Plaatbeweging meten in plaattektoniek

De lithosferische platen zijn de delen van de aardkorst en de bovenste mantel die - heel langzaam - over de onderste mantel eronder bewegen. We weten dat deze platen vanuit twee verschillende lijnen van bewijsmateriaal bewegen - geodetisch en geologisch - waarmee we hun bewegingen terug kunnen volgen in geologische tijd.

Geodetische plaatbeweging

Geodesie, de wetenschap van het meten van de vorm en posities van de aarde, stelt ons in staat om plaatbewegingen rechtstreeks te meten met behulp van GPS, het Global Positioning System. Dit netwerk van satellieten is stabieler dan het aardoppervlak, dus als een heel continent ergens met een paar centimeter per jaar beweegt, kan GPS het zien. Hoe langer we deze informatie vastleggen, hoe nauwkeuriger het wordt en in veel van de wereld zijn de cijfers al behoorlijk nauwkeurig.

Een ander ding dat GPS ons kan laten zien, zijn tektonische bewegingen binnen platen. Een veronderstelling achter platentektoniek is dat de lithosfeer star is, en inderdaad, dat is nog steeds een gezonde en nuttige veronderstelling. Maar delen van de platen zijn zacht in vergelijking, zoals het Tibetaanse plateau en de West-Amerikaanse bergbanden. GPS-gegevens helpen ons blokken te scheiden die onafhankelijk van elkaar bewegen, zelfs al is het maar een paar millimeter per jaar. In de Verenigde Staten zijn de micro-platen Sierra Nevada en Baja California op deze manier onderscheiden.

Geologische plaatbeweging: aanwezig

Drie verschillende geologische methoden helpen bij het bepalen van de banen van platen: paleomagnetisch, geometrisch en seismisch. De paleomagnetische methode is gebaseerd op het magnetische veld van de aarde.

Bij elke vulkaanuitbarsting worden ijzerhoudende mineralen (meestal magnetiet) gemagnetiseerd door het heersende veld terwijl ze afkoelen. De richting waarin ze worden gemagnetiseerd, wijst naar de dichtstbijzijnde magnetische pool. Omdat oceanische lithosfeer zich continu vormt door vulkanisme bij het verspreiden van richels, draagt ​​de hele oceanische plaat een consistente magnetische handtekening. Wanneer het magnetische veld van de aarde van richting verandert, zoals het doet om redenen die niet volledig worden begrepen, neemt de nieuwe rots de omgekeerde handtekening aan. Het grootste deel van de zeebodem heeft dus een gestreept patroon van magnetisaties alsof het een stuk papier is dat uit een faxapparaat komt (alleen het is symmetrisch over het verspreidingscentrum). De verschillen in magnetisatie zijn gering, maar gevoelige magnetometers op schepen en vliegtuigen kunnen ze detecteren.

De meest recente omkering van het magnetische veld was 781.000 jaar geleden, dus het in kaart brengen van die omkering geeft ons een goed idee van plaatbewegingen in het meest recente geologische verleden.

De geometrische methode geeft ons de strooirichting om mee te gaan met de strooisnelheid. Het is gebaseerd op de transformatiefouten langs de mid-oceanische ruggen. Als u op een kaart naar een spreidende bergkam kijkt, heeft deze een traptrede van segmenten die haaks op elkaar staan. Als de spreidende segmenten de treden zijn, zijn de transformaties de stijgers die ze verbinden. Zorgvuldig gemeten, onthullen deze transformaties richtingen van verspreiding. Met plaatsnelheden en richtingen hebben we snelheden die in vergelijkingen kunnen worden gestopt. Deze snelheden komen mooi overeen met de GPS-metingen.

Seismische methoden gebruiken de focale mechanismen van aardbevingen om de oriëntatie van fouten te detecteren. Hoewel minder nauwkeurig dan paleomagnetische kaarten en geometrie, zijn deze methoden nuttig voor het meten van plaatbewegingen in delen van de wereld die niet goed in kaart zijn gebracht en minder GPS-stations hebben.

Geologische plaatbeweging: verleden tijd

We kunnen metingen op verschillende manieren uitbreiden naar het geologische verleden. De eenvoudigste is om paleomagnetische kaarten van de oceanische platen uit te breiden vanuit de verspreidingscentra. Magnetische kaarten van de zeebodem vertalen zich precies in leeftijdskaarten. Deze kaarten laten ook zien hoe de platen van snelheid veranderden toen ze door botsingen in herschikkingen werden geduwd.

Helaas is de zeebodem relatief jong, niet meer dan ongeveer 200 miljoen jaar oud, omdat deze uiteindelijk verdwijnt onder andere platen door subductie. Naarmate we dieper in het verleden kijken, moeten we meer en meer vertrouwen op paleomagnetisme in continentale rotsen. Terwijl plaatbewegingen de continenten hebben rondgedraaid, zijn de oude rotsen met hen mee gedraaid, en waar hun mineralen ooit naar het noorden wezen, wijzen ze nu ergens anders naar "schijnbare polen". Wanneer je deze schijnbare polen op een kaart uitzet, lijken ze weg te wandelen van het echte noorden terwijl de steentijd teruggaat in de tijd. In feite verandert het noorden niet (meestal), en de rondzwervende paleopolen vertellen een verhaal over rondzwervende continenten.

Samen bieden de hierboven genoemde methoden ons de mogelijkheid om een ​​geïntegreerde tijdlijn van de beweging van de lithosferische platen te produceren, een tektonisch reisverslag dat soepel naar het heden leidt.