Zeebodemverspreiding

Convergerende randen

Gezien het feit dat de aarde een constant volume heeft, levert de voortdurende vorming van nieuwe aardkorst een overmaat op die moet worden gecompenseerd door vernietiging van korst elders. Dit wordt bereikt bij convergerende plaatgrenzen, ook wel destructieve plaatgrenzen genoemd, waar de ene plaat schuin onder de andere afzakt – dat wil zeggen, wordt gesubducteerd.

Omdat oceanische korst afkoelt naarmate deze ouder wordt, wordt deze uiteindelijk dichter dan de onderliggende asthenosfeer, en dus heeft deze de neiging om aangrenzende continentale platen of jongere delen van oceanische korst te subducteren, of eronder te duiken. De levensduur van de oceanische korst wordt verlengd door zijn stijfheid, maar uiteindelijk wordt deze weerstand overwonnen. Experimenten tonen aan dat de gesubducteerde oceanische lithosfeer dichter is dan de omringende mantel tot een diepte van tenminste 600 km (ongeveer 400 mijl).

De mechanismen die verantwoordelijk zijn voor het ontstaan van subductiezones zijn omstreden. Aan het eind van de 20e en het begin van de 21e eeuw zijn er bewijzen gevonden voor het idee dat subductiezones bij voorkeur ontstaan langs reeds bestaande breuken (zoals transformatiefracturen) in de oceanische korst. Ongeacht het precieze mechanisme blijkt uit de geologische gegevens dat de weerstand tegen subductie uiteindelijk wordt overwonnen.

Waar twee oceanische platen elkaar raken, wordt de oudere, dichtere plaat bij voorkeur onder de jongere, warmere plaat gesubducteerd. Waar één van de plaatranden oceanisch is en de andere continentaal, verhindert het grotere drijfvermogen van de continentale korst dat deze zinkt, en wordt de oceanische plaat bij voorkeur ondergeleid. Continenten blijven op deze manier bij voorkeur bewaard ten opzichte van oceanische korst, die voortdurend in de mantel wordt gerecycleerd. Dit verklaart waarom oceaanbodemgesteenten over het algemeen minder dan 200 miljoen jaar oud zijn, terwijl de oudste continentale gesteenten meer dan 4 miljard jaar oud zijn. Vóór het midden van de 20e eeuw beweerden de meeste geowetenschappers dat continentale korst te opwaartse druk uitoefende om te kunnen worden gesubducteerd. Later werd echter duidelijk dat stukken continentale korst die aan de diepzeegeul grenzen, evenals sedimenten die in de geul zijn afgezet, door de subductiezone kunnen worden meegesleurd. De recycling van dit materiaal wordt waargenomen in de chemie van vulkanen die boven de subductiezone uitbarsten.

Twee platen die continentale korst dragen, botsen op elkaar wanneer de oceaanlithosfeer ertussen is weggeslagen. Uiteindelijk stopt de subductie en ontstaan torenhoge bergketens, zoals de Himalaya. Zie onder Gebergten door continentale botsing.

Omdat de platen een geïntegreerd systeem vormen, is het niet noodzakelijk dat de nieuwe korst die aan een gegeven divergerende grens wordt gevormd, volledig wordt gecompenseerd in de dichtstbijzijnde subductiezone, zolang de totale hoeveelheid gegenereerde korst maar gelijk is aan de vernietigde.

Subductiezones

Het subductieproces behelst de afdaling in de mantel van een plaat koude gehydrateerde oceanische lithosfeer van ongeveer 100 km dik, die een betrekkelijk dunne kap van oceanische sedimenten draagt. Het afdalingspad wordt bepaald door talrijke aardbevingen langs een vlak dat gewoonlijk een hoek maakt van 30° tot 60° in de mantel en wordt de Wadati-Benioff-zone genoemd, naar de Japanse seismoloog Kiyoo Wadati en de Amerikaanse seismoloog Hugo Benioff, die pionierswerk verrichtten bij het bestuderen ervan. Tussen 10 en 20 procent van de subductiezones die het oceaanbekken rond de Stille Oceaan domineren zijn subhorizontaal (d.w.z. zij subducteren onder een hoek tussen 0° en 20°). De factoren die de dip van de subductiezone bepalen zijn niet volledig bekend, maar waarschijnlijk zijn dat de leeftijd en dikte van de subducterende oceanische lithosfeer en de convergentiesnelheid van de platen.

De meeste, maar niet alle, aardbevingen in deze vlak hellende zone zijn het gevolg van compressie, en de seismische activiteit strekt zich uit tot 300 tot 700 km (200 tot 400 mijl) onder het oppervlak, wat impliceert dat de gesubducteerde korst tot op deze diepte nog enige stijfheid behoudt. Op grotere diepten wordt de subductieplaat gedeeltelijk gerecycleerd in de mantel.

De plaats van subductie wordt gemarkeerd door een diepe geul, tussen 5 en 11 km diep, die ontstaat door wrijvingsweerstand tussen de platen als de dalende plaat buigt voordat hij subduceert. De schuivende plaat schraapt sedimenten en verhoogde delen van de oceaanbodem van de bovenste korst van de onderste plaat af, waardoor een zone van sterk vervormde rotsen binnen de geul ontstaat die aan de schuivende plaat vast komt te zitten, of wordt geaccreteerd. Dit chaotische mengsel staat bekend als een accretionaire wig.

De gesteenten in de subductiezone ondervinden een hoge druk maar relatief lage temperaturen, een effect van de afdaling van de koude oceanische plaat. Onder deze omstandigheden herkristalliseren de gesteenten, of metamorfoseren, en vormen een reeks gesteenten die bekend staan als blauwschisten, genoemd naar het kenmerkende blauwe mineraal glaucofaan, dat alleen stabiel is bij de hoge drukken en lage temperaturen die in subductiezones voorkomen. (Zie ook metamorf gesteente.) Op diepere niveaus in de subductiezone (d.w.z. meer dan 30-35 km) vormen zich eclogieten, die bestaan uit onder hoge druk staande mineralen zoals rode granaat (pyropeen) en omphaciet (pyroxeen). De vorming van eclogiet uit blauwschist gaat gepaard met een aanzienlijke toename van de dichtheid en is erkend als een belangrijke extra factor die het subductieproces vergemakkelijkt.