Geology

Kritiseer en interpreteer de belangrijkste soorten bewijs die de Theory of Plate Tectonics ondersteunen.

Plaattektoniek is het belangrijkste concept in de moderne geologie. In dit deel maak je kennis met het concept platentektoniek, hoe het werkt, waarom het belangrijk is en hoe het de wereld van vandaag vormgeeft.

Theorie van de plaatbeweging

Toen het concept van de verspreiding van de zeebodem opkwam, zagen wetenschappers in dat dit het mechanisme was om te verklaren hoe continenten zich over het aardoppervlak konden verplaatsen. Net als de wetenschappers voor ons, zullen wij nu de ideeën van continentale drift en spreiding van de zeebodem samenvoegen in de theorie van de platentektoniek.

Bekijk deze video over continentale drift en het mechanisme van spreiding van de zeebodem waardoor platentektoniek ontstaat.

De tektonische platen van de aarde

De aardbodem en de continenten bewegen op het aardoppervlak, maar wat beweegt er eigenlijk? Welk deel van de Aarde vormt de “platen” in de plaattektoniek? Ook deze vraag is beantwoord vanwege de technologie die in oorlogstijd is ontwikkeld – in dit geval, de Koude Oorlog. De platen bestaan uit de lithosfeer.

In de jaren vijftig en het begin van de jaren zestig hebben wetenschappers seismograafnetwerken opgezet om te zien of vijandelijke naties atoombommen aan het testen waren. Deze seismografen registreerden ook alle aardbevingen rond de planeet. De seismische gegevens konden worden gebruikt om het epicentrum van een aardbeving te lokaliseren, het punt op het aardoppervlak direct boven de plaats waar de aardbeving plaatsvindt.

Epicentra van aardbevingen omlijnen de platen. Middenoceanische ruggen, geulen en grote breuken markeren de randen van de platen, en dit is waar aardbevingen optreden (figuur 1).

De lithosfeer is verdeeld in een dozijn grote en een aantal kleine platen (figuur 2). De randen van de platen kunnen worden getekend door de stippen te verbinden die de epicentra van aardbevingen markeren. Een enkele plaat kan geheel uit oceanische lithosfeer of geheel uit continentale lithosfeer bestaan, maar bijna alle platen bestaan uit een combinatie van beide.

De beweging van de platen over het aardoppervlak wordt plaattektoniek genoemd. Platen bewegen met een snelheid van enkele centimeters per jaar, ongeveer even snel als vingernagels groeien.

Hoe Platen Bewegen

Als spreiding van de zeebodem de platen aandrijft, wat drijft dan spreiding van de zeebodem aan? Stel je twee convectiecellen voor naast elkaar in de aardmantel, zoals in figuur 3.

1. Hitte aardmantel uit de twee aangrenzende cellen stijgt op bij de as van de bergkam, waardoor nieuwe oceaankorst ontstaat.
2. De bovenste ledemaat van de convectiecel beweegt horizontaal weg van de rugkam, evenals de nieuwe zeebodem.
3. De buitenste ledematen van de convectiecellen storten zich in de diepere mantel en slepen ook oceaankorst mee. Dit gebeurt bij de diepzeegroeven.
4. Het materiaal zinkt naar de kern en beweegt zich horizontaal.
5. Het materiaal warmt op en bereikt de zone waar het weer opstijgt.

Bekijk deze animatie van mantelconvectie en bekijk deze video:

Plaatgrenzen

Plaatgrenzen zijn de randen waar twee platen elkaar raken. De meeste geologische activiteiten, zoals vulkanen, aardbevingen en de opbouw van gebergten, vinden plaats op plaatgrenzen. Hoe kunnen twee platen ten opzichte van elkaar bewegen?

• Divergerende plaatgrenzen: de twee platen bewegen van elkaar af.
• Convergerende plaatgrenzen: de twee platen bewegen naar elkaar toe.
• Transformerende plaatgrenzen: de twee platen glijden langs elkaar heen.

Het type plaatgrens en het type korst aan weerszijden van de grens bepalen wat voor geologische activiteit daar zal worden aangetroffen.

Divergerende plaatgrenzen

Platen bewegen uit elkaar bij mid-oceanische ruggen waar zich een nieuwe zeebodem vormt. Tussen de twee platen is een kloofvallei. Lavastromen aan de oppervlakte koelen snel af en worden basalt, maar dieper in de korst koelt het magma langzamer af en vormt gabbro. Het hele bergruggenstelsel bestaat dus uit stollingsgesteente dat ofwel extrusief ofwel intrusief is. Aardbevingen komen vaak voor bij mid-oceanische ruggen omdat de beweging van magma en oceanische korst leidt tot schudden van de korst. De overgrote meerderheid van de mid-oceanische ruggen bevindt zich diep onder de zee (figuur 4).

Kijk eens naar deze animaties:

• Divergerende plaatgrens bij mid-ocean ridge
• Divergerende plaatgrens

Kunnen divergerende plaatgrenzen voorkomen binnen een continent? Wat is het resultaat? Incontinentale rifting (figuur 5), magma stijgt op onder het continent, waardoor het dunner wordt, breekt, en uiteindelijk uit elkaar spat. Nieuwe oceaankorst barst uit in de leegte, waardoor een oceaan tussen de continenten ontstaat.

Convergente Plaatgrenzen

Wanneer twee platen samenkomen, hangt het resultaat af van het type lithosfeer waarvan de platen zijn gemaakt. Hoe dan ook, het tegen elkaar botsen van twee enorme platen lithosfeer resulteert in magmavorming en aardbevingen.

Ocean-Continent

Wanneer oceanische korst convergeert met continentale korst, duikt de dichtere oceanische plaat onder de continentale plaat. Dit proces, subductie genoemd, vindt plaats bij de oceaangeulen (figuur 6). Het hele gebied staat bekend als een subductiezone. Subductiezones kennen veel intense aardbevingen en vulkaanuitbarstingen. De subducterende plaat veroorzaakt smelting in de aardmantel. Het magma stijgt op en barst uit, waardoor vulkanen ontstaan. Deze vulkanische bergen aan de kust bevinden zich in een lijn boven de subducterende plaat (figuur 7). De vulkanen staan bekend als een continentale boog.

De beweging van korst en magma veroorzaakt aardbevingen. Kijk naar deze kaart van epicentra van aardbevingen bij subductiezones. Deze animatie toont het verband tussen subductie van de lithosfeer en het ontstaan van een vulkaanboog.

De vulkanen van Noordoost-Californië-Lassen Peak, Mount Shasta, en Medicine Lake vulkaan – samen met de rest van de Cascade Mountains van de Pacific Northwest zijn het resultaat van subductie van de Juan de Fuca plaat onder de Noord-Amerikaanse plaat (figuur 8). De Juan de Fuca-plaat ontstaat door zeebodemverspreiding vlak voor de kust bij de Juan de Fuca-rug.

Als het magma in een continentale boog felsisch is, kan het te viskeus (dik) zijn om door de korst te stijgen. Het magma koelt dan langzaam af en vormt graniet of granodioriet. Deze grote massa’s intrusieve stollingsgesteenten worden badolieten genoemd, die op een gegeven moment kunnen worden opgeheven om een bergketen te vormen (figuur 9).

Oceaan-Oceaan

Wanneer twee oceanische platen samenkomen, zal de oudere, dichtere plaat in de aardmantel subducteren. Een oceaangeul markeert de plaats waar de plaat in de aardmantel wordt geduwd. De rij vulkanen die groeit op de bovenste oceanische plaat is een eilandenboog. Denk je dat aardbevingen vaak voorkomen in deze gebieden (figuur 10)?

Kijk eens naar deze animatie van een oceaan-continent-plaatgrens.

Continent-Continent

Continentale platen hebben een te groot drijfvermogen om te subducteren. Wat gebeurt er met continentaal materiaal als het botst? Omdat het nergens anders heen kan dan omhoog, ontstaan enkele van de grootste gebergten ter wereld (figuur 11). Magma kan deze dikke korst niet doordringen, dus zijn er geen vulkanen, hoewel het magma in de korst blijft. Metamorfe gesteenten komen veel voor als gevolg van de spanning die de continentale korst ondergaat. Doordat enorme platen korst tegen elkaar botsen, veroorzaken continent-continent-botsingen talrijke en grote aardbevingen.

Kijk eens naar deze korte animatie van de botsing van de Indische Plaat met de Euraziatische Plaat.

Bekijk deze animatie van de opkomst van de Himalaya.

Het Appalachengebergte is het overblijfsel van een grote bergketen die ontstond toen Noord-Amerika ongeveer 250 miljoen jaar geleden in Eurazië ramde.

Overgangsplaatgrenzen

Transformatieplaatgrenzen worden gezien als transformatiefouten, waarbij twee platen in tegengestelde richting langs elkaar heen schuiven. Transformatiefouten op continenten veroorzaken massale aardbevingen (figuur 12).

Californië is geologisch zeer actief. Wat zijn de drie belangrijkste plaatgrenzen in of bij Californië (figuur 13)?

1. Een transformatieplaatgrens tussen de Pacifische en Noord-Amerikaanse platen creëert de San Andreas-breuk, ’s werelds beruchtste transformatiebreuk.
2. Een divergerende plaatgrens, de Juan de Fuca-rug, creëert de Juan de Fuca-plaat.
3. Een convergerende plaatgrens tussen de Juan de Fuca-oceaanplaat en de Noord-Amerikaanse continentale plaat creëert de Cascades-vulkanen.

Een kort overzicht van de drie soorten plaatgrenzen en de structuren die zich daar bevinden is het onderwerp van deze woordloze video.

De veranderende oppervlakte van de aarde

Geologen weten dat Wegener gelijk had omdat de bewegingen van continenten zoveel verklaren over de geologie die we zien. De meeste geologische activiteit die we vandaag op de planeet zien, is het gevolg van de interacties tussen de bewegende platen.

Op de kaart van Noord-Amerika (figuur 14), waar bevinden zich de bergketens? Probeer met behulp van wat je geleerd hebt over platentektoniek de volgende vragen te beantwoorden:

1. Wat is de geologische oorsprong van het Cascades-gebergte? De Cascades zijn een keten van vulkanen in het noordwesten van de Stille Oceaan. Ze zijn niet aangegeven op het diagram, maar ze liggen tussen de Sierra Nevada en de Coastal Range.
2. Wat is de geologische oorsprong van de Sierra Nevada? (Hint: Deze bergen bestaan uit granietintrusies.)
3. Wat is de geologische oorsprong van de Appalachen in het oosten van de VS?

Houd in gedachten dat Wegener de gelijkenis van de bergen aan de west- en de oostzijde van de Atlantische Oceaan gebruikte als bewijs voor zijn hypothese van de continentale drift. Het Appalachen gebergte vormde zich op een convergerende plaatgrens toen Pangaea samenkwam (figuur 15).

Vóór Pangaea samenkwam, waren de continenten gescheiden door een oceaan waar nu de Atlantische Oceaan is. De proto-Atlantische oceaan kromp terwijl de Stille Oceaan groeide. Momenteel krimpt de Stille Oceaan terwijl de Atlantische Oceaan groeit. Deze supercontinentcyclus is verantwoordelijk voor de meeste geologische kenmerken die we zien en nog veel meer die allang verdwenen zijn (figuur 16).

Deze animatie toont de beweging van continenten in de afgelopen 600 miljoen jaar, te beginnen met het uiteenvallen van Rodinia.

Samenvatting

• Platen lithosfeer bewegen door convectiestromen in de aardmantel. Eén type beweging wordt veroorzaakt door spreiding van de zeebodem.
• Plaatgrenzen kunnen worden gelokaliseerd door de epicentra van aardbevingen te schetsen.
• Plaatgrenzen staan in wisselwerking met elkaar bij drie typen plaatgrenzen: divergerende, convergerende en transformerende.
• De meeste geologische activiteit van de aarde vindt plaats bij plaatgrenzen.
• Aan een divergente grens ontstaat door vulkanische activiteit een middenoceaanrug en kleine aardbevingen.
• Aan een convergente grens met ten minste één oceanische plaat ontstaat een oceaangeul, een keten van vulkanen en veel aardbevingen.
• Aan een convergente grens waar beide platen continentaal zijn, groeien bergketens en komen aardbevingen veel voor.
• Op een transformatiegrens is er een transformatiebreuk en komen zware aardbevingen voor, maar geen vulkanen.
• Processen die over lange perioden inwerken, creëren de geografische kenmerken van de aarde.

Ontwikkeling van de theorie

In het verlengde van andere eerdere en gelijktijdige voorstellen beschreef de meteoroloog Alfred Wegener in 1912 ruimschoots wat hij continentale drift noemde, uitgebreid in zijn boek The Origin of Continents and Oceans uit 1915, en begon het wetenschappelijke debat dat vijftig jaar later zou uitmonden in de theorie van de platentektoniek. Uitgaande van het idee (ook verwoord door zijn voorlopers) dat de huidige continenten ooit één landmassa vormden (die later Pangea werd genoemd) die uit elkaar dreef, waardoor de continenten loskwamen uit de aardmantel en vergeleken konden worden met “ijsbergen” van graniet met lage dichtheid die dreven op een zee van dichter basalt.

Het bewijs voor dit idee werd geleverd door de in elkaar overlopende contouren van de oostkust van Zuid-Amerika en de westkust van Afrika, en door de gelijkenis van de rotsformaties langs deze randen. De bevestiging van hun vroegere aaneengesloten karakter kwam ook van de fossiele planten Glossopteris en Gangamopteris, en het therapside of zoogdierachtige reptiel Lystrosaurus, alle wijd verspreid over Zuid-Amerika, Afrika, Antarctica, India en Australië. Het bewijs voor zo’n vroegere verbinding van deze continenten was evident voor veldgeologen die op het zuidelijk halfrond werkten. De Zuid-Afrikaan Alex du Toit bracht een massa van dergelijke informatie samen in zijn publicatie Our Wandering Continents uit 1937, en ging verder dan Wegener in het erkennen van de sterke banden tussen de Gondwana fragmenten.

Maar zonder gedetailleerd bewijsmateriaal en een kracht die voldoende is om de beweging aan te drijven, werd de theorie niet algemeen aanvaard: de Aarde mag dan een vaste korst en mantel hebben en een vloeibare kern, maar het leek onmogelijk dat delen van de korst konden verschuiven. Wetenschappers van naam, zoals Harold Jeffreys en Charles Schuchert, waren uitgesproken critici van de continentale drift.

Ondanks veel tegenstand kreeg de opvatting van continentale drift steun en ontstond er een levendig debat tussen “drifters” of “mobilisten” (voorstanders van de theorie) en “fixisten” (tegenstanders). In de twintiger, dertiger en veertiger jaren bereikten de eerstgenoemden belangrijke mijlpalen door voor te stellen dat convectiestromen de plaatbewegingen zouden kunnen hebben aangedreven en dat de verspreiding zou kunnen hebben plaatsgevonden onder de zee in de oceanische korst. Concepten die dicht aanleunen bij de elementen die nu zijn opgenomen in de plaattektoniek werden voorgesteld door geofysici en geologen (zowel fixisten als mobilisten) zoals Vening-Meinesz, Holmes, en Umbgrove.

Een van de eerste stukken geofysisch bewijs dat werd gebruikt om de beweging van lithosferische platen te ondersteunen kwam van het paleomagnetisme. Dit is gebaseerd op het feit dat gesteenten van verschillende ouderdom een variabele magnetische veldrichting vertonen, zoals blijkt uit studies sinds het midden van de negentiende eeuw. De magnetische noord- en zuidpool keren in de loop der tijd om, en, wat vooral van belang is bij paleotectonische studies, de relatieve positie van de magnetische noordpool varieert in de loop der tijd. Aanvankelijk, gedurende de eerste helft van de twintigste eeuw, werd dit laatste verschijnsel verklaard door de invoering van wat “polar wander” werd genoemd (zie schijnbare polar wander), d.w.z. dat werd aangenomen dat de plaats van de noordpool door de tijd heen was verschoven. Een alternatieve verklaring was echter dat de continenten zich ten opzichte van de noordpool hadden verplaatst (verschoven en gedraaid), en dat elk continent in feite zijn eigen “polar wander path” vertoont. Aan het eind van de jaren vijftig werd bij twee gelegenheden met succes aangetoond dat deze gegevens de geldigheid van continentverschuiving konden aantonen: door Keith Runcorn in een artikel in 1956, en door Warren Carey op een symposium in maart 1956.

Het tweede bewijs voor de continentale drift kwam eind jaren vijftig, begin jaren zestig van de vorige eeuw van gegevens over de bathymetrie van de diepe oceaanbodems en de aard van de oceanische korst, zoals de magnetische eigenschappen, en, meer in het algemeen, van de ontwikkeling van de mariene geologie die het verband aantoonde tussen de verspreiding van de zeebodem langs de mid-oceanische ruggen en omkeringen van het magnetisch veld, gepubliceerd tussen 1959 en 1963 door Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews, en Morley.

Gelijktijdige vooruitgang in vroege seismische beeldvormingstechnieken in en rond de Wadati-Benioff-zones langs de geulen die vele continentale marges begrenzen, tezamen met vele andere geofysische (b.v. gravimetrische) en geologische waarnemingen, toonden aan hoe de oceanische korst in de mantel kon verdwijnen, en zo het mechanisme verschaften om de uitbreiding van de oceaanbekkens in evenwicht te brengen met de verkorting langs de marges.

Al dit bewijsmateriaal, zowel van de oceaanbodem als van de continentale randen, maakte rond 1965 duidelijk dat continentale drift mogelijk was en de theorie van de platentektoniek, die tussen 1965 en 1967 in een reeks papers werd gedefinieerd, was geboren, met al zijn buitengewone verklarende en voorspellende kracht. De theorie veroorzaakte een revolutie in de aardwetenschappen en verklaarde een hele reeks geologische verschijnselen en hun implicaties voor andere studies zoals paleogeografie en paleobiologie.

Continentale drift

In de late negentiende en vroege twintigste eeuw gingen geologen ervan uit dat de belangrijkste kenmerken van de aarde vaststonden, en dat de meeste geologische kenmerken, zoals het ontstaan van bekkens en bergketens, konden worden verklaard door verticale beweging van de aardkorst, beschreven in wat wel de geosynclinale theorie wordt genoemd. Over het algemeen werd dit geplaatst in de context van een krimpende planeet Aarde als gevolg van warmteverlies in de loop van een relatief korte geologische tijd.

Al in 1596 werd waargenomen dat de tegenover elkaar liggende kusten van de Atlantische Oceaan – of beter gezegd, de randen van de continentale plateaus – vergelijkbare vormen hebben en ooit in elkaar gepast lijken te hebben.

Sinds die tijd werden vele theorieën voorgesteld om deze schijnbare complementariteit te verklaren, maar de veronderstelling van een vaste Aarde maakte deze verschillende voorstellen moeilijk aanvaardbaar. die een ware revolutie in het denken teweeg zou brengen. Een ingrijpend gevolg van de verspreiding van de zeebodem is dat er voortdurend nieuwe korst werd, en nog steeds wordt, gevormd langs de oceaanruggen. Heezen pleitte daarom voor de zogenaamde “uitdijende aarde” hypothese van S. Warren Carey (zie boven). De vraag bleef dus: hoe kan er voortdurend nieuwe korst worden toegevoegd langs de oceaanruggen zonder dat de Aarde groter wordt? In werkelijkheid was deze vraag reeds opgelost door talrijke wetenschappers in de jaren veertig en vijftig, zoals Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates en vele anderen: De overtollige korst verdween langs wat men de oceaangeulen noemde, waar de zogenaamde “subductie” plaatsvond. Toen verschillende wetenschappers in het begin van de zestiger jaren begonnen te redeneren over de gegevens die zij over de oceaanbodem tot hun beschikking hadden, vielen de stukjes van de theorie dan ook snel op hun plaats.

De vraag intrigeerde vooral Harry Hammond Hess, een geoloog van de Princeton Universiteit en een reserve-admiraal van de marine, en Robert S. Dietz, een wetenschapper bij het U.S. Coast and Geodetic Survey die als eerste de term “seafloor spreading” bedacht. Dietz en Hess (de eerste publiceerde hetzelfde idee een jaar eerder in Nature, maar de voorrang komt toe aan Hess die al in 1960 een ongepubliceerd manuscript van zijn artikel uit 1962 had verspreid) behoorden tot het kleine handjevol dat werkelijk de brede implicaties begreep van zeebodemuitbreiding en hoe dit uiteindelijk zou overeenstemmen met de, in die tijd, onconventionele en onaanvaardbare ideeën van continentale drift en de elegante en mobilistische modellen voorgesteld door eerdere werkers als Holmes.

In hetzelfde jaar beschreef Robert R. Coats van de U.S. Geological Survey de belangrijkste kenmerken van subductie door een eilandenboog op de Aleutian Islands. Zijn artikel, dat destijds weinig werd opgemerkt (en zelfs belachelijk werd gemaakt), is sindsdien “baanbrekend” en “vooruitziend” genoemd. In werkelijkheid toont het aan dat het werk van de Europese wetenschappers op het gebied van eilandbogen en berggordels, verricht en gepubliceerd in de jaren 1930 tot 1950, ook in de Verenigde Staten werd toegepast en gewaardeerd.

Als de aardkorst langs de oceaanruggen uitzette, zo redeneerden Hess en Dietz net als Holmes en anderen voor hen, dan moet hij elders wel krimpen. Hess volgde Heezen en suggereerde dat nieuwe oceanische korst zich voortdurend van de oceaanruggen af verspreidde in een transportband-achtige beweging. En, gebruikmakend van de eerder ontwikkelde mobilistische concepten, concludeerde hij correct dat vele miljoenen jaren later de oceanische korst uiteindelijk afdaalt langs de continentale randen waar oceanische geulen – zeer diepe, smalle canyons – worden gevormd, b.v. langs de rand van het bekken van de Stille Oceaan. De belangrijke stap die Hess maakte was dat convectiestromingen de drijvende kracht zouden zijn in dit proces, waarbij hij tot dezelfde conclusies kwam als Holmes decennia eerder had gedaan, met als enig verschil dat het dunner worden van de oceaankorst werd uitgevoerd met behulp van Heezen’s mechanisme van verspreiding langs de bergkammen. Hess concludeerde daarom dat de Atlantische Oceaan uitzette terwijl de Stille Oceaan kromp. Terwijl oude oceanische korst in de geulen wordt “verbruikt” (net als Holmes en anderen dacht hij dat dit gebeurde door verdikking van de continentale lithosfeer, niet, zoals nu wordt begrepen, door onderstuwing op grotere schaal van de oceanische korst zelf in de mantel), stijgt nieuw magma op en komt tot uitbarsting langs de spreidingskammen om nieuwe korst te vormen. In feite worden de oceaanbekkens voortdurend “gerecycleerd”, waarbij de vorming van nieuwe korst en de vernietiging van oude oceanische lithosfeer gelijktijdig plaatsvinden. De nieuwe mobilistische concepten verklaren dus keurig waarom de Aarde niet groter wordt door de verspreiding van de zeebodem, waarom er zich zo weinig sedimenten op de oceaanbodem ophopen, en waarom oceaangesteenten veel jonger zijn dan continentale gesteenten.

Magnetic Striping

Begin de jaren vijftig begonnen wetenschappers zoals Victor Vacquier, met behulp van magnetische instrumenten (magnetometers) die waren aangepast aan apparaten die tijdens de Tweede Wereldoorlog in de lucht waren ontwikkeld om onderzeeërs op te sporen, vreemde magnetische variaties op de oceaanbodem te herkennen. Deze ontdekking was weliswaar onverwacht, maar niet geheel verrassend omdat bekend was dat basalt – het ijzerrijke vulkanische gesteente waaruit de oceaanbodem is opgebouwd – een sterk magnetisch mineraal (magnetiet) bevat en de kompasaflezingen plaatselijk kan verstoren. Deze vervorming werd al aan het eind van de achttiende eeuw door IJslandse zeelieden onderkend. Omdat de aanwezigheid van magnetiet het basalt meetbare magnetische eigenschappen geeft, vormden deze nieuw ontdekte magnetische variaties een nieuwe manier om de diepe oceaanbodem te bestuderen. Wanneer pas gevormd gesteente afkoelt, registreerden dergelijke magnetische materialen het magnetische veld van de aarde op dat moment.

Toen in de loop van de jaren vijftig steeds meer van de zeebodem in kaart werd gebracht, bleken de magnetische variaties geen toevallige of geïsoleerde verschijnselen te zijn, maar in plaats daarvan herkenbare patronen. Toen deze magnetische patronen over een groot gebied in kaart werden gebracht, vertoonde de oceaanbodem een zebra-achtig patroon: een streep met normale polariteit en de aangrenzende streep met omgekeerde polariteit. Het totaalpatroon, bepaald door deze afwisselende stroken normaal en omgekeerd gepolariseerd gesteente, werd bekend als magnetic striping, en werd gepubliceerd door Ron G. Mason en medewerkers in 1961, die echter geen verklaring voor deze gegevens vonden in termen van zeebodemverspreiding, zoals Vine, Matthews en Morley een paar jaar later.

De ontdekking van magnetic striping vroeg om een verklaring. In het begin van de jaren zestig begonnen wetenschappers als Heezen, Hess en Dietz te theoretiseren dat mid-oceanische ruggen structureel zwakke zones markeren waar de oceaanbodem in de lengterichting langs de kam in tweeën werd gescheurd (zie de vorige paragraaf). Nieuw magma uit het binnenste van de aarde stijgt gemakkelijk op door deze zwakke zones en komt uiteindelijk tot uitbarsting langs de kam van de ruggen om nieuwe oceaankorst te vormen. Dit proces, dat eerst de “transportband-hypothese” werd genoemd en later zeebodem-spreiding, blijft gedurende vele miljoenen jaren nieuwe oceaanbodems vormen over het gehele 50.000 km lange systeem van mid-oceanische ruggen.

Nauwelijks vier jaar nadat de kaarten met het “zebrapatroon” van magnetische strepen waren gepubliceerd, werd het verband tussen de verspreiding van de zeebodem en deze patronen correct gelegd, onafhankelijk van elkaar door Lawrence Morley, en door Fred Vine en Drummond Matthews, in 1963, nu de Vine-Matthews-Morley hypothese genoemd. Deze hypothese koppelde deze patronen aan geomagnetische omkeringen en werd ondersteund door verschillende lijnen van bewijs:

1. de strepen zijn symmetrisch rond de kammen van de mid-oceanische kammen; op of nabij de kam van de kam zijn de gesteenten zeer jong, en zij worden geleidelijk ouder weg van de kam van de kam;
2. de jongste gesteenten op de kam van de kam hebben altijd de huidige (normale) polariteit;
3. strepen van gesteenten evenwijdig aan de kam van de kam wisselen elkaar af in magnetische polariteit (normaal-omgekeerd-normaal, enz.), wat suggereert dat zij werden gevormd gedurende verschillende tijdperken die de (reeds uit onafhankelijke studies bekende) normale en omgekeerde episoden van het aardmagnetisch veld documenteren.

Door zowel de zebra-achtige magnetische striping als de opbouw van het mid-ocean ridge systeem te verklaren, won de seafloor spreading hypothese (SFS) snel aan aanhangers en vertegenwoordigde een andere belangrijke vooruitgang in de ontwikkeling van de plaat-tectonics theorie. Bovendien werd de oceanische korst nu gezien als een natuurlijke “bandopname” van de geschiedenis van de omkeringen van het aardmagnetisch veld (geomagnetic field reversals, GMFR). Tegenwoordig worden uitgebreide studies gewijd aan de kalibratie van de normaal-omkeerpatronen in de oceanische korst enerzijds en bekende tijdschalen afgeleid uit de datering van basaltlagen in sedimentaire opeenvolgingen (magnetostratigrafie) anderzijds, om te komen tot schattingen van de spreidingssnelheden in het verleden en tot reconstructies van de platen.

Definitie en verfijning van de theorie

Na al deze overwegingen werd Platentectoniek (of, zoals het aanvankelijk werd genoemd “Nieuwe Globale Tectoniek”) snel geaccepteerd in de wetenschappelijke wereld, en er volgden talrijke artikelen waarin de concepten werden gedefinieerd:

• In 1965 voegde Tuzo Wilson, die vanaf het allereerste begin een voorstander was geweest van de hypothese van de verspreiding van de zeebodem en de continentale drift, het concept van transformatiefouten aan het model toe, waarmee de klassen van fouttypen, die nodig zijn om de mobiliteit van de platen op de aardbol te laten werken, werden voltooid.
• In 1965 werd in de Royal Society of London een symposium gehouden over de continentale drift, dat moet worden beschouwd als het officiële begin van de aanvaarding van de platentektoniek door de wetenschappelijke gemeenschap, en waarvan de samenvattingen zijn uitgegeven als Blacket, Bullard & Runcorn (1965). Tijdens dit symposium toonden Edward Bullard en medewerkers met een computerberekening aan hoe de continenten langs beide zijden van de Atlantische Oceaan het best zouden passen om de oceaan af te sluiten, wat bekend werd als de beroemde “Bullard’s Fit”.
• In 1966 publiceerde Wilson het artikel dat verwees naar eerdere plaattektonische reconstructies, en introduceerde daarmee het concept van wat nu bekend staat als de “Wilson Cycle”.
• In 1967, op de bijeenkomst van de American Geophysical Union, stelde W. Jason Morgan voor dat het aardoppervlak bestaat uit 12 starre platen die ten opzichte van elkaar bewegen.
• Twee maanden later publiceerde Xavier Le Pichon een compleet model gebaseerd op 6 grote platen met hun relatieve bewegingen, hetgeen de definitieve aanvaarding door de wetenschappelijke gemeenschap van de plaattektoniek betekende.
• In hetzelfde jaar presenteerden McKenzie en Parker onafhankelijk van elkaar een model dat vergelijkbaar was met dat van Morgan, waarbij ze vertalingen en rotaties op een bol gebruikten om de plaatbewegingen te definiëren.

Check Your Understanding

Beantwoord de onderstaande vraag (vragen) om te zien hoe goed je de onderwerpen uit het vorige hoofdstuk begrijpt. Deze korte quiz telt niet mee voor je cijfer en je kunt hem een onbeperkt aantal keren overdoen.

Gebruik deze quiz om je begrip te toetsen en te beslissen of je (1) het vorige deel verder wilt bestuderen of (2) verder wilt gaan met het volgende deel.