Lithosfeer

Sterktemodel voor oceanische lithosfeer De oceanische lithosfeer bevat in tegenstelling tot de continentale lithosfeer vrijwel geen kwarts en heeft daarmee een duidelijk andere samenstelling.

Omdat de Aarde niet groter of kleiner wordt, zou je kunnen stellen dat de hoeveelheid nieuw gevormde lithosfeer gelijk zal moeten zijn aan de lithosfeer die verdwijnt in de subductie-zones.

Wordt een bepaald deel van de lithosfeer opgewarmd dan zal ze uitzetten en zal de lithosfeer omhoog bewegen om het isostatisch evenwicht te herstellen.

Het is de vorming van oceanische lithosfeer aan de ene kant en dan met name subductie van oceanische lithosfeer aan de andere kant dat verantwoordelijk is voor een groot gedeelte van deze mantelconvectie.

Niettemin kan een stuk continentale lithosfeer dan al een heel eind de mantel in zijn getrokken en zich inmiddels deels/tijdelijk onder een stuk tegenoverliggende oceanische lithosfeer bevinden.

Op het grensvlak van een diepzeetrog, daar waar de oceanische lithosfeer onder de continentale lithosfeer duikt, ontstaat namelijk een zgn. accretiewig.

Ten gevolge van de stollingsgesteentencyclus op onze planeet is er in de loop van de geologische geschiedenis een vrij strikte scheiding ontstaan tussen oceanische lithosfeer enerzijds en continentale lithosfeer anderzijds.

De beschrijving van het stromingsgedrag van de gesteenten waaruit de lithosfeer is opgebouwd, wordt ook wel aangeduid als reologie van de lithosfeer.

Dit zorgt ervoor dat de oceanische lithosfeer voortdurend gerecycled wordt, zodat de meeste oceanische lithosfeer niet ouder is dan 100 miljoen jaar (op geologische tijdschaal gezien relatief jong).

Sommige platen bestaan uit continentale lithosfeer, sommige bestaan uit oceanische lithosfeer en er zijn platen die bestaan uit beide.

Dat suggereert dat het bovenste harde en starre deel van de mantel (de lithosfeer) zo’n vijfhonderd kilometer dik is, aangezien seismische golven sneller reizen door massief dan door stroperig gesteente.

De platen in de lithosfeer worden door deze stromingen meegevoerd en bewegen ten opzichte van elkaar.

Andere planeten of manen zijn beperkt tot alleen een lithosfeer of soms ook een atmosfeer.

De diepte van de onderkant van de lithosfeer wordt (wanneer er geen andere krachten werken) bepaald door het isostatisch evenwicht.

Het gevolg is dat oudere oceanische lithosfeer veel zwaarder is dan jonge, na gemiddeld 100 miljoen jaar zelfs dichter dan de asthenosfeer.

Het relatief hoge soortelijk gewicht van de relatief koele stukken lithosfeer die in de mantel zinken houdt de convectiestroming in stand.

In beide situaties vormt onder in de lithosfeer magma doordat het hete mantelgesteente omhoog komt, zodat de druk vermindert.

Subductie vindt meestal niet plaats bij continentale lithosfeer.

Uit de lithosfeer worden geen significante hoeveelheden koolstof teruggegeven aan de biologische koolstofcyclus.

Anderzijds, omdat de tektonische spanningen zich deels doen gelden als een concave spanning binnen de oceanische lithosfeer (1).