in tectonische platen of "schollen", die onafhankelijk van elkaar over het aardoppervlak bewegen. De beweging wordt aangedreven door stromingen in de onderliggende asthenosfeer. Hoewel de asthenosfeer niet vloeibaar is, heeft ze een relatief lage schuifsterkte waardoor ze op geologische tijdschaal als een vloeistof kan stromen.[1]
Wat is platentektoniek?
Platentektoniek, plaattektoniek of schollentektoniek is de wetenschappelijke theorie die zowel de geografische ligging van continenten, oceanen, gebergten en andere structuren in het aardoppervlak verklaart, als een verklaring vormt voor geologische structuren in de aardkorst en de plek waar aardbevingen en vulkanisme voorkomen. Volgens de theorie is de lithosfeer (de buitenste, gemiddeld ongeveer 100 km dikke laag in de Aarde) verdeeld in tectonische platen of "schollen", die onafhankelijk van elkaar over het aardoppervlak bewegen. De beweging wordt aangedreven door stromingen in de onderliggende asthenosfeer. Hoewel de asthenosfeer niet vloeibaar is, heeft ze een relatief lage schuifsterkte waardoor ze op geologische tijdschaal als een vloeistof kan stromen.[1]
Er bestaan twee typen lithosfeer: oceanische en continentale lithosfeer. Continentale lithosfeer is gemiddeld zo'n 150 km dik, oceanische lithosfeer hooguit 25 km. Oceanische lithosfeer heeft ook een hogere gemiddelde dichtheid dan continentale lithosfeer. Sommige platen bestaan uit continentale lithosfeer, sommige bestaan uit oceanische lithosfeer en er zijn platen die bestaan uit beide.
Platen
Er zijn op Aarde ongeveer negen grote platen en een groot aantal kleinere. De platen bewegen relatief ten opzichte van elkaar (gemiddeld 0,5 tot 8,5 cm per jaar) bij de onderlinge plaatgrenzen. Er zijn drie typen grenzen: convergente (waar platen naar elkaar toe bewegen), divergente (waar platen van elkaar af bewegen) en transforme (waar platen langs elkaar bewegen).[2] Bij een divergente plaatgrens wordt door stolling van magma nieuwe lithosfeer gevormd, dit proces wordt oceanische spreiding genoemd. Bij een convergente plaatgrens zal een van beide platen onder de andere schuiven (subductie). Vanwege de lage dichtheid zal continentale korst in de praktijk niet goed subduceren. Meestal bestaat de subducerende plaat daarom uit oceanische korst. Als twee continenten naar elkaar toe bewegen zal geen van beide platen subduceren, er zal dan een gebergte vormen. Omdat de beweging in de lithosfeer geconcentreerd is langs deze grenzen vinden hier aardbevingen, vulkanisme en de vorming van gebergten en oceanische troggen plaats.
De theorie van platentektoniek werd ontwikkeld in de jaren 60 van de vorige eeuw als opvolger voor de hypothese van continentverschuivingen van Alfred Wegener. In tegenstelling tot Wegeners hypothese raakte platentektoniek al snel algemeen aanvaard onder de wetenschappelijke gemeenschap.
Mid-oceanische ruggen
Waar oceanische lithosfeer uit elkaar beweegt, komt de asthenosfeer omhoog. Bij deze stroming omhoog valt de (lithostatische) druk weg waardoor de asthenosfeer partieel smelt. De magma stolt in de onderkorst in grote magmakamers, waarbij dieptegesteente (gabbro) gevormd wordt; beweegt verder omhoog in dikes (waar de magma stolt als doleriet); om aan het oppervlak als kussenlava (stolt als basalt) over de oceaanbodem uit te vloeien. Door het stollen van de magma wordt nieuwe oceanische lithosfeer gevormd. In het gebied rond de plaatgrens is de warmtestroom uit de Aarde zeer groot, waardoor de korst licht is en omhoog komt. De op die manier ontstane "gebergten onder water" zijn de mid-oceanische ruggen. Ze vormen de langste aaneengesloten gebergten op Aarde (opgeteld is hun gezamenlijke lengte 70.000 km).[6]
Door de interactie tussen hydrothermaal water en magma komen op de mid-oceanische ruggen behalve vulkanen ook hydrothermale bronnen voor, waar zeer heet water de oceaan in spuit, zogenaamde black smokers.
Intracontinentale riftzones
Geologie en biologie in het licht van de platentektoniek
Uit de opdeling van de lithosfeer in tectonische platen volgt, dat bewegingen in de aardkorst geconcentreerd zijn in de zones waar de platen aan elkaar grenzen. Volgens de theorie zullen langs de plaatgrenzen veel seismische (aardbevingen) en tektonische (vorming van geologische structuren, gebergtevorming) activiteit en vulkanisme plaatsvinden, terwijl middenin de platen nauwelijks sprake van geologische activiteit kan zijn.
Als de aardkorst onder een continent uit elkaar beweegt gaat dit gepaard met extensietektoniek, die zich uit in geologische structuren als afschuivingen, horsten en slenken. Het resultaat is een langwerpige rift, die een grote depressie in het landschap vormt.[7] Voorbeelden zijn de Grote of Oost-Afrikaanse Slenk in Oost-Afrika of de Dode Zee tussen Israël en Jordanië. Omdat de aardkorst in zo’n situatie steeds dunner wordt komt de warme asthenosfeer omhoog. Door partieel smelten ontstaat magma, dat omhoog beweegt en mafisch vulkanisme veroorzaakt aan het aardoppervlak. De warmte zorgt er echter ook voor dat de beide flanken van de rift (de zogenaamde riftschouders) omhoog bewegen. Dit zijn gebieden waar oudere geologische lagen aan het oppervlakte komen. Zo zijn de middelgebergten van de Vogezen en het Zwarte Woud ontstaan door tectonische opheffing aan de rand van de Boven-Rijnslenk. In zulke gebieden komen vaak de metamorfe en dieptegesteenten uit de onderkorst (samen wel de kristallijne sokkel genoemd) aan het oppervlak.
Wanneer de lithosfeer onder de riftzone uit elkaar blijft bewegen, zal uiteindelijk nieuwe oceanische lithosfeer aangemaakt worden en geleidelijk een smal oceanisch bekken ontstaan, dat steeds breder groeit.[8] De Rode Zee wordt bijvoorbeeld als een oceaan in zijn beginstadium beschouwd. Het kan echter ook zijn dat een rift na een tijd stopt met groeien,[9] een voorbeeld van zo’n failed rift is het Noordzeebekken, dat in het Jura en Krijt gevormd werd. Reconstructies van de riftzone die later uitgroeide tot de Atlantische Oceaan laten zien dat de rift zich niet als een langgerekte lijn ontwikkelde, maar op vele plekken vertakte (op deze plekken, zogenaamde triple junctions, komen drie divergente plaatgrenzen samen).[10] Eén van de twee vertakkingen zou uiteindelijk tot een oceaan ontwikkelen, de ander zou na verloop van tijd inactief worden. Een soortgelijke triple junction tussen drie relatief nieuwe riftzones is de Afardriehoek in de Hoorn van Afrika, waar de Rode Zee, de Oost-Afrikaanse Slenk en de Golf van Aden samenkomen.
Collisietype
Een tectonische plaat kan zowel continentale als oceanische lithosfeer bevatten. Als het oceanische gedeelte onder een continent subduceert, zal het continentale gedeelte langzaam naar dat continent bewegen. Dit betekent dat de twee continenten uiteindelijk met elkaar in botsing (continentale collisie) komen. Continentale lithosfeer is echter te dik en licht om gemakkelijk te kunnen subduceren, zodat er korstverdikking door gebergtevorming optreedt, waarna de convergente beweging van de twee platen uiteindelijk zal stoppen.
Gebergtevorming vindt plaats door overschuivingstektoniek, waarbij stukken van de korst (zogenaamde dekbladen) over elkaar schuiven. De stagnerende subductie zorgt ervoor dat een mengeling van stukken van de onderste gedeelten van de korst, tektonische mélange en stukken van de vroeger tussen de twee continenten gelegen oceanische korst (ofiolieten) als dekbladen weer naar boven bewegen (obductie). Door de grote diepte zijn deze gesteenten hooggradig metamorf en door partieel smelten vaak geïntrudeerd door felsische magma (graniet). Dit geheel vormt de kern van het gebergte. Door de druk die vooral op de bovenkant van de omlaaghellende subducerende plaat heerst, ontstaan in de sedimentaire gesteenten die zich aan de bovenkant van deze plaat bevinden grote overschuivingen en plooiingen. Deze uit sedimentair gesteente bestaande dekbladen bewegen zich over een grote listrische breuk in de richting van het voorland en vormen de flanken van het gebergte. Het geheel wordt wel een fold and thrust belt genoemd.
Niet alle fold and thrust belts hebben dezelfde structuur en opbouw, omdat de bewegingsrichting van de platen niet altijd alleen convergent was. De plaatbeweging kan tegelijkertijd een grote zijschuivingscomponent hebben gehad, of in een vroeg stadium van gebergtevorming gestopt zijn. Voorbeelden van gebergten die ontstonden onder een ongeveer convergente beweging zijn de Alpen of de Himalaya.
Andes- of cordilleratype
Bij subductie van oceanische lithosfeer onder een continent zullen door de mechanische spanning van de langs elkaar bewegende platen oceaansedimenten en stukken van de oceanische plaat zelf (zogenaamde ofiolieten) van de subducerende plaat losraken en geobduceerd worden. Tegelijkertijd wordt de rand van de overrijdende plaat gedeformeerd: door overschuivingstektoniek worden overschuivingen en plooien gevormd. Omdat de ligging van de subductiezone onder het continent nauwelijks verandert kunnen zo lange gebergteketens gevormd worden, waarvan de Andes aan de westkant van Zuid-Amerika het beste voorbeeld is. De oceanische Nazcaplaat subduceert daar onder de Zuid-Amerikaanse Plaat.
Bij subductie van oceanische onder continentale lithosfeer worden gesteenten die verzadigd zijn met vluchtige stoffen (vooral water), naar grote diepte gebracht. Als deze gesteenten naar grote diepte worden gebracht komen onder metamorfe reacties de vluchtige stoffen vrij. Deze stijgen op door de bovenliggende aardmantel. Water brengt het smeltpunt van gesteente naar beneden en de opstijgende vloeistoffen zorgen daarom voor partieel smelten waarbij mafische magma gevormd wordt. Deze stijgt op en verhit de onderkorst, waar felsische magma gevormd wordt (anatexis). De magma stijgt op en intrudeert in de overrijdende plaat, waardoor boven de subductiezone een vulkaanboog met veel explosief vulkanisme te vinden is, ongeveer op dezelfde plek waar de gebergteketens liggen.[12] Sporen van gloedwolkerupties zijn door de hele Andes te vinden, zowel in Chili, Bolivia als Peru. Voorbeelden van tegenwoordig actieve vulkanen zijn de Cerro Hudson en de Corcovado.
Eilandbogen
Als twee stukken oceanische lithosfeer naar elkaar bewegen, zal één onder de ander subduceren.
Wanneer de overrijdende plaat uit oceanische korst bestaat zal door het vulkanisme een eilandboog worden gevormd.[13] 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 Caribische plaat subduceert). Een ander voorbeeld van vulkanisme achter een subductiezone is het vulkanisme in de Middellandse Zee, zoals bij de Vesuvius en Etna.
De subductie-gerelateerde eilandbogen liggen van boven gezien meestal in een gekromde boog. Deze kromming komt voort uit de geometrie van een subducerende plaat in een gekromd oppervlak (zoals het aardoppervlak). Tussen de eilandboog en erachter gelegen continenten kan extensie plaatsvinden, men noemt een bekken dat op die manier ontstaat een back-arc basin.
