Platentektoniek, plaattektoniek of schollentektoniek is de wetenschappelijke theorie die de geografische ligging van continenten, oceanen, gebergten en andere structuren aan het aardoppervlak verklaart, alsook de geologische structuren in de aardkorst, en de plekken waar aardbevingen en vulkanisme voorkomen. Volgens deze theorie is de lithosfeer, de buitenste, gemiddeld 100 km dikke gesteentelaag van de Aarde, verdeeld in tektonische platen of schollen. Deze aardplaten bewegen onafhankelijk van elkaar langs het aardoppervlak, door "stromingen" in de onderliggende asthenosfeer. Hoewel de asthenosfeer niet vloeibaar is, heeft ze een relatief lage schuifsterkte, waardoor ze, gemeten aan de geologische tijdschaal, als een langzaam stromende stroperige vloeistof kan worden opgevat.Fowler 1990, p. 4
Er zijn op Aarde, afhankelijk van hoe ze zijn gedefinieerd, zeven of acht grote, en een groot aantal kleinere platen. De aardplaten bewegen ten opzichte van elkaar met enkele centimeters per jaar. Sinds de jaren 1990 kan deze verschuiving, dankzij geodetische metingen met satellieten en VLBI, daadwerkelijk gemeten worden. Er zijn drie typen grenzen: convergente, waar platen naar elkaar toe bewegen, divergente, waar platen van elkaar af bewegen, en transforme, waar platen langs elkaar bewegen.Fowler 1990, p. 5; Stanley 1999, p. 232-233; Tarbuck & Lutgens 1999, p. 22-23 Bij een divergente plaatgrens wordt door stolling van magma nieuwe lithosfeer gevormd, dit proces wordt oceanische spreiding genoemd. Bij een convergente plaatgrens zal een van beide platen onder de andere schuiven (subductie). Vanwege zijn lage dichtheid, zal een continentale korst in de praktijk niet goed subduceren. Meestal bestaat de subducerende plaat daarom uit oceanische korst. Als twee continenten naar elkaar toe bewegen zal geen van beide platen subduceren, er zal dan gebergtevorming optreden. Omdat de beweging in de lithosfeer geconcentreerd is langs deze grenzen, vinden hier aardbevingen, vulkanisme en de vorming van gebergten en oceanische troggen plaats.
De theorie van de platentektoniek werd ontwikkeld in de jaren 60 van de twintigste eeuw, als opvolger voor de hypothese van continentverschuivingen van Alfred Wegener. Anders dan Wegeners hypothese, raakte het concept van de platentektoniek al snel algemeen aanvaard in de wetenschappelijke gemeenschap.
thumb|Belangrijkste verschijnselen van platentektoniek thumb|Aardbevingen vinden vooral plaats langs plaatranden thumb|De randen van de tektonische platen op Aarde
Geologie en biologie in het licht van de platentektoniek Uit de opdeling van de lithosfeer in tektonische platen volgt dat bewegingen in de aardkorst geconcentreerd zijn in de zones waar de platen aan elkaar grenzen. Volgens de theorie zullen langs de plaatgrenzen veel seismische (aardbevingen) en tektonische (vorming van geologische structuren, gebergtevorming) activiteit en vulkanisme plaatsvinden, terwijl er midden in de platen nauwelijks sprake van geologische activiteit kan zijn.
Dat klopt redelijk met de werkelijkheid. De meeste geologische activiteit vindt inderdaad langs de plaatgrenzen plaats.Fowler 1990, p. 5-7; Tarbuck & Lutgens 1999, p. 22 De theorie is minder geschikt voor het verklaren van vulkanisme en tektoniek midden in de platen. Om deze verschijnselen te verklaren wordt bijvoorbeeld de ligging van hotspots gebruikt.
Platentektoniek voorspelt ook dat bewegingen in de aardkorst zowel horizontaal als verticaal kunnen zijn. Ook dit klopt goed met de werkelijkheid. De geologische structuur van veel gebergten bestaat uit over elkaar geschoven dekbladen, stukken korst die vaak honderden kilometers horizontaal verschoven zijn. Veel gebergten hebben een asymmetrische structuur, platentektoniek verklaart dit als een gevolg van de gestopte subductie van een van beide platen.
Continentale korst gedraagt zich anders dan oceanische korst. Een continent zal niet snel subduceren (het is lichter en dikker dan de oceanische korst), zodat we vandaag de dag op de continenten gesteenten kunnen aantreffen die enkele miljarden jaren oud zijn. Oceanische korst die ouder is dan 180 miljoen jaar (Ma) komt daarentegen nauwelijks voor. Oceanische korst heeft dankzij het subductieproces een beperkte levensduur. Platentektoniek is een goede verklaring voor de ouderdom van de oceanische korst.
Het bewegen van de continenten verklaart niet alleen waarom fossiele soorten soms aan twee kanten van een oceaan voorkomen, maar ook de tegenwoordige (biogeografische) verdeling van soorten. Soorten op verschillende continenten hebben soms gemeenschappelijke voorouders, dit kan verklaard worden uit allopatrische soortvorming en met het uit elkaar bewegen van de continenten.Moss & Wilson 1998
thumb|De ouderdom van de oceanische lithosfeer: rood is jong, blauw is oud. De ouderdom neemt toe naarmate men zich verder van de mid-oceanische ruggen verwijdert.Mueller et al 1993
Divergente plaatbeweging
Waar twee platen uit elkaar bewegen, beweegt de asthenosfeer omhoog en wordt door plutonisme en vulkanisme nieuwe (oceanische) lithosfeer aangemaakt. De meeste divergente plaatgrenzen zijn mid-oceanische ruggen, maar ook intercontinentale riften zijn divergente plaatgrenzen.
Mid-oceanische ruggen
Waar oceanische lithosfeer uit elkaar beweegt, komt de asthenosfeer omhoog. Bij deze stroming omhoog valt de (lithostatische) druk weg waardoor de asthenosfeer partieel smelt. Het magma stolt in de onderkorst in grote magmakamers, waarbij dieptegesteente (gabbro) gevormd wordt. Het beweegt verder omhoog in gangen (waar het magma stolt als doleriet), om aan het oppervlak als kussenlava (stolt als basalt) over de oceaanbodem uit te vloeien. Door het stollen van het magma wordt nieuwe oceanische lithosfeer gevormd. In het gebied rond de plaatgrens is de warmtestroom uit de Aarde zeer groot, waardoor de korst licht is en omhoog komt. De op die manier ontstane "gebergten onder water" zijn de mid-oceanische ruggen. Ze vormen de langste aaneengesloten gebergten op Aarde (opgeteld is hun gezamenlijke lengte 70.000 km).Tarbuck & Lutgens 1999, p. 486
Door de interactie tussen hydrothermaal water en magma komen op de mid-oceanische ruggen behalve vulkanen ook hydrothermale bronnen voor, waar zeer heet water de oceaan in spuit, zogenaamde black smokers.
thumb|Schematische voorstelling van de ontwikkeling van een riftzone tot een nieuwe oceaan. Bruin is continentale lithosfeer; grijs oceanische lithosfeer; geel is sediment; oranje de asthenosfeer.
Intracontinentale riftzones
Als de aardkorst onder een continent uit elkaar beweegt, gaat dit gepaard met extensietektoniek, die zich uit in geologische structuren als afschuivingen, horsten en slenken. Het resultaat is een langwerpige rift, die een grote depressie in het landschap vormt.Stanley 1999, p. 234-235 Een duidelijk voorbeeld is de Grote of Oost-Afrikaanse Slenk in Oost-Afrika. Omdat de lithosfeer in zo’n situatie steeds dunner wordt komt de warme asthenosfeer omhoog. Door partieel smelten ontstaat magma, dat omhoog beweegt en mafisch vulkanisme veroorzaakt aan het aardoppervlak. De warmte zorgt er echter ook voor dat de beide flanken van de rift (de zogenaamde riftschouders) omhoog bewegen. Dit zijn gebieden waar oudere geologische lagen aan de oppervlakte komen. Zo zijn de middelgebergten van de Vogezen en het Zwarte Woud ontstaan door tektonische opheffing aan de rand van de Boven-Rijnslenk. In zulke gebieden komen vaak de metamorfe en dieptegesteenten uit de onderkorst (samen wel de kristallijne sokkel genoemd) aan het oppervlak.
Wanneer de lithosfeer onder de riftzone uit elkaar blijft bewegen, zal uiteindelijk nieuwe oceanische lithosfeer aangemaakt worden en geleidelijk een smal oceanisch bekken ontstaan, dat steeds breder groeit.Tarbuck & Lutgens 1999, p. 488 De Rode Zee wordt bijvoorbeeld als een oceaan in zijn beginstadium beschouwd. Het kan echter ook zijn dat een rift na een tijd stopt met groeien,Stanley 1999, p. 235 een voorbeeld van zo’n failed rift is het Noordzeebekken, dat in het Jura en Krijt gevormd werd. Reconstructies van de riftzone die later uitgroeide tot de Atlantische Oceaan laten zien dat de rift zich niet als een langgerekte lijn ontwikkelde, maar op vele plekken vertakte (op deze plekken, zogenaamde triple junctions, komen drie divergente plaatgrenzen samen).Burke & Wilson 1976 Een van de twee vertakkingen zou uiteindelijk tot een oceaan ontwikkelen, de ander zou na verloop van tijd inactief worden. Een soortgelijke triple junction tussen drie relatief nieuwe riftzones is de Afar-driehoek in de Hoorn van Afrika, waar de Rode Zee, de Oost-Afrikaanse Slenk en de Golf van Aden samenkomen.
Convergente plaatbeweging
Als twee platen naar elkaar toe bewegen zal één plaat onder de andere bewegen. Als die plaat uit oceanische lithosfeer bestaat, kan die door zijn hoge dichtheid de diepte in zinken. Bij de subductiezone vormt zich een trog in de oceaanbodem, waarnaast een accretiewig vormt van de subducerende plaat "afgeschraapte" stukken korst en sedimentTarbuck & Lutgens 1999, p. 490 (dit wordt tektonische mélange genoemd). Langs de subductiezone schuiven de platen over elkaar. Eén plaat beweegt de mantel in; ze subduceert door de asthenosfeer. De dieptezone waar de subductiebeweging aardbevingen veroorzaakt wordt de Wadati-Benioffzone genoemd.
thumb|Continentale collisie. 1 - continentale korst; 2 - lithosferische mantel; 3 - asthenosfeer; 4 - voormalige oceanische korst; 5 - gebergte, voorland; 6 - hinterland.
Collisietype
Een tektonische plaat kan zowel continentale als oceanische lithosfeer bevatten. Als het oceanische gedeelte onder een continent subduceert, zal het continentale gedeelte langzaam naar dat continent bewegen. Dit betekent dat de twee continenten uiteindelijk met elkaar in botsing (continentale collisie) komen. Continentale lithosfeer is echter te dik en licht om gemakkelijk te kunnen subduceren, zodat er korstverdikking door gebergtevorming optreedt, waarna de convergente beweging van de twee platen uiteindelijk zal stoppen.
Gebergtevorming vindt plaats door overschuivingstektoniek, waarbij stukken van de korst (zogenaamde dekbladen) over elkaar schuiven. De stagnerende subductie zorgt ervoor dat een mengeling van stukken van de onderste gedeelten van de korst, tektonische mélange en stukken van de vroeger tussen de twee continenten gelegen oceanische korst (ofiolieten) als dekbladen weer naar boven bewegen (obductie). Door de grote diepte zijn deze gesteenten hooggradig metamorf en door partieel smelten vaak geïntrudeerd door felsische magma (graniet). Dit geheel vormt de kern van het gebergte. Door de druk die vooral op de bovenkant van de omlaaghellende subducerende plaat heerst, ontstaan in de sedimentair gesteente die zich aan de bovenkant van deze plaat bevinden grote overschuivingen en plooiingen. Deze uit sedimentair gesteente bestaande dekbladen bewegen zich over een grote listrische breuk in de richting van het voorland en vormen de flanken van het gebergte. Het geheel wordt wel een fold and thrust belt genoemd.
Niet alle fold and thrust belts hebben dezelfde structuur en opbouw, omdat de bewegingsrichting van de platen niet altijd alleen convergent was. De plaatbeweging kan tegelijkertijd een grote zijschuivingscomponent hebben gehad, of in een vroeg stadium van gebergtevorming gestopt zijn. Voorbeelden van gebergten die ontstonden onder een ongeveer convergente beweging zijn de Alpen of de Himalaya.
thumb|Subductie van een oceanische onder een continentale plaat. 1 - oceanische korst; 2 - lithosferische mantel; 3 - asthenosfeer; 4 - continentale korst; 5 - gebergtevorming en vulkaanboog; 6 - oceanische trog.
Andes- of cordilleratype