Geological Rifting Models

Ga direct naar model Introduction to Rifting Models
In de afgelopen 600 miljoen jaar heeft de oostkust van Noord-Amerika twee rifting gebeurtenissen meegemaakt; dat wil zeggen het openen van twee oceaanbekkens: de Proto-Atlantic (Fase C) en de Atlantic (Fase L). Daarvóór zijn er waarschijnlijk nog andere breukprocessen geweest. Virginia en de Mid-Atlantische regio hebben een goede staat van dienst van deze breuken, ook al zijn ze fragmentarisch en soms gemaskeerd door latere gebeurtenissen.
Om grote geologische gebeurtenissen te ontdekken en te ontrafelen is een theoretisch model nodig van hoe deze gebeurtenissen zich voordoen, en van het soort gesteente en structuren dat zij voortbrengen, zodat wij het bewijs herkennen voor wat het is als wij het zien, ook al is het fragmentarisch en gemaskeerd. Moderne modellen van rifting zijn gebaseerd op een grote verscheidenheid aan informatie, van geofysische, tot bewijzen van moderne gebeurtenissen, tot bewijzen van oude gebeurtenissen. Deze modellen specificeren niet alleen de opeenvolging van gebeurtenissen en hun timing, maar vertellen ons ook precies welk bewijsmateriaal nodig is om een oude rifting gebeurtenis te identificeren.
Het is natuurlijk prettig om zoveel mogelijk bewijsmateriaal te hebben, maar soms, als je maar een klein beetje van het juiste bewijsmateriaal hebt dat ondubbelzinnig in het theoretische model past, kan de oude gebeurtenis worden herkend voor wat het is, en worden gereconstrueerd. Bovendien vertelt het theoretische model je naar welk verder bewijs je moet zoeken, en waar, om de interpretatie te versterken.
Soms hebben we het idee dat wetenschappers gewoon zo goed mogelijk bewijs verzamelen, en dan proberen er zo goed mogelijk wijs uit te worden. Dit is nooit het geval. Wetenschappers hebben altijd een vrij goed idee waarnaar zij op zoek zijn wanneer zij gegevens verzamelen, omdat zij een theorie (een model) hebben dat hen vertelt waarnaar zij moeten zoeken. En als zij bewijzen vinden die niet in hun theorie passen, dan is de kans groot dat hun theorie fout is, en moet er een nieuwe worden bedacht.
Het komt er op neer dat er niet zoiets bestaat als een onbevooroordeelde waarneming. We weten altijd wat we willen en hopen te vinden in de natuurlijke wereld, hoewel we geschokt of aangenaam verrast kunnen zijn als we iets anders vinden.
Het is mogelijk de geologische geschiedenis van Virginia (versie van 16 pagina’s) te lezen zonder de modellen te kennen die we hebben om het te verklaren en te begrijpen, maar de geschiedenis is veel zinvoller als je weet dat de modellen bestaan, en wat ze zeggen. Het is echter belangrijk te onthouden dat een model slechts een model is, een synthese, een gemiddelde, een ideaal. De natuurlijke wereld komt zelden perfect overeen met een model en we moeten bereid zijn te werken met een zekere mate van afwijking van het model.

Mantelpluimen en Hot Spots
Een divergerende plaatgrens, waarbij twee lithosferische platen uit elkaar gaan en een oceaanbekken vormen, bestaat niet van nature. Hij ontstaat door een riftingproces (Fasen B en C). Wanneer ze volledig ontwikkeld zijn, bevinden divergente plaatgrenzen zich altijd binnen oceaanbekkens en doen ze deze ontstaan. Als de platen divergeren, stroomt mafisch magma uit de onderliggende mantel omhoog in de scheur of rift die zich opent om nieuwe oceanische lithosfeer te vormen, de ophioliet-suite. In dit rifting model zijn we niet geïnteresseerd in de processen die zich afspelen langs een volledig ontwikkelde divergerende oceaanrand. In plaats daarvan kijken we naar hoe divergerende grenzen ontstaan tijdens de rifting van een continent.
Een divergerende plaatgrens begint ergens binnen een plaat, weg van de randen. De plaat kan een blok continentaal kraton zijn, of een deel van een oceaanbekken (doorsnede). Wanneer de rifting voltooid is, is een nieuwe divergerende plaatgrens en een nieuw oceaanbekken ontstaan. De voormalige enkelvoudige plaat (of continent) is in twee platen (of continenten) verdeeld.
Rifting wordt in gang gezet door magmapluimen die van diep in de mantel naar het oppervlak opstijgen. De pluimen zijn willekeurig over de aarde verspreid; de meeste ontstaan onder een continent of oceaanbekken, maar sommige kunnen zich bij plaatgrenzen bevinden. Terwijl de pluim naar het oppervlak stijgt, verhit hij de bovenliggende lithosfeer, of de stijve buitenste schil van de aarde, waardoor deze opzwelt en een hot spot ontstaat. Gewoonlijk bereikt magma de oppervlakte om vulkanen te veroorzaken bij de hotspot. De doorsnede hierboven toont zowel een continentale als een oceanische hot spot.
De pluimen die hot spots veroorzaken zijn stationair in de mantel; in tegenstelling tot de bovenliggende platen die voortdurend verschuiven bewegen de pluimen niet. Vandaar dat als een plaat over een hot spot beweegt, de tektonische en vulkanische activiteit aan het oppervlak blijft verschuiven. Uiteindelijk kan zich een lange reeks vulkanen vormen. De Hawaiiaanse eilanden zijn een voorbeeld van een oceanische hot spot, en Yellowstone Park een continentale hot spot.
Er zijn vele oude en moderne voorbeelden van hot spots. De meeste zijn geïsoleerd en doorlopen hun hele geschiedenis zonder een scheuring te veroorzaken. Soms echter komen verschillende hot spots samen en beginnen een keten van processen die resulteren in een rifting, een nieuw oceaanbekken en een nieuwe divergerende plaatgrens. De processen die hiervoor verantwoordelijk zijn, worden hieronder in de volgende vier fasen beschreven.

Hot Spot en Thermal Doming
Wanneer een mantelpluim de basis van de continentale lithosfeer bereikt, verspreidt deze zich en vormt een magmavijver (zie doorsnede hierboven). De bovenliggende lithosfeer warmt op en zwelt op om de hot spot te vormen, met een diameter van ongeveer 1000 km en een hoogte van 3 tot 4 km boven de zeespiegel. De kaart rechts toont een gebiedsbeeld (vliegtuig) van twee hot spots met drievoudige knooppunten.
Als de hot spot koepel opzwelt rekt zijn bovenoppervlak uit totdat de broze korst scheurt (breuken) langs een serie van drie breukvalleien die uitstralen vanuit het centrum van de hot spot. Deze drie breukvalleien vormen een drievoudig knooppunt. Idealiter stralen de drie breukvalleien vanuit het centrum van de hot spot op 120o, maar vaak is de drievoudige splitsing niet symmetrisch en kunnen de armen onder oneven hoeken uiteenlopen.
De warmte van de mantelpluim veroorzaakt veel vulkanische activiteit, maar die is van tweeërlei aard. Pijpen van mafisch magma (basalt en gabbro) uit de bekkenpluim banen zich een weg door de lithosfeer en vormen uiteindelijk vulkanen aan de oppervlakte. Maar de warmte van de pluim verwarmt ook de basis van het continent, waardoor delen ervan smelten en er felsisch magma (graniet en rhyoliet) wordt gevormd, dat ook de oppervlakte kan bereiken om vulkanen te vormen. Deze gelijktijdige verschijning van zowel mafisch als felsisch magma is ongebruikelijk en wordt een bimodale associatie genoemd, omdat twee duidelijk verschillende soorten magma min of meer gelijktijdig aan de oppervlakte komen. De dwarsdoorsnede hieronder is een vergroting langs dwarsdoorsnede lijn A-B op de kaart hiernaast en toont de opgezwollen hot spot fase met een mafische (basaltische) vulkaan en felsische (granitische) batholieten. Let ook op de breuken aan het oppervlak en de vroege horsten en graben.

Een geïsoleerde hot spot kan al deze processen doormaken, … en dan gewoon afsterven. De mantelpluim verdwijnt, het continent koelt af en zakt weer, de vulkanische activiteit stopt, en sedimenten vullen de breukvalleien op. Aan het eind is er aan het oppervlak niets meer te zien dat erop wijst dat de breuken en vulkanen onder het oppervlak begraven liggen.
In andere situaties, echter, wanneer verschillende hot spots nauw met elkaar verbonden zijn, kunnen zij samenkomen en een zeer lange breukvallei vormen. De kaart hierboven toont bijvoorbeeld twee drievoudige knooppunten die op het punt staan samen te komen. Als de omstandigheden goed zijn, kunnen deze de aanzet geven tot de vorming van nieuwe divergerende plaatgrenzen en een oceaanbekken (hieronder besproken).

Wanneer drievoudige knooppunten samenkomen, verbinden slechts twee van de drie armen van elk drievoudig knooppunt zich met aangrenzende hot spots. De derde arm wordt inactief en wordt daarom een falende arm (of een aulacogeen) genoemd (blauw op de kaart hierboven). Nadat de rifting is voltooid en een nieuw oceaanbekken is gevormd, bestaan aulacogenen als een scheur die bijna loodrecht vanaf de rand in het continent snijdt. Er zijn veel oude aulacogens bekend, hoewel de meeste zich inmiddels met sediment hebben gevuld en niet meer aan het oppervlak waarneembaar zijn. Zij zijn een goed bewijs dat er ooit een hete plek is geweest. De sedimenten en vulkanische stoffen die een aulacogeen vullen zijn vergelijkbaar met de processen die in de actieve rifts werken.
Founddering of Rift Valley and Marine Invasion
Founddering is het ineenstorten van een deel van het aardoppervlak om een depressie te vormen. Axiale breuklijnen zijn instortingen met een doorsnede van tientallen kilometers, waarbij de hoogte van de breukbodem tot de bergkammen aan weerszijden wel 4-5 km kan bedragen.

Structureel zijn riftvalleien blok-fout graben (valleien die ontstaan wanneer een blok van de aarde zakt), begrensd door horstbergen aan weerszijden (horsten zijn blokken van de aarde die omhoog bewegen ten opzichte van de graben.) Als we denken aan de mechanica van een hot spot, zwelt de aarde omhoog, waardoor deze aan de bovenkant uitrekt of uit elkaar trekt. Als de aarde uit elkaar trekt, scheurt zij en laat ruimte vrij, zodat natuurlijk een blok van de aarde naar beneden zal glijden in de ruimte (de graben). Het deel dat niet naar beneden glijdt, de horst, ligt nu hoger. Omdat de aarde al naar boven is gezwollen door de hot spot is het niet nodig dat de horsten naar boven schuiven, maar de graben kunnen gemakkelijk naar beneden schuiven. Dit proces voltrekt zich in tienduizenden kleine stapjes, die elk een kleine scheur vormen, waarvan de som de aarde vele kilometers uit elkaar rekt.
De breuken tussen de horsten en graben zijn normale breuken, normaal omdat het “normaal” is dat een graben onder invloed van de zwaartekracht naar beneden valt. De breukvlakken zijn zo gebogen dat de grabenblokken draaien als zij zakken, en kleine bekkens insluiten waar meren ontstaan tussen het neergestorte blok en de wand achter de breuk. Veel van deze meren zijn zeer diep en kunnen, naar het voorbeeld van moderne riftmeren, zeer zout of alkalisch zijn. In de meerbodems hopen zich zwarte, organisch rijke kleien op, omdat er geen circulatie of zuurstof in het diepe water is.

Typisch is dat zich een groot aantal horsten en graben vormen, van allerlei grootte. De randen van de grote horsten die aan de axiale graben grenzen, zijn de continentale terrassen (ook wel scharnierzones genoemd). Binnen de grote axiale graben bevinden zich talrijke kleinere horsten en graben.
Het is ook typisch voor kleinere halve graben (normale breuk aan slechts één zijde) die zich enkele honderden kilometers aan weerszijden van de axiale graben of axiale rift vormen (de termen zijn onderling verwisselbaar).
In eerste instantie is de axiale dalbodem subareal, dat wil zeggen boven water (behalve meren), maar naarmate de axiale graben verzakt, dringt de zee binnen en ontstaat een smal zeebekken (waardoor het subaqueous wordt). Een modern voorbeeld van een rift in dit stadium is de Rode Zee.
De horstbergen die de riftvalleien begrenzen bestaan uit felsisch stollingsgesteente van het continent (granieten) dat snel erodeert tot grove arkosische (veldspaatrijke) sedimenten. De meeste sedimenten zijn afgezet in korte systemen waar de omgeving snel verandert van terrestrisch naar diep marien. Rondom de bekkenranden, aan de voet van de breuken, accumuleren de sedimenten zich in alluviale waaiers met steile wanden, die snel overgaan in gevlochten rivieren, en vervolgens overgaan in onderzeese waaiers. Het centrum van het bekken is vaak diep en anoxisch, en er worden dun gelamineerde zwarte kleien en slibs afgezet. Duizenden meters sediment kunnen zich in deze fase ophopen.
Igneuze activiteit is heel gewoon in dit stadium, en vulkanische en lava stromen, soms mafisch, soms felsisch, kunnen zich vermengen met de sedimenten. De vulkanische stoffen kunnen pyroklastisch zijn (ontploft uit exploderende vulkanen), of rustiger stromen. De stromen kunnen echter duizenden meters dik zijn. Pillow basalts die zich onder water vormen zijn niet ongewoon.
In een geologisch korte tijd (~ 10 miljoen jaar) worden de horsten geërodeerd en de graben gevuld met sediment. Naarmate het vroegere grote reliëf (hoogteverschil) afneemt, wordt de topografie gladder en begint de oceaan het gebied te bedekken.
Early Divergent Margin

Tijdens actieve rifting rekt de continentale korst, verhit door de mantelpluim, uit als getrokken toffee (of silly putty) en verdunt, terwijl de brosse bovenlagen breuken vertonen en in elkaar storten om de axiale rift te vormen. Het geheel wordt overeind gehouden door de warmte van de pluim, en het beklommen mafische magma is veel dichter bij de oppervlakte, waardoor het gemakkelijker kan uitbarsten. Dit is een zeer onstabiele situatie (het hele systeem zou snel instorten als de warmte zou worden weggenomen), en voortgaande processen maken het alleen maar onstabieler.

Als gevolg hiervan begint, kort nadat de zee de axiale kloof heeft overspoeld, een grote golf van mafische vulkanische activiteit langs één kant van de axiale kloof. Het magma wordt eerst in de granitische continentale korst geïnjecteerd in de vorm van ontelbare basaltische dijken. Er worden zoveel dijken gevormd dat het moeilijk is te bepalen wat de oorspronkelijke gesteenten waren. Dit mengsel van graniet en geïnjecteerd basalt is overgangskorst, omdat het de overgang vormt tussen continentale en oceanische korst (zie tekening hierboven). Dit is het begin van de uiteindelijke splitsing van het oorspronkelijke continent in twee, en de vorming van een nieuw oceaanbekken.
Naarmate de vulkanische activiteit toeneemt, wordt de kloof tussen de twee nieuwe divergerende continentale randen breder en begint de vorming van oceanische lithosfeer. Magmastroom na magmastroom stijgt op uit een nieuw gevormde convectiecel en spuit zich in de opening. Omdat dit nieuwe stollingsgesteente maf van samenstelling is (basalt aan de oppervlakte en gabbro op diepte), en een hoge dichtheid heeft, “drijft” het op de onderliggende mantel onder de zeespiegel. Zo ontstaat de nieuwe oceanische lithosfeer, die ophioliet-suite wordt genoemd. Bij een gemiddelde breuksnelheid van ongeveer 5 cm/jaar kunnen de twee nieuwe divergerende continentale randen in 20 miljoen jaar duizend kilometer van elkaar verwijderd zijn.
In het breukproces wordt de axiale breuk niet in tweeën gesplitst. De initiatie van de oceaankorst vindt plaats aan de ene of de andere kant van de axiale kloof. Het ene continent behoudt de axiale graben en het andere verliest ze. Het resultaat is een asymmetrie van de nieuwe continentale marges. De rand met de axiale kloof heeft de neiging geleidelijk over te gaan in oceanische korst, dwars door de axiale kloof met zijn kleine horsten en graben. Het continent zonder de axiale graben valt steil af naar oceanische korst. Ons model volgt de axiale graben aan de westkant (links).
Warmte en magma dat uit de convectiecel naar de oppervlakte stijgt, blijft geconcentreerd op de plaats van de rifting in het centrum van het nieuwe oceaanbekken. Naarmate het oceaanbekken zich verbreedt, bewegen de nieuw gevormde continentale randen zich weg van de warmtebron, en koelen af. Koele korst is dichter dan warme korst en al snel zakt het continentale terras onder de zeespiegel. Deze vroege stadia zijn de tijd van de snelste afkoeling en verzakking.
Tegen de tijd dat de vorming van oceaankorst goed op gang is, zijn de axiale en laterale graben bijna gevuld met sediment. Terwijl de nieuwe continentale marge zakt, stijgt het relatieve zeeniveau, en de kustlijn begint over de continentale marge te lopen of te migreren. De zich verplaatsende zee verspreidt een laag zuiver kwartszand als een strandafzetting die de hele regio bedekt. Het kwartszand is het eerste duidelijke bewijs in de gesteenterecords dat het continentale terras onder de zeespiegel is gezakt en zich stabiliseert.
Naarmate de zee zich verder verplaatst, wordt de zee dieper en maakt het strand plaats voor een nearshore shelf milieu, dat vervolgens overgaat in een deep shelf milieu. Door deze afzetting ontstaat een snel zeewaarts verdikkende wig van afzettingen van de divergente continentale marge (DCM) met een plank, helling en stijging (zie dwarsdoorsnede hierboven).
Volledige Divergente Marge

Afzetting als gevolg van thermisch verval (het verlies van warmte uit de korst en de resulterende toename in dichtheid) is in het begin snel, maar neemt exponentieel af met de tijd. Divergerende continentale marges hebben ongeveer 120 miljoen jaar nodig om stabiliteit te bereiken (isostatisch evenwicht). Sediment blijft zich gedurende deze tijd ophopen, het dikst in de richting van de oceaan waar de bodemdaling het grootst is, en steeds dunner in de richting van het continent. Uiteindelijk is er een sedimentaire wig van maximaal 17 kilometer dik. Let op de doorsnede, de vulkaan die in de hot spot fase boven de zeespiegel lag, ligt nu zeer diep in de aarde.
De sedimenten die op de divergerende continentale rand worden afgezet blijven meestal ondiep-water marien omdat bodemdaling en afzetting ongeveer even snel gaan. In een warm klimaat naast een stabiel kraton kunnen dit voornamelijk carbonaten zijn (kalkstenen en dolomieten), anders zijn het zandstenen en schalies. Als de continentale marge stabiliseert voordat er iets anders gebeurt, blijven de sedimenten zich gewoon ophopen, maar nu breiden ze zich uit (prograderen) over de oceaanbodem.
Deze laatste fase van de rifting zal oneindig doorgaan, of totdat een andere tektonische gebeurtenis binnendringt om de rustige divergerende marge te vernietigen.
Ga naar Modellen voor Gebergtebouw
Terug naar Home Page
Ga verder naar Een beschrijvend verslag van de geologie van Virginia
Ga verder naar Geschiedenis van één pagina, Geschiedenis van twee pagina’s, Geschiedenis van 16 pagina’s