Platentektoniek

Wat platentektoniek is

Platentektoniek is de wetenschappelijke theorie die beschrijft hoe de buitenste, harde schil van de aarde — de lithosfeer — is verdeeld in starre stukken die over een onderliggende, kneedbare laag bewegen. Die schil omvat de aardkorst plus het bovenste deel van de mantel en is gemiddeld zo'n honderd kilometer dik. Eronder ligt de asthenosfeer: gesteente dat zo heet is dat het over geologische tijdschalen langzaam kan vloeien.

De platen drijven niet op vloeibaar gesteente — een veelvoorkomend misverstand. De asthenosfeer is grotendeels vast, maar gedraagt zich als een extreem stroperige stof, vergelijkbaar met hoe een gletsjer over jaren bergaf kruipt. Op die laag verschuiven, draaien en botsen de platen, en juist op de naden tussen platen concentreert zich het overgrote deel van de seismische activiteit op aarde. Wie wil begrijpen waar bevingen vandaan komen, begint bij deze grenzen; de natuurkunde van het breken zelf staat beschreven bij wat een aardbeving is.

De zeven grote platen

Geologen onderscheiden zeven grote platen die samen het grootste deel van het aardoppervlak beslaan, plus tientallen kleinere platen en microplaten. Een plaat kan zowel oceanische als continentale korst dragen; de Euraziatische plaat draagt bijvoorbeeld zowel het Europese vasteland als delen van de Atlantische zeebodem.

Daarnaast bestaan er kleinere platen zoals de Nazca-, Cocos-, Caribische, Arabische en Filipijnse plaat. Hun grenzen vallen vaak samen met de meest actieve aardbevingsgebieden ter wereld, waaronder de Ring of Fire rond de Stille Oceaan.

De drie grenstypes

Plaatgrenzen worden ingedeeld naar de richting waarin de platen ten opzichte van elkaar bewegen. Elk type produceert een herkenbaar landschap én een herkenbaar bevingspatroon.

Divergerende grenzen

Hier bewegen twee platen uit elkaar. Magma stijgt op door de opening en stolt tot nieuwe oceaankorst. Dit gebeurt vooral langs de mid-oceanische ruggen, zoals de Mid-Atlantische Rug die de Noord-Amerikaanse en Euraziatische plaat scheidt. De bevingen zijn er meestal ondiep en relatief licht.

Begint een plaat midden op een continent uit elkaar te scheuren, dan zakt het land tussen de breuken weg en ontstaat een lange sleuf: een slenk of riftdal. Het bekendste voorbeeld is de Oost-Afrikaanse Slenk, waar de Afrikaanse plaat langzaam in twee stukken uiteenvalt, met diepe dalen, langgerekte meren en vulkanen zoals de Kilimanjaro in de buurt. Op IJsland komt de Mid-Atlantische Rug boven zeeniveau; bij Þingvellir zie je de kloven en breuken waar Noord-Amerika en Eurazië uit elkaar wijken. Gaat het scheuren lang genoeg door, dan loopt de sleuf vol met zeewater, zoals bij de Rode Zee. Hoe zo'n slenk tussen breuken wegzakt, staat bij breuken en verschuivingen.

Convergerende grenzen

Hier botsen platen. Vaak duikt de zwaardere oceanische plaat onder de andere weg in een subductiezone; daarbij ontstaan de zwaarste aardbevingen ter wereld en lange ketens van vulkanen. Botsen twee continentale platen, dan plooit de korst op tot gebergten zoals de Himalaya. Subductiezones onder zee kunnen ook tsunami's veroorzaken.

Transformerende grenzen

Hier schuiven platen horizontaal langs elkaar, zonder dat er korst bijkomt of verdwijnt. Het bekendste voorbeeld is de San Andreas-breuk in Californië. De spanning die zich tussen twee schuivende blokken opbouwt, ontlaadt zich in krachtige, ondiepe bevingen. Hoe spanning langs zulke vlakken werkt, lees je bij breuken en verschuivingen.

Snelheid en drijvende kracht

Platen bewegen tussen ongeveer 2 en 15 centimeter per jaar — vergelijkbaar met de snelheid waarmee je vingernagels groeien. Dat lijkt verwaarloosbaar, maar over miljoenen jaren verschuiven continenten er duizenden kilometers mee. De Atlantische Oceaan, bijvoorbeeld, wordt elk jaar enkele centimeters breder: langs de Mid-Atlantische Rug wijken de platen gemiddeld zo'n 2,5 cm per jaar uiteen. Langs de Oost-Pacifische Rug in de Stille Oceaan gaat het veel sneller, plaatselijk meer dan 15 cm per jaar. Die snelheden worden tegenwoordig rechtstreeks gemeten met gps-stations, die tot op de millimeter laten zien hoe continenten ten opzichte van elkaar verschuiven.

Welke krachten laten de platen bewegen?

De energie komt uit het binnenste van de aarde. Warmte uit de kern en uit radioactief verval zet het mantelgesteente in een trage, cirkelvormige beweging: mantelconvectie. Heet materiaal stijgt op, koelt af bij het oppervlak en zakt elders weer weg. Lange tijd dacht men dat die stromingen de platen simpelweg meesleuren als dozen op een lopende band. Dat beeld is te eenvoudig: de platen zijn zelf het koude, bovenste deel van die convectie.

De belangrijkste krachten zijn zwaartekrachten aan de plaatranden:

• Slab pull (plaattrek): bij een subductiezone zakt een koude, zware plaatrand de mantel in en trekt de rest van de plaat achter zich aan, zoals een tafelkleed dat van tafel glijdt als een deel over de rand hangt. Volgens de meeste geologen is dit de grootste kracht; platen met lange subductiezones, zoals de Pacifische plaat, bewegen dan ook het snelst.
• Ridge push (rugduw): bij mid-oceanische ruggen ligt de jonge, warme korst hoger en glijdt de plaat als het ware van die verhoging af.
• Mantelstromingen: de mantel onder de platen stroomt mee of remt af. Dat speelt een rol, maar is meestal niet de hoofdmotor.

Hoe kunnen platen over een vaste mantel bewegen?

De mantel is vrijwel helemaal vast gesteente — er zit hooguit een heel klein beetje gesmolten materiaal tussen. Toch bewegen de platen eroverheen. Dat kan omdat gesteente dat heel heet is en onder enorme druk staat, over miljoenen jaren langzaam kan vervormen en kruipen zonder te smelten. Vergelijk het met het ijs van een gletsjer: als je erop slaat breekt het, maar over jaren stroomt het als een trage rivier het dal in. De mantel gedraagt zich zo, alleen nog veel trager. Omdat de platen ook maar enkele centimeters per jaar bewegen, is dat trage kruipen ruim voldoende.

Waarom platen niet soepel schuiven: wrijving en stick-slip

Als platen gelijkmatig een paar centimeter per jaar bewegen, waarom komt die beweging dan in schokken? Het antwoord is wrijving. Diep in de aarde is het gesteente warm en kneedbaar en kruipt het rustig mee. Maar in de bovenste tientallen kilometers is het koud en bros. Daar haken de randen van twee platen in elkaar vast, terwijl de rest van de platen gewoon doorschuift. Het gesteente rond de grens buigt en vervormt dan een beetje, net als een gespannen veer, en zo bouwt zich jarenlang tot eeuwenlang spanning op.

Zodra die spanning groter wordt dan de wrijving, schiet de breuk in een paar seconden los en springt het gesteente terug: een aardbeving. Daarna haakt de breuk opnieuw vast en begint het opbouwen weer van voren af aan. Geologen noemen dit afwisselen van vastzitten en wegglijden stick-slip. Je kent het van een zware kast die je over de vloer duwt: eerst gebeurt er niets, dan schiet hij ineens een stuk op. Wat er langs zo'n breukvlak precies gebeurt, lees je bij breuken en verschuivingen.

Een beving verplaatst ook spanning naar het stuk breuk ernaast. Daardoor kunnen verschuivingen elkaar opvolgen: na de hoofdschok komen naschokken, en soms breekt binnen uren, jaren of decennia een naburig breukdeel. Langs de Noord-Anatolische Breuk in Turkije schoof een reeks zware bevingen tussen 1939 en 1999 stap voor stap westwaarts op. Of een kleinere beving een voorbode was van een grotere, weet je alleen achteraf — zie voorschokken.

Waar aardbevingen voorkomen ten opzichte van plaatgrenzen

Teken je alle aardbevingen van de afgelopen decennia op een wereldkaart, dan verschijnen de plaatgrenzen vanzelf als smalle lijnen van stippen. Verreweg de meeste en zwaarste bevingen liggen op of vlak bij een plaatgrens: in subductiezones rond de Stille Oceaan (de Ring of Fire), in de gordel van botsende platen van de Middellandse Zee via Turkije en Iran tot de Himalaya, langs de mid-oceanische ruggen en langs transformbreuken. Diepe bevingen, tot zo'n 700 kilometer diep, komen alleen voor waar een plaat schuin de mantel in duikt. Midden op een plaat beeft het veel minder vaak, maar niet nooit: ook daar liggen oude breuken die af en toe bewegen, zoals in Limburg. Een overzicht per regio staat bij aardbevingen wereldwijd.

De geschiedenis van de theorie

De Duitse meteoroloog Alfred Wegener formuleerde in 1912 het idee van continentverschuiving: de gedachte dat de continenten ooit één geheel vormden en daarna uit elkaar zijn gedreven. Hij wees onder meer op de puzzelachtig passende kustlijnen van Zuid-Amerika en Afrika en op gelijke fossielen en gesteenten aan weerszijden van de oceaan.

Wegener kon echter geen mechanisme aanwijzen — geen kracht die de continenten zou verplaatsen — en zijn theorie werd decennialang afgewezen. Pas in de jaren 1960 won de gedachte algemeen terrein, dankzij nieuw bewijs: de ontdekking van zeebodemspreiding langs de mid-oceanische ruggen en het paleomagnetisme, de symmetrische magnetische strepen in de oceaanbodem die laten zien dat er voortdurend nieuwe korst bijkomt. Daarmee groeide het oude idee uit tot de moderne theorie van de platentektoniek, een van de hoekstenen van de aardwetenschappen.

Paleomagnetisme: het bewijs in de zeebodem

Het magnetisch veld van de aarde klapt met onregelmatige tussenpozen om: de magnetische noord- en zuidpool wisselen van plaats. Wanneer lava bij een mid-oceanische rug stolt, leggen ijzerhoudende mineralen in het gesteente de richting van het magnetisch veld van dat moment vast. Doordat de zeebodem steeds verder uit elkaar schuift en er nieuwe korst bijkomt, ontstaat een patroon van strepen met afwisselend 'normale' en 'omgekeerde' magnetisatie. Dat patroon is aan beide kanten van de rug precies elkaars spiegelbeeld — alleen te verklaren als de zeebodem in het midden ontstaat en naar twee kanten wegschuift. Boringen bevestigden het: hoe verder van de rug, hoe ouder de oceaanbodem. Nergens is de oceaanbodem ouder dan ongeveer 200 miljoen jaar, terwijl continenten gesteenten van miljarden jaren oud bevatten. Oude oceaanbodem verdwijnt dus weer, in de subductiezones.

Nederland op de plaat

Nederland ligt midden op de Euraziatische plaat, ver van elke actieve plaatgrens. Daarom kent ons land geen zware natuurlijke aardbevingen zoals langs subductiezones of de San Andreas-breuk. De ondergrond is hier geologisch betrekkelijk rustig.

Eén uitzondering vormt het zuiden. In Limburg loopt de Roerdalslenk, een dalingsgebied dat wordt begrensd door actieve breuken — een verre uitloper van de spanningen die ook elders in West-Europa spelen. Hier komen wél natuurlijke, tektonische bevingen voor; de zwaarste was die bij Roermond op 13 april 1992 met een magnitude van 5,8. Meer hierover staat op de pagina over aardbevingen in Limburg. De bevingen in Groningen hebben een andere oorzaak: die zijn door gaswinning geïnduceerd en niet het directe gevolg van plaatbeweging.

Misvattingen

Veelgestelde vragen

Verder lezen

Wil je weten hoe de opgebouwde spanning zich precies ontlaadt en hoe bevingen worden gemeten? Lees dan verder over het ontstaan van een aardbeving, over breuken en verschuivingen in de korst, en over de Ring of Fire, waar de bewegingen van de platen het meest dramatisch zichtbaar zijn. Voor het overzicht per regio is er aardbevingen wereldwijd, en over het verband met vulkanen lees je bij vulkanen.

Voor in de klas: het gratis werkblad platentektoniek (pdf) en de andere werkbladen sluiten aan op deze uitleg. Moeilijke woorden zoals lithosfeer en subductie staan in de woordenlijst.