Sessie 1 Inleiding plaattektoniek

Sessie 1 Inleiding plaattektoniek
Aarde is dynamisch
“The summit of Mount Everest is made of marine limestone”, zo ongeveer drukt de Amerikaanse schrijver John
McPhee in een paar woorden uit dat de Aarde een dynamisch systeem is. Het gesteente dat nu de hoogste
bergtop op Aarde vormt, is ontstaan uit sediment dat zich verzamelde op de bodem van een lang verdwenen zee
en bevat fossiele resten van de dieren die leefden in het water. De korst van onze planeet is volop in beweging,
continenten verschuiven, oceanen worden breder of verdwijnen juist langzaam en gebergten kunnen groeien en
weer worden afgebroken. De reden dat we de Aarde onder onze voeten vaak beschouwen als “vast” is dat deze
horizontale en vertikale bewegingen zich afspelen op een tijdschaal van miljoenen jaren. We worden aan het
dynamische karakter van de planeet herinnert alleen wanneer zo´n langzaam voortschrijdend proces zich uit in
een plotseling gebeurtenis: de uitbarsting van een vulkaan of een aardbeving, bijvoorbeeld.
Opbouw van de Aarde
De planeet Aarde is geen homogene bol. Van binnen naar buiten kunnen we de Aarde opdelen in een binnen- en
buitenkern, daaromheen een dikke mantel en – als relatief dunne buitenste laag – de aardkorst. De aardkorst
vormt samen met het koude bovenste deel van de mantel de zogenaamde lithosfeer. Deze ongeveer 100 km dikke
laag vormt de “platen” uit de plaattektoniek.
Tektonische platen
De lithosfeer is opgedeeld in een twaalftal platen. Sommige platen vormen volledig de bodem van een oceaan,
ander platen dragen deels een oceaan en deels een continent. De samenstelling en dikte van de oceanische en
continentale lithosfeer zijn verschillend.
Drie hoofdtypen van plaatgrenzen
Er blijken in hoofdzaak drie manieren te zijn waarop platen met elkaar in contact kunnen staan. In het midden
van enkele oceanen vinden we de zogenaamde oceanische spreidingsruggen. Bij deze onderzeese bergruggen
bewegen twee platen uit elkaar en groeien ze aan doordat vanuit de mantel magma opstijgt en afkoelt. Als er
plekken zijn op Aarde waar nieuwe lithosfeer ontstaat en je weet dat de diameter van de planeet niet verandert
dan moeten er ook plaatsen zijn waar de lithosfeer weer verdwijnt. Dit gebeurt daar waar twee platen naar elkaar
toe bewegen en één van hen – vaak een relatief zware oceanische plaat – onder de ander duikt. Dit proces heet
subductie. Bij het derde type plaatgrens komt en niets bij en gaat er niets af maar bewegen twee platen precies
langs elkaar heen: de zogenaamde transformbreuk.
Een beroemd (of moeten we zeggen: berucht?) voorbeeld van een transformbreuk op land is de San
Andreas breuk in de Amerikaanse staat Californië. De meeste transformbreuken bevinden zich echter onder
water en zorgen voor het onregelmatig verspringen van de spreidingsruggen. Deze transformbreuken leiden tot
een abrupte overgang in de opbouw van de oceanische plaat ter weerszijden van de rug, die precies in het
verlengde van de transformbreuk ligt. Deze discontinuïten noemen we fracture zones.
Uitdrukking plaatgrenzen in topografie
Met hetgeen we nu weten over de typen plaatgrenzen is het niet moeilijk de grenzen terug te vinden in de
topografie en bathymetrie. De spreidingsruggen vormen lange bergketens op de zeebodem. Subductiezones
kenmerken zich door de aanwezigheid van een diepzeetrog en vaak bevindt er zich een gebergtegordel op de
rand van de bovenliggende plaat. Transformbreuken zijn met name in de oceanen eenvoudig te herkennen.
Continentverschuiving en oceanische spreiding
Het optreden van plaattektoniek blijkt misschien wel het duidelijkst uit de vorm van de kustlijn van de
Atlantische Oceaan. De oostkust van Noord- en Zuid-Amerika past als een puzzelstukje in de westkust van
Afrika en Europa. De suggestie dat continenten kunnen verschuiven werd echter pas geaccepteerd nadat was
aangetoond dat de oceanen aangroeien langs spreidingsruggen. Het bewijs voor oceanische spreiding berust op
1
kenmerken van het magneetveld van de Aarde en het feit dat gesteenten in staat zijn dat magneetveld vast te
leggen.
De “motor” van plaattektoniek
Waarom treedt er eigenlijk plaattektoniek op? In grote lijnen weten we het antwoord precies. De Aarde is van
binnen warm en probeert die warmte kwijt te raken door middel van convectie in de mantel. De mantel gedraagt
zich op de lange tijdschaal als een enorm stroperige vloeistof en beweegt onder invloed van
temperatuurverschillen. De platen aan het aardoppervlak “voelen” en maken soms zelfs direct deel uit van de
stroming in de onderliggende mantel.
Het vloeibare karakter van de mantel komt duidelijk tot uitdrukking in een experiment dat de natuur ons
biedt. Het aardoppervlak van Scandinavië veert nog steeds terug omhoog als reaktie op het afsmelten van de
ijskap die tijdens de laatste ijstijd de aardkorst naar beneden drukte.
Bewegingen op dit moment
De voortdurende langzame beweging tussen twee lithosfeerplaten uit zich in schoksgewijze verplaatsingen langs
steeds wisselende delen van het contactvlak. Bij zo´n plotselinge verplaatsing van het gesteente langs een
breukvlak ontstaan trillingen: de aardbeving. De trillingen planten zich als golven voort door de Aarde. Er
bestaan verschillende typen golven: interne golven als de P- en S-golven en zogenaamde oppervlaktegolven. De
plek waar een aardbeving begint noemen we de haard. Het punt op het aardoppervlak recht boven de haard is het
epicentrum.
Een wereldkaart met daarop aangegeven de epicentra van bevingen die zijn opgetreden in de afgelopen
paar jaar toont duidelijk dat aardbevingen met name plaatsvinden bij plaatgrenzen. We kunnen dus iets leren
over hetgeen zich afspeelt bij een plaatgrens door registraties van aardbevingsgolven te bestuderen. De eersstap
hierbij is het gebruik van zulke registraties om te bepalen waar het epicentrum van een beving zich precies
bevond. Dit is het onderwerp van de eerste opdracht.
Opdracht 1.1 Localisatie van aardbevingen
De P- en S-golven die ontstaan bij een aardbeving verschillen in snelheid en komen daardoor met een zeker
tijdsverschil aan bij een gegeven seismometer (seismograaf). Het verschil in aankomsttijd is een maat voor de
afstand tussen haard en seismometer. In deze eerste opdracht worden de registraties van één bepaalde
aardbeving, zoals gedaan door seismometers opgesteld op drie verschillende plekken op Aarde, gebruikt om de
locatie van het epicentrum te construeren.
Onzuivere plaattektoniek
Strikt genomen stelt de theorie van de plaattektoniek dat de platen zich als starre stukken bolschil over de Aarde
bewegen. Alle vervorming wordt geacht geconcentreerd te zijn bij de plaatgrenzen. Een tweede blik op de
wereldkaart van epicentra toont al dat dit niet overal opgaat. Met name de continenten bevatten uitgestrekte
gebieden waar “diffuus” verdeelde vervorming optreedt. Het gedrag van deze deformatiezones kunnen we
tegenwoordig in detail in kaart brengen door toepassing van plaatsbepaling met behulp van satellieten. Het GPS
systeem blijkt ook hier zijn nut te bewijzen. Betekenen deze nieuwe observaties nu dat plaattektoniek in feite niet
geldig is? Nee, dat is niet de juiste conclusie. Plaattektoniek beschrijft een groot deel van het gedrag van de
buitenste schil van de Aarde en de zones van diffuse vervorming kunnen we het best zien als complicaties op dat
algemeen beeld.
Beschrijving van plaatbeweging
De beweging van een starre plaat over het aardoppervlak is altijd voor te stellen als een rotatie om een
denkbeeldige rotatie-as en vindt plaats met een zekere hoeksnelheid. Het doorprikpunt van de rotatie-as noemen
we de rotatiepool. Bij een oceanische spreidingsrug bestaat er een duidelijke geometrische relatie tussen
enerzijds de oriëntatie van de rugsegmenten, de transformbreuken en fracture zones en anderzijds de plaats van
de rotatiepool. Deze geometrische relatie staat centraal in de tweede opdracht.
2
Opdracht 1.2 Bepaling rotatiepool Atlantische Oceaan
Deze opdracht bestaat uit twee delen. Ten eerste gaan we op basis van een bathymetrische kaart van de centrale
Atlantische Oceaan bepalen waar zich de pool van rotatie van Afrika ten opzichte van Noord-Amerika bevindt.
Ten tweede gebruiken we informatie over het in de oceaanlithosfeer opgeslagen aardmagneetveld om iets te
zeggen over de snelheid van rotatie.
Figuur 1.2.1 toont een gedetailleerde kaart van de bathymetrie van de centrale Atlantische Oceaan. De
oceanische lithosfeer in dit gebied is ontstaan door spreiding bij de Mid-Atlantische Rug. De spreidingsrug is
met witte lijnen aangegeven in de kaart. Het is duidelijk te zien hoe de rug verspringt door transformbreuken.
Met toenemende afstand van de rug gaan de transformbreuken over in fracture zones.
1.2a Maak een schatting van de coördinaten van de pool van hedendaagse spreiding door middel van de
bepaling van tenminste 10 grootcirkels loodrecht op de transformbreuken. Zoek als eerste stap duidelijk
herkenbare transformbreuken en meet (1) de coördinaten van het punt waar rug en transform elkaar kruisen, en
(2) het zogenaamde azimuth van de transformbreuk. Met het azimuth wordt bedoeld de oriëntatie van de breuk,
gegeven door de hoek ten opzichte van het noorden en gemeten in de richting van de wijzers van de klok.
1.2b Reken de gemeten oriëntatie van de transformbreuken om naar de oriëntatie van de loodlijn op iedere
transformbreuk. Immers: de grootcirkels die we zoeken staan steeds loodrecht op de transformbreuken.
1.2c Voer nu de gemeten coördinaten en oriëntaties van de loodlijnen in in het bijbehorende computerprogramma om een kaart te produceren waarop de grootcirkels staan afgebeeld. De pool van spreiding bevindt
zich op het kruispunt van de grootcirkels. Lees de coördinaten van de pool af en maak een schatting van de
onzekerheidsmarge.
In 1968 publiceerden de wetenschappers Dickson, Pitman en Heirtzler een van de eerste magnetische profielen
loodrecht op de spreidingsrug in de zuidelijke Atlantische Oceaan. Hun profiel genaamd V18 kruist de MidAtlantische rug op het punt met coördinaten -30,5°N en -13,5°O en vind je hier als Figuur 1.2.2. De middelste
curve toont het waargenomen magnetische signaal. De bovenste curve toont het signaal gespiegeld ten opzichte
van de spreidingsrug en de onderste curve is een berekende curve die de waarnemingen goed benaderd.
Belangrijk voor ons is de zwart-witte balk onderaan Figuur X2. Deze balk toont de interpretatie van de
magnetische curves. Zwarte blokjes geven aan waar de oceanische korst normaal gepolariseerd is en witte
blokjes stellen de delen met omgekeerde polariteit voor. De horizontale as is voor al de delen van deze figuur
hetzelfde en geeft de afstand tot de spreidingsrug in kilometers.
1.2d Gebruik Figuur 1.2.2 samen met de polariteits-tijdschaal van Figuur 1.2.3 om te berekenen wat—ter
hoogte van profiel V18—de gemiddelde spreidingssnelheid is geweest over de afgelopen 3,4 miljoen jaar.
1.2e Als laatste stap rest ons te berekenen wat de snelheid van rotatie rondom de in 1.2c bepaalde pool is (een
hoeksnelheid in graden per miljoen jaar). Combineer hiervoor de informatie over de afgeleide spreidingssnelheid
ter hoogte van profiel V18 (een baansnelheid) met informatie over de coördinaten van de pool en het punt waar
V18 de rug kruist. Denk zelf na over welke wiskundige uitdrukking(-en) je hier moet toepassen.
3
Afsluiting eerste sessie
We eindigen met een enkele dia waarin de verschillende onderdelen van deze module stuk voor stuk zijn
vertegenwoordigd en met elkaar in verband worden gebracht. Dit beeld wordt bij de start van iedere sessie
getoond om de plaats van het te bespreken onderwerp in het grote geheel duidelijk te maken.
4
Figuur 1.2.1
−60˚
20˚
−55˚
−50˚
−45˚
−40˚
−35˚
−30˚
−25˚
−20˚
−15˚
−10˚
−5˚
0˚
20˚
15˚
15˚
10˚
10˚
5˚
5˚
0˚
0˚
−5˚
−5˚
−10˚
−60˚
−10˚
−55˚
−50˚
−45˚
−40˚
−35˚
−30˚
−25˚
−20˚
−15˚
−10˚
−5˚
0˚
Figuur 1.2.2
Figuur 1.2.3