Er zijn op Aarde, afhankelijk van hoe ze zijn gedefinieerd, zeven of acht grote, en een groot aantal kleinere platen. De aardplaten bewegen ten opzichte van elkaar met enkele centimeters per jaar. Sinds de jaren 1990 kan deze verschuiving, dankzijgeodetische metingen metsatellieten enVLBI, daadwerkelijk gemeten worden. Er zijn drie typen grenzen:convergente, waar platen naar elkaar toe bewegen,divergente, waar platen van elkaar af bewegen, entransforme, waar platen langs elkaar bewegen.[2] Bij een divergente plaatgrens wordt door stolling vanmagma nieuwe lithosfeer gevormd, dit proces wordtoceanische spreiding genoemd. Bij een convergente plaatgrens zal een van beide platen onder de andere schuiven (subductie). Vanwege zijn lagedichtheid, zal een 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 dangebergtevorming optreden. Omdat de beweging in de lithosfeer geconcentreerd is langs deze grenzen, vinden hieraardbevingen,vulkanisme en de vorming van gebergten enoceanische troggen plaats.
De theorie van de platentektoniek werd ontwikkeld in de jaren 60 van de twintigste eeuw, als opvolger voor de hypothese vancontinentverschuivingen vanAlfred Wegener. Anders dan Wegeners hypothese, raakte het concept van de platentektoniek al snel algemeen aanvaard in dewetenschappelijke gemeenschap.
Belangrijkste verschijnselen van platentektoniekAardbevingen vinden vooral plaats langs plaatrandenDe randen van detektonische platen op Aarde
Geologie en biologie in het licht van de platentektoniek
Uit de opdeling van de lithosfeer in tektonische 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 veelseismische (aardbevingen) entektonische (vorming van geologische structuren, gebergtevorming) activiteit en vulkanisme plaatsvinden, terwijl er midden in de platen nauwelijks sprake van geologische activiteit kan zijn.
Dat klopt redelijk met de werkelijkheid. De meeste geologische activiteit vindt inderdaad langs de plaatgrenzen plaats.[3] De theorie is minder geschikt voor het verklaren van vulkanisme en tektoniek midden in de platen. Om deze verschijnselen te verklaren wordt bijvoorbeeld de ligging vanhotspots gebruikt.
Platentektoniek voorspelt ook dat bewegingen in de aardkorst zowel horizontaal als verticaal kunnen zijn. Ook dit klopt goed met de werkelijkheid. De geologische structuur van veel gebergten bestaat uit over elkaar geschovendekbladen, stukken korst die vaak honderden kilometers horizontaal verschoven zijn. Veel gebergten hebben een asymmetrische structuur, platentektoniek verklaart dit als een gevolg van de gestopte subductie van een van beide platen.
Continentale korst gedraagt zich anders dan oceanische korst. Een continent zal niet snel subduceren (het is lichter en dikker dan de oceanische korst), zodat we vandaag de dag op de continenten gesteenten kunnen aantreffen die enkele miljarden jaren oud zijn. Oceanische korst die ouder is dan 180 miljoen jaar (Ma) komt daarentegen nauwelijks voor. Oceanische korst heeft dankzij het subductieproces een beperkte levensduur. Platentektoniek is een goede verklaring voor de ouderdom van de oceanische korst.
Het bewegen van de continenten verklaart niet alleen waarom fossiele soorten soms aan twee kanten van een oceaan voorkomen, maar ook de tegenwoordige (biogeografische) verdeling van soorten. Soorten op verschillende continenten hebben soms gemeenschappelijke voorouders, dit kan verklaard worden uitallopatrische soortvorming en met het uit elkaar bewegen van de continenten.[4]
De ouderdom van de oceanische lithosfeer: rood is jong, blauw is oud. De ouderdom neemt toe naarmate men zich verder van de mid-oceanische ruggen verwijdert.[5]
Waar twee platen uit elkaar bewegen, beweegt de asthenosfeer omhoog en wordt doorplutonisme en vulkanisme nieuwe (oceanische) lithosfeer aangemaakt. De meeste divergente plaatgrenzen zijn mid-oceanische ruggen, maar ook intercontinentale riften zijn divergente plaatgrenzen.
Waaroceanische lithosfeer uit elkaar beweegt, komt de asthenosfeer omhoog. Bij deze stroming omhoog valt de (lithostatische) druk weg waardoor de asthenosfeerpartieel smelt. Het magma stolt in deonderkorst in grotemagmakamers, waarbij dieptegesteente (gabbro) gevormd wordt. Het beweegt verder omhoog indikes (waar het magma stolt alsdoleriet), om aan het oppervlak alskussenlava (stolt alsbasalt) over de oceaanbodem uit te vloeien. Door het stollen van het magma wordt nieuwe oceanische lithosfeer gevormd. In het gebied rond de plaatgrens is dewarmtestroom 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 70.000km).[6]
Schematische voorstelling van de ontwikkeling van een riftzone tot een nieuwe oceaan. Bruin is continentale lithosfeer; grijs oceanische lithosfeer; geel is sediment; oranje de asthenosfeer.
Als de aardkorst onder een continent uit elkaar beweegt, gaat dit gepaard metextensietektoniek, die zich uit in geologische structuren alsafschuivingen,horsten enslenken. Het resultaat is een langwerpigerift, die een grotedepressie in het landschap vormt.[7] Een duidelijk voorbeeld is deGrote of Oost-Afrikaanse Slenk in Oost-Afrika. Omdat de lithosfeer in zo’n situatie steeds dunner wordt komt de warme asthenosfeer omhoog. Door partieel smelten ontstaatmagma, dat omhoog beweegt enmafisch vulkanisme veroorzaakt aan het aardoppervlak. De warmte zorgt er echter ook voor dat de beide flanken van de rift (de zogenaamderiftschouders) omhoog bewegen. Dit zijn gebieden waar oudere geologische lagen aan de oppervlakte komen. Zo zijn demiddelgebergten van deVogezen en hetZwarte Woud ontstaan doortektonische opheffing aan de rand van deBoven-Rijnslenk. In zulke gebieden komen vaak demetamorfe endieptegesteenten uit de onderkorst (samen wel dekristallijne 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 oceanischbekken ontstaan, dat steeds breder groeit.[8] DeRode 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’nfailed rift is hetNoordzeebekken, dat in hetJura enKrijt 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, zogenaamdetriple junctions, komen drie divergente plaatgrenzen samen).[10] Een van de twee vertakkingen zou uiteindelijk tot een oceaan ontwikkelen, de ander zou na verloop van tijd inactief worden. Een soortgelijketriple junction tussen drie relatief nieuwe riftzones is deAfar-driehoek in deHoorn van Afrika, waar de Rode Zee, de Oost-Afrikaanse Slenk en deGolf van Aden samenkomen.
Als twee platen naar elkaar toe bewegen zal één plaat onder de andere bewegen. Als die plaat uit oceanische lithosfeer bestaat, kan die door zijn hoge dichtheid de diepte in zinken. Bij desubductiezone vormt zich eentrog in de oceaanbodem, waarnaast eenaccretiewig vormt van de subducerende plaat "afgeschraapte" stukken korst en sediment[11] (dit wordttektonische mélange genoemd). Langs de subductiezone schuiven de platen over elkaar. Eén plaat beweegt de mantel in; ze subduceert door de asthenosfeer. De dieptezone waar de subductiebeweging aardbevingen veroorzaakt wordt deWadati-Benioffzone genoemd.
Een tektonische plaat kan zowel continentale als oceanischelithosfeer 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 erkorstverdikking doorgebergtevorming optreedt, waarna de convergente beweging van de twee platen uiteindelijk zal stoppen.
Gebergtevorming vindt plaats dooroverschuivingstektoniek, waarbij stukken van de korst (zogenaamde dekbladen) over elkaar schuiven. De stagnerendesubductie 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 hooggradigmetamorf 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 desedimentair gesteente die zich aan de bovenkant van deze plaat bevinden grote overschuivingen en plooiingen. Deze uit sedimentair gesteente bestaande dekbladen bewegen zich over een grotelistrische breuk in de richting van hetvoorland en vormen de flanken van het gebergte. Het geheel wordt wel eenfold and thrust belt genoemd.
Niet allefold 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 deAlpen of deHimalaya.
Bij subductie van oceanische lithosfeer onder een continent zullen door demechanische spanning in de langs elkaar bewegende platen oceaansedimenten en stukken van de oceanische plaat zelf (zogenaamdeofiolieten) van de subducerende plaat losraken engeobduceerd worden (over deoverrijdende plaat geschoven). Tegelijkertijd wordt de rand van de overrijdende plaatgedeformeerd: er wordenoverschuivingen enplooien gevormd. Omdat de ligging van de subductiezone onder het continent nauwelijks verandert kunnen zo lange gebergteketens ontstaan, waarvan deAndes aan de westkant vanZuid-Amerika het beste voorbeeld is. De oceanischeNazcaplaat subduceert daar onder deZuid-Amerikaanse Plaat.
Bij subductie van oceanische onder continentale lithosfeer worden gesteenten die verzadigd zijn metvluchtige stoffen (vooral water), naar grote diepte gebracht. Als deze gesteenten naar grote diepte worden gebracht komen ondermetamorfe reacties de vluchtige stoffen vrij. Deze stijgen op door de bovenliggendeaardmantel. Water brengt hetsmeltpunt van gesteente naar beneden en de opstijgende vloeistoffen zorgen daarom voor partieel smelten waarbijmafische magma gevormd wordt. Deze stijgt op en verhit de onderkorst, waarfelsische magma gevormd wordt (anatexis). De magma stijgt op enintrudeert in de overrijdende plaat, waardoor boven de subductiezone eenvulkaanboog met veelexplosief vulkanisme te vinden is, ongeveer op dezelfde plek waar de gebergteketens liggen.[12] Sporen vangloedwolkerupties zijn door de hele Andes te vinden, zowel inChili,Bolivia alsPeru. Voorbeelden van tegenwoordig actieve vulkanen zijn deMonte Hudson en deCorcovado.
Zieeilandboog voor het hoofdartikel over dit onderwerp.
Als twee stukken oceanische lithosfeer naar elkaar bewegen, zal een onder de ander subduceren.
Wanneer de overrijdende plaat uit oceanische korst bestaat, zal door het vulkanisme een eilandboog worden gevormd.[12] Voorbeelden daarvan zijn deSoenda-eilanden van deIndonesische Archipel (waar oceanische korst van deAustralische Plaat onder Aziatische oceanische korst subduceert), en deAntillen (waar oceanische korst van deNoord-Amerikaanse Plaat onder deCaribische Plaat subduceert). Een ander voorbeeld van vulkanisme achter een subductiezone is het vulkanisme in deMiddellandse Zee, zoals bij deVesuvius enEtna.
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 eenbekken dat op die manier ontstaat eenback-arc basin.
Behalve convergente en divergente plaatgrenzen bestaan er ook nog transforme of conservatieve plaatgrenzen. Hier is de beweging van twee platen evenwijdig ten opzichte van elkaar. Transforme breuken worden gekenmerkt door ondiepe aardbevingen in een smalle zone langs de breuk, of in een brede zone, als er sprake is van meerdere, bij elkaar liggende breuken. Een voorbeeld van een transforme plaatgrens is de breukzone langs de westkust van de Verenigde Staten, waar deze een oceanische spreidingszone rondNeder-Californië verbindt met een kleine spreidingszone ten noordwesten van San Francisco. Het bekendste gedeelte van deze breukzone is deSan Andreasbreuk.
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 lithosfeer naar boven komt. Dit noemt menhotspots. Over hotspots weten we nog vrij weinig. Het vermoeden is dat dit materiaal afkomstig is uit deD"-laag, de onderste laag van demantel die aan deaardkern grenst.
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 Hawaï.
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 hetvulkanische gesteente eerst bepaald is. Men neemt dan wel aan dat de hotspot niet beweegt.
Hoewel platentektoniek onder geleerden algemeen aanvaard wordt, bestaan over de stromingen en krachten die de plaatbewegingen veroorzaken nog veel onduidelijkheden. Duidelijk is dat de beweging van de platen onderdeel vormt vanconvectiestroming in de mantel, maar dat het niet de belangrijkste aandrijvende kracht is.
Schematische weergave van convectie. Materiaal wordt onderaan opgewarmd en begint daarom omhoog te bewegen. Daar koelt het af en beweegt dan eerst horizontaal naar een plek waar het naar onderen kan bewegen. Eén stroomcirkel wordt een convectiecel genoemd. In de aardmantel is de stroming waarschijnlijk veel ingewikkelder dan dit simpele model.
Ziemantelconvectie voor het hoofdartikel over dit onderwerp.
Het meest aanvaarde model is dat de gehele mantel in eens convecteert. Dat wil zeggen dat hete opwaartse stromingen ontstaan op dekern-mantelgrens (2890km diepte). De opwaartse stroming zou worden veroorzaakt door het temperatuurverschil tussen de aardmantel en deaardkern. Deze temperatuurgradient wordt versterkt door het natuurlijk verval van radio-isotopen, dat warmte genereert. De mantel wordt daardoor van onderen opgewarmd. De energie van deze warmtestroom is gedeeltelijk terug te voeren op deaccretie-energie van het ontstaan van de Aarde, een ander deel is afkomstig van hetverval vanradio-isotopen.
Getijdenkrachten van deMaan hebben maar heel weinig invloed en kunnen verwaarloosd worden.
Experimenten met hoogviskeuze vloeistoffen tonen echter aan dat als deze verhit worden, grotendeels symmetrische convectiecellen vormen. Dit komt niet overeen met de vorm en ligging van de tektonische platen op Aarde. Opvallend in de verdeling van plaatgrenzen over de Aarde is dat er aan de kant van deGrote Oceaan (het zogenaamdewaterhalfrond) een groter aantal subductiezones ligt, terwijl de kant van deAtlantische Oceaan meer spreidingszones bevat. Dit kan verklaard worden met de hypothese vanwilsoncycli, waarbij slechts twee dominante convectiestromingen verondersteld worden.
Tegenover het model van gehele mantelconvectie staat een model van twee boven elkaar gelegen lagen in de mantel, die onafhankelijk van elkaar convecteren. De scheiding zou zich bevinden rond demanteltransitiezone, een zone rond de 420–670km diepte waar het mantelgesteente een dichterekristalstructuur aanneemt. Dit dichtheidsverschil kan ervoor zorgen dat omhoog of neerwaarts gerichte stromingen afremmen of afbuigen,[13] waardoor de convectiecellen gescheiden kunnen blijven. Het lijkt er echter op dat de waarheid ergens in het midden ligt en stromingen soms wel, soms niet de transitiezone passeren.
Een bijzonderheid aan de verdeling van de plaatgrenzen op Aarde is, dat op het zuidelijk halfrond meer spreidingszones liggen, en op het noordelijk halfrond meer subductiezones. Dit zorgt ervoor dat lithosfeer gemiddeld van zuid naar noord beweegt, en de continenten geconcentreerd raken op het noordelijk halfrond.[14] Dit kan alleen als ter compensatie de dominante stroming diep in de mantel van noord naar zuid is.[15] De situatie kan zo extreem worden dat alle continenten zich samenvoegen tot een nieuwsupercontinent, waarna de stroming zich moet omkeren. Daarna begint dewilsoncyclus, die is begonnen met het uit elkaar riften vanPangea, opnieuw.
De snelheid waarmee een plaat subduceert hangt behalve van convectiestromingen in de mantel ook af van een aantal krachten die op de plaat zelf werken. Volgens sommige geofysici zijn deze krachten een belangrijke aandrijvende motor voor platentektoniek.
Nadat oceanische lithosfeer gevormd is op een spreidingsrug, zal deze langzaam afkoelen en daardoor dichter en zwaarder worden. Tegelijkertijd groeit de lithosfeer aan de onderkant aan, omdat ook de onderliggende asthenosfeer langzaam afkoelt. Het gevolg is dat oudere oceanische lithosfeer veel zwaarder is dan jonge, na gemiddeld 100 miljoen jaar zelfs dichter dan de asthenosfeer. Als zulke zware, oude oceanische lithosfeer subduceert zal ze door haar eigen gewicht de plaat dieper de mantel intrekken, waardoor er eentrekkracht op de subducerende tektonische plaat werkt, dieslab pull genoemd wordt. Het effect neemt af als de lithosfeer dieper doordringt in de mantel die een aantal faseovergangen doorloopt en er een steeds kleiner verschil in dichtheid tussen subducerende plaat en astenosfeer ontstaat.
Tegelijkertijd werkt op de oceanische lithosfeer aan de kant van de oceanische ruggen eenhellingkracht, omdat de lithosfeer hier hoger ligt dan verder van de ruggen af. Deze kracht wordtridge push genoemd.[16] Tegelijkertijd zorgen spanningen in de overrijdende plaat bij een subductiezone voor een trekkracht. De snelheid van een oceanische plaat hangt echter ook af van dereactiekrachten.[17] en de krachtenbalans is moeilijk te bepalen.
Twee divergente platen met hunEulerpool. De onderlinge beweging wordt kleiner naarmate de afstand tot de pool afneemt.
Volgens de wiskundigeLeonhard Euler is elke beweging van een rigide lichaam om een vast punt te beschrijven als eenrotatie 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 eenrotatie-as door het middelpunt van de Aarde. Elke plaat heeft ook een rotatiepool (een zogenaamdeEulerpool) waar deze as het aardoppervlak snijdt. De plaatbeweging vormt eenkleincirkel.[18]
Dit verklaart bijvoorbeeld waarom deAtlantische 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.
De beweging van platen die meestal gemeten wordt is een relatieve beweging ten opzichte van een andere plaat. Om een absolute beweging te meten is een vast referentiepunt nodig. Hiervoor wordt soms aangenomen dat hotspots vaste punten zijn, ten opzichte waarvan de platen bewegen.[19]
Ziepaleomagnetisme voor het hoofdartikel over dit onderwerp.
De groei van deAtlantische Oceaan kan worden gereconstrueerd tot ongeveer 180 miljoen jaar geleden, toen de continenten aan weerszijden aan elkaar zaten en één grootsupercontinent,Pangea, vormden. Er is geen oudere oceanische lithosfeer dan 180 miljoen jaar, wat reconstructies van verder terug moeilijker maakt. In de mantel zijn nog wel restanten van gesubduceerde platen waar te nemen mettomografie, zodat er nog verder terug in de tijd kan worden gereconstrueerd. Met behulp vanpaleomagnetische reconstructies kan de beweging van de continenten ten opzichte van de(geo)magnetische pool bepaald worden.[20] Hoe de oceanische gedeelten van de tektonische platen in die tijden aan elkaar grensden, is grotendeels giswerk. Een ander probleem is dat, vooral als men reconstructies voor hetProterozoïcum ofArcheïcum wil maken, grote delen van de huidige continenten nog niet gevormd waren. Men kan plaatbewegingen uit deze oudste tijdperken daarom alleen reconstrueren voor de oudste gedeelten van de continenten, de zogenaamdekratons.
In het begin van degeschiedenis van de Aarde was de warmteproductie binnenin de Aarde nog veel groter dan tegenwoordig. Daarom moet mantelconvectie sneller zijn verlopen dan nu, wat betekent dat de platentektoniek anders verliep of misschien zelfs afwezig was. Vaak wordt aangenomen dat in het Archeïcum de convectiecellen en de tektonische platen kleiner waren; terwijl er meer spreidingszones waren met veel heviger vulkanisme. Sporen van gebergtevorming op grote schaal komen pas voor aan het einde van het Proterozoïcum (1 miljard jaar geleden).
Over de manier waarop het totale oppervlak aan continentale korst sinds het Archeïcum gegroeid is bestaat nog geen overeenstemming. De meestegeochemici nemen echter aan dat er in het Archeïcum minder continentale massa was, waardoor er meer oceaanbekkens waren en de zeespiegel veel lager lag. Hierdoor zouden de spreidingszones in die tijd boven water hebben gelegen.[21] Door het ontbreken van water tijdens de vorming van nieuwe lithosfeer had de oceaankorst een andere samenstelling, die subductie moeilijk maakte.
De omtrekken van de huidige continenten in een reconstructie van het supercontinentPangea (200 – 180 miljoen jaar geleden).
Reconstructies wijzen uit dat er voor de vorming van Pangea een aantal keren een supercontinent is geweest, dat uit elkaar riftte tot de continenten zich, gepaard met gebergtevorming, weer samenvoegden. Deze cyclus wordt wel dewilsoncyclus genoemd.
Gedurende het VroegePaleozoïcum (rond 500 miljoen jaar geleden) was de continentale massa verdeeld over het grotere continentGondwana in het zuiden en een groot aantal kleinere continenten in het noorden. De uit Europees gezichtspunt belangrijkste kleinere continenten zijnBaltica, dat ongeveer het tegenwoordigeScandinavië besloeg;Laurentia, ongeveer het huidigeNoord-Amerika enAvalonia, een klein continent dat een deel van het tegenwoordige West-Europa besloeg en van Gondwana afriftte om naar het noorden te bewegen. Deze drie continenten vormden samenEuramerika tijdens deCaledonische gebergtevorming (450-400 miljoen jaar geleden), waarvan de sporen vooral in Scandinavië en op de Britse Eilanden te vinden zijn.[22]
Tegelijkertijd bewoog Gondwana (dat onder andere het tegenwoordige Zuid-Europa bevatte) naar het noorden om zich tijdens deHercynische gebergtevorming (370 – 300 miljoen jaar geleden) bij Euramerika te voegen.[23] Hiermee werd Pangea gevormd, dat in het oosten aan deTethysoceaan grensde en in andere richtingen aan de oceaanPanthalassa.
Het tegenwoordige Noord-Amerika en Afrika begonnen tijdens het VroegeJura (180 miljoen jaar geleden) uit elkaar te bewegen.[24] Door het openen van de Tethysoceaan werd Pangea eerst in tweeën gedeeld, het noordelijke blok wordtLaurazië genoemd, het zuidelijke (weer) Gondwana. Tussen Europa en Noord-Amerika begon het riften pas in het Vroeg Krijt (130 miljoen jaar geleden), waardoor Europa en Noord-Amerika van elkaar werden gescheiden. Gondwana zou uiteenvallen in de continentenIndia,Antarctica,Afrika,Zuid-Amerika enAustralië.[25]
Door de noordwaartse beweging van Afrika en India is vanaf 40 miljoen jaar geleden een nieuwe fase van gebergtevorming actief, die deAlpiene gebergtevorming genoemd wordt. Hiermee wordt een gordel van gebergten gevormd aan de zuidrand van Eurazië, waar onder andere de Alpen en Himalaya deel van zijn.
Hoewel plaatbewegingen in de toekomst moeilijk te voorspellen zijn, zal deMiddellandse Zee zich waarschijnlijk sluiten. Oost-Afrika zal van de rest van Afrika af bewegen en Australië zal naar het noorden bewegen tot het tegen Azië aan komt te liggen. De Atlantische Oceaan zal groeien, terwijl de Grote Oceaan juist kleiner zal worden.
De Aarde is het enige bekende hemellichaam waarop platentektoniek voorkomt. Voor de kleine planeetMercurius, de Maan en demanen van degasplaneten is de afwezigheid van platentektoniek makkelijk te verklaren. Deze hemellichamen zijn veel kleiner dan de Aarde en koelden daarom veel sneller af. Daardoor hebben ze een dikke lithosfeer, die onbeweeglijk om het binnenste ligt.
Satellietfoto ininfrarood van deValles Marineris op Mars. De blauwe kleuren wijzen opolivijnrijke, de roze opsilicarijke gesteenten. De bodem van de structuur bestaat uit gesteenten met minder silica, net als de oceanische korst van de Aarde minder silica bevat dan de continenten.
Bij de planeetVenus, die bijna dezelfde grootte heeft als de Aarde en bovendien vulkanisch zeer actief is, is het ontbreken van platentektoniek moeilijker te begrijpen. De meest waarschijnlijke verklaring is dat op Venus het op Aarde in grote mate aanwezige water totaal ontbreekt. Water speelt een belangrijke rol in metamorfe reacties in gesteenten. Op Aarde zorgen bepaalde reacties waarin water een rol speelt voor het ontstaan vanschuifzones in de diepere korst en mantel. Bij subductiezones verdwijnen ook waterrijke sedimenten de aardmantel in, waarbij het water het materiaal in de subductiezone verzwakt en de beweging langs de zone vergemakkelijkt.
Op de planeetMars is wel water aanwezig. Gigantischeschildvulkanen alsOlympus Mons en deValles Marineris, een riftachtige structuur die de halve planeet omspant, doen denken aan Aardse processen die met platentektoniek geassocieerd worden. In 1999 werd ontdekt dat de marskorst in banden gemagnetiseerd is, net als de oceanische korst van de Aarde.[26] Sommige onderzoekers denken daarom dat op Mars een soort platentektoniek actief moet zijn geweest.[27] Er zijn op Mars echter geen duidelijke sporen van een subductie-achtig proces gevonden. Het lijkt er daarom op dat de convectie in de marsmantel niet voldoende was om het proces in gang te houden en dat het proces in een vroeg stadium tijdens de geschiedenis van deze planeet tot stilstand kwam.
Op sommige ijsrijke hemellichamen komen wellicht met platentektoniek vergelijkbare processen voor. Op bijvoorbeeld deJupitermaanEuropa en deSaturnusmaanEnceladus wordt vermoed dat door convectie gedreven horizontale korstbewegingen plaatsvinden. Europa heeft een rotsige kern met een 100km dikke mantel van waterijs, waarvan het onderste gedeelte misschien is gesmolten en als convecterende laag functioneert. De slechts 500km groteijsmaan Enceladus wordt waarschijnlijk door getijdenkrachten partieel gesmolten. Vloeibaar water of zachter ijs kunnen als zwakke zones dienen waarlangs het ijs langs elkaar kan bewegen.
Volgens een recent onderzoek is de vraag of platentektoniek voorkomt op een planeet afhankelijk van de massa. Hoe zwaarder de planeet, hoe groter de kans dat platentektoniek voorkomt. Dit zou moeten betekenen dat platentektoniek ook moet voorkomen op de zogenaamdesuperaardes, terrestrische planeten met meer massa dan de Aarde, waarvan er een aantal buiten het Zonnestelsel bekend zijn. De Aarde zou een grensgeval kunnen zijn, waar het mechanisme dankzij de aanwezigheid van water toch in gang wordt gehouden.[28] Hoewel platentektoniek niet op andere lichamen in het Zonnestelsel voorkomt, lijkt het er daarom op dat het geen uniek proces is.
Tot het begin van de 20e eeuw geloofden verreweg de meeste geleerden dat deaardkorst min of meer vast op de Aarde lag (zogenaamdfixisme). Aangenomen werd dat grote geologische structuren als gebergten ontstonden door verticale bewegingen in deaardkorst, die werden verklaard met degeosynclinetheorie.
Tekening van de ligging van de continenten voor en na de opening van de Atlantische Oceaan,Antonio Snider-Pellegrini, 1858.
De PruisischenatuuronderzoekerAlexander von Humboldt (1769-1859) beschreef in 1801 en 1845 degeologische enpaleontologische overeenkomsten tussen de kustgebieden aan weerszijden van de Atlantische Oceaan. Hij stelde dat de continenten ooit aan elkaar vastgezeten hadden en door een grote stroming uit elkaar bewogen waren. In 1858 tekende deAmerikaanAntonio Snider-Pellegrini de eerste reconstructie waarop de ligging van de continenten zonder de tussenliggende oceaan te zien is.
Deze ideeën over continentverschuiving vonden onder geologen en andere natuurwetenschappers weinig aanhangers. Hoewel er vele onverklaarbare overeenkomsten tussen de kusten van continenten aan beide zijden van de oceaan waren, kende men geen mechanisme waarmee een compleet continent zich over het aardoppervlak kan bewegen. De overtuiging dat de Aarde vast is (fixisme) stond aanvaarding van continentbewegingen in de weg.
DeOostenrijkse geoloogEduard Suess (1831-1914) stelde aan de hand van zijn onderzoek naar degeologie van de Alpen dat zich op de plek van de Alpen vroeger een oceaan had bevonden, die hij deTethysoceaan noemde. Aan de andere kant geloofde ook Suess niet dat continenten konden bewegen. Bewegingen in de korst waren volgens hem vooral verticaal gericht. Om de vorming van gebergten op de plek van voormalige oceanen te verklaren werd degeosynclinetheorie gebruikt; om de overeenkomsten van fossielen op verschillende continenten te verklaren bedacht Suess de theorie vanlandbruggen.
Met verschillende kleuren zijn depaleogeografische verspreidingsgebieden van dePaleozoïsche soortenCynognathus (oranje),Mesosaurus (blauw),Glossopteris (groen) enLystrosaurus (bruin) aangegeven. Dat deze verspreidingsgebieden op verschillende continenten op elkaar aansloten, was een van de redenen waardoor Wegener zijn continentverschuivingshypothese vormgaf.
De ontdekking van het eersteradioactieveelementradium in 1896 veranderde het inzicht inaardwarmte drastisch. Radio-actieve elementen vormen een extra warmtebron binnenin de Aarde en opeens was het idee dat de Aarde van binnen nog zeer heet en vloeibaar kon zijn niet vreemd meer.
Nadat onder andereRoberto Mantovani (1854-1933) enFrank Bursley Taylor (1860-1938) theorieën hadden gepubliceerd over de mogelijkheid dat de continenten waren bewogen (continentverschuiving en/ofmobilisme), was het de DuitsemeteoroloogAlfred Wegener (1880-1930) die de hypothese van continentverschuiving onder de aandacht bracht. In 1912 publiceerde hij een grote hoeveelheid paleontologische enpaleoklimatologische bewijzen voor continentverschuiving.[30] Wegener voerde onder andere het voorkomen van bepaalde plant- en dierfossielen aan weerszijden van deAtlantische Oceaan aan, maar hij kon niet verklaren hoe de enorme massa van een continent over het aardoppervlak kon bewegen, daarbij door de zwaardere oceaankorst "ploegend".[31] Omdat zoietsmechanisch onmogelijk leek wezen de meestegeologen Wegeners ideeën af. Wegener zelf publiceerde een aantal wilde hypothesen, die zijn geloofwaardigheid weinig goed deden. Na Wegeners dood zouden zijn medestandersAlexander Du Toit (1878-1948) enArthur Holmes (1890-1965) meerpaleontologische enpaleogeografische bewijzen voor continentverschuivingen verzamelen. Holmes stelde in 1927 dat de reden voor continentverschuivingen kon liggen inconvectiestroming in deaardmantel. De geofysicusJoseph Barrell had overigens in 1914 al beweerd dat de korst op een zwakkere laag in de aardmantel kon drijven en bewegen. Had Holmes van Barrells werk geweten, dan was de theorie van platentektoniek wellicht eerder opgekomen.[32]
Door het constant aangroeien van de aardkorst bijmid-oceanische ruggen en de omkeringen van het aardmagnetisch veld is deoceaankorst verdeeld in banden van normaal en omgekeerd magnetisme. De ontdekking van dezemagnetic striping leidde tot de theorie van oceanische spreiding.
In 1947 bracht een team vanoceanografen onder leiding vanMaurice Ewing (1906-1974) debathymetrie van de Atlantische Oceaan in kaart. Ze bevestigden de ligging van deMid-Atlantische Rug, toonden aan dat de oceanische korst veel dunner is dan continentale korst en in tegenstelling tot continentale korst bestaat uit basalt in plaats van graniet. Deze nieuwe ontdekkingen wierpen vragen op over de aard van de mid-oceanische ruggen.[33] In 1953 al verklaardeRobert S. Dietz (1914-1995)eilandenketens als die vanHawaï door te veronderstellen dat de aardkorst er over een hete plek in de aardmantel (eenhotspot) bewoog, die hetvulkanisme waarmee de eilanden vormden veroorzaakte.[34]
In de jaren 50 werd door oceanografen alsHarry Hess (1906-1969) enRon Mason het magnetisme van de oceaanbodem in kaart gebracht. Basalt bevat namelijk relatief veel van het magnetische mineraalmagnetiet waardoor het een sterk magnetisch signaal kan geven. Al in de 18e eeuw haddenIJslandse zeevaarders ontdekt dat dit lokaal voor afwijkingen van kompassen zorgt. Hess en zijn collega's ontdekten nu dat de oceaankorst bestaat uit zebra-achtige banden van afwisselend negatieve en positievepolariteit, een fenomeen dat zemagnetic striping noemden.
Dezemagnetic striping is een gevolg van de toenemende ouderdom van de oceaankorst als men van de mid-oceanische rug afbeweegt. Hess bedacht dat de magnetische banden in de oceaankorst veroorzaakt werden door deomkering van het aardmagnetisch veld; en dat de oceaankorst gevormd werd aan de mid-oceanische ruggen, waar de korst uit elkaar beweegt. Hess publiceerde zijn theorie in 1962[35] (Dietz publiceerde het idee een jaar daarvoor,[36] maar Hess kreeg de eer omdat een ongepubliceerde tekst van zijn artikel al in 1960 circuleerde). Hess en Dietz stelden dat de continenten in plaats van door de oceaankorst te "ploegen", zoals Wegener het voorgesteld had, samen met het eraan vastzittende stuk oceaankorst als één geheel over het aardoppervlak bewegen.
Een consequentie van oceanische spreiding is dat er continu oceanische korst wordt bijgemaakt. Als er geen mechanisme bekend is waarmee korst vernietigd wordt, zou dit betekenen dat het aardoppervlak groter wordt. Dit bracht de al eerder gepostuleerde hypothese van eenuitzettende Aarde opnieuw onder de aandacht.[37]
In hetzelfde jaar dat Hess zijn theorie van oceanische spreiding publiceerde, verscheen ook een artikel van de Amerikaanse geoloogRobert R. Coats (1910-1995), waarin hij beschreef hoe de korst onder deAleoeten onder zichzelf bewoog. Hess en Dietz pikten dit idee op en stelden dat de Aarde gelijk van volume blijft door de vernietiging van lithosfeer bij subductiezones onder de oceanische troggen. De Canadese geoloogJohn Tuzo Wilson (1908-1993) verklaardetransformbreuken in mid-oceanische ruggen en eilandketens in de Grote Oceaan met platentektoniek.[38]
In 1967 stelde de Amerikaanse geofysicusWilliam Jason Morgan (1935) dat het aardoppervlak kan worden verdeeld in twaalf rigide tektonische platen die onafhankelijk van elkaar bewegen. Twee maanden later publiceerde de Franse geofysicusXavier Le Pichon (1937) een compleet model gebaseerd op zes grote platen en hun relatieve bewegingen.[39]
Zodoende veranderde continentverschuiving in korte tijd van een vergezochte hypothese tot dé manier om geologische fenomenen te verklaren. Deparadigmaverschuiving in de geologie was daarmee een feit. Tot de jaren 60 waren geologen in feite vooral bezig met beschrijvend werk, zoals het classificeren van structuren, gesteenten en mineralen en het bestuderen van landvormen en hun ouderdommen. De platentektoniek zorgde in korte tijd voor een verplaatsing van de aandacht naar de bestudering van processen. Verder heeft de theorie een nieuwe dimensie gegeven aan de idee dat de planeet Aarde een dynamisch systeem is.
Sinds de jaren 90 zijngeodetische metingen door satellieten en metingen uit deVery Long Baseline Interferometry (VLBI) zo nauwkeurig, dat de bewegingen van de continenten nu ook direct waargenomen kunnen worden.[40] Deze metingen komen goed overeen met voorspellingen uit geofysischeNUVEL-modellen.
(en)Bullard, E.C.; Everett, J.E. & Smith, A.G.; 1965:Fit of continents around the Atlantic in Blackett, P.M.S.; Bullard, E.C. & Runcorn, S.K. (red.):A symposium on continental drift,Royal Society of London Phil. Trans. Ser. A258, p. 41-75.
(en)Burke, K.C. & Wilson, J.T.; 1976:Hot spots on the Earth`s surface, Scientific American235(2), p. 46-57.
(en)Connerney, J.E.P.; Acuña, M.H.; Ness, N.F.; Kletetschka, G.; Mitchell, D.L.; Lin, R.P. & Rème, H.; 2005:Tectonic implications of Mars crustal magnetism, Proceedings of theNational Academy of Sciences102, p. 14970-14975.
(en)Connerney, J.E.P.; Acuña, M.H.; Wasilewski, P.J.; Ness, N.F.; Rème, H.; Mazelle, C.; Vignes, D.; Lin, R.P.; Mitchell, D.L. & Cloutier, P.A.; 1999:Magnetic Lineations in the Ancient Crust of Mars,Science284, p. 794-798.
(en)Dietz, R.S.; 1994:Earth, Sea, and Sky: Life and Times of a Journeyman Geologist., Annual Review of Earth and Planetary Science22, p. 1-32.
(en)Dietz, R.S.; 1961:Continent and Ocean Basin Evolution by Spreading of the Sea Floor,Nature190, p. 854-857.
(en)Fukao, Y., Widiyantoro, S. & Obayashi, M.; 2001:Stagnant slabs in the upper and lower mantle transition region, Reviews of Geophysics39, p. 291-323.
(en)Garfunkel, Z.; 1975:Growth, shrinking, and long-term evolution of plates and their implications for the flow pattern in the mantle, Journal of Geophysical Research80, pp. 4425– 4432.
(en)Le Pichon, X.; 1968:Sea-floor spreading and continental drift, Journal of Geophysical Research,73(12), p. 3661-3697.
(en)McCarthy, D., 2007:Geophysical explanation for the disparity in spreading rates between the Northern and Southern hemispheres, Journal of Geophysical Research112, B03410
(en)Moss, S.J. & Wilson, M.E.J.; 1998:Biogeographic implications of the Tertiary palaeogeographic evolution of Sulawesi and Borneo, inHall, R. & Holloway, J.D. (red.):Biogeography and geological evolution of SE Asia, Backhuys Publishers,Leiden
(en)Mueller, R.D., Roest, W.R.; Royer, J.-Y.; Gahagan, L.M. & Sclater, J.G.; 1993:A digital age map of the ocean floor, SIO Ref. Ser. 93-30, Scripps Institute of Oceanography,La Jolla (online exemplaar)
(en)Oreskes, N.; 2003:Plate Tectonics: An Insider's History of the Modern Theory of the Earth, Westview Press,ISBN 0-8133-4132-9
(en)Stanley, S.M.; 1999:Earth System History, W.H. Freeman & Company,ISBN 0-7167-2882-6; p. 211–228
(en)Tarbuck, E.J. & Lutgens, F.K.; 1999 (6e druk):Earth, an introduction to physical geology, Prentice Hall,New Jersey,ISBN 0-13-011201-1
(en)Torsvik, T.H.; Smethurst, M.A.; Meert, J.G.; Van der Voo, R.; McKerrow, W.S.; Brasier, M.D.; Sturt, B.A. & Walderhaug, H.J.; 1996:Continental break-up and collision in the Neoproterozoic and Palaeozoic - A tale of Baltica and Laurentia, Earth-Science Reviews40, p. 229-258.
(en)Turcotte, D.L. & Schubert, G.:Geodynamics, John Wiley & Sons,New York, 1982
(de)Wegener, A., 1912:Die Entstehung der Kontinente. in:Geologische Rundschau - Zeitschrift für allgemeine Geologie., Springer, Berlin 3.1912,4.ISSN0016-7835
(en)Wilson, J.T., 1965:A new class of faults and their bearing on continental drift, Nature207, pp 343-347.
(en)Wit, M.J. de; 1998:On Archean granites, greenstones, cratons and tectonics: does the evidence demand a verdict?, Precambrian research91, pp. 181-226.
