7. Magmastormen


Magmastormen zijn de motor achter de bewegingen van de micro-platen in het Middellandse zeegebied. Dat werd in het vorige hoofdstuk beweerd. In dit en het volgende hoofdstuk komen de (geomorfologische en geofysische) aanwijzingen voor deze magmastormen aan de orde.

A. De volgende profielen laten de werking van een magmagolf in het Italiaans landschap zien.

Het eerste profiel illustreert hoe Italië er in dwarsdoorsnede uit had moeten zien zonder het effect van de magmagolf onder de korst.

De onderste figuur brengt in beeld, hoe Italië feitelijk door een magmagolf is opgetilt. Het oostelijk deel van Italië is op de top van de golf opgestuwd. Het westelijk deel is in het dal van de magmagolf uit elkaar getrokken (= extention).

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.1. Boven: oost-west doorsnede van Italië voordat het landschap werd vervormd. Onder: oost-west doorsnede van Italië nadat het landschap in het Tertiair door een magmagolf onder de continentale bovenkorst (uplift) uit elkaar is getrokken. 

 

B. Ook in de Zwitserse en Oostenrijkse Alpen is zichtbaar, hoe het landschap in de oost west richting door een golfbeweging onder het aardoppervlak als een wasbord is geplooid. 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.2. West-oost gerichte golfbeweging door de Alpen. De doorsnede volgt de onderbroken lijn in het kaartje van figuur 7.3.

In het dal rechts van Hohe Tauern, dat wordt aangeduid met Austro-Alpine, zit ook nog een welving. Omdat die niet krachtig genoeg is - zodat het onderliggende Penninikum door het Austro-Alpine dekblad afgedekt blijft - is deze welving in het profiel weggelaten.

 

  Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.3. Het grijze oppervlak geeft de contouren van de Alpen weer. De doorsnede in figuur 7.2 volgt de onderbroken lijn.

 

C. Hieronder wordt uitgelegd op welke diepte in de aardkorst van de Alpen deze magmagolven zich hebben voorgedaan. De volgende dwarsdoorsnede geeft waarden van de zogenaamde P-golven. Dat zijn drukgolven van aardbevingen. In de figuur bevindt zich op een diepte van 10 km een zone met een opvallend lage P-golf waarde van 5,4 km per seconde. Deze zone wordt de Conraddiscontinuiteit genoemd. Hier ligt de overgang van de bovenkorst (bestaande uit het relatief lichte gneis en graniet) en onderkorst (bestaande uit zwaarder periodiet, serpentiniet of eclogiet). De viscositeit (taaiheid) van deze zone is veel lager dan erboven of eronder, terwijl de elektrische geleiding juist erg hoog is (J.A.Rezanow, Crust composition defines motion, in www.ncgt.org, issue 13, 13 december 1999, p.8; N.I. Pavlenkova, Low velocity and low electrical resistivity layers in the middle crust, Annals of Geophysics, vol 47, no 1, 2004; St.Mueller, Deep-reaching geodynamic processes in the Alps,in: Alpine Tectonics, Geological Socoiety Special Publications no 45, 1989, pp.313-317). Figuur 7.4. laat zien, dat op een diepte van 30 tot 40 km nog zo'n 'low velocity' laag voorkomt (met een P-golf waarde van 6,2 km per seconde). Deze zone markeert de grens tussen de onderkorst en de bovenmantel, die Moho wordt genoemd.

De constatering van deze´low velocity' lagen in de lithosfeer is van fundamenteel belang. Hun aanwezigheid laat zien, dat aardplaten geen rigide, massieve eenheden zijn - iets waarvan in de standaard theorie van de platentektoniek ten onrechte wordt uitgegaan. De continentale korst blijkt een laagsgewijs opgebouwd, gedeeltelijk zacht, plastisch lichaam, dat door externe factoren (kosmische inslagen of opwellende magma stromen) vervormbaar is!

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

 

Figuur 7.4. Noord-zuid doorsnede van de Alpen met daarin weergegeven waarden van P-golven. De lens met lage P waarden (5,4) op 10 km diepte, wordt de Conraddiscontinuïteitszone genoemd. Deze laag kan als (fossiele) 'surge channel' worden getypeerd, omdat kenmerkende eigenschappen van deze zone - zoals lage P waarden, lage viscositeit en hoge elektrische geleiding - duiden op de (vroegere) aanwezigheid van heet, vloeibaar, waterrijk magma dat zich in deze lens (laccoliet), onder de juiste condities, op explosieve wijze horizontaal en vertikaal heeft verplaatst.

M = Moho, dat is de grens tussen de onderkorst en de daaronder liggende aardmantel.

Bij de verticale streepjes die worden aangeduid als 'base of lithosphere' begint de asthenosfeer, een zone die zich tot een diepte van 250 km uitstrekt; hierin bevinden zich veel vloeistoffen, gassen en (half) gesmolten magma.

 

De lage waarde van de P-golf, de lage viscositeit en de hoge elektrische geleiding in de Conrad discontinuiteitszone betekenen, dat de overgang van onderkorst naar bovenkorst via een 'zachte' laag met daarin heet, vloeibaar, waterrijk magma verloopt. Er zijn aanwijzingen dat deze magmahoudende laag ongeveer 10 km dik is, terwijl er boven zich mogelijk nog een relatief dunne band (100 tot 200 meter dik) met vrij stromend water bevindt: 'seimic reflection surveys detected at 15-20 km depth zones of crustal fluids (aqueous fluids or partial melts). Passive seismic data imaged a relatively thin aqueous layer (100-200m) overlying a 10 km thick layer of lower fluid content, that is probably partial melt' (Geophys.Journal Int, 2003, 153, p.289; zie ook: M.Laumonier, Giant magmatic waterreservoirs at mid-crustal depth, Earth and Planetary Science Letters, vol 457, 17 januari 2017, pp.173-180).

Deze water en magma houdende overgangszone kan als (fossiele) 'magma surge channel' worden getypeerd, omdat bij voldoende druk het waterrijke magma zich explosief vertikaal en horizontaal kan verplaatsen.

Figuur 7.4. laat nog iets interessants zien. In het Gotthard-Lepontine gebied blijken tenminste drie zones met lage P-waarden onder elkaar voor te komen. Op een diepte van 4 km zit een laag met een P-waarde van 5,3 km per seconde en op een diepte van 12 km zit een laag met een P-waarde van 5,8 en op een diepte van 30 km een laag met een P-waarde van 5,9.Het is bekend, dat in het Gotthard-Lepontine gebied meerdere stukken bovenkorst over elkaar geschoven zijn. De genoemde waarden van de P-golven suggereren, dat er tussen deze op elkaar gestapelde stukken bovenkorst oorspronkelijk vloeibare magmalagen zaten. Vergelijk dit met lagen boter en pasta tussen de sneetjes brood van een dubbele of drie dubbele sandwitch.

 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.5. Deze figuur brengt de resultaten in beeld van het Transalp seismisch profiel dat van München naar Venetië loopt (F.Bleibenhaus, Seismic profiling by the TRANSALP working group: refraction and wide-angle reflection seismic traveltime tomography, 2002). We zien dat de bovenkant van de Conrad discontinuïteitszone onder de Zuid Alpiene micro-plaat (rechts in de figuur) zich op een diepte van slecht 6 km bevindt. De magma surge channel ligt hier dus nog dichter onder het aardoppervlak. Opvallend is verder het gat dat tussen 200 en 250 km in de Moho (de zwarte lijnen op een diepte van 40 km) is geslagen. De korstverdikking in het Tauern massief ('Tauern window') zou daar de oorzaak van kunnen zijn.

  

Dat er in de Conrad discontinuïteitszone sprake is (geweest) van waterrijk, vloeibaar magma heeft de diepteboring in Windischeschenbach (zuidoost Duitsland, vlak bij de Tjechische grens) aangetoond. Daar komt op een diepte van 9 km basalt voor. Ditzelfde basalt zit in de omgeving van Windischeschenbach in sedimenten van het Paleozoïcum en is dus vanaf een diepte van 9 km uitgevloeid. Zowel de boring bij Windischeschenbach als die op het Russchische schiereiland Kola (12,1 km diep) laten zien, dat met toenemende diepten de met pekelwater gevulde poriën in het gesteente groter worden en dat daardoor op 10 km diepte vrij stromend water voorkomt. Zowel de aanwezigheid van dit water als het basalt op zo'n 10 km diepte maken aannemelijk, dat we hier te maken hebben met sporen van een magma surge channel die in het Paleozoïcum actief was (S.Glaser, GeoBavaria. 600 Millionen Jahre Bayern, Bayerisches Geologisches Landesamt, 2004, p.14).

Deze injecties in het Paleozoïcum van magma, vanuit zones op zo'n 10 km diepte in de continentale bovenkorst, kom je tegen in alle zgn. Hercynische gebergten die aan het eind van het Carboon zijn gevormd, zoals de Vogezen, het Zwarte Woud, de Harz, het Ertsgebergte, het Centraal Massief, de Morvan, de Pyreneeën, de Iberische Massieven, het Catalaans Kustgebergte en het Boheems Massief. Wat aangeeft, dat in het Paleozoïcum onder vrijwel het hele west Europese continent zich surge channels bevonden van waaruit magma in de bovenliggende korst werd gestuwd.

Ook in de Alpen was dit het geval. Zo komen we in het Aare en Gotthard massief (maar ook in alle andere zogenaamde autochtone massieven van de Alpen, zie figuur 7.15 en hoofdstuk 14) enorme granietlichamen tegen, die in aan het eind van het Paleozoïcum in de vorm van magmabellen vanuit de Conraddiscontinuitietszone in de continentale bovenkorst, bestaande uit gneis, zijn geinjecteerd. Dat maakt onderstaande figuur duidelijk.

  Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.6. Opbouw van het Aare massief en het Gotthard massief. Vanuit de Conraddiscontinuiteitszone is vloeibaar magma (oranje) in deze stukken opgestuwde continentale bovenkorst gedrongen (violet = gneis; oranje = graniet).

In figuur 7.4. is te zien dat de beide massieven tijdens de Alpiene gebergtevorming in het Tertiair vanaf de Conrad discontinuïteitszone zijn opgestuwd en naar het noorden zijn omgeklapt.

 

D. Het beeld van stukken aardkorst die op magmalagen drijven en over elkaar heen zijn geschoven wordt even verderop in de doorsnede van figuur 7.4. bij de Insubrische linie bevestigd. Aan deze noordwest grens van de Zuid Alpiene microplaat bevindt zich een zone waarin mantelmateriaal, drijvend op (inmiddels gestold) magma van onder het Zuid Alpien is uitgestulp. Deze strook wordt de Ivreazone genoemd - zie de figuur hieronder. De gestolde magmalaag is afkomstig uit de Conraddiscontinuïteit die hier 20 km dik is (zie figuur 7.10). Door deze zachte zone van vloeibaar magma heeft de schub van het mantelmateriaal zich naar boven gewerkt en is daarbij tussen het Zuid Alpien en het Oost Alpien (in figuur 7.7. Austroalpine Domain genoemd) aan het oppervlak getreden. Tijdens dit omhoogkomen is de bovenkorst van het Zuid Alpien 90 graden omgeklapt - zie figuur 7.8. (S.Siegemund e.a., Exhumation and deformation history of the lower crustal section of the Valstrona di Omegna in de Ivrea Zone, southern Alps: in S.Siegemund e.a., 2008, Tectonic Aspects of the Alpine-Dinaride-Carpathian System, pp.45-68, Geological Society Special Publication 298).

ivrea zone Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.7. De Ivrea zone bestaat voor een groot deel uit gestold magma en mantelmateriaal (oranje = mafic complex = gabbro en basalt), dat ten noordwesten van de Zuid Alpiene micro-plaat (het gebied met zwarte stippen rechts rondom het Lago Maggiore) vanuit het inwendige van de aarde aan het oppervlak is getreden. Tijdens deze opwelling is de continentale bovenkorst van het Zuid Alpien (groen = gneiss) 90 graden omgeklapt.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.8. Profiel dat een schematische doorsnede geeft van de Ivrea zone en de gebieden die daar ten noordwesten en ten zuidoosten aan grenzen.  

In het zuidoosten zien we de Zuid Alpiene micro-plaat. De westelijke rand daarvan is naar boven gekruld (groen met streepjes). Ten westen daarvan is magma uit de Conraddiscontinuïteitszone, samen met een schub mantelmateriaal (oranje band), uitgestulpt. Dit is de Ivrea zone. Links daarvan ligt de Sesia zone. Het gaat hier om een deel van het Oost Alpien, dat, door de opwaartse beweging van de schub mantelmateriaal, in de Sesia zone is steilgesteld en vervolgens naar het noordwesten is omgeklapt en daarbij voor een groot deel uit elkaar is gevallen (bruine stippellijnen). Alleen het Dent Blanche dekblad is voor desintegratie bewaard gebleven (bruin rechthoekje links van de bruine stippellijnen). Dit stuk van het Oost Alpien 'drijft' op de zeebodem + bijbehorend sediment van het Piedmont bekken (licht blauw) dat over de in elkaar geperste en op elkaar gestapelde aardplaten van de Briancon hoogte (paars) is geschoven.

We zien dus, dat in het grensgebied tussen het Oost Alpien en Zuid Alpien een stuk mantelmateriaal, omgeven door magma uit de Conraddiscontinuïtszone, dagzoomt. Daarbij is niet alleen het Oost Alpien steilgesteld, maar werd ook de continentale korst van het Zuid Alpien in een hoek van 90 graden omgeklapt en daardoor binnenste buiten gekeerd.

 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.9. De drie schuin omhoog stekende lobben rechts in de doorsneden stellen delen van de Ivrea zone voor. In deze boogvormige zone is een lens mantelmateriaal (de lobben), dwars door de stroperige, magma houdende Conraddiscontinuïteitszone omhoog gekomen.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.10. Profiel van de aardkorst in het traject Grenoble - Torino. Het schuin gearceerde gebied, met P waarden tussen 5,8 en 6, stelt de Conraddiscontinuïteitszone voor. In deze vloeibare, magma houdende 'low velocity zone' is een lob van de mantel (de grijs gearceerde strook met P waarden van 7,4) opgestuwd. Dit opwellend mantelmateriaal is tussen het Oost Alpien en Zuid Alpien gedrongen. Daarbij fungeerde het magma uit de Conraddiscontinu‎ïteitszone als smeermiddel.

 

In figuur 7.9. zie je een aantal doorsneden door de westelijke en centrale Alpen. Die beginnen, rechts, in Italië en lopen dan in westelijke en noordelijke richting. De doorsneden geven tot een diepte van 60 km de waarden van de P golven onder dit deel van de Alpen weer. Zo zie je op 10 km diepte in alle profielen de Conraddiscontinuïteitszone met de P waarde van 5,5. Deze 'low velocity zone' loopt door tot 30 km diepte waar de P waarde oploopt tot 6,2. Wat verder opvalt zijn de lobben aan de rechterzijde van de drie onderste profielen, respectievelijk boven Cuneo, bij Torino en rechts van Ivrea. Deze lobben, met P waarden van 7 tot 8, vormen de kern van de Ivrea zone.

Figuur 7.10. maakt duidelijk dat het hier gaat om opgestuwd mantelmateriaal.

In figuur 7.11. is te zien, dat de Conraddiscontinuïteitszone is ontstaan door het binnendringen van magma, gassen en vloeistof uit asthenosfeer, waarbij de continentale onderkorst van de Europese continentrand delamineerde. Deze penetratie ging klaarblijkelijk gepaard met opstuwing van stukken zwaar mantelmateriaal.

Boven de Conraddiscontinuïteitsone resulteerde de magmastromen in het tegen en over elkaar heen schuiven van platen continentale bovenkorst, waarbij tussen de afzonderlijke micro-platen magma of zelfs, zoals in het geval van de Ivrea zone, stukken van het opgestuwde mantelmateriaal dagzoomden.

In hoofdstuk 9 wordt aangetoond, dat in Turkije (figuur 9.12) en op Cyprus (figuur 9.13) dezelfde situatie geldt als bij de Ivrea zone: micro-platen die over elkaar zijn geschoven, waarbij de onderliggende magmalaag, die hierbij als glijmiddel heeft gefunctioneerd, tussen de overlappende stukken bovenkorst is uitgestulpt.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.11. De dwarsdoorsnede van de aardkorst vanaf Noord Frankrijk via Zwitserland en Noord Italië naar de Middellandse Zee toont het binnendringen van mantelmateriaal, bestaande uit gassen, vloeistoffen, magma en half vloeibaar gesteente, vanuit de asthenosfeer (C) in de Conraddiscontinuïteitszone. Klaarblijkelijk zijn hierbij stukken mantelmateriaal mee omhoog gekomen.

De horizontale blauwe zone tussen 0 en 100 km stelt gedelamineerde continentale onderkorst van de Europese continentrand voor, terwijl A en B gedelamineerde en in de asthenosfeer afgezonken onderkorst van de Briancon hoogte (A) en het Dinarisch blok (B) aangeven

 

E. In de rechter doorsnede van figuur 7.9, die praktisch noord zuid loopt, zie je eveneens de laag met P waarden van 5,5. Deze laag loopt door tot onder de Rijnslenk, die ten noorden van Basel begint. In deze Rijnslenk, die 310 km lang  is en ongeveer 36 km breed, manifesteren zich ook duidelijk de gevolgen van de magmagolven in de Conraddiscontinuïteit.

In de Rijnslenk is de bovenkorst eerst door magmagolven in de zone met de lage P waarden opgeheven en uit elkaar getrokken (extention). Daarbij is een stuk aardkorst, de Rijnslenk, zo'n 1000 meter in de onderliggende magmalaag weggezakt. Door deze daling werd magma, vanuit de zone met lage P waarden, aan beide kanten van de Rijnslenk opgestuwd. Als gevolg daarvan kwam de bovenkorst ten oosten en ten westen van de Rijnslenk extra omhoog. Zo verrezen de Vogezen en het Zwarte Woud. Je zou dit mechanisme waterbed tektoniek kunnen noemen: een stuk korst zakt weg in de zone van de Conraddiscontinuiteit en genereert aan weerskanten van dit korstfragment tegenstromen van magma die de aangrenzende aardkorst opheffen.

Het magma onder de ingezakte Rijnslenk heeft zich op bepaalde plaatsen ook door de korst van de Rijnslenk geperst. Dat resulteerde in (Miocene = Midden Tertiaire) lavauitvloeiingen in de Rijnslenk. Die zijn in het landschap zichtbaar als de Kaiserstuhl.

De onstaansgeschiedenis van de Rijnslenk wordt in onderstaande figuren weergegeven.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.12. Oost-west doorsnede van het gebied van de huidige Rijnslenk in het Krijt. De aardlagen van het Mesozoïcum zijn over het hele profiel even dik. Dit geeft aan dat de Rijnslenk pas in het Tertiair is ontstaan.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.13. Aan het eind van het Krijt wordt de continentale bovenkorst door magma bewegingen in de Conraddiscontinuiteitszone uitgerekt. Een deel van de bovenkorst zakt in de Conraddiscontinuiteitszone. De hierdoor opgewekte tegenstromen van magma duwen de randen van de slenk omhoog, waardoor zgn. slenkschouders ontstaan. Ook dringt er magma door de korst van de slenk. 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

 w

Figuur 7.14. Door erosie van de omhoog gekomen randen van de slenk ontstaan de huidige Vogezen en het Zwarte Woud. Door vulkaanerupties in de Rijnslenk ontwikkelt zich een vulkanisch gebied dat de Kaiserstuhl wordt genoemd.

 

De volgende figuur laat zien, dat de Rijnslenk in het Mioceen (Midden Tertiair) nog een spectaculaire verstoring heeft ondergaan. Oorspronkelijk liep de Rijnslenk namelijk in zuidelijke richting door in de Bresse-Valence-Rhone slenk. Die twee depressies lagen in het verlengde van elkaar. Tijdens het ontstaan van de Alpen wordt de Europese continentale korst echter ver landinwaarts uit elkaar getrokken. Daardoor breekt de Bresse-Valence-Rhone slenk ter hoogte van het huidige Basel van de Rijnslenk af en wordt langs een transforme breuk ten zuiden van de Vogezen maar liefst 100 km naar het westen geschoven. Deze bijzondere verschuiving, diep landinwaarts, zegt allereerst iets over de ongekende explosiviteit waarmee de Alpen omhoog zijn gekomen. Een dergelijke grootschalige beweging, meer dan 150 km verwijderd van het noordelijk front van de Alpen, wijst erop, dat er bij de vorming van de Alpen sprake is geweest van een catastrofale gebeurtenis waarbij micro-platen zich met groot geweld in de Europese continentrand hebben geboord. Dat als gevolg daarvan ver landinwaarts een groot gedeelte van de Europese continentale bovenkorst over de genoemde formidabele afstand van 100 km naar het westen is geschoven, zonder daarbij te zijn verfrommeld of in elkaar geperst, is alleen mogelijk wanneer dit transport heeft plaatsgevonden boven een water, gas en magma houdende zachte laag, de Conraddiscontinuïteitszone, die als glijhorizont heeft gefunctioneerd.

In het Centraal Massief, dat ten westen ligt van de Bresse-Valence-Rhone slenk, is een deel van de zijwaarts verplaatste inhoud van deze 'magma surge channel' uitgestulpt en aan het oppervlak gekomen. Daarvan getuigen de Midden Tertiaire (Mioceen) tot Holocene vulkanen met bijbehorende hydrothermale bronnen in dit gebied. Markant is de constatering van de geoloog A. Geikie, dat 'de kegels, kraters en lavastromen (in het Centraal Massief).........er zo jong uitzien, dat men bijna zou veronderstellen dat ze slechts enkele geslachten geleden nog tot uitbarsting zijn gekomen' (I.Velikovsky, Aarde in beroering, 1974, p.159). Ook de geoloog D.W. Ager verbaast zich erover dat de vulkaankegels in het Centraal Massief, hoewel uit zachte assen opgebouwd, amper door erosie zijn aangetast. Wat bij hem de indruk wekt alsof 'volcanism only seems to have ceased yesterday' (D.W. Ager, The New Catastrophism, 1999, p.157-158). 'Some of the craters look so fresh that one almost expexts the rocks still to be warm' (D.W. Ager, The Nature of the Stratigraphical Record, 1993, p.137).

 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.15. De bruin gekleurde massieven stellen stukken van de Europese continentrand voor. Die liggen in een boogvorm. Ze zijn tijdens het ontstaan van de Alpen enkele kilometers omhoog gekomen en ongeveer 20 kilometer in de bovenkorst van het Europese vaste continent gedrukt. Als gevolg van deze compressie komt niet alleen het Jura gebergte tussen Genève en Zürich omhoog, ook glijdt, 150 km landinwaarts, de Europese continentale bovenkorst ten zuiden van de Vogezen en het Zwarte Woud, langs een transforme breuk over de water en magmahoudende Conraddiscontinuiteitszone 100 km naar het westen. Hierdoor wordt het Rijn-Bresse-Valence-Rhone slenksysteem uit elkaar getrokken.

 

F. Ook in de kustgebieden van Spanje en Afrika vinden we aan het aardoppervlak spectaculaire sporen van magmabewegingen onder de aardkorst. Het gaat hier dan om magmastormen die zich in dit westelijk deel van de huidige Middellandse Zee hebben afgespeeld, toen Italie vanaf Spanje naar het noordoosten werd gedreven. Dat laten de volgende figuren zien.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.16. Op de zuidoost kust van Spanje, aan de noordkant van Afrika en aan de oostkant van Italië zijn, vanaf de bodem van de Middellandse Zee, stukken van de zeebodem (ofiolieten) plus zeebodemsedimenten geschoven. Dit betekent, dat de zeebodem (daterend uit de periode Trias- Krijt) tussen Spanje, Afrika en Italië door opstuwend magma koepelvormig moet zijn opgeheven. Als gevolg daarvan gleden fragmenten van de zeebodem + bijbehorend zeebodemsediment over de randen van de aangrenzende landmassa's. De pijlen met nummers 3, 4, 5, 6 stellen verschillende vormen van 'gravity sliding' van zeebodems en zeebodemsediment voor; nummer 1 geeft verschillende zoutbassins aan en nummer 2 gebergten.

 

Uit bovenstaande figuur valt af te leiden dat door opwellend magma de zeebodem eerst omhoog is gekomen. Volgens sommige onderzoekers zou het hier gaan om een stijging van maar liefst 3000 meter. Vervolgens zijn door 'gravity sliding' delen van de opgeheven zeebodem op de randen van Spanje en Noord Afrika gedeponeerd. Dat brengen de figuren hieronder in beeld. 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.17. Schematische voorstelling hoe opwellend magma tussen Spanje en Marokko de zeebodem koepelvormig opheft, waarna de  zeesedimenten plus hun onderliggende korst op de kusten van Spanje en Afrika glijden.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.18. Boven: Dwarsdoorsnede vanaf Spanje (rechts) door de Middellandse Zee naar Marokko. Goed zichtbaar zijn de ophopingen van zeebodems en zeesedimenten op de kusten van beide landen.

In onderstaande dwarsdoorsnede zien we dat de onderkorst van Zuid Spanje en Noord Morokko is gedelamineerd - zie ook figuur 7.22. De oorzaak hiervan wordt in de figuren 7.23 en 7.24 besproken. Door de delaminatie welt mantelmateriaal (magma, gassen, vloeistoffen, half vloeibaar gesteente) uit de asthenosfeer op. Als gevolg daarvan worden zeebodems + bijbehorende sedimenten op de kust van Zuid Spanje en Noord Marokko geschoven.

Onderstaande kaart van Zuid Spanje en Noord Marokko geeft aan, dat deze tektonische bewegingen gepaard gingen met verschillende soorten vulkanisme: 

CA = Kalk Alkalisch vulkanisme; KCA - Kalium + Kalk Alkalisch vulkanisme; SH = shoshoniet; UP = Ultra Kalium vulkanisme.

(BT = Betics frontal thrusts; MT= Moroccan frontal thrusts; BD = Betics Detachment; MD= Moroccan Detachment).

Klik op de afbeelding om te vergroten.

 

G. Diep in de aarde vind je de sporen van de magmabewegingen onder de Middellandse Zee. Dat maakt onderstaande figuur duidelijk. Je ziet, dat op 50 km diepte er zich heet mantelmateriaal bevindt onder het grootste deel van Spanje en tussen Spanje en Italië. Dat wordt door de rode kleur aangegeven. Ook kom je dit hete mantelmateriaal vlak onder de bovenkorst tegen in een strook die loopt vanaf Iran, via Turkije en Griekenland tot aan de Alpen. Het zijn deze rode gebieden, waar de opbouw van de aardkorst in het verleden fundamenteel is verstoord. Dat komt, omdat in het verleden op er deze lokaties, door opwellend magma, gassen en pekels uit de asthenosfeer, magmastormen hebben gewoed.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.19. In de rode gebieden bevindt zich relatief dicht onder de vaste korst heet mantelmateriaal bestaande uit gassen, vloeistoffen, magma en half vloeibaar gesteente. De zone met heet, half tot geheel vloeibaar mantelmateriaal onder Spanje en het westelijk deel van de Middellandse Zee loopt door onder de Rhone slenk en de Rijnslenk. Magmagolven in deze zone hebben hier de continentale korst uit elkaar getrokken.

 

H. Hieronder zie je een dwarsdoorsnede door de aardkorst. Die volgt het traject van Zuid Spanje tot aan de Zwarte Zee. Zie de zwarte lijn in het kaartje onder de dwarsdoorsnede.

De rode bellen in de figuur geven de plaatsen aan, waar magmastormen actief zijn geweest. Deze rode hete bellen van half tot geheel vloeibaar gesteente zijn 'smoking guns', overblijfselen van de magmastormen.

De meest linker rode bel zit onder Spanje; boven de vierde bel van links ligt Italië. De meest rechter rode bel bevindt zich onder het Pannoons bekken (Hongarije).

De rode bellen, bestaande uit gasse, vloeistoffen, magma en half vloeibaar gesteente, zijn vanuit de asthenosfeer omhoog gekomen. Ze nemen de plaats in van stukken continentale onderkorst of stukken oude oceaanbodems. Die zijn in de asthenosfeer afgezonken en bevinden zich nu op 200 tot 600 kilometer diepte. Dat zijn de blauwe vlekken onder de rode bellen.

Merk op: in het rechter deel van de doorsnede zie je een stuk van de ongestoorde Europse continentrand. Dat is de blauwe zone helemaal rechts. Vergelijk hiermee de situatie onder Spanje, het westen van de Middellandse Zee tot aan Italië en onder het Pannoons bekken. Dan blijkt duidelijk, dat de rode bellen met heet, vloeibaar mantelmateriaal in deze gebieden zich vlak onder de korst bevinden. Wat aangeeft hoe dun de vaste aardkorst in deze gebieden is.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.20. Dwarsdoorsnede door de aardkorst langs het traject van Zuid Spanje tot aan de Zwarte Zee. Zie figuur 7.21. De rode bellen geven heet, gedeeltelijk tot geheel vloeibaar mantelmateriaal weer, dat uit de asthenosfeer omhoog is gekomen. In deze gebieden zijn in het verleden magmastormen actief geweest. De blauwe oppervlakten stellen stukken aardkorst voor. In het midden van de figuur is de afgezonken onderkorst van het Iberisch schiereiland en van het Pannoons bekken zichtbaar. Ook zijn stukken afgezonken zeebodem van de Tethys oceaan te zien. De dunne blauwe band links stelt de bodem van de Atlantische Oceaan voor. Naar rechts toe gaat die over in de Spaanse continentale korst. Helemaal rechts bevindt zich de korst van het vaste Euro-aziatische continent.

 

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.21. Het traject vanaf de Atlantische Oceaan via Spanje en Italië tot aan de Zwarte Zee waarvan in figuur 7.20. een dwarsdoorsnede door de aardkorst is weergegeven.

 

I. De figuur hieronder brengt in beeld, hoe een groot deel van de onderkorst van Spanje in de asthenosfeer is weggezakt. Deze afzinking is het resulaat van de New England Impact ten westen van Noord Afrika. De opwelling van de hete rode bellen van heet, gedeeltelijk tot geheel vloeibaar mantelmateriaal uit de asthenosfeer (zie figuur 7.20.) kan als tegenstroom voor deze afgezonken Spaanse onderkorst worden gezien. Dit opwellende, magma, gas en vloeistoffen houdend materiaal uit de asthenosfeer genereerde de magmagolven waardoor de micro-platen werden verplaatst.

onderkorst spanje Klik op de afbeelding om te vergroten.

   Klik op de afbeelding om te vergroten.

 

Figuur 7.22. Boven: schematische weergave van het afzinken van de gedelamineerde onderkorst van het Iberisch schiereiland. Deze 'collapse' genereerde als tegenstroom uit de asthenosfeer explosief opwellende stromen van gassen, water, magma en half vloeibaar gesteente. Het zijn deze magmastormen geweest die de micro-platen aan de oostkant van Spanje en Frankrijk in beweging brachten en hen, als kruiend ijs, aan de zuidrand van het Europese continent over en langs elkaar heen deed schuiven (zie hoofdstuk 6).

Onder: Tomografische scan tot een diepte van 1000 km onder het westelijk Middellandse Zee gebied. De kaart geeft de lokatie van de doorsnede aan. De verticale blauwe strook stelt de afgezonken gedelamineerde onderkorst van het Iberisch schiereiland voor. De rode bellen duiden opstijgende stromen mantelmateriaal (gassen, vloeistoffen, magma, half vloeibaar gesteente) aan (Spakman, W., R.Wortel, 2004, A tomographic view on western Mediterranean geodynamics, in: The Transmed Atlas. The Mediterranean region from crust to mantle, Springer, Berlin Heidelberg, pp.31-52).

 

J. De volgende twee figuren brengen in beeld dat vanaf de Azoren hotspot (= hoofdlokatie New England impact) een brede corridor van opwellend magma via de straat van Gibraltar de Middellandse Zee binnen is gedrongen - zie hiervoor ook figuur 7.16 en 7.17. Aardbevingen (de oranje stippen in de tweede figuur) markeren de ligging van deze 'magma surge channel'. 

De opwellende stromen van gassen, vloeistoffen, magma en half vloeibaar gesteente hebben in deze zone bijgedragen aan de delaminatie van de kontinentale onderkorst van Zuid Spanje en Noord Marokko - zie figuren 7.18 en 7.22.

 

        Klik op de afbeelding om te vergroten.

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.23. In de bovenste figuur geeft de rood gearceerde strook vanaf de Azoren naar de Middellandse Zee de ligging aan van een 'magma surge channel' - een corridor waardoor een opwellende magmavloedgolf zich oostwaarts heeft verplaatst. De lijn van aardbevingshaarden (oranje stippen) in de tweede figuur verraadt, dat dit magma kanaal helemaal langs de noordrand van Afrika doorloopt tot aan de laars van Sicilië.

 

K. De volgende figuur laat zien, dat ook vanuit een hotspot bij de Canarische eilanden (= tweede inslaglokatie van de New England impactor - we hebben dus te maken met een dubbele inslag) een 'magma surge channel', onder de continentale bovenkorst van noordwest Afrika, doorloopt tot in de Middellandse Zee. Rechtsonder wordt uitgebeeld, hoe deze magmagolf tot de afzinking van de gedelamineerde onderkorst van het Iberisch schiereiland heeft bijgedragen - zie hiervoor ook figuren 7.22 en 7.18. 

De kaart onder figuur 7.24 en de toelichting bij figuur 7.24 maken duidelijk, dat de magmagolven in deze 'surge channel' de 'smoking gun' zijn van een aantal Tertiaire geologische verschijnselen die ogenschijnlijk los van elkaar staan: de slenkvorming dwars door Europa, het omhoog komen van de Alpen, het intraplaat vulkanisme in West en Midden Europa en de zoutvorming in het Westelijk deel van de Middellandse Zee aan het eind van het Mioceen.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.24. Vanuit een impact/hotspot lokatie bij de Canarische eilanden stroomt in het Tertiair opwellend magma in een 'surge channel' onder de continentale bovenkorst van noordwest Afrika het Middellandse Zee bekken in (S.Duggen e.a., Flow of Canary mantle plume material through subcontinental lithospheric corridor beneath Africa tot the Mediterranean, Geology 2009, 37 (3), pp.283-286). 

Onderstaande kaart (uit W.Gibbons, T.Moreno ed., The Geology of Spain, the Geological Society London, 2002, p.436) laat zien, dat deze magma vloedgolf verantwoordelijk is voor het ontstaan van een mega breukzone die dwars door Europa loopt (TMWMEFZ = Trans Moroccan, Western Mediterrenean, European Fault Zone). Niet alleen verklaart de magmastroming in deze breukzone het ontstaan van het Rhone-Bresse-Rijn slenksysteem (zie figuren 7.12 - 7.15) en het Tertiaire vulkanisme in Europe (de zwarte cirkels in onderstaande afbeelding), ook heeft deze magma beweging geresulteerd in de westwaartse verplaatsing van Spanje (langs een oost west lopende transforme breuk in de Pyreneeën) en bijgedragen (op directe wijze, maar ook indirect, zie figuur 7.22) aan de noordoostwaartse draaibeweging van de continentale microplaat Corisca-Sardinië-Italië (rode pijl in de figuur), die uitmondde in het omhoog komen van de Alpen (zie figuren 6.7 en 6.12).

Bovendien hangen met de magma stromingen in deze surge channel het vrijkomen van geweldige hoeveelheden zouten aan het eind van het Mioceen in het westelijke Middellandse Zee bekken samen. Dit heeft geleid tot wat wel de Messian Salinity Crisis wordt genoemd - zie hoofdstuk 19. 

Kortom: deze voorstelling van een magma surge channel vanaf de Canarische eilanden (en de Azoren) verklaart in één keer op een samenhangende manier een aantal klassieke problemen in de Europese geologie.

(WMEB = Western Mediterranean-European Block; NEVP= Nord East Volcanic Province; CVP= CalatravaVolcanic Province; SEVP= South East Volcanic Province; GVVP= Gulf of Valencia Volcanic Province)

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

 

L. In de volgende figuur gaan we nog een keer terug naar de Alpen. Een noord zuid doorsnede geeft een beeld van de seismische opbouw van de aardkorst onder dit gebergte. In de gedeelten van de grafiek linksboven en rechtsonder zijn aanwijzingen voor de aanwezigheid van 'surge channels' met vloeibaar magma en superkritische vloeistoffen.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.25. Noord zuid profiel van seismische metingen in de aardkorst onder de Alpen. In het zuidelijk, linker deel zijn de seismische waarden lager. Onder het Oost Alpien (Eastern Alps) lopen de lijnen op een diepte van 4 tot 20 km schuin omhoog. Dit wijst er op dat in deze zone magma en superkritische vloeistoffen vanuit de asthenosfeer in een netwerk van 'surge channels' door de korst omhoog zijn gekomen. Daardoor zijn stukken continentale bovenkorst opgestuwd. De groene lob tussen 10 en 4 km bestaat uit een stuk van de vaste Europese continentrand dat door het noordwaarts oprukkende Oost Alpien is 'overreden' en naar beneden is gedrukt. De in zuidelijke richting stijl wegduikende lijnen op een diepte van 30 tot 40 km rechtsonder duiden een zone aan waarin zware stukken continentale onderkorst (eclogiet) in de aardmantel zijn weggezakt. Merk op dat in het profiel nergens sporen van subductie van stukken oceanische korst te vinden zijn.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.26. Onder de Alpen (tussen 100 en 200 km) komen op grotere diepte (> 15 km) geen aardbevingen voor. Dit bijzondere gegeven wijst er op, dat de stukken continentale bovenkorst die hier diep in de aarde over elkaar heen geschoven zijn (zie figuur 7.4) liggen ingebed in zachte lagen met vloeistoffen en magma op een manier zoals hieronder in figuur 7.27. wordt afgebeeld.

 

Ter vergelijking wordt hieronder een profiel afgebeeld dat overeenkomsten vertoont met figuur 7.25. Het gaat om een doorsnede van de aardkorst onder de gebergten van Oost Siberië en Mongolië. (Y.A. Zorin e.a., Low seismic velocity layers in the Earth's crust beneath Eastern Siberia (Russia) and Central Mongoloia, Tectonophysics, 359 (2002), p.325). In deze figuur stellen de zwarte lijnen met romeinse cijfers 'low velocity layers' voor. Die zouden oorspronkelijk zijn gevuld met water en magma. Deze 'surge channels' hebben als glijhorizonten gefunctioneerd, waarlangs stukken continentale korst tijdens de gebergtevorming naar boven of juist naar beneden zijn geschoven. Daarbij valt een patroon (aangegeven door de paarse pijlen) te ontdekken dat in grote lijnen overeenkomt met dat van figuur 7.25. Hetgeen suggereert, dat in de laatst genoemde figuur soortgelijk netwerken van 'surge channels' en glijhorizonten actief zijn als in figuur 7.27.

 

Klik op de afbeelding om te vergroten.

Figuur 7.27. Profiel van de aardkorst in Oost Siberië en Mongolië. De (schuin oplopende) lijnen met romeinse cijfers stellen 'low velocity' lagen voor. Aan de linker en rechter kant van de figuur liggen deze zachte lagen min of meer horizontaal op ongeveer 10 km en 40 km diepte. In het middenstuk (tussen 200 en 600 km) is het verloop van de 'low velocity' lagen verstoord. Ze lopen schuin en snijden elkaar. Deze zachte lagen hebben als 'surge channels' en glijhorizonten gefunctioneerd waarlangs stukken continentale bovenkorst zijn opgestuwd en fragmenten van de continentale onderkorst naar beneden zijn weggeduwd.

 

Het volgende hoofdstuk gaat over de magmabewegingen onder het Pannoons bekken (Hongarije). Daarop volgt een hoofdstuk over de geotektoniek van de Turkse en Grieks Albanese microplaat.

Deze hoofdstukken monden uit in een model dat beschrijft, hoe kosmische impacts de bewegingen van micro-platen in het Middellandse Zee gebied hebben bepaald. Dit model wordt in hoofdstuk 10 gepresenteerd. Vanuit dit model worden de details van de geologische opbouw van de Alpen in hoofdstuk 12 t/m 18 beschreven en verklaard.

Ben je alleen geïnteresseerd in de geologie van de Alpen dan zou je eerst hoofdstuk 10 kunnen lezen en daarna met hoofdstuk 12 verder kunnen gaan.