Inleiding tot de Oceanografie
Divergerende grenzen zijn spreidingsgrenzen, waar nieuwe oceanische korst wordt gevormd om de ruimte op te vullen als de platen uit elkaar bewegen. De meeste divergerende grenzen bevinden zich langs oceaanruggen in het midden van de oceaan (hoewel sommige zich op land bevinden). Het systeem van middenoceanische ruggen is een reusachtig onderzees gebergte, en is het grootste geologische kenmerk op aarde; met een lengte van 65.000 km en een breedte van ongeveer 1000 km beslaat het 23% van het aardoppervlak (figuur 4.5.1). Omdat de nieuwe korst die op de plaatgrens wordt gevormd warmer is dan de omringende korst, heeft zij een lagere dichtheid zodat zij hoger op de aardmantel ligt, waardoor de bergketen ontstaat. In het midden van de mid-ocean ridge loopt een rift valley van 25-50 km breed en 1 km diep. Hoewel de oceaanruggen gebogen lijken op het aardoppervlak, bestaan zij in feite uit een reeks rechtlijnige segmenten, die met tussenpozen worden gescheiden door breuken die loodrecht op de rug staan, de zogenaamde transformatiefouten. Door deze transformatiefouten lijkt het systeem van middenoceanische ruggen op een reusachtige ritssluiting op de zeebodem (Figuur 4.5.2). Zoals we in paragraaf 4.7 zullen zien, zijn bewegingen langs transformatiefouten tussen twee aangrenzende bergrugsegmenten verantwoordelijk voor veel aardbevingen.
Het korstmateriaal dat ontstaat bij een spreidingsgrens is altijd oceanisch van karakter; met andere woorden, het is stollingsgesteente (bijv. basalt of gabbro, rijk aan ferromagnesische mineralen), gevormd uit magma dat is ontstaan door het gedeeltelijk smelten van de mantel als gevolg van decompressie wanneer heet gesteente uit de mantel van de diepte naar het oppervlak wordt verplaatst (figuur 4.5.3). De driehoekige zone van gedeeltelijke smelting nabij de top van de bergkam is ongeveer 60 km dik en het aandeel van het magma is ongeveer 10% van het rotsvolume, waardoor een korst van ongeveer 6 km dik ontstaat. Dit magma sijpelt uit op de zeebodem en vormt daar kussenbasalten, breccia (versplinterd basaltgesteente) en stromen, in sommige gevallen ingebed met kalksteen of chert. Na verloop van tijd wordt het stollingsgesteente van de oceanische korst bedekt met lagen sediment, die uiteindelijk sedimentgesteente worden.
Voorspreiding wordt verondersteld te beginnen binnen een continentaal gebied met het opbollen of afkoelen van de korst in verband met een onderliggende mantelpluim of reeks mantelpluimen. De opwaartse druk van het materiaal van de mantelpluim creëert een koepel in de korst, waardoor deze breekt. Wanneer een reeks mantelpluimen zich onder een groot continent bevindt, kunnen de resulterende breuklijnen zich op één lijn brengen en leiden tot de vorming van een breukvallei (zoals de huidige Grote Breukvallei in Oost-Afrika). Er wordt gesuggereerd dat dit type vallei zich uiteindelijk ontwikkelt tot een lineaire zee (zoals de huidige Rode Zee), en uiteindelijk tot een oceaan (zoals de Atlantische Oceaan). Het is waarschijnlijk dat wel 20 mantelpluimen, waarvan vele nog steeds bestaan, verantwoordelijk waren voor het begin van de rifting van Pangaea langs wat nu de mid-Atlantische rug is.
Er zijn meerdere lijnen van bewijs die aantonen dat nieuwe oceanische korst wordt gevormd in deze centra van zeebodemspreiding:
1. Vergelijking van de ouderdom van de oceanische korst in de buurt van een mid-ocean ridge laat zien dat de korst het jongst is in het spreidingscentrum, en geleidelijk ouder wordt naarmate je verder van de divergerende grens in beide richtingen gaat, met een ouderdom van ongeveer 1 miljoen jaar voor elke 20-40 km van de ridge. Bovendien is het patroon van de ouderdom van de korst tamelijk symmetrisch aan weerszijden van de rug (figuur 4.5.4).
De oudste oceanische korst ligt rond 280 Ma in het oostelijk deel van de Middellandse Zee, en de oudste delen van de open oceaan liggen rond 180 Ma aan weerszijden van het noordelijk deel van de Atlantische Oceaan. Het is misschien verrassend, gezien het feit dat delen van de continentale korst bijna 4.000 Ma oud zijn, dat de oudste zeebodem minder dan 300 Ma is. De reden hiervoor is natuurlijk dat alle zeebodems die ouder zijn dan 300 Ma ofwel gesubducteerd zijn (zie paragraaf 4.6) of omhoog geduwd om deel uit te maken van de continentale korst. Zoals te verwachten is de oceanische korst erg jong in de buurt van de spreidingsruggen (figuur 4.5.4), en er zijn duidelijke verschillen in de snelheid van de zeebodemspreiding langs de verschillende ruggen. De oceaanruggen in de Stille Oceaan en het zuidoosten van de Indische Oceaan hebben brede ouderdomsbanden, wat duidt op snelle uitdijing (in sommige gebieden bijna 10 cm/jaar aan elke kant), terwijl die in de Atlantische Oceaan en het westen van de Indische Oceaan veel langzamer uitdijen (in sommige gebieden minder dan 2 cm/jaar aan elke kant).
2. Sedimentdikte:
Met de ontwikkeling van seismische reflectie-sounding (vergelijkbaar met echo-sounding beschreven in paragraaf 1.4) werd het mogelijk om door de zeebodemsedimenten heen te kijken en de topografie van het vast gesteente en de dikte van de korst in kaart te brengen. Zo konden sedimentdikten in kaart worden gebracht, en al snel ontdekte men dat, hoewel de sedimenten tot enkele duizenden meters dik waren in de buurt van de continenten, ze relatief dun waren – of zelfs onbestaande – in de gebieden met oceaanruggen (figuur 4.5.5). Dit is logisch in combinatie met de gegevens over de leeftijd van de oceanische korst; hoe verder van het spreidingscentrum, hoe ouder de korst, hoe langer deze sedimenten heeft kunnen accumuleren en hoe dikker de sedimentlaag. Bovendien zijn de onderste sedimentlagen ouder naarmate men verder van de oceaanrug komt, wat erop wijst dat ze lang geleden op de korst werden afgezet toen de korst voor het eerst op de oceaanrug werd gevormd.
3. Warmtestroom:
Metingen van de warmtestroomsnelheid door de oceaanbodem toonden aan dat de snelheid hoger is dan gemiddeld (ongeveer 8x hoger) langs de ruggen, en lager dan gemiddeld in de geulgebieden (ongeveer 1/20e van het gemiddelde). De gebieden met een hoge warmtestroom zijn gecorreleerd met opwaartse convectie van heet mantelmateriaal bij de vorming van nieuwe korst, en de gebieden met een lage warmtestroom zijn gecorreleerd met neerwaartse convectie bij subductiezones.
4. Magnetische omkeringen:
In paragraaf 4.2 hebben we gezien dat gesteenten magnetische informatie kunnen vasthouden die zij hebben verkregen toen zij werden gevormd. Het magnetisch veld van de aarde is echter niet stabiel in geologische tijd. Om redenen die niet volledig worden begrepen, vervalt het magnetisch veld periodiek en wordt dan hersteld. Wanneer het weer op gang komt, kan het veld georiënteerd zijn zoals het was vóór het verval, of het kan met omgekeerde polariteit georiënteerd zijn. Tijdens perioden van omgekeerde polariteit zou een kompas naar het zuiden wijzen in plaats van naar het noorden. In de afgelopen 250 Ma zijn er een paar honderd omkeringen van het magnetisch veld geweest, en hun timing was allesbehalve regelmatig. De kortste die geologen hebben kunnen vaststellen, hebben slechts enkele duizenden jaren geduurd, en de langste was meer dan 30 miljoen jaar, tijdens het Krijt (figuur 4.5.6). De huidige “normale” gebeurtenis heeft ongeveer 780.000 jaar geduurd.
Beginnend in de jaren vijftig begonnen wetenschappers magnetometergegevens te gebruiken bij het bestuderen van de topografie van de oceaanbodem. De eerste uitgebreide magnetische gegevens werden in 1958 verzameld voor een gebied voor de kust van British Columbia en de staat Washington. Dit onderzoek onthulde een mysterieus patroon van afwisselend strepen van lage en hoge magnetische intensiteit in gesteenten van de zeebodem (figuur 4.5.7). Latere studies elders in de oceaan namen deze magnetische anomalieën ook waar, en vooral het feit dat de magnetische patronen symmetrisch zijn ten opzichte van oceaanruggen. In de jaren zestig van de vorige eeuw werd in wat bekend zou worden als de Vine-Matthews-Morley (VMM) hypothese, voorgesteld dat de patronen geassocieerd met ruggen verband hielden met de magnetische omkeringen, en dat oceanische korst, ontstaan uit afkoelend basalt tijdens een normale gebeurtenis, een polariteit zou hebben die op één lijn ligt met het huidige magnetische veld, en dus een positieve anomalie zou produceren (een zwarte streep op de zeebodem magnetische kaart), terwijl oceanische korst, ontstaan tijdens een omgekeerde gebeurtenis, een polariteit zou hebben tegengesteld aan het huidige veld en dus een negatieve magnetische anomalie zou produceren (een witte streep). De breedte van de anomalieën varieerde naar gelang van de spreidingssnelheden die kenmerkend zijn voor de verschillende ruggen. Dit proces wordt geïllustreerd in figuur 4.5.8. Nieuwe korst wordt gevormd (paneel a) en neemt de bestaande normale magnetische polariteit aan. Na verloop van tijd, als de platen blijven divergeren, keert de magnetische polariteit om, en de nieuwe korst die op de bergkam wordt gevormd neemt nu de omgekeerde polariteit aan (witte strepen in figuur 4.5.8). In paneel b zijn de polen weer normaal geworden, zodat de nieuwe korst weer de normale polariteit vertoont voordat ze zich van de bergkam verwijdert. Uiteindelijk ontstaat zo een reeks parallelle, afwisselende banden van omkeringen, symmetrisch rond het spreidingscentrum (paneel c).
een plaatgrens waarbij de twee platen zich van elkaar verwijderen (4.5)
de aardkorst die onder de oceanen ligt (in tegenstelling tot de continentale korst) (3.2)
een onderwatergebergte langs divergente plaatgrenzen, gevormd door platentektoniek (4.5)
de middelste laag van de aarde, die wordt gedomineerd door ijzer- en magnesiumrijke silicaatmineralen en zich over een afstand van ongeveer 2900 km uitstrekt van de basis van de korst tot de top van de kern (3.2)
een vallei die ontstaat wanneer korst langs een divergerende plaatgrens zakt (4.5)
een soort breuk waarbij twee stukken korst langs elkaar heen schuiven (4.5)
een vulkanisch gesteente dat een groot deel van de oceanische korst uitmaakt (3.2)
gesmolten gesteente dat gewoonlijk wordt gedomineerd door silica (3.2)
ongeconsolideerde deeltjes van mineralen of gesteente die zich op de zeebodem afzetten (12.1)
een pluim van heet gesteente (geen magma) die door de mantel opstijgt (vanaf de basis of vanaf een deel van de mantel) en het oppervlak bereikt waar het zich verspreidt en ook leidt tot hotspot-vulkanisme (4.9)
het supercontinent dat tussen ongeveer 300 en 180 Ma bestond; het bevatte alle moderne continenten samengevoegd tot één landmassa (4.1)
(Megaannus) miljoenen jaren voor het heden
de aardkorst die aan de continenten ten grondslag ligt (in tegenstelling tot oceaankorst) (3.2)
wanneer een deel van een plaat onder een andere plaat wordt geduwd langs een subductiezone (4.3)
het glooiende gebied waarlangs een tektonische plaat onder een andere plaat in de mantel daalt (4.6)
een geologische periode die 79 miljoen jaar beslaat, van het einde van de Jura-periode 145 miljoen jaar geleden tot het begin van de Paleogene periode 66 mya