Sessie 1 Inleiding plaattektoniek

Sessie 2 De Sumatra beving en tsunami
Nadat we in sessie 1 de hoofdelementen van de plaattektoniek hebben leren kennen, geeft deze sessie inzicht in
de seismische activiteit in subductiezones, de meest actieve van de drie soorten plaatgrenzen. De grote Sumatra
aardbeving van 26 december 2004 en de daarbij opgewekte tsunami staan centraal in deze sessie. Het feit dat het
hier een beving van uitzonderlijke sterkte betreft is al reden genoeg voor speciale aandacht, maar de uitgebreide
observaties van deze beving geven ook inzicht in veel andere zware bevingen van hetzelfde type.
Inleiding en plaattektonische context
Wat gebeurt er bij een aardbeving? In vrijwel alle gevallen wordt een aardbeving veroorzaakt door bewegingen
van delen van de Aarde ten opzichte van elkaar langs een breukvlak. In de meeste gevallen is dit een al bestaand
breukvlak. De Sumatra beving van 26 december 2004 is een van de allerzwaarste bevingen die sinds de begintijd
van seismografische registraties (ca. 1900) hebben plaatsgevonden. De beving past in het bekende patroon van
plaatbewegingen, in het bijzonder hier van de Indo-Australische plaat die onder de Euraziatische plaat schuift in
een subductiezone. Indonesie maakt deel uit van de Euraziatische plaat. Deze subductiezone – gemarkeerd met
een diepzee trog - loopt langs de zuidwest-kust van Sumatra en de zuid-kust van Java. Men spreekt van een
convergente plaatsgrens (een plaatgrens waarlangs twee platen elkaar naderen).
De richting van de relatieve beweging langs het breukvlak – ook wel “slip” genoemd - kan snel (binnen een uur)
na de beving bepaald worden door een eerste analyse van de seismogrammen in verschillende seismische
stations. Dit levert de zogenaamde haardmechanisme-oplossing, die de beving in eerste instantie goed
karakteriseert. [Korte behandeling van het principe van een haardmechisme-bepaling.]
Ter hoogte van NW Sumatra beweegt de Indo-Autralische plaat met een snelheid van 6 cm/jaar in N-NO richting
onder de Euraziatische plaat. De categorie van zeer zware bevingen waartoe de Sumatra beving behoort omvat
vrijwel uitsluitend bevingen in subductiezones, van hetzelfde type als de Sumatra beving. Juist door de vele
vernieuwingen in observatie- en analysetechnieken die sinds de voorlaatste grote beving (Chili, 1960) hebben
plaatsgevonden biedt de Sumatra beving nu grote mogelijkheden deze categorie bevingen uitvoerig te
onderzoeken.
Het aardbevingsproces
Bij de 2004 beving is een uitzonderlijk groot deel van het onderschuivingsvlak langs de ZW kust van
Sumatra en verder naar het noorden actief geweest. De totale lengte bedraagt ca. 1200 km.
De beving is begonnen in het ZO deel van het geactiveerde breukvlak en de verplaatsing langs het breukvlak
heeft zich in NW richting uitgebreid. Het breukvoortplantingsproces heeft 12 minuten geduurd (ter vergelijking:
bij de meeste bevingen met magnitude ~8 duurt het breukprrces ongeveer 1,5 - 2 minuten). Hierbij treedt het
Doppler effect op: seismische stations gelegen in NW richting vanuit Sumatra (bijv. Europa) registreren een
signaal (seismogram) met hogere frequenties dan stations gelegen in ZO richting (bijv Australie). De
verplaatsing langs het breukvlak heeft op delen van het actieve breukvlak waarden bereikt van 15-20 meter. Op
andere delen was die veel kleiner: ca 2 meter. Verklaring van verschil: Op delen van het breukvlak is o.a. door
variaties in eigenschappen van het materiaal de relatieve beweging lange tijd geblokkeerd geweest (een
“asperity”). Op die delen van het vlak wordt de spanning langer opgebouwd, tot grotere hoogten. Dit leidt tot
grotere relatieve verplaatsingen als die delen uiteindelijk toch breken. [Details van het breukproces worden
behandeld.]
Unieke nieuwe observaties (#1)
Door aanwezigheid van permanente GPS stations in ZO Azie is de bodembeweging tijdens de aardbeving in
detail geregistreerd.
1
Hoe past de verplaatsing van 2 tot 20 meter langs het breukvlak in het geheel van relatieve plaatbewegingen met
snelheden van enkele centimeters per jaar? [Hier wordt de aardbevingscyclus behandeld; met vervorming van
plaatgrensgebied (hier Sumatra) en relaxatie van spanning en bijbehorende beweging bij de aardbeving.
Ter illustratie een eenvoudige experimentele opstelling van wrijvingsproeven met elastische spanning.]
demo stick-slip gedrag
Aandacht voor eigenschappen van het breukvlak (ruw, glad, oneffenheden) en de rol van normaalspanning (druk
op breukvlak).
Ontbinding van de relatieve plaatbeweging in componenten
Speciale aandacht verdient het punt dat de “slip” (de relatieve beweging langs het breukvlak) niet dezelfde
richting heeft als de plaatbweging (N-NO) maar meer oostelijk georienteerd is, loodrecht op de trog langs de
ZW kust van Sumatra. Dit is een speciale situatie (“strain partitioning”): Waar de plaatbeweging niet loodrecht
op het contact van de twee platen plaatsvindt wordt de relatieve beweging ontbonden in twee componenten: één
loodrecht op het contact en één evenwijdig. De 2004 Sumatra beving representeert de eerste component. De
bewegingen van de tweede component vinden plaats langs een aparte (verticale) breuk die evenwijdig aan de
ZW kust op Sumatra loopt (de “Great Sumatra Fault”). Bij de 2004 was dit verticale breukvlak niet actief!
Opdracht 2.1 Ontbinding van relatieve plaatbeweging
Figuur 2.1.1 toont een kaart van Zuid-Oost Azië met daarop aangegeven de grenzen tussen de verschillende
grote en kleine tektonische platen. In deze opgave zullen we het centrale deel van het getoonde gebied, met
daarin het grootste deel van Indonesië, als een onderdeel van de Euraziatische plaat beschouwen.
Tabel 2.1 geeft de getallen van het globale snelheidsmodel “NUVEL-1A”. Voor ieder van de belangrijkste platen
staan vermeld de coördinaten van de rotatiepool (breedte- en lengtegraad) en de (hoek-)snelheid van rotatie. Het
is belangrijk je te realiseren dat het hier gaat om relatieve snelheden: ieder van de getabelleerde polen beschrijft
een beweging ten opzichte van de Pacifische plaat.
2.1a Gebruik de informatie in Tabel 2.1 en het bij deze opdracht behorende computerprogramma om de
rotatiepool te berekenen die de subductie onder Indonesië beschrijft.
2.1b Bepaal nu met hetzelfde programma de richting en grootte van de snelheid ter plekke van de plaatgrens.
Doe dit voor tenminste 3 locaties: de punten van de plaatgrens met lengtegraad 100°O, 105°O en 110°O. Teken
de snelheidsvektoren in op Figuur X. Gebruik daarbij een schaal van 1 cm = 10 mm/jaar. Zijn er belangrijke
verschillen in snelheid tussen de verschillende punten? Waarom wel of juist niet?
2.1c Bepaal, uitgaande van een volledige partitioning van de relatieve beweging, voor ieder van de 3 locaties de
grootte van de verwachte trog-parallele component. Je kunt dit doen door middel van een constructie op de kaart
Figuur 2.1.1. Op welke plaatsen verwacht je dat de rand van de bovenliggende plaat versneden zal zijn door een
trog-parallele zijschuiving? In welke richting beweegt potentieel de dunne strip plaat tussen subductiezone en
zijschuiving?
2.1d Op lengtegraad 100°O is de uit de haardmechanismen van aardbevingen afgeleide richting van subductie
31° oost van noord. Bepaal de grootte van de snelheden van subductie en trog-parallele zijschuiving.
2
Tabel 2.1.1
NUVEL-1A (DeMets et al., 1994)
Plaat
NB
graden
OL
graden
snelheid
graden/Myr
Afrika
Antarctica
Arabië
Australië
Cariben
Cocos
Eurazië
India
Noord-Amerika
Nazca
Zuid-Amerika
59.160
64.315
59.658
60.080
54.195
36.823
61.066
60.494
48.709
55.578
54.999
-73.174
-83.984
-33.193
1.742
-80.802
251.371
-85.819
-30.403
-78.167
-90.096
-85.752
0.9270
0.8695
1.1107
1.0744
0.8160
1.9975
0.8591
1.1034
0.7486
1.3599
0.6365
Snelheden t.o.v. de Pacifische plaat.
20˚
15˚
10˚
5˚
0˚
−5˚
85˚
90˚
95˚
100˚
105˚
110˚
115˚
120˚
125˚
−15˚
130˚
Figuur 2.1.1
−10˚
Magnitude van de Sumatra beving
De magnitude werd oorspronkelijk geschat op 9,0 maar na analyse van de zeer lange registraties blijkt deze
waarde een onderschatting te zijn. Beter: 9,3 (eventueel 9,2). Met 9,3 is de Sumatra 2004 beving de op een na
grootste beving sinds 1900 (na Chili, 1960: 9,5). De bekende Richter schaal is eigenlijk niet geschikt voor deze
zeer zware bevingen. Beter: de moment magnitude schaal, gebaseerd op de grootheid seismisch moment. Deze
wordt in feite ook gebruikt maar de media blijven volharden in het gebruik van de term “Schaal van Richter”.
[Uitleg van begrip seismische moment.]
Onderlinge verband tussen aardbevingen
De beving van 26 december 2004 werd op 28 mart 2005 gevolgd door een zware beving (magnitude
8,7), van hetzelfde type (onderschuiving) direct ten ZO van het breukvlak van de 2004 beving. Is deze tweede
grote beving op een of andere manier veroorzaakt door de 2004 beving? Hoewel in het algemeen een aardbeving
leidt tot spanningsverlaging, kan lokaal een spanningsverhoging optreden. Dit gebeurt vooral bij het einde van
het actieve breukvlak. Als de spanning daar al dichtbij de kritische waarde (lokale sterkte) was, kan het
aangrenzende deel van het breukvlak hierdoor geactiveerd worden.
Opwekken van tsunami
Als bij een breukproces vertikale beweging optreedt die ook de oceaanbodem omvat, kan er een tsunami
opgewekt worden. Bij de 2004 beving was dit in sterke mate het geval.
[Behandeling vertikale bewegingen voor en tijdens de aardbeving.]
De opheffing van de oceaanbodem gaat gepaard met opheffing van watermassa (potentiële energie), waaruit de
tsunami voortkomt. De golf gaat richting kust en ook richting open oceaan. De opgewekte golven hebben een
zeer lange golflengte en dempen maar langzaam uit. De eerste beweging kan een opwaartse maar ook een
neerwaartse zijn. In het laatste geval valt bij aankomst van een tsunami de kuststrook eerst droog.
De voortplantingsnelheid is een functie van de diepte van de zee of oceaan (de snelheid is gelijk aan de wortel uit
het product van de zwaartekrachtsversnelling g en de diepte h). In open oceaan is de amplitude van de Sumatra
tsunami in de orde van een halve meter geweest, maar bij naderen van een kust werd door de afnemende diepte
de amplitude enorm verhoogd, tot enkele meters. Een tsunami werd vanouds door beperkte amplitude maar
vooral door zeer grote golflengte niet op open zee waargenomen, maar alleen “in de haven”: “tsunami” = haven
golf.
Unieke nieuwe observaties (#2):
Vanuit satellieten is de hoogte van de tsunami in open oceaan gemeten.
Opdracht 2.2 Tsunami
Figuur 2.2.1 is een bathymetrische kaart van de Indische Oceaan en van een stuk van de Atlantische Oceaan. Op
de kaart staan 3 paden aangegeven (“A”, “B” en “C”) waarlangs we ons voorstellen dat verschillende segmenten
van de tsunami van 26 december 2004 zich hebben voortgeplant. De paden beginnen bij het epicentrum van de
beving. Segmenten van het uitdijende golffront bewogen langs de paden naar het zuidwesten. Langs ieder pad
staan witte stippen op een onderlinge afstand van 1000 km. Overigens moet worden opgemerkt dat deze paden
van voortplanting voor het doel van de opdracht zijn vereenvoudigd.
In deze opdracht ga je proberen het tijdsverloop van de voortplanting van de tsunami te bepalen. Je vind
bijvoorbeeld antwoord op de vraag: waar bevond de golf zich na 6 uur? En ook: hoe lang duurde het voordat de
golf bij de kust van Madagascar aan kwam? We maken gebruik van de eenvoudige vergelijking voor de snelheid
van een tsunami.
3
Wanneer je langs pad A de waterdiepte bemonstert krijg je het bathymetrische profiel van Figuur 2.2.2. De
horizontale as geeft van links naar rechts de afstand tot het epicentrum. De bathymetrie is bemonsterd met
stappen van 100 km.
2.2a Verdeel de eerste 5000 km van het bathymetrische profiel langs pad A in 3-5 segmenten met als doel voor
ieder van die segmenten de gemiddelde waterdiepte te bepalen. Bedenk dat er meer dan één manier is om die
segmenten te kiezen. Bediscussieer de voor- en nadelen van iedere optie.
2.2b Bepaal nu voor ieder segment de gemiddelde snelheid van de tsunami.
2.2c Bereken de tijd die de tsunami nodig heeft om ieder van de segmenten te overbruggen en plot tenslotte de
door de tsunami langs pad A afgelegde afstand als functie van de tijd.
2.2d Herhaal de stappen van opdrachten 2a t/m 2c voor de rest van pad A.
2.2e Figuur 2.2.3 toont dat de bathymetrie langs pad B voor de eerste 5000 km ongeveer gelijk is aan die van
pad A maar dan gaat afwijken. Wat is de oorzaak van dit verschil? Wat voor een gevolg denk je dat de
afwijkende bathymetrie heeft voor de voortplanting van de golf? Herhaal stappen 2a t/m 2c voor profiel B vanaf
5000 km.
2.2f Gebruik nu het profiel langs pad C (Figuur 2.2.4) om te bepalen hoeveel tijd verstreek tussen de aardbeving
en het arriveren van de golf bij de kust van Madagascar.
4
0˚
30˚
60˚
90˚
120˚
0
−1000
0˚
0˚
−2000
C
−30˚
−30˚
D
i
e
−3000 p
t
e
−4000
B
A
−5000
−60˚
−60˚
−6000 meter
0˚
30˚
60˚
90˚
120˚
Figuur 2.2.1
Figuur 2.2.2
Afstand [x 1000 km]
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
0
0
1000
1000
2000
2000
3000
3000
4000
4000
5000
5000
6000
6000
0
1
2
3
4
5
6
Afstand [x 1000 km]
7
8
9
10
11
Diepte [m]
Diepte [m]
Pad A
Figuur 2.2.3
Afstand [x 1000 km]
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
0
0
1000
1000
2000
2000
3000
3000
4000
4000
5000
5000
6000
6000
0
1
2
3
4
5
6
Afstand [x 1000 km]
7
8
9
10
11
Diepte [m]
Diepte [m]
Pad B (dunne lijn: pad A)
Figuur 2.2.4
Afstand [x 1000 km]
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
0
0
1000
1000
2000
2000
3000
3000
4000
4000
5000
5000
6000
6000
0
1
2
3
4
5
6
Afstand [x 1000 km]
7
8
9
10
11
Diepte [m]
Diepte [m]
Pad C